Hiver volcanique

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

Mécanisme[modifier | modifier le code]

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

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

Effets sur le vivant[modifier | modifier le code]

On a pu voir pour les hivers volcaniques supposés les plus importants, comme celui du Toba (voir infra) les causes du phénomène dit de « goulot d'étranglement » (c’est-à-dire une chute brutale des populations d'espèces suivie immédiatement par une période de grande divergence génétique parmi les survivants). Selon l'anthropologiste Stanley Ambrose, de tels évènements diminuent l'importance de populations à des niveaux suffisamment bas pour que des évolutions puissent survenir plus vite sur de petites populations d'individus (par le phénomène de la dérive génétique) et produire une rapide « différenciation de population ».

Cas d'anciens hivers volcaniques[modifier | modifier le code]

Le lac Toba[modifier | modifier le code]

Article détaillé : théorie de la catastrophe de Toba.

On a pu supposer un important phénomène d'hiver volcanique après la super-éruption (super-volcan) du lac Toba sur l'île de Sumatra, île indonésienne située sur l'équateur, il y a environ 74 000 ans[1]. L'impact de l'éruption, en particulier sur le climat, a été l'objet de discussions, les propositions allant d'un impact faible à fort[2]. Parmi les conséquences envisageables on a pu avancer une probable déforestation en Asie du Sud-Est et un refroidissement des océans de 3 à 3,5 °C. L'éruption a aussi été présentée comme accélérant une tendance glaciaire déjà amorcée, entraînant un effondrement de la population humaine et animale. Cette possibilité, combinée au fait que la plupart des différenciations humaines se produisirent à la même période, a été vue comme un cas probable de « goulot d'étranglement » de population lié aux hivers volcaniques[3],[4]. Toutefois les études paléoclimatiques récentes pratiquées dans les sédiments du lac Malawi infirment cette théorie catastrophiste et montre que le climat de l'Afrique de l'est ne fut pas sensiblement et durablement affecté par l'éruption[5]. De même le témoignage des carottes glaciaires et les simulations récentes laissent plutôt penser à l'absence d'effet à long terme sur le climat[6] : un refroidissement supérieur à un siècle après l'éruption est impossible et supposer un refroidissement de plusieurs décennies nécessite d'envisager l'intervention de rétroactions qui sont mal connues et hypothétiques[7].

Cas historiquement attestés et possibles de forçages volcaniques[modifier | modifier le code]

Identification des cas[modifier | modifier le code]

Dépôts sulfurés mesurés dans une carotte prélevée au Groenland. Le pic de 1816 correspond à l'éruption du Tambora. Les carottes ont révélé un pic antérieur en 1810, correspondant à une perturbation consécutive à l'éruption d'un volcan inconnu en 1809[8].

Les effets des récents hivers volcaniques sont plus modestes mais ils sont malgré tout significatifs. Ils sont cependant difficile à quantifier pour les éruptions anciennes et les cas antérieurs au XVIIIe siècle sont encore mal connus.

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

L'éruption minoenne de Santorin : un impact discuté[modifier | modifier le code]

L'impact climatique global de l'éruption de Santorin à l'époque minoenne a été discuté ainsi que ses conséquences sur les sociétés de l'âge du bronze. Si l'éruption a souvent été liée à de nombreux mythes (l'Atlantide, l'Exode biblique), il est difficile de trouver des sources non ambiguës, d'autant plus que la datation de l'éruption est controversée[9]. Selon D. M. Pyle, il convient de relativiser les hypothèses avancées et ne pas exagérer cet impact[10]. Une perturbation climatique notable est cependant enregistrée dans les données dendrochronologiques pour l'année 1628 avant notre ère, perturbation qui peut correspondre à l'éruption[11]. On sait par ailleurs depuis 2002 que l'éruption fut plus puissante que ce que l'on pensait auparavant[12]. Ses conséquences sur les sociétés antiques restent du domaine de la spéculation[13].

Époque romaine[modifier | modifier le code]

Un certain nombre de cas de forçages volcaniques sont attestés à l'époque romaine. Cette période présente cependant de ce point de vue une activité plutôt faible[14]. Sur la base des carottes glaciaires des épisodes ont été placés en particulier vers -53[15], en -44[15],[16], dans les années 150 et 160[17],[18] ainsi qu'au troisième siècle[15],[19],[20]. La validité de la chronologie de ces forçages élaborée à partir des carottes glaciaires a été contestée par le dendrochronologiste Mike Baillie selon lui les dates attribuées aux événements dans les carottes devraient être descendues de quelques années[21].

L’Etna en -44[modifier | modifier le code]

Article connexe : Etna.

Une des plus anciennes descriptions d’un hiver volcanique se trouve dans les Vies de Plutarque :

« Il y eut aussi l’obscurcissement de la lumière du soleil : toute cette année-là, en effet, son disque resta pâle ; il n’avait aucun rayonnement à son lever et ne produisait qu’une chaleur faible et languissante, l’air demeurait ténébreux et lourd parce que la chaleur qui le traversait était trop faible, et les fruits à demi-mûrs, se gâtaient et pourrissaient avant d’être parvenus à terme, à cause de la fraîcheur de l’atmosphère. »

— Plutarque, Vie de César[22]

Elle relate les conséquences d’une éruption de l’Etna en -44. Les conséquences atmosphériques de l’éruption furent aussi visibles en Chine. L’éruption, attestée par les carottes glaciaires, fut contemporaine de la mort de Jules César. À ce titre, elle marqua, avec le passage d’une comète[23], l’imagination des contemporains[24]. Les conséquences climatiques de cette éruption, et leurs effets sur les sociétés antiques sont très peu connus.

Le lac Taupo vers 200[modifier | modifier le code]

Article détaillé : Lac Taupo.
La caldeira du lac Taupo vue par satellite

Selon le géologue Wolfgang Vetters et l'archéologue Heinrich Zabehlicky, l'éruption du volcan néo-zélandais Taupo vers 200 causa une perturbation climatique dont les conséquences se firent sentir sur l'Empire romain[25]. L'éruption de ce volcan est souvent datée de 186 en raison de phénomènes célestes notés à Rome et en Chine[26]. Cette date est discutée et l'on peut trouver aussi 181 (+/-2) ou 232 (+/- 15)[27] ou 236 (+/- 4)[28].

Les perturbations climatiques de 535[modifier | modifier le code]

Les perturbations climatiques attestées pour l'année 535 et les années suivantes, sur plusieurs zones de la planète ont été attribuées, mais sans faire consensus, à une éruption volcanique, parfois associée au Krakatoa, parfois au Rabaul[29]. De possibles traces de l'éruption ont été retrouvées dans les carottes glaciaires prélevées au Groenland[30], mais l'hypothèse de l'impact d'un astéroïde est aussi défendue. L'ampleur et les conséquences exactes de cet événement climatique restent très discutées[31].

L'époque carolingienne[modifier | modifier le code]

Si, selon John Grattan, les difficultés climatiques de cette époque ne doivent pas être liées à des perturbations volcaniques et sont au contraire l'exemple d'une variabilité ordinaire du climat à cette époque[13], Michael McCormick et Paul Dutton ont proposé d'identifier plusieurs cas de volcanic forcing sur la période : en 763-764, entre 821 et 824, en 855-856 et 859[32]-860, en 873-874, en 913[33].

L'Eldgjá vers 934[modifier | modifier le code]

Article détaillé : Eldgjá.

La grande éruption basaltique de l'Eldgja au Xe siècle a vraisemblablement eu des conséquences climatiques semblables à celles des Lakagígar en 1783. Les perturbations climatiques semblent avoir entraîné des famines et des épidémies en Europe[34]. Selon Michael McCormick et Paul Dutton l'éruption doit être datée de 939 et a causé un très dur hiver en Europe en 939-940[35].

L'éruption du Samalas en 1257[modifier | modifier le code]

Les carottes glaciaires prélevées au Groenland et en Antarctique ont montré un important dépôt de sulfures. Selon Richard Stothers les conséquences climatiques de cette éruption sont visibles dans les sources médiévales et ont pu entraîner des famines et des épidémies[36],[37]. Toutefois les effets de cette éruption ne semblent pas aussi importants qu'ils auraient dû l'être : au regard du signal retrouvé dans les carottes glaciaires, l'éruption semble la plus importante des 7 000 dernières années et, pourtant, le refroidissement ne fut pas beaucoup plus important que celui occasionné par le Pinatubo. Cet apparent paradoxe s'expliquerait par la taille des particules composant les aérosols présent dans l'atmosphère à la suite de l'éruption[38]. Une étude utilisant des simulations climatiques explique le déclenchement du Petit âge glaciaire vers 1275 par une succession, dans une période d'un demi-siècle, de quatre forçages volcaniques importants et par la mise en place de phénomène de rétroaction positive liés à la banquise et aux courants marins[39]. Le volcan responsable de l'éruption de 1257 a été identifié en Indonésie, il s'agit du Samalas dont l'effondrement a créé la Caldeira Segara Anak[40].

Éruption du Kuwae en 1453[modifier | modifier le code]

L'éruption du Kuwae (en) à la fin de l'année 1452 ou au début de 1453 a sans doute surpassé celle du Tambora en quantité de sulfure envoyée dans l'atmosphère[41]. Les conséquences climatiques de l'éruption furent importantes et sensibles plusieurs années durant.

Éruption de l'Huaynaputina en 1600[modifier | modifier le code]

L'éruption de l'Huaynaputina au Pérou en 1600 causa des perturbations atmosphériques et climatiques qui se firent sentir en Europe et en Chine[42].

1783, éruption du Laki en Islande[modifier | modifier le code]

Article détaillé : Lakagígar.
Un des cratères des Lakagígar (en 2004) ; cet ensemble est le reste des « éruptions du Laki ».

Un article écrit par Benjamin Franklin accusait la poussière volcanique venant d'Islande d'être la cause d'un été très frais en 1783 aux États-Unis. En effet, l'éruption des Lakagígar avait relâché dans l'atmosphère d'énormes quantités de dioxyde de soufre[43]. Cela provoqua la mort de la plus grande partie du bétail de l'île et une terrible famine, qui tua le quart de la population.

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

1815, éruption du mont Tambora en Indonésie[modifier | modifier le code]

Article détaillé : Tambora.
Article connexe : Indonésie.

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

1883, éruption du mont Krakatoa en Indonésie[modifier | modifier le code]

Article détaillé : Krakatoa.

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

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

1991, éruption du mont Pinatubo aux Philippines[modifier | modifier le code]

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

Commentaires[modifier | modifier le code]

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

Certains volcanologues ont chiffré en mégatonnes la puissance de ces différentes éruptions. Ainsi, sachant que la bombe atomique d'Hiroshima eut une puissance estimée de 20 kT, la puissance estimée de l'éruption du Tambora, elle-même égale à huit fois celle du Vésuve, fut plus de cent fois supérieure à celles des bombes d'Hiroshima et de Nagasaki réunies. D'ailleurs, et pour avoir une idée plus imagée de la puissance de l'explosion le bruit de l'explosion fut entendu à plus de 1 400 km de distance ; des bombes volcaniques de plus de 20 cm de diamètre furent projetées à 80 km de distance sur une île voisine, et la colonne de cendres qui en résulta s'éleva à 35 km de hauteur.

Notes et références[modifier | modifier le code]

  1. A. Svensson, M. Bigler, T. Blunier, H.B. Clausen, D. Dahl-Jensen, H. Fischer, S. Fujita, K. Goto-Azuma, S.J. Johnsen, K. Kawamura, S. Kipfstuhl, M. Kohno, F. Parrenin, T. Popp, S.O. Rasmussen, J. Schwander, I. Seierstad, M. Seven, J.P. Steffensen, R. Udisti, R. Uemura, P. Vallelonga, B.M. Vinther, A. Wegner, F. Wilhelms, M. Winstrup, « Direct linking of Greenland and Antartctic ice cores at the Toba eruption (74 ka BP) », Climate of the Past, 9, 2013, p. 749-766 doi:105194/cp-9-749-2013, part. p. 754 pour la datation
  2. en dernier lieu voir Svensson et al., op.cit., 2013, p. 751
  3. Stanley H. Ambrose, Late Pleistocene human population bottlenecks, volcanic winter, and differentiation of modern humans, dans : Journal of Human Evolution, 1998, volume 34, numéro 6, p.  623–651. — DOI:10.1006/jhev.1998.0219
  4. Ambrose, Stanley H., 2005, Volcanic Winter, and Differentiation of Modern Humans
  5. C.S. Lane, B.T. Chorn et T.C. Johnson, « Ash from the Toba supereruption in Lake Malawi shows no volcanic winter in East Africa at 75 ka », PNAS, 29 avril 2013, doi: 10.1073/pnas.1301474110
  6. Svensson et al., op. cit., 2013, p. 760
  7. Svensson et al., op. cit., 2013, p. 762
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  10. (en) D. M. Pyle, « The global impact of the Minoan eruption of Santorini, Greece », Environmental Geology, vol. 30, no 1-2,‎ 1997, p. 59-61 (lire en ligne)
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  12. (en) F. W. McCoy et S. E. Dunn, « Modelling the Climatic Effects of the LBA Eruption of Thera : New Calculations of Tephra Volumes May Suggest a Significantly Larger Eruption than Previously Reported », American Geographical Union « Chapman Conference on Volcanism and the Earth's Atmosphere »,‎ 2002 (lire en ligne)
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  14. S. Manning, « The Roman World and Climate: Context, Relevance of Climate Change, and Some Issues » in William V. Harris ed., The Ancient Mediterranean Environment between Science and History, Leiden-Boston, Brill, 2013, p. 154-156
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  16. (en) M. R. Rampino, S. Self et R. B. Stothers, « Volcanic Winters », Ann. Rev. Earth Planet. Sci., vol. 16,‎ 1988, p. 73-99 part. 88-89
  17. (en) K. D. Pang, « Climatic Effects of Three Violent Volcanic Eruptions in Antiquity, as Reconstructed From Historical, Tree Ring and Ice Core Data », Supplément à Eos,Transactions American Geophysical Union, San Francisco, vol. 81, no 48 « 2000 Fall Meeting »,‎ 15-19 décembre 2000
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  20. B. Rossignol et S. Durost, « Volcanisme global et variations climatiques de courte durée dans l'histoire romaine (Ier s. av. J.-C. - IVe s. ap. J.-C.) : leçons d'une archive glaciaire (GISP2) », Jahrbuch des Römisch-Germanischen Zentralmuseums Mainz, vol. 54, no 2,‎ 2010, p. 395-438 (lire en ligne)
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  22. Plutarque (trad. A.-M. Ozanam), Vie de César 69, 4-5, Paris, Gallimard,‎ 2001, p. 1352
  23. (en) J. Ramsey et A. Lewis Licht, The Comet of 44 B.C. and Caesar's Funeral Games, Atlanta (USA), Scholars Press,‎ 1997 (lire en ligne), p. 99-107
  24. (en) P. Y. Forsyth, « In the Wake of Etna, 44 B.C. », Classical Antiquity, vol. 7,‎ 1988, p. 49-57
  25. (de) Wolfgang Vetters et Heinrich Zabehlicky, « Eine Klimakatastrophe um 200 n.Chr. und ihre archäologische Nachweisbarkeit », Forum Archaeologiae - Zeitschrift für klassische Archäologie, vol. 30, no III,‎ 2004 (lire en ligne)
  26. (en) C. J. N. Wilson, N. N. Ambraseys, J. Bradley et G. P. L. Walker, « A new date for the Taupo eruption, New Zealand », Nature, vol. 288,‎ 20 novembre 1980, p. 252-253 (DOI 10.1038/288252a0, lire en ligne)
  27. (en) R. J. Sparks, W. H. Melhuish, J. W. A. McKee, J. Ogden, J. G. Palmer et B. P. J. Molloy, « 14C calibration in the Southern Hemisphere and the date of the last Taupo eruption : evidence from tree-ring sequences », Radiocarbon, vol. 37,‎ 1995, p. 155–163
  28. (en) A. Hogg, J. Palmer, G. Boswiks, C. B. Ramsey et R. Sparks, « Assessment of the integrity of the Southern Hemisphere 14C calibration curve and its extension from AD 785 to 195 BC, with a new preliminary calendar age for the Taupo Tephra », Past Climates New Zealand, no 15-17,‎ mai 2009, p. 30
  29. (en) I. Antoniou et A. K. Sinakos, « The sixth-century plague, its repeated appearance until 746 AD and the explosion of the Rabaul Volcano », Byzantinische Zeitschrift, vol. 98,‎ 2005
  30. (en) L. B. Larsen et al., « New ice core evidence for a volcanic cause of the A.D. 536 dust veil », Geophys. Res. Lett., vol. 35, no L04708,‎ 2008 (DOI 10.1029/2007GL032450, lire en ligne)
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  32. Les Annales de Saint-Bertin en évoquent peut-être les manifestations ici (mois d'août, de septembre et d'octobre 859) :
    « Dans les mois d'août, de septembre et d'octobre, on vit au ciel, durant la nuit, des troupes armées. Une clarté semblable à celle du jour brilla continuellement à l'orient, et s'étendit jusqu'au septentrion, et de là partaient des colonnes sanguinolentes qui parcouraient le ciel. ».
  33. (en) M. McCormick et P. Dutton, « Volcanoes and the Climate Forcing of Carolingian Europe, A.D. 750-950 », Speculum, vol. 82,‎ 2007, p. 865-895 (lire en ligne) [PDF]
  34. (en) Richard B. Stothers, « Far reach of the tenth century Eldgjá eruption, Iceland », Climatic Change, no 39,‎ 1998, p. 715-726 (DOI 10.1023/A:1005323724072, pubs.giss.nasa.gov lire en ligne)
  35. (en) M. McCormick et P. Dutton, « Volcanoes and the Climate Forcing of Carolingian Europe, A.D. 750-950 », Speculum, vol. 82,‎ 2007, p. 888-889
  36. (en) Richard B. Stothers, « Climatic and demographic consequences of the massive volcanic eruption of 1258 », Climatic Change, vol. 45,‎ 2000, p. 361-374 (DOI 10.1023/A:1005523330643, lire en ligne)
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  38. (en) C. S. J. Timmreck, J. Lorenz, T. J. Crowley, S. Kinne, T. J. Raddatz, M. A. Thomas et J. H. Jungelaus, « Limited temperature response to the very large AD 1258 volcanic eruption », Geophysical research letters, vol. 36, no L21708,‎ 2009 (DOI 10.1029/2009GL040083)
  39. (en) G. H. Miller et al., « Abrupt onset of the Little Ice Age triggered by volcanism and sustained by sea-ice/ocean feedbacks », Geophys. Res. Lett, vol. 39, no L02708,‎ 2012 (DOI 10.1029/2011GL050168, lire en ligne)
  40. F. Lavigne et alii, « Source of the great A.D. 1257 mystery eruption unveiled, Samalas volcano, Rinjani Volcanic Complex, Indonesia », PNAS, September 30, 2013, doi: 10.1073/pnas.1307520110 Lire en ligne
  41. (en) Gao Chaochao, Alan Robock, Stephen Self, Jeffrey Witter, J. P. Steffenson, Henrik Brink Clausen, Marie-Louise Siggaard-Andersen, Sigfus Johnsen, Paul A. Mayewski et Caspar Ammann, « The 1452 or 1453 A.D. Kuwae eruption signal derived from multiple ice core records : Greatest volcanic sulfate event of the past 700 years », J. Geophys. Res., vol. 111, no D12107,‎ 2006 (DOI 10.1029/2005JD006710, lire en ligne)
  42. (en) S. L. De Silva et G. Zielinski, « Global influence of the AD1600 eruption of Huaynaputina, Peru », Nature, vol. 393, no 6 684,‎ 1998, p. 455-458 (lire en ligne)
  43. (en) Richard B. Stothers, « The Great Dry Fog of 1783 », Climatic Change, vol. 32,‎ 1996, p. 79-89 (DOI 10.1007/BF00141279, lire en ligne)

Annexes[modifier | modifier le code]

Bibliographie[modifier | modifier le code]

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  • (en) J. Grattan, « Aspects of Armageddon : An exploration of the role of volcanic eruptions in human history and civilization », Quaternary International, vol. 151,‎ 2006, p. 10-18.
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  • (en) A. Robock, « Volcanoes : Role in climate », dans J. Holton, J. A. Curry, and J. Pyle éd., Encyclopedia of Atmospheric Sciences, Londres,‎ 2003, p. 2494-2500

Articles connexes[modifier | modifier le code]

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