Erupção de Samalas 1257 - 1257 Samalas eruption

Erupção de Samalas 1257
Vulcão Samalas
Encontro 1257
Modelo Ultra-Plinian
Localização Lombok , Indonésia
8 ° 24′36 ″ S 116 ° 24′30 ″ E / 8,41000 ° S 116,40833 ° E / -8,41000; 116,40833 Coordenadas : 8 ° 24′36 ″ S 116 ° 24′30 ″ E / 8,41000 ° S 116,40833 ° E / -8,41000; 116,40833
VEI 7
Topografia do Lombok (rotulado) .png
O complexo vulcão-caldeira no norte de Lombok

Em 1257, uma erupção catastrófica ocorreu no vulcão Samalas, na ilha indonésia de Lombok . O evento teve um Índice de Explosividade Vulcânica provável de 7, tornando-se uma das maiores erupções vulcânicas durante a época atual do Holoceno . Ele criou colunas de erupção atingindo dezenas de quilômetros na atmosfera e fluxos piroclásticos que enterraram grande parte de Lombok e cruzaram o mar para chegar à ilha vizinha de Sumbawa . Os fluxos destruíram habitações humanas, incluindo a cidade de Pamatan , que era a capital de um reino em Lombok. As cinzas da erupção caíram até 340 quilômetros (210 milhas) de distância em Java ; o vulcão depositou mais de 10 quilômetros cúbicos (2,4 mi cu) de rochas e cinzas.

A erupção foi testemunhada por pessoas que a registraram no Babad Lombok , um documento escrito em folhas de palmeira . Ele deixou para trás uma grande caldeira que contém o Lago Segara Anak . A atividade vulcânica posterior criou mais centros vulcânicos na caldeira, incluindo o cone Barujari, que permanece ativo. Os aerossóis injetados na atmosfera reduziram a radiação solar que atinge a superfície da Terra, resfriando a atmosfera por vários anos e levando a fomes e quebras de safras na Europa e em outros lugares, embora a escala exata das anomalias de temperatura e suas consequências ainda seja debatida. A erupção pode ter ajudado a desencadear a Pequena Idade do Gelo , um período frio de séculos durante os últimos mil anos. Antes que o local da erupção fosse conhecido, um exame de núcleos de gelo ao redor do mundo encontrou um grande pico na deposição de sulfato por volta de 1257, fornecendo fortes evidências de que uma grande erupção vulcânica ocorreu em algum lugar do mundo. Em 2013, os cientistas vincularam os registros históricos sobre o Monte Samalas a essas pontas.

Geologia

Geologia geral

Samalas (também conhecido como Rinjani Tua ) fazia parte do que hoje é o complexo vulcânico Rinjani, em Lombok, na Indonésia. Os restos do vulcão formam a caldeira Segara Anak, com o Monte Rinjani em sua borda oriental. Desde a destruição de Samalas, dois novos vulcões, Rombongan e Barujari, se formaram na caldeira. O Monte Rinjani também foi vulcanicamente ativo, formando sua própria cratera, Segara Muncar. Outros vulcões da região incluem Agung , Batur e Bratan , na ilha de Bali a oeste.

Localização de Lombok

Lombok é uma das ilhas Sunda Menores no Arco Sunda da Indonésia, uma zona de subducção onde a placa australiana se subduz sob a placa eurasiana a uma taxa de 7 centímetros por ano (2,8 pol / ano). Os magmas que alimentam o Monte Samalas e o Monte Rinjani são provavelmente derivados de rochas peridotíticas abaixo de Lombok, na cunha do manto . Antes da erupção, o Monte Samalas pode ter chegado a 4.200 ± 100 metros (13.780 ± 330 pés), com base em reconstruções que extrapolam para cima a partir das encostas inferiores sobreviventes; sua altura atual é menor que a do vizinho Monte Rinjani, que atinge 3.726 metros (12.224 pés).

As unidades geológicas mais antigas em Lombok são do Oligoceno - Mioceno , com unidades vulcânicas antigas surgindo nas partes do sul da ilha. Samalas foi construída por atividade vulcânica antes de 12.000 anos AP . Rinjani formou-se entre 11.940 ± 40 e 2.550 ± 50 BP, com uma erupção entre 5.990 ± 50 e 2.550 ± 50 BP formando a Pedra-pomes Propok com um volume equivalente de rocha densa de 0,1 quilômetros cúbicos (0,024 cu mi). A pedra-pomes de Rinjani, com um volume equivalente a 0,3 km cúbicos (0,072 mi cu) de rocha densa, pode ter sido depositada por uma erupção de Rinjani ou Samalas; é datado de 2.550 ± 50 BP, no final do intervalo de tempo durante o qual o Rinjani se formou. Os depósitos desta erupção atingiram espessuras de 6 centímetros (2,4 pol.) A 28 quilômetros (17 milhas) de distância. Erupções adicionais por Rinjani ou Samalas são datadas de 11.980 ± 40, 11.940 ± 40 e 6.250 ± 40 BP. A atividade eruptiva continuou até cerca de 500 anos antes de 1257. A maior parte da atividade vulcânica agora ocorre no vulcão Barujari com erupções em 1884, 1904, 1906, 1909, 1915, 1966, 1994, 2004 e 2009; Rombongan estava ativo em 1944. A atividade vulcânica consiste principalmente em erupções explosivas e fluxos de cinzas.

As rochas do vulcão Samalas são principalmente dacíticas , com um SiO
2conteúdo de 62–63 por cento em peso. As rochas vulcânicas no arco de Banda são principalmente cálcio-alcalinas, variando de basalto sobre andesito a dacito . A crosta abaixo do vulcão tem cerca de 20 quilômetros (12 milhas) de espessura, e a extremidade inferior da zona Wadati-Benioff tem cerca de 164 quilômetros (102 milhas) de profundidade.

Erupção

Um pequeno cone erguendo-se acima de um lago esverdeado dentro de uma grande cratera em uma montanha
A caldeira Segara Anak , que foi criada pela erupção

Os eventos da erupção de 1257 foram reconstruídos através da análise geológica dos depósitos que deixou. A erupção provavelmente ocorreu durante o verão do norte em setembro (incerteza de 2 a 3 meses) daquele ano, em vista do tempo que seus traços levariam para alcançar os mantos de gelo polares e serem registrados nos núcleos de gelo e no padrão da tefra depósitos. A erupção começou com um estágio freático (movido por explosão a vapor) que depositou 3 centímetros (1,2 pol.) De cinzas em 400 quilômetros quadrados (150 mi2) do noroeste de Lombok. Seguiu-se um estágio magmático , e pedra-pomes rica em lítico choveu, a precipitação atingindo uma espessura de 8 centímetros (3,1 pol.) Tanto a favor do vento em East Lombok quanto em Bali. Isso foi seguido por rochas lapilli , bem como precipitação de cinzas e fluxos piroclásticos que foram parcialmente confinados nos vales no flanco oeste de Samalas. Alguns depósitos de cinzas foram erodidos pelos fluxos piroclásticos, que criaram estruturas de sulco nas cinzas. Fluxos piroclásticos cruzaram 10 quilômetros (6,2 milhas) do Mar de Bali , alcançando as Ilhas Gili a oeste de Samalas, enquanto blocos de pedra-pomes presumivelmente cobriram o Estreito de Alas entre Lombok e Sumbawa . Os depósitos mostram evidências de interação da lava com a água, então esta fase de erupção foi provavelmente freatomagmática . Foi seguido por três episódios de precipitação de pedra-pomes, com depósitos em uma área mais ampla do que a alcançada por qualquer uma das outras fases de erupção. Essas pedras-pomes caíram até 61 quilômetros (38 mi) para o leste, contra o vento predominante, em Sumbawa, onde têm até 7 centímetros de espessura.

A deposição dessas pedras-pomes foi seguida por outra etapa de atividade de fluxo piroclástico, provavelmente causada pelo colapso da coluna de erupção que gerou os fluxos. Nessa época, a erupção mudou de um estágio de geração de coluna para um estágio semelhante a uma fonte e a caldeira começou a se formar. Esses fluxos piroclásticos foram desviados pela topografia de Lombok, preenchendo vales e contornando obstáculos, como vulcões mais antigos, à medida que se expandiam pela ilha, incinerando sua vegetação. A interação entre esses fluxos e o ar desencadeou a formação de nuvens de erupção adicionais e fluxos piroclásticos secundários. Onde os fluxos entraram no mar ao norte e a leste de Lombok, explosões de vapor criaram cones de pedra-pomes nas praias e fluxos piroclásticos secundários adicionais. Os recifes de coral foram soterrados pelos fluxos piroclásticos; alguns fluxos cruzaram o estreito de Alas entre Sumbawa e Lombok e formaram depósitos em Sumbawa. Esses fluxos piroclásticos alcançaram volumes de 29 quilômetros cúbicos (7,0 cu mi) em Lombok e espessuras de 35 metros (115 pés) até 25 quilômetros (16 milhas) de Samalas. As fases da erupção também são conhecidas como P1 (fase freática e magmática), P2 (freatomagmática com fluxos piroclásticos), P3 ( Pliniano ) e P4 (fluxos piroclásticos). A duração das fases P1 e P3 não é conhecida individualmente, mas as duas fases combinadas (não incluindo P2) duraram entre 12 e 15 horas. Os fluxos piroclásticos alteraram a geografia de Lombok oriental, enterrando vales de rios e estendendo a linha costeira; uma nova rede fluvial desenvolvida nos depósitos vulcânicos após a erupção. A coluna de erupção atingiu uma altura de 39–40 quilômetros (24–25 mi) durante o primeiro estágio (P1), e de 38–43 quilômetros (24–27 mi) durante o terceiro estágio (P3); foi alto o suficiente para que SO
2nele e sua razão isotópica S foi influenciada pela fotólise em grandes altitudes.

Rochas vulcânicas ejetadas pela erupção cobriram Bali e Lombok e partes de Sumbawa. Tephra na forma de camadas de cinzas finas da erupção caiu tão longe quanto Java, formando parte do Muntilan Tephra, que foi encontrado nas encostas de outros vulcões de Java, mas não pode ser associado a erupções nesses sistemas vulcânicos. Esta tefra é agora considerada um produto da erupção de 1257 e, portanto, também é conhecida como Samalas Tephra. Atinge espessuras de 2–3 centímetros (0,79–1,18 pol.) No Monte Merapi , 15 centímetros (5,9 pol.) No Monte Bromo , 22 centímetros (8,7 pol.) Em Ijen e 12–17 centímetros (4,7–6,7 pol.) Em Agung de Bali vulcão. No Lago Logung, a 340 quilômetros (210 milhas) de Samalas em Java, ele tem 3 centímetros (1,2 pol.) De espessura. A maior parte da tefra foi depositada a oeste-sudoeste de Samalas. Considerando a espessura de Samalas Tephra encontrada no Monte Merapi, o volume total pode ter alcançado 32-39 quilômetros cúbicos (7,7-9,4 mi cu). O índice de dispersão (a área de superfície coberta por uma queda de cinza ou tefra) da erupção atingiu 7.500 quilômetros quadrados (2.900 milhas quadradas) durante a primeira fase e 110.500 quilômetros quadrados (42.700 milhas quadradas) durante a terceira fase, o que implica que estes foram Erupção Pliniana e uma erupção Ultrapliniana, respectivamente.

As gotas de pedra-pomes com granulação fina e cor cremosa da erupção de Samalas têm sido usadas como marcador tefrocronológico em Bali. A tefra do vulcão foi encontrada em núcleos de gelo a até 13.500 quilômetros (8.400 milhas) de distância, e uma camada de tefra amostrada na ilha de Dongdao no Mar da China Meridional foi provisoriamente ligada a Samalas. Cinzas e aerossóis podem ter impactado humanos e corais a grandes distâncias da erupção.

Existem várias estimativas dos volumes expelidos durante as várias fases da erupção de Samalas. O primeiro estágio atingiu um volume de 12,6–13,4 quilômetros cúbicos (3,0–3,2 mi cu). A fase freatomagmática foi estimada em um volume de 0,9–3,5 quilômetros cúbicos (0,22–0,84 mi cu). O volume equivalente de rocha densa total de toda a erupção foi de pelo menos 40 quilômetros cúbicos (9,6 cu mi). O magma erupcionado era traquidacítico e continha anfibólio , apatita , clinopiroxênio , sulfeto de ferro , ortopiroxênio , plagioclásio e titanomagnetita . Ele se formou a partir do magma basáltico por cristalização fracionada e tinha uma temperatura de cerca de 1.000 ° C (1.830 ° F). Sua erupção pode ter sido desencadeada pela entrada de novo magma na câmara de magma ou pelos efeitos da flutuabilidade das bolhas de gás.

A erupção teve um Índice de Explosividade Vulcânica de 7, tornando-se uma das maiores erupções da atual época do Holoceno. Erupções de intensidade comparável incluem a erupção do lago Kurile (em Kamchatka , Rússia) no 7º milênio AC , a erupção do Monte Mazama (Estados Unidos, Oregon ) no 6º milênio AC, a erupção do Cerro Blanco ( Argentina ) cerca de 4.200 anos atrás, o Erupção minóica (em Santorini , Grécia) entre 1627 e 1600 aC e a erupção do Lago Ilopango (El Salvador) em Tierra Blanca Joven no século VI. Essas grandes erupções vulcânicas podem resultar em impactos catastróficos sobre os humanos e perda generalizada de vidas, tanto perto do vulcão quanto em distâncias maiores.

A erupção deixou a caldeira Segara Anak de 6–7 quilômetros (3,7–4,3 milhas) de largura onde a montanha Samalas estava antes; dentro de suas paredes de 700–2.800 metros (2.300–9.200 pés) de altura, formou-se um lago de cratera de 200 metros (660 pés) de profundidade chamado Lago Segara Anak . O cone Barujari se eleva 320 metros (1.050 pés) acima da água do lago e entrou em erupção 15 vezes desde 1847. Um lago da cratera possivelmente já existia em Samalas antes da erupção e abastecia sua fase freatomagmática com 0,1–0,3 quilômetros cúbicos (0,024–0,072 cu mi) de água. Alternativamente, a água pode ter vindo de aquíferos . 2,1–2,9 quilômetros cúbicos (0,50–0,70 cu mi) de rocha de Rinjani desabou na caldeira, deixando uma estrutura de colapso que corta as encostas de Rinjani de frente para a caldeira de Samalas.

A erupção que formou a caldeira foi reconhecida pela primeira vez em 2003 e, em 2004, um volume de 10 quilômetros cúbicos (2,4 mi cu) foi atribuído a essa erupção. As primeiras pesquisas consideraram que a erupção formadora da caldeira ocorreu entre 1210 e 1300. Em 2013, Lavigne sugeriu que a erupção ocorreu entre maio e outubro de 1257, resultando nas mudanças climáticas de 1258. Várias aldeias em Lombok são construídas nos depósitos de fluxo piroclástico de o evento 1257.

História da pesquisa

Um grande evento vulcânico em 1257–1258 foi descoberto pela primeira vez a partir de dados em amostras de gelo; concentrações especificamente aumentadas de sulfato foram encontradas em 1980 no núcleo de gelo de Crête ( Groenlândia , perfurado em 1974) associado a um depósito de cinza riolítica . A camada 1257–1258 é o terceiro maior sinal de sulfato em Crête; a princípio, uma fonte em um vulcão perto da Groenlândia foi considerada, mas os registros islandeses não mencionaram erupções por volta de 1250 e foi descoberto em 1988 que núcleos de gelo na Antártica - na Estação Byrd e no Pólo Sul - também continham sinais de sulfato. Espigões de sulfato também foram encontrados em núcleos de gelo da Ilha Ellesmere , Canadá, e os espigões de sulfato de Samalas foram usados ​​como marcadores estratigráficos para núcleos de gelo antes mesmo do vulcão que os causou ser conhecido.

Os núcleos de gelo indicaram um grande pico de sulfato, acompanhado pela deposição de tefra, por volta de 1257–1259, o maior em 7.000 anos e duas vezes o tamanho do pico devido à erupção de Tambora em 1815 . Em 2003, um volume equivalente de rocha densa de 200–800 quilômetros cúbicos (48–192 cu mi) foi estimado para esta erupção, mas também foi proposto que a erupção poderia ter sido um pouco menor e mais rica em enxofre. O vulcão responsável foi pensado para estar localizado no Anel de Fogo, mas não pôde ser identificado a princípio; O vulcão Tofua em Tonga foi proposto inicialmente, mas rejeitado, pois a erupção do Tofua era muito pequena para gerar os picos de sulfato de 1257. Uma erupção vulcânica em 1256 em Harrat al-Rahat perto de Medina também foi pequena demais para desencadear esses eventos. Outras propostas incluíram várias erupções simultâneas. O diâmetro da caldeira deixada pela erupção foi estimado em 10-30 quilômetros (6,2-18,6 mi), e a localização foi estimada como perto do equador e provavelmente ao norte dele.

Embora a princípio nenhuma anomalia climática nítida pudesse ser correlacionada às camadas de sulfato de 1257, em 2000 fenômenos climáticos foram identificados em registros medievais do hemisfério norte que são característicos de erupções vulcânicas. Anteriormente, as alterações climáticas foram relatadas a partir de estudos de anéis de árvores e reconstruções climáticas. Os depósitos mostraram que os distúrbios climáticos relatados naquela época foram devido a um evento vulcânico, a propagação global indicando um vulcão tropical como a causa.

A sugestão de que Samalas / Rinjani poderia ser o vulcão fonte foi levantada pela primeira vez em 2012, uma vez que os outros vulcões candidatos - El Chichón e Quilotoa - não combinavam com a química dos picos de enxofre. El Chichon, Quilotoa e Okataina também foram inconsistentes com o intervalo de tempo e o tamanho da erupção.

Todas as casas foram destruídas e varridas, flutuando no mar, e muitas pessoas morreram.

Babad Lombok ,

A ligação conclusiva entre esses eventos e uma erupção de Samalas foi feita em 2013 com base na datação por radiocarbono de árvores em Lombok e Babad Lombok , uma série de escritos em javaneses antigos em folhas de palmeira que descreviam um evento vulcânico catastrófico em Lombok que ocorreu antes de 1300. Essas descobertas induziram Franck Lavigne , um geocientista da Universidade Pantheon-Sorbonne que já havia suspeitado que um vulcão naquela ilha poderia ser o responsável, a concluir que o vulcão Samalas era esse vulcão. O papel da erupção de Samalas nos eventos climáticos globais foi confirmado pela comparação da geoquímica dos fragmentos de vidro encontrados em núcleos de gelo com a dos depósitos de erupção em Lombok. Mais tarde, as semelhanças geoquímicas entre a tefra encontrada nos núcleos de gelo polar e os produtos da erupção de Samalas reforçaram esta localização.

Efeitos climáticos

Dados de aerossol e paleoclima

Os núcleos de gelo no hemisfério norte e sul exibem picos de sulfato associados a Samalas. O sinal é o mais forte do hemisfério sul nos últimos 1000 anos; uma reconstrução chega a considerá-la a mais forte dos últimos 2.500 anos. É cerca de oito vezes mais forte do que o de Krakatau . No hemisfério norte, só é excedido pelo sinal da destrutiva erupção Laki de 1783/1784 ; Os picos de sulfato de núcleo de gelo têm sido usados ​​como um marcador de tempo em estudos cronoestratigráficos. Núcleos de gelo de Illimani, na Bolívia, contêm pontas de tálio e sulfato da erupção. Para efeito de comparação, a erupção do Pinatubo em 1991 ejetou apenas cerca de um décimo da quantidade de enxofre lançada por Samalas. A deposição de sulfato da erupção de Samalas foi observada em Svalbard , e a precipitação de ácido sulfúrico do vulcão pode ter afetado diretamente as turfeiras no norte da Suécia. Além disso, os aerossóis de sulfato podem ter extraído grandes quantidades do isótopo de berílio 10
Seja da estratosfera ; tal evento de extração e a deposição subsequente em núcleos de gelo podem imitar mudanças na atividade solar . A quantidade de dióxido de enxofre liberada pela erupção foi estimada em 158 ± 12 milhões de toneladas. A liberação em massa foi maior do que para a erupção Tambora; Samalas pode ter sido mais eficaz em injetar tefra na estratosfera , e o magma de Samalas pode ter um conteúdo de enxofre mais alto. Após a erupção, provavelmente levou semanas a meses para que a precipitação radioativa alcançasse grandes distâncias do vulcão. Quando erupções vulcânicas em grande escala injetam aerossóis na atmosfera, eles podem formarvéus estratosféricos . Isso reduz a quantidade de luz que atinge a superfície e causa temperaturas mais baixas, o que pode levar a um rendimento ruim da colheita. Esses aerossóis de sulfato, no caso da erupção de Samalas, podem ter permanecido em altas concentrações por cerca de três anos, de acordo com as descobertas no núcleo de gelo Dome C na Antártica , embora uma quantidade menor possa ter persistido por um tempo adicional.

Outros registros do impacto da erupção incluem diminuição do crescimento de árvores na Mongólia entre 1258 e 1262 com base em dados de anéis de árvores , anéis de geada (anéis de árvores danificados pela geada durante a estação de crescimento), anéis de árvores leves no Canadá e noroeste da Sibéria de 1258 e 1259 respectivamente, finos anéis de árvores em Sierra Nevada , Califórnia, sedimentos de lagos dos EUA registrando um episódio de resfriamento no nordeste da China, uma monção muito úmida no Vietnã, secas em muitos lugares no hemisfério norte , bem como no sul da Tailândia , registros de cavernas e uma década de desbaste de anéis de árvores na Noruega e na Suécia. O resfriamento pode ter durado de 4 a 5 anos com base em simulações e dados de anéis de árvores.

Outro efeito da mudança climática induzida pela erupção pode ter sido uma breve diminuição nas concentrações atmosféricas de dióxido de carbono. Uma diminuição na taxa de crescimento das concentrações atmosféricas de dióxido de carbono foi registrada após a erupção do Pinatubo em 1992; vários mecanismos para diminuições de origem vulcânica no CO atmosférico
2concentração foram propostas, incluindo oceanos mais frios absorvendo CO extra
2e liberando menos dele, diminuiu as taxas de respiração levando ao acúmulo de carbono na biosfera e aumentou a produtividade da biosfera devido ao aumento da luz solar espalhada e à fertilização dos oceanos por cinzas vulcânicas.

O sinal de Samalas é relatado apenas de forma inconsistente a partir das informações climáticas dos anéis das árvores , e os efeitos da temperatura foram igualmente limitados, provavelmente porque a grande saída de sulfato alterou o tamanho médio das partículas e, portanto, seu forçamento radiativo . A modelagem climática indicou que a erupção de Samalas pode ter reduzido as temperaturas globais em aproximadamente 2 ° C (3,6 ° F), um valor amplamente não replicado por dados proxy. Uma melhor modelagem com um modelo de circulação geral que inclui uma descrição detalhada do aerossol indicou que a principal anomalia de temperatura ocorreu em 1258 e continuou até 1261. Os modelos climáticos tendem a superestimar o impacto climático de uma erupção vulcânica; uma explicação é que os modelos climáticos tendem a assumir que a profundidade ótica do aerossol aumenta linearmente com a quantidade de enxofre erupcionado quando, na realidade, processos autolimitantes limitam seu crescimento. A possível ocorrência de um El Niño antes da erupção pode ter reduzido ainda mais o resfriamento.

Acredita-se que a erupção de Samalas, junto com o resfriamento do século 14, tenha desencadeado o crescimento das calotas polares e do gelo marinho , e o avanço das geleiras na Noruega. Os avanços do gelo após a erupção de Samalas podem ter fortalecido e prolongado os efeitos climáticos. A atividade vulcânica posterior em 1269, 1278 e 1286 e os efeitos do gelo marinho no Atlântico Norte teriam contribuído ainda mais para a expansão do gelo. Os avanços da geleira desencadeados pela erupção de Samalas são documentados na Ilha Baffin , onde o avanço do gelo matou e incorporou a vegetação, conservando-a. Da mesma forma, uma mudança no Ártico Canadá de uma fase de clima quente para uma mais fria coincide com a erupção de Samalas.

Efeitos simulados

De acordo com as reconstruções de 2003, o resfriamento do verão atingiu 0,69 ° C (1,24 ° F) no hemisfério sul e 0,46 ° C (0,83 ° F) no hemisfério norte. Dados proxy mais recentes indicam que uma queda de temperatura de 0,7 ° C (1,3 ° F) ocorreu em 1258 e de 1,2 ° C (2,2 ° F) em 1259, mas com diferenças entre várias áreas geográficas. Para efeito de comparação, a forçante radiativa da erupção do Pinatubo em 1991 foi cerca de um sétimo da erupção de Samalas. As temperaturas da superfície do mar também diminuíram 0,3–2,2 ° C (0,54–3,96 ° F), provocando mudanças nas circulações do oceano. As mudanças na temperatura e salinidade do oceano podem ter durado por uma década. A precipitação e a evaporação diminuíram, a evaporação reduziu mais do que a precipitação.

As erupções vulcânicas também podem levar bromo e cloro para a estratosfera, onde contribuem para a quebra do ozônio por meio de seus óxidos, monóxido de cloro e monóxido de bromo . Enquanto a maior parte do bromo e cloro erupcionados teriam sido eliminados pela coluna de erupção e, portanto, não teriam entrado na estratosfera, as quantidades que foram modeladas para a liberação de halogênio de Samalas (227 ± 18 milhões de toneladas de cloro e até 1,3 ± 0,3 milhões de toneladas de bromo) teria reduzido o ozônio estratosférico, embora apenas uma pequena porção dos halogênios tivesse atingido a estratosfera. Uma hipótese é que o aumento resultante da radiação ultravioleta na superfície da Terra pode ter levado à imunossupressão generalizada nas populações humanas, explicando o início das epidemias nos anos seguintes à erupção.

Efeitos climáticos

Samalas, junto com a erupção do Kuwae na década de 1450 e Tambora em 1815, foi um dos eventos de resfriamento mais fortes do último milênio, ainda mais do que no auge da Pequena Idade do Gelo. Depois de um inverno quente inicial de 1257–1258, resultando no florescimento precoce de violetas, de acordo com relatórios da França, os verões europeus eram mais frios após a erupção e os invernos eram longos e frios.

A erupção de Samalas ocorreu após a Anomalia Climática Medieval , um período no início do último milênio com temperaturas excepcionalmente quentes e em um momento em que um período de estabilidade climática estava terminando, com erupções anteriores em 1108, 1171 e 1230 já afetando o clima global . Os períodos de tempo subsequentes exibiram aumento da atividade vulcânica até o início do século XX. O período de 1250–1300 foi fortemente perturbado por atividade vulcânica e é registrado por uma moreia de um avanço glacial na Ilha de Disko , embora a moreia possa indicar um período de frio pré-Samalas. Esses distúrbios vulcânicos, juntamente com os efeitos de feedback positivo do aumento do gelo, podem ter iniciado a Pequena Idade do Gelo, mesmo sem a necessidade de mudanças na radiação solar, embora essa teoria não esteja isenta de desacordo. A Pequena Idade do Gelo foi um período de vários séculos durante o último milênio, durante o qual as temperaturas globais foram reduzidas; o resfriamento foi associado a erupções vulcânicas.

Outros efeitos inferidos da erupção são:

Outras regiões, como o Alasca, não foram afetadas. Há poucas evidências de que o crescimento das árvores foi influenciado pelo frio no que hoje é o oeste dos Estados Unidos , onde a erupção pode ter interrompido um período prolongado de seca . O efeito do clima no Alasca pode ter sido moderado pelo oceano próximo. Em 1259, a Europa Ocidental e a costa oeste da América do Norte apresentavam clima ameno.

Consequências sociais e históricas

A erupção levou a um desastre global em 1257-1258. Erupções vulcânicas muito grandes podem causar sofrimento humano significativo, incluindo fome, longe do vulcão devido aos seus efeitos no clima. Os efeitos sociais são freqüentemente reduzidos pela resiliência dos humanos.

Reino de Lombok e Bali (Indonésia)

Na época, a Indonésia ocidental e central foram divididas em reinos concorrentes que muitas vezes construíram complexos de templos com inscrições que documentam eventos históricos. No entanto, existem poucas evidências históricas diretas das consequências da erupção de Samalas. Os Babad Lombok descrevem como as aldeias em Lombok foram destruídas durante meados do século 13 por fluxos de cinzas, gás e lava, e dois documentos adicionais conhecidos como Babad Sembalun e Babad Suwung também podem fazer referência à erupção. Eles também são - junto com outros textos - a fonte do nome "Samalas" enquanto o nome "Suwung" - "quieto e sem vida" - pode, por sua vez, ser uma referência ao período posterior à erupção.

O Monte Rinjani caiu em avalanche e o Monte Salamas desabou, seguido por grandes fluxos de destroços acompanhados pelo barulho vindo de pedras. Esses fluxos destruíram Pamatan. Todas as casas foram destruídas e varridas, flutuando no mar, e muitas pessoas morreram. Durante sete dias, grandes terremotos abalaram a Terra, encalhado em Leneng, arrastado pelos fluxos de pedra, Pessoas escaparam e alguns deles escalaram as colinas.

-  Babad Lombok ,

A cidade de Pamatan, capital de um reino em Lombok, foi destruída e ambas desapareceram dos registros históricos. A família real sobreviveu ao desastre de acordo com o texto javanês, e não há evidências claras de que o próprio reino foi destruído pela erupção, já que a história lá é pouco conhecida em geral. Milhares de pessoas morreram durante a erupção, embora seja possível que a população de Lombok tenha fugido antes da erupção. Em Bali, o número de inscrições diminuiu após a erupção, e Bali e Lombok podem ter sido despovoados por ela, possivelmente por gerações, permitindo que o rei Kertanegara de Singhasari em Java conquistasse Bali em 1284 com pouca resistência. A costa oeste de Sumbawa foi despovoada e permanece assim até hoje; presumivelmente, a população local viu a área devastada pela erupção como "proibida" e essa memória persistiu até tempos recentes.

Oceania e Nova Zelândia

Os eventos históricos na Oceania são geralmente mal datados, tornando difícil avaliar o momento e o papel de eventos específicos, mas há evidências de que entre 1250 e 1300 houve crises na Oceania, por exemplo na Ilha de Páscoa , que podem estar relacionadas com o início da Pequena Idade do Gelo e da erupção de Samalas. Por volta de 1300, assentamentos em muitos lugares do Pacífico foram realocados, talvez por causa da queda do nível do mar que ocorreu depois de 1250, e a erupção do Pinatubo em 1991 foi associada a pequenas quedas no nível do mar.

As mudanças climáticas desencadeadas pela erupção de Samalas e o início da Pequena Idade do Gelo podem ter levado as pessoas na Polinésia a migrar para o sudoeste no século 13. O primeiro assentamento da Nova Zelândia provavelmente ocorreu de 1230–1280 DC e a chegada de pessoas lá e em outras ilhas da região pode refletir essa migração induzida pelo clima.

Europa, Oriente Médio e Oriente Médio

Crônicas contemporâneas na Europa mencionam condições climáticas incomuns em 1258. Relatórios de 1258 na França e na Inglaterra indicam uma névoa seca, dando a impressão de uma cobertura de nuvens persistente para os observadores contemporâneos. As crônicas medievais dizem que em 1258, o verão foi frio e chuvoso, causando enchentes e más colheitas, com frio de fevereiro a junho. A geada ocorreu no verão de 1259, de acordo com as crônicas russas. Na Europa e no Oriente Médio, mudanças nas cores atmosféricas, tempestades, frio e clima severo foram relatadas em 1258–1259, com problemas agrícolas estendendo-se ao norte da África. Na Europa, o excesso de chuva, frio e muita nebulosidade danificaram as safras e causaram fomes seguidos por epidemias , embora 1258–1259 não tenham causado fomes tão graves como algumas outras, como a Grande Fome de 1315–17 .

Inchados e apodrecendo em grupos de cinco ou seis, os mortos jaziam abandonados nos chiqueiros, montes de esterco e nas ruas lamacentas.

Matthew Paris , cronista de St. Albans,

No noroeste da Europa, os efeitos incluíram quebra de safra, fome e mudanças climáticas. A fome em Londres foi associada a este evento; esta crise alimentar não foi extraordinária e houve problemas com colheitas já antes da erupção. A fome ocorreu em um momento de crise política entre o rei Henrique III da Inglaterra e os magnatas ingleses . Testemunhas relataram um número de mortos de 15.000 a 20.000 em Londres. Um enterro em massa de vítimas da fome foi encontrado na década de 1990 no centro de Londres. Matthew Paris de St Albans descreveu como, até meados de agosto de 1258, o clima alternava entre frio e chuva forte, causando alta mortalidade.

A fome resultante foi severa o suficiente para que grãos fossem importados da Alemanha e da Holanda. O preço do cereal aumentou na Grã-Bretanha, França e Itália. Surtos de doenças ocorreram durante essa época no Oriente Médio e na Inglaterra. Durante e após o inverno de 1258-59, o clima excepcional foi relatado com menos frequência, mas o inverno de 1260-61 foi muito severo na Islândia, Itália e outros lugares. A interrupção causada pela erupção pode ter influenciado o início da revolta Mudéjar de 1264–1266 na Península Ibérica . O movimento flagelante , que foi registrado pela primeira vez na Itália em 1260, pode ter se originado na angústia social causada pelos efeitos da erupção, embora a guerra e outras causas provavelmente tenham desempenhado um papel mais importante do que os eventos naturais.

Consequências de longo prazo na Europa e no Oriente Próximo

A longo prazo, o resfriamento do Atlântico Norte e a expansão do gelo marinho nele podem ter impactado as sociedades da Groenlândia e da Islândia ao restringir a navegação e a agricultura, talvez permitindo que novos choques climáticos por volta de 1425 acabem com a existência do assentamento nórdico na Groenlândia. Outra possível consequência da erupção em longo prazo foi a perda de controle do Império Bizantino sobre o oeste da Anatólia , por causa de uma mudança no poder político de fazendeiros bizantinos para pastores principalmente turcomanos na área. Invernos mais frios causados ​​pela erupção teriam impactado a agricultura de forma mais severa do que o pastoralismo.

Região de Four Corners, América do Norte

A erupção de Samalas de 1257 ocorreu durante o período Pueblo III, no sudoeste da América do Norte, durante o qual a região de Mesa Verde , no rio San Juan, foi o local das chamadas moradias de penhasco . Vários locais foram abandonados após a erupção, o que esfriou o clima local. A erupção de Samalas foi uma entre várias erupções durante este período que pode ter desencadeado tensões climáticas, que por sua vez causou conflitos dentro da sociedade dos Puebloans Ancestrais ; possivelmente eles deixaram o norte do planalto do Colorado como consequência.

Altiplano, América do Sul

No Altiplano da América do Sul, um intervalo frio e seco entre 1200 e 1450 foi associado à erupção de Samalas e à erupção de 1280 do vulcão Quilotoa no Equador. O uso da agricultura de sequeiro aumentou na área entre o Salar de Uyuni e o Salar de Coipasa, apesar das mudanças climáticas, o que implica que a população local enfrentou de forma eficaz os efeitos da erupção.

Nordeste da ásia

Problemas também foram registrados na China, Japão e Coréia. No Japão, a crônica de Azuma Kagami menciona que os arrozais e jardins foram destruídos pelo tempo frio e úmido, e a chamada fome Shôga pode ter sido agravada pelo mau tempo em 1258 e 1259. Outros efeitos da erupção incluem um escurecimento total da Lua em maio de 1258 durante um eclipse lunar , um fenômeno também registrado na Europa; aerossóis vulcânicos reduzem a quantidade de luz solar espalhada na sombra da Terra e, portanto, o brilho da Lua eclipsada. Os efeitos da erupção também podem ter acelerado o declínio do Império Mongol , embora o evento vulcânico provavelmente não tenha sido a única causa, e pode ter deslocado seu centro de poder para a parte chinesa dominada por Kublai Khan, que era mais adaptada a condições frias de inverno.

Veja também

Notas

Referências

Fontes

links externos