In de zomer daalt de temperatuur overal op het noordelijk halfrond. Terwijl in de winter een patroon optreedt van opwarming in Noord-Amerika, Europa en Centraal-Azië en afkoeling elders. In dit artikel kijken we naar het effect van vulkaanuitbarstingen op de temperatuur in de Lage Landen. Er is onderzocht of het typische patroon van afkoeling in de zomer en opwarming in de winter ook op lokaal niveau zichtbaar is. En in hoeverre dit signaal consistent optreedt na alle grote uitbarstingen van het afgelopen millennium.
Explosieve erupties brengen grote hoeveelheden aerosolen in de atmosfeer. Als de eruptie krachtig genoeg is, kan de aerosolenwolk de stratosfeer bereiken en zich daar over de hele wereld verspreiden. In de stratosfeer blijven de aerosolen enkele jaren aanwezig. Ze verstoren zo de mondiale stralingsbalans. Enerzijds zorgt dit voor een afkoeling in de troposfeer. Anderzijds treedt er een dynamische respons op in de atmosferische circulatie. In de zomer domineert het eerste effect, wat de wereldwijde afkoeling verklaart. Het wintersignaal wordt vooral bepaald door het tweede effect.
Het bijbehorende circulatiepatroon in de Noord-Atlantische sector lijkt op de positieve fase van de Noord-Atlantische Oscillatie (NAO). Namelijk met zacht en nat weer in noordelijk Europa en koud en droog weer in het zuiden. Dit signaal is gedetailleerd beschreven voor de uitbarsting van de Pinatubo (Robock, 2002) en voor eerdere grote uitbarstingen in de afgelopen twee eeuwen van instrumentele waarnemingen (Shindell et al., 2004). Gemiddeld over het noordelijk halfrond is er sprake van een lichte daling in de (jaargemiddelde) temperatuur. Figuur 1 geeft duidelijk zochtbaar de gemiddelde respons voor verschillende temperatuurreconstructies voor het afgelopen millennium.
Er bestaat enige controverse in de literatuur over de vraag in hoeverre grote erupties lokaal zichtbaar zijn in het Europese klimaat. Písek en Brázdil (2006) concluderen dat dit niet het geval is. Dit doen zij op basis van een analyse van de temperatuur in Centraal-Europa van de afgelopen tweehonderd jaar.
Fischer et al. (2007) laten daarentegen een uitgesproken signaal zien van de gemiddelde reactie op vijftien grote erupties tijdens de periode vanaf 1500. In de winter is dat een NAO-achtig patroon, met een opwarming van een halve tot een hele graad in de Lage Landen. In de zomer koelt het Europese continent overal af. Shindell et al. (2004) wijzen ten slotte vooral op de grote variabiliteit van het wintersignaal. Met als kanttekening dat zij zich concentreren op erupties in de (vroeg) instrumentele periode, beginnend met de uitbarsting van de Tambora in 1815.
In dit artikel kijken we over een langere periode, het afgelopen millennium. En naar een klein gebied, de Lage Landen. Voor dit gebied bestaat een nauwkeurige reconstructie van de zomer-, winter- en jaargemiddelde temperatuur (Buisman, 1995-2006). Deze is gemaakt op basis van historische bronnen en daarnaast, voor de periode vanaf 1706, ook op instrumentele gegevens.
Waarnemingen aan het weer worden tegenwoordig uitgevoerd met behulp van meteorologische instrumenten, zoals de thermo-, baro- en regenmeter. In Nederland worden dergelijke metingen vanaf het begin van de achttiende eeuw min of meer systematisch verricht. Onze kennis over het klimaat in onze omgeving van voor die tijd ontlenen we aan oude schriftelijke bronnen. Zoals akten, journalen en kronieken, en niet-schriftelijke bronnen, zoals kaarten, schilderijen en archeologische overblijfselen. Op basis hiervan is een (vrijwel) compleet overzicht ontstaan van het klimaat tijdens het afgelopen millennium.
In de boeken van Buisman is in detail terug te lezen wat voor invloed de weersomstandigheden hebben gehad op de mensen. Alle bronnen hebben betrekking op de “Lage Landen” (het laaggelegen gebied in West Europa) en de directe omgeving (zuidelijke Noordzee, Groot-Brittannië, Noord-Frankrijk, Rijngebied, Westfalen, Noordwest-Duitsland).
De temperatuurreconstructie van de Lage Landen is verkregen door de temperatuur, zoals die geschat is uit de talloze historische bronnen, te vergelijken met gelijktijdige maar onafhankelijke instrumentele gegevens. Hierbij zijn De Bilt, Vlissingen, Maastricht en Ukkel (Brussel) als basislocaties gebruikt. Deze dekken voor de instrumentale periode ongeveer het centrale gedeelte van de Lage Landen.
Met de aldus verkregen relatie zijn de proxies (indirecte weersinformatie) vertaald naar een temperatuurschaal. Voor de oudere periodes zitten er nog lacunes in de reeks, maar voor de periode vanaf 1400 is er (bijna) jaarlijkse informatie over de zomer-, winter- en jaargemiddelde temperatuur. Uitgebreide documentatie en verantwoording is te vinden in Buisman (1995-2006) en op deze website.
De jaren waarin een grote vulkaanuitbarsting plaatsvindt, zijn geselecteerd aan de hand van een bestaande reconstructie voor het afgelopen millennium (Crowley, 2000). Deze reconstructie is gebaseerd op aerosolgegevens uit ijskernen van Groenland en Antarctica, in combinatie met een catalogus van bekende erupties. Hierbij is een schatting van de totale hoeveelheid aerosolen, die door een uitbarsting in de stratosfeer terechtkomt, vertaald naar een verandering in de binnenkomende kortgolvige straling aan de top van de atmosfeer. Dit kan gebruikt worden als een uiterst simpele parameterisatie van het effect van erupties op de mondiale stralingsbalans (Crowley, 2000).
Wij hebben alleen de erupties meegenomen die resulteren in een equivalente stralingsforcering van meer dan 1 W/m² (zie tabel 1). Dit zijn, voor zover bekend, bijna allemaal erupties in de tropen. Allen hebben een Vulkanische Explosiviteits Index (VEI) van tenminste 4 (Siebert en Simkin, 2002).
De VEI is een maat voor de explosieve kracht van een uitbarsting, op een logaritmische schaal van 0 tot 8. Erupties met VEI=4 zijn ‘verwoestend’, hebben een eruptiekolom van 10 tot 25 kilometer hoogte en komen gemiddeld eens in de 10 tot 100 jaar voor. De VEI is vooral een maat voor de hoeveelheid explosief uitgeworpen materiaal, maar is niet direct gerelateerd aan de mogelijke effecten op het klimaat.
Het duurt vaak een paar maanden tot een jaar voordat de aerosolen, die door een vulkaanuitbarsting in de atmosfeer komen, zich over de hele wereld hebben verspreid. Dit verklaart de vertraging tussen het tijdstip van de uitbarsting en het eerste jaar dat er een merkbare stralingsforcering optreedt. De stralingsforcering door een eruptie neemt exponentieel af in de tijd, zodat de forcering in het algemeen niet langer dan twee jaar groot genoeg is om een klimaatrespons te kunnen veroorzaken.
In het volgende onderzoek is de temperatuurrespons op een uitbarsting gedefinieerd als het gemiddelde van de temperatuur in het eerste jaar met een merkbaar signaal in de stralingsforcering (zie tabel 1) en in het daaropvolgende jaar. Dit blijkt beter te werken dan het jaar van de feitelijke uitbarsting en het daaropvolgende jaar. We bekijken steeds afwijkingen ten opzichte van het klimatologisch gemiddelde.
Voor de periode 1400-1850 geldt dat het honderdjaar lopend gemiddelde nauwelijks varieert (standaarddeviatie van 0,09 graden voor de zomer en 0,18 graden voor de winter). Dit is vaak het geval bij temperatuurreconstructies die gebaseerd zijn op documentaire gegevens. De mens blijkt klimaatvariaties die binnen zijn eigen tijd van leven vallen goed te registreren. Maar relateert deze niet aan het klimaat ten tijde van zijn grootouders of betovergrootouders. Daarom is hier voor de gehele periode 1400-1850 een constante referentiewaarde gebruikt van 16,2 graden voor de zomer en 1,7 graden voor de winter.
In de periode na 1850 neemt de (instrumenteel waargenomen) temperatuur geleidelijk toe. Voor de vier vulkaanuitbarstingen in de periode na 1850 is daarom het dertigjaar gemiddelde rond de uitbarsting als referentie waarde gebruikt. (Dit zijn voor 1883: 16,3 en 2,0 graden, 1902: 16,0 en 2,2 graden, 1983: 16,6 en 2,9 graden en 1991: 16,6 en 3,1 graden).
De temperatuurreconstructie bevat voor de periode voor 1400 “gaten” van enkele jaren tot decennia. Enkele grote erupties uit deze periode konden niet meegenomen worden door het ontbreken van gelijktijdige temperatuurgegevens. Ook was het niet mogelijk om de gemiddelde (referentie)temperatuur goed te bepalen. We nemen daarom aan dat het gemiddelde in deze periode hetzelfde is als voor de latere periode van 1400 tot 1850.
De respons op een vulkaanuitbarsting is weergegeven in figuur 2 voor alle onderzochte grote erupties van het afgelopen millennium. Er is geen duidelijk verband tussen de grootte van het temperatuursignaal en van de stralingsforcering.
Wel is duidelijk dat de meerderheid van de zomers na een eruptie relatief koel is. Voor de grotere erupties geldt dit altijd. Het wintersignaal varieert sterk. Dit geldt vooral voor de kleinere uitbarstingen, terwijl voor de grotere erupties in de winter ook sprake is van een afkoeling in plaats van een opwarming.
Opmerkelijk is dat de onbekende uitbarsting van 1258, de grootste in het afgelopen millennium met een stralingsforcering van 11,8 W/m², resulteert in een uitgesproken warme winter en geen merkbaar signaal in de zomer. Dit zou te maken kunnen hebben met een onderschatting van de achtergrondtemperatuur voor deze periode door het gebruik van één referentiewaarde voor alle erupties van voor 1850.
Voor de zomer is het gemiddelde signaal (over alle 26 uitbarstingen) een afkoeling van 0,4 graden, met een standaarddeviatie van 0,8 graden. De gemiddelde stralingsforcering is 4,1 W/m². De significantie van het temperatuursignaal is getest met een tweezijdige t-test. Het blijkt significant met een significantieniveau van 99,8 procent. In de winter zien we ook een gemiddelde afkoeling, maar dit signaal is niet significant.
Als het gemiddelde alleen over de grotere uitbarstingen genomen wordt, dan is in de zomer steeds sprake van een afkoeling. Dit is altijd significant, met een significantieniveau van tenminste 95 procent. Hierbij is gekeken naar drempelwaarden van achtereenvolgens 3,5, 4,0 en 4,5 W/m² . Voor de twee hoogste waarden is ook in de winter een gemiddelde (zwakke) temperatuurdaling zichtbaar met een significantieniveau rond 93 procent, bij respectievelijk 9 en 6 leden.
Figuren 3 en 4 geven het temperatuurverloop rond een uitbarsting voor een aantal gebeurtenissen. Duidelijk is dat het zomersignaal redelijk consistent is, met een afkoeling in het eerste en tweede jaar na de uitbarsting. Het wintersignaal vertoont geen uniform patroon.
De klimaatrespons op de uitbarsting van de Tambora in 1815 vertoont, als een van de weinige gevallen, het “klassieke” patroon van daling van de zomertemperatuur én stijging van de wintertemperatuur. Deze uitbarsting veroorzaakte een wereldwijde voedselcrisis en de migratie van grote bevolkingsgroepen. Het jaar 1816 wordt ook wel het jaar zonder zomer genoemd, met een zomertemperatuur die bijna 2 graden lager was dan normaal in de Lage Landen.
In de reeks van Buisman is een duidelijke respons te zien op die vulkaanerupties die een relatief groot aerosolsignaal achtergelaten hebben in ijskerngegevens. Het klimaatsignaal houdt in het algemeen twee jaar stand en is voor het eerst zichtbaar in het jaar waarin de stralingsforcering boven de drempelwaarde van 1 W/m² ligt. Meestal is dit niet het jaar van de uitbarsting zelf maar het jaar daarna.
Het lijkt essentieel om jaren waarin een mogelijke klimaatrespons kan optreden, op basis van deze criteria te selecteren. In de eerdere studie van Písek en Brázdil (2006) is de selectie gemaakt op basis van de VEI-waarde alleen. Zij gebruiken in hun analyse negentien uitbarstingen met een VEI van 4 of meer in de periode na 1800, waarvan er slechts zeven ook in ons onderzoek voorkomen. Dit verklaart waarschijnlijk waarom zij geen significante respons in de Centraal-Europese temperatuur vinden.
De hierboven beschreven berekeningen zijn ook uitgevoerd met de selectie van vulkaanuitbarstingen van Fischer et al (2007) over de jaren 1500 tot 1999. Deze selectie overlapt gedeeltelijk de onze (met twaalf gemeenschappelijke erupties), maar bevat ook enkele erupties die niet corresponderen met een ijskernsignaal terwijl enkele grotere erupties ontbreken. Deze selectie resulteert in een afkoeling van een halve graad in de zomer (met een significantieniveau van 99,8 procent) en een (niet-significante) temperatuurstijging van een halve graad in de winter.
Dit resultaat benadrukt nogmaals dat het wintersignaal heel variabel is en dat het teken sterk afhangt van de gebruikte selectie van vulkaanuitbarstingen. Het lijkt daarom ook weinig zinvol om het gemiddelde wintersignaal voor een gebied als centraal/west Europa als een vaststaand gegeven te presenteren.
Explosieve erupties leiden tot relatief koele zomers in de Lage Landen, met temperaturen die gemiddeld viertiende graad beneden normaal liggen. Dit is een direct gevolg van de verminderde instraling. In de winter spelen dynamische effecten een grote rol. Dit resulteert in een wisselend signaal met zowel relatief zachte als relatief koude winters.
Dit patroon is duidelijk zichtbaar in de periode vanaf 1400 en lijkt ook daarvoor aanwezig. Dit laatste is minder zeker, omdat door lacunes in de temperatuurgegevens de achtergrondtemperatuur slecht te bepalen is. De gebruikte reconstructies van de temperatuur en van vulkaanuitbarstingen zijn gebaseerd op onafhankelijke informatie. Het gegeven dat de klimaatrespons op vulkanische erupties aangetoond kan worden in vooral de zomertemperaturen, geeft aan dat de Buismanreconstructie een hoge mate van betrouwbaarheid heeft.