Сборник статей Под редакцией Валерии Прайд, И. В. Следзевского, А. В. Турчина. Черновик проект
Майкл Рампино. Супервулканизм и другие катастрофические геофизические процессы
жүктеу/скачать 3.14 Mb.
|
- Бұл бет үшін навигация:
- 3. Вулканическая зима.
- 5. Сверх-извержения и человеческая популяция.
- 6. Частота сверхизвержений.
- 7. Влияние сверхизвержения на цивилизацию.
Майкл Рампино. Супервулканизм и другие катастрофические геофизические процессы.Michael R. Rampino. Super-volcanism and other geophysical processes of catastrophic import Опубликовано в сборнике: Global Catastrophic Risks. Edited by Nick Bostrom, Milan M. Cirkovic, OXPORD UNIVERSITY PRESS, 2008 Перевод: А.В. Турчин avturchin@mail.ru Введение. С целью классифицировать вулканические извержения и их потенциальные эффекты на атмосферу, Newhall and Self (1982) предложили шкалу силы извержений, индекс вулканической активности, VEI, основанный на объёме извергнутых продуктов (и на высоте вулканической эруптивной колонны). VEI может быть от VEI=0 (для строго не эксплозивных извержений) до VEI=8 (для эксплозивных извержений, создающих ~1012 куб м. продуктов вулканических извержений). Скорость извержений при VEI=8 может быть больше, чем 10**6 куб.м/сек. (Ninkovich et al., 1978a, 1978b). Извержения также различаются по количеству богатых серой газов, высвобождаемых в форме стратосферных аэрозолей. Таким образом, содержание серы в магме, степень дегазации и высота эруптивной колонны являются важными факторами климатических эффектов извержения. (Palais and Sigurdsson, 1989; Rampino and Self, 1984). Исторически известные извержения с VEI от 3 до 6 (то есть с объёмом извергнутого материала от <1 куб. км. до нескольких десятков куб.км.) создавали стратосферные облака аэрозолей массой до нескольких десятков мегатонн. Эти извержения, включающие Тамбора 1815 и Кракатау 1883, привели к охлаждению Земли на несколько десятых долей градуса Цельсия. (Rampino and Self, 1984). Наиболее недавний пример такого рода – извержение Пинатубо 1991 на Филиппинах. (Graf et al., 1993; Hansen et al., 1996). Вулканические суперизвержения определяются как извержения, которые в десятки или сотни раз сильнее, чем исторически известные извержения и достигают силы VEI=8 8 (Mason et al., 2004; Rampino, 2002; Rampino et al., 1988; Sparks et al., 2005). Суперизвержения обычно создают кальдеры, и более чем 20 мест суперизвержений было обнаружено в Северной Америке, Южной Америке, Италии, Индонезии, Филиппинах, Японии, на Камчатке и в Новой Зеландии. Нет сомнения, что есть и другие, ещё неоткрытые места суперизвержений, имевших место в последние миллионы лет. (Sparks etal., 2005). Поздне-Плейстоценовое извержение Тоба на Суматре в Индонезии было одним из величайших вулканических событий в геологической истории (Ninkovich et al., 1978a, 1978b; Rampino and Self, 1993a; Rose and Chesner, 1990). Относительно небольшой возраст и исключительный размер извержения в Тоба делает его важным примером для изучения возможных эффектов взрывного вулканизма на глобальную атмосферу и климат. (Oppenheimer, 2002; Rampino and Self, 1992, 1993a; Rampino etal., 1988; Sparks etal., 2005). В отношении событий в Тоба у нас есть данные по наполнению кальдеры, отложениям пирокластичесих потоков и количества выпавшей тефры. Новейшие данные по экологическим последствиям суперизвержений подтверждают исключительную величину климатического воздействия извержения Тобы, приведшего к значительным изменениям окружающей среды и человеческой популяции. 2. Влияния суперизвержения на атмосферу. Извержение Тобы было датировано разными методами, например, K/Ar метод даёт 73,500 ± 3500 лет назад (Chesner et al., 1991). Отложения пепла Тобы обнаруживаются в кернах с морского дна в Индийском океане и Южно-китайском море. (Huang et al., 2001; Shultz et al., 2002; Song et al., 2000). Эти отложения пепла эквивалентны по объёму 800 куб.км. твёрдой породы. (Chesner etal., 1991). Отложения пирокластических потоков на Суматре имеют объём примерно в 2000 куб.км. (Chesner etal., 1991; Rose and Chesner, 1990). Это даёт эквивалент твёрдой породы для всего извержения примерно в 2800 куб. км. Woods and Wohletz (1991) оценили высоту эруптивных облаков Тобы в 32 ± 5 km, а время выпадения пепла над Индийским океаном – в две недели или меньше. (Ledbetter and Sparks, 1979). Высвобождение летучих соединений серы имеет исключительное значение для климатического воздействия извержения, так как в результате возникают аэрозоли серной кислоты в стратосфере (Rampino and Self, 1984). Хотя содержание серы в риолитовых магмах в целом низкое, большой извергнутый объём достаточен, чтобы привести к большому выбросу летучих веществ. На основании изучения концентраций серы в депозитах Тобы, Rose and Chesner (1990) оценили, что примерно 3 x 1015 гр H2S/SO2 (эквивалентно 1 x 1016 g аэрозолей H2SO4) могло высвободится из извергнутой магмы. Количество мелкодисперсного пепла и аэрозолей серной кислоты, которые могли быть выброшены Тобой, было оценено независимо на основании данных меньших исторических извержений (Rampino and Self, 1992). По этим оценкам, сверхизвержение Тоба могло создать вплоть до to 2 x 1016 г. мелкодисперсной пыли и примерно 1.5 x 1015 г. аэрозолей серной кислоты. Физические и химические процессы в плотном аэрозольном облаке могут действовать самоограничивающим образом, значительно уменьшая количество аэрозолей серной кислоты (Rampino and Self, 1982; Pinto et al., 1989). Используя одномерную микрофизическую и фотохимическую модель аэрозолей, Пинто (1989) показал, что в аэрозольном облаке, содержащем 1014 гр. SO2 важную роль играю конденсация и коагуляция, которые приводят к возникновению более крупных частиц, которые имеют меньший оптический эффект на единицу массы, и быстрее выпадают из атмосферы. Однако, максимальное количество летучих соединений серы, которое они моделировали, было 2 x 1014 гр. SO2, и нет никаких данных относительно поведения больших количеств аэрозолей серной кислоты в более чем в 10 раз плотных облаках. Другое возможное ограничение количества аэрозолей – это количество доступной воды в стратосфере, необходимой для превращения SO2 в H2SO4. Stothers et al. (1986) посчитали, что 4 x 1015 гр. воды доступно в стратосфере, и извержение Тобы могло добавить туда 5.4 x 1017 гр. H2O (Rose and Chesner, 1990), чего более чем достаточно, чтобы превратить серосодержащие газы в аэрозоли серной кислоты. Исключительная сила извержения Тобы сделало его естественным предметом изучения с помощью анализа кернов полярного льда. Исследования кернов льда из пробы GISP2 в Саммите, Гренландия, показали шестилетний период повышенной концентрации вулканической серы, датирующийся 71,100 ± 5000 и связанные с извержением в Тоба (Zielinski et al., 1996a, 1996b). Магнитуда этого всплеска содержания серы является самой большой за последние 110 000 лет по результатам GISP2. Zielinski и др. (1996a) оценили, что полное суммарное атмосферное содержание H2SO4 за приблизительно 6-летний период находится в пределах от 0.7 до 4.4 x 10**15 гр, что в целом согласуется с приведёнными выше оценками на основании вулканологических техник и сравнения с меньшими извержениями. (Rampino and Self, 1992,1993a; Rose and Chesner, 1990). (Оценка количества находящихся в атмосфере (aerosol loadings) аэрозолей находится в пределах от 150 до 1000 мегатонн в год в течение приблизительно 6-летнего периода пика в кернах льда.) Сигнал SO2, идентифицируемый с извержением Тоба, совпадает с началом 1000-летнего периода похолодания, обнаруживаемого по кернам льда между двумя короткими тёплыми периодами (межстадиальными), но отделённым от наиболее недавнего большого 9000-летнего оледенения примерно 2000-летним тёплым периодом. Подобный же период похолодания между межстадиальными потеплениями можно наблюдать по следам пыльцы в северной Франции, с датировкой примерно 70 000 лет до назад. (Woillard and Mook, 1982). Таким образом, информация из кернов льда свидетельствует, что след от Тобы обнаруживается в период перехода от тёплого межледникового климата и предшествовался и последовался резкими климатическими осцилляциями, которые предшествовали началу последнего большого оледенения. (Zielinski et al., 1996a, 1996b).
Хотя климатические условия и продолжительность ядерной зимы были предметом обширных дебатов, симуляции, проведённые Turco и др. (1990) предсказывают, что наземные температуры на the 3O°-7O°N широтах упадут на 5-15 градусов ниже нормы, причём на средних широтах в первые месяцы будут температуры ниже нуля. Охлаждение поверхности океана на 2-6° С может продлиться несколько лет, и присутствие сажи в атмосфере в течение 1-3 лет может привести к более длительному (десятилетнему) охлаждению, в первую очередь за счёт климатических обратных связей, включающих увеличение снежного покрытия и площадей льда, изменения альбедо земной поверхности и изменения температуры поверхности океана (Rampino and Ambrose, 2000). Извержение значительных количеств вулканической пыли в стратосферу благодаря суперизвержению масштабов Тобы может привести к подобному немедленному охлаждению поверхности, приведя к «вулканической зиме» (Rampino and Self, 1992; Rampino et al., 1988). Вулканическая пыль, по-видимому, имеет меньшее время жизни в атмосфере (3-6 месяцев), чем сажа (Turco et al., 1990), и распространяется из точечного источника, но вулканическая пыль выбрасывается гораздо выше в стратосферу, и в силу этого пепел Тобы мог иметь всемирное воздействие, несмотря на короткое время жизни. Свидетельством широкого распространения пепла Тобы являются озёрные отложения в Индии, где переработанный пепел Тобы сформировал отложения толщиной до 3 м, и широко распространённые отложения пепла в Индийском океане и Южно-Китайском море. (Acharya and Basu, 1993; Huang et al., 2001; Shane et al., 1995). Свидетельством быстрого и жёсткого охлаждения в силу прямых эффектов облаков вулканического пепла являются наблюдения последствий извержения Тамборы в 1815 году. Мадрас в Индии пережил резкое падение температуры в течение последней недели апреля 1815, в то время, когда относительно прохладный воздух и аэрозольное облако с Тамборы (10-11 апреля) могло быть над ним. Утренние температуры упали с 11°C в понедельник до -3°C в пятницу (Stothers, 1984a). Подобный, но более слабый эффект, имел место, когда облако пыли от извержения горы Святой Елены в 1980 году прошло над подветренными областями (Robock and Mass, 1982). Выброс в стратосферу летучих соединений серы (>1015g), и время, необходимое для формирования и распространения вулканической H2SO4 может привести к продолжительному периоду увеличенной атмосферной непрозрачности и охлаждению поверхности. Ледяные керны свидетельствуют о том, что в стратосфере находилось от 1014 до 1015 гр. серной кислоты в течение шести лет после извержения (Zielinski et al., 1996a). Это согласуется с вычислениями Pope и др. (1994), предсказывающими время окисления (время, необходимое для превращения данного количества серы в аэрозоли серной кислоты) от 4 до 17 лет, и время диффузии (время, необходимое для удаления неокисленного SO2 благодаря диффузии в тропосферу) от 4 до 7 лет для масс серы между 1015 и 1016 g. Для атмосферных выбросов таких масштабов время диффузии является эффективным временем жизни облака, поскольку резервуар SO2 исчерпывается до того, как окисление завершится. Если связь между охлаждением Северного полушария и количеством аэрозолей от больших извержений является приблизительно линейной, то тогда масштабирование на основании данных об извержении 1815 года Тамборы даст примерно 3.5°C градусов охлаждения для всего полушария после Тобы (Rampino and Self, 1993a). Подобным же образом эмпирическая зависимость между высвобождением SO2 и климатической реакцией (Palais and Sigurdsson, 1989) предполагает, что снижение температуры по всем полушарию составляло примерно 4 ± 1°C. Эруптивные облака от исторически известных извержений были слишком короткоживущими, чтобы понизить тропосферные температуры до нового устойчивого уровня (Pollack et al., 1993), однако, по-видимому, долгоживущие аэрозоли Тобы могли привести к тому, что изменения температуры тропосферы стали в значительной степени долговременными. Huang et al. (2001) смогли обнаружить взаимосвязь пепла Тобы и снижения температуры поверхности Южно-Китайского моря на 1°C, которое продолжалось 1000 лет. Если взглянуть на несколько меньшее недавнее сверхизвержение, имевшее место в Кампании в Италии 37 000 лет назад (150 куб.км магмы извергнуто), то видно, что оно совпало с Поздне-Плейстоценовыми био-культурными изменениями, которые имели место как в, так и за пределами Средиземноморского региона. Это включает в себя как переход от культур Среднего к Верхнему палеолиту и замену неандертальцев «современными» Homo sapiens (Fedele et al., 2002).
Два важнейших эффекта на растительность в результате снижения прозрачности атмосферы – это уменьшение уровня овещённости и снижение температуры. Снижение уровней освещённости, ожидаемое в результате извержения Тобы, имеет разброс от потускнения Солнца (~75% солнечного света поступает), как это имело место после извержения Тамборы 1815, до уровней пасмурного дня (~10% солнечного света поступает). Эксперименты с молодой травой показали, что при падении уровня освещённости до 10 %, фотосинтез падает на 85 % (van Kuelan et al., 1975), и фотосинтез также падает при снижении температуры (Redman, 1974). Сопротивляемость растений к необычным холодам значительно различается. Условия в тропических зонах наиболее релевантны по отношению ранним человеческим популяциям в Африке. Тропические леса очень уязвимы к заморозкам, и Harwell и др. (1985) утверждают, что заморозки в вечнозелёных тропических лесах быстро приводят к гибели всех наземных тканей растений. Средние приземные температуры в тропиках в настоящий момент имеют разброс 16-24°C. Сценарии ядерной зимы предполагают длительное снижение температуры на 3-7°C градусов в экваториальной Африке и кратковременное падение температуры вплоть до 10 градусов. Многие тропические растения серьёзно повреждаются при охлаждении ниже 10-15°C на несколько дней (Greene et al., 1985; Leavitt, 1980). Большинство тропических лесов имеют ограниченный запас семян, и у семян обычно отсутствует спящая фаза. Более того, возрождение леса склонно порождать леса ограниченного разнообразия, способные поддерживать меньшее количество биомассы. (Harwell et al., 1985). Даже для лесов умеренного пояса, разрушения могут быть очень значительными (Harwell, 1984; Harwell et al., 1985). В целом, способность хорошо адаптированных деревьев выдерживать низкие температуры (устойчивость к холоду) гораздо больше, чем требуется в любой конкретный момент в году, но леса могут быть сильно повреждены необычными или продолжительными низкими температурами в определённые периоды года. Моделирование падения температуры зимой на 10° С показывает незначительный эффект для хладостойких и спящих деревьев, в то время как подобное же падение температуры на 10°C в период роста (когда устойчивость к холодам ослабевает) приводит к 50% вымиранию и серьёзным повреждениям выживших деревьев, что приводит к потере по крайней мере одного года роста. Ситуация с лесами, периодически сбрасывающими листву, будет даже ещё хуже, чем с вечнозелёными, поскольку вся их полностью новая листва будет в силу этого потеряна. Например, Larcher и Bauer (1981) определили, что нижние границы для фотосинтеза для различных растений умеренной зоны составляют от —1.3 до —3.9°C,, что находится в тех же пределах, как и температуры замерзания тканей для этих же растений. При отсутствии адекватных запасов пищи, большинство деревьев леса умеренного пояса не смогут подготовится к холодам вовремя, и погибнут или испытают дополнительные повреждения во время ранних заморозков осенью (Tinus and Roddy, 1990). Оценить влияние суперизвержения Тобы на океаны гораздо труднее. В региональных рамках, эффекты от выпадения 4 гр./кв.см. пепла Тобы на площади 5 млн. кв. км. Индийского океана должен быть значительным. Скорость отложения азота, углерода и СаСОз резко возросла в первых нескольких сантиметрах слоя пепла Тобы, указывая на то, что выпадение пепла вычистило водную колонну от большинства взвешенных (parriculate) органических соединений и карбонатов кальция (Gilmour et al., 1990). Другой возможный эффект плотного аэрозольного облака – это снижение продуктивности океана. Например, спутниковые наблюдения после извержения El Chichon 1982 показали повышенную концентрацию аэрозолей над Арабским морем, и эти значения коррелировали со снижением поверхностной продуктивности (проявлявшейся через концентрацию планктона) с мая по октябрь этого года (Strong, 1993). Brock and McClain (1992) предположили, что пониженная продуктивность была связана с более слабыми, чем обычно, муссонными ветрами, и независимые свидетельства говорят о том, что юго-западный муссон начался позже и закончился раньше в том году, и что движимое ветром Сомалийское течение было анормально слабым. Наоборот, Genin и др. (1995) сообщает об увеличении вертикального перемешивания охлаждённых поверхностных вод в слабо стратифицированных областях Красного моря после извержения Пинатубо, что привело к буму роста водорослей и фитопланктона и последовавшей за этим обширной гибели кораллов. Исследования, последовавшие за извержением Пинатубо 1991, показывают, что вызванное аэрозолями охлаждение юго-западных областей Тихого океана могло привести к значительному ослаблению ячеек Гадли и снижению выпадения осадков, и могло быть причиной долговременных аномалий в духе Эль Ниньо, которые привели к значительным засухам в тропических областях (Gagan and Chivas, 1995). Некоторые климатические модели предполагают значительные засухи в тропических областях в результате ослабления пассатов/циркуляции Гадли, и в результате ослабления силы летних муссонов. (e.g., Pittock et al., 1986, 1989; Turco et al., 1990). Например, Pittock и др. (1989) представили результаты моделирования, которые показывают 50% снижение осадков в тропических и муссонных регионах. 5. Сверх-извержения и человеческая популяция.Недавние споры о происхождении современных людей концентрировались на двух альтернативных гипотезах: (1) «мультирегиональная гипотеза», согласно которой основные подвиды нашего вида развивались медленно и на местах, и сходство между группами объясняется перетеканием генов и (2) гипотеза о «замене», согласно которой ранние популяции были заменены от 30 000 до 100 000 лет назад современными людьми, происходившими из Африки (Hewitt, 2000; Rogers and Joude, 1995). Для проверки этих гипотез использовались генетические исследования. Исследования ядерной и митохондриальной ДНК современных человеческих популяций привели к заключению, что современные популяции возникли в Африке и распространились по всему Старому Свету примерно 50 000 ± 20 000 лет назад (Harpending et al., 1993; Jones and Rouhani, 1986; Wainscoat et al., 1986). Этот взрыв популяции, судя по всему, последовал за резким падением популяции, которое, по оценкам Harpending и др. (1993) уменьшило человеческую популяцию до примерно 500 способных к размножению женщин, или до полной популяции в примерно 4000 особей на примерно 20 000 лет. В то же время, Неандертальцы, которые, вероятно, были лучше приспособлены к холодам, переселились в регион Леванта, когда современные люди его покинули (Hewitt, 2000). Harpending и др. (1993) предложили свидетельства того, что можно назвать промежуточной гипотезой «Слабого Эдемского Сада», о том, что маленькая популяция предков людей разделилась на изолированные группы около 100 000 лет назад и через 30 000 каждая из этих популяций прошла через бутылочное горлышко и последующее расширение в размере. Sherry и др. (1994) оценил среднее время расширения популяций от 65 000 до 30 000 лет назад, причём Африканское расширение, вероятно, было самым ранним. Ambrose (1998, 2003; см также Gibbons, 1993) указал на то, что время сверхизвержения Тобы приблизительно соответствует предполагаемому времени бутылочного горлышка, и высказал догадку, что экологические последствия извержения Тобы могли быть настолько сильными, что могли привести к резкому спаду популяции предшественников людей (однако см. Gathorne-Hardy и Harcourt-Smith, 2003 за противоположными взглядами). Rampino и Self (1993a) и Rampino и Ambrose (2000) пришли к заключению, что климатические эффекты Тобы могли привести к подлинной «вулканической зиме» и значительному повреждению среды обитания. Важно отметить, что анализ mtDNA восточных шимпанзе (Pan troglodytes schweinfurthii) показывает резкое снижение популяции примерно в то же время, что и человеческой популяции (см. Rogers and Jorde, 1995). 6. Частота сверхизвержений.Decker (1990) предположил, что если все извержения магнитуды 8 в недавнем прошлом оставили кальдерные структуры, которые были обнаружены, то частота VEI 8 извержений будет примерно 2*10**(-5) в год, или примерно одно VEI 8 в 50 000 лет. Время и магнитуду вулканических извержении, однако, трудно предсказать. Стратегии предсказания включают (1) распознавание паттернов извержений конкретных вулканов (e.g., Godano and Civetta, 1996; Klein, 1982), (2) анализ предвестников различного рода (e.g., Chouet, 1996; Nazzaro, 1998) (3) анализ регионального и глобального распределения извержений в пространстве и времени (Carr, 1977; Mason et al., 2004; Pyle, 1995), и (4) теоретические предсказания, основанные на поведении материалов (Voight, 1988; Voight and Cornelius, 1991). Хотя значительный прогресс был сделан в краткосрочном предсказании извержений, ни один метод не оказался достаточно успешным в предсказании времени и, что более важно, магнитуды извержения или концентрации в магме и количества выброса серы. Современные технологии, включающие непрерывный спутниковый мониторинг газовых выбросов, термальных аномалий и деформаций грунта (e.g., Alexander, 1991; Walter, 1990) обещает улучшение прогнозирования и конкретное предсказание вулканических событий, но эффективность этих технологий в значительной степени ещё не подтверждена. Например, несмотря на то, что у нас есть 2000 лет наблюдений вулкана Везувий (Nazzaro, 1998), и длительная история его мониторинга и научных исследований, предсказание магнитуды и времени следующего крупного извержения остается проблемой (Dobran et al., 1994; Lirer et al., 1997). Для больших, формирующих кальдеру извержений, которые не имели места в исторически известное время, у нас мало значимых наблюдений, на которых можно обосновать предсказания или дать более длинные прогнозы.
Региональные и глобальные последствия выпадения пепла и аэрозольных облаков на климат, сельское хозяйство, здоровье и транспорт будут серьёзным вызовом для современной цивилизации. Главным эффектом для цивилизации будет коллапс сельского хозяйства в результате потери одного или нескольких сезонов плодоношения (Toon et al., 1997). За этим последует голод, распространение инфекционных заболеваний, разрушение инфраструктуры, социальные и политические беспорядки и конфликты. Предсказания относительно вулканической зимы говорят о глобальном охлаждении на 3-5°C на несколько лет и региональных похолоданиях вплоть до 15°C (Rampino and Self, 1992; Rampino and Ambrose, 2000). Это может опустошить крупнейшие сельскохозяйственные регионы мира. Например, азиатский урожай риса будет уничтожен одной ночью с заморозками в течение сезона роста урожая. В умеренных регионах, где выращивается зерно, падение средней местной температуры на 2-3°C уничтожит производство пшеницы, а падение на 3-4°C остановит всё производство зерновых в Канаде. Урожаи на американском Среднем Западе и на Украине будут серьёзно повреждены падением температуры. (Harwell and Hutchinson, 1985; Pittock et al., 1986). Жёсткие погодные условия затруднят глобальную транспортировку продуктов питания и других товаров. Таким образом, сверхизвержение может повредить глобальное сельское хозяйство, приведя к голоду и, возможно, к пандемиям (Stothers, 2000). Более того, большие вулканические извержения могут привести к долгосрочным климатическим переменам посредством эффектов с положительной обратной связью, таких как охлаждение поверхности океанов, образование морского льда или увеличения наземного льда (Rampino and Self, 1992, 1993a, 1993b), удлиняя восстановление после «вулканической зимы». Результатом может быть широкое распространение голода, эпидемий, социальных беспорядков, финансовый коллапс, и серьёзный ущерб для основ цивилизации (Sagan and Turco, 1990; Sparks et al., 2005). Местоположение суперизвержения также может быть важным фактором в отношении его региональных и глобальных эффектов. Извержение из Йеллоустоунской кальдеры в течение последних 2 миллионов лет включали в себя три суперизвержения. Каждое из них породило толстые отложения пепла на территории западных и центральных США (слой спрессованного пепла толщиной 0.2 наблюдается на расстоянии 1500 км от кальдеры; Wood and Kienle, 1990). Одним из способов смягчение последствий было бы накопление всемирных запасов продовольствия. С учётом естественных превратностей климатических перемен, когда запасы зерна падают меньше чем 15 % от потребления, то становятся более вероятными местные нехватки, всемирные скачки цен и отдельные эпизоды голода. Таким образом, минимальный всемирный уровень доступных запасов зерна около 15% от глобальных потребностей должен поддерживаться в качестве страховки от погодовых флюктуаций продукции по причине климатических и социо-экономических нарушений. И это без учёта социальных и экономических факторов, которые могут серьёзно ограничить быстрое и полное распределение запасов продовольствия. В настоящий момент существует глобальный запас, эквивалентный 2 месяцам потребления, что приблизительно эквивалентно 15% годового потребления. На случай супервулканической катастрофы, однако, запасы должны соответствовать нескольким годам потребления, и в силу этого гораздо большие запасы зерна и других видов продовольствия должны поддерживаться, наряду со средствами быстрого глобального распределения. 8. Сверхизвержения и жизнь во Вселенной. Шансы обнаружения подходящего для коммуникации разума в Галактике часто представляются как комбинация релевантных факторов, называемая уравнением Дрейка, которое может быть записано как: N = R*fpnefififcL (10.1) Где N – это число цивилизаций, способных к коммуникации в Галактике, R* - это средняя в течение времени ее существования частота формирования звёзд в Галактике, fp - доля звёзд с планетарными системами; ne – среднее число планет среди таких систем, которые пригодны для жизни, fj – доля тех планет, на которых возникла жизнь, fi – доля планет, на которых развилась разумная жизнь, fc - это доля планет, на которых разумная жизнь достигла коммуникативной фазы и L – означает среднее время существования такой технологической цивилизации. (Sagan, 1973). Хотя уравнение Дрейка полезно для организации разных факторов, которые считаются важными для возникновения внеземного интеллекта, реальная оценка величин, входящих в уравнение, - трудна. Только R* хорошо известно и составляет 10 звёзд в год. Оценки N широко разнятся от 0 до более чем 10**8 цивилизаций. (Sagan, 1973). Недавно было доказано, что fc and L ограничены в частности, частотой кометных и астероидных столкновений, которые могут оказаться катастрофическими для технологической цивилизации (Sagan and Ostro, 1994; Chyba, 1997). Современная человеческая цивилизация, в значительной степени зависящая от ежегодных урожаев, уязвима к «импактной зиме», которая может возникнуть благодаря выброшенной в стратосферу пыли при падении астероидов более 1 км. в диаметре (Chapman and Morrison, 1994; Toon et al, 1997). Такой импакт высвободит примерно 1O5-1O6 Mt тротилового эквивалента энергии, создаст кратер 20-40 км диаметром и создаст глобальное облако массой 1000 МТ субмикронной пыли (Toon et al., 1997). Covey et al. (1990) провели 3-D моделирование климата для глобального пылевого облака, содержащего субмикронные частицы с массой, соответствующей массе облака, которое создаст импакт с силой 6х10**5 МТ. В этой модели глобальные температуры падают примерно на 8 С в течение первых нескольких недель. Chapman and Morrison (1994) оценили, что импакт такой силы убьёт более чем 1.5 миллиарда людей за счёт прямых и косвенных эффектов. Таким образом, цивилизация должна успевать развить технологию и науку, необходимую для обнаружения и отражения угрожающих астероидов и комет на временных масштабах более коротких, чем типичные промежутки времени между катастрофическими событиями. Недавний рост осознания импактной угрозы для цивилизации привёл к исследованию возможностей обнаружения, отклонения и разрушения астероидов и комет, которые угрожают Земле (e.g., Gehrels, 1994; Remo, 1997). Технологии планетарной защиты были признаны сущностно важными для долговременного выживания человеческой цивилизации на Земле. Жёсткие климатические и экологические эффекты, предсказываемые для взрывных сверхизвержений, поставили вопрос об их последствиях для цивилизации на Земле и на других землеподобных планетах, которые могут иметь разумную жизнь. (Rampino, 2002; Sparks et al., 2005). Chapman и Morrison (1994) предположили, что глобальные климатические эффекты сверхизвержений вроде Тобы могут быть эквивалентны эффектам от падения астероида диаметром в 1 км. Высокодисперсная вулканическая пыль и аэрозоли серной кислоты имеют оптический свойства, похожие на свойства субмикронной пыли, создаваемой импактами (Toon et al., 1997), и эффекты в отношении атмосферной прозрачности будут подобными. Вулканические аэрозоли, однако, имеют большее время выпадения, порядка нескольких лет (Bekki et al., 1996), в сравнении с несколькими месяцами для мелкодисперсной пыли, так что мощное извержение может иметь более длительные эффекты на глобальный климат, чем импакт, производящий равное количество выбросов в атмосферу. Оценка частоты больших вулканических извержений, которые могут вызвать условия «вулканической зимы», предполагают, что они происходят в среднем раз в 50 000 лет. Это по крайней мере в два раза чаще, чем столкновения с кометами и астероидами, которые могут вызвать охлаждения климата сопоставимой силы (Rampino, 2002). Более того, предсказание или предотвращение вулканической климатической катастрофы может быть гораздо более трудным, чем обнаружение и отклонение астероидов и комет. Эти соображения означают, что вулканические суперизвержения представляют реальную угрозу для цивилизации, и необходимы серьёзные усилия для предсказания и предотвращения вулканических климатических катастроф. (Rampino, 2002; Sparks et al. 2005). Благодарности Я благодарю S. Ambrose, S. Self, R. Stothers, и G. Zielinski за предоставленную информацию. Предложения для последующего чтения: Bindeman, I.N. (2006). The Secrets of Supervolcanoes. Scientific American Magazine (June 2006). Хорошо написанное популярное введение в быстро растущую область исследований по супервулканологии. По-русски: «Тайная жизнь супервулканов» http://www.sciam.ru/2006/10/nauka1.shtml Mason, B.G., Pyle, D.M., and Oppenheimer, С (2004). The size and frequency of the largest explosive eruptions on Earth. Bull. Vokanol, 66, 735-748. Наилучшая доступная сейчас статистика по потенциально глобально катастрофическим угрозам вулканических извержений. Эта статья включает в себя сравнение импактов и суперизвержений и заключает, что суперизвержения несут в себе гораздо больший риск на единицу выделенной энергии. Rampino, M.R. (2002). Super-eruptions as a threat to civilizations on Earth-like planets. Icarus, 156, 562-569. В этой статье суперизвержения ставятся в более широкий контекст эволюции разумной жизни во Вселенной. Rampino, M.R., Self, S., and Stothers, R.B. (1988). Volcanic winters. Annu. Rev. Earth Planet. Sci., 16, 73-99. Детальная дискуссия о климатических последствиях вулканизма и других потенциально опасных катастрофических геофизических событий. References Acharya, S.K. and Basu, P.K. (1993). Toba ash on the Indian subcontinent and its implications for correlations of Late Pleistocene alluvium. Quat. Res., 40, 10-19. Alexander, D. (1991). Information technology in real-time for monitoring and managing natural disasters. Prog. Human Geogr., 15, 238-260. Ambrose, S.H. (1998). Late Pleistocene human population bottlenecks, volcanic winter, and the differentiation of modern humans./. Human Evol., 34, 623-651. Ambrose, S.H. (2003). Did the super-eruption of Toba cause a human population bottleneck? Reply to Gathorne-Hardy and Harcourt-Smith. /. Human Evol, 45, 231-237. Bekki, S., Pype, J.A., Zhong, W., Toumi, R., Haigh, J.D., and Pyle, D.M. (1996). The role of microphysical and chemical processes in prolonging the climate forcing of the Toba eruption. Geophys. Res. Lett., 23, 2669-2672. Bischoff, J.L., Solar, N., Maroto,}., and Julia, R. (1989). Abrupt Mousterian-Aurignacian boundaries at с 40 ka bp: Accelerator 14C dates from 1'Arbreda Cave (Catalunya, Spain)./. Archaeol. Sci., 16, 563-576. Super-volcanism and other geophysical processes Brock, J.C. and McClain, C.R. (1992). Interannual variability in phytoplankton blooms observed in the northwestern Arabian Sea during the southwest monsoon. /. Geophys. Res., 97, 733-750. Carr, M.J. (1977). Volcanic activity and great earthquakes at convergent plate margins. Science, 197, 655-657. Chapman, C.R. and Morrison, D. (1994). Impacts on the Earth by asteroids and comets: assessing the hazards. Nature, 367, 33-40. Chesner, C.A., Rose, W.I., Deino, A., Drake, R. and Westgate, J.A. (1991). Eruptive history of the earth's largest Quaternary caldera (Toba, Indonesia) clarified. Geology,19, 200-203. Chouet, B.A. (1996). Long-period volcano seismidty: Its source and use in eruption forecasting. Nature, 380, 316. Chyba, C.F. (1997). Catastrophic impacts and the Drake Equation. In Cosmovici, СВ., Bowyer, S. and Werthimer, D. (eds.), Astronomical and Biochemical Origins and the Search for Life in the Universe, pp. 157-164 (Bologna: Editrice Compositori). Covey, C, Ghan, S.J., Walton, J.J., and Weissman, P.R. (1990). Global environmental effects of impact-generated aerosols: Results from a general circulation model. Geol. Soc. Am. Spl. Paper, 247, 263-270. De La Cruz-reyna, S. (1991). Poisson-distributed patterns of explosive eruptive activity. Bull. Vokanol, 54, 57-67. Decker, R.W. (1990). How often does a Minoan eruption occur? In Hardy, D.A. (ed.), Them and the Aegean World HI 2, pp. 444-452 (London: Thera Foundation). Dobran, F., Neri, A., and Tedesco, M. (1994). Assessing the pyroclastic flow hazard at Vesuvius. Nature, 367, 551-554. Fedele, F.G., Giaccio, В., Isaia, R., and Orsi, G. (2002). Ecosystem impact of the Campanian ignimbrite eruption in Late Pleistocene Europe. Quat. Res., 57, 420-424. Gagan, M.K. and Chivas, A.R. (1995). Oxygen isotopes in western Australian coral reveal Pinatubo aerosol-induced cooling in the Western Pacific Warm Pool. Geophys.Res. Lett., 22, 1069-1072. Gathorne-Hardy, F.J. and Harcourt-Smith, W.E.H. (2003). The super-eruption of Toba, did it cause a human population bottleneck?/. Human Evol, 45, 227-230. Genin, A., Lazar, В., and Brenner, S. (1995). Vertical mixing and coral death in the Red Sea following the eruption of Mount Pinatubo. Nature, Ъ77, 507-510. Gehrels, T. (ed.) (1994). Hazards Due to Comets <=C Asteroids, 1300 p (Tucson: University of Arizona Press). Gibbons, A. (1993). Pleistocene population explosions. Science, 262, 27-28. Gilmour, I., Wolbach, W.S., and Anders, E. (1990). Early environmental effects of the terminal Cretaceous impact. Geol. Soc. Am. Spl. Paper, 247, 383-390. Godano, C. and Civetta, L. (1996). Multifractal analysis of Vesuvius volcano eruptions.Geophys. Res. Lett., 23, 1167-1170. Graf, H.-F., Kirschner, I., Robbock, A., and Schult, I. (1993). Pinatubo eruption winter climate effects: Model versus observations. Clim. Dynam., 9, 81-93. Green, O., Percival, I., and Ridge, I. (1985). Nuclear Winter, the Evidence and the Risks,216 p (Cambridge: Polity Press). Hansen, ., Lacis, A., Ruedy, R., and Sato, M. (1992). Potential climate impact of the Mount Pinatubo eruption. Geophys. Res. Lett., 19, 215-218. 218 Hansen, J.E., Sato, M., Ruedy, R., Lacis, A., Asamoah, K, Borenstein, S., Brown, E.,Cairns, В., Caliri, G., Campbell. M., Curran, В., De Castrow, S., Druyan, L., Fox,M., Johnson, C, Lerner, J., Mscormick, M.P., Miller, R., Minnis, P., Morrison,A., Palndolfo, L, Ramberran, I., Zaucker, F., Robinson, M., Russell, P., Shah, K.,Stone, P., Tegen, I., Thomason, L, Wilder, J., and Wilson, H. (1996). A Pinatubomodeling investigation. In Fiocco, G., Fua, D., and Visconti, G. (eds.), The MountPinatubo Eruption: Effects on the Atmosphere and Climate NATO ASI Series Volume142, pp. 233-272 (Heidelberg: Springer Verlag). Harpending, H.C., Sherry, S.T., Rogers, A.L, and Stoneking, M. (1993). The geneticstructure of ancient human populations. Curr. Anthropol, 34, 483-496. Harwell, M.A. (1984). The Human and Environmental Consequences of Nuclear War, 179 p (New York: Springer-Verlag). Harwell, M.A. and Hutchinson, T.C. (eds.) (1985). Environmental Consequences ofNuclear War, Volume II Ecological and Agricultural Effects, 523 p (New York: Wiley). Harwell, M.A., Hutchinson, T.C, Cropper, W.P., Jr, and Harwell, C.C. (1985).Vulnerability of ecological systems to climatic effects of nuclear war. In Harwell, M.A. and Hutchinson, T.C. (eds.), Environmental Consequences of Nuclear War, Volume IIEcological and Agricultural Effects, pp. 81-171 (New York: Wiley). Hewitt, G. (2000). The genetic legacy of the Quaternary ice ages. Nature, 405, 907-913. Huang, C.-H., Zhao, M., Wang, C.-C, and Wei, G. (2001). Cooling of the South ChinaSea by the Toba eruption and other proxies ~71,000 years ago. Geophys. Res. Lett.,28, 3915-3918. Jones, J.S. and Rouhani, S. (1986). How small was the bottleneck? Nature, 319,449-450. Klein, F.W. (1982). Patterns of historical eruptions at Hawaiian volcanoes. J. Volcanol.Geotherm. Res., 12, 1-35. Larcher, W. and Bauer, H. (1981). Ecological significance of resistance to lowtemperature. In Lange, O.S., Nobel, P.S., Osmond, СВ., and Zeigler, H. (eds.),Encyclopedia of Plant Physiology, Volume 12A: Physiological Plant Ecology I, pp. 403-37(Berlin: Springer-Verlag). Leavitt, J. (1980). Responses of Plants to Environmental Stresses. I. Chilling, Freezing andHigh Temperature Stresses, 2nd edition (New York: Academic Press). Ledbetter, M.T. and Sparks, R.S.J. (1979). Duration of large-magnitude explosiveeruptions deduced from graded bedding in deep-sea ash layers. Geology, 7,240-244. Lirer, L, Munno, R., Postiglione, I., Vinci, A., and Vitelli, L. (1997). The A.D. 79eruption as a future explosive scenario in the Vesuvian area: Evaluation of associatedrisk. Bull. Volcanol, 59, 112-124. Mason, B.G., Pyle, D.M., and Oppenheimer, С (2004). The size and frequency of thelargest explosive eruptions on Earth. Bull. Volcanol, 66, 735-748. Nazzaro, A. (1998). Some considerations on the state of Vesuvius in the Middle Agesand the precursors of the 1631 eruption. Annali di Geofisica, 41, 555-565. Newhall, C.A. and Self, S. (1982). The volcanic explosiviry index (VEI): an estimate of the explosive magnitude for historical volcanism. J. Geophys. Res., 87, 1231-1238. Ninkovich, D., Shackleton, N.J., Abdel-Monem, A.A., Obradovich, J.A., and Izett, G. (1978a). K-Ar age of the late Pleistocene eruption of Toba, north Sumatra. Nature, 276, 574-577. Ninkovich, D., Sparks, R.S.J., and Ledbetter, M.T. (1978b). The exceptional magnitudeand intensity of the Toba eruption: an example of the use of deep-sea tephra layersas a geological tool. Bull. Volcanol, 41, 1-13. Oppenheimer, С (2002). Limited global change due to the largest known Quaternary eruption, Toba = 74 kyr BP? Quat. Sci. Rev., 21, 1593-1609. Palais, J.M. and Sigurdsson, H. (1989). Petrologic evidence of volatile emissions frommajor historic and pre-historic volcanic eruptions. Am. Geophys. Union, Geophys.Monogr., 52, 32-53. Pinto, J.P., Turco, R.P., and Toon, O.B. (1989). Self-limiting physical and chemicaleffects in volcanic eruption clouds. J. Geophys. Res., 94,11165-11174. Pittock, A.B., Ackerman, T.P., Cratzen, P.J., MacCracken, M.C., Shapiro, C.S., and Turco, R.P. (eds.) (1986). Environmental Consequences of Nuclear war, Volume I Physicaland Atmospheric Effects, 359 p (New York: Wiley). Pittock, A.B., Walsh, K., and Frederiksen, J.S. (1989). General circulation modelsimulation of mild nuclear winter effects, dim. Dynam., 3,191-206. Pollack, J.B., Rind, D., Lacis, A., Hansen, J.E., Sato, M., and Ruedy, R. (1993). GCMsimulations of volcanic aerosol forcing. Part 1: climate changes induced by steady-state perturbations. ]. dim., 6, 1719-1742. Pope, K.O., Baines, K.H., Ocampo, A.C., and Ivanov, B.A. (1994). Impact winter andthe Cretaceous/Tertiary extinctions: Results of a Chicxulub asteroid impact model.Earth Planet. Sci. Lett, 128, 719-725. Pyle, D.M. (1995). Mass and energy budgets of explosive volcanic eruptions. Geophys.Res. Lett., 22, 563-566. Rampino, M.R. (2002). Supereruptions as a threat to civilizations on Earth-like planets.Icarus, 156, 562-569. Rampino, M.R. and Ambrose, S.H. (2000). Volcanic winter in the Garden of Eden: the Toba super-eruption and the Late Pleistocene human population crash. InMcCoy, F.W. and Heiken, G. (eds.), Volcanic Hazards and Disasters in HumanAntiquity. Special paper 345, pp. 71-82 (Boulder, CO: Geological Society of America). Rampino, M.R. and Self, S. (1982). Historic eruptions of Tambora (1815), Krakatau (1883), and Agung (1963), their stratospheric aerosols and climatic impact. Quat. Res., 18,127-143. Rampino, M.R. and Self, S. (1984). Sulphur-rich volcanism and stratospheric aerosols.Nature, 310, 677-679. Rampino, M.R. and Self, S. (1992). Volcanic winter and accelerated glaciation following the Toba super-eruption. Nature, 359, 50-52. Rampino, M.R. and Self, S. (1993a). Climate-volcanism feedback and the Toba eruptionof ~74,000 years ago. Quat. Res., 40, 269-280. Rampino, M.R. and Self, S. (1993b). Bottleneck in human evolution and the Tobaeruption: Science, 262, 1955. Rampino, M.R., Self, S., and Stothers, R.B. (1988). Volcanic winters. Annu. Rev. EarthPlanet. Sci., 16, 73-99. Redman, R.E. (1974). Photosynthesis, plant respiration, and soil respiration measuredwith controlled environmental chambers in the field: Canadian Committee, IBPTechnical Report 49 (Saskatoon: University of Saskatchewan). Remo J.L. (ed). Near Earth objects. The UN international conference Volume822, 623p (New York Academy of Sciences Annals). New York Robock, A. and Mass, C. (1982). The Mount St. Helens volcanic eruption of 18 May1980: large short-term surface temperature effects. Science, 216, 628-630. Rogers, A.R. and Jorde, L.B. (1995). Genetic evidence on modern human origins. Human Bid., 67, 1-36. Rose, W.I. and Chesner, C.A. (1990). Worldwide dispersal of ash and gases from earth's largest known eruption: Toba, Sumatra, 75 Ka. Global Planet. Change, 89, 269-275 Sagan, С (ed.) (1973). Communication with Extraterrestrial Intelligence (Cambridge MA: MIT Press). Sagan, C. and Ostro, S. (1994). Long-range consequences of interplanetary collisions. Issues Sci. Technoi, 10, 67-72. Sagan С and Turco, R. (1990). A Path Where No Man Thought, 499 p (New York: Random House). Shane, P., Westgate, J., Williams, M., and Korisettar, R. (1995). New geochemicalevidence for the Youngest Toba Tuff in India. Quat. Res., 44, 200-204. Sherry, S.T., Rogers, A.R., Harpending, H., Soodyall, H., Jenkins, Т., and Stoneking, M. (1994). Mismatch distributions of mtDNA reveal recent human population expansions. Human Biol., 66, 761-775. Shultz, H., Emeis, K.-C, Erlenkeuser, H., von Rad, U., and Rolf, С (2002). The Toba volcanic event and interstadial/stadial climates at the marine isotopic stage 5 to 4 transition in the northern Indian Ocean. Quat. Res., 57, 22-31. Song, S.-R., Chen, C.-H., Lee, M.-Y., Yang, T.F., and Wei, K.-Y. (2000). Newly discoveredeastern dispersal of the youngest Toba tuff. Marine Geol., 167, 303-312. Sparks, S., Self, S., Grattan, J., Oppenheimer, C, Pyle, D., and Rymer, H. (2005). Super-eruptions global effects and future threats. Report of a Geological Society of London Working Group, The Geological Society, London, pp. 1-25. Stothers, R.B. (1984a). The great Tambora eruption of 1815 and its aftermath. Science, 224, 1191-1198. Stothers, R.B. (1984b). The mystery cloud of AD 536. Nature, 307, 344-345. Stothers, R.B. (1996). Major optical depth perturbations to the stratosphere from volcanic eruptions: Pyrheliometric period, 1881-1960. /. Geophys. Res., 101,3901-3920. Stothers, R.B. (2000). Climatic and demographic consequences of the massive volcanic eruption of 1258. Clim. Change, 45, 361-374. Strong, A.E. (1993). A note on the possible connection between the El Chichon eruption and ocean production in the northwest Arabian Sea during 1982./. Geophys. Res., 98,985-987. Tinus, R.W. and Roddy, D.J. (1990). Effects of global atmospheric perturbations on forest ecosystems in the Northern Temperate Zone; Predictions of seasonal depressed-temperature kill mechanisms, biomass production, and wildfire soot emissions. Geol. Soc. Am. Spl. Paper, 247, 77-86. Toon, O.B., Turco, R.P., and Covey, C. (1997). Environmental perturbations caused by the impacts of asteroids and comets. Rev. Geophys., 35, 41-78. Turco, R.P., Toon, O.B., Ackerman, T.P., Pollack, J.B., and Sagan, C, (1990). Climate and smoke: An appraisal of nuclear winter. Science, 247, 166-176. van Keulan, H., Lowerse, W., Sibma, L., and Alberda, M. (1975). Crop simulation and experimental evaluation - a case study, In Cooper, J.P. (ed.), Photosynthesis and Productivity in Different Environments, pp. 623-643 (Cambridge: Cambridge University Press). Voight, B. (1988). A method for prediction of volcanic eruptions. Nature, 332,125-130. Voight, B. and Cornelius, R.R. (1991). Prospects for eruption prediction in near realtime. Nature, 350, 695-697. Wainscoat, J.S., Hill, A.V.S., Them, S.L., Clegg, J.J. (1986). Evolutionary relationships of human populations from an analysis of nuclear DNA polymorphisms. Nature, 319, 491-493 . Walter, L.S. (1990). The uses of satellite technology in disaster management. Disasters, 14, 20-35. Woillard, G. and Mook, W.G. (1982). Carbon-14 dates at Grande Pile: Correlation ofland and sea chronologies. Science, 215, 159-161. Wood, C.A. and Kienle, J. (eds.) (1990). Volcanoes of North America, 354 p (Cambridge:Cambridge University Press). Woods, A.W.M. and Wohletz, K.H. (1991). Dimensions and dynamics of co-ignimbriteeruption columns. Nature, 350, 225-227. Zielinski, G.A., Mayewski, P.A., Meeker, L.D., Whitlow, S., Twickler, M.S., and Taylor,K., (1996a). Potential atmospheric impact of the Toba mega-eruption ~71,000 yearsago. Geophys. Res. Lett, 23, 837-840. Zielinski, G.A., Mayewski, P.A., Meeker, L.D., Whitlow, S., and Twickler, M.S. (1996b).An 110,000-year record of explosive volcanism from the GISP2 (Greenland) icecore. Quat. Res., 45, 109-118. жүктеу/скачать 3.14 Mb. Достарыңызбен бөлісу:
|