Große Vulkanereignisse im Holozän. Erfassung, Datierung, Beispiele und Auswirkungen

Inhaltsverzeichnis

Zusammenfassung

1 Grundlagen der Vulkaneruptionen
1.1 Pyroklastisches Gestein
1.2 Eruptionscharakteristik
1.2.1 Effusive Eruptionen:
1.2.2 Explosive Eruptionen:
1.3 Klassifizierung von Vulkaneruptionen
1.3.1 Hawaiianische Eruption (VEI 0-1)
1.3.2 Strombolianische Eruption (VEI 1-2)
1.3.3 Vulcanianische Eruption (VEI 3-4)
1.3.4 Peleanische Eruption (VEI 4-5)
1.3.5 Plinianische Eruption (VEI 5-8)

2 Klimatische Folgen großer Eruptionen

3 Erfassung und Datierung von Vulkanausbrüchen
3.1 Tephrochronologie
3.2 Eisbohrkerne
3.2.1 Grönländische Eisbohrkerne
3.2.2 Antarktische Eisbohrkerne
3.2.3 Belege einer Eruption um 1257
3.3 Dendroklimatologie

4 Ausgewählte Eruptionen im Holozän
4.1 Mt. Mazama - Crater Lake
4.2 Kurilensee-Vulkan
4.3 Santorin - Thera
4.3.1 Die Insel Santorin oder Thera
4.3.2 Der Ablauf der Minoischen Eruption
4.3.3 Datierung der Minoischen Eruption
4.3.4 Die Folgen der Minoischen Eruption
4.4 Vesuv
4.4.1 Die Pompeji-Eruption 79 n.Chr.
4.5 Tambora
4.5.1 Die Eruption von 1815
4.5.2 Die Folgen der Eruption
4.6 Krakatau
4.6.1 Die Eruption von 1883
4.7 Mount St. Helens
4.8 Die Eruption von 1980
4.9 Nevado del Ruiz
4.9.1 Die Eruption von 1985
4.10 Pinatubo
4.10.1 Die Eruption von 1991

5 Literaturverzeichnis

6 Abbildungsverzeichnis

Zusammenfassung

Die vorliegende Arbeit gibt einen Überblick über die großen Vulkanereignisse im Holozän.

Im Kapitel 1 wird einführend kurz auf die Eruptionscharakteristik und die Klassifizierung von Vulkanereignissen eingegangen, um deutlich zu machen, was explosive Vulkaneruptionen mit globalen Folgen von kleineren Eruptionen unterscheidet.

Im Kapitel 2 wird der Effekt der Klimaabkühlung zufolge troposphärischer Aerosole behandelt. Dieser Aspekt ist wesentlich, da es sich hierbei um eine globale mehrjährige Folgeerscheinung der Eruption handelt.

In Kapitel 3 werden Belege für große Vulkanereignisse genauer erklärt. Noch Jahrtausende nach dem Ausbruch können Aerosole in Klimaarchiven wie polaren Eisbohrkernen und marinen bzw. lakustrinen Sedimenten und die klimatischen Auswirkungen im Jahrringbild von Bäumen nachgewiesen werden. Auf die Datierung von Vulkaneruptionen anhand solcher Archive wird hier genauer eingegangen. Dabei werden aktuelle Forschungsergebnisse des westantarktischen „WAIS-Divide-Ice-Core“ mit einbezogen.

Im Kapitel 4 werden einige ausgewählte bedeutsame Vulkanereignisse im Holozän beschrieben. Neben den größten und heftigsten Eruptionen enthält diese Auswahl solche mit katastrophalen und globalen Auswirkungen und Beispiele für die Vielfältigkeit katastrophaler Folgeerscheinungen wie Tsunamis, vulkanische Fallablagerungen, und Lahare. Außerdem werden jüngere Ereignisse aufgegriffen, die wissenschaftlich besonders gut beobachtet, dokumentiert und analysiert wurden.

1 Grundlagen der Vulkaneruptionen

1.1 Pyroklastisches Gestein

Das Gestein, aus dem Vulkane bestehen nennt man auch klastisches Gestein. Dazu zählen intrusiv, also unter der Oberfläche erstarrtes Magma und Effusivgesteine. Zu den effusiven Gesteinstypen gehören neben der Lava auch vulkanisches Lockermaterial, sogenanntes Tephra.

Flüssige Lava fließt in sogenannten Lavaströmen talwärts. Die Pahoehoe-Lava weist eine geringe Viskosität und bildet Tafelartige Ablagerungen wie beispielsweise die Basaltsäulen. Nach dem Erstarren entsteht eine glatte bis wulstige Oberfläche. Aa-Lava (Brockenlava) dagegen enthält schlackenartige Brocken und fließt langsamer als die Pahoehoe-Lava. Blocklava besteht aus sehr zähflüssiger, stark mit Blöcken durchsetzter Lava. Sie formt die vulkanischen Dome. (Schmincke, 2004 S. 127-132)

Vulkanisches Lockermaterial, das bei der Landung bereits fest oder halbfest ist, wird als Tephra bezeichnet. Tephra wird nach Korngrößen eingeteilt. Material mit einer Korngröße unter 2 mm wird als Vulkanasche bezeichnet. Vulkanasche ist allerdings kein Verbrennungsprodukt, sonder besteht aus Vulkansteinfragmenten (Mineralien und Glas). Feinste Aschepartikel werden als Vulkanstaub bezeichnet. Partikel mit einer Größe von 2 – 64 mm werden Lapilli genannt. Noch größere Gesteinsbrocken werden als Blöcke oder Bomben bezeichnet. Blöcke entstehen durch absprengen von bereits erstarrtem Gestein. Bomben dagegen sind plastisch verformbare Lavafetzen. Gröberes Material wird durch die Luft geschleudert und fällt dann in der Umgebung des Kraters wieder zu Boden. Feineres Material dagegen wird in Form einer Asche- und Gaswolke hoch in die Atmosphäre geschleudert, wo es nach dem Aussedimentieren als sogenannter Fallout oder Aschefall auch vom Himmel fällt. Tephra kann sich aufgrund von chemischen Reaktionen nach der Ablagerung verfestigen und Tuffgestein bilden.

1.2 Eruptionscharakteristik

Vulkane können prinzipiell hinsichtlich des Eruptionsmaterials in die beiden übergeordneten Kategorien effusiv und explosiv eingeteilt werden. Der Grund für die Eruptionscharakteristik liegt vorwiegend bei den folgenden vier Faktoren:

Zähflüssigkeit des Magmas

Menge an im Magma gelösten Gase

Zeitlicher Verlauf der Druckentlastung

Menge an erhitztem Grundwasser

(Decker, et al., 1997 S. 52)

1.2.1 Effusive Eruptionen:

Bei effusiven Ausbrüchen tritt flüssige oder halbflüssige Lava fließend oder als Fontänen an die Oberfläche. Das Magma, beispielsweise Basal- und Andesitmagma weist einen geringen Anteil an Kieselerde auf, was ihr eine geringere Viskosität (in etwas vergleichbar mit der von Honig) verleiht. Daher entlädt sich das Magma bereits bei geringerem Druck. Das Magma enthält etwa 0,5 % - 1,0 % (nach Gewicht) Gase. Diese entweichen zum Großteil bereits bevor das Magma die Oberfläche erreicht. Bei dieser Art von Eruption spielt Grundwasser eine untergeordnete Rolle (Decker, et al., 1997 S. 49). Die Eruptionen treten häufiger, dafür aber weniger heftig auf. Sie formen flache Schildvulkane. (Decker, et al., 1997 S. 93)

1.2.2 Explosive Eruptionen:

Explosiven Eruptionen kommt hinsichtlich der Heftigkeit der Ereignisse und des Volumens des von Vulkanen geförderten Materials eine größere Bedeutung zu als den effusiven Eruptionen. Das in der Erdgeschichte eruptierte Material stammt zu mehr als 90 % aus explosiven Eruptionen. Derartige Ereignisse treten seltener, dafür aber sehr viel extremer auf. Derartige Eruption können großflächige Folgen nach sich ziehen. (Schmincke, 2004 S. 50f)

In diesen Fällen weist das Magma (Dazit, Rhyholit) einen höheren Gehalt an Kieselerde und eine damit verbundene geringere Viskosität auf. Sehr zähes Magma verhält sich eher wie ein plastischer Stoff und besitzt Haltespannungen (Thixotropie), die erst überwunden werden muss, bevor er zu fließen beginnt. Daher baut sich vor der Eruption ein höherer Druck auf. Der Anteil an gelösten Gasen kann bis zu 6 % erreichen. Aufgrund des höheren Gasanteils, der höheren Viskosität und der abrupten Druckentlastung können die Gase nicht auskochen sondern zerreißen das Magma in Fragmente. Überhitztes Grund- bzw. Meerwasser kann zudem den Druck erhöhen und zu Dampfexplosionen führen. Bei der Eruption schießt eine Mischung aus Lavafetzen, vulkanische Asche, Gase und größeren Gesteinspartikeln aus dem Schlot in die Höhe. (Decker, et al., 1997 S. 47 f)

Die Stärke von Vulkaneruptionen wird mit dem Vulkanischen Explosivitäts-Index (VEI) auf einer Skala von 0 bis 8 angegeben.

1.3 Klassifizierung von Vulkaneruptionen

In der Vulkanologie hat sich die quantitative Klassifizierung nach Mercalli durchgesetzt. Dabei werden die Eruptionen aufsteigend nach ihrer Heftigkeit in die Attribute hawaiianisch, strombolianisch, peleanisch oder subplinianisch, plinianisch und ultraplinianisch klassifiziert. (Schmincke, 1986)

1.3.1 Hawaiianische Eruption (VEI 0-1)

Hierbei handelt es sich um eine effusive Eruptionsform, bei der sehr dünnflüssiges, basaltisches Lava in bis zu 500 m hohen Lavafontänen austritt. Durch die Druckentlastung bilden sich in Magma bereits während des Aufsteigens größer werdende Gasblasen, wodurch die Viskosität noch stärker verringert wird. Die Eruptionen treten regelmäßig auf und formen beispielsweise die für Hawaii typischen Schildvulkane. (Schmincke, 2004 S. 162)

1.3.2 Strombolianische Eruption (VEI 1-2)

Die Bezeichnung bezieht sich auf den Vulkan Stromboli, (äolische Inseln) und steht für Eruptionen, die mit diesem Vulkan vergleichbar sind. Der Vulkan wirft regelmäßig in Abständen von 10 bis 20 Minuten Lavafetzen aus mehreren Öffnungen aus. Die Eruptionshöhe beschränkt sich auf wenige hundert Meter. Dabei wird nur wenig Asche und kleine Gesteinspartikel produziert. (Schmincke, 2004 S. 161)

1.3.3 Vulcanianische Eruption (VEI 3-4)

Diese Eruptionsart ist nach dem Vulkan Vulcano (äolische Inseln) benannt. Bei den Eruptionen, die bis zu einigen Stunden andauern können, kommt es zu kurzen, kanonenschussartigen Explosionen. Das Magma hat hierbei eine höhere Viskosität als bei den beiden vorher beschriebenen Typen. Die Stärke der Eruption liegt im Schnitt zwischen einer strombolianischen und einer plinianischen Eruption. Die Partikel werden bis zu 15 km hoch ausgeschleudert. (Szeglat, et al., 2010 S. 27)

1.3.4 Peleanische Eruption (VEI 4-5)

Bei dieser Eruptionsart, die nach dem Vulkan Pelée (Martinique) benannt ist, können sich aufgrund der höheren Viskosität Pfropfen im Schlot bilden. Es bilden sich Gaskissen, auf dem pyroklastische Ströme, Glutwolken und Glutlawinen zu Tal gehen. Die Eruptionswolken steigen bis zu 25 km Höhe auf. (Szeglat, et al., 2010 S. 27)

1.3.5 Plinianische Eruption (VEI 5-8)

Diese Ausbruchsart wurde nach Plinius dem Jüngeren, dem Verfasser der ersten Beschreibung der Vesuv-Eruption 79 n. Chr. benannt. Dies sind die kraftvollsten und gefährlichsten Vulkanausbrüche. Grund dafür ist ein saures, sehr zähflüssiges Magma mit einem hohen Gasgehalt. Aufgrund des hohen Druckes werden bei der Eruption Lockermaterial und Felsbrocken aus der Schlotwand mitgerissen. Die Eruptionsprodukte können am Krater eine Geschwindigkeit von mehreren hundert m/s erreichen. Die Höhe der Eruptionssäule liegt bei den meisten plinianischen Eruptionen zwischen 10 und 40 km und reicht damit bis in die Stratosphäre. Es kommt neben Fallout zu Glutlawinen und pyroklastischen Strömen an den Vulkanhängen.

Derartige Eruptionen sind oft mit katastrophalen Folgen verbunden. Die Ascheablagerungen können Hunderte von Kilometern weit verfolgt werden. Die stratigraphische Datierung anhand von Leithorizonten aus vulkanischer Asche wird Tephrochronologie genannt (siehe Abschnitt 3.1). Da sich die stratosphärischen Aerosole global ausbreiten, können Spuren im grönländischen und antarktischen Inlandeis nachgewiesen werden (siehe Abschnitt 3.2). (Schmincke, 2004 S. 163)

Die meisten Eruptionen, die in Kapitel 4 genauer beschrieben werden, sind von diesem Typ.

2 Klimatische Folgen großer Eruptionen

Benjamin Franklin (1706-1790) war der erste Naturforscher, der den Zusammenhang zwischen explosiven Vulkaneruptionen und Klimaverschlechterungen erkannte, als im Juli 1783 der Ausbruch des Isländischen Vulkans Laki zu einem Temperaturrückgang auf der Nordhalbkugel führte. Aufgrund des anthopogenen Klimawandels hat die Erforschung des vulkanischen Einflusses auf das Klima stark an Bedeutung gewonnen. Um den vulkanischen Klimaantrieb vom anthropogenen zu trennen ist es wesentlich, die Auswirkungen vorindustrieller Vulkanausbrüche zu untersuchen. (Schmincke, 2004 S. 259 f)

Eine wichtige Erkenntnis ist, dass nicht feinste Aschepartikel die langlebigen klimarelevanten Aerosole in der Stratosphäre bilden, sondern hauptsächlich feinste Schwefelsäure-Tröpfchen (H2SO4), die sich in der Atmosphäre aus Schwefeldioxid (SO2) und Wasser (H2O) bilden. Nur etwa 10% der emittierten Sulfate stammen aus dem eruptierten Magma während der Großteil aus nicht eruptiertem Magma entweicht und zusammen mit Tephra und Lava als Eruptionsstrahl ausgestoßen wird. Während die Aerosole in der Troposphäre nach wenigen Tagen wieder ausgewaschen werden, bilden sich in der Stratosphäre Aerosolschleier in ca. 20 – 30 km Höhe aus. In diesen Schleiern wird die einfallende Sonnenstrahlung, aber auch die langwellige Ausstrahlung zum teilweise absorbiert. Dies führt an der Erdoberfläche und in der Troposphäre zu einer Abkühlung, aber zu einer Erwärmung in der Stratosphäre, was Veränderungen in der atmosphärischen Zirkulation zur Folge hat. Der Einfluss einer Eruption hängt neben der eruptierten Menge von der Gaskonzentration, der Eruptionshöhe, der Höhe der Tropopause sowie der Größe und Zusammensetzung der Partikel ab. Die Aerosole können sich etwa zwei Jahre in der Stratosphäre halten, dann geht die Abkühlung wieder zurück (siehe Abschnitt 4.5.2). Der Ausbruch des Pinatubo 1991 ermöglichte einem großen Fortschritt in der Erforschung des vulkanischen Klimatriebes (siehe Abschnitt 4.10). (Schmincke, 2004 S. 260-265)

In Abbildung 1 wird der Effekt des Vulkanischen Klimatriebes schematisch dargestellt.

Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten

Abbildung 1: Gasimmissionen plinianischer Eruptionen in die Atmosphäre und Bildung von Aerosolen (Szeglat, et al., 2010 S. 64)

Der Verlauf der Klimaantriebe zufolge Sonnenatkivität und explosiver Eruptionen ist in Abbildung 2 graphisch dargestellt. Es ist ersichtlich, dass die Abkühlung bereits nach einigen Jahren wieder zurückgeht. Der Ausbruch des Tambora 1815 fand ungünstiger weise in einer Zeit mit geringerer Sonnenaktivität statt. (Böhm, 2010)

Abbildung 2: Natürliche Klimaantriebe [W/m²], in blau zufolge vulkanischer Aerosole von 1760 bis 2010 (Böhm, 2010 S. 2)

3 Erfassung und Datierung von Vulkanausbrüchen

3.1 Tephrochronologie

Das bei explosiven Vulkanausbrüchen eruptierte Tephra kann über weite Gebiete bis hin zu globalem Ausmaß verteilt werden und sedimentiert dann an Land, am Meeresgrund oder auf Eisschilden sedimentiert. In sedimentären Gebieten nahe der Eruptionsstelle sinkt das Tephra in den nächsten Tagen oder Wochen zu Boden und ist oft als Schichten deutlich erkennbar. In weit entfernteren Archiven wie Grönland oder der Antarktis ist die Zeitdauer der Sedimentation dagegen recht variabel und kann auch ein Jahr oder länger andauern. Hier sind meist nur Spuren von Aschen - oft in Form von wenigen feinkörnigen (<100 µm) vulkanischen Gläsern - zu finden. Das Aufspüren dieser Partikel kann sehr schwierig sein und komplexe Aufbereitungsprozesse erfordern. Nach dem Auffinden einer Tephraschicht sind grundlegend zwei Fragestellungen zu beantworten: Zum einen das Alter der Schicht, zum anderen die genaue Zuordnung der Schicht zu einem bestimmten Eruptionsereignis. (Lowe, 2011 S. 108 f)

Altersbestimmung

Das Alter von holozänen Tephraschichten kann auf verschiedene Weise bestimmt werden. Bei historischen Vulkanausbrüchen kann dieser aufgrund der eingeschlossenen archäologischen Fundstücke auf deren Alter datiert werden. Die Radiokarbonmethode kann angewandt werden, wenn in der entsprechenden tephraführenden Schicht organisches Material (z.B. Holz, Pollen, Torf) gefunden wird. Hier ist allerdings darauf zu achten, dass es nicht immer ausgeschlossen ist, dass das organische Material schon Jahre vor der Eruption abgestorben ist (siehe Abschnitt 4.3.3). Marine oder lakustrine Tephrasedimente können anhand der Warvenchronologie datiert werden. Analog können in Eisbohrkernen die Schichten durch abzählen datiert werden.

Zuordnung

Die Datierung einer Tephraschicht reicht zum Datieren eines Vulkanereignisses nicht aus. Dafür muss das Tephra einem bestimmten Vulkan und soweit möglich einem bestimmten Eruptionsereignis zugeordnet werden können. Für eine Schicht aus Fallout-Tephra in der Umgebung eines Vulkans ist dies relativ einfach. Bei weit entfernten Archiven gestaltet sich die Zuordnung der vorgefundenen Aschepartikel, auch „Fingerprintig“ genannt, komplizierter. Hierfür muss das Tephra mit jenem, welches in der Nähe des Vulkans vorgefunden wird verglichen werden. Glasscherben zeigen unter dem Optischen Mikroskop sowie dem Elektronenmikroskop eine für das jeweilige Ereignis typische Morphologie (Form, Gasblasen, Isotropie). Des Weiteren geben mineralogische Analysen Aufschluss über die Zusammensetzung der Partikel, was ebenso eine Zuordnung zu einem bestimmten Ereignis ermöglicht.

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