Die Eruption des Apoyo Vulkans in Nicaragua und eine Abschätzung ihrer Gefahren. Jahresarbeit von Marija Voloschina

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1 Die Eruption des Apoyo Vulkans in Nicaragua und eine Abschätzung ihrer Gefahren Jahresarbeit von Marija Voloschina 2008/2009

2 Inhalt: 1. Vorwort 2 2. Vulkanologie 2.1. Der Aufbau der Erde Wo tritt Vulkanismus auf? Magma Vulkanformen Die Eruption Vulkanische Ablagerungen am Beispiel des Laacher-See-Vulkans Messmethoden 3.1. Probenaufbereitung Mikroskop Mikrosonde Geografie und Geologie von Apoyo 4.1. Nicaragua aus geologischer Sicht Die Apoyo Caldera Apoyos Ablagerungen Vulkane und ihre Gefahren 5.1. Die vulkanische Risiken Welche Gefahren birgt Apoyos Aktivität? Anfälligkeit der Gesellschaft bzw. des betroffenen Gebietes Gefahrenkarten Was bringen Gefahrenkarten? Rückblick 46 Danksagung Begriffserklärungen Quellenverzeichnis Anhang: Eifelexkursion 51 1

3 1. Vorwort In der 8. Klasse hatte ich eine künstlerische Jahresarbeit und so wollte ich mir in der 12. Klasse eine Herausforderung suchen und mich mit einem naturwissenschaftliches Thema beschäftigen. Meine 1. Idee war es, anhand von Schädeln Gesichter zu rekonstruieren das wäre einerseits wissenschaftlich und würde andererseits auch wieder in den künstlerischen Bereich gehen, weil man mit den Händen das Gesicht aus dem Ton formen müsste. Eine Möglichkeit, dieses Thema dann festzulegen hat sich aber nicht ergeben und so habe ich Herrn Jordan und Herrn Tiemann mit meinen Vorstellungen genervt, bis Herr Tiemann dann auf das NaT-Working Projekt zu sprechen kam. Drei Projekte in Zusammenarbeit mit dem IfM GEOMAR standen zur Verfügung, bzw. nur noch zwei, da das eine Thema schon vergeben war. Die Wahl zwischen dem Untersuchen von Krakenmägen und einem Themenbereich in der Vulkanologie fiel mir nicht schwer, zumal Vulkane schon immer eine Faszination auf mich ausgeübt haben. Und so kam es dann, dass ich bei einem Treffen mit Joachim Dengg und Herrn Tiemann meine beiden Mentoren kennenlernte, und beschloss, als Jahresarbeit etwas mit Vulkanen zu machen. Da ein aktuelles Projekt des IfM GEOMAR die Apoyo Caldera in Nicaragua war, haben meine Mentoren und ich beschlossen, dass ich mich in dem sehr komplexen Themenbereich der Vulkanologie nur auf die Eruptionen bzw. eine Eruption des Apoyo Vulkans in Nicaragua beschränken würde. Ein weiteres Ziel meiner Jahresarbeit war, neben dem Erwerb der nötigen Grundkenntnisse und dem Verständnis für die physikalischen Prozesse, Gefahrenkarten für die umliegende Umgebung von Apoyo zu erstellen. Somit haben wir den Titel meiner Jahresarbeit auf Die Eruption des Apoyo Vulkans in Nicaragua und eine Abschätzung ihrer Gefahren festgelegt. Mein praktischer Teil bestand darin, Proben im Labor aufzubereiten, sowie an einer Exkursion in die deutsche Vulkaneifel teilzunehmen und dabei mehr über die komplexen Vorgänge in einem Vulkan zu lernen. 2

4 2.1. Der Aufbau der Erde Wenn man den Vulkanismus erklären will, kommt man nicht umhin, auf den Aufbau der Erde, sowie die Bewegung der Erdplatten einzugehen. Im Jahre 1798 hat der Engländer Henry Cavendish für die Erde eine durchschnittliche Dichte von ca. 5,5 g/cm 3 berechnet. So haben sich die Wissenschaftler nun die Frage gestellt, aus welchem Material die Erde bestehe, da ihnen kein so schweres Material bekannt war. Der Physiker Emil Wiechert stellte im Jahr 1896 die Hypothese auf, dass die Erde aus zwei unterschiedlich schweren bzw. dichten Gesteinsmaterialien bestehe. Der Erdkern sollte sich aus dem schweren Gemisch aus Eisen und Nickel zusammensetzen, und von einem Erdmantel, bestehend aus dem leichteren silikatischem Gesteinsmaterial umgeben sein. So erklärte er den durchschnittlichen Wert von Cavendish. Heute kann man dank seismologischer Messungen bestätigen, dass die Erde mit zunehmender Tiefe eine zunehmende Dichte hat, da der Druck und die Temperatur zunehmen und somit das Volumen abnimmt, das Gewicht aber dasselbe bleibt. Der Erdkern besteht tatsächlich aus einer Eisen-Nickellegierung. Er wird allerdings in einen inneren und einen äußeren Kern unterteilt. Der innere Kern hat einen Radius von ca km und besteht aus hartem Eisen, während der äußere Kern flüssig ist. Der äußere Kern befindet sich in km Tiefe und ist vom Erdmantel umgeben. Dieser macht 61,7 % der gesamten Erdmasse aus und enthält viel Eisen und Magnesium, und erreicht so eine höhere Dichte als die darüber liegende Erdkruste. Die Erdkruste besteht aus Silikaten geringerer Dichte und hat einen hohen Gehalt an Aluminium und Kalium. Sie wird durch eine Grenzfläche, die sogenannte Moho-Diskontinuität (benannt nach ihrem Entdecker Mohorovičić) vom Erdmantel getrennt. Die Erdkruste ist jedoch überall unterschiedlich mächtig. So ist die ozeanische Kruste nur ca. 7 km mächtig, während es unter den Kontinenten im Schnitt 40 km sind. Die kontinentale Kruste ist zwar mächtiger, hat aber eine geringere Dichte als die ozeanische Kruste, die viel Eisen enthält. Dennoch hat die Erdkruste insgesamt eine geringere Dichte als das Mantelgestein. Die Kruste und der obere Teil des Mantels sind festes, sprödes Gestein; gemeinsam bilden sie die sogenannte Lithosphäre. Der tiefere Teil des Mantels ist fest, aber plastisch; dies ist die Asthenosphäre. Grosse Platten der Lithosphäre treiben auf dem asthenosphärischen Mantel und bewegen sich dabei relativ zueinander. Dieses Rumtreiben wird als Plattentektonik bezeichnet. 3

5 2.2. Wo tritt Vulkanismus auf? Mit der Theorie der Plattentektonik kam auch die Erklärung für das gehäufte Vorkommen von Vulkanen in bestimmten Gebieten. Vulkane findet man an plattentektonisch aktiven Bereichen, wie z.b. an divergierenden Platten, die sich auseinander dehnen und so Risse bilden aus denen dann frisches Magma austritt. Die Mittelozeanischen Rücken (MOR) liegen auf sogenannten Seafloor- Spreading Zonen. Dort werden jährlich bis zu 30 km 3 basaltischer Magmen gefördert. Zum Vergleich: Der Vulkanismus an konvergierenden Platten fördert mit seinen insgesamt ca. 400 aktiven Vulkanen nur etwa 10 km 3 Magma pro Jahr. Diesen Subduktionsvulkanismus findet man z.b. an der Zentralamerikanischen Vulkankette (Central American Volcanic Arc), die von Guatemala bis nach Panama reicht. Abb. 1: Schematischer Querschnitt durch eine Subduktionszone (Dunkelblaue Pfeile = Wassertransport in die Subduktionszone. Hellblaue Pfeile = Wasserfreisetzung in verschiedenen Tiefen. Rote Pfeile = aufsteigende Schmelzen. Rot-weisse Kreise = Erdbebenzentren), modifiziert nach Ranero et al. (2005) Bei der Subduktion sinkt die schwere ozeanische Lithosphären-Platte unter die leichtere Kontinentalplatte und in die dabei entstehenden Brüche dringt Wasser ein. Dieses Wasser wird in der Platte gespeichert und in die Tiefe transportiert, 4

6 wo es aus den auflagernden Sedimenten durch Druckzunahme freigesetzt wird und aufsteigt. Die Platte wird dabei spröde, so dass die erhöhte Reibung zu Erdbeben führt. Wasser, das tiefer in der ozeanischen Platte gespeichert ist, wird durch hohen Druck und Temperatur im Erdmantel in ca. 100 km Tiefe bei metamorphen Gesteinsumwandlungen freigesetzt. Auch hier entstehen Erdbeben, die allerdings aufgrund der Tiefe an der Erdoberfläche kaum zu spüren sind. Das Wasser dringt in den asthenosphärischen Mantel und erniedrigt den Schmelzpunkt des Mantelgesteins (Abb. 1). Dadurch werden partielle Schmelzen gebildet, die u.a. durch Dichteunterschiede nach oben gedrückt werden, wo sie sich in einer Magmakammer anreichern und schließlich bei einer Eruption aus dem Vulkan geschleudert werden. Weiterhin kommen Vulkane auch im Inneren von Platten vor, weit ab von untertauchenden bzw. sich dehnenden Plattenrändern. Diese Interplattenvulkane sind dadurch entstanden, dass sich eine Platte über einen Hotspot bewegt hat. Bei einem Hotspot steigt in eng begrenzten Zonen heißes plastisches Material aus großen Tiefen des Erdmantels auf. So wird die Lithosphäre immer neu aufgebrochen und es entsteht eine Vulkankette mit immer älteren erloschenen Vulkanen. Ein Beispiel hierfür ist der hawaiianische Vulkanismus. 5

7 2.3. Magma Das Wort Lava, welches die meisten Menschen mit Vulkanen verbinden, bezeichnet an der Erdoberfläche ausgetretenes Magma. Magma hingegen ist eine Gesteinsschmelze, deren Ursprung meistens im Erdmantel liegt. Das Gestein des Erdmantels wird teilweise aufgeschmolzen, wenn es bei ungefähr gleichbleibender Temperatur zu niedrigerem Druck aufsteigt oder wenn seine Schmelztemperatur durch Zufuhr von Wasser erniedrigt wird, wie beim Subduktionszonenvulkanismus. Schmelzen durch Erhöhung der Temperatur kommt nur in sehr seltenen geologischen Situationen vor. Da Gestein aber selten homogen ist, sondern sich immer aus vielen chemischen Komponenten zusammensetzt, schmilzt es nicht bei einem Schmelzpunkt, sondern hat ein Schmelzintervall. Dabei wird die Temperatur, oberhalb der das Magma noch ganz flüssig ist als Liquidustemperatur (bei Basaltmagma ca ) bezeichnet und die Temperatur, unterhalb der das Magma völlig erstarrt ist, Solidustemperatur (ca. 900 ) genannt. Wenn das Mantelgestein geschmolzen wird, befindet es sich zwischen Solidusund Liquidustemperatur, sodass sich nur partielle Schmelzen bilden, die aufgrund ihrer geringeren Dichte aufsteigen. Da sich aber mit abnehmender Tiefe die Druck- und Temperaturbedingungen ändern, nimmt die Aufstiegsgeschwindigkeit immer weiter ab, bis die Schmelze irgendwann dieselbe Dichte wie das Restgestein erreicht hat und sich eine Magmakammer bildet. In dieser Magmakammer findet die eigentliche magmatische Differentation statt, die chemische Entwicklung des Magmas bezeichnet. Mit abnehmendem Druck und Temperatur sinkt die Sättigungsgrenze des Magmas, also die maximale Löslichkeit bestimmter Minerale und es findet Kristallisation statt. Die Minerale entziehen der Schmelze bestimmte Elemente und verändern dadurch ihre chemische Zusammensetzung. Bei Basaltmagma kristallisiert als erstes (kurz unterhalb der Liquidustemperatur) die Mineralphase Olivin aus, die dem Magma Magnesium und Eisen entzieht. Danach folgen Pyroxene und Plagioklase, die der Schmelze weitere Elemente (z.b. Ca, Al) entziehen und dadurch immer weiter wachsen. Wenn die Kristalle schließlich eine höhere Dichte als die sie umgebende Schmelze haben, sinken sie auf den Boden der Magmakammer und bilden sogenannte Kumulate. Die Dichte der Schmelze nimmt durch diese chemische Veränderung (Differentiation) ab, so dass sie eventuell weiter aufsteigen kann. Wenn die Schmelze nun durch eine Eruption gefördert wird und als Lava oder pyroklastisches Material ausgeworfen wird, wird sie abgeschreckt und behält die chemische Zusammensetzung, die sie in der Magmakammer hatte. Anhand von 6

8 Untersuchungen der Kristalle, die Einsprenglinge oder Phänokristalle genannt werden, kann man die Temperatur, Tiefe der Magmakammer und die Entwicklung der Schmelze rekonstruieren. Man kann auch das vulkanische Glas, die Matrix, die die Kristalle umgibt, untersuchen um ebenfalls Rückschlüsse auf die Entwicklungen der Magmakammer zu ziehen. Die chemischen Zusammensetzungen beider Komponenten, der Kristalle (oder Minerale) und des Glases ergeben die chemische Zusammensetzung des Ursprungmagmas. Magmatische Gesteine unterscheidet man überwiegend nach der Größe der Kristalle. Die grobkörnigen magmatischen Gesteine werden als Plutonite bezeichnet. Sie sind langsam in der Magmakammer abgekühlt und die Kristalle hatten viel Zeit zu wachsen. Wenn die Kristalle allerdings plötzlich, wie z.b. durch eine Eruption, abgeschreckt werden und so nicht wachsen können, sind die Gesteine feinkörnig und werden Vulkanite genannt. Wenn man das Magma bzw. vulkanische Material chemisch untersucht, stellt man fest, dass Magma eine silkatische Gesteinsschmelze ist. Das liegt daran, dass Silizium nach Sauerstoff ein Hauptbestandteil der meisten Minerale und Gesteine im Erdmantel und der Erdkruste ist. Hat das Magma einen hohen Gehalt an SiO 2 und enthält Kristalle der Feldspatgruppe, wird es als felsisch bezeichnet (Feldspat und Silikate). Es hatte viel Zeit, Silizium anzureichern und ist hochdifferenziert, also weit entwickelt und hat eine geringe Schmelztemperatur. Als niedrigdifferenziert wird ein Magma bezeichnet, wenn es einen hohen Gehalt an Magnesium und Eisen hat, also mafisch ist (Magnesium und Ferrum lat. Eisen). Es hat einen geringen SiO 2 -Gehalt und kommt aus größeren Tiefen mit höheren Temperaturen. Das Magma mit dem geringsten Siliziumgehalt wird als basaltisch bezeichnet und kommt praktisch in allen Vulkangebieten vor. Das andesitische Magma hat einen etwas höheren Siliziumgehalt und kommt meistens an Subuduktionszonen vor. Das rhyolitische Magma hat den höchsten Siliziumgehalt und ist somit am differenziertesten, also am weitesten entwickelt. 7

9 2.4. Vulkanformen Die meisten Leute haben, wenn sie an einen Vulkan denken, einen Kegelvulkan (2), auch Schichtvulkan oder Stratovulkan genannt vor Augen. Dieser besteht aus sich abwechselnden Schichten aus Lava und vulkanischen Lockermaterialien. Diese Schichtungen geben ihm Stabilität, sodass er hohe Hangneigungen von bis zu 45 aufweist. (Abb.: Arenal, Costa Rica) Es gibt aber auch sogenannte Schildvulkane (1). Diese fördern bei Ausbrüchen höchst dünnflüssige und somit schnelle Lava. Sie bildet beim Abkühlen dann die Vulkanflanken. So wachsen Schildvulkane nicht nur in die Höhe, sondern auch in die Breite. Sie erstrecken sich also über große Flächen und ragen durch ihre geringe Hangneigungen kaum aus der Landschaft heraus. (Abb.: Hawaii, USA) Die dritte relevante Vulkanform ist die Caldera. Eine Caldera (aus dem Spanischen Kessel) entsteht durch das Absacken des Dachs der Magmakammer. Dabei wird durch die Eruption innerhalb kurzer Zeit so viel Magmamasse (mehrere Kubikkilometer) gefördert, dass das Dach der entleerten Magmakammer einstürzt und sich so ein Krater bzw. eine Caldera mit z.t. mehreren Kilometern Durchmesser bildet. Diese füllt sich häufig mit Wasser, so dass sich ein Calderasee bildet. 8

10 2.5. Die Eruption Doch wie kommt es überhaupt zu einer vulkanischen Eruption? Der Grund dafür, dass Vulkane überhaupt und auch unterschiedlich stark ausbrechen, liegt in der Gasfreisetzung. Bei der Entstehung der partiellen Schmelzen im Erdmantel werden in der Schmelze verschiedene volatile Stoffe angereichert, die beim Subduktionszonenvulkanismus u.a. aus der absinkenden Platte freigesetzt werden. Stoffe wie z.b. H 2 O, CO 2, SO 2, CL, F heißen Volatile, weil sie flüchtig sind und bei ihrer Freisetzung Fluide oder Gase bilden. Unter hohem Druck lösen sich die Volatile in der Schmelze, wobei die Sättigungsgrenze, also die maximal lösliche Menge mit dem Druck abnimmt. Die im Mantel gebildete Schmelze trennt sich vom Restgestein und steigt aufgrund der geringen Dichte auf. Durch Druckverminderungen während des Aufstiegprozesses wird die Sättigungsgrenze erniedrigt, so dass der Anteil des Stoffes, der in der Schmelze nicht mehr gelöst werden kann, als Gas austritt und so die Konzentration dieses Stoffes in der Schmelze abnimmt. Da die unterschiedlichen Stoffe unterschiedliche Löslichkeiten haben, setzt die Entgasung in unterschiedlichen Tiefen ein. So entgast schlechter lösliches CO 2 meist bereits in großer Tiefe, besser lösliches H 2 O hingegen erst in geringerer Tiefe, obwohl seine Konzentration wesentlich höher ist. Die Volatile werden als Gasblasen aus der Schmelze freigesetzt. Da Gas kompressibel ist, dehnt es sich mit weiter abnehmendem Druck aus, wodurch das Volumen des Magmas zunimmt und sein Aufstieg so stark beschleunigt wird. Beim Erreichen der Oberfläche kann das Gasvolumen mehr als 1000 Mal so groß sein, wie beim Beginn der Entgasung. Durch die starke Beschleunigung und Volumenausdehnung wird der Magmaschaum noch im Schlot zerkleinert (fragmentiert), so dass aus dem Krater ein Gemisch von Gas mit Magma-Partikeln ausgestoßen wird. Die Mechanismen der Fragmentierung sind unterschiedlich, je nachdem ob es sich um niedrig- oder hochviskoses Magma handelt. Der hier beschriebene Ablauf gibt das Prinzip für magmatische Eruptionen wieder, die also nur durch die Gase angetrieben werden, die aus dem Magma austreten. Trifft aber heißes, aufsteigendes Magma auf Grundwasser oder Wasser an der Oberfläche, kommt es zu einer phreatomagmatischen Eruption. Bei dem Kontakt wird einerseits das Wasser schlagartig verdampft, andererseits das Magma abgeschreckt. Die plötzliche Verdampfung erzeugt eine explosive Eruption und das Magma wird durch die Explosion und die Abschreckung fragmentiert. Zusätzlich wird dabei aber auch Nebengestein von den Schlotwänden fragmentiert, weshalb phreatomagmatische Ablagerungen 9

11 typischerweise einen sehr hohen Anteil an Fremdgesteinsbruchstücken (Lithoklasten) haben. Die stärkste magmatische Eruptionsform jedoch ist die Plinianische Eruption, benannt nach Plinius dem Jüngeren, der dieses Eruptionsverhalten erstmalig nach dem 79 n. Chr. Ausbruch des Vesuvs beschrieben hat. Das plinianische Eruptionsverhalten zeichnet sich durch sehr hohe Eruptionsgeschwindigkeiten (bis zu 600 m/s) und hohe Masseneruptionsraten (10 6 bis 10 9 ) aus, mit denen das Magma-Gas-Gemisch aus dem Schlot strömt. Die Masseneruptionsrate verdeutlicht, wieviel Material pro Sekunde aus dem Schlot kommt. Beide Faktoren sind verantwortlich für die Bildung der, für plinianische Eruptionen typischen, km hohen Eruptionssäulen. Abb. 2: Ausbruch des Pinatubo 1991 auf den Philippinen. Die Eruptionssäule erreichte eine Höhe von ca. 35 km (Foto aus Newhall & Punongbayan, 1996) Durch die hohe Geschwindigkeit wird viel Luft in die Eruptionssäule gesogen. Die hohe Masseneruptionsrate sorgt für ausreichend Material und Wärme, so dass sich die Luft aufheizt und ausdehnt. Dies führt zu einer starken Erniedrigung der Dichte der Eruptionssäule. Wenn also in ca. 5-6 km Höhe, die kinetische Energie 10

12 der Säule aufgebraucht ist, und sie eigentlich aufgrund zu hoher Dichte absinken müsste, steigt sie aufgrund der geringeren Dichte des warmen Partikel-Gas- Gemisches auf. In der Stratosphäre (15-50 km) kühlt sie dann ab und bildet eine sogenannte Schirmregion. Das vulkanische Lockermaterial wird von den in der Stratosphäre vorherrschenden Winden verdriftet, regnet ab und bildet so weitverbreitete Ablagerungen. Die feinsten Partikel, sowie sogenannte Aerosole (feinste Tröpfchen, überwiegend aus schwefliger Säure) können sich hierbei durch die starken Winde um den gesamten Erdball verteilen und Auswirkungen auf das Klima haben. Ebenfalls kennzeichnend für das plinianische Eruptionsverhalten ist die Förderung von großen Magmamassen (wenige bis mehrere Zehner Kubikkilometer Magma). Wenn solch eine große Masse innerhalb sehr kurzer Zeit gefördert wird, kann das Dach der Magmakammer einstürzen und es bildet sich eine Caldera (Kapitel 2.4.). Das plinianische Eruptionsverhalten kommt besonders häufig an Subduktionszonen (Mt. St. Helens 1980, Pinatubo 1991), aber auch im Intraplattenvulkanismus (Laacher-See-Eruption in der deutschen Vulkaneifel) vor. 11

13 2.6. Vulkanische Ablagerungen am Beispiel des Laacher-See-Vulkans Der Laacher-See-Vulkan in der deutschen Vulkaneifel eruptierte vor ca Jahren innerhalb weniger Tage mehr als 6 km 3 Magma. Die Höhe der Eruptionssäule wurde auf über 30 km berechnet und seine dünnen Ascheablagerungen wurden selbst in Italien und Schweden gefunden (Schmincke et al. 2001). Abb. 3: Verbreitungsgebiet der Laacher-See-Tephra (LST), aus Bogaard & Schmincke (1985) Somit weist diese Eruption alle typischen Merkmale für das plinianische Eruptionsverhalten auf und ist ein gut zu veranschaulichendes Beispiel, wenn es um die hinterbliebenen Ablagerungen von plinianischen Vulkaneruptionen geht, zumal sie auch Spuren von phreatomagmatischen Phasen aufweist. Um mir die nötigen Kenntnisse über vulkanischen Ablagerungen anzueignen, habe ich also an einer Exkursion in die deutsche Vulkaneifel teilgenommen (Kapitel 9), wo ich gelernt habe, vulkanische Ablagerungen zu identifizieren und zu bestimmen. Der Grund, warum man vulkanische Ablagerungen überhaupt untersucht ist der, dass man aus den Ablagerungen das Eruptionsverhalten des Vulkans herleiten kann. 12

14 Man kann davon ausgehen, dass das Magma in der Magmakammer aufgrund seiner Zusammensetzung und Dichte zoniert ist. D.h. auf dem Grund sind schwerere und größere Minerale und Kristalle als weiter oben, das Magma ist also differenzierter (weiter entwickelt). Wenn der Vulkan also die Magmakammer der Reihenfolge nach leeren würde, also zuerst das Magma mit der geringeren Dichte und zum Schluss das höher differenzierte, dann könnte man anhand der Ablagerungen nachvollziehen, wie die Magmakammer zoniert ist. Die Ablagerungen würden also die Magmakammer in umgedrehter Reihenfolge wiedergeben. Man kann also einerseits sagen, wie sich die Magmakammer entwickelt hat und welche Kristalle sich angereichert haben, also die Ablagerungen chemisch untersuchen und andererseits unter dem physischen Aspekt sagen, welches Eruptionsverhalten der Vulkan gezeigt hat, also welche Gefahren von dem Vulkan ausgegangen sind, ausgehen und ausgehen werden. So lernt man aus der Vergangenheit für die Zukunft. In diesem Kapitel werde ich zunächst nur auf die physischen Aspekte eingehen. Der Laacher-See-Vulkan hatte verschiedene Eruptionsphasen, die verschiedene Ablagerungen hinterlassen haben. Ich werde dabei jedoch nur auf die für meine Arbeit relevanten Fliess- und Fallablagerungen eingehen: Fliessablagerungen Wenn bei einer Eruption die Masseneruptionsrate zu hoch oder die Mündungsgeschwindigkeit zu niedrig wird, so wird der Wärmetransport der Eruptionssäule reduziert, was zu Folge hat, dass nicht genug angesaugte Luft aufgeheizt wird und die Eruptionssäule sich nicht ausdehnen kann, so dass das Material seine ursprünglich höhere Dichte beibehält und die Eruptionssäule kollabiert und pyroklastische Ströme bildet. Diese hinterlassen unregelmässige chaotische Schichten, die man jedoch in zwei Arten von Fliessablagerungen unterteilen kann. Die sogenannten pyroklastischen Ströme hinterlassen Ignimbrite. Sie sind hochkonzentriert an Material und bilden massige, schlecht sortierte Ablagerungen in Tälern. Die hohe Partikelkonzentration sorgt dafür, dass die einzelnen Partikel keine Zeit haben, sich aufgrund ihrer Größe und Dichte zu ordnen und die Ablagerung so massig und schlecht sortiert ist. Die zweite Ablagerung entsteht aus dem höchst turbulenten und dünnflüssigen pyroklastischen Surge. Er hat einen hohen Gas-, aber nur geringen Partikelanteil und hinterlässt so dünne, chaotische und wellenförmige Schichtungen. 13

15 Anti-Dünen Anti-Dünen entstehen ähnlich, wie normale Dünen in der Wüste oder am Strand, allerdings bei wesentlich höheren (z.t. Überschall-) Geschwindigkeiten und gegen die Strömungsrichtung. Dabei werden Partikel durch ein Hindernis aufgehalten, die anderen Partikel rasen drüber weg und bleiben hängen, so dass ein Hügel entsteht, an dem sich die Partikel auf der, der Strömungsrichtung zugewandten Seite ansetzen und so eine Anti-Düne bilden. Da pyroklastische Surges Geschwindigkeiten von mindestens 100 m/s erreichen können, findet man bei Surgeablagerungen häufig Anti-Dünen Strukturen (Abb. 4, blaue Pfeile). Abb. 4: Wingertsberg-Wand am Südrand des Laacher See Beckens. Die Laacher See Tephra wurde hier an der Flanke einer alten Erhebung abgelagert (steigt nach rechts an). Rote Linien markieren Basis und Top einer pyroklastischen Stromablagerung, die nach links ins Tal mächtiger wird. Gelbe Pfeile markieren Bims-Fallablagerungen, die sich mit gleichbleibender Mächtigkeit nach rechts über die Erhebung ziehen. Blaue Pfeile deuten auf Anti-Dünen in der oberen, grauen Laacher See Tephra. Der Bildausschnitt ist etwa 20 m hoch. (Foto: A. Freundt, privat) Fallablagerungen Die vulkanischen Lockermaterialien, bestehend aus Asche, Lapilli und Bimsen, die aus der Eruptionswolke ausregnen, legen sich gleichmässig, wie eine Schneedecke über die Landschaft. Das ist auch das Hauptmerkmal, woran man 14

16 im Gelände Fallablagerungen von Fliessablagerungen unterscheidet. Fallablagerungen sind zumeist gut sortiert, das heißt, dass man die einzelnen Schichten unterschiedlicher Korngrößen gut erkennen kann, woraus man Veränderungen im Eruptionsverhalten bzw. in der Eruptionssäule entnehmen kann. Wenn z.b. innerhalb einer Fallablagerung eine Korngrößenabnahme nach oben hin zu sehen ist, so kann man sagen, dass die Eruptionssäule kleiner geworden ist, oder die Eruption an Stärke abgenommen hat. Die Korngröße des ausfallenden Materials, sowie die Mächtigkeit der Schicht, nehmen aber im Normalfall mit zunehmender Entfernung vom Krater ab. Das heißt, dass man nahe am Krater größere Steine findet und die Schichtmächtigkeit höher ist, als in größerer Entfernung vom Krater. 15

17 Isopachen- und Isoplethenkarten Um dies zu verdeutlichen, benutzt man sogenannte Isopachen- (Schichtmächtigkeit) und Isoplethenkarten (Korngrößenverteilung). Wenn man im Gelände die Mächtigkeit und die Korngröße der Ablagerungen untersucht und diese in eine Karte einträgt, kann man mithilfe dieser Daten konzentrische Linien ziehen, die das Verbreitungsgebiet einschränken. Die Mächtigkeit bzw. die Korngröße steht an der Linie (Abb. 5) Abb. 5: Isopachenkarte der Laacher-See-Tephra in proximaler Umgebung.Aus Bogaard & Schmincke (1984) Wenn Daten fehlen, muss man einen Mittelwert aus den vorhandenen Daten berechnen und die Linie interpolieren. Diese interpolierten Linien sind gestrichelt. Mit Hilfe der Isopachenkarten kann man das Volumen der eruptierten Tephra berechnen; anhand der Isoplethenkarten kann man die Eruptionssäulenhöhe, sowie die Masseneruptionsrate abschätzen. 16

18 3.1. Probenaufbereitung Ein wichtiger Schritt, um die komplizierten Vorgänge während der magmatischen Differentation, sowie mögliche Hinweise auf Eruptionsmechanismen und weitere Erkenntnisse über Vulkane zu untersuchen, ist die chemische Analyse der Gesteinsproben. Die Proben werden aus den vulkanischen Ablagerungen entnommen. Dabei ist es wichtig genau zu dokumentieren, welche Probe woher stammt. Die Probe erhält eine Nummer und die Informationen werden genauestens datiert, kartiert und in einem stratigrafischen Profil (siehe Kapitel 4.3., Abb. 14), festgehalten. Der nächste Schritt findet dann im Labor statt, wo die sorgfältig ausgesuchten Proben, aufbereitet, also für weitere Untersuchungen fertig gemacht werden. Ich habe mich mit zwei Analysemethoden und den dazugehörigen Aufbereitungsmethoden beschäftigt. Zum einen mit der Gesamtgesteinsanalyse, bei der man aus den jeweiligen Zusammensetzungen des Glases und der Minerale die Zusammensetzung des Ursprungmagmas ermittelt und zum anderen mit der Analyse von einzelnen Komponenten, bei der man z.b. die Zusammensetzung von dem Matrixglas oder Mineralen bestimmt. Erster Aufbereitungsschritt für die Gesamtgesteinsanalyse ist es, die mittelgroßen Bimse mit einer Metallbürste und Wasser zu säubern, so dass die Verwitterungsränder der obersten Schicht entfernt werden. Diese Bimse werden dann mit einem Hammer in kleinere Stücke zerschlagen oder in einem Backenbrecher zermahlen. Nun trennt man die Proben auf in den Teil, der für die Gesamtgesteinsanalyse weiterverwendet wird und in den, welcher für die Mikroanalyse aufbereitet wird. Im Folgenden der Gesamtgesteinsaufbereitung wird das Gestein in der Mörsermühle vorverkleinert (Abb. 6), damit es in der Pulvermühle zu sehr feinem Gesteinspulver zermahlen werden kann. Dieses Pulver wird dann im Röntgenfluoreszenzlabor abgegeben, wo aus dem Pulver mithilfe eines Flussmittels sogenannte Schmelztabletten erstellt werden. Diese Schmelztabletten werden dann mit Röntgenstrahlen beschossen und dadurch die jeweiligen Anteile der chemischen Elemente innerhalb der Probe bestimmt. Um die Proben für die Mikroanalyse vorzubereiten, habe ich zwei Verfahren angewandt: 1.Dünnschliffe Um Dünnschliffe anzufertigen und diese dann unter der Mikrosonde oder dem Mikroskop zu untersuchen, muss man aus den Proben zunächst die großen Bimse raussuchen. Diese tränkt man dann, um das Zerstören der empfindlichen 17

19 Wände zu verhindern, in Epoxy-Harz. Dann wird der Bims zersägt, die Schnittfläche poliert und wiederrum mit Epoxy-Harz auf einen Objektträger geklebt. Die andere Seite wird nun auf 30 µm abgetragen, so dass man den Dünnschliff (Abb. 8 und 9) dann untersuchen kann. Abb. 6: Die Geräte, die man zur Zerkleinerung der Gesteinsproben verwendet. 2.Tabletten Das zweite Verfahren benötigt in einem nächsten Schritt das Sieben des vorzerkleinerten Probenmaterials. Dabei habe ich das Korngrößengemisch in drei Größen unterteilt: > 0,25 mm, 0,25 mm - 0,125 mm und < 0,063 mm. Zur eigentlichen Mikroanalyse habe ich allerdings nur die Korngröße 0,125-0,25 mm verwendet, da das restliche Gestein zu groß bzw. zu klein war. Dieses Material wird dann einer Dichtetrennung mit der Schwerelösung Natriumpolywolframat unterzogen, die dazu dient, das leichte Glas von den schwereren Mineralen zu trennen. Beide Fraktionen werden dann in eine Tablette mit 16 Löchern gefüllt pro Loch eine Probe (siehe Abb. 7). 18

20 Abb. 7: Die Schritte vom Pulver bis zur fertigen Tablette, die dann unter der Mikrosonde analysiert wird. Diese Löcher werden dann mit dem Kunstharz Araldit aufgefüllt, sodass die Probe fest eingegossen ist. Danach wird die Tablette einseitig feinpoliert, zuerst auf gröberen Schleifplatten, dann mit der Poliermaschine. Das Schleifen und Polieren erzeugt eine spiegelglatte Oberfläche, die man für die Analyse unter der Mikrosonde benötigt. 19

21 Der Unterschied für die Mikroanalyse Bei Dünnschliffen kann man die Blasen und die Zusammensetzung der Bimse untersuchen, aber es kommen nur wenige Kristalle vor. Wenn man also die Kristalle und deren Mineralzusammensetzung untersuchen will, ist es geeigneter sie mithilfe der Dichtetrennung anzureichern und sie dann in der Tablette unter der Mikrosonde zu untersuchen. Für die Untersuchung unter der Mikrosonde müssen allerdings beide Probetypen Tablette und Dünnschliff bedampft werden. Das Bedampfen dient der besseren Leitfähigkeit. Die dünne Kohleschicht auf der glattpolierten Seite leitet hierbei die überschüssigen Elektronen ab, die von der Mikrosonde abgeschossen werden und die Probe sonst aufladen würden. Abb. 8: Die kleinen Blasen in dem Bimsdünnschliff sind in die Länge gezogen und die Großen enthalten Plagioklase und Phenocrystalle.(Foto: S. Kutterolf und D. Gilbert aus einer unveröffentlichten Arbeit) 20

22 3.2. Mikroskop Mit dem Mikroskop untersucht man die Blasenformen, Minerale und das vulkanische Glas an Dünnschliffen. Dabei wird das 30 µm-dünne Gesteinsplättchen entweder mit normalem oder mit polarisiertem Licht durchleuchtet. Unter normalem Durchlicht unterscheidet man Minerale anhand ihrer Farbe und Form. Polarisiertes Licht ist Licht in einer Wellenrichtung und wenn das Licht um 90 gedreht wird, werden für jedes Mineral charakteristische Interferenzfarben sichtbar, da jedes Mineral die Lichtstrahlen in einem anderen Winkel bricht. So kann man mithilfe einer Farbtabelle die einzelnen Minerale bestimmen. Orthopyroxen z.b. ist unter polarisiertem Licht eher grau, während Olivin sich unterschiedlich bunt färbt, das allerdings in einem bestimmten Farbspektrum. Abb. 9: a.) Ein Dünnschliff unter normalem Durchlicht. Die Kristalle sind Plagioklase und enthalten Schmelzeinschlüsse (rote Pfeile). b.) Ein Dünnschliff unter polarisiertem Licht. Man sieht Plagioklase (Plag), Klinopyroxene (Cpx), Orthopyroxene (Opx), sowie Amphibol-Einschlüsse (weiße Pfeile) (Fotos: S. Kutterolf und D. Gilbert aus einer unveröffentlichten Arbeit) 21

23 3.3. Mikrosonde Die Mikrosonde (Abb. 10), eigentlich Elektronenmikrosonde (EMS) ist eine Kombination aus Lichtmikroskop, Rasterelektronenmikroskop und Röntgenspektralanalysator. Jedes Element hat eine charakteristische Wellenlänge bzw. Energie, die freigesetzt wird, wenn die Probe mit einem fein fokussierten Elektronenstrahl (Durchmesser minimal 2 µm) beschossen wird. Durch diesen Elektronenbeschuss werden die Elektronen aus ihrer elementspezifischen Schale auf ein höheres Energieniveau angehoben. Da es hier aber nicht stabil ist, fällt es wieder auf seine ursprüngliche Schale mit niedrigerem Energieniveau runter. Die dabei freiwerdende Energie wird in Form eines Röntgenquants abgegeben. Jedes Element erzeugt so ein spezifisches Röntgenspektrum, welches mit spezifischen Analysatorkristallen gefiltert und gezählt wird. Mit Hilfe dieser Counts berechnet man dann die Konzentration des jeweiligen Elements in dem gemessenen Punkt. Dafür benötigt man allerdings den Vergleich mit der bekannten Element-Konzentration in einem Standardmineral. Mit dieser Methode misst die Mikrosonde die chemische Zusammensetzung von den Mineralen, von Schmelzeinschlüssen und Gläsern, sowie bei Dünnschliffen die Zusammensetzung der Matrixgläser, also des Glases, welches die Blase oder die Kristalle umgibt. Ich habe an der Mikrosonde die Zusammensetzung von Matrixgläsern in 800 Einzelmessungen an ca. 30 Proben gemessen. Bei den Schmelzeinschlüssen, welche zwar selten zu finden, aber dafür gut messbar sind, habe ich etwa 100 Messungen durchgeführt und um die Mineralzusammensetzung von verschiedenen Proben zu messen, habe ich mehr als 2000 Messungen durchgeführt. Damit ein Elektronenstrahl erzeugt werden kann, muss sich das ganze System, inklusive der Probe, in einem Hochvakuum befinden. Dabei erzeugt eine Wolfram-Kathode, ähnlich wie bei einer Glühbirne, die Elektronen, die anschließend gebündelt, beschleunigt und auf die Probe abgeschossen werden. Nachdem man eine Probe, auf einem beweglichen XYZ-Tisch montiert und in das Vakuum der Mikrosonde eingefahren hat, stellt man seine Messpunkte mit dem integrierten Mikroskop ein. Um nicht auf jede einzelne Messung warten zu müssen, speichert man mehrere Messpunkte, die man untersuchen will, ein und startet danach erst die Messung, die dann über Nacht läuft. 22

24 Jede Messung dauert 5 min. und die Konzentrationen von den Elementen Si, Al, Ca, Fe, Mg, Ti, Mn, P, Na, K, S, F und Cl werden in Gewichtsprozenten angegeben. Abb. 10: Die Mikrosonde JEOL JXA 8200 (Foto: IfM Geomar) 23

25 4.1. Nicaragua aus geologischer Sicht Nicaragua liegt im mittleren Zentralamerika zwischen dem Karibischen und dem Pazifischen Ozean. Es befindet sich an einer Subduktionszone, in der die schwerere ozeanische Cocos-Platte unter die leichtere Karibische Kontinental- Platte subduziert wird. Das Land wird von einem Abschnitt der Zentralamerikanischen Vulkankette durchzogen, die von Guatemala bis nach Panama reicht. Ihre Vulkane haben seit 23 Mio. Jahren hochdifferenzierte kalkalkaline Magmen produziert. In Nicaragua befinden sich mindestens 12 Vulkane, die in den letzten Jahren aktiv waren, sowie sechs, die heute noch als aktiv gelten. Abb. 11: Übersichtskarte von Mittelamerika mit Bathymetrie des Ozeanbodens entlang des Tiefseegrabens (Middle America trench) nach Kutterolf et al (2008). Die rot gepunktete Linie markiert die Vulkankette an Land (Central American Volcanic Arc), die sich von Panama bis Guatemala erstreckt 24

26 4.2. Die Apoyo Caldera Die Apoyo Caldera liegt relativ zentral in West-Nicaragua und ist somit Teil der Zentralamerikanischen Vulkankette. Die Eruption, von der meine Arbeit handelt, ereignete sich, was man mithilfe der C 14 Methode berechnet hat, vor ca Jahren. Sie förderte in einem Zeitraum von mehr als 15 Stunden 33 km 3 Magma (Kutterolf et al 2007). Durch die Heftigkeit dieser Eruption ist das Dach der Magmakammer eingestürzt und eine Caldera entstanden, die heute einen nahezu kreisförmigen Durchmesser von ca. 6,5 km hat und an ihrer höchsten Stelle 600 Meter über den Spiegel des 100 Meter tiefen Calderasees rausragt. Abb. 12: Zusammengetztes Panoramabild der Apoyo Caldera. Blickrichtung vom Calderrand in Richtung Osten (Geländebilder Kutterolf, 2004) Apoyo war vor dieser Eruption vermutlich ein Schildvulkan. Darauf deutet z.b. seine geringe Hangneigung außerhalb der Caldera hin. Die hohe Masse an gefördertem Material deutet außerdem auf ein plinianisches Eruptionsverhalten hin, was sich durch die aus den Isoplethenkarten berechnete Höhe der Eruptionssäule von bis zu 37 km bestätigt (nach Kutterolf et al., 2008) 25

27 Abb. 13: Dieses Diagramm zeigt, dass die Höhe der Eruptionssäule von der Masseneruptionsrate abhängig ist. Mithilfe einer Gleichung kann man, wenn eine der beiden Daten gegeben ist, den anderen Faktor ermitteln. Grüne Kurve nach Woods (1988), Daten für Pinatubo nach Newhall & Punongbayan (1996) und für Mt. St. Helens nach Houghton et al. (2000). Da die Eruptionssäulenhöhe von der Masseneruptionsrate abhängig ist, kann man aus solchen Diagrammen wie Abb. 13 die Masseneruptionsrate bestimmen. Diese war bei Apoyo 3-7 x 10 8, das heißt also, dass Apoyo pro Sekunde bis kg Material eruptierte (nach Kutterolf et al., 2008). Um die Wucht zu verdeutlichen kann man einen Vergleich aufstellen: Der wasserreichste Fluss der Welt, der Amazonas, fördert pro Sekunde ca Liter Wasser, also weniger Masse als Apoyo, während sein Mündungsgebiet aber mit mehreren 100 km deutlich größer ist, als der Schlot von Apoyo mit max. mehreren 100 Metern. Die größte Vulkaneruption der jüngsten Zeit, die des Pinatubo im Jahr 1991, wird von der Größenordnung her häufig mit der Apoyos verglichen. Pinatubo förderte in einer Eruptionssäule von bis zu 35 km (Abb. 2) ca. 10 km 3 Magma und verursachte einen globalen Temperaturabfall von 0,5 (nach Newhall & Punongbayan, 1996). Man kann sich also vorstellen, welche Auswirkungen der Ausbruch von Apoyo auf das Klima, sowie die Umgebung hatte und in einem Wiederholungsfall haben könnte. 26

28 4.3. Apoyos Ablagerungen Da ich leider nicht die Möglichkeiten hatte, mir Apoyos Ablagerungen in Nicaragua im Original anzuschauen, musste ich mir anhand der von meinen Mentoren erstellten Stratigrafie, also einer schematischen Abfolge der Ablagerungen und der vorhandenen Daten und Fotos ein Bild davon machen. Im Gelände kann man eine Zweiteilung der Ablagerungen, die durch eine Erosionsdiskordanz getrennt werden, beobachten. Die Zweiteilung, die Art und die räumliche Verteilung der Ablagerungen lassen auf die Bildung durch zwei hochexplosive (plinianische) Eruptionen schließen. Die untere Ablagerung wird LAT (Lower Apoyo Tephra) genannt und wurde von Kutterolf et al. (2008) mithilfe der Radiocarbonmethode auf Jahre bestimmt. Die obere Ablagerung, Upper Apoyo Tephra (UAT) wurde auf auf Jahre datiert, so dass sich daraus zwischen den beiden Eruptionen eine Ruhepause von mehreren hundert Jahren ergibt (Kutterolf et al., 2008). Die Ablagerungen werden im Gelände in einem stratigrafischen Profil (Abb. 14), festgehalten. Dieses wird zuerst detailliert und mit Kommentaren versehen in das Feldbuch gezeichnet und dann später eingescannt und am Computer ausgearbeitet. Ich habe mich nur mit der oberen Ablagerung, der Upper Apoyo Tephra beschäftigt. Deren Ablagerungen weisen drei Einheiten auf (siehe Abb. 14). Diese Dreiteilung deutet auf drei unterschiedliche Eruptionsphasen hin. Die unterste Einheit (UAT-1) besteht im Wesentlichen aus gut geschichteten Fallablagerungen von mässig bis gut sortierten weißen Bimslapilli, unterbrochen von einigen dünnen Aschelagen, die eine erste plinianische Phase belegen. Die mittlere Einheit (UAT-2) setzt sich aus Fallablagerungen, sowie Ablagerungen von pyroklastischen Strömen und Surges zusammen. Diese deuten auf eine instabile und häufig kollabierende Eruptionssäule hin. Die Surgeablagerungen sind reich an Lithoklasten. Dies lässt sich durch einen instabilen Schlot und daraus folgend ein Anzapfen des Hydrothermalsystems erklären ( phreatomagmatische Eruption). Die meisten pyroklastischen Ablagerungen findet man im Osten und Süden der Caldera. Das Top von UAT-2 weist Erosionsspuren auf, die eine Pause in der Eruptionstätigkeit zwischen UAT-2 und UAT-3 belegen. Die oberste Einheit (UAT-3) besteht am westlichen Calderarand hauptsächlich aus Surgeablagerungen mit rosa Bimsblöcken. Im Nordwesten hingegen findet man rosa Fall- und seltener Surgeablagerungen. Im Vergleich zu UAT-1 und UAT- 2 zeigt UAT-3 die größten Korngrößen. Dies lässt sich nach Kutterolf et al. (2008) als eine Zunahme der Eruptionssäulenhöhe in UAT-3 interpretieren. 27

29 g) proximal: Surgeablagerungen, bestehend aus rosa Asche und gerundeten, von Asche bedeckten, rosa Bimslapilli; zusätzlich mächtige, große Bimsblöcke, Linsen (40x300cm) mit gut gerundeten, grobkörnigen, rosa Bimslapilli. f) beginnt mit einer grobkörnigen pinken Aschelage mit einigen gerundeten, mittelgroßen, rosa Lapilli und einer 3 cm mächtigen Bimslapilli-Lage in der Mitte. Der obere Teil ist eine massige, überwiegend aus rosa Bims bestehende Fallablagerung mit groben Bimslapilli; normal geschichtet; mässig bis gut sortiert; Anteil an Lithoklasten bei 25% e) beginnt mit sich abwechselnden Schichten aus gut gerundeten kleinen bis mittleren Bimslapilli und weißer, grobkörniger Asche mit einigen kleineren Lapilli; kaum sortiert; Lithoklastenarm (<10%); die Schicht variiert in ihrer Mächtigkeit; Bimslapilli sind Asche-bedeckt. Der obere Teil ist eine massige Bims- Fallablagerung mit mittleren bis groben Lapilli. Normale Schichtung, überwiegend weiße Bimsklasten, auch einige rosa Klasten; mässig bis gut sortiert. d) besteht aus chaotisch geschichteten weißen Bimslagen mit mittel- bis grobkörnigen Bimslapilli; Anteil an Lithoklasten bei 20%, die obersten 5 cm haben einen höheren Anteil an Lithoklasten (50%) und sind normal geschichtet; mässig bis gut sortiert. c) besteht aus einer massigen Schicht grobkörniger Asche und feiner Lapilli; gut sortiert; mässig bis viele Lithoklasten (30%); mässig bis gut sortiert und oben ein lithoklastenreicher Horizont (60%). b) Der untere Bereich ist invers gradiert und besteht aus grobkörniger Asche und mittelgroßen Bimslapilli; sehr reich an Lithics (40%); mässig bis schlecht sortiert; mittlerer Teil ist schräg geschichtete feine Asche und der obere Teil besteht aus verhärtetem bräunlichen Tuff. Abb. 14: Die Stratigrafie der UAT. Aufschluss: A158, UTM: E /N nach Kutterolf et al. (2007) 28 a) abwechselnde Fall- und Surgeablagerungen; mm cm: Weiße und graue Aschelagen, im unteren Bereich z.t. schräg geschichtet;grobkörnige Bims-Asche und fremdgesteinreiche Asche in der Mitte, sowie eine invers gradierte Schicht, bestehend aus grobkörniger Asche und kleinen Lapilli mit mittleren Lithoklasten (20%) im oberen Bereich.

30 Die Dreiteilung der Upper Apoyo Tephra kann man auch in medialen Aufschlüssen noch bestimmen. UAT-3 UAT-2 UAT-1 Abb. 15: Mediale Ablagerung der UAT. Entfernung zum Krater beträgt ca. 20 km(foto: S. Kutterolf) So wird die Einheit UAT-1 von dem hellen Bimsstreifen und dem dunkleren Top repräsentiert, UAT-2 besteht aus rosa Lapilli- und Aschelagen und UAT-3 besteht aus groben Bimsen. Wenn man von UAT Isopachenkarten erstellt, sieht man, dass die Ablagerungen in proximaler und medialer Entfernung in west-nord-westlicher Richtung zu finden sind. In distaler Entfernung richten sich die Ablagerungen aber zunehmend nach Südwesten aus (siehe Abb. 16). Ein in 530 km Entfernung entnommener, mariner Bohrkern weist eine 7-18 cm mächtigen Aschelage auf, die man den Ablagerungen von UAT zuordnen kann. 29

31 Abb. 16: Isopachenkarte von UAT (nach Kutterolf et al. 2008) 30

32 Änderungen in der chemischen Zusammensetzung Die pyroklastischen Ablagerungen der Upper Apoyo Tephren zeigen entlang des stratigrafischen Profils (Abb. 14) Änderungen in ihrer Chemie. Während die chemischen Zusammensetzungen von UAT-1 und UAT-2 sich entlang des stratigrafischen Profils nur unwesentlich ändern, zeigen die Ablagerungen von UAT-3 einen Sprung zu niedrigdifferenzierteren Zusammensetzungen (z.b. kleinere SiO 2 - und höhere MgO-Gehalte, Abb. 17). Diese systematischen Änderungen in der Zusammensetzung lassen sich auf die Förderung aus einer chemisch zonierten Magmakammer zurückführen. Diese Interpretation basiert u.a. auf der Zunahme der Korngröße in UAT-3. Die Zunahme der Korngröße resultiert aus einem Anstieg der Masseneruptionsrate und damit einer höheren Eruptionssäule. Eine höhere Masseneruptionsrate wiederum bedingt die Förderung von Magmen aus größeren Tiefen. Bei einer chemisch zonierten Magmakammer sind diese tieferliegenden Schichten niedrigdifferenzierter, die entsprechenden Ablagerungen sind also ebenfalls niedrigdifferenzierter als die aus UAT-1 und UAT-2. Abb. 17: Chemische Zusammensetzung von UAT entlang des stratigrafischen Profils, zusammengestellt aus unveröffentlichten Daten von S. Kutterolf und D. Gilbert 31

33 5.1. Die vulkanischen Risiken Vulkanische Risiken sind das Thema der Vulkanologie, welches auch für die Allgemeinheit wichtig ist, da es beschreibt, welches Risiko ein Vulkan für sein umliegendes Gebiet birgt. Dieses Risiko wird im Groben von zwei Faktoren bestimmt: 1. Die Art der Vulkanaktivität: Jeder Vulkan zeigt ein anderes Eruptionsverhalten und so entscheidet die Art der Vulkanaktivität, welche Gefahren auf die umliegenden Gebiete zukommen. 2. Die Anfälligkeit der Gesellschaft bzw. des betroffenen Gebietes: Dieser Faktor wiederrum setzt sich aus zwei Aspekten zusammen. Der eine Punkt ist die Bevölkerungsdichte, also wie viele Menschen in dem betroffenen Gebiet leben. Der zweite Punkt ist die Anfälligkeit der Infrastruktur, also z.b. die Stabilität der Häuser, die geografische Lage der nächsten Städte usw. Zusätzlich wird die Anfälligkeit durch den Aspekt der Vorbereitung beeinflusst (Information der Bevölkerung, Katastrophenschutzpläne etc.). Als Beispiel: Wenn ein Vulkan weitverbreitete Fallablagerungen und häufige proximale pyroklastische Ströme produziert, die Bevölkerungsdichte in seiner näheren Umgebung aber sehr niedrig ist, wäre dementsprechend das Risiko geringer, als wenn dort viele Menschen leben würden. Um die Anfälligkeit des betroffenen Gebietes zu veranschaulichen, könnte man sich eine Stadt denken, die in einer solch großen Entfernung von demselben Vulkan liegt, dass sie von den proximalen pyroklastischen Strömen gar nicht und von den weitverbreiteten Fallablagerungen nur in geringem Maße betroffen wäre.das Risiko wäre selbst bei einer hohen Bevölkerungsdichte gering, insbesondere, wenn die Stabilität der Häuser hoch ist, die Dächer also mindestens 10 cm Ascheauflast aushalten. Wenn die Häuser aber instabile Dächer aufweisen würden, so würde sich das Risiko insgesamt erhöhen. Im Folgenden werde ich nun darauf eingehen, welche vulkanischen Risiken von der Vulkanaktivität des Apoyo Vulkans ausgehen und inwieweit seine Aktivität Folgen für die umliegende Umgebung hätte. 32

34 Welche Gefahren birgt Apoyos Aktivität? Aus Apoyos Eruptionsgeschichte ergeben sich zwei Arten von Vulkangefahren: 1. Gefahren durch weitverbreitete Fallablagerungen 2. Gefahren durch häufige pyroklastische Ströme 1. Die herausgeschleuderte feine vulkanische Asche verschmutzt die Luft und stellt somit eine gesundheitliche Bedrohung für alle Lebewesen dar. Aber auch Maschinen und alle Arten von Motoren, die Luft ansaugen, sind von den feinen Aschepartikeln bedroht. Wenn diese z.b. in die Bereiche des Luftverkehrs gelangen, was bei einer plinianischen Eruption, wie der von Apoyo aufgrund der hohen Eruptionssäule meistens der Fall ist, setzen sich die Partikel in der Turbinen fest, wo sie aufgrund der hohen Temperatur schmelzen und zu Ausfällen führen. Vulkaneruptionen verursachen häufig Gewitter und somit starke Regenschauer, so dass die Asche zusätzlich schwerer wird. Abhängig von der Mächtigkeit der Ascheschicht und der Stabilität bzw. des Baumaterials der Häuserdächer, kann eine Ascheauflast von schon 10 cm einen Häusereinsturz bewirken. In der proximalen Umgebung ergibt sich eine zusätzliche Gefahr durch vulkanische Bomben. Das sind große (> 63 mm) ballistische Auswurfprodukte, die der Vulkan bei der Eruption rausschleudert. Abb. 18: Die ca. 30 cm mächtige Ascheablagerung des Usu-Vulkans, brachte 2002 diese Schokoladenfabrik zum Einsturz (Foto: S. Kutterolf) 33

35 2. Häufige pyroklastische Ströme, wie sie bei Apoyo vorkommen, haben ein hohes Zerstörungspotenzial und stellen eine große Gefahr für die proximale Umgebung des Vulkans dar. Sie kommen ohne Vorwarnung und erreichen Überschallgeschwindigkeiten ab 100 m/s. So zerstören sie alles, was ihnen im Weg ist, ungeachtet des Baumaterials oder der Stabilität. Seien es nun ganze Städte Abb. 19: Die Stadt St. Pierre wurde 1902 von einem pyroklastischen Surge des Vulkans Mt. Pelee völlig zerstört (Kommerzielle Postkarte). oder Wälder mit Baumstämmen mit 1 m Durchmesser. Abb. 20: Ein Wald mit Baumstämmen mit 1 m Durchmesser, umgestürzt von einem pyroklastischen Surge bei der Eruption vom Mt. St. Helens Diese Bilder demonstrieren die große Zerstörungskraft von pyroklastischen Strömen und Surges. 34

36 Die Anfälligkeit der Gesellschaft bzw. des betroffenen Gebietes Um den Aspekt der Anfälligkeit zur untersuchen, habe ich mir aus dem Internet (Quellen: Daten über die Bevölkerung und Infrastruktur der einzelnen Municipios vergleichbar mit den hiesigen Landkreisen - in Zentral-West-Nicaragua gesucht und diese vom Spanischen ins Deutsche übersetzt. Die Ergebnisse habe ich in einer Tabelle zusammengefasst. Diese Tabelle umfasst Daten über die durchschnittliche Bevölkerungsdichte und das durchschnittliche Baumaterial der Häuser der einzelnen Municipios. Damit lassen sich die Aspekte, die die Anfälligkeit ausmachen (Bevölkerungsdichte und Anfälligkeit der Infrastruktur) berechnen, so dass man das Risiko abschätzen kann. Die Erkenntnisse bezüglich der bevölkerungsreichsten Municipios sowie derer mit der höchsten Rate an instabilen Dächern, habe ich in den nachfolgenden Kapiteln in Karten visualisiert und ausgeführt. Die anfälligsten bzw. risikoreichsten Municipios in Hinsicht auf beide Aspekte sind in der letzten Spalte der Tabelle aufgeführt. Wenn man eine hohe Dichte an instabilen Dächern und eine hohe Bevölkerungsdichte hat, ergibt sich daraus ein insgesamt hohes Risiko. Wenn man eine hohe Bevölkerungsdichte, aber nur wenig instabile Dächer hat, ist das Risiko niedrig. Wenn die Bevölkerungsdichte allerdings ebenfalls niedrig ist, ergibt sich daraus ein noch geringeres Risiko. Die insgesamt risikoreichsten Bereiche sind hierbei rot eingefärbt und die risikoarmen grau. 35

37 Fläche (km 2 ) Einwohner -zahl Einwohner Häuser /km 2 -zahl Baumaterial der Dächer Häuser Dachziegel / km 2 Eternitplatten Wellblech Palmenblätter, Stroh o.ä. Bauschut t oder Holzreste Sonstiges (meist Abfall) Schwache Dächer (%) Schwache Dächer /km 2 Einwohner x Schwache Dächer /km 2 Nicaragua ,3 0,6 20 Departamento Managua San Francisco Libre ,9 0,1 1 Tipitapa 973, ,4 0,5 43 Mateare 297, ,7 0,6 38 Villa Carlos Fonseca 562, ,6 0,5 22 Managua 318, ,4 12, Ticuantepe 60, ,3 1,9 638 San Rafael del Sur 357, ,6 1,5 155 Departamento Masaya Nindirí Masaya Tisma La Concepción Masatepe Nandasmo Catarina San Juan de Oriente Niquinohomo 142, ,7 1, , ,9 5, , ,0 1, , ,6 3, , ,9 4, , ,9 3, , ,4 4, , ,1 2, , ,2 7, Departamento Granada Diriá 25, ,5 4, Diriomo 50, ,6 3, Granada 592, ,3 1,2 200 Nandaime ,0 1,7 161 Departamento Carazo San Marcos 118, ,9 2,3 495 Jinotepe 280, ,4 1,0 135 Dolores 2, ,3 15, Diriamba 348, ,5 1,7 249 El Rosario 14, ,0 5, La Paz de Carazo ,3 10, Santa Teresa ,9 2,0 177 La Conquista ,6 0,9 38 Quellen: Población - Municipios, Volumen IV. VII Censo de Población y III de Vivienda, Agosto INEC (Instituto Nacional de Estadísticas y Censos) Vivienda -Municipios. Volumen II. VII -censo de población y III. de vivienda 1995, Agosto

38 Die Bevölkerungsdichte von Nicaragua In Nicaragua leben insgesamt 4,4 Mio. Menschen. Mehr als 1,6 Mio. davon allein in dem mit dem roten Quadrat gekennzeichneten Gebiet im zentralen West- Nicaragua. Abb. 21: Bevölkerungsdichte in Nicaragua. Das Quadrat markiert das am dichtesten besiedelte Gebiet. Der Pfeil zeigt Apoyo. Die grünen Dreiecke markieren die anderen Vulkane der CAVA. (Karte von In diesem Gebiet befindet sich auch Apoyo (roter Pfeil), sowie weitere Vulkane (grüne Dreiecke), die bereits mehrere hochexplosive Eruptionen produziert haben. Für dieses Gebiet habe ich mithilfe der Tabelle die Bevölkerungsdichte für die einzelnen Municipios ermittelt. Hierfür habe ich die Einwohnerzahl des jeweiligen Municipios durch die Fläche geteilt. Die bevölkerungsreichsten Municipios sind mit rot gekennzeichnet und die bevölkerungsärmsten mit blau bzw. grau (siehe Tabelle). 37

39 Abb. 22: Durchschnittliche Bevölkerungsdichte der einzelnen Municipios. Anhand der Karte kann man nun sehen, dass das Gebiet zwischen den Seen am dichtesten besiedelt ist. Das Rot zeigt, dass davon besonders der Landkreis Managua, mit der Landeshauptstadt Managua betroffen ist. Dieser hat eine auffallend hohe Bevölkerungsdichte von fast 3000 Einwohnern pro Quadratkilometer. Auch das gelb eingefärbte Gebiet Masaya, welches nördlich an Apoyo angrenzt, ist dicht besiedelt. Die restlichen Municipios (grün) sind zwar nicht ganz so dicht besiedelt, wie die anderen zwei, aber dennoch sieht man, dass die Bevölkerungsdichte auch hier deutlich höher ist, als im Rest des dargestellten Gebietes. 38

40 Das Baumaterial im betroffenen Gebiet Nicaragua ist ein armes Land mit einer armen Bevölkerung. Aufgrund dieser Armut und des vorherrschenden warmen Klimas, weswegen sie keine stabilen Behausungen mit isolierenden Wänden und stabilen Dächern(z.B. wegen Schneeauflast) brauchen, hat der Großteil der Einwohner keine gemauerten Häuser und ihre Dächer, die z.t. aus Holzplatten bestehen, würden den Fallablagerungen von Apoyo nicht standhalten können. Abb. 23: Häuser in Nicaragua (Foto: A. Freundt, privat) Für die Anfälligkeit der Infrastruktur habe ich das Baumaterial (Wände und Dächer) der Häuser betrachtet, um die Stabilität zu ermitteln. Da allerdings die Stabilität der Wände irrelevant ist, da sie von Fallablagerungen nicht bedroht werden und pyroklastische Ströme jegliches Baumaterial zerstören, habe ich in meine Ergebnisse nur die Stabilität der Dächer einbezogen. Als Kriterium hierbei galt, ob das Baumaterial eine Ascheauflast von mindestens 10 cm Mächtigkeit aushalten würde. Das stabile Material ist in der Tabelle mit grün markiert, das mäßig stabile gelb und das instabile rot. Mit diesen Daten habe ich dann eine durchschnittliche Dichte der instabilen Dächer für die einzelnen Municipios berechnet und diese wiederrum in einer Karte visualisiert. Die Farbskala zeigt die am meisten gefährdeten Gebiete. 39

41 Abb. 24: Durchschnittliche Dichte der instabilen Dächer. Auch hier sieht man, dass die Gebiete um Managua und nördlich von Apoyo die höchste Rate an anfälliger Infrastruktur aufweisen. Wenn man die beiden Karten vergleicht, fällt auf, dass die risikoreichsten Municipios, hinsichtlich der instabilen Häuser, dieselben sind, die die höchste Bevölkerungsdichte aufweisen. Als Ergebnis kann man also ableiten, dass in diesem Gebiet in Nicaragua mit steigender Bevölkerungsdichte auch der Anteil an instabilen Gebäuden zunimmt. Damit erhöht sich für dieses Gebiet das Risiko erheblich. Für die Betrachtung von vulkanischen Gefahren und dem Erstellen von Gefahrenkarten ist es deshalb irrelevant, ob ich als Grundlage für die Einschätzung des Gefahrenpotentials die Bevölkerungsdaten oder die Daten der Gebäudestabilität benutzte. Aufgrund dessen habe ich beschlossen, in den 40

42 nachfolgenden Gefahrenkarten nur die Karte der Bevölkerungsdichte (Abb. 22) zu verwenden, da diese einen vollständigeren Datensatz aufweist. 41

43 5.2. Gefahrenkarten Nach einer Modellierung der Windverhältnisse für Nicaragua nach Kutterolf et al. (2007) kann man erkennen, dass zumindest in den letzten 30 Jahren die Winde in der Stratosphäre über Nicaragua relativ konstant waren und sind. Ebenso wird aus dieser Veröffentlichung deutlich, dass auch alle anderen innerhalb der letzten Jahre stattgefundenen zwölf Großeruptionen von diesen starken, westwärts gerichteten stratospärischen Winden dominiert wurden, so dass es durchaus realistisch ist, dass eventuelle zukünftige Fallablagerungen sich in denselben Gebieten ablagern, wie vor Jahren.Ich habe also die Isopachen von Apoyos Fallablagerungen über die Karte mit der Bevölkerungsdichte gelegt. Daraus kann man dann die von der Fallablagerung betroffenen Gebiete ablesen. 42

44 Abb. 25: Gefahrenkarte für Apoyos Fallablagerungen, Schichtmächtigkeiten sind in cm angegeben Man sieht anhand der Karte, dass die Fallablagerung die besonders risikoreichen Gebiete mit deutlich mehr als 10 cm Asche bedeckt. So wird z.b. Managua mit bis zu 40 cm Asche und Lapilli eingedeckt. Das Risiko ist also für die dicht besiedelte Stadt sehr hoch, insbesondere für die Häuser mit den instabilen Dächern. 43

45 Granada Abb. 26: Gefahrenkarte für Apoyos Fliessablagerungen Auch das Verbreitungsgebiet der pyroklastischen Ströme und Surges fällt in dieses besonders anfällige Gebiet. Die Anfälligkeit besteht in diesem Fall nur aus der hohen Bevölkerungsdichte, da es in diesem Fall nicht relevant ist, ob die Dächer stabil sind, oder nicht, weil die pyroklastischen Ströme und Surges in ihren Verbreitungsgebieten eine totale Verwüstung hinterlassen und alles zerstören ob die Häuser nun aus Ziegelsteinen, Beton oder Holz sind und stabile oder instabile Dächer haben. Von dieser Gefahr wäre insbesondere Nicaraguas zweitgrößte Stadt Granada betroffen, die sogar auf einem Ignimbrite erbaut ist. 44

46 5.3. Was bringen Gefahrenkarten? Eruptionen derselben Größenordnung, wie die von Apoyo ereigneten sich in Nicaragua elf Mal in den letzten Jahren. Durch ihr unterschiedliche Art der Vulkanaktivität erzeugen sie unterschiedliche Gefahrentypen, die jedoch alle eine drohende Gefahr für die besonders dicht besiedelten Gebiete in Nicaragua darstellen. Man kann Vulkanausbrüche nicht verhindern oder beeinflussen. Die einzige Möglichkeit liegt in der Risikobegrenzung. Dabei hilft z.b. ein ausgebautes Frühwarnsystem. D.h. wenn ein Vulkan verstärkt Aktivitäten zu verzeichnen hat, wird er mithilfe von technischen Geräten überwacht, die z.b. den Gasausstoß oder verstärkte seismische Aktivitäten aufzeichnen. So kann man dann einen ungefähren Zeitraum festlegen, in dem der Vulkan ausbrechen könnte, und gegebenenfalls die Bevölkerung evakuieren. Das geschieht mithilfe von Evakuierungsplänen und Katastrophenschutzplänen. Als Grundlagen für diese Pläne dienen Gefahrenkarten, wie ich sie erstellt habe. Weiterhin helfen sie Politikern und anderen Entscheidungsträgern die Infrastruktur langfristig so umzuwandeln, dass Hochrisiko-Gebiete verringert oder vermieden werden können. Das kann in unterschiedlicher Form geschehen; so können z.b. Neubaugebiete in weniger risikoreiche Gebiete geplant werden und geplante Verkehrswege können entsprechend verlegt werden. Man kann Bauvorschriften festlegen, die eine bestimmte Stabilität der Häuser fordern und besonders gefährdete Gebiete können als Naturparks ausgewiesen werden. Dies hätte natürlich den Vorteil, dass so viele Touristen angelockt werden würden, sowie dass Bebauung und somit auch eine Bevölkerung des betroffenen Gebietes untersagt werden würde. Meine Gefahrenkarten werden den Zuständigen in Nicaragua zugeschickt, wo sie dann als Grundlage für die oben genannten Punkte dienen werden. 45

47 6. Rückblick Als ich mit dieser Jahresarbeit begonnen habe, hätte ich niemals gedacht, dass sie mir so viel Spass bereiten würde. Vulkane haben schon immer eine Faszination auf mich ausgeübt und ich freue mich, dass sich diese durch das Thema nicht verflüchtigt, sondern eher verstärkt hat. Momentan ziehe ich sogar in Betracht, nach der Schule Geologie und später Vulkanologie zu studieren. Und in der Zwischenzeit.. Werde ich meine wöchentlichen Besuche beim IfM Geomar vermissen. Denn durch diese Arbeit habe ich einen Einblick in die Wissenschaft und insbesondere in die Vulkanologie gewinnen können. Durch die Exkursion in die Vulkaneifel habe ich nette Menschen kennengelernt, die in diesem Bereich tätig sind und meinen Entschluss, später in die wissenschaftliche Richtung zu gehen, gefestigt haben. Und so habe ich mit meinem Ergebnis den Gefahrenkarten selbst ein kleines bisschen zur Forschung beigetragen und ich bin dankbar, dass ich diese Möglichkeit durch das NaT-Working-Programm und das IfM Geomar gekriegt habe, denn es ist eine große Chance. 46

48 Danksagung Mein Dank geht natürlich zuerst an meine beiden Mentoren, Dr. Armin Freundt und Dr. Steffen Kutterolf, die mich in dieser Zeit begleitet haben und mich tatkräftig unterstützt haben. Sie haben mir immer geholfen und waren stets mit Witz und Eifer dabei. Das gleiche gilt für David Gilbert, den ich fast schon als meinen 3. Mentor bezeichnen könnte, so geduldig, wie er mir alles erklärt hat und soviel Zeit, wie wir zusammen im Labor oder bei Erklärungen verbracht haben. Weiterhin bedanke ich mich natürlich bei Joachim Dengg für seine stets humorvolle Unterstützung und Vermittlung durch das Nat-Working-Programm. Hoffentlich läuft es damit weiterhin so gut! Ebenfalls danken muss ich auch meinem Kontaktlehrer Herrn Tiemann, den ich stets im Rücken wusste, auch wenn ich seine Hilfe nicht so oft beansprucht habe. Natürlich hätte ich ohne die endlose Geduld meiner Familie und Freunde die Jahresarbeit niemals so durchgehalten. Also Danke dafür, dass ihr zumindest zum Teil so getan habt, als würdet ihr verstehen, was ich da rede und meine Begeisterung teilen. Und DANKE an alle, die mich sonst noch in irgendeiner Form unterstützt haben und die mir jetzt nicht einfallen! =) 47

49 7. Begriffserklärungen Distal Divergierend Fluid Fragmentation Inverse Gradierung Isopachen Konvergierend Magmatische Differentation Medial Proximal in großer Entfernung voneinander wegtreibend Flüssigkeit Zerkleinerung von Gestein Bei einer Ablagerung ist das Material in der falschen Reihenfolge abgelagert, also unten die feineren Steine und oben die gröberen. sind Linien, die die Mächtigkeitsverteilung eines vulkanischen Auswurfs darstellen. Sie sind mit Angaben versehen, die die Mächtigkeit anzeigen aufeinander zutreibend ist die chemische Entwicklung des Magmas < distal und > proximal in nächster Nähe Pyroklastisch bezeichnet eine aus Fragmenten bestehende, durch eine vulkanische Eruption entstandene Ablagerung Tephra Volatile Xenolithe ist die allgemeine Bezeichnung für eine pyroklastische Ablagerung flüchtige Stoffe, die bei ihrer Freisetzung Fluide oder Gase bilden (auch Lithoklasten) sind in Vulkaniten oder Plutoniten eingeschlossene Fremdgesteine 48

50 8. Quellenverzeichnis Bogaard P vd, Schmincke HU (1985) Laacher See Tephra - A widespread isochronous Late Quaternary tephra layer in central and northern Europe. Geol Soc Am Bull 96: Bogaard P vd, Schmincke HU (1984) The eruptive center of the Late Quaternary Laacher See Tephra. Geol Rdsch 73: Freundt, A., Kutterolf, S., Schmincke, H.-U., Hansteen, T., Wehrmann, H., Perez, W., Strauch, W. and Navarro, M., 2006b: Volcanic hazards in Nicaragua: Past, present, and future. In: Rose, W.I., Bluth, G., Carr, M.J., Ewert, J., Patino, L. and Vallance, J. (Eds.): Volcanic hazards in Central America, Geological Society of America, Boulder, Colorado, Geological Society of America Special Paper, 412, pp. doi: / (08) Freundt, A., Kutterolf, S., Wehrmann, H., Schmincke, H.-U. and Strauch, W., 2006a: Eruption of the dacite to andesite zoned Mateare Tephra, and associated tsunamis in Lake Managua, Nicaragua. Journal of Volcanology and Geothermal Research, 149 (1-2), Houghton BF, Wilson CJN, Pyle DM (2000) Pyroclastic fall deposits. In: Sigurdsson H et al. (eds) Encyclopedia of volcanoes. Academic Press: Kutterolf, S., Freundt, A., Perez, W., Wehrmann, H. and Schmincke, H.-U., 2007: Late Pleistocene to Holocene temporal succession and magnitudes of highlyexplosive volcanic eruptions in west-central Nicaragua. Journal of Volcanology and Geothermal Research, 163, doi: /j.jvolgeores Kutterolf S, Freundt A, Peréz W (2008) The Pacific offshore record of Plinian arc volcanism in Central America, part 2: Tephra volumes and erupted masses. Geochem Geophys Geosys 9, doi: /2007gc Newhall CG, Punongbayan RS (1996) Fire and mud: Eruptions and lahars of Mount Pinatubo, Phillipines. University of Washington Press, 1126 pp Press, F. und Siever, R. (2008), Allgemeine Geologie Ranero CR, Villaseñor A, Phipps Morgan J, Weinrebe W (2005) Relationship between bend-faulting at trenches and intraslab seismicity. Geochemistry, Geophysics, Geosystems 6: Q12002 doi: /2005gc

51 Sussman, D., Apoyo Caldera, Nicaragua: a major Quaternary silicic eruptive center. J. Volcanol. Geotherm. Res., 24, Schmincke HU (2000) Vulkanismus. Wissenschaftliche Buchgesellschaft, Darmstadt: pp.264 Schmincke HU (2004) Volcanism. Springer, Heidelberg New York Tokyo: pp Woods AW (1988) The fluid dynamics and thermodynamics of eruption columns. Bull Volcanol 50:

52 9. Eifelexkursion Die Exkursion ist eigentlich eine Art Crashkurs der physischen Vulkanologie und für Studenten des Hauptstudiums der Geologie und Geophysik gedacht. So war ich dann auch die einzige Schülerin, als es am 26. Juli 2008 losging Richtung Mendig, Vulkaneifel. Dort angekommen ging es an die Zimmerverteilung im Naturfreundehaus, etwas ausserhalb von Mendig, aber direkt am Fuße der Umwallung des Laacher-See-Vulkans gelegen. Ich habe mir ein Zimmer mit zwei Geophysikerinnen aus Kiel und einer aus Hamburg, sowie mit einer Geologiestudentin aus Göttingen geteilt. Der Tagesablauf bestand im Groben aus einer Vorlesung am Morgen, geführt von meinen Mentoren Dr. Armin Freundt und Dr. Steffen Kutterolf, einem Halt bei einem Supermarkt mit anschließender Mittagspause und dann einem praktischen Teil im Gelände. Abends folgte dann zur Abkühlung ein Gang oder eine Fahrt zum Laacher See. Die Vorlesung wurde in einem Haus der Deutschen Vulkanologischen Gesellschaft e.v. abgehalten und hat jeden Morgen um 9.00 Uhr angefangen. Am 1. Unterrichtstag dem haben wir ein Begleitbuch zur Vorlesung bekommen, in dem die einzelnen Kapitel und Folien des Vortrags abgebildet waren. Diese waren allerdings, im Gegensatz zur Vorlesung, auf Englisch. Da also die Themen und das Gelernte in diesem Buch genauer beschrieben sind, werde ich das Gelernte nicht ausführen oder erklären, da es auch viel zu platzaufwendig wäre, sondern nur kurz die einzelnen Tage beschreiben. 1. Tag: Nach dem Frühstück um 8.00 Uhr ging es mit drei Minibussen zu unserem Vortragsraum in Mendig. Die Vorlesung begann mit einer allgemeinen Einleitung zum Vulkanismus in Deutschland bzw. in der deutschen Vulkaneifel. Das zweite Kapitel beschreibt das Magmasystem im Allgemeinen bzw. die Zusammensetzung und die Entstehung. Nach einer kurzen Pause ging es weiter mit der Magmatischen Differentation, einem komplexen Thema, was ich in Kapitel 2.3. in Kürze erklärt habe. Nach der Mittagspause haben wir uns eine Übersicht über die Laacher-See- Tephra (LAT) verschafft und ihre chemische Zonierung beim Wingertsberg angeguckt, sowie Ablagerungen von Schlackenkegeln beim Wehrer Kessel betrachtet. So gegen waren wir für diesen Tag fertig, sind dann noch im Laacher See baden gegangen und waren Pizza essen. 51

53 2. Tag: Abb. 27: Ein Agglutinat aus pyroklatischem Material (Foto: Voloschina, privat) Die Themen der Vorlesung am waren die vulkanischen Formen, der Magmaaufstieg und vulkanische Ablagerungen. Bei letzterem haben wir gelernt, wie man sie im Gelände unterscheiden und anhand der Korngrößen klassifizieren kann. Im Gelände haben wir uns einen Aufschluss vom Rothenberg, einem Schlackenkegel, angeschaut. Schlackenkegel sind Vulkane, die Scoria-Schlacken fördern. Das ist allerdings nur eine andere Bezeichnung für niedrigdifferenziertes, mafisches Magma. Die eruptierten Schlacken verschweißen sich oft zu Agglutinaten (siehe Abb. 27), wie wir sie am Rothenberg gesehen haben. Bei diesem Aufschluss befanden wir uns praktisch im Krater, was man daran sehen konnte, dass am Kraterrand abgelagerte vulkanische Tuffe rot wie Ziegelsteine waren. Sie waren aufgrund der hohen Temperaturen im Krater wie Ton gebrannt worden (Abb. 28). 52

54 Abb. 28: Gebrannter Tuff (Rothenberg, Vulkaneifel) (Foto: Voloschina, privat) Abb. 29: Unsere Badestelle am Laacher See. Nach einem heißen und staubigen Tag im Aufschluss kann ein See sooo erfrischend sein (Foto: Voloschina, privat) 53

55 3. Tag: Abb. 30: Unser Vortragsraum im Haus der Deutschen Vulkanologischen Gesellschaft e.v. (Foto: Voloschina, privat) Im 7. Kapitel des Begleitbuchs werden die Fallablagerungen eingehender betrachtet. So haben wir Isopachenkarten und Isoplethenkarten gezeichnet und das eruptierte Volumen berechnet. Weiter wurde die Wichtigkeit von stratigrafischen Profilen erklärt. Und weil es an diesem Tag in Strömen geregnet hat, haben wir beschlossen, die Vorlesung weiterzuführen und den Geländeteil auf den nächsten Tag zu verschieben. So haben wir noch den Mechanismus, der zu den explosiven Eruptionen führt kennengelernt, sowie über den Blasenwachstum und die Rheologie, also die Fliesseigenschaften von Magma gesprochen. Gegen Abend war das Wetter aber wieder gut, so dass einige Leute noch zum See baden gegangen sind. Dabei haben wir die berühmte Stelle am Ostrand der Laacher Sees gefunden, die CO 2 ausstößt, was aber keineswegs heißt, dass der Vulkan aktiv ist, sondern nur beweist, dass das Magma entgast. 54

56 Abb. 31: Die CO 2 Quelle am Ostrand des Laacher Sees (Foto: Voloschina, privat) 4. Tag: Den haben wir im Gelände verbracht. Zuerst haben wir uns im Neuwieder Becken Laacher-See Ablagerungen angeschaut, die ein tektonisches Becken gefüllt hatten. Bei diesem Aufschluss konnte man sehr gut den Unterschied zwischen Fall- und Fliessablagerungen sehen. Dann haben wir noch Aufschlüsse in Nickenich untersucht und akkretionäre Lapilli in Eich gesehen. Das sind Lapilli, an denen in der turbulenten Eruptionswolke Asche kleben geblieben ist, so dass sich eine oder mehrere Ascheschichten gebildet haben. Eine weitere Ablagerung, am Rhein gelegen, war insofern ungewöhnlich, dass sie eine Aufstauung des Rheines dokumentiert hat. Bei einem Aufschluss am Herchenberg Vulkan, der insgesamt drei Krater hatte, haben wir rausgefunden, wie man anhand von Geländebeobachtungen die Krater finden kann. Ein Indiz ist z.b. eine konzentrische Anordnung von Lavagängen (Abb. 32). An dem Punkt, an dem sich die Gänge treffen, war also der Krater. 55

57 Abb. 32: Erstarrtes Lava in einem Gang (Herchenberg) (Foto: Voloschina, privat) 5. Tag: Am haben wir den Unterschied zwischen strombolianischen und hawaiianischen Eruptionen, sowie den Begriff der phreatomagmatischen Eruption gelernt. Desweiteren wurde erklärt, wie man mithilfe der Isoplethenkarten die Höhe der Eruptionssäule bestimmen kann. Beim Geländeteil haben wir einen Ausflug in die Westeifel gemacht, die sich hauptsächlich aus Maaren zusammensetzt. Maare sind im Prinzip kleine Calderen mit meistens mehreren 100 Metern Durchmesser, die durch phreatomagmatische Eruptionen entstanden sind. Beim Meerfelder Maar (Abb. 33) haben wir Peridotite gesucht, die aus Olivin, Klinopyroxen und Orthopyroxen bestehen und Teil des Erdmantelgesteins sind und mit dem Vulkanismus zu Tage gefördert wurden. Weiterhin haben wir Ablagerungen von Surges untersucht und angeschaut. 56

58 Abb. 33: Geologen bei der Arbeit im Meerfelder Maar (Foto: Voloschina, privat) 6. Tag: In der Vorlesung haben wir uns die unterschiedlichen Arten von pyroklastischen Strömen und Surges angeschaut und die Mechanismen kennengelernt. Im Geländeteil haben wir uns massige Ignimbrite im Brohltal angeschaut und in der Wolfsschlucht eine dünne schwarze Schicht untersucht, die sich durch die Ablagerung zog, aber nirgendwo anders vorkam. Diese Schicht war Manganhydrooxid. Desweiteren haben wir uns Entgasungskanäle angeschaut und an der Wingertsbergwand Strukturen von Anti-Dünen (Abb. 34) gesehen. Später waren wir im Lavakeller der Vulkanologischen Gesellschaft, wo man säulig erstarrte Basaltlava sehen konnte, die früher von den Menschen in der Eifel abgebaut worden ist, um z.b. Mühlensteine herzustellen. Abends haben wir noch mit den Vulkanologen aus Mendig gegrillt. 57

59 Abb. 34: Anti-Dünen-Struktur an der Wingertsbergwand (Foto: Voloschina, privat) 58

60 7. Tag: Am letzten Tag, dem 2.8. haben wir uns erstarrte basaltische Lavasäulen des Niedermendiger Lavastroms angeschaut. Diese ziehen sich während dem Abkühlungsprozess durch die Zugspannung zusammen und versuchen Sechsecke zu bilden, was allerdings nicht immer klappt. Wenn der Lavastrom sehr massig ist, kühlt er nur langsam ab, aber das von unten und oben. Diese abkühlenden Säulen treffen sich in der Mitte, so dass dort eine knubbelige Übergangszone entsteht, wie es auch bei der Laacher-See-Lava der Fall ist. Abschließend waren wir noch im Lavadome, eine Art Vulkanmuseum, der für Interessierte bzw. wahrscheinlich eher für Kinder die Vorgänge in einem Vulkan erklärt. Zum Schluss durften wir in einem weiteren Aufschluss Hauyne sammeln gehen. Das sind sehr schön gefärbte blaue Kristalle. Danach haben wir dann unsere Sachen gepackt und ab ging s wieder Richtung Kiel. Abb. 35: Erstarrte basaltische Lavasäulen (Lavagrube Schmitz) (Foto: Voloschina, privat) 59