Transfer von festen, flüssigen und gasförmigen Stoffen aus Vulkanen in die Atmosphäre

Beitragsserien Vulkanismus und Klima

Beitragsserie: Vulkanismus und Klima

Hrsg.: Prof. Dr. R. Eiden, Institut fiir Geowissenschaften, Universitdt Bayreuth, Postfach 10 12 51, D-8580 Bayreuth

Die Beitra~gsserie aus der Septemberausgabe 4/92, S, 237 - 245, der Novemberausgabe 5/92, S. 296 - 302 sowie der Dezemberausgabe 6/92, S. 368 - 374 wird fortgesetzt.

Transfer von festen, flfissigen und gasffrmigen Stoffen aus Vulkanen in die Atmosphfire

Hans-Ulrich Schmincke

Forschungszentrum ffir marine Geowissenschaften (GEOMAR), Abt. Vulkanologie und Petrologie, Universit~it Kid, Wischhofstrage 1 - 3, D-2300 Kiel 14

Zusammenfassung. Die hfiufigsten vulkanischen Volatilen sind H20 , CO2, SO 3 und Halogene. Zusammensetzung, Menge und Injektionsraten von vulkanischen Gasen und Partikeln in die Troposphere und Stratosph~ire h/ingen ab yon der chemischen Zu- sammensetzung eines Magmas, dem plattentektonischen Milieu sowie Eruptionsmechanismen und Eruptionsraten. l[lber 90 % der eruptierten Magmen sind basaltischer Zusammensetzung mit niedriger Viskositfit, relativ geringen Volatilengehalten und meist niedrigen Eruptionsraten sowie wenig explosiven Eruptionen fiberwiegend entlang der mittelozeanischen Riicken in grot~en Was- sertiefen. Magmen in Inselbfgen und Subduktionszonen an Konti- nentrfindern sind H20-reich , in anderen plattentektonischen Milieus tiberwiegt in basaltischen Magmen CO 2. In mafischen Magmen ist CO 2 schlecht 16slich und kann daher schon mehrere Kilometer unter der Erdoberfl/iche als Gasphase aus einem Magma entweichen. Felsische (hochdifferenzierte) Magmen, H20-reich und CO2-arm , eruptieren oft hochexplosiv, insbesondere an Sub- duktionszonen, und mit hohen Eruptionsraten, z.B. E1 Chich6n (Mexiko, 1982) und Pinatubo (Philippinen, 1991). lhre Eruptions- s~iulen (Gas-/Partikelgemische) k6nnen bis ca. 40 km H6he erreichen und sind Hauptlieferant der in die Stratusph~ire injizierten Gasmengen.

1 Einleitung

Lufthfille, Wasserhfille und das Leben auf der Erde haben sich seit Beginn ihrer Entstehung vor ca. 4.6 Milliarden Jahren durch die stfindige vulkanische Entgasung des Erd- inneren gebildet: ein Stoffaustausch zwischen Vulkan- Magma-Systemen und Lithosphfire, Hydrosphfire und At- mosphfire, der heute noch unvermindert andauert. Vulka- nische Grot~eruptionen, die zu massiven Belastungen etwa der Stratosphere ffihren, gab es seit jeher im Verlauf der Erdgeschichte. M6glicherweise sind auch gewaltige Ver- nichtungen der Biosph~ire etwa am Ende des Perm oder der Trias auf enorme vulkanische Gasemissionen zurfickzuffihren. Nach dem gegenw~irtigen Wissensstand sind allerdings Einschlfige eines oder mehrerer grof~er Meteoriten und die durch den Impakt in Gang gesetzten physikalischen und

chemischen Vorg~inge als Ursache des grogen Faunenster- bens an der Grenze Kreide/Tertifir wahrscheinlicher. Weitreichende Folgen ffir unsere Existenz zeichnen sich heute ab: Die Atmosph~ire ist durch menschlichen Einflul~ so belastet, daf~ vulkanische Grot~ereignisse - deren Aus- wirkungen sich w~ihrend der vor-industriellen Erdgeschich- te im Rahmen dynamischer Fluktuationen bewegten, an die sich der Mensch anpassen konnte - klimatische Entwick- lungen mit beeinflussen k6nnen, deren Langzeitwirkungen noch nicht zu fibersehen sind (CRUTZEN 1989; GRAf~L 1989). Darfiber hinaus k6nnen vulkanische Gaseintr~ige in die Stratosphfire ein anthropogen vorgeschddigtes System wie die Ozonschicht m6glicherweise irreversibel beein- trfichtigen. Insofern ist die Forschung heute aufgefordert, genaue Auskunft darfiber zu geben, welche Gase in welchen Mengen, welchen Transferraten und durch welche Trans- portprozesse aus dem Erdinneren in die Atmosph~ire emittiert werden. Erst wenn Ausrnat~ und Auswirkung der natfirlichen Emissionen bekannt sind, also das vulkanische Signal, k6nnen wir absch~itzen, was die Natur ohne menschlichen Input verkraften kann. Diese Grenzwerte k6nnen dann die Grundlage ffr die tolerierbaren anthropogenen Emissionen bilden.

Auch heute wissen wir noch wenig fiber die absoluten und relativen Mengen der verschiedenen Gasspezies, die aus dem Inneren der Erde in die Atmosph~ire entweichen, lDber- zeugende Aussagen fiber globale Stoff-Flfisse, Massenbilan- zen und die troposph~irischen und stratosphfirischen Gas- eintriige k6nnen daher angesichts der sehr unterschiedlichen Vulkaneruptionen noch nicht gemacht werden. In die Stratosphdre gelangen vulkanische Gase vor allem bei gr6- geren Eruptionen, wie der des Pinatubo im Juni 1991. Die- se sind nicht so selten, wie manchmal vermutet wird. Bei den durchschnittlich etwa 5 0 - 60 j~ihrlich tfitigen Vulka- nen steigt etwa alle 1 - 3 Jahre eine Eruptionss~iule (-~ Abb. 1; Farbtafel, S. 44) bis in die Stratosph~ire auf; eine Zahl, die sich mit zunehmender Satellitenfiberwachung eher erh6hen als erniedrigen wird, da genaue Bodenbeob-

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Vulkanismus und Klima Beitragsserien

achtungen in abgelegenen Teilen der Erde h/iufig nicht vorliegen oder zu ungenau sind. Vulkanische Grol%ruptionen mit eruptierten Magmavolumina zwischen ca. 15 und 100 km 3 wie die des Tambora (1815) sind Jahrhundert- ereignisse, Megaeruptionen mit eruptierten Volumina >> 100 km 3 treten nur in Abstfinden von einigen 10 000 bis 100 000 Jahren auf. Jedoch zeigen die wenigen vorliegenden systematischen Untersuchungen, daI~ das Gesamtbud- get der in die Atmosphfire emittierten Gase auch von weniger spektakul~iren Eruptionen oder nicht eruptiv ent- gasenden Vulkanen (-* FarbtafeIn, S. 42, Abb. I d; S. 43, Abb. 3 a, 3 b) wesentlich bestimmt wird. Um die unterschiedlichen Wirkungen yon Vulkaneruptionen auf Klima und Atmosph/irenchemie abschfitzen zu k6nnen, mfissen zun~chst die verschiedenen Magmen- und Vulkantypen, ihre Entstehung in unterschiedlichen plattentektonischen Mi- lieus sowie die wichtigsten Eruptions- und Fragmentie- rungsmechanismen kurz dargestellt werden, gefolgt von einer 13bersicht einschl~igiger Mef~methoden. Ferner wird die Bedeutung der wichtigsten vulkanischen Gase behandelt. Eine Diskussion der Problematik der Klimaauswirkungen von Vulkaneruptionen schlief~t den Beitrag.

2 Was ist ein Magma und wie und wo entstehen Magmen?

Magmen sind fiberwiegend silikatische Gesteinsschmelzen, die durch partielle Aufschmelzung yon festem Ausgangsge- stein entstehen, z.B. 1. bei der Druckentlastung (konvekti- yes, adiabatisches Aufsteigen von kristallinem Mantel- material, sog. Diapiren oder plumes) (--* Abb. 1), 2. dutch Erniedrigung der Schmelzkurve des Ausgangsgesteins bei H20-Zufuhr im Erdmantet in etwa 5 0 - 1 5 0 km Tiefe oder 3. bei manchen rhyolithischen Magmen in der unteren Erdkruste. Wenn Magmen an der Erdoberfl~iche in Vulka- nen austreten, enthalten sie meist Minerale, sog. Einspreng- linge, die bei der langsamen Abkiihlung der Schmelzen in der Tiefe auskristallisiert sind und beim Kristallwachstum Schmelze miteinschlieflen. Ober 50 % der aufsteigenden Magmen bleiben in der Kruste stecken, wo sie zu Tiefenge- steinen erstarren; ein Teil ihrer Gase entweicht jedoch bei der langsamen Abkfihlung durch die fiberlagernde por/~se Erdkruste in Hydrosph/ire und Atmosph~ire. Die verschiedenen Magmen und die aus ihnen auskristalli- sierten Gesteine unterscheiden sich vor ailem durch ihre chemische und mineralogische Zusammensetzung, die dutch die chemische Analyse (Haupt-, Neben- und Spuren- elemente, radiogene und stabile Isotopenverh/iltnisse) von Gesamtgesteinen oder Einzelkomponenten (Kristalle, La- pilli usw.) bestimmt wird. Chemisch lassen sich Magmen untergliedern in primitive (mafische oder basaltische), intermedidre (vorwiegend an- desitische) und hochdifferenzierte oderfelsische (dazitische, rhyolithische, trachytische, phonolithische) Gesteinsschmel- zen. Die mit Abstand h/iufigsten Magmen an der Erdober- fl~iche sind basaltisch. Sie enthalten etwa 50 % SiO2, 15 % A1203, zwischen 7 und 12 % MgO und je 10 - 15 % FeO und CaO. Die restlichen etwa 6 % sind Na20, K20, TiO2 und P2Os .

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III STAGNATION

UND DIFFERENTIATION

ABLOSUNG UND

AUFSTIEG

I AUFSCHMELZUNG

Abb. 1: Schematische Tiefengliederung yon Vulkan-Magmasystemen. Nach SCHMINCKE (1986)

Die hochdifferenzierten oder Derivatschmelzen (friiher auch saure Magmen genannt) entstehen iiberwiegend durch unterschiedliche Differentiationsvorgdnge aus stagnierenden, abkfihlenden basahischen Schmelzen bei niedrigen Drucken in oberfl~ichennahen Magmakammern, ca. 3 - 10 km unter der Erdoberfl~iche. Bei der Differentiation, z.B. durch Kristallfraktionierung, reichern sich in den h6- her differenzierten Schmelzen neben A1 und Si, den Alkalien und den sog. inkompatiblen Spurenelemeuten wie Rb, Zr, Nb, U und Th auch flfichtige Elemente wie H20 , SO2, CI und F an. Die chemische Zusammensetzung eines Magmas und seiner fl~ichtigen Bestandteile hfingt yon der Zusammensetzung des Ausgangsgesteins und yon den Aufschmelzbedingungen ab. Beide wiederum unterscheiden sich sehr stark in den drei zentralen plattentektonischen Zonen: Mittelozeanische Riicken, Subduktionszonen und Intraplattenbereiche (-~ Abb. 2). Der Grot~teil der Magmen, ca. 20 km 3 pro Jahr, wird entlang der weltumspannenden, ca. 50 000 km langen Mittel- ozeanischen Riicken eruptiert. Diese submarinen Laven und die unterlagernden erstarrten Magmakammern bilden die ozeanische Erdkruste. Die Vulkane an den Mittelozea- nischen Riicken eruptieren in ca. 2 000 - 3 000 m Wasser- tiefe effusiv und tragen daher nicht direkt zur Stratosph~i- renemission bei. Von den Gasen dieser subalkalischen, vo- latilarmen basaltischen Magmen (CO2, SO 2 und H20) wird tiberwiegend nur das in Magmen schwer 16sliche CO2 als Gasphase in groi~en Wassertiefen frei, neben geringen Mengen an Methan (CH4) und Helium (He), wich-

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~ Extr.s=v Globale Magmaproduktion (km 3/a)

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bzeanisct Intaplatte Vulkane

Mantelaulstieg und Magmabildung

Subduktionszone

Abb. 2: Schematische Darstellung der wichtigsten plattentektonischen Entstehungsbereiche von Magmen und Vulkanen (Mittelozeanische Riicken - divergierende Plattenrfinder; Subduktionszonen - konvergierende Plattenrfinder; ozeanische und kontinentale Intraplattendom~nen).

Aus SCHM~NCKE (1986)

tige Tracer fiir die Mantelzusammensetzung und -entgasung in den submarinen Heit~wasserkaminen (black smoker). Die an mittelozeanischen Rilcken gebildete ozeanische Li- thosphfire taucht samt einem Teil der ~berlagernden Sedi- mente entlang von vielen Kontinentrfindern in den Erdman- tel ab, vor allem rings um den pazifischen Feuerring und entlang von Inselb6gen wie Japan. Die fiber diesen Subduk- tionszonen entstehenden Magmen umfassen neben Basalten vor allem die SiO2-reicheren Andesite und die zfihflfissigen Dazite und Rhyolithe. Diese Magmen eruptieren oft hochexplosiv; ihre bei grogen plinianischen Eruptionen bis in die Stratosphiire transportierten Gase sind die Hauptliefe- ranten fiir die ]anglebigen vulkanischen Aerosole. Die meisten gro~en Vulkaneruptionen der letzten beiden Jahrhun- derte (Tambora, 1815; Krakatau, 1883; Mt. Pel~e, 1902; Katmai, I912; Mr. St. Helens, 1980; El Chich6n, 1982; Nevado del Ruiz, 1985; Pinatubo, 1991; Mr. Hudson, 1991) sind fiber Subduktionszonen entstanden.

Beispiele ffir kontinentale Intraplattenvulkane sind die weitgehend basaltischen Vulkanprovinzen wie Eifel, We- sterwald, Vogelsberg oder die Vulkangebiete des ostafrika- nischen Grabens. Im Verlauf der Erdgeschichte sind Basaltlavastr6me wiederholt als Flutbasalte eruptiert, die >200 km weit fliei~en und Flfichen > 1 0 0 0 0 k m 2 be- decken k6nnen. Auch submarin sind Hutbasalte in den letzten Jahren mehrfach nachgewiesen worden. Ozeaninseln wie Hawaii oder die Kanaren, typische Vertreter von ozeanischen Intraplattenvulkanen, sind ilberwiegend basaltischer Zusammensetzung mit meist kleineren Volumina hochdifferenzierter Derivatmagmen.

3 Wie eruptieren Magmen an der Erdoberfl/iche?

Wie effizient Magmen bei einer Eruption entgasen, hfingt nicht nur yon den physikalischen Eigenschaften eines Mag- mas, wie seiner Viskosit~it und den Massen und relativen Anteilen der magmatischen Gase ab, sondern auch vom Eruptionsmechanismus. Bei der Volatilenbilanzierung mils- sen daher auch die Fragmentierunsmechanismen aller Aus- bruchsphasen genau untersucht werden (~ Abb. 3-8), z.B. durch Partikelanalyse der Eruptionsprodukte (Kristal- linitfit, Blasengehalt, -form) und fiber sedimentologische Parameter.

Ein Magma kann an der Erdoberfliiche z.B. als kontinuier- liche Schmelze (Lava) oder als Partikel-Gas-Zweiphasen- gemisch austreten. Der Begriff Asche wird ffir Partikel mit einem mittleren Korndurchmesser < 2 mm und Lapilli filr Partikel zwischen 2 und 64 mm verwendet. Gr6gere Parti- kel werden Bomben genannt, wenn sie Magmafetzen dar- stellen und Bl6cke, wenn sie aus dem Nebengestein stammen. Der kollektive Begriff Tephra steht for Partikel jeder Korngr6t~e und Zusammensetzung.

Die pyroklastische Fragmentierung, d.h. Partikelbildung durch magmatische Entgasung, beruht darauf, daf~ der In- nendruck der Gasblasen, die sich durch Diffusion der flfichtigen Komponenten bei der Druckerniedrigung der aufsteigenden Magmasfiule bilden und wachsen, die Zugfe- stigkeit der Blasenw/inde fibersteigt, wenn das Blasenvolu- men mehr als ca. 75 % betr~igt.

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Seit Mitte der sechziger Jahre haben sich die Hinweise ffir hydroklastische Fragmentierung verst~irkt, d.h. Partikelbil- dung bei der weitverbreiteten Wechselwirkung zwischen Magmen und Grund- bzw. Oberfl/ichenwasser, vor allem bei basaltischen Eruptionen, bei denen z.B. Maarkrater entstehen (z.B. MOORE 1967; ~ Farbtafel, S. 42, Abb. 1 b). Auch bei grot~en plinianischen Eruptionen k6nnen durch Magma-Wasser Wechselwirkung erzeugte Explosionen eine grof~e Rolle spielen, insbesondere in der Anfangs- und E n d p h a s e (SCHMINCKE 1986). Magmen k6nnen also auch durch Dampfexplosionen und Granulierung bei der syn- eruptiven Abschreckung durch thermischen Schock flag- mentiert werden, bevor sie einen wesentlichen Teil ihrer Gase, insbesondere der gut 16slichen Spezies (z.B. F), an die Atmosph~ire abgeben. An diesen abgeschreckten Glasparti- keln l~it~t sich daher die Menge derjenigen Volatilenmengen bestimmen, die nicht gasf6rmig bei der Eruption entwichen sind. Auch w~ihrend einer oft nut wenige Stunden bis Tage dauernden Eruption k6nnen sich rein magmatische pyroklastische mit starker Entgasung abwechseln mit hydrokla- stischen Phasen. Eine Gesamtbilanz der emittierten Gas- mengen kann also erst nach einer griindlichen vulkanologi- schen Analyse der gesamten Ablagerungen erstellt werden (--" Abb. 6, 7, S. 34, 35).

3.1 Basaltische Magmen

Basaltische, niedrigviskose (diinnfl6ssige) Magmen mit SiO2-Gehalten zwischen 40 (alkalische) und 50 (subalkali- sche) Gewichtsprozent, volumetrisch die mit Abstand 6ber- wiegenden Magmen auf der Erde und vermutlich den anderen Planeten, eruptieren an der Erdoberfl~iche iiberwiegend als Laven (~ Farbtafeln, S. 42, Abb. 1 a; S. 43, Abb. 2 a, 2 b). Bei Unterwassereruptionen fliefgen Basalt- laven bei hohen Eruptionsraten flfichenf6rmig als Schicht- laven, bei niedrigen als Schlauch-(pillow)Laven aus. In subaerischen Vulkanen mit hohen Eruptionsraten wie am

Kilauea-Vulkan auf Hawaii entstehen Lavastr6me h~iufig aus Lavafontdnen ( ~ Titelbild und Farbtafel, S. 42), einem pyroklastischen System.

Auf den Kontinenten hfiufig, aber volumenm~it~ig unterge- ordnet, sind pyroklastische Schlacken- und Lapillikegel 6berwiegend alkalibasaltischer Zusammensetzung. Bei Ba- salteruptionen im Flachwasser oder unter Grundwasserein- flut~ bilden sich vor allem Lapilliringe oder Maare mit niedrigen Tephraringen, die iiberwiegend aus Nebenge- steinsffagmenten bestehen k6nnen.

Die Eruption von riesigen Flutbasaltlavastr6men, die Fl~i- chen von > 10 000 km 2 in wenigen Tagen iiberfluten k6nnen, stellt einen nicht explosiven Eruptionstyp dar, bei dem innerhalb kurzer Zeit grot~e Volatilenmengen (CO2, H20 , SO2) frei werden und in thermischen Plumes m6gli- cherweise bis in die Stratosphiire gelangen k6nnen.

3.2 H6her differenzierte Magmen

H6her differenzierte, SiO2-, AlzO 3- und alkalireiche Deri- vatmagmen (-- Abschnitt 2), z.B. Rhyolithe, Trachyte und Phonolithe, treten auch als Lavastr6me auf, die in manchen Vulkanprovinzen (z.B. Ostaffika, Gran Canaria) viele Ki- lometer weit geflossen sind. Hochviskose Magmen bilden hfiufig Dome, die beim Kollaps Glutlawinen produzieren k6nnen, wie beim Unzen-Vulkan (Japan) im Sommer 1991. Oberwiegend eruptieren h6her differenzierte Magmen jedoch explosiv, manchmal mit hohen Masseneruptionsraten (107-109 kgs -~ bei plinianischen Eruptionen) aus zentralen Schloten oder Ringspalten wie z.B. bei grofgen Einbruchs- calderen. Das Gemisch aus magmatischen Gasen, Magma- fetzen und Nebengesteinsbruchsthcken von den W~inden der Magmakammer oder dem Schlot steigt als Eruptions- s~iule in die Atmosphfire (~ Abb. 3 und Farbtafel, S. 44) (SPARKS 1986).

Mesosphdre

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Abb. 3: Schematische Darstellung des Eintrags von vulkanischen Partikeln und Gasen in die Atmosphiire

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Diese Eruptionssfiulen bestehen aus einem unteren Gas- schubteil, der durch die Dekompression der druckentlaste- ten Gase beschleunigt wird. Mfindungsgeschwindigkeiten reichen yon etwa > 100 ms -1 bei schwach stromboliani- schen, bis zu etwa 600 ms -1 in grofgen plinianischen und vulkanianischen Eruptionen. Die Mfindungsgeschwindig- keit hfingt vor allem vom Gasgehalt eines Magmas und daher vom Explosionsdruck in der Fragmentierungszone ab. Im Hauptteil, dessen Auftrieb auf thermischer Konvektion beruht (--, Abb. 3), entsteht aus dem scharf gebfindelten Gasschubteil die sich schnell blumenkohlartig verbreiternde konvektive Eruptionssdule. Das aus dem Schlot entweichende heil~e Gas-/Partikelgemisch kann bis zum vierfa- chen seines Gewichts an kalter Luft ansaugen und mit Geschwindigkeiten von 10 - 200 ms -1 bis in H6hen von ca. 50 km in die Stratosph/ire aufsteigen (WILSON 1976; WIL- SON et al., 1980; WOODS 1988; CAREY & SIGURDSSON 1989). Eine konvektive Eruptionssiiule wird solange aufsteigen, bis sie Luftschichten gleicher Dichte erreicht hat. In dieser Zone wird sie sich pilz- oder scbirmartig ausdehnen und dabei ihre charakteristische Pinienform erhahen, wobei der zentrale Teil zun~ichst weiter aufsteigt als die Rand- partien (--' Farbtafel, S. 44).

Partikel mit Durchmessern >> 20 cm werden ballistisch aus der Eruptionss/iule herausgeschleudert, solche mit Durch- messern << 1 cm werden bis in die Schirmregion transportiert. Die im nfiheren Umkreis einer Eruptionss/iule (proximal) abgelagerten Partikel stammen aus der Erup- tionss~iule selber, im medialen und distalen Bereich findet Fallout aus der Schirmregion statt (BuRSIK et al., 1992) (~ Farbtafel, S. 44, Abb. 5 a). Die Aufstiegsgeschwindig- keit an den R/indern der Sfiule betr/igt etwa 1 % derjenigen im Inneren. Eine Kenntnis der H6he der Eruptionssfiule ist ffir die Absch/itzung der Masseneintrfige in die Stratosphfire sehr wichtig, insbesondere die Frage, ob eine Eruptionss~u- le durch die Troposph/ire gestiegen ist, deren H6he von ca. 6 - 8 km in hohen Breiten bis ca. 1 2 - 14 km am fiiquator

ansteigt. Mit anderen Worten, Vulkaneruptionen in h6he- ren Breiten, etwa in Island, Alaska oder Kamtschatka, k6n- nen bei sehr viel kleineren Masseneruptionsraten die Stratosphfire erreichen als in den Tropen. Umgekehrt kann die minimale H6he einer Eruptionss/iule aus der Verbrei- tung der SO 2- bzw. Aerosolwolken anhand yon Satelliten- aufnahmen abgelesen werden.

Bei hohen Masseneruptionsraten k6nnen Eruptionss~iulen kollabieren. Das in sich zusammenfallende Partikel-/Gas- gemisch kann sich dann als Massenstrom bis weit fiber den Vulkanfuf~ hin ausbreiten. Aus diesen pyroklastischen Str6- men oder Glutlawinen (als Ablagerung Ignirnbrit genannt (~ Farbtafel, S. 43, Abb. 4 a), die sich auch durch Aschenfont/inen bilden k6nnen, steigen die noch st/indig aus den Magmafetzen entweichenden und beim Kollaps mittransportierten heit~en Gase mitsamt feinen Aschen auf. Diese spektakulfiren Glutwolken, welche die dichtere Glut- lawinenbodenfracht verhfillen, k6nnen als sog. Ko-ignimbrit Eruptionssdulen ebenfalls bis in die Stratosph/ire steigen. Bei manchen Eruptionen, wie bei der des Redoubt- Vulkans in Alaska im April 1990, steigen Ko-ignimbrit Eruptionss/iulen h6her als die fiber dem Zentralschlot (-~ Farbtafel, S. 44, Abb. 5 b).

Die Ablagerungen der meisten hochexplosiven Vulkan- eruptionen bestehen aus (-* Abb. 4)

(a)proximalen, mfichtigen, grobk6rnigen Ablagerungen, die aus Fallouttephra, Massenstromablagerungen und ballistisch transportierten Bomben bestehen,

(b)medialen Falloutaschen und, bei vielen Vulkanen, Ig- nimbritdecken, die - von den sehr grot~en Eruptionen abgesehen - auf die Tiiler um die Vulkanfu~regionen beschr~nkt sind,

(c) unterschiedlich weit verbreiteten clistalen Decken aus Fallouttephra (FISHER & SCHMINCKE 1984).

Die in die Atmosphiire aufsteigenden Aschenwolken k6n- nen je nach HOhe der Eruptionss~iule und der herrschen-

Abb. 4: Schematische Darstellung von bodennahen und atmosphiirischen Auswirkungen explosiver Vulkaneruptionen. Aus SCHMINCKE & v.d. BOGARD (1989)

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den, h6henabh~ingigen Windstfirken und -richtungen viele 1 000 km weit verdriftet werden, bevor sie aussedimentie- ten. Bei der Eruption des Mt. Hudson im August 1991 wurden Aschen mindestens bis zu den 1 100 km entfernten Falklandinseln transportiert.

Man kann die eruptierten Massen durch Miichtigkeits- und Flfichenmessungen in den Ablagerungsf~ichern einer Erup- tion bestimmen. Wenn der zeitliche Ablauf einer Eruption bekannt ist, ergeben sich hieraus Masseneruptionsraten. Die H6he einer Eruptionss~iule und z.T. auch die Massen- eruptionsraten von historischen oder pr~ihistorischen Erup- tionen k6nnen anhand verschiedener Parameter der Tephra- ablagerungen abgeschfitzt werden, z.B. eruptierte Gesamt- masse, M~ichtigkeits- oder Fl~ichenverteilung einer Tephra- schicht oder Durchmesserverteilung der maximalen Bimse (z.B. CAREY & SPARKS 1986; CAREY & SIGURDSSON 1989; WOODS & BURSIK 1991; SPARKS et al., 1992; BURSIK et al., 1992). Aus der KorngrOflenabnahme der bei der Eruption gefOrderten Nebengesteinsbruchst/icke (Xenolithe) in den Ablagerungsf~ichern lassen sich nicht nur die HOhe von Er- uptionss~ulen, sondern auch die Windgeschwindigkeiten zur Zeit der Eruption absch/itzen (CAREY & SPARKS 1986).

Bis Anfang der 80er Jahre galt der sog. Dust Veil Index (DVI) (LAMB 1970) als Maf~ ffir den klimabeeinflussenden Eintrag von Vulkaneruptionen in die Stratosph~ire. Der englische Meteorologe LAMB hatte in aufwendiger Kleinar- beit Anzeichen for Klimaverschlechterungen aus der Zeit yon 1500 bis 1970 mit Vulkaneruptionen und deren mut- mat~licher Eruptionsmasse korreliert. Dieser methodische Ansatz ist nur noch sehr bedingt anwendbar. Zum einen ist unsere Kenntnis der wirklich eruptierten Massen grof~er historischer Vulkaneruptionen auch heute noch unvollkom- men. Viel wichtiger aber ist, wie wir seit der Eruption des E1 Chich6n (1982) wissen, daf~ es die durch Gas-Partikel Konversion entstandenen vulkanischen Aerosole sind, welche die Luftchemie in der Stratosph~ire und das Strahlungs- regime nachhaltig beeinflussen (~ Abb. 5). Bei gleichen Eruptionsvolumina und Masseneruptionsraten k6nnen ganz unterschiedliche Gasmengen in die Stratosph/ire gelangen, wie der Vergleich der Mt. St. Helens- und E1 Chi- ch6n-Eruptionen anschaulich zeigt (-~ Tabelle, S. 33). Vorbedingung ffir die atmosph~irischen Wirkungen ist na- t~rlich, daf~ die Eruptionss/iule die Stratosph/ire erreicht, was nur bei Masseneruptionsraten yon > ca. 108 kgs -1 (hohe Breiten) bis 109 (Piquatorn/ihe) m6glich ist.

O Mesosphare ~-~ ~ ~ S o l a r s t r a h l u n g

Troposphere Erupt~nssaule k.) ~ ~ ~ ~ -

1121

Abb. 5: Schematische Darstellung des Einflusses vulkanischer Volatilen auf das Strahlungsregime und die Zusammensetzung der Atmosph/ire

A: Temperaturabnahme der oberflfichennahen Atmosphhre durch:

(1) Zunahme stratosph~irischer Riickstreuung der Solarstrahlung (2) Zunahme stratosphfirischer Absorption der Solarstrahlung (3) Steigerung der troposph~irischen Albedo und Wolkenbildung durch die

Zunahme yon Kondensationskeirnen

B: Geringe, kurzlebige Temperaturzunahme der oberflficbennahen Atmosphere durch:

(4) Silikatische Aschepartikel (_> 1/am) wirken infrarot-aktiv, sind aber sehr kurzlebig (schnelle Sedimentation)

(5) Einflul~ der infrarot-aktiven Gase (CO2, CH4) auf den Treibhauseffekt (6) Zerst6rung des stratosphiirischen Ozongleichgewichts durch H2SO 4 Aeroso-

le und Halogene (Chlor, Brom)



Tabelle: Abschfitzung von eruptierten Magmavolumina ausgewahlter Vulkaneruptionen sowie per Satellitenmessung und petrologisch ermittel- te Aerosol- bzw. H2SO4-Massen und die Auswirkungen der Eruptionen und ihrer Aerosole auf die Oberfl~ichentemperatur. Zusam- mengestellt aus AGU (1992), PINTO et al., (1989) und IPPACH & SCHMINCKE (1993)

Eruption dahr Magma Stratosph&risches Petrologische A T Volumen Aerosol (Mt) Abschfitzung (Mt) Oberflf ichentemperatur

(km 3) S.H. N.H. H2SO 4 HCI

Tambora (8 °S) 1815 50 150 150 52 220 -0 .4 bis -0 .7

Krakatau (6 °S) 1883 10 3 0 - 3 8 55 2.9 3.8 - 0 . 3

Santa Maria (15 °N) 1902 9 22 <20 0.6 0.4 - 0 . 4

Katmai (58 °N) 1912 15 0 <30 12 4 - 0 . 2

Agung (8 °S) 1963 0.6 30 20 2.8 1.5 - 0 . 3

Mt. St. Helens (46 °N) 1980 0.35 0 - 0.08 0.04 0 bis -0 .1

El Chich6n (17 °N) 1982 0 . 3 - 0 . 3 5 < 8 12 0.07 - - 0 . 2

Pinatubo (15 °S) 1991 5 (_+1) - 2 0 - 3 0 -+0.3 - - 0 . 5

Mt. Hudson (46 °S) 1991 3 (_+0.5) >1.75 ? 2.7 ? ?

SH: Sfidhemisphiire; NH: Nordhemisph~ire

4 Bestimmung der Flfichtigen Bestandteile (Volatile) in einem M a g m a

Magmatische Gase sind in Gesteinsschmelzen in der Tiefe bei h6heren Drucken gel6st. Die Tiefe, in der sich beim Aufstieg eines Magmas, bei der Dekompression, eine freie Gasphase und damit Blasen bilden k6nnen, h~ingt vom Uberlastungsdruck, der Viskosit~it und deN Volatilenge- halt eines Magmas sowie dem Partialdruck eines Gases ab, der wesentlich von seinem L6sungsmechanismus bestimmt wird.

Die unterschiedlichen Magmentypen unterscheiden sich signifikant dutch ihre Volatilenzusammensetzungen und -gehalte voneinander. Stark vereinfacht l~it~t sich zusammen- fassen, dat~ der Volatilengehalt basaltischer insgesamt wesentlich geringer ist als der hochdifferenzierter Magmen und der CO2-Gehalt in Basaltmagmen, insbesondere alka- lischen Basalten, den H20-Gehalt tibersteigt. Bei der Ab- ktihlung der in die Kruste aufgestiegenen Magmen und der mit der Abktihlung einhergehenden Differentiation reichern sich eine Reihe yon Fluidkomponenten in den Derivatmag- men an (z.B. H20 , F, C1). Mfif~ig 16sliche Komponenten wie CO 2 und, weniger ausgepr~igt, auch SO 2 k6nnen schon vor einer Eruption fast quantitativ (CO2) bzw. zu etwa 50 % (SO2) aus niedrig viskosen basaltischen Mag- men entweichen (GREENLAND 1984). Diese nicht-eruptive Entgasung von Vulkanen ist daher yon grot~er Bedeutung, wobei der Anteil pr~i-, syn- und posteruptiver Entgasung unterschiedlicher Magmensysteme noch wenig erforscht ist ( ~ Farbtafeln, S. 42, Abb. 1 d; S. 43, Abb. 3 a, 3 b).

4.1 Direkte Gasmessungen

Die Zusammensetzung und die Emissionsraten vulkanischer Gase k6nnen in Fumarolen, offenen Schloten, eruptierten Gaswolken oder tiber Lavastr6men oder Lavaseen beprobt und gemessen werden. Seit einigen Jahren werden

SO2 Nit einem Korrelationsspektrometer (COSPEC) und CO2 Nit Infrarotspektrometern gemessen, H20-Gehalte indirekt durch allerdings variable SO2/H20- bzw. CO2/H20- Verhfiltnisse bestimmt (z.B. CASADEVALL et al., 1983; ROSE et al., 1986). Angesichts der grof~en logistischen Schwierig- keiten 1. bei der Messung an Schloten oder wfihrend einer Eruption, 2. bei der Kontamination der Magmen in der Oberkruste, z. B. durch Grundwasser, 3. bei der Aufoxida- tion aller reduzierten Anteile beim Kontakt mit Luft und 4. der Tatsache, daf~ die schwer 16slichen Volatilen bereits vor einer Eruption in unterschiedlichen Mengen entweichen k6nnen, die leicht 16slichen erst bei der Eruption frei werden, aber in unterschiedlichen Mengen noch in den Lava- str6men oder abgeschreckten Aschenpartikeln verbleiben, ist die Interpretation von Gasanalysen ~iut~erst schwierig (G1GGENBACH 1984). Die Zusammensetzung der magmatischen in einer Schmelze in der Tiefe gel6sten Gase unterscheidet sich daher grunds~itzlich v o n d e r in Fumarolen (-~ Farbtafel, S. 43, Abb. 3 b) oder aus einem Schlot entweichenden, unterschiedlich stark fraktionierten und kon- taminierten vulkanischen Gasen. Die in Eruptionssfiulen ablaufenden Fraktionierungs-, Entgasungs- und Adsorp- tionsprozesse sind ungekliirt. Man kann aber davon ausgehen, dat~ sich die Zusammensetzung der in die Stratosphdre aufgestiegenen Gase grof~er plinianischer Eruptionen von der Zusammensetzung der vulkanischen Gase im Schlot oder in der Eruptionssfiule wesentlich unterscheidet.

4.2 Eiskerne

Eine elegante Methode zum indirekten Nachweis von Aero- solwolken auch pr~ihistorischer Vulkaneruptionen bis zu ei- nero Alter v o n > 50 000 Jahren vor heute ist die Bestim- mung der nach einer Eruption aus der Stratosph~ire aussedi- mentierten bzw. in der Troposphfire durch Niederschl~ige ausgewaschenen und im Inlandeis von Gr6nland oder der Antarktis eingefrorenen Aerosole (S~iureanreicherungen) in langen Eiskernen (H2SO4, in kleineren Mengen auch

UWSF-Z. Umweltchem. Okotox. 5 (1) 1993 33


HC1 und HF), (HAMMER. 1977; HAMMER et al., 1980) (--, Abb. 4, S. 31). Zur stratigraphischen Kontrolle werden neben den S~iurepeaks auch stabile Isotopenverhaltnisse und Staubanreicherungen in den Eiskernen gemessen. Erst wenn die Eiskerndaten durch andere Informationen fiber eine bestimmte Vulkaneruption erg~inzt und bestatigt sind (z.B. C14-datierte Ablagerungen, historische Berichte, Baumringinformation), erm6glicht die S~iurepeakstratigra- phie in Eiskernen eine hervorragende, fast lfickenlose Re- konstruktion yon Vulkaneruptionen - vorausgesetzt, eine Eruption fand nicht wahrend einer Phase extrem reduzier- ter Schneefalltatigkeit statt. Aus der Machtigkeit der Eis- kerne wurden auch emittierte HC1-, HF- und SO2-Mengen (Faktor 2) einiger historischer Eruptionen ermittelt (C/_AtS- SEN & HAMMER 1988).

4.3 Schmelzeinschliisse

Man kann die Zusammensetzung und Konzentration mag- matischer Volatile (z.B. CO2, H20, S, Fund C1) auch in den Tephraablagerungen alterer Vulkaneruptionen bestimmen, indem man Schmelzeinschli~sse in Einsprenglingen chemisch analysiert, die in Glasscherben oder Bimslapilli vorkommen, z.B. mit der Mikrosonde, Ionensonde oder der Infrarotspektroskopie (--, Abb. 6, 7), (DEVINE et al., 1984; SIGURDSSON et al., 1985; SIGURDSSON 1989). Diese Analysen erlauben zusammen mit Volumenabschatzungen der gesamten eruptierten Tephra oder Lava eine Abschat- zung der Masse der emittierten Gase. Die mit diesen petro- logischen und Eiskernmethoden ermittelten Gasmengen stimmen in einigen Fallen gut fiberein, in anderen gibt es

gr6f~ere Diskrepanzen. Auch die Obereinstimmung mit den von Satelliten gemessenen Aerosolmengen ist gut, mit Aus- nahme des in Abschnitt 5.3 besprocbenen Schwefeldi- lemmas. Die vielversprechendste Methode zur quantitativen Bestim- mung der Volatilenkonzentrationen z.B. yon H, C, S, CI, Br, Iist die Analyse von Glaseinschlfissen in Kristallen und der umgebenden Matrix mit der Ionensonde, einem Instru- ment zur in situ Analyse von Elementkonzentrationen und Isotopenverh~ilmissen an wenigen Quadratmikrometern. Der Probenausschnitt wird mit einem gebfindelten Strahl energiereicher Primarionen beschossen, wobei Probenmate- rial yon der Oberflache verdampft; das sekundar erzeugte, teilweise ionisierte Gas wird in ein Massenspektrometer hineinbeschleunigt, mit dem die relativen Haufigkeiten dieser Sekundarionen sehr genau bestimmt werden.

Zusammenfassend ist festzustellen, dafg der Volati|engehalt basaltischer Magmen im wesentlichen durch die Zusammensetzung der partiell aufgeschmolzenen Ausgangsgesteine im Erdmantel und durch die Aufschmelzbedingungen bestimmt wird, daf~ ihre Volatilen jedoch wegen ihrer unterschiedlichen L6slichkeit vor der eigentlichen Eruption in der Reihenfolge CO2, SO 2 und in sehr geringem Maf~e HeO als sepa- rate Gasphase entweichen k6nnen, insbesondere, wenn sich die Mag- men vor einer Eruption in einem oberfl~chennahen Magmenreservoir aufhatten. In h6her differenzierten Magmen konzentrieren sich die Vo- |atilen, da die meisten der bei hohen Temperaturen auskristallisieren- den Mineralphasen (Olivin, Pyroxen, Hagioklas) volatilfrei oder -arm sind. In Magmen, die ~iber Subduktionszonen entstehen, entstammen vermutlich signifikante Anteile der in Vulkanen emittierten CO2- , N2- , SO2- , H2S- sowie vermutlich H20-Mengen aus den subduzierten Sedimenten.

pliniani~ehe Asehcablagcrtmg

Pyroklasdscher Strom

Plinianisch¢ Fallout Tq~ara

Idealisiertes Situlenprofil

Kristall

Pyroldast = ~" ¢ , (entgas0

_ o . * ~

PyroH~fi~h~ Suom

phreatoma~at. Phase Base surge Ablagerung

lib

m o

0 • . . . Q

• . .

Hydroklast (abgeschreckt)

Fluid-EinschluB S nicht emgast

chmelz-Glas-EinschluB nicht entgast

~ -- irmere Blasenwand

, ~ ~ Matrixglas ~1 ~ stark entgast

~ Blase

- Fluid-Einschlug nicht entgast

~L2-V \ Schmelz-EinschluB nicht entgast

abgeschrecktes Matrix#as kaurn ¢ntgast

Abb. 6: Schematische Darstellung der methodischen Schritte zur Bestimmung der prii- und posteruptiven Volatilenkonzentration in Kristallen und ihren Schmelzeinschlfissen sowie in vulkanischen Glasscherben

34 UWSF-Z. Urnweltchem. Okotox. 5 (1) 1993


1. Ermitflung vulkanologischer Rahmendaten (Eruptierte Gesamtmasse, Masseneruptionsrate, Eruptionssltulenh6he, Eruptionsmeehanismus,)

la. Entwicklung einer explosiven f l Eruption

zenlrale Eruptionssliule

Troposphila'e k~.,..~..,..':~.T~"~ ~ 'q4;." "~

• vi:~.'...~"3 ' ¢ - ~ ~ Co-I~dmbrit Eruptionssaule . . . . . i - -

lb.Aufschlulktaten der proximal ~ medial ~ distal Ablagertmg (Gellindeanalyse) M~ichtigkeits- und Korngr6Benverteilung

Gesamtvolumen des eruptierten Magmas (DRE := dense rock equivalent)

lc. Fragmentierungs- meehanismus: Analyse der Tephrapartikel

Pyroldasten

4

Hydroklasten

2. Gesamtmasse des Volatileintrages

Petrologische Analysen

A

Pra-eruptive Teilmengen an : S, C1, F, H20, CO 2 ...... (zonierte Magmensaule) - Volatilzonierung

b.

Posteruptive Teilmengen an: S, C1, F, H20, CO 2 ...... - freie Gasphasen in der Atmosphare (Gesamtmasse = prli-eruptive Masse-posteruptive Masse - Bestimmtmg der stratospharischen Partikel (silikatische Aschen) - Minimalabsch~ttzung

Syn- mad posteruptive Analysen

a.

COSPEC und Infrarotspektrometer Gasanalysen yon SO 2 und CO 2 b. Fumarolenmessung am Schlot C.

S ateUitenfernerkundung

3. Klimatische Auswirkungen der eruptierten Gesamtmasse 3a. Historisehe Aufzeiehnungen (remlmraturmessungen, Dokurnentation von Vulkanausbrtlchen, Auswirkungen auf Umwelt und Gesellsehaft) 3b. Klimatisch bedingte Ver~derungen der Biosphflre (z.B. Wachsmmsringe von B~tumen) 3e. Pmaikel/S~lurelagen in Eiskernen

Abb. 7: Methodische Arbeitsschritte zur Ermittlung der atmosphfirischen Auswirkungen einer explosiven Vulkaneruption



5 Die wichtigsten magmatischen Gase

5.1 H20

Zwar stellt der aus einem Krater entweichende Wasser- dampf, oft yon weitem das eindrucksvollste Zeichen eines t~tigen oder zumindest noch heit~en Vulkans, eine Mi- schung aus magmatischen Gasen und erhitztem Grund- oder Oberfl~ichenwasser dar; jedoch ist H20 diejenige flfichtige Phase in Magmen, welche die Beschleunigung und Masseneruptionsrate yon Eruptionss~iulen wesentlich steu- err. Die Bedeutung von H20 in Magmen spiegelt sich auch in der Hfiufigkeit OH-haltiger Mineralphasen wie Amphi- bol oder Glimmer, die in Magmakammern auskristallisieren. Bei plinianischen Eruptionen gelangen grot~e Mengen "Wasserdampf in die Stratosphfire. Zusammen mit den schwefelhaltigen Gasen bilden sie im Laufe yon wenigen Wochen wiit~rige Schwefels~iuretr6pfchen. Es ist schwierig, Wassergehalte in Magmen quantitativ zu bestimmen, insbesondere die in die Stratosphiire injizierten Mengen; in der Literatur fehlen daher genauere Massenbi- lanzen. Die Wassergehalte von Magmen variieren extrem. Stark vereinfacht l~it~t sich sagen, daf~ H20 in hochdifferenzierten Magmen wesentlich besser 16slich ist als in basaltischen. In frischen vulkanischen Glasern ergibt die Differenz der mit der Mikrosonde quantitativ bestimmten Oxide zu 100 einen groben Anhaltspunkt; frische Basalt- glfiser aus der Tiefsee (Mittelozeanische Rficken) zeigen Summen um 99, rhyolithische Glfiser etwa um 95 Gew.-%. Messungen der H-Konzentration in Glfisern (nicht entga- sten Schmelzeinschlfissen, z.B. in Quarzeinsprenglingen aus Rhyolithmagmen) mit der Ionensondentechnik ergaben H20-Gehalte von 5 - 7 Gew.-% (DUNBAR & HERV1G 1992 a, b). Magmen, die entlang von Subduktionszonen eruptie- ten, sind sehr H20-reich und CO2-arm, wie die Analyse yon frischen Gl~isern von gedredschten Proben aus dem Subduktionszonenmilieu und von Schmelzeinschlfissen in Kristallen ergab (z.B. MUENOW et al., 1989). Dieses H20 steigt in den hangenden Mantelteil auf und 16st dort m6gli- cherweise durch Erniedrigung der Schmelzkurve partielles Aufschmelzen aus; H20 und wasserl6sliche Elemente wie K und B werden den neu entstehenden Magmen beige- mengt. Welcher Anteil des magmatischen H20 bei der par- tiellen Aufschmelzung des Ausgangsgesteins entstanden ist und welcher erst in der Magmakammer, etwa durch Diffu- sion oder Wassereinbruch in teilenrleerte und wieder ausge- ffillte Kammern, ist ein akuelles Forschungsthema. Es mehren sich die Anzeichen daffir, dat~ sowohl in basaltischen wie in hochdifferenzierten Magmen ein signifikanter Anteil des H20 erst in krustalen Magmakammern zuge- fiihrt wird (HILDRETH et al., 1984; KYSER & O'NEIL 1984).

5.2 CO 2

CO2 ist die quantitativ bedeutendste magmatische Volati- lenkomponente in den mit Abstand auf der Erde iiberwie- genden basaltischen Magmen. CO 2 ist in basaltischen und insbesondere in h6her differenzierten Magmen schlechter 16slich als andere Gase und kann daher schon bei h6heren Drucken eine freie Gasphase bilden, aufsteigen und in die Atmosph~ire entweichen. Nach Untersuchungen von GER-

LACH ~x~ GRAEBER (1985) und GREENLAND (1984) haben die Basaltmagmen des Kilaueavulkans auf Hawaii, des am besten untersuchten Vulkans der Erde, schon einen grol~en Teil des CO 2 verloren, wenn sie sich in oberflfichennahen Magmakammern sammeln. Bei h6heren Drucken entstan- dene Kristalle enthalten jedoch oft CO2-reiche Fluidein- schlfisse. Die pl6tzliche nichteruptive Gasemission yon CO2-dominierten Gasen stellt in manchen Vulkangebieten eine t6dliche Gefahr dar; in der Umgebung des Lake Nyos in Kamerun starben bei einer COz-Emission aus einem Kratersee 1985 etwa 2 000 Menschen. Die z.B. in den jun- gen Vulkanfeldern der Eifel in grof~en Mengen aus der Erde entweichenden - am Ostufer des Laacher Sees auch als sprudelnde Entgasung sichtbar - und in grot~em Umfang industriell genutzte CO2-Emission ist durch Entgasung von in der Tiefe stagnierenden Magmen zu erklfiren (GIG- GENBACH et al., 1991). Eine volumenm~it~ig signifikante CO2-Entgasung findet am Meeresboden an den mittelozeanischen Riicken start (BOT- TINGA ~ JAVOY, 1989). Die wenigen Gasblasen in den Glasr~indern der in 2 0 0 0 - 3 000 m Wassertiefe eruptierten Basalte enthalten nur CO 2 (MOORE 1979), wfihrend in diesen relativ trockenen Magmen oberhalb etwa 150 m SO 2 und ab etwa 50 m Wassertiefe auch H20 freie Gas- phasen bilden k6nnen (MOORE & SCHILLING 1973). Das in submarinen Vulkanen freiwerdende CO 2 wird jedoch fiberwiegend im Meerwasser wieder gel6st. Die an mittelozeanischen Rficken und fiber Subduktionszo- nen freiwerdenden CO2-Mengen sind zwar etwa gleich (jeweils ca. 1.5 x 1012mol a-l), jedoch entstammen ca. 80 % des in Subduktionszonenvulkanen entweichenden CO2 vermutlich exogenen Quellen, im wesentlichen subduzierten Sedimenten und nicht dem Erdmantel (GERLACH 1991; VAREKAMP et al., 1992). Intraplattenvulkane dagegen k6n- nen in kurzer Zeit sehr grof~e Mengen an CO 2 freisetzen: Die CO2-Emissionen des Kilauea und ~ltna zusammen ent- sprechen etwa 50 % der CO2-Emission am gesamten Sy- stem der mittelozeanischen Rficken (ALLARD et al., 1991; GERLACH 1991). Die CO2-Emissionen h~ingen allerdings stark yon der jeweiligen Aktivit~it eines Vulkans ab. Der ge- schfitzte mittlere atmosphfirische CO2-Eintrag des ~ltna betragt tiiglich etwa 1,03 x 109 mold -1 (1975) - 1987) und variiert je nach Aktivit~it yon 8.5 x 108 bis 3.5 x 109 mol d -1, der des Kilauea 1.1 x 108 m o l d 1 (1956-1983) (AL- LARD et al, 1991). Angesichts der Treibhausproblematik wird leicht fibersehen, daiJ das CO2-Reservoir der Atmosph~ire durch Ge- steinsverwitterung, Ablagerung yon Karbonaten und Sedimentation yon organischem Material innerhatb von 10 000 Jahren aufgebraucht wfire (Atmosph~iren-Ozeansy- sterne, 500 000 Jahre), wenn es nicht st~indig durch vulkanische, diagenetische und metamorphe Entgasung wieder aufgeffillt wfirde. Die Entgasungsraten in diesen beiden geologischen Systemen - Vulkane ca. 3 - 4 x 1012 mol a -1, Gesamtentgasung der Erde ca. 6 - 11 x 1012mol a 1 - sind jedoch sehr viel niedriger als die anthropogene CO2-Pro - duktion durch Verbrennung von fossilen Brennstoffen, Ze- mentproduktion und Gasabflackern (ca. 500 x 1012 a 1) und der in gleicher Gr6t~enordnung liegende anthropogene Beitrag durch Behandlung der Biomasse (z.B. Entwaldung),

3 6 U W S F - Z . Umwel t chem. Oko tox . 5 (1) 1993


45 mal mehr als die terrestrische CO2-Produktion, um das atmosphdrische CO2-Reservoir aufzuffillen. Magmatische CO2-Emissionen haben daher normalerweise ffir die Strah- lungsbilanz keine grof~e Bedeutung, mit der m6glichen kurzfristigen Ausnahme grof~er basaltischer Fluteruptionen an Land. Obwohl die globale vulkanische SO2-Emission (ca. 0.24 x 1012m01 a -1, BERRESHEIM & JESCHKE 1983; GERLACH 1991) nur etwa 5 - 1 0 % der von CO2 ent- spricht, ist der vulkanische SO2-Eintrag in die Atmosphiire ungleich wichtiger.

5.3 SO2

Schwefelverbindungen, vor allem SO2, geh6ren zu den at- mosp~irischen Spurengasen, die wesentlich aus Vulkanen stammen und im VergIeich zu anderen magmatischen Ga- sen direkt ffir die Strahlungsbilanz und indirekt ffir die Luftchemie (03) grof~e Bedeutung haben. SO2 ist das einzi- ge vulkanische Gas, das haiifig mit Fernerkundungsmetho- den (COSPEC) fiber Vulkangebduden oder offenen Schloten quantitativ bestimmt wird. Da S-Konzentrationen mit dem COSPEC auch genauer gemessen werden k6nnen als andere vulkanische Gase, liegen mit Abstand die meisten Daten fiber die Gasemissionen von aktiven Vulkanen ffir S-Gehalte vor. Aus der unterschiedlichen Schwefell6s- lichkeit in verschiedenen Magmen ergibt sich, dat~ signifikante Mengen an S schon aus oberflfichennahen Magmakammern entweichen (CAROLL & RUTHERFORD 1985; GERLACH 1986; METR1CH ~K CLOCCHIATI, 1989). Schwefelgehalte basaltischer bis trachyandesitischer sind wesentlich hfher als die hochdifferenzierter Magmen (WENDLANDT 1982; CAROLL ~x~ RUTHERFORD 1985; AN- DRES et al., 1991). Allerdings sind die Masseneruptionsra- ten basaltischer Magmen normalerweise viel zu niedrig, um Eruptionssfiulen zu erzeugen, die bis in die Stratosphiire

50 M t I I I I I I

aufsteigen kOnnen. Dagegen k6nnen in grof~en explosiven Eruptionen h6her differenzierter Magmen innerhalb kurzer Zeit gewaltige Schwefelmengen freigesetzt und bis in die StratospMre transportiert werden (z.B. Pinatubo, 15. 6. 1991, 3.1 x 108 mol; Hudson-Vulkan 12. 8. 1991, 3.1 x 107 mol) ( ~ Abb. 8, Tabelle, S. 33). Ob die grot~en Schwefelmengen, die in Subduktionszonenvulkanen eruptiert werden, von den partiell mobilisierten Subduktionsge- steinen stammen, ist noch ungekl~irt. Die sehr unterschiedliche S-Konzentration in sonst/ihnlichen Magmen (El Chi- ch6n, Mt. St. Helens) ist vielleicht auf unterschiedliche Schwefelkonzentrationen in den Ausgangsgesteinen oder im Bereich der Magmakammer zurfickzuffihren.

Die dominierenden S-Spezies in vulkanischen Gasen sind SO2 und H2S (GERLACH ~x~ NORDLIE 1975). Die SO2-BiI- dung wird durch hohe Temperaturen und hohe O2-Flug- azitfiten begfinstigt, die von H2S bei niedrigeren Tempera- turen und geringeren Sauerstoff-Flugazitfiten. In Fumarolen sind H2S und $2 nach SO2 die volumetrisch wichtigsten schwefelhaltigen Komponenten. Auch COS und CS2, wichtige Spurengase, treten in Fumarolen im Gleichgewicht mit CO2, H2, CH 4 und CO als akzessorische Komponen- ten auf (GERLACH 1986).

An offenen Schloten k6nnen Gaskonzentrationen genauer gemessen werden als fiber Gesamtvulkanen, da dort vielf/il- tige Reaktionen mit dem Nebengestein auftreten k6nnen (CASADEVALL et al., 1983; GREENLAND et al., 1985; AN- DRES et al., 1991, 1992). Man muf~ zun/ichst die Dynamik und Herkunft der SO2-Mengen ffir jeden Vulkan indivi- duell untersuchen, bevor generelle Aussagen fiber magmatische Schwefelbilanzen oder Eruptionsvorhersagen aufgrund zunehmender SO2-Emissionsraten gemacht werden k6n- nen. Die Nettoemission h~ngt yon der Eruptionsh~iufigkeit und -intensit~it ab. Gewaltige Mengen an SO 2 (= 6.2 x

I I I I ! I

10 M t

0~ 1 M t

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tsKt Z '79

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I1t flt 11 tt II I I I I

' 8 0 '81 ' 8 2 ' 8 3 ' 8 4 ' 8 5

Jahr

Abb. 8: SO2-Emissionen vulkanischer Eruptionen seit 1979 bestimmt Nach KRUEGER (unverfffentlicht)

t II I I I

' 8 6 ' 8 7 ' 8 8 ' 8 9 ' 9 0

1 Ht

I ' 9 1

mit dem Total Ozone Mapping Spectrometer (TOMS).


V u l k a n i s m u s u n d K l i m a B e i t r a g s s e r i e n

107 m o l d -1, gemittelt f~r den Zeitraum von 1975 bis 1987, etwa 10 % des gesch~itzten globalen vulkanischen Schwefelausstof~es = 2.9 x 10 TM mol a -1) entweichen z.B. am )kma/Sizilien (AL~RD et al., 1991). Der mittlere SO2- Ausstof~ der Kilauea-Eruptionen voh 1956 bis 1984 liegt in gleicher Gr6f~enordnung von 3 x 106 bis > 1.55 x 10 s mold -1. In Guatemala z.B., einem Land mit vlelen t~itigen Vulkanen mit stfindiger Dombildung, entweichen 1.25 x 106 m o l d -1 aus nicht eruptierten Magmak6rpern, m6gli- cherweise bedingt durch variable Konvektion in einem unterlagernden Magma (ANDRES et al., 1992). Fuego, ein im Augenblick ruhender Basaltvulkan, emittiert 2.6 x 106 mol d -1, vermutlich aus einem kristallisierenden oberfl~ichennahen Magmak6rper. Der kontinuierlich strombolianisch er- uptierende Pacaya-Vulkan emittiert durchschnittlich 4 x 106 m o l d -1, fast ausschliefllich wiihrend der Mufigen Er- uptionsphasen. Prd-eruptive Schwefelgehalte historischer Eruptionen k6nnen in erster N~iherung dutch Analyse von Glaseinschl/issen in Phfinokristallen mit der Elektronenmi- krosonde bestimmt werden (--' Abb. 6, S. 34), (DEVINE et al., 1984; SIGURDSSON et al., 1985; METRICH & CLOG- CHIATTI 1989; PAI.AIS & SIGURDSSON 1989), eine Methode, die auch f/ir AbscMtzungen des Schwefelausstot~es bei der 11 000 Jahre alten Laacher-See-Eruption angewendet wurde (ScHMINCKE et al., 1990; BOCAARD et al., 1990). Etwa 5 0 - 90 % des Schwefelgehaltes eines eruptierten Magmas werden bei einer Eruption als Gas freigesetzt. Die bei E'ruptionen per Satellit oder mittels COSPEC gemessenen SO2-Mengen, gasanalytisch direkt bestimmten und an Glasern und Schmelzeinschlfissen gemessenen Schwefelkonzentrationen weisen Mufig gravierende Dis- krepanzen auf. So zeigen beispielsweise die basaltischen Andesitvulkane Lascar und Lonquimay in Chile jeweils 150- und 65fach h6here Schwefelentgasungsraten, als die Analyse ihrer Glaser und Glaseinschlfisse erwarten l~if~t (ANDRES et al., 1991). Nur etwa 10 % der emittierten SO2-Mengen der Eruption des E1 Chich6n im Jahre 1982 und des Nevado del Ruiz in 1985 lassen sich durch Entga- sung des eruptierten Magmas erkl~iren (LUHR et al., 1984; SIGURDSSON et al., 1990). Auch bei der Eruption des Pina- tubo war die Diskrepanz zwischen emittierten SO2-Men- gen und der maximal im Magma 16slichen sehr grof~ (BA- KER & RUTHERFORD 1992; McKIBBEN et al., 1992). In den Aschen und Lapillipartikeln der E1 Chich6n-Dazite und Pinatubo-Dazite/Andesite wurden Anhydritph~inokri- stalle gefunden, durch deren Zerfall w~ihrend der Eruption vielleicht grofle Mengen von Schwefel als SO2 freigesetzt wurden, eine M6glichkeit, um den gewaltigen Oberschuf~ zu erkliiren. Einschliisse von Fluiden in Anhydriten vom Pi- natubo haben gezeigt, daf~ ein Teil dieser Kristalle hydrothermal vor der Eruption gewachsen sind. M6glicherweise trifft diese Erklfirung auch auf die Anhydritkristalle der E1 Chich6n-Eruption zu. Eine weitere M6glichkeit der Anreicherungsmechanismen fiir SO 2 in der Eruptionssfiule ist die Entgasung nichterup- tierter Magmen, denn bei explosiven Eruptionen werden Mufig vermutlich nicht mehr als ca. 10 % des Magmas in einer Magmakammer eruptiert. Auch die Intrusion schwe- felreicher Basaltmagmen in nichtbasaltische, schwefelarme Magmen kann die Anreicherung von Schwefel in der Gas-

fraktion verst~irken. Es ist seit lfingerem bekannt, daft vor Eruptionen h6her differenzierter Magmen heit~ere basaltische Magmen in die Schmelzreservoire injiziert werden, aber nicht oder nur zum kleinen Teil eruptieren, jedoch m6glicherweise einen Tell ihres Schwefelgehaltes an die hangenden Magmen abgeben. M6glicherweise k6nnen Vo- latile wie SO2 und Wasserstoffhalogenide durch CO2- und H20-Blasen aus dem nichteruptierten Magmavolumen herausgel6st werden.

5.4 Halogene

Die wichtigsten Halogentrfiger bei vulkanischen Entga- sungsprozessen sind Wasserstoffhalogenide wie HC1 und HBr. Hochdifferenzierte alkalische Magmen zeigen die h6chsten Halogengehalte, jedoch sind die vorliegenden Da- ten dfi~ftig. Erste Massenbilanzierungen von Halogenemis- sionen bei Gro,qeruptionen anhand der Zusammensetzung von Gl~isern und Schmelzeinschl/issen von Phfinokristallen ergaben HC1-Emissionen zwischen 1Gg bis 1TG (2.74 x 107bis 2.74 x 10 l° mol), (mittelozeanische Rfickenbasalte und Alkalibasalte, Island) und 1Tg bis 100Tg (2.74 x 101° bis 2.74 x 1012mol) in Andesiten, Daziten bis Rhyolithen (DEVINE et al., 1984; PALAIS & SIGURDSSON 1989). Wegen ihrer relativ guten L6slichkeit werden meist nur ca. 2 0 - 50 % der Halogenmengen eines Magmas bei einer Erup- tion als Gas freigesetzt. In plinianischen Eruptionen k6n- nen bis ca. 5 Mt HC1 gef6rdert werden, jedoch wird m6glicherweise der gr6flte Teil an Tephrapartikeln adsorbiert (OSKARSSON 1980) oder duch unterkiihltes Wasser und Eis aus der Eruptionss~iule entfernt, bevor die Haloge- ne die Stratosphare erreichen (TABAZADEH & TURCO 1992). Auch F ist m6glicherweise an Aschenpartikeln adsorbiert und wird damit relativ frfih ausgewaschen. Halogenradikale, die sich in der StratospMre durch Photo- lyse bilden, k6nnen nach unterschiedlichen Reaktionen ka- talyisch Ozon abbauen (CRUTZEN 1989). Da die vulkano- gene Zerst6rung relativ kleiner Ozonfraktionen in 1 5 - 20 km H6he ffir die Effektivtfit der UV-Absorption quantitativ weitaus wirksamer ist als die gr6f~erer Ozonfraktionen in gr6flerer H6he, spielt wahrscheinlich die H6he der Erup- tionss~iule nur eine untergeordnete Rolle, sofern nur die StratospMre erreicht wird. Die Reduktion der Ozonkonzentration durch den Eintrag von vulkanischen Aerosolen wurde zum erstenmal nach der Eruption des Agung-Vulkans im Jahre 1963 nachgewiesen (GRANT et al., 1992). Die HzSOa-Aerosole wandeln w/ihrend heterogener Reaktionen NOx (z.B. N2Os) in Salpeter- s~iure (HNO3) und inaktive Chlor-Reservoire der Stratosphfire (CIONO2, HC1) in reaktives Chor (CI, CIO) urn, das die Ozonschicht stark angreift (BRESSEUR 1990, 1992). Messungen der Ozonkonzentrationen in der Strato- sph/ire zwischen September 1991 und Friihjahr 1992 nach den Ausbriichen der Vulkane Pinatubo und Hudson zeigen eine deutliche Abnahme der Ozonkonzentration bis zu 1 5 - 20 % in unterschiedlichen H6hen (z.B. HOFMANN et al., 1992).

3 8 UWSF-Z. Umweltchem. Okotox. 5 (1) 1993


6 Vulkanismus-Klima-Beziehung

Bis zur Eruption des E1 Chich6n im April 1982 herrschte die Auffassung vor, vulkanische Aerosole, deren Existenz und mfgliche klimatische Auswirkungen im Prinzip seit fiber 100 Jahren bekannt war und die nach grof~en Vulkan- ausbrfichen farbintensive D/immerungserscheinungen am Himmel hervorrufen, bestfinden hauptsfichlich aus vulkanischen Aschenpartikeln (Bimse, d.h. porfse vulkanische Gl~iser) oder ihre Bruchstficke (Glasscherben), Mineralein- sprenglinge und Nebengesteinsbruchstficke). Seit der Erup- tion des Mt. St. Helens am 18. 5. 1980 mehrten sich die Hinweise darauf, dat~ silikatische Aschepartikel, die bis in die Stratosph/ire aufgestiegen sind, verh/iltnismfif~ig rasch wieder ausfallen (CAREY & SIGURDSSON 1982). Die Unter- suchung der nach den Eruptionen des Agung-Vulkans im Jahre 1963 und des E1 Chichfn (1982) (CASTLEMAN et al., 1974; TURCO et al., 1982; HOFMANN & ROSEN 1983; SNETSINGER et al., 1987; MICHELANGELI et al., 1989) gebil- deten Aerosole ergab, dat~ der grff~te Anteil vulkanischer stratosph~irischer Aerosole aus submikroskopischen Trfpf- chen wfif~riger Schwefelsfiure (H2SO4) besteht, die sich dutch photochemische Oxidation und Reduktion von SO 2 und H20 bilden. Der Gehalt vulkanischer Aerosole in der Atmosphere steigt nach gr6fleren explosiven Eruptionen auf Werte an, die um mehr als ein bis zwei Gr6f~enordnun- gen fiber dem ,,Normal"-Zustand liegen (BRASSEUR 1992). Je nach geographischer Lage eines Vulkans und je nach Jah- reszeit werden die vulkanischen Aerosole yon den her- rschenden Windsystemen verfrachtet, bleiben oft als zusammenhfingende Schleier noch einige Zeit zusammen und sammeln sich im allgemeinen 1 - 2 Jahre nach einer Eruption fiber beiden Polgebieten (LABITZKE 1988).

Die erh6hten vulkanischen Aerosolkonzentrationen in der Stratosphiire ffihren zu einer Erwfirmung der Stratosphfire, wie nach den Ausbrfichen des Agung (Mfirz 1963) und des E1 Chich6n (Mfirz-April 1982), (LABITZKE et al., 1983; GELMANN 1992; SIMARSKI 1992). Die nachfolgende Abkfih- lung der bodennahen Luftschichten ist ausffihrlich von SCH()NWIESE (1992) diskutiert worden. Die besten Korrela- tionen mit den Temperaturwerten ergeben sich bei den Sfiu- regehalten von Eisbohrkernen von Grfnland, die sich jeweils 1 - 3 Jahre nach einem Vulkanausbruch erhfhen (HAMMER et al., 1980). Klimatische Temperatur~inderun- gen wurden auch anhand von Wachstumsringen von B~iu- men, jahreszeitlichen Seeablagerungen (Warven) und Korallenwachstum erfaf~t (SIMARSKI 1992).

Wir kfnnen also heute davon ausgehen, dat~ grof~e pliniani- sche SO2-reiche, bis in die Stratosph~ire reichende Eruptio- nen Temperaturen regional um mehrere Zehntel °C erniedrigen kfnnen, ca. 0 . 2 - 0 . 3 °C global und bis zu 0.5 °C regional. Nach wie vor unsicher ist jedoch, welche klimatischen Auswirkungen direkt auf vulkanisch bedingte Temperaturerniedrigungen zurfickgeffihrt werden kfnnen. Daf~ Vulkaneruptionen auch dadurch massiv in das Klima eingreifen, dat~ sie z.B. Eiszeiten auslfsen oder globale Bio- katastrophen bewirken kfnnen, ist h~iufig behauptet worden. Diese Hypothesen bewegen sich jedoch im Grenz- bereich zwischen serifser Wissenschaft und wenig begrfin- deten Spekulationen. Der Eintrag von klimarelevanten Ga-

sen in die Troposphfire bei langanhaltenden basaltischen Eruptionen, die sich fiber mehrere Monate oder Jahre er- strecken, hat das Interesse von Wissenschaftlern geweckt, seit Benjamin FRANKLIN, seinerzeit amerikanischer Gesand- ter in Paris, 1776 die Entstehung und Auswirkungen des sog. ,,blauen Nebels" auf eine Vulkaneruption zurfickffihr- te. Wie wir heute wissen, waren es die basaltische Laki- Spalteneruption in Island, mit 12 km 3 die grff~te basaltische Eruption in historischer Zeit und die im gleichen Jahr erfolgte Eruption des Asama-Vulkans in Japan, welche diese atmosph~irische Stfrung hervorgerufen hatten. Einzelne Flutbasaltlavastrfme, z.B. auf deN gut untersuchten Co- lumbia River-Basaltfeld, haben Vulumina v o n > 1 000 km 3 und bedeckten Flfichen von > 10 000 km 2. Die be- kannteste globale Faunenkatastrophe in der Erdgeschichte an der Wende Kreide/Terti~ir vor ca. 65 Millionen Jahren wird yon manchen Wissenschafttern auf die ungeheuer schnelle Eruption der Dekkanflutbasalte zurfickgeffihrt. Extreme Mengen an CO 2 mit etwa 6 bis 20 • 1021 Molen wurden m6glicherweise wfihrend der Eruption der Dekkan- basalte freigesetzt und ffihrten nach Meinung von RAMPINO (1991) und CALDEmA & RAMPINO (1991) zu einer globalen Erwfirmung um etwa 1 °C und nach Berechnungen von McLEAN (1988) zu einer destabilisierten Atmosph~ire, m6glicherweise Ursache ffir das Faunensterben. Die erst durch moderne Fernerkundungsmethoden mfglich gewordene Erkenntnis, daf~ es weniger die Aschenpartike! sind als magmatische Gase, die in der Stratosph/ire wirk- sam werden, hat der Diskussion um die globalen klimatischen Auswirkungen von Vulkaneruptionen eine neue Dimension gegeben, viele neue Fragen aufgeworfen und gleichzeitig die Rekonstruktion der Einwirkung grof~er pr~- historischer Eruptionen auf die Atmosph~ire sehr er- schwert, da es wesentlich leichter ist, die Lava-/Tephra- massen einer frfiheren Eruption zu bestimmen als die emittierten Gasmassen.

7 Ausblick

Es ergibt sich aus den hier skizzierten Zusammenhfingen, daf~ der Einfluf~ von Vulkaneruptionen auf Luftchemie und Strahlungs- und Energiehaushalt der Atmosphiire ein inter- disziplinfires Forschungsthema par excellence darstellt. Die anstehenden Fragen lassen sich allerdings nur fiber eine Doppelstrategie 16sen, Nit der sowohl gegenwdrtig ablau- fende Prozesse, wie auch die Auswirkungen von Groflerup- tionen in der geologischen Vergangenheit analysiert und die Forschungsergebnisse miteinander verglichen werden. Dar- fiber hinaus ist eine Klfirung der zentralen Fragen nur fiber einen dezidiert multidisziplindren Forschungsansatz erfolg- versprechend, bei dem Vulkanologen, Petrologen, Gasche- miker, Meteorologen, Klimatologen und Luftchemiker zusammenarbeiten. Zwei Problemkreise seien herausge- griffen:

7.1 Gas- und Partikeltransport und Fraktionierungsme- chanismen vom Fragmentierungsniveau eines Mag- mas im Schlot bis zur Stratosph~ire

Um den Eintrag der Gase in die Stratosph~ire absch/itzen zu



k6nnen, mfissen die Fraktionierungs- und Kontaminierungs- prozesse und -betr~ige zwischen dem Magmakammerni- veau, der Erdoberfl~iche, dem Gasschub- und Konvektions- teil der Eruptionss~iulen und der Tropopause, die noch weitgehend unbekannt sind, systematisch untersucht werden. Die Prozesse des Gastransportes in Eruptionssfiulen sind fast unerforscht. Welcher Anteil der magmatischen Halogene wird z.B. an Aschenpartikeln in einer Eruptions- s~iule adsorbiert und vor dem Erreichen der Stratosph~ire wieder ausgewaschen? Wie lange dauert die Entgasung von Tephrapartikeln in der Eruptionss~iule? Wie hoch ist der Anteil an Silikatpartikeln in den z.B. mit TOMS (4 Abb. 8, S. 37) gemessenen stratosph~irischen Aerosolwolken?

7.2 Pr~i-industrielle Grofleruptionen

Globale Ereignisse und ihre Auswirkungen lassen sich h~iufig deutlicher in geologischen Schichten, Eisdecken oder Baumringen nachweisen als solche, die in der Gegenwart ablaufen. Auch liift sich nicht vorhersagen, ob sich grofe Ereignisse, wie etwa die Eruption des Tambora, Baitushan oder Pinatubo in der unmittelbaren Zukunft wieder ereig- nen werden oder nicht. Dat~ vulkanische Groferuptionen prinzipiell das Klima beeinflussen und daft dieser Einfluf heute schon regional vorhergesagt werden kann, wird an anderer Stelle diskutiert (SCHONWIESE 1992; GRAF & SCHULT 1992). Auch f/Jr die Vergangenheit ist das paliio- klimatologische Inventar in einzelnen Parametern ansatzweise bekannt, auch wenn das Verst~indnis der komplexen Systeme und die Verzahnung von Naturereignissen und ge- sellschaftlichen Auswirkungen ein sehr schwieriges For- schungsthema darstellt. Line Kl~irung der klimatischen Auswirkungen von vorindustriellen Vulkaneruptionen ist auch deshalb notwendig, um das natiirliche Vulkansignal deutlicher vonder anthropogenen Oberlagerung zu tren- nen. V611ig ungekl~irt und auch methodisch nicht einmal ansatzweise gel6st ist das Problem, wie sich signifikante Beeintr~ichtigungen der Ozonschicht in der Vergangenheit nachweisen lassen, wo selbst in der Gegenwart die Auswir- kungen im Detail nicht gekl~irt sind. Wenn die hier skizzierten Prozesse und Wirkungsweisen besser bekannt sind, werden auch die globalen Auswirkungen von exzeptionel- len Groferuptionen nach strengeren Kriterien beurteilt werden k6nnen.

Danksagung

T. HANSTEEN und P. SACHS m6chte ich fOr zahlreiche Diskussionen und die Hilfe bei der Literaturrecherche, S. HORN und P. v.d. BO- GAARD bei der Reinzeichnung einiger Abbildungen herzlich danken.

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9 Farbtafeln

Lavafont~inen-, Lavasee-, Lavastrom-Tiitigkeiten

ii iii%ij+

1 a l b

1 G

Abb. 1 a:

Abb. 1 b:

Abb. 1 c:

Abb. 1 d:

l d

Etwa 150 m hohe basaltische Lavafontfine fiber dem Mauna Ulu auf der Ostflanke des Kilauea-Vulkans (Hawaii) am 30. 12. 1969. Entfernung etwa 1 kin. Die Lava ist etwa 1 200 °C heifL Die Lavamassen fliet~en fiber eine Breite von ca. 1 km in den 80 m tiefen Aloi Pit-Krater an der Ostflanke des Kilauea-Vulkans. (Foto H.~U. SCHMINCKE)

Lavastrom beim Kontakt mit Meerwasser an der Ostflanke des Kilauea-Vulkans. Meerwasser ist in ein Loch eines fiberkrusteten aktiven Lavatunnels in der Brandungszone geschwappt und in dem Hoh l raum verdampft. Durch den so ents tandenen Oberdruck unter dem Dach des Lavatunnels ist die darin fliet~ende flfissige Lava zerspratzt. (Foto: U.S. Geological Survey)

Langsam aufsteigende Lava in einem etwa 50 m breiten Lavasee. Die Lava wird durch sich ausdehnende Gase, insbesondere H 2 0 , zu geringerem Tell SO2, zerspratzt. CO 2 ist schon fast quantitativ wfihrend des Aufenthalts des M a g m a s in der Magmakammer aus dem Magma entwichen. (Foto: H.-U. SCHMINCKE)

Entweichende Gase fiber der stehenden Lavas/iule in einem etwa 4 m breiten Spalt am Schlackenkegel des Mauna Ulu an der Ostflanke des Kilauea-Vulkans, Hawaii. (Foto: H.-U. SCHMINCKE)



, : . . . . . . . . , , ; : : Pahoehoe-Laven

2 a 2 b

Abb. 2 a : Pahoehoe-Lavastrom in der N~ihe des seit Mitte der 80er Jahre entstandenen neuen Schlackenkegels Puu Oo an der ~iufleren Ostflanke des Kilauea-Vulkans. Diese Eruptionsphase dauert auch heute noch an. Die Lavamassen haben in den vergangenen Jahren das Royal Garden-Siedlungsgebiet und das berfihmte alte Doff Kalapana Black Sand Beach fiberflutet. (Foto: H.-U. SCHMtNCKE)

Abb. 2 b: Lavastr6me des bis etwa 1974 t~itigen Mauna Ulu-Vulkans an der Ostflanke des Kilauea-Vulkans sind fiber die etwa 100 m hohe Steil- flanke der Hilina Pali-Verwerfung geflossen, meist als dfinnflfissige silbrig-gl~inzende Pahoehoe-Laven. Bei st~rkeren Scherraten fiber dem steilen Abhang sind die Lavastr6me beim Flief~en verklumpt und bilden brekzi6se dunkle Aa-Laven. (Foto: H.-U. SCHMINCKE

Entgasung

3 a 3 b

Abb. 3 a: Ruhige Entgasung des Mt. Mayon-Vulkans auf den Philippinen, einer der sch6nsten Vulkane der Erde, bei dessen h~iufiger T~itigkeit (die letzte am 02.02. 1993) vor allem Glutlawinen und Lahars (Schutt- und Scblammstr6me) entstehen. (Foto: H.-U. SCHMINCKE)

Abb. 3 b: Fumarolent~itigkeit mit Schwefelablagerungen am Rand des Vulkans Vulcano auf den Liparischen Inseln. Im Hintergrund Filicudi, Ali- cudi und Lipari. (Foto: H.-U. SCHMINCKE)

Ablagerungen

4 a 4 b

Abb. 4 a: Die Glutlawinenablagerungen (Ignimbrite) des Komagatake-Vulkans, der 1929 irn Siidosten der Insel Hokkaido im Norden Japans eruptierte, gehfren zu den ersten Ablagerungen dieser Art, die wissenschaftlich genauer untersucht wurden. Beim Bodentransport wurden die heit~en Bims!apilli gerundet, w/ihrend die sehr feinen Aschen beim Flie~en yon den aufsteigenden Gasen in ,sekund/iren" Eruptions- s/iulen in die Atmosph/ire transportiert wurden. (Foto: H.-U. SCHMINCKE)

Abb. 4 b: Birns-Fallout- und Base Surge-Ablagerungen der ca. 11 000 Jahre alten Eruption des Laacher See-Vulkans in der Eifel. Die dunklen fein- kfrnigen Aschenlagen in der Mitre sind die seitlichen Aquivalente der in den T/ilern geflossenen Glutlawinen. Das bei der Eruption aus- geworfene Magmavolumen (fiber 5 km 3) /ihnelt dem der Eruption des Pinatubo-Vulkans im Juni 1991 (ca. 7 kin3). (Foto H.-U. SCHMINCKE)

UWSF-Z. Umwekchem. Okotox. 5 (1) 1993 43


Eruptionss/iulen

Abb. 5 a: Zeichnung einer klassischen Eruptionssiiule fiber dem Vesuv mit dem unteren Beschleunigungsteil, dem konvektiven Oberteil, der cha- rakteristischen elektrischen Entladung (Blitze) und der pinienartigen Ausbreitung der Eruptionss~iule. (Aus G. B. SCROI'E: Considera- tions on Volcanoes. London 1825. Deutsche Obersetzung 1872)

Abb. 5 b: ,Doppeldecker" Eruptionssfiule des Redoubt-Vulkans vom 21. April 1990. Diese spektakulfire Eruptionss~iule entstand nicht fiber dem Schlot, sondern in etwa 4 km Entfernung durch Gase und mitgerissene feinste Aschenpartikel fiber den heigen Glutlawinen, die sich am Furl des Vulkans ausgebreitet hatten. Der Redoubt-Vulkan ist 3 108 m hoch. Der obere Schirm hat sich in 12 km H6he an der Gren- ze Troposph~ire-Stratosph~ire ausgebreitet, der untere in 5 km in der Troposph~ire. (Foto: J. KIENLE)

44 u w s F - z . Umweltchem. Okotox. 5 (1) 1993

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Transfer von festen, flüssigen und gasförmigen Stoffen aus Vulkanen in die Atmosphäre