Hiver volcanique

Un hiver volcanique est une baisse de la température provoquée par des cendres volcaniques et des gouttelettes d'acide sulfurique, dues à une forte éruption volcanique, présentes dans l'atmosphère et réfléchissant les rayons du soleil. On parle aussi de « forçage volcanique » expression construite à partir de l'anglais volcanic forcing.

Mécanisme

Réduction du rayonnement solaire occasionnée par la présence d'aérosols volcaniques présents dans la stratosphère (mesures de l'observatoire de Mauna Loa)

Une éruption volcanique peut avoir de nombreux effets sur l'atmosphère et la météorologie. Il faut ici distinguer les effets troposphériques en général limités géographiquement et temporellement, des effets stratosphériques qui peuvent concerner le globe terrestre et durer des mois, seuls ces effets peuvent entraîner un « hiver volcanique ». Les matières - gaz et poussières - éjectées à haute altitude par les éruptions les plus puissantes se répartissent assez rapidement sur une grande surface terrestre, en raison des courants aériens. Certains des gaz volcaniques réagissent alors avec l'air et forment des aérosols perturbant la transmission du rayonnement solaire. C'est notamment le cas du dioxyde de souffre qui forme des gouttelettes d'acide sulfurique en réagissant avec l'eau de l'atmosphère. L'opacité de la haute atmosphère est accrue : moins de rayonnement solaire parvient au sol, dans le cas des éruptions les plus importantes le climat peut ainsi être refroidi sur de vastes zones. Toutefois ce refroidissement n'est pas le seul effet des aérosols : si à basse altitude la température baisse, dans la stratosphère les aérosols déclenchent au contraire, par effet de serre, une élévation des températures. Les aérosols volcaniques ont donc un effet dynamique sur le climat et agissent non seulement en refroidissant la basse atmosphère mais aussi en perturbant les courants de la haute atmosphère. Ces effets sont cependant limités dans le temps : les aérosols retombent en quelques mois. Les plus puissantes éruptions peuvent cependant occasionner la présence d'aérosols sur une durée de 1 à 3 ans. Une éruption volcanique agit donc sur le climat en fonction de la violence de l'éruption, de la composition des éjectats, mais aussi de la position du volcan. Un volcan situé dans la zone équatoriale disperse plus largement et plus rapidement ses aérosols dans l'atmosphère et a donc plus facilement un effet global sur l'atmosphère. Enfin l'effet de l'éruption dépend aussi de la date d'éruption dans l'année ainsi que de l'état du système climatique au moment de l'éruption (par exemple la vigueur de l'ENSO).

Effets sur le vivant

Les causes d'un phénomène dit de goulot d'étranglement sur les populations du vivant, c’est-à-dire une chute brutale des populations d'espèces suivie immédiatement par une période de grande divergence génétique parmi les survivants — peuvent être attribuées aux hivers volcaniques les plus importants, comme celui du Toba. Selon l'anthropologiste Stanley Ambrose, de tels évènements diminuent l'importance de populations à des niveaux suffisamment bas pour que des évolutions puissent survenir plus vite sur de petites populations d'individus et produire une rapide « différenciation de population ».

Cas d'anciens hivers volcaniques

Le lac Toba

Un terrible hiver volcanique s'est produit il y a environ entre 71 000 et 73 000 ans, après la super-éruption (super-volcan) du lac Toba sur l'île de Sumatra (île indonésienne située sur l'équateur). Dans les 6 années qui ont suivi, il y eut le plus fort dépôt de sulfure volcanique sur la Terre connu lors des 110 000 dernières années, causant une probable déforestation complète en Asie du Sud-Est et un refroidissement des océans de 3 à 3,5 °C. L'éruption provoqua également un âge glaciaire instantané sur la Terre, en accélérant une tendance glaciaire déjà amorcée, ce qui a entraîné un effondrement de la population humaine et animale.

Combiné au fait que la plupart des différenciations humaines se produisirent à la même période, c'est un cas probable de goulot d'étranglement de population lié aux hivers volcaniques (voir la théorie de la catastrophe de Toba). En moyenne, ces hivers volcaniques interviennent sur la Terre tous les 50 000 ans.

Cas historiquement attestés et possibles de forçages volcaniques

Identification des cas

Dépôts sulfurés mesurés dans une carotte prélevée au Groenland. Le pic de 1816 correspond à l'éruption du Tambora, les carottes ont révélé un pic antérieur en 1810 correspondant à une perturbation consécutive à l'éruption d'un volcan inconnu en 1809^[1].

L'échelle des récents hivers volcaniques est plus modeste mais leurs effets sont malgré tout significatifs. Il est cependant difficile à quantifier pour les éruptions anciennes et les cas antérieurs au XVIII^e siècle sont encore mal connus. L'identification de ces hivers volcaniques repose sur la confrontation de sources historiques, géologiques et paléoclimatiques. Ces dernières sont avant tout constituées par les carottes glaciaires. Celles-ci, prélevées dans les calottes polaires (Groenland ou Antarctique) présentent une stratigraphie annuelle qui permet de retracer des événements climatiques et météorologiques. On peut y retrouver les dépôts sulfurés résultant des retombées des gaz volcaniques. Ces gaz peuvent être identifiés par analyse de la résistance électrique de la glace - plus acide à cet endroit - ou par des analyses chimiques plus précises. Pour les éruptions les plus anciennes, seule la confrontation de plusieurs carottes permet de quantifier avec un assez grande certitude l'ampleur des dépôts et donc de la perturbation climatique. Elle peut alors être recherchée dans d'autres types de sources, notamment par des analyses dendrochronologiques. L'analyse géologique du volcan responsable de la perturbation - quand il est connu - peut permettre de préciser la violence de son explosion (VEI) et surtout de rapporter sa situation géographique à la quantité de dépôt sulfuré mesurée aux pôles. Les sources historiques sont susceptibles d'apporter de nombreux éléments : indication de perturbations météorologiques notées par les contemporains (hiver rigoureux, été pluvieux etc…), indication de phénomènes typiques de telles éruptions (coucher de soleil particulièrement rougeoyant, phénomène de brouillard sec), elles peuvent éclairer enfin sur les conséquences indirectes de ces perturbations : disettes, famines, épidémies et tensions sociales consécutives.

L'éruption minoenne de Santorin : un impact discuté

L'impact climatique global de l'éruption de Santorin à l'époque minoenne a été discuté ainsi que ses conséquences sur les sociétés de l'âge du bronze. Si l'éruption a souvent été liée à de nombreux mythes (l'Atlantide, l'Exode biblique), il est difficile de trouver des sources non ambiguës, d'autant plus que la datation de l'éruption est controversée^[2]. Selon D. M. Pyle, il convient de relativiser les hypothèses avancées et ne pas exagérer cet impact^[3]. Une perturbation climatique notable est cependant enregistrée dans les données dendrochronologiques pour l'année 1628 avant notre ère, perturbation qui peut correspondre à l'éruption^[4]. On sait par ailleurs depuis peu que l'éruption fut plus puissante que ce que l'on pensait auparavant^[5]. Ses conséquences sur les sociétés antiques restent du domaine de la spéculation^[6].

Époque romaine

Un certain nombre de cas de forçages volcaniques sont attestés à l'époque romaine, en particulier vers -53^[7], en -44^[8],[9], dans les années 150 et 160^[10],[11] ainsi qu'au troisième siècle^{[8],[12],[13]}.

L’Etna en -44

Une des plus anciennes descriptions d’un hiver volcanique se trouve dans les Vies de Plutarque : « Il y eut aussi l’obscurcissement de la lumière du soleil : toute cette année-là, en effet, son disque resta pâle ; il n’avait aucun rayonnement à son lever et ne produisait qu’une chaleur faible et languissante, l’air demeurait ténébreux et lourd parce que la chaleur qui le traversait était trop faible, et les fruits à demi-mûrs, se gâtaient et pourrissaient avant d’être parvenus à terme, à cause de la fraîcheur de l’atmosphère »^[14]. Elle relate les conséquences d’une éruption de l’Etna en -44. Les conséquences atmosphériques de l’éruption furent aussi visibles en Chine. L’éruption, attestée par les carottes glaciaires, fut contemporaine de la mort de Jules César. À ce titre, elle marqua, avec le passage d’une comète^[15], l’imagination des contemporains^[16] . Les conséquences climatiques de cette éruption, et leurs effets sur les sociétés antiques sont très peu connus.

Le lac Taupo vers 200

La caldeira du lac Taupo vue par satellite

Selon le géologue Wolfgang Vetters et l'archéologue Heinrich Zabehlicky, l'éruption du volcan néo-zélandais Taupo vers 200 causa une perturbation climatique dont les conséquences se firent sentir sur l'empire romain^[17]. L'éruption de ce volcan est souvent datée de 186 en raison de phénomènes célestes notés à Rome et en Chine^[18]. Cette date est discutée et l'on peut trouver aussi 181 (+/-2) ou 232 (+/- 15) ^[19] ou 236 (+/- 4) ^[20].

Les perturbations climatiques de 535

Les perturbations climatiques attestées pour l'année 535, et les années suivantes, sur plusieurs zones de la planète ont été attribuées, mais sans faire consensus à une éruption volcanique, parfois attribuée au Krakatoa, parfois au Rabaul^[21]. De possibles traces de l'éruption ont été retrouvées dans les carottes glaciaires prélevées au Groenland^[22], mais l'hypothèse de l'impact d'un astéroïde est aussi défendue. L'ampleur et les conséquences exactes de cet événement climatique restent très discutées^[23].

L'époque carolingienne

Si, selon John Grattan, les difficultés climatiques de cette époque ne doivent pas être liées à des perturbations volcaniques et sont au contraire l'exemple d'une variabilité ordinaire du climat à cette époque^[24], Michael McCormick et Paul Dutton ont proposé d'identifier plusieurs cas de volcanic forcing sur la période : en 763-764, entre 821 et 824, en 855-856 et 859-860, en 873-874, en 913^[25].

L'Eldgjá vers 934

La grande éruption basaltique de l'Eldgja au X^e siècle a vraisemblablement eu des conséquences climatiques semblables à celles du Laki en 1783. Les perturbations climatiques semblent avoir entraîné des famines et des épidémies en Europe^[26]. Selon Michael McCormick et Paul Dutton l'éruption doit être datée de 939 et a causé un très dur hiver en Europe en 939-940^[27].

Un possible cas vers 1258

Les carottes glaciaires prélevées au Groenland et en Antarctique ont montré un important dépôt de sulfures. Selon Richard Stothers les conséquences climatiques de cette éruption sont visibles dans les sources médiévales et ont pu entraîner des famines et des épidémies^[28],[29]. Toutefois les effets de cette éruption ne semblent pas aussi important qu'ils auraient dû l'être : au regard du signal retrouvé dans les carottes glaciaires l'éruption semble la plus importante des 7000 denrières années, et pourtant le refroidissement occasionné ne fut pas beaucoup plus important que celui occasionné par le Pinatubo. Cet apparent paradoxe s'expliquerait par la taille des particules composant les aérosols présent dans l'atmosphère à la suite de l'éruption^[30].

1453, éruption du Kuwae

L'éruption du Kuwae à la fin de l'année 1452 ou au début de 1453 a sans doute surpassé celle du Tambora en quantité de sulfure envoyée dans l'atmosphère^[31]. Les conséquences climatiques de l'éruption furent importantes et sensibles plusieurs années durant.

1600, éruption de l'Huaynaputina

L'éruption de l'Huaynaputina au Pérou en 1600 causa des perturbations atmosphériques et climatiques qui se firent sentir en Europe et en Chine^[32].

1783, éruption du Laki en Islande

Le cratère Lakagigar en 2004.

Un article écrit par Benjamin Franklin accusait la poussière volcanique venant d'Islande d'être la cause d'un été très frais en 1783 aux États-Unis. En effet, l'éruption du volcan Laki avait relâché dans l'atmosphère d'énormes quantités de dioxyde de soufre^[33]. Cela provoqua la mort de la plus grande partie du bétail de l'ile et une terrible famine, qui tua le quart de la population.

Les températures enregistrées dans l'hémisphère nord chutèrent d'environ 1 °C dans l'année qui suivit cette éruption.

1815, éruption du mont Tambora en Indonésie

L'éruption de ce stratovolcan provoqua des gelées en plein milieu de l'été dans l'État de New York et des chutes de neige en juin en Nouvelle-Angleterre de ce qui allait être connu sous le nom d'« année sans été » aux États-Unis en 1816. C'est durant cet été que Mary Shelley écrivit Frankenstein dont l'imagerie est désormais souvent associée à l'histoire de l'éruption du Tambora.

1883, éruption du mont Krakatoa en Indonésie

Dans le détroit de la Sonde, proche de la côte ouest de Java, se trouve sur l’île de Krakatoa le Perbuatan appelé par raccourci Krakatoa).

Le 27 août 1883, l'explosion du Krakatoa (Krakatau) a aussi créé des conditions idéales pour un hiver volcanique. Les 4 années suivantes ont été inhabituellement froides et l'hiver de 1888 fut le premier avec des chutes de neige dans cette région. Des chutes de neige record furent enregistrées dans le monde entier.

1991, éruption du mont Pinatubo aux Philippines

Plus récemment, l'explosion en 1991 du mont Pinatubo, un autre stratovolcan, aux Philippines refroidit les températures mondiales pendant 2 à 3 ans, interrompant la tendance au réchauffement climatique qui était notée depuis 1970.

Commentaires

Exception faite du Laki, la plupart des volcans précités (qu'ils se trouvent en Indonésie ou aux Philippines), appartiennent à l'immense arc océanique, dénommé par les volcanologues « ceinture de feu du Pacifique ».

Certains volcanologues ont chiffré (en mégatonnes) la puissance de ces différentes éruptions. Ainsi, sachant que la bombe atomique d'Hiroshima eut une puissance estimée de 20 kT, la puissance estimée de l'éruption du Tambora (elle-même égale à 8 fois celle de la puissance du Vésuve), fut plus de cent fois supérieure à celles des bombes d'Hiroshima et de Nagasaki réunies. D'ailleurs (et pour avoir une idée plus imagée de la puissance de l'explosion), si la colonne de feu, qui en résulta s'éleva à 44 km ^{[réf. nécessaire]} de hauteur, le bruit de l'explosion fut entendu à plus de 1 400 km de distance et des bombes volcaniques de plus de 20 cm de diamètre furent projetés à 80 km de distance sur une île voisine.

Notes et références

1. ↑ (en)Dai, J., Mosley-Thompson, E.; Thompson, L. G. (1991). « Ice core evidence for an explosive tropical volcanic eruption six years preceding Tambora ». Journal of Geophysical Research (Atmospheres) 96 (D9): 17361–17366
2. ↑ K. P. Foster, R. K. Ritner, « Texts, Storms, and the Theran Eruption », Journal of Near Eastern Studies (University of Chicago Press), 57, 1996, p. 1–14 JSTOR: An Error Occurred Setting Your User Cookie
3. ↑ D.M.Pyle, « The global impact of the Minoan eruption of Santorini, Greece », Environmental Geology, 30, 1-2, 1997, p. 59-61 www.springerlink.com .
4. ↑ H. Grudd, K.R. Briffa, B. Gunnarson, H.W. Linderholm, « Swedish tree rings provide new evidence in support of a major, widespread environmental disruption in 1328BC », Geophysical research letters, 27, 18, septembre 2000, p. 2957-2960.
5. ↑ {en}{pdf} F.W.McCoy, S.E. Dunn, « Modelling the Climatic Effects of the LBA Eruption of Thera: New Calculations of Tephra Volumes May Suggest a Significantly Larger Eruption than Previously Reported », Chapman Conference on Volcanism and the Earth's Atmosphere www.agu.org, American Geographical Union, 2002
6. ↑ J. Grattan, « Aspects of Armageddon : An exploration of the role of volcanic eruptions in human history and civilization », Quaternary International, 151, 2006, p. 10-18
7. ↑ Zielinski G.A. « Stratospheric loading and optical depth estimates of explosive volcanism over the last 2100 years derived from the Greenland Ice Sheet Project 2 ice core », Journal of Geophysical Research (Atmosphere), 100 (D 10), 1995, p.  20 937-20 955.
8. ↑ ^{a et b} Zielinski G.A., « Stratospheric loading and optical depth estimates of explosive volcanism over the last 2100 years derived from the Greenland Ice Sheet Project 2 ice core », Journal of Geophysical Research (Atmosphere), 100 (D 10), 1995, p.  20 937-20 955.
9. ↑ Rampino M.R., Self S., Stothers R.B., « Volcanic Winters », Ann. Rev. Earth Planet. Sci., 16, 1988, p.  73-99 part. 88-89
10. ↑ Pang K.D., «Climatic Effects of Three Violent Volcanic Eruptions in Antiquity, as Reconstructed From Historical, Tree Ring and Ice Core Data », 2000 Fall Meeting, December 15-19, 2000, San Francisco, supplément à Eos,Transactions American Geophysical Union, vol. 81, n° 48, 2000, F1305
11. ↑ Nooren C.A. and W.Z. Hoek, L.A. Tebbens, A.L. Martin Del Pozzo, « Tephrochronological evidence for the late Holocene eruption history of El Chichon Volcano, Mexico » Geofisica Internacional, 2009, 48-1, p.  97-112 part. p. 104.
12. ↑ Vetters W., Zabehlicky H., « The northern, southern, and eastern frontiers and the climate c. AD 200 », dans P. Freeman, J. Bennet, Z.T. Fiena, B. Hoffmann, Limes XVIII, Proceedings of the XVIIIth International Congress of Roman Frontier Studies held in Amman, Jordan (September 2000), Oxford, 2002, p.  67-70.
13. ↑ B. Rossignol, S. Durost, « Volcanisme global et variations climatiques de courte durée dans l'histoire romaine (I^er s. av. J.-C. - IV^e ap. J.-C.) : leçons d'une archive glaciaire (GISP2) », JRGZM, 54-2, 2007 (2010), p. 395-438 Résumé en ligne
14. ↑ Plutarque, Vie de César, 69, 4-5, traduction d’A.-M. Ozanam, Gallimard, Paris, 2001, p. 1352
15. ↑ (en) J. Ramsey et A. Lewis Licht, The Comet of 44 B.C. and Caesar's Funeral Games, Scholars Press, Atlanta, 1997, p. 99-107 à propos de l’éruption[1]
16. ↑ (en) P.Y. Forsyth, « In the Wake of Etna, 44 B.C. » Classical Antiquity, 7, 1988, p. 49-57
17. ↑ Wolfgang Vetters, Heinrich Zabehlicky, « Eine Klimakatastrophe um 200 n.Chr. und ihre archäologische Nachweisbarkeit », Forum Archaeologiae - Zeitschrift für klassische Archäologie, 30 / III / 2004 homepage.univie.ac.at/elisabeth.trinkl
18. ↑ {en} C. J. N. Wilson, N. N. Ambraseys, J. Bradley, G. P. L. Walker, « A new date for the Taupo eruption, New Zealand », Nature, 288, 20 Novembre 1980, p.  252-253 doi:10.1038/288252a0 A new date for the Taupo eruption, New Zealand
19. ↑ {en} Sparks, R. J., W. H. Melhuish, J. W A. McKee, J. Ogden, J. G. Palmer, and B. P J. Molloy, « 14C calibration in the Southern Hemisphere and the date of the last Taupo eruption: evidence from tree-ring sequences. » Radiocarbon, 37, 1995, p. 155–163.
20. ↑ {en} A. Hogg, J. Palmer, G. Boswiks, C.B. Ramsey, R. Sparks, « Assessment of the integrity of the Southern Hemisphere 14C calibration curve and its extension from AD 785 to 195 BC, with a new preliminary calendar age for the Taupo Tephra », Past Climates New Zealand, 15-17 may 2009, Abstracts, p. 30 pdf
21. ↑ {en} I. Antoniou, A. K. Sinakos, « The sixth-century plague, its repeated appearance until 746 AD and the explosion of the Rabaul Volcano », Byzantinische Zeitschrift, 2005, 98-1, p. 1-4.
22. ↑ (en) Larsen, L. B., et al. (2008), "New ice core evidence for a volcanic cause of the A.D. 536 dust veil", Geophys. Res. Lett., 35, L04708, doi:10.1029/2007GL032450.
23. ↑ (en) Antti Arjava, « The Mystery Cloud of 536 CE in the Mediterranean Sources », Dumbarton Oaks Papers, 59, 2005, p.  73-94.
24. ↑ J. Grattan, « Aspects of Armageddon: An exploration of the role of volcanic eruptions in human history and civilization », Quaternary International 151, 2006, p. 10-18.
25. ↑ M. McCormick et P. Dutton, « Volcanoes and the Climate Forcing of Carolingian Europe, A.D. 750-950 », Speculum, 82, 2007, p. 865-895 [PDF] télécharger le pdf
26. ↑ (en)Richard B. Stothers, « Far reach of the tenth century Eldgjá eruption, Iceland », Climatic Change, 1998, 39, p. 715-726, doi:10.1023/A:1005323724072 pubs.giss.nasa.gov
27. ↑ M. McCormick et P. Dutton, « Volcanoes and the Climate Forcing of Carolingian Europe », A.D. 750-950, Speculum, 82, 2007, p.  888-889.
28. ↑ (en) Richard b. Stothers, « Climatic and demographic consequences of the massive volcanic eruption of 1258 », Climatic Change, 2000, 45, p. 361-374, doi:10.1023/A:1005523330643 pubs.giss.nasa.gov
29. ↑ (en) C. Oppenheimer, « Ice core and palaeoclimatic evidence for the timing and nature of the great mid-13th century volcanic eruption », International journal of climatology, 2003, vol. 23, no4, p. 417-426 [ http://cat.inist.fr/?aModele=afficheN&cpsidt=14616343]
30. ↑ C.S.J. Timmreck, J. Lorenz, T.J. Crowley, S. Kinne, T.J. Raddatz, M.A. Thomas et J.H. Jungelaus, « Limited temperature response to the very large AD 1258 volcanic eruption », Geophysical research letters, 36, 2009, L21708, doi:10.1029/2009GL040083
31. ↑ (en) Gao, Chaochao, Alan Robock, Stephen Self, Jeffrey Witter, J. P. Steffenson, Henrik Brink Clausen, Marie-Louise Siggaard-Andersen, Sigfus Johnsen, Paul A. Mayewski, and Caspar Ammann, « The 1452 or 1453 A.D. Kuwae eruption signal derived from multiple ice core records: Greatest volcanic sulfate event of the past 700 years », J. Geophys. Res., 2006, 111, D12107, doi:10.1029/2005JD006710
32. ↑ S.L. De Silva ; G. Zielinski, « Global influence of the AD1600 eruption of Huaynaputina, Peru », Nature, 1998, vol. 393, no6684, p. 455-458 cat.inist.fr
33. ↑ Richard B. Stothers, « The Great Dry Fog of 1783 », Climatic Change, 1996, 32, p. 79-89, doi:10.1007/BF00141279 pubs.giss.nasa.gov

Annexes

Bibliographie

• (en) M.R. Rampino, S. Self, et R.B. Stothers, « Volcanic winters », Ann. Rev. Earth Planet. Sci., 1988, 16, 73-99, doi:10.1146/annurev.ea.16.050188.000445 pubs.giss.nasa.gov .

Articles connexes

• Année sans été
• Hiver nucléaire

Liens externes

• (en) Site d'Alan Robock, spécialiste de la question
• Les éruptions volcaniques et leur impact climatique en Europe du XVIIIe siècle à nos jours, présentation de Helena Xoplaki, université de Berne au colloque Des climats et des hommes - Glaciologie, climatologie, archéologie, histoire