Les éclipses lunaires éclairent la chronologie et l'impact climatique du volcanisme médiéval

Jun 07, 2023

Nature volume 616, pages 90–95 (2023)Citer cet article

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Le volcanisme explosif est un contributeur clé à la variabilité climatique sur des échelles de temps interannuelles à centennales1. Comprendre les impacts sociétaux lointains des changements climatiques forcés par les éruptions nécessite des chronologies d'événements fermes et des estimations fiables de la charge et de l'altitude (c'est-à-dire troposphérique par rapport à la stratosphère) des aérosols de sulfate volcanique2,3. Cependant, malgré les progrès de la datation des carottes de glace, des incertitudes subsistent sur ces facteurs clés4. Cela entrave particulièrement l'étude du rôle des grandes éruptions temporellement regroupées au cours de la haute période médiévale (HMP, 1100–1300 ap. J.-C.), qui ont été impliquées dans la transition de l'anomalie climatique médiévale chaude au petit âge glaciaire5. Ici, nous apportons un nouvel éclairage sur le volcanisme explosif au cours du HMP, en nous appuyant sur l'analyse des rapports contemporains d'éclipses lunaires totales, à partir desquelles nous dérivons une série chronologique de turbidité stratosphérique. En combinant ce nouveau record avec des simulations de modèles d'aérosols et des proxies climatiques basés sur les cernes des arbres, nous affinons les dates estimées de cinq éruptions notables et associons chacune à des voiles d'aérosols stratosphériques. Cinq autres éruptions, dont une responsable de dépôts de soufre élevés au Groenland vers 1182 après JC, n'ont affecté que la troposphère et ont eu des conséquences climatiques atténuées. Nos résultats offrent un soutien pour une enquête plus approfondie sur la réponse climatique à l'échelle décennale à centenaire aux éruptions volcaniques.

De grandes éruptions volcaniques explosives peuvent injecter d'énormes quantités de gaz soufrés dans la stratosphère, où elles génèrent des aérosols sulfatés1. Les voiles d'aérosols qui en résultent perturbent le bilan énergétique de la Terre, induisant des anomalies saisonnières et régionales de température de surface et de précipitations, dont la gravité, combinée aux vulnérabilités sociétales, a été liée à des cas historiques de déficits agronomiques et de pâturages, de troubles civils et politiques, de peste et de migration6. Bien que les archives géologiques constituent la principale preuve du volcanisme passé, avec des chronologies basées sur le radiocarbone et d'autres méthodes radiométriques, les carottes de glace polaire fournissent sans doute l'image la plus complète et la plus accessible du volcanisme climatiquement notable grâce à la compilation de séries chronologiques de dépôts de soufre2,4. Il convient de noter en particulier dans ces archives une prolifération d'éruptions riches en soufre au cours du HMP (vers les XIIe et XIIIe siècles), commençant par un groupe d'événements vers 1108-1110 CE (réf. 7) et incluant l'éruption colossale de Samalas vers 1257 CE (réf. 8,9). Ces événements ont été liés à d'importantes crises de refroidissement et de subsistance7,9 et l'effet combiné de leur forçage a été postulé comme un contributeur au début du petit âge glaciaire5.

La datation des événements volcaniques passés à partir de carottes de glace présente plusieurs défis en raison de la complexité du transport atmosphérique entraînant des dépôts de soufre variables dans le temps et dans l'espace10, des modèles d'âge mal contraints11,12,13 et des incertitudes dans le comptage des couches liées aux taux d'accumulation et aux processus post-dépôts3. Un autre défi est la distinction entre le transport troposphérique et stratosphérique des aérosols volcaniques, ce dernier étant plus révélateur d'une éruption explosive forçant le climat4. Les rapports isotopiques du soufre mesurés dans les carottes de glace peuvent aider à faire cette distinction, mais l'approche n'a pas été largement appliquée et ne fait pas nécessairement la distinction entre le transport des aérosols troposphériques et stratosphériques inférieurs (sous la couche d'ozone)3,14.

Les phénomènes optiques atmosphériques rares et souvent visuellement spectaculaires qui peuvent résulter de la présence de voiles de poussière volcanique dans la stratosphère, tels que la gradation solaire, les couronnes ou les anneaux de Bishop, la coloration crépusculaire particulière et les éclipses lunaires totales sombres, ont longtemps été considérés comme des présages dignes d'être enregistrés. Les références à de tels phénomènes ont fourni des preuves indépendantes pour évaluer le moment et l'impact du volcanisme pour les périodes 1500 av. Nous nous concentrons ici sur la lacune notable des études passées, à savoir le HMP, et sur les références dans les sources eurasiennes à la coloration des éclipses lunaires totales, car elles sont relativement fréquentes et leurs occurrences sont connues précisément à partir du rétro-calcul astronomique. Nous dérivons un proxy indépendant pour le voile de poussière volcanique à partir des enregistrements médiévaux des éclipses lunaires et utilisons les séries chronologiques résultantes, en conjonction avec les sorties du modèle climatique et les reconstructions de la température estivale à partir des cernes des arbres, pour affiner les chronologies des carottes de glace NS1–2011 (Groenland) et WD2014 (Antarctique), qui jusqu'à présent ont fourni les principales contraintes sur le moment des éruptions HMP2,4. Les chronologies identifient sept éruptions HMP qui ont généré des injections estimées de soufre stratosphérique volcanique (VSSI) dépassant 10 Tg. Chacun d'eux se classe parmi les 16 meilleurs événements VSSI des 2 500 dernières années (réfs. 2,4). Leurs années d'éruption estimées sont 1108 ce (UE1; dans lequel UE signifie éruption non identifiée; voir Méthodes), 1171 ce (UE2), 1182 ce (UE3), 1230 ce (UE4), 1257 ce (Samalas), 1276 ce (UE5) et 1286 ce (UE6). Nous considérons ces événements ainsi que 13 éruptions HMP moindres et cherchons à confirmer ou à affiner les estimations existantes de l'année et de la saison d'éruption et à faire la distinction entre les voiles d'aérosols troposphériques et stratosphériques.

La luminosité de la Lune pendant l'éclipse est très sensible à l'abondance des aérosols dans la stratosphère. Les éclipses lunaires totales sombres indiquent une turbidité élevée, tandis qu'un disque rouge signifie une stratosphère claire18,19. Pour reconstruire la turbidité stratosphérique passée tout au long de la transition de l'anomalie climatique médiévale au petit âge glaciaire, nous avons réexaminé de manière approfondie un vaste corpus de sources historiques (ensemble de données supplémentaire S1) écrites aux XIIe et XIIIe siècles, à la recherche d'observations crédibles d'éclipses lunaires (Fig. 1). En Chine et en Corée, les éclipses lunaires ont été enregistrées par des astronomes officiels et conservées dans des sources telles que les traités astronomiques et les traités à cinq éléments des histoires dynastiques officielles, tandis que les observations d'éclipses japonaises se trouvent dans des écrits plus divers tels que les journaux de courtisans, les chroniques ou les registres des temples. En Europe, les annales et les chroniques des monastères et des villes représentent les principales sources. Dans les sources arabes, les observations d'éclipses lunaires se retrouvent fréquemment dans les chroniques universelles20.

a, Commentaire sur l'Apocalypse par Beatus de Liébana, du monastère de Santo Domingo de Silos, près de Burgos, Espagne, 1090-1109 ap. Crédit : British Library Board (Add. MS 11695, f108r). Le texte au bas de la miniature, entre le cercle sombre à gauche représentant une éclipse solaire totale et le cercle rouge à droite représentant une éclipse lunaire totale, se lit comme suit : "hic sol obscurabitur et luna in sanguine versa est" ("et le Soleil fut obscurci et la Lune transformée en sang"). La Lune éclipsée rouge sang était considérée comme un signe possible de l'Apocalypse. Les descriptions d'occultation lunaire du Moyen Âge suivent souvent le livre de l'Apocalypse, suggérant que la Bible a fourni une justification et une inspiration pour enregistrer les éclipses lunaires et leur couleur. b, Représentation du XIIIe siècle d'une éclipse lunaire par Johannes de Sacrobosco. Crédit : Bibliothèque publique de New York (De Sphaera, MssCol 2557, f112v). c, Fac-similé du journal Meigetsuki (明月記) de Fujiwara no Teika (藤原定家) décrivant l'éclipse lunaire totale du 2 décembre 1229 ce. Crédit : Meigetsuki, vol. 4, p. 517, 2000. Reizei-ke Shiguretei Bunko. Tokyo : Asahi Shinbunsha. Teika mentionne cet événement deux fois. La figure montre la première entrée : "[…] le ciel était exempt de nuages ​​au loin et la Lune au-dessus des collines a émergé en éclipse, totale pendant un petit moment, [sa lumière] maigre comme une nuit noire. Environ une heure plus tard, elle s'est éclaircie progressivement, et après s'être éteinte [pendant l'éclipse], elle était particulièrement lumineuse". La deuxième entrée, écrite quatre jours plus tard, détaille la coloration inhabituelle de la Lune. Au fil des siècles, plusieurs parties du Meigetsuki ont été découpées et l'entrée du 6 décembre 1229 de notre ère est conservée dans une collection privée49,50.

Selon les derniers catalogues d'éclipses lunaires21,22, 64 (Europe), 59 (Moyen-Orient) et 64 (Asie de l'Est), des éclipses lunaires totales se sont produites et auraient été visibles, si le temps le permettait, entre 1100 et 1300 ap. Un total de 180 récits européens, 10 du Moyen-Orient et 199 d'Asie de l'Est décrivent respectivement 51, 7 et 61 éclipses lunaires totales individuelles. En Europe, bien que 12 éclipses individuelles soient décrites dans une seule source survivante, beaucoup sont corroborées dans plusieurs récits, jusqu'à 16 dans le cas de l'éclipse du 11 février 1161 CE (jeu de données supplémentaire S1). Ce succès dans la recherche d'observations d'éclipses rétro-calculées pour l'Europe (80 % ; Extended Data Table 1) est notable et comparable à celui des périodes ultérieures pour lesquelles la documentation est plus abondante16,17 (par exemple, 82 %, 1665-1881 ap. J.-C.). Il reflète la prolifération contemporaine et l'étendue géographique des communautés monastiques à travers l'Europe20, ce qui a amélioré les chances globales d'observations par ciel clair, et l'attention que certains chroniqueurs ont accordée aux phénomènes célestes23. Les observations du Soleil, de la Lune ou des étoiles étaient nécessaires pour calculer les heures de prière, car tous les monastères ne possédaient pas d'horloges à eau ou d'astrolabes pour l'horlogerie24,25,26. Des observations précises de l'âge de la Lune étaient également importantes pour l'identification correcte de la Pleine Lune de Pâques, qui servait de point de référence clé pour le dimanche de Pâques et toutes les autres fêtes mobiles de l'année liturgique25,27. Les enregistrements d'Asie de l'Est contiennent parfois des prédictions plutôt que des observations28 et, pour cette raison, la proportion d'éclipses documentées par des observateurs en Chine, en Corée et au Japon n'a pas été calculée.

Les sources chrétiennes occidentales et orientales fournissent ensemble des informations sur la couleur et la luminosité de la Lune pour 36 éclipses (Fig. 2a). Une telle attention à la luminosité est largement absente des enregistrements asiatiques20,29, dans lesquels un seul récit décrit la coloration. Les références à une « lune rouge sang » dans les sources chrétiennes occidentales et orientales sont probablement informées par des textes tels que le livre de l'Apocalypse de Jean, dans lequel la lune de sang, ainsi que les tremblements de terre et les éclipses solaires, présageaient la fin des temps (Apocalypse 6 :12-17 ; Fig. 1a). La coloration des éclipses lunaires revêtait une signification particulière pour les observateurs chrétiens et était souvent considérée comme un mauvais présage, présageant des catastrophes26,30,31, soulignant l'influence de la Bible sur la perception des phénomènes naturels au Moyen Âge32. Cela ne signifie pas que les causes physiques des éclipses lunaires étaient inconnues de tous les chroniqueurs médiévaux31. Les anciens astronomes babyloniens, grecs et plus tard musulmans comprenaient non seulement les mécanismes des éclipses, mais étaient capables de prédire les occultations lunaires20, et cette connaissance a finalement été transmise à l'Europe médiévale, comme en témoignent les traités astronomiques contemporains (par exemple, De Lunationibus, 1112 ap. J.-C., et De Dracone, 1120-1121 ap. 1b). Les interprétations naturelles et surnaturelles des éclipses lunaires ont coexisté au Moyen Âge31, sous-tendant la récupération d'une série presque complète de coloration des éclipses lunaires s'étalant sur deux siècles (Fig. 2a).

a, Descriptions des éclipses lunaires totales extraites de sources historiques européennes, du Moyen-Orient et d'Asie de l'Est de 1100 à 1300 EC (Ensemble de données supplémentaire S1), notées sur l'échelle de Danjon (axe y droit) et converties en moyenne globale équivalente SAOD550 (SAOD à 550 nm ; axe y gauche). b, Concentrations mensuelles résolues de soufre autre que le sel marin provenant des carottes de glace NEEM-2011-S1 du Groenland (ligne bleue) et WDC06A de l'Antarctique (ligne grise)2.

Données source

Nous avons évalué la couleur et la luminosité de chaque éclipse observée sur l'échelle de Danjon35, qui quantifie la luminosité lunaire à l'œil nu. Il va de L = 0 (très sombre) à L = 4 (éclipse rouge cuivré ou orange très brillante). Sur les 37 éclipses lunaires totales avec luminosité enregistrées dans des sources eurasiennes, seules six ont été notées L = 0, soulignant la rareté et l'importance de telles observations (Fig. 2a et jeu de données supplémentaire S1). Ces événements se sont produits dans la nuit du 5 au 6 mai 1110 CE, du 12 au 13 janvier 1172 CE, du 2 au 3 décembre 1229 CE, du 18 au 19 mai 1258 CE, du 12 au 13 novembre 1258 CE et du 22 au 23 novembre 1276 CE. Tous les témoignages sont rapportés dans le jeu de données supplémentaire S1, chaque description soulignant une disparition presque complète et prolongée du disque lunaire. L'un des récits les plus remarquables a été extrait de sources japonaises et concerne l'éclipse lunaire totale du 2 décembre 1229 ce. Bien que les sources asiatiques détaillent rarement la coloration20,29, le Meigetsuki (明月記, The Record of the Bright Moon) écrit par Fujiwara no Teika (藤原定家, 1162-1241 CE) rapporte une éclipse lunaire extrêmement sombre malgré un temps clair. Le Meigetsuki note que la coloration de la Lune était jugée si inhabituelle que les astronomes exprimaient une crainte quant à son apparition : « En ce qui concerne la récente éclipse lunaire totale, bien qu'à d'autres occasions il y ait eu totalité, les vieux ne l'avaient jamais vue comme cette fois, avec l'emplacement du disque de la Lune non visible, tout comme s'il avait disparu pendant l'éclipse. De plus, la durée était très longue, et le changement était extrême. ou vu [une telle chose] ; les astronomes officiels en parlaient avec crainte […]" (Fig. 1c et jeu de données supplémentaire S1).

Toutes les éclipses lunaires sombres (L = 0) – en mai 1110 ap. J.-C., janvier 1172 ap. J.-C., décembre 1229 ap. L'éclipse de Lune était liée à la présence d'aérosols volcaniques dans la stratosphère. Cette découverte reflète des travaux antérieurs qui ont révélé que toutes les éclipses lunaires totales très sombres depuis 1600 ont suivi des éruptions volcaniques importantes16,17,18,19,36 (tableau de données étendu 2). Pour les deux autres des sept principales éruptions HMP, vers 1182 (UE3) et 1286 CE (UE6), les descriptions des éclipses lunaires totales rougeâtres (L = 3–4) indiquent une faible turbidité stratosphérique en août 1179, décembre 1182 et octobre 1287 CE.

Nous avons limité le moment des éruptions HMP en développant une procédure en quatre étapes qui intègre les preuves de notre enregistrement d'éclipse, des simulations globales d'aérosols, des observations satellitaires modernes et des reconstructions d'anneaux d'arbres (voir Méthodes et données étendues Fig. 1). Tout d'abord, l'apparition des éclipses lunaires signalées dans les archives historiques a été évaluée sur l'échelle de Danjon et convertie en profondeur optique des aérosols stratosphériques (SAOD) selon les références. 16, 17, 18, 19, qui ont montré que, pour 46 éclipses lunaires bien observées entre 1880–1888 CE et 1960–2001 CE, les éclipses lunaires totales sombres (L = 0) ne se produisaient que lorsque SAOD dépassait environ 0,1. Ensuite, en s'appuyant sur les observations des éruptions du Krakatau de 1883 et du Pinatubo de 1991 (à partir des ensembles de données Sato/GISS et GloSSAC v2)37,38, des simulations SAOD39 (des ensembles de données eVolv2k pour UE1 à UE6 et les éruptions vers 1257 ce Samalas et 1815 ce Tambora) et les sorties du modèle climatique IPSL-CM5A-LR40 (pour Samalas et Tambora), nous avons évalué la durée post-éruptive de la turbidité stratosphérique élevée, c'est-à-dire SAOD ≥ 0,1. Cela suggère qu'une éclipse lunaire totale est très probablement observée comme sombre entre 3 et 20 mois après une éruption. Ainsi, nous supposons que, compte tenu d'une observation d'une éclipse lunaire sombre, l'éruption responsable s'est produite entre 20 et 3 mois à l'avance. Cette hypothèse est corroborée si l'on considère les sept plus grands événements VSSI depuis 1600, qui ont tous été suivis d'éclipses lunaires sombres entre 9 (1912 ce Katmai, 1982 ce El Chichón), 14 (1815 ce Tambora, 1883 ce Krakatau), 18 (1991 ce Pinatubo) et 20 (1600 ce Huaynaputina) mois plus tard (Extended Data Table 2). Le cas de l'éruption de 1963 ce Agung corrobore davantage notre approche car, sur les trois éclipses lunaires qui se sont produites 10, 15 et 21 mois après cette éruption, seule la dernière (tombant en dehors de notre fenêtre de 3 à 20 mois) n'a pas été notée L = 0 sur l'échelle de Danjon (Extended Data Table 2). Ensuite, pour fournir une contrainte supplémentaire sur le moment de chaque éruption HMP, nous avons évalué indépendamment les reconstructions de température estivale basées sur les cernes des arbres de l'hémisphère Nord pour la réponse climatique post-volcanique (Sch2015 (réf. 41), N-TREND2015 (réf. 42), NVOLC v2 (réf. 7)).

En prenant UE2 (Fig. 3a) comme exemple, en combinant la date de l'éclipse lunaire sombre de janvier 1172 EC avec les ensembles de données eVolv2k, Sato/GISS et GloSSAC v2, nous trouvons une probabilité élevée à très élevée que l'événement se soit produit entre juillet 1170 et octobre 1171 EC (Fig. 3b). Le pic de refroidissement observé dans Sch2015 et NVOLC v2 à l'été 1172 CE réduit la probabilité qu'une éruption se produise entre l'été 1170 et l'automne 1171 CE (Fig. 3c) ; nous plaçons ainsi la date d'éruption entre mai et août 1171 de notre ère (Fig. 3d). De même, nous restreignons les fenêtres temporelles probables d'autres grands événements HMP à l'hiver 1108/1109 de l'hémisphère nord (UE1 ; données étendues Fig. 2), au printemps/été 1229 de l'hémisphère nord (UE4) et au printemps/été 1257 de l'hémisphère nord pour Samalas (Fig. 3d). Cette synchronisation raffinée de l'éruption du Samalas est cohérente avec le schéma isopaque de la chute du téphra en Indonésie8, indiquant une éruption de saison sèche (entre mai et octobre) et contrecarre un argument en faveur d'une date d'éruption de 1256 CE43. Pour UE5, nous trouvons une fenêtre temporelle entre septembre 1275 et juillet 1276 CE (Extended Data Fig. 2). Une contrainte supplémentaire n'est pas possible dans ce cas, car un refroidissement estival prononcé n'est pas évident dans les reconstructions de température basées sur les cernes (Extended Data Fig. 2).

a, Temps de séjour des aérosols stratosphériques volcaniques et fenêtres temporelles avec SAOD dépassant environ 0,1. Le temps de résidence des aérosols est basé sur la série temporelle moyenne globale SAOD550 des ensembles de données Sato/GISS37 et GloSSAC v2 (réf. 38) (pour les éruptions de 1883 CE Krakatau et 1991 CE Pinatubo) et simulé par le générateur de forçage EVA4,39 (pour UE2, UE4 et l'éruption de 1257 CE Samalas) et l'IPSL-CM5A-LR model40 (pour l'éruption du Samalas). Probabilité d'occurrence des éruptions HMP basée sur le moment des dates d'éclipse lunaire sombre (b) et les enregistrements des cernes7,41,42 (c). d, Intégration de b et c pour estimer les fenêtres temporelles les plus probables pour UE2, UE4 et l'éruption du Samalas.

Données source

Les aérosols stratosphériques affectent profondément la luminosité et la coloration de la Lune éclipsée en réduisant la transmission de la lumière solaire dans l'ombre de la Terre18,19. Ici, nous utilisons la coloration de l'éclipse lunaire pour distinguer les voiles d'aérosols troposphériques et stratosphériques (voir Méthodes). Les éclipses lunaires sombres observées après UE1, UE2, UE4, Samalas et UE5 indiquent des voiles d'aérosols stratosphériques (Fig. 4), compatibles avec les enregistrements d'isotopes Δ33S du Dôme C, Antarctique3. Bien que UE3 (vers 1182 ce) s'enregistre comme la deuxième plus grande éruption extratropicale de l'hémisphère nord du dernier millénaire en termes de dépôt de sulfate de noyau de glace4 (deuxième après Laki 1783–1784 ce), l'éclipse lunaire rougeâtre du 11 décembre 1182 ce (Fig. 2a) indique une charge d'aérosols stratosphériques relativement faible, tandis que les jeu de données élémentaire S2). Un examen plus approfondi de la coloration de l'éclipse, en conjonction avec des reconstructions de la température estivale basées sur les cernes, suggère que pour quatre éruptions HMP associées à un VSSI moindre vers 1127, 1210, 1222 et 1262 CE, les aérosols sulfatés étaient principalement confinés à la troposphère et tout impact climatique était limité (Fig. 4 et jeu de données supplémentaire S2).

Les barres verticales sont basées sur la reconstruction du forçage volcanique eVolv2k4 et indiquent l'ampleur de VSSI. En utilisant la coloration de l'éclipse lunaire totale (points rouges et noirs) et les enregistrements d'isotopes Δ33S3, nous distinguons les voiles de poussière stratosphériques (barres rouges) et troposphériques (barres bleues). Les barres grises indiquent des événements incertains. Les carrés, les cercles et les triangles font respectivement référence aux éruptions extratopiques de basse latitude, de l'hémisphère nord et extratropicales de l'hémisphère sud2.

Données source

La nature et le calendrier de UE6 restent énigmatiques (Fig. 4). Une distribution bipolaire des dépôts de sulfates est observée vers 1286 ap. J.-C., impliquant une éruption tropicale, alors que l'analyse isotopique du soufre suggère que les dépôts antarctiques associés étaient d'origine stratosphérique20. Cependant, l'éclipse lunaire rougeâtre du 22 octobre 1287 de notre ère (Fig. 2a), décrite dans trois enregistrements indépendants (ensemble de données supplémentaire S1) d'Angleterre et d'Italie, exclut la présence substantielle d'aérosols stratosphériques dans l'hémisphère Nord à ce moment. Cet écart apparent peut refléter une éruption de la fin de 1285 ou du début de 1286 CE, étant ainsi trop tôt pour assombrir l'éclipse lunaire d'octobre 1287 CE. Quoi qu'il en soit, les proxys des cernes des arbres ne montrent pas de refroidissement substantiel de l'hémisphère Nord au cours de la période 1280-1290 CE, ce qui suggère des impacts climatiques limités de UE6 (ensemble de données supplémentaire S2).

Notre identification de voiles de poussière stratosphériques marqués en 1110, 1172, 1229, 1258 et 1276 EC à l'aide d'observations contemporaines d'éclipses lunaires totales sombres corrobore l'exactitude générale des chronologies révisées des carottes de glace pour le Groenland (NS1-2011) et l'Antarctique (WD2014), tout en ajoutant de la précision au cadre chronologique des éruptions HMP. Compte tenu des incertitudes inhérentes aux chronologies des carottes de glace, notre ensemble de données d'éclipses lunaires totales sombres datées avec précision offre une nouvelle suite fiable et indépendante de points de rattachement chronologiques qui peuvent compléter les marqueurs d'âge établis en 536, 774/5, 939, 993/4, 1258, 1601 et 1816 CE pour faciliter le développement futur de la chronologie. Nos résultats suggèrent également que cinq autres événements, probablement associés à des voiles d'aérosols uniquement troposphériques, ont eu un impact limité sur le climat.

Cependant, aucune source ou méthode unique ne peut offrir un contrôle chronologique complet, et nos données sur les éclipses ont également des limites (voir Méthodes). La visibilité des éclipses lunaires est géographiquement et météorologiquement limitée ; les comptes rendus d'éclipses partielles et pénombrales ne peuvent pas être utilisés, ce qui réduit le nombre d'enregistrements disponibles ; et seuls les commentaires sur la couleur de la Lune sont pertinents. Nous avons donc développé ici une approche multiproxy utilisant diverses sources et méthodes qui reflètent ou modélisent différents aspects du système volcan-climat, chacune offrant des contraintes complémentaires sur le moment des éruptions. Ceux-ci incluent des profils de dépôt de sulfate de carotte de glace, des simulations de modèles d'aérosols et des proxies paléoclimatiques, ainsi que nos observations d'éclipses. La poursuite du développement de telles approches intégratives ouvrira la voie à des résolutions temporelles encore plus fines, d'autant plus que la représentation de la formation, de l'évolution et de la durée des aérosols stratosphériques dans les modèles climatiques et la résolution des enregistrements paléoclimatiques continuent de s'améliorer (réf. 44 ; voir Méthodes).

De meilleures contraintes (idéalement infra-annuelles) sur le moment des éruptions volcaniques explosives historiques sont essentielles car des facteurs importants sur le plan climatique, notamment la distribution des aérosols, l'altitude, la taille et le forçage radiatif, sont tous influencés par la circulation stratosphérique changeant de façon saisonnière45,46. Pour les éruptions non identifiées, la modélisation climatique utilise généralement des dates d'éruption fictives (par exemple, le 1er avril dans le modèle du système terrestre communautaire, le 1er janvier dans eVolv2k)39,47 et suppose la présence d'aérosols stratosphériques, biaisant la distribution, l'ampleur et la persistance des anomalies thermiques et hydroclimatiques post-éruption modélisées et contribuant potentiellement à des divergences persistantes entre modèle et proxy45,48. Nos résultats offrent ainsi des paramétrisations améliorées pour la prochaine génération de modèles de système terrestre communautaire dans les enquêtes sur les impacts des éruptions HMP. Nous espérons que notre nouvel ensemble de données contribuera à éclairer l'étendue de leur rôle dans le début du petit âge glaciaire.

Les enregistrements de carottes de glace du Groenland et de l'Antarctique suggèrent l'occurrence de neuf éruptions de basse latitude datées, selon les échelles de temps NS1–2011 et WD20142,4, de 1108, 1127, 1171, 1191, 1230, 1257, 1260, 1276 et 1286 ce, ​​sept événements extratropicaux de l'hémisphère nord (1115, 1137, 1182, 1200, 1210, 1222 et 1262 CE, identifiés par des signaux de dépôt au Groenland uniquement) et quatre événements extratropicaux de l'hémisphère sud (1118, 1180, 1236 et 1269 CE, identifiés par des signaux de dépôt uniquement dans l'Antarctique) aux XIIe et XIIIe siècles. Cette période représente donc l'une des périodes les plus volcaniquement perturbées des 2 500 dernières années. Les plus grandes éruptions volcaniques - avec VSSI> 10 Tg S dans la réf. 4 — sont UE1 (1108 ce), UE2 (1171 ce), UE3 (1182 ce), UE4 (1230 ce), l'éruption du Samalas (vers 1257 ce)8, UE5 (1276 ce), UE6 (1286 ce) et se classent 7e (VSSI, 19,2 Tg S), 10e (18,1 Tg S), 16e (10,1 Tg S), 4e (23,8 Tg S), 1er (59,4 Tg S), 15e (11,5 Tg S) et 13e (15,1 Tg S) plus grands événements volcaniques du dernier millénaire par dépôt de sulfate. À l'exception de l'événement vers 1257 de notre ère, attribué à Samalas en Indonésie8, les sources de ces éruptions restent non identifiées. Bien que le pic de sulfate de 1108 EC ait été initialement attribué à une éruption d'un volcan tropical2, une récente réévaluation des enregistrements de carottes de glace couplée à des sources historiques suggère qu'au moins deux éruptions se produisant entre 1108 et 1110 EC sont enregistrées dans le dépôt de sulfate polaire observé, une dans les régions extratropicales de l'hémisphère Nord et une dans les tropiques7.

Nous avons longuement réexaminé des centaines d'annales et de chroniques, écrites aux XIIe et XIIIe siècles de notre ère, à la recherche de références à des éclipses lunaires. Pour l'Europe, les sources contemporaines sont principalement accessibles dans des compilations de textes médiévaux éditées dans la série des (1) Monumenta Germaniae Historica, (2) Rerum Britannicarum Medii Ævi, (3) Recueil des historiens des Gaules et de la France et (4) Rerum Italicarum Scriptores. Les descriptions ou les observations d'éclipses lunaires proviennent de toute l'Europe, à savoir l'Autriche, la République tchèque, l'Angleterre, la France, l'Allemagne, l'Islande, l'Italie, la Suède et la Suisse. Dans quelques cas, des obscurcissements lunaires ont été observés au Moyen-Orient par des chrétiens engagés dans les croisades. Ces chroniques ont été retrouvées dans le Recueil des historiens des croisades, édité et publié au XIXe siècle. La plupart des sources consultées étaient composées de moines ou de clercs et, dans une moindre mesure, de laïcs urbains. Presque tous ont été composés en latin, bien que la langue vernaculaire ait parfois été utilisée. De plus, nous avons inclus des observations extraites de chroniques ukrainiennes et russes dans notre base de données51. Nous avons également examiné les observations d'éclipses lunaires enregistrées dans les chroniques arabes sur la base d'une compilation existante52. Cependant, comme aucune de ces sources ne contient d'informations sur la couleur de la Lune éclipsée, nous ne les avons pas analysées davantage.

En Chine et en Corée, les enregistrements d'éclipses se trouvent principalement dans le Traité d'astronomie, le Traité du calendrier et le Traité des cinq éléments des histoires dynastiques officielles20. Pour la Chine, nous avons revu le Song Shi (宋史), l'histoire officielle de la dynastie Song (960 à 1279 ap. J.-C.) ; le Jin Shi (金史), l'histoire officielle de la dynastie Jin (1115-1234 ce); et le Yuan Shi (元史) l'histoire officielle de la dynastie Yuan (1261 à 1367 après JC). Pour la Corée, nous avons étudié la Goryeosa (高麗史), l'histoire de la dynastie Goryeo (936 à 1392 après JC). Au Japon, les archives astronomiques se trouvent dans une variété d'ouvrages allant des histoires compilées de manière privée et officielle aux journaux intimes des courtisans et aux archives des temples20. Nous nous sommes donc concentrés sur les observations d'éclipses lunaires compilées dans l'ouvrage de référence, le Nihon Tenmon Shiryô (日本天文史料)53, de l'astronome japonais S. Kanda. Cet ouvrage répertorie les éclipses solaires et lunaires, les comètes et les aurores et fournit des textes originaux. Les descriptions les plus pertinentes des éclipses lunaires proviennent du Meigetsuki (明月記, 1180-1235 ce ; le journal de Fujiwara no Teika) et de l'Azuma Kagami (吾妻鏡, 1180-1266 ce ; Mirror of the East, une chronologie du shogunat de Kamakura). Les sources chinoises sont écrites en chinois classique, tandis que les sources japonaises et coréennes sont écrites respectivement en sino-japonais (kanbun) et sino-coréen (hanmun). Cependant, les sources d'Asie de l'Est rapportent rarement des informations sur la couleur des éclipses lunaires totales ; seule l'éclipse du 2 décembre 1229 a pu être utilisée pour estimer la turbidité stratosphérique.

La fiabilité de chaque observation d'éclipse a été évaluée par la critique des sources historiques et par référence au catalogue des cinq millénaires des éclipses lunaires (1999 av. J.-C. à 3000 ap. J.-C.)21 et au catalogue des huit millénaires des éclipses lunaires (4000 av. J.-C. à 4000 ap. J.-C.)22, qui utilise les valeurs historiques les plus récentes de Delta (ΔT)54,55. Nous nous sommes également assurés que toutes les éclipses signalées dans les sources historiques étaient visibles (le cas échéant) en Europe, au Moyen-Orient et en Asie de l'Est en utilisant les cartes de visibilité et les tableaux de circonstances locales fournis par les deux catalogues. On a pris soin d'identifier les signalements de seconde main, c'est-à-dire ceux dont un auteur donné n'a pas été témoin, mais à la place desquels il a tiré des informations d'une autre source. Des doublons fréquents se sont produits dans les sources chrétiennes occidentales et orientales en raison de sources sous-jacentes communes et des pratiques de copiste consistant à copier, synthétiser et mettre à jour au coup par coup les annales et les chroniques. Un tableau répertoriant tous les enregistrements d'éclipses lunaires totales pour lesquelles des informations sur la couleur de la Lune ont pu être récupérées, et fournissant un contexte récapitulatif pour les sources historiques étudiées, est présenté dans l'ensemble de données supplémentaire S1. Une version étendue du jeu de données supplémentaire S1 contenant toutes les descriptions des éclipses lunaires totales d'Europe, du Moyen-Orient et d'Asie de l'Est considérées dans cette étude (avec ou sans référence à la couleur), ainsi que les cartes de visibilité des éclipses, est accessible à partir du référentiel Zenodo : https://doi.org/10.5281/zenodo.6907654.

Pour limiter le moment des éruptions HMP, nous avons développé une méthodologie en quatre étapes basée sur l'analyse des sources historiques (étape 1) ; simulations et observations globales d'aérosols (étape 2); reconstructions de température basées sur les cernes (étape 3) ; et intégration des résultats des étapes 1 à 3 (étape 4). Une ventilation plus détaillée de chaque étape et une illustration spécifique de la procédure utilisant l'exemple bien connu de l'éruption de 1815 ce Tambora sont fournies ci-dessous.

Lors d'une éclipse lunaire totale, alors que la Lune traverse l'ombre de la Terre, elle est partiellement éclairée par la lumière réfractée par le limbe atmosphérique. Le spectre de la lumière solaire réfractée est influencé par la diffusion et l'absorption. La diffusion Rayleigh (moléculaire) est plus forte à des longueurs d'onde plus courtes, affectant moins la lumière orange ou rouge. Lorsque la stratosphère est peu perturbée, la Lune éclipsée a donc tendance à apparaître cuivrée à rouge foncé. Avec une stratosphère trouble, la diffusion de la lumière visible est fortement améliorée à toutes les longueurs d'onde, diminuant la transmission à travers le limbe atmosphérique de sorte que la Lune en éclipse apparaît plus sombre. Dans les cas extrêmes, il peut sembler disparaître presque complètement16,17,18,36,56,57. La couleur et la luminosité (L) de la Lune éclipsée ont été notées selon l'échelle de Danjon35, qui va de L = 0 à L = 4 :

L = 0 : éclipse très sombre. Lune presque invisible, surtout à mi-totalité.

L = 1 : éclipse sombre, de coloration grise ou brunâtre. Les détails de surface sont difficiles à distinguer.

L = 2 : éclipse rouge foncé ou rouille. Ombre centrale très sombre, tandis que l'ombre extérieure est relativement claire.

L = 3 : éclipse rouge brique. L'ombre ombrale a généralement un bord brillant ou jaune.

L = 4 : éclipse rouge cuivré ou orange très brillante. L'ombre ombrale a un bord bleuâtre très brillant.

Cette échelle a été conçue spécifiquement pour estimer la luminosité de la Lune à l'œil nu, ce qui est bien adapté à notre objectif car aucune aide technique à haute résolution n'existait aux XIIe et XIIIe siècles. Toutes les descriptions d'éclipses lunaires récupérées et jugées crédibles (étape 1.1) ont été notées à l'aide de l'échelle de Danjon (étape 1.2). Notez que les récits faisant référence aux éclipses pénombrales et partielles ont été exclus de l'analyse car seules les observations d'éclipses lunaires totales sont adaptées à cette méthode16,17. Les adjectifs les plus courants décrivant les éclipses lunaires dans les textes médiévaux sont «rubeus-a-um» et «sanguineus-a-um», signifiant respectivement «rouge» et «couleur sang»; les éclipses lunaires ainsi décrites ont été notées L = 3. Une valeur d'échelle de Danjon L = 4 n'a été attribuée que si la Lune éclipsée était décrite comme présentant des couleurs intenses et variées, comme dans cet exemple par le moine anglais Bartholomew de Cotton d'une éclipse du 22 octobre 1287 apr. Lune, la Lune exhibait du jaune, du rouge et bien d'autres couleurs"). Une valeur Danjon L = 0 n'a été attribuée que si l'auteur a spécifiquement noté que la Lune était devenue invisible ou extrêmement sombre pendant l'éclipse.

Pour estimer la quantité d'aérosols volcaniques dans la stratosphère et l'atténuation connexe du rayonnement solaire entrant, nous avons converti les valeurs L de Danjon dérivées pour chaque éclipse lunaire en valeurs SAOD en suivant les approches de conversion existantes par réf. 16,17,18,19 (étape 1.3). L'analyse de 46 éclipses lunaires survenues entre 1880-1888 et 1960-2001 a montré que les valeurs de Danjon de L = 4, 3, 2 et 1 peuvent être étroitement associées aux valeurs SAOD de 0, 0,01, 0,02 et 0,04, respectivement, et qu'une valeur SAOD de 0,1 ou plus est nécessaire pour une éclipse lunaire totale sombre (L = 0 ) à se produire.

Pour déterminer la période (Tdark) lorsque SAOD a dépassé 0,1, c'est-à-dire les conditions d'une éclipse lunaire totale sombre (étape 2.1), nous avons utilisé quatre (cinq pour Samalas) séries chronologiques SAOD. Pour UE1–UE6, nous avons extrait les séries chronologiques SAOD autour des éruptions du Krakatau de 1883 CE et du Pinatubo de 1991 CE à partir de l'ensemble de données Sato/GISS37. Cet ensemble de données, basé sur des observations satellitaires, des mesures optiques au sol et des preuves volcanologiques, rapporte SAOD à 550 nm depuis 1850 CE. Nous avons également extrait les séries chronologiques SAOD pour l'éruption du Pinatubo à partir de l'ensemble de données Global Space-based Stratospheric Aerosol Climatology (GloSSAC v2)38, qui couvre la période 1979-2018 CE. Comme les données d'observation ne sont pas disponibles avant le milieu du XIXe siècle, nous avons estimé le temps de séjour des aérosols stratosphériques volcaniques pour chaque éruption (UE1–UE6) à partir de la base de données eVolv2k4. Dans le cas des éruptions de Samalas de 1257 CE, nous nous sommes également appuyés sur les résultats du modèle climatique IPSL (IPSL-CM5A-LR)40, car il traite de la microphysique des aérosols et a été validé pour le cas bien observé de l'éruption du Pinatubo de 1991 CE58.

Chaque série chronologique SAOD couvre une fenêtre temporelle de 56 mois (4 mois avant l'éruption et 52 mois après). Pour les éruptions libérant plus de soufre que le Pinatubo, des incertitudes importantes subsistent quant au temps de séjour des aérosols dans la stratosphère44, et la fenêtre temporelle pour SAOD ≥ 0,1 diffère selon le modèle d'aérosol sélectionné (voir Méthodes). Ainsi, pour chaque mois de la fenêtre temporelle de 56 mois, nous avons déterminé la probabilité de dépassement du seuil SAOD = 0,1 sur la base de la concordance entre les séries chronologiques. La probabilité était définie comme « très élevée » si toutes les séries temporelles (quatre pour UE1–UE6, cinq pour Samalas) indiquaient un dépassement du seuil au cours d'un mois donné. De même, la probabilité était considérée comme « élevée » ou « moyenne » si au moins trois ou deux, respectivement, ensembles de données concordaient et comme « faible » si un seul ensemble de données indiquait un dépassement du seuil (étape 2.2). Les séries chronologiques SAOD fournissent, pour chaque éruption, l'intervalle de temps le plus probable [Mois min : Mois max] pendant lequel une éclipse lunaire sombre peut être observée après une éruption. Réciproquement, on peut supposer que la date d'éruption la plus probable tombe dans l'intervalle de temps [Mois max : Mois min] avant la date de l'éclipse lunaire noire (étape 2.3).

Le refroidissement brusque détecté dans les reconstitutions à grande échelle de la température des cernes des arbres a fourni une corroboration indépendante de la datation des éruptions volcaniques importantes sur le plan climatique59,60. Ici, nous avons utilisé les reconstructions NVOLC v2 (réf. 7), Sch2015 (réf. 41) et N-TREND2015 (réf. 42) pour affiner la datation des éruptions HMP (étape 3.1). Suite aux plus grandes éruptions dont les dates d'événements sont connues (c'est-à-dire Huaynaputina en février 1600, Parker en janvier 1641, Tambora en avril 1815, Krakatau en août 1883 et Pinatubo en juin 1991), les arbres ont enregistré un refroidissement des températures estivales de l'hémisphère nord (juin-août, ou JJA) en 1601, 1641, 1816, 18 84 et 1992 ce, c'est-à-dire à partir de 17, 6, 14, 10 et 12 mois après chaque éruption, respectivement. En conséquence, nous considérons que le refroidissement observé moins de 3 et plus de 24 mois après une éruption ne peut être attribué avec certitude au forçage volcanique. En accord avec la littérature existante60,61, nous supposons que le pic de refroidissement associé à une éruption volcanique se produit entre 6 et 18 mois après l'éruption, avec une probabilité maximale entre 9 et 15 mois (étape 3.2).

Dans les dernières étapes de notre procédure, nous avons estimé les fenêtres temporelles d'éruption les plus probables en combinant les résultats des séries temporelles SAOD observées et simulées, des enregistrements d'éclipses lunaires (étape 2.3) et de cernes des arbres (étape 3.2) à l'aide d'une matrice de décision développée à l'étape 4.1 et présentée dans Extended Data Fig. les enregistrements indiquent des probabilités constamment élevées (étape 4.2).

Pour tester la robustesse de notre approche de datation, nous utilisons l'éruption bien datée de Tambora qui s'est produite le 5 avril 1815 CE (Extended Data Fig. 1). Plusieurs sources contemporaines ont signalé la survenue d'une éclipse lunaire totale les 9 et 10 juin 1816 ap. J.-C., parmi lesquelles les observations faites par Capel Lofft (1751-1824 ap. J.-C.) à Ipswich (Angleterre) et publiées dans le Monthly Magazine en 1816 ap. J.-C. (étape 1.1). L'obscurité de cette éclipse a impressionné les astronomes contemporains et a été notée L = 0 sur l'échelle de Danjon17,62 (étape 1.2). En utilisant l'échelle de conversion proposée par les réf. 16,17,18,19 (étape 1.3), nous supposons que SAOD avait dépassé 0,1 les 9 et 10 juin 1816 ce, ​​soit 14 mois après l'éruption de Tambora. Les observations SAOD37,38 et les simulations39,40 montrent que la probabilité la plus élevée de SAOD de dépasser 0,1 se situe entre 3 et 20 mois après une éruption. Par conséquent, nous supposons que la fenêtre temporelle d'éruption la plus probable se situe entre 3 et 20 mois avant l'éclipse lunaire sombre du 9 au 10 juin 1816, c'est-à-dire entre décembre 1814 et mars 1816 ce (étape 2.3). Ensuite, nous utilisons le refroidissement brusque enregistré dans les reconstructions de température basées sur les cernes de l'hémisphère nord pour affiner la fenêtre temporelle déterminée à l'étape 2.3. Le pic de refroidissement est généralement détecté dans les enregistrements de cernes des arbres entre 9 et 15 mois après une grande éruption volcanique. Le fort refroidissement observé à l'été 1816 apr. J.-C. dans les reconstructions de cernes des arbres de l'hémisphère Nord7,41,42 indique donc une éruption survenue entre avril et octobre 1815 apr. J.-C. (étape 3.2). Enfin, nous combinons les probabilités d'occurrence estimées à partir des étapes 2.3 et 3.2 à l'aide d'une matrice de décision (étape 4.1) et estimons que l'éruption de Tambora s'est très probablement produite entre mai 1815 CE et août 1815 CE (étape 4.2). Notre estimation correspond donc étroitement à la date réelle de l'éruption de Tambora (avril 1815 ce) et confirme la robustesse de notre approche, ainsi que son applicabilité dans le cas des éruptions HMP.

Comme pour toutes les autres méthodes, la procédure présentée dans cette étude pour limiter le moment des éruptions HMP comporte plusieurs limitations. Nous abordons ces mises en garde dans les sections suivantes, mais présentons également plusieurs pistes de recherche pour affiner davantage nos estimations.

Les observations historiques de la luminosité des éclipses lunaires sont reconnues comme un indicateur précieux de la SAOD suite à de grandes éruptions volcaniques7,16,17,18,19. Cependant, des précautions sont nécessaires pour bien utiliser ce proxy :

Seules les éclipses totales de Lune conviennent. Les éclipses partielles et pénombrales ne peuvent pas être utilisées pour des estimations fiables de la turbidité stratosphérique16.

La totalité doit de préférence avoir été observée dans de bonnes conditions météorologiques (c'est-à-dire ciel clair et sombre), pas trop près de l'horizon et pas trop près de l'aube ou du crépuscule16.

L'apparence physique de la Lune pendant la totalité doit être explicitement décrite et la couleur du disque éclipsé indiquée.

Les rapports doivent être contemporains de l'événement et de préférence par un témoin oculaire. Ces conditions ne sont pas toujours remplies pour les sources médiévales disponibles (voir l'ensemble de données supplémentaire S1 pour plus d'informations).

Notre étude suggère que seules les éclipses lunaires se produisant dans les 20 mois environ suivant une éruption sont utiles à des fins de datation et pour discriminer le transport troposphérique par rapport au transport stratosphérique des aérosols volcaniques. À un endroit donné, l'intervalle entre deux éclipses lunaires totales successives varie entre 6 mois et 3 à 4 ans (réfs. 17, 63). La survenue irrégulière d'éclipses totales de Lune peut donc empêcher la datation d'une éruption volcanique si l'éclipse se produit en dehors de cette période de 20 mois.

Un traitement et une interprétation prudents sont nécessaires lors de l'étude des rapports historiques d'éclipses lunaires64,65, car certaines descriptions peuvent être trop brèves ou énigmatiques pour fournir des informations utiles sur la turbidité stratosphérique et conduire potentiellement à des interprétations erronées. Un tel exemple est l'éclipse lunaire de novembre 1258 de notre ère enregistrée dans l'Azuma Kagami (吾妻鏡, vol. 5, pp. 625)66 :

Shoka 2.10.16

"Clair le matin. Après l'heure du Serpent [9h-11h], de fortes pluies et des inondations. Des maisons ont été emportées et des gens se sont noyés. À l'heure du Cheval [11h-13h], le temps a commencé à s'éclaircir. Pendant l'heure du Rat [23h-1h], la Lune a été éclipsée ; elle n'était pas correctement visible" (voir l'ensemble de données supplémentaire S1).

La description de cet événement est brève et ambiguë, ce qui rend difficile de le classer avec certitude comme une éclipse lunaire sombre. Ce récit a été écrit plusieurs décennies après l'événement et est basé sur une source antérieure qui est maintenant perdue. Par conséquent, nous n'avons attribué aucune valeur de luminosité à ce compte.

Malgré ces défis, les éclipses lunaires représentent jusqu'à présent le seul proxy fournissant une estimation directe et précise de la perturbation atmosphérique passée par les aérosols volcaniques. En revanche, la gradation solaire - dont les références ont été utilisées à plusieurs reprises pour identifier les voiles de poussière volcaniques2,67,68,69,70,71,72,73,74 - ne peut que rarement être datée avec une précision comparable et peut également être identifiée par erreur (lorsqu'elle provient d'éclipses solaires ou de halos solaires75,76).

Une étape importante de notre étude est l'estimation d'une durée après une éruption au cours de laquelle nous nous attendons à ce que l'aérosol stratosphérique soit suffisamment épais optiquement pour provoquer des éclipses lunaires sombres. Cet intervalle, Tdark, est calculé comme l'intervalle lorsque le SAOD dépasse 0,1. Nous produisons une estimation probabiliste de Tdark à partir d'une combinaison de séries temporelles SAOD moyennes mondiales observées et simulées. L'utilisation de modèles est nécessaire car certaines éruptions incluses dans l'étude ont généré une SAOD beaucoup plus importante que les plus grandes éruptions de la période moderne pour lesquelles de bonnes observations sont disponibles. Cependant, cela introduit de grandes incertitudes dans l'évolution temporelle des aérosols stratosphériques pour les plus grands rendements en soufre. Après une période de croissance initiale, la SAOD des éruptions récentes décroît de manière approximativement exponentielle avec le temps1. Si ce comportement est valable pour les éruptions plus importantes, la période pendant laquelle des éclipses sombres peuvent se produire s'allongerait pour les éruptions plus importantes. D'autre part, des modèles incluant des processus microphysiques suggèrent que des éruptions plus importantes produisent de plus grosses particules d'aérosol de sulfate avec une résidence stratosphérique par conséquent plus courte77,78,79. Si c'est le cas, cela impliquerait des périodes Tdark plus courtes. Cette complexité se reflète dans la large diffusion de la SAOD simulée par un ensemble de modèles d'aérosols de pointe dans les simulations coordonnées de l'éruption de Tambora en 181580.

Notre analyse tient compte de cette incertitude dans l'évolution de la SAOD pour les grands rendements en soufre. La série chronologique eVolv2k SAOD est produite avec le modèle EVA, qui est basé sur les observations de l'éruption du Pinatubo de 1991 et n'utilise qu'une simple variation de l'échelle de temps de décroissance SAOD avec la magnitude de l'éruption. La comparaison de eVolv2k SAOD avec les modèles d'aérosols complets des simulations de Tambora (Fig. 3 dans la réf. 80) montre que la durée Tdark d'eVolv2k est comparable à celle obtenue à partir de modèles produisant les perturbations d'aérosols les plus durables. Les grandes différences entre les modèles de SAOD et de durée de vie des aérosols reflètent les incertitudes actuelles sur les processus de formation et de transport des aérosols parmi les modèles de pointe actuels44,81. La série chronologique eVolv2k SAOD dépend du VSSI estimé de chaque éruption ; en conséquence, la série temporelle eVolv2k SAOD représente une limite supérieure pour l'intervalle Tdark. En revanche, le modèle IPSL, basé sur des processus microphysiques d'aérosols libres82, est considéré dans l'ensemble de Tambora comme produisant l'une des désintégrations SAOD les plus rapides et donc les intervalles Tdark les plus courts. Ce comportement reflète une croissance rapide des aérosols sulfatés stratosphériques et une décantation gravitationnelle grandement améliorée. Les résultats de l'IPSL fournissent donc une estimation de la limite inférieure de Tdark. En incluant ces limites supérieure et inférieure approximatives sur Tdark dans notre analyse, nous intégrons l'incertitude dans l'évolution des aérosols stratosphériques et la propageons dans nos contraintes finales sur le moment de l'éruption.

Les cernes des arbres sont utilisés depuis près de 40 ans pour évaluer le moment et évaluer les conséquences environnementales des éruptions volcaniques48,83,84,85,86,87,88,89,90,91,92. Pourtant, la détection de signaux volcaniques dans les enregistrements de cernes présente plusieurs défis. Plusieurs paramètres des anneaux de croissance des arbres ont été utilisés pour étudier les événements volcaniques passés. L'un d'eux est la largeur des cernes (RW), les incréments annuels des cernes de croissance dans le bois. Les arbres réagissent généralement au refroidissement induit par le volcanisme en produisant une RW étroite. Cependant, l'utilisation de ce paramètre pour dater et quantifier le refroidissement induit par les grandes éruptions volcaniques est débattue. RW est connu pour être fortement influencé par la persistance biologique, ce qui peut conduire les reconstructions basées sur la température RW à sous-estimer, retarder et exagérer la durée du refroidissement post-éruption83,90,93,94. La communauté des cernes a donc plaidé pour l'utilisation d'un autre paramètre appelé « densité maximale de bois final » (MXD), considéré comme « l'étalon-or de la paléoclimatologie à haute résolution pour les reconstructions de température »95. Le MXD, obtenu à partir de profils de densité à haute résolution mesurés par radiodensitométrie à rayons X, est en effet moins sujet à la mémoire biologique et répond plus rapidement aux extrêmes climatiques. Cependant, malheureusement, assez peu de chronologies MXD s'étendent avant 1300 ce83,94. De plus, les éruptions volcaniques n'entraînent pas un refroidissement estival globalement uniforme9,83,90. En fonction du rendement en soufre de l'éruption, de sa latitude et de sa saison, des conditions climatiques dominantes et de la variabilité interne, certaines régions se refroidiront, tandis que d'autres connaîtront peu de changements83. Lorsque les chronologies des cernes des arbres de diverses régions sont moyennées pour produire des reconstructions de température hémisphériques, le signal volcanique peut ainsi devenir atténué et plus difficile à détecter83.

Nous avons utilisé les reconstructions NVOLC v2 (réf. 7), Sch2015 (réf. 41) et N-TREND2015 (réf. 42) pour affiner la datation des éruptions HMP. La reconstruction NVOLC v2 est composée de 25 chronologies de cernes (12 chronologies MXD et 13 RW), Sch2015 repose sur 15 chronologies MXD réparties dans les extratropiques de l'hémisphère Nord, tandis que N-TREND2015 est basé sur un réseau de 54 enregistrements (11 RW, 18 MXD et 25 séries mixtes composées d'enregistrements d'intensité RW, MXD et bleu). Ces reconstructions ont été sélectionnées car elles intègrent un nombre important d'enregistrements MXD. Nous n'avons pas utilisé les reconstructions récemment publiées qui s'appuient exclusivement sur les enregistrements RW96.

La comparaison globale des trois reconstructions de l'hémisphère nord montre un bon accord pour UE1–UE6 (Fig. 3 et Extended Data Fig. 2). Pour UE2, nous notons que le pic de refroidissement maximal est observé en 1171 EC dans N-TREND2015 et un an plus tard dans Sch2015 et NVOLC v2. Pour l'éruption de 1257 ce Samalas, Sch2015 et N-TREND2015 montrent un refroidissement moins prononcé, qui reste cependant dans la plage d'incertitudes de la reconstruction NVOLC v2. Nous reconnaissons trois sources pour ces écarts. (1) Différences dans les réseaux de cernes utilisés dans les différentes études. NVOLC v2 ne comprend que des chronologies qui englobent toute la période entre aujourd'hui et le XIIe siècle, tandis que Sch2015 et N-TREND2015 comprennent également des séries plus courtes. (2) Différences dans la fonction de transfert utilisée. NVOLC v2 est basé sur une régression en composantes principales imbriquées - pour s'adapter progressivement à un nombre changeant d'enregistrements proxy disponibles48,97 - combinée à une approche bootstrap de 1 000 itérations permettant le calcul des incertitudes associées à la reconstruction. En revanche, Sch2015 et N-TREND2015 sont basés sur une approche de mise à l'échelle. (3) Les jeux de données climatologiques utilisés pour l'étalonnage. NVOLC v2 utilise la moyenne mensuelle (1805–1972 ce) des anomalies de température JJA (40–90° N) de l'ensemble de données Berkeley Earth Surface Temperature (BEST) récemment publié98. Schneider et al.41 ont calibré leurs enregistrements indirects par rapport aux anomalies mensuelles moyennes de température JJA (1901–1976 apr. J.-C.) dérivées du réseau 5° × 5° CRUTEM4v99 (30–90°). Wilson et al.42 ont mis à l'échelle leur enregistrement par procuration aux températures terrestres CRUTEM4v (40–75° N) MJJA pendant la période 1880–1988 ap. La combinaison de ces différences dans les réseaux de cernes, les fonctions de transfert, les ensembles de données climatologiques de référence, les périodes d'étalonnage ainsi que la saison cible entraîne inévitablement des différences dans l'ampleur du refroidissement pour des événements spécifiques.

Notre étude s'appuie sur des reconstructions de pointe qui capturent efficacement le refroidissement estival post-volcanique, mais plusieurs pistes peuvent améliorer la détection du pic de refroidissement et affiner la synchronisation des éruptions HMP :

Amélioration de la couverture spatiale du réseau millénaire MXD avec de nouvelles données provenant de régions mal représentées du globe.

Anatomie quantitative du bois (QWA). Edwards et al.100,101 ont tenté de réduire la période de pic de refroidissement associée à l'éruption du Laki à la fin de l'été 1783 de notre ère en utilisant des mesures indirectes des cernes à l'échelle cellulaire. Ces découvertes contrastent avec les reconstructions MXD qui suggèrent que tout l'été 1783 de notre ère a été exceptionnellement froid et avec les reconstructions d'arbres RW qui atténuent le refroidissement. Ces résultats indiquent que les données QWA peuvent identifier plus précisément que les enregistrements RW et MXD des arbres le moment du pic de refroidissement après les éruptions volcaniques au cours de la saison de croissance. L'inclusion des analyses QWA pour les éruptions HMP dans la procédure en quatre étapes proposée dans cette étude peut affiner davantage les estimations du moment de l'éruption. Malgré des résultats prometteurs, le QWA hautement résolu en est à ses débuts. De plus, étant donné que les chronologies hautement résolues des paramètres anatomiques du bois sont coûteuses et demandent beaucoup de main-d'œuvre, il est peu probable qu'un réseau opérationnel (hémisphère nord) d'enregistrements QWA soit bientôt disponible.

La majeure partie de la lumière solaire réfractée qui illumine la Lune éclipsée passe entre 5 et 25 km au-dessus de la surface de la Terre19. Les aérosols de la haute troposphère (5 à 10 km) peuvent affecter la luminosité de la Lune18 mais leur temps de séjour est de l'ordre de quelques semaines1,18. Les éclipses lunaires sombres indiquent donc plus probablement une forte turbidité de la stratosphère après de grands événements volcaniques16,17,18. Nous supposons ainsi que les éclipses lunaires de couleur rougeâtre ou cuivrée (c'est-à-dire avec une valeur L > 1) observées à la suite d'éruptions HMP indiquent que les voiles d'aérosols étaient principalement confinés à la troposphère et avaient probablement des impacts climatiques limités. La robustesse de notre approche a été évaluée en comparant nos résultats avec les enregistrements d'isotopes du soufre (Δ33S) du Dôme C (Antarctique)3, qui se sont avérés un indicateur précieux pour distinguer les éruptions dont les panaches ont atteint la stratosphère au niveau ou au-dessus de la couche d'ozone et celles qui sont restées en dessous3,102,103,104,105,106,107.

Les données historiques sous-jacentes à cette étude se trouvent dans l'ensemble de données supplémentaire S1 et sont disponibles sur Zenodo à l'adresse https://doi.org/10.5281/zenodo.6907654. Les reconstructions basées sur les cernes peuvent être téléchargées sur https://doi.org/10.5281/zenodo.3724674. Les données des carottes de glace peuvent être récupérées à partir du lien et du référentiel suivants : https://doi.org/10.1038/nature14565 et https://doi.org/10.1594/WDCC/eVolv2k_v2. Les séries chronologiques SAOD peuvent être obtenues à partir des liens suivants : https://data.giss.nasa.gov/modelforce/strataer/ et https://doi.org/10.1594/WDCC/eVolv2k_v2. Les données sources sont fournies avec ce document.

Les codes utilisés dans le traitement des données sont disponibles sur Zenodo à l'adresse https://doi.org/10.5281/zenodo.6907654.

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SG, CC, MK et M. Stoffel ont été soutenus par le projet CALDERA Sinergia du Fonds national suisse (CRSII5_183571). SG remercie A. Harrak (Département des civilisations du Proche et du Moyen-Orient, Université de Toronto), F. Espenak (NASA Goddard Space Flight Center), F. Hierink (Institut des sciences de l'environnement, Université de Genève) et P. Souyri (Département des études d'Asie de l'Est, Université de Genève) pour leurs conseils sur le manuscrit. F. Lavigne a été soutenu par l'Institut Universitaire de France (IUF). MK a reçu un financement du projet EUR IPSL – Climate Graduate School, piloté par l'ANR dans le cadre du programme « Investissements d'avenir » sous la référence ANR-11-IDEX-0004-17-EURE-0006. F. Ludlow a reçu un financement d'un Irish Research Council Starting Laureate Award (projet CLICAB, IRCLA/2017/303). F. Ludlow et ZY ont également reçu un financement d'une subvention de synergie du Conseil européen de la recherche (ERC) (4-OCEANS ; accord de subvention n° 951649) dans le cadre du programme de recherche et d'innovation Horizon 2020 de l'Union européenne. M. Sigl a reçu un financement de l'ERC dans le cadre du programme de recherche et d'innovation Horizon 2020 de l'Union européenne (accord de subvention n° 820047). Ce document est un produit du groupe de travail Impacts volcaniques sur le climat et la société (VICS).

Financement en libre accès fourni par l'Université de Genève.

Climate Change Impacts and Risks in the Anthropocene (C-CIA), Institut des sciences de l'environnement, Université de Genève, Genève, Suisse

Sébastien Guillet, Christophe Corona, Tomoko Muranaka & Markus Stoffel

GEOLAB, Université Clermont Auvergne, CNRS, Clermont-Ferrand, France

Christophe Corona

Département de géographie, Université de Cambridge, Cambridge, Royaume-Uni

Clive Oppenheimer

Laboratoire de Géographie Physique, Université Paris 1 Panthéon-Sorbonne, Thiais, France

Franck Lavigné

Laboratoire d’Océanographie et du Climat: Expérimentations et Approches Numériques, IPSL, Sorbonne Université/IRD/CNRS/MNHN, Paris, France

Myriam Khodri

Trinity Centre for Environmental Humanities, Department of History, School of Histories & Humanities, Trinity College Dublin, Dublin, Irlande

Francis Ludlow et Zhen Yang

Physique du climat et de l'environnement, Université de Berne, Berne, Suisse

Michel Sigle

Oeschger Center for Climate Change Research, Université de Berne, Berne, Suisse

Michel Sigle

Département de physique et de génie physique, Université de la Saskatchewan, Saskatoon, Saskatchewan, Canada

Matthieu Toohey

Département des langues et littératures asiatiques, Université de Washington, Seattle, WA, États-Unis

Paul S. Atkins et Nobuko Horikawa

Département des Sciences de la Terre, Université de Genève, Genève, Suisse

Markus Stoffel

Département F.-A. Forel pour les sciences environnementales et aquatiques, Université de Genève, Genève, Suisse

Markus Stoffel

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SG a conçu la recherche, avec la contribution de CC, M. Stoffel et F. Lavigne. SG a enquêté sur des sources historiques européennes, russes et moyen-orientales. SG, PSA, NH et TM ont enquêté sur les sources historiques japonaises. ZY et SG ont enquêté sur les sources historiques chinoises. SG et ZY ont enquêté sur les sources historiques coréennes. SG a analysé les sources historiques, avec les contributions de ZY, PSA et F. Ludlow. SG, CC, M. Sigl, CO et MT ont contribué à l'interprétation des données des carottes de glace et des cernes. SG, CC, MK et MT ont contribué à l'interprétation des simulations de modèles d'aérosols. Le manuscrit a été rédigé par SG, CC, M. Stoffel et CO, avec des contributions de MK, F. Ludlow, F. Lavigne, M. Sigl et MT

Correspondence to Sébastien Guillet.

Les auteurs ne déclarent aucun intérêt concurrent.

Nature remercie Harri Kokkola, Anne Mathers-Lawrence et les autres évaluateurs anonymes pour leur contribution à l'évaluation par les pairs de ce travail. Les rapports des pairs examinateurs sont disponibles.

Note de l'éditeur Springer Nature reste neutre en ce qui concerne les revendications juridictionnelles dans les cartes publiées et les affiliations institutionnelles.

Une description détaillée de l'approche peut être trouvée dans les méthodes.

Données source

a, Temps de séjour des aérosols stratosphériques volcaniques et fenêtres temporelles avec SAOD dépassant environ 0,1. Le temps de résidence des aérosols est basé sur la série temporelle moyenne globale SAOD550 des ensembles de données Sato/GISS37 et GloSSAC v2 (réf. 38) (pour les éruptions de 1883 CE Krakatau et 1991 CE Pinatubo) et simulé par le générateur de forçage EVA4,39 (pour UE1 et UE5). Probabilité d'occurrence des éruptions HMP basée sur le moment des dates d'éclipse lunaire sombre (b) et les enregistrements des cernes7,41,42 (c). d, Intégration de b et c pour estimer les fenêtres temporelles les plus probables pour les éruptions UE1 et UE5.

Données source

Base de données des éclipses lunaires extraites de sources historiques d'Europe, du Moyen-Orient et d'Asie de l'Est pour les XIIe et XIIIe siècles

Tableau récapitulatif décrivant les éruptions volcaniques considérées dans cette étude

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Réimpressions et autorisations

Guillet, S., Corona, C., Oppenheimer, C. et al. Les éclipses lunaires éclairent la chronologie et l'impact climatique du volcanisme médiéval. Nature 616, 90–95 (2023). https://doi.org/10.1038/s41586-023-05751-z

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Reçu : 07 octobre 2021

Accepté : 20 janvier 2023

Publié: 05 avril 2023

Date d'émission : 06 avril 2023

DOI : https://doi.org/10.1038/s41586-023-05751-z

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