Wissenschaft & Forschung

Eishöhlenforschung vom Untersberg bis nach Hawaii

Prof. Dr. Andreas Pflitsch

Prof. Dr. Andreas Pflitsch

Vortrag von Prof. Dr. Andreas Pflitsch (Ruhr-Universität Bochum)
Insbesondere als geschützte Archive für konservierte Tier- und Pflanzenreste, aber auch durch das teilweise Jahrtausende alte Eis, bilden Eishöhlen hervorragende Klimaarchive, die im Rahmen des globalen Klimawandels beste Indikatoren für mittel- und langfristige Veränderungen bilden. Und diese Archive liegen nicht viele tausend Kilometer entfernt, sondern in unserer unmittelbaren Nachbarschaft. So auch die Schellenberger Eishöhle am Untersberg.

Vor 9 Jahren hat Prof. Dr. Andreas Pflitsch (vgl. Foto) als Leiter der Arbeitsgruppe Höhlen- und U-Bahnklimatologie des Geographischen Instituts der Ruhr-Universität Bochum, die bereits im 19. Jahrhundert begonnene Klimaforschung in der Schellenberger Eishöhle wieder aufgenommen. Erste Messungen der Lufttemperatur begannen im Jahre 2007 und wurden in den Folgejahren immer weiter ausgebaut.
Im Sommer des Jahres 2013 konnte im mittleren Teil der mächtigen Eisschicht der Höhle ein Blatt geborgen und analysiert werden.

Im Sommer dieses Jahres erfolgte, in Zusammenarbeit mit italienischen Wissenschaftlern aus Mailand die Entnahme eines über 8 m langer Eisbohrkerns zur detaillierten Altersbestimmung des Eises (vgl. Foto). Die wichtigsten Ergebnisse der bisherigen Forschung werden im ersten Teil des Vortrages vorgestellt.

Die Schellenberger Eishöhle ist jedoch nur ein Puzzelteil der weltweiten Eisforschung. Andreas Pflitsch forscht darüber hinaus in zahlreichen Eishöhlen in den USA, z.B. in Alaska und auf Hawaii. Neuster Gegenstand seiner Forschung sind aber die Gletscherhöhlen auf den mächtigen Vulkanen des Kaskadengebirges im pazifischen Nordwesten der USA, Mt. Hood, Mt. Rainier und Mt. St. Helens.

Bericht zur Forschungstätigkeit in der Schellenberger Eishöhle für das Jahr 2018

von Prof. Dr. Andreas Pflitsch von der RUHR-UNIVERSITÄT BOCHUM
hier downloaden...

Eiskernbohrung in der Schellenberger Eishöhle

Den Original- Bericht in englischer Sprache können Sie hier downloaden...
die deutsche Übersetzung finden Sie hier...

1. Einführung

Dies ist das Ergebnis über die Aktivitäten nach der Eiskernbohrung in der Schellenberger Eishöhle im Juli 2016, und die daraus resultierenden Messergebnisse in Eurocold Lab in Mailand. Die Untersuchungen wurden gefördert vom Verein für Höhlenkunde Marktschellenberg, der Universität Bochum und Mailand-Bicocca (Italien).
Höhlenablagerungen stellen zusammen mit Torfmooren, Sümpfen, Seen und Baumringen ein wichtiges Archiv vergangener Klima-und Umweltinformationen für kontinentale Gebiete dar, und richtige Archive in mittleren bis niedrigen Bergen, wie Höhlensedimente und Speläotheme, diese befinden sich weit unter der Grenze der Gletscher (Turri et al. 2003, Haeberli und Alean 1985).
Die unterirdischen Eislagerstätten können in Abhängigkeit von ihrer Art und ihrem Entstehungsprozess Elemente enthalten die es ermöglichen vergangene Wechselwirkungen der Klima- und Umweltgeschichte einer Region zu untersuchen (Turri et al. 2003, Luetscher 2005, Citteio et al. 2004, Kern et al. 2001, May et al. 2001, Persoiu und Pazdur 2011).

Auch wenn die Eislagerstätten in der Regel gut geschützte Archive sind (Perroux 2001) gibt es unterschiedliche Probleme bei der Untersuchung von Eishöhlen in Bezug auf die Oberflächengletscher. Häufig werden hypogeane Eisablagerungen in direktem Zusammenhang mit der epigeischen Umwelt gefunden (z.b. Kollaps-Doline) (Persoiu und Pazdur 2011), aber einige davon befinden sich tiefer in den Höhlen ohne direkte Verbindung zur Oberfläche (Turri et al. 2013).
Daher sind die Mechanismen der Eisbildung und des Eiswachstums nicht unbedingt die gleichen wie bei der oberirdischen Gletscherablagerung. Um diese wertvollen Archive besser kennenzulernen sollten sowohl die „oberflächennahen“ epigeischen als auch die hypogäischen Umgebungen im Detail untersucht werden, denn das Verständnis der Wechselwirkungen dieser beiden Umgebungen ermöglicht die Interpretation der Umbegung und des Klimas (auch in der Vergangenheit). Ford und Williams (1989) beschrieben sieben Arten von hypogäischen Eisablagerungen die in der Literatur beschrieben werden und er unterteilte sie in zwei Hauptgruppen: „exogene“ und „endogene“ Eisablagerungen. Exogenes Eis ist normalerweise eine Schneedeponie die direkt in eine Höhle eintritt und sich nach einiger Zeit in Eis (oder Firn) verwandelt. Durch den direkten Kontakt mit der äußeren Umgebung kann eine große Menge an organischen Materialien in der Höhle fallen und sich im Eisdepot ansammeln. Endogenes Eis kann durch viele Quellen wie Eisfluss, Stalaktiten, Stalagmiten, Eisfilm, gefrorene Teiche (oder Seen), Eis aus Sublimation, Eis in Sedimentklüften, alles hauptsächlich aus externem Wasser aus schmelzendem Schnee oder Regen der in die Höhle sickert mit wenig oder fehlendem organischem Material erzeugt werden.
Die Schellenberger Eishöhle ist eine große Alpinhöhle (Gesamtlänge: 3621mtr., Gesamttiefe: - 260mtr.) und darunter ein statischer Eishöhlenteil der seit 1925 als Schauhöhle betrieben wird. Neben dem 500 mtr. langen Eishöhlenteil gibt es einen großen Nicht-Eisteil, der sich in nordöstlicher Richtung in der Nähe des Eingangs abzweigt und durch mehrere tiefe Schächte zum tiefsten Punkt der Höhle ( - 260 mtr) führt. Die Höhle befindet sich auf 1570 m ü. M. am Fuße der Ostwände vom Untersberg (der Höhleneingang ist in Abb. 1 markiert). Der Zugang zur Höhle erfolgt über ein 4 mtr. hohes und 20 mtr. breites Portal das zur Josef-Ritter-von Angermayer-Halle führt, dem größten Raum der Höhle mit einer Länge von 70 mtr. und einer Breite von 40 mtr. welcher von Tageslicht beleuchtet wird. Der Boden dieser Halle welcher 17 mtr. unter der Eingangsebene liegt, besteht vollständig aus einem großen Eismonolithen der vom dem Höhlenweg umgeben ist. Die beiden Durchgänge zur Wasserstelle und Mörkdom verbinden sich mit dem tiefsten Teil der Fuggerhalle 41 mtr. unter der Eingangsebene. Sie sind auch teilweise mit Eis bedeckt.

Abbildung 1

Abbildung 1

Lage der Schellenberger Eishöhle am Fuße der Ostwand des Untersberges. Der Berg wird im Osten betrachtet, die Länge der Kanten beträgt 11 km (Orthophotos: (c)2003/2004, Salzburg AG und DI Wenger-Oehn, digital elevation model: Bundesamt für Eich- und Vermessungswesen in Wien). Die Karte zeigt die Lage im Untersberg auf deutscher Seite.

Abbildung 2

Abbildung 2

Grundkarte und Seitenansicht der Schellenberger Eishöhle. Rotes Kreuz ist die Position der Eiskernbohrung.

2. Methoden

Abbildung 3

Abbildung 3

Mainchemische Stratigraphie aus dem Schellenbergericecore

Im Frühjahr 2016 wurde in der Angemayerhalle nahe dem Haupteingang der Schellenberger Eishöhle (Abb. 2) ein 800 cm Eiskern gebohrt wobei das Leichtbohrsystem maximal 80 cm Länge und 10 cm Durchmesser zurückgewinnt. Die Bohraktivitäten wurden an der Stelle durchgeführt an der die Radarvermessung (Colucci & Forte Personal Communications) die maximale Tiefe der Eislagerstätte Angermayerhalle (ca. 10 mtr.) verifiziert hatte, dies mehr als 5 mtr. vom Touristenweg entfernt. Jeder Eiskern wurde gemessen und in Plastikbeutel zur Konservierung verpackt und in isolierten Boxen mit Trockeneis zur Konservierung während des Transports in die Kühlräume des EuroCold Lab an der Universität Mailand-Bicocca (Italien) gelagert.

Im Kaltlabor wurde der gesamte Eiskern für die visuelle Stratigraphie mit einer Digitalkamera erfasst und in 1 cm Scheiben entlang der vertikalen Achse für Dünnschnitte geschnitten. Ein Viertel der Eiskerne wurde für chemische Probenahmen mit einer Auflösung von 10 cm verwendet. Diese in Kunststoffflaschen gefüllt und gefroren gehalten. Anschliessend wurden Messungen durchgeführt.
Kationen und Anionen wurden mit der Ionenchormatoraphie (Thermo ScientificTM) gemessen (DionexTM, Waltham, MA,USA).
Während der chemischen Messungen wurden ¼ der Eiskerne alle 10 cm geschnitten und pH, Leitfähigkeit, K, Mg, Ca, Na, NH4, NO33 und SO4 3 mal pro Probe analysiert um mehr staistische Signifikanz der Messungen zu erhalten. Tabelle 1 und Abb. 3 zeigen die Ergebnisse der durchgeführten Messungen.

Sulfat hat hauptsächlich drei Quellen: das Mehr (Meersalz und biologischer Prozess), anthropogene Quellen und Vulkanausbrüche. Von letzteren sind die spektakulärsten und anomalsten Signale auf explosive Ausbrüche zurückzuführen, da Millionen Tonnen Sulfat in die Atmosphäre gespuckt werden können und eine geringe (tage-bis monatelange) Verweilzeit in der Atmosphäre haben. Um das Sulfatsignal im Zusammenhang mit einem Vulkanausbruch von dem des Meeres abzuleitenwird die Gesamtsulfatkonzentration mit Natrium (Na+) als Meeresreferenzart mit dem Sulfat-Natrium-Verhältnis (0.252) im Meerwasser normiert: (kein Meersalzsulfat) (nssSO42-) = (SO42-) -0.252 (Na+)- (1)

Abbildung 4

Abbildung 4

Das Blatt in 799 cm Tiefe, das für die Radiokohlenstoffdatierung verwendet wird.

Es ist allgemein bekannt das Na+ der zuverlässigste Marker für Meersalz im Vergleich zu CI- ist (Thamban et al. 2006).

Ein Blatt das in einer Tiefe von 799 cm gefunden wurde (Abb. 4), wurde für das Datum des Radiokohlenstoffs entnommen, an der Universität Mailand-Bicocca vorbereitet und mit dem AMS-Beschleuniger am CNR von Caserta (Italien) datiert.
Das resultierende Datum war für die Eiskerndatierung nicht zuverlässig da es zu jung war. In der Tat sind die Ergebnisse im Radiokohlenstoffalter 100+/- 5ß Jahre BP, d.h. mit der OXCAL Radiokohlenstoff-Kalibrierungsoftware der Universität Oxford (UK) ein Kalenderalter von 1940 bis 1650 n. Chr. Eine zu große Zeitspanne für jede Möglichkeit der Altersauslegung.
Die Dünnschliffbildgebung führte zu einer visuellen Stratigraphie des Eiskerns. Jedes Dia 9x9cm wurde bis zu einer Dicke von 1 mm verdünnt und mit kreuzpolarisierten Filtern via Universalstufe beobachtet (Rigsby 1951, Langway 1958). Eine Rekonstruktion der möglichen Eisfazies wurde durchgeführt um die möglichen Phasen der Eisansammlung zu bewerten und die bestehende Lücke in der Stratigraphie zu verstehen. Der gesamte Eiskern wurde untersucht um die Blasenausrichtung, die Klarglasflächen, das Vorhandensein von Staubschichten oder Linsen und das Vorhandensein von organischen Materialien, auch für die Radiokohlenstoffdaten zu definieren. Für jede Dünnschicht wurde ein digitales Bild mit der Durchlicht-Lichtstufe unter Verwendung von Einzel- und Kreuzpolaroidfiltern aufgenommen. Jedes Bild wurde digital auf der Universalstufe aufgenommen um die Variabilität des Kristallgewebes, die Blasenverteilung und die Größe sowie das Vorhandensein exotischer Materialien (Staub, organischeStoffe, Steine etc..) zu verstehen.

3. Diskussion und Ergebnisse

Eiskern-Stratigraphie
Die durch Dünnschliff abeleitete Eiskern-Stratigraphie erlaubt es zu beurteilen wie die Eisablagerung durch die Atmosphäre und die Höhlendynamik angesammelt oder erodiert wird. Es gibt hauptsächlich 2 verschiedene Arten von Kristallen die mit dem Mechanismus der Abscheidung zusammenhängen.

a) Columnar Eis ist ein großer Eiskristall, normalerweise vertikal länglich, mit einer klaren kontinuierlichen C-Achsen-Orientierung in Bezug auf das Gefrieren des Wasserteichs während der Wintersaison oder Kälteperioden. Dieser Kristall wächst sehr langsam nach dem Gefrieren der Wasseroberfläche. Der Verschluss der Oberfläche erlaubt es das der Kristall nur vertikal im Wasser wächst. Da der Prozess sehr langsam ist wächst der Kristall mit der gleichen optischen Ausrichtung die es im Dünnschnitt erlaubt ähnliche Farben mit sehr wenigen Kristallgrenzen zu beobachten. Typische Eiskristalle sind die von gefrorenen Seen, gefrorener Teiche und Meereis. In Eishöhlen können sie mit dem Schmelzen von Schnee am Haupteingang, Tropfwaser oder der Wirkung des Höhlenmanagements zusammenhängen.

b) Sechskantiges/gerundetes Eis bezieht sich in der Regel auf mittlere bis kleine Kristalle mit einem Durchmesser von weniger als 1 cm, mit abgerundeter Form und manchmal mit eckigen Grenzen jedoch ohne Linse oder Mikroskop nicht leicht zu erkennen. Der große Unterschied in der Ausrichtung der C-Achse ermöglicht es einen sehr körnigen Bereich mit mehr gestreuten optischen Farben zu haben. Diese Kristalle sind normalerweise mit der Schneemetamorphose nach Schneefällen oder Lawinen die die Haupthalle erreichen verbunden. Direkte Schneefälle, windgetriebener Schnee oder Schneefall von der Bergwand oberhalb des Haupteingang können für eine große Schneemenge auf dem Eisdepot sorgen und die folgenden Kalt-/Warmzyklen (Tag/Nacht oder saisonal) reduzieren die großen Schneekristalle in abgerundeten Körnern die die gleiche Form wie das reine Eis (Hexagonalsystem) oder allgemeiner abgerundeter Körner haben. Schnee nach dieser Transformation wurde FIRN genannt. Die Reduzierung des Kristallvolumens ermöglicht es am Firn das Volumen der gesamten Schicht (Dichtung) zu reduzieren und damit die Porosität zu reduzieren. Die folgenden Schmelzprozesse, normalerweise während der Sommersaison, füllen die Hohlräume mit Wasser und bilden ein kompakteres Eis wo auch Wasser und Luftblasen erzeugt werden.

Abbildung 5

Abbildung 5

Schellenberger Eiskernaktivitäten Visualstratigraphie

Die gesamte Stratigraphie zeigt Wechsel von verschiedenen Eisgeweben die hautpsächlich von einem anderen Kristalltyp dominiert werden (Abb. 5). Es gibt einige Schichten die mit diesem Wechsel zusammenhängen, aber es ist nicht möglich regelmäßige Veränderungen in diesen Schichten oder eine Saisonalität zu bewerten, wie sie durch die starken Unterschiede zwischen dem Winter und Sommerakkumulationsverhalten erwartet wird. Der Mangel an Saisonalität kann auf zwei Hauptgründe zurückzuführen sein. Der erste ist das der jährliche Klimazyklus keinen regelmäßigen Wechsel der verschiedenen Akkumulationsmechanismen zulässt. Im Winter kann sich die Schneehöhe am Eingang unterschiedlich stark verändern.

Darüber hinaus können Lawinen und starke Schneefälle den Eingang über einen längeren Zeitraum abdichten oder durch Schneeverwehungen in die Haupthalle ermöglichen. Gleichzeitig kann die Sommersaison nasser oder trockener sein, webenso wie die mittlere saisonale Temperaturveränderung im Laufe des Jahres. Nicht zu vergessen die touristischen Auswirkungen auf die Mikrometeorologie der Eishöhle.

Die gesamte Stratigraphie des Eiskerns können als Original bei Googledrive einsehen. (Abb.6 fragen Sie Valter Maggi nach dem Zugang).

Abbildung 6

Abbildung 6

3.2 Keine See-Salz Sulfate und vulkanische Signale

Trotz der allgemeinen Streuung der Daten und des niedrigen Korrelationskoeffizienten (r=0,197) zeigt die Anwendung einer kubischen Korrelation die an das nss-Sulfat aus dem Schellenberger Eiskern angepasst ist einen klaren Trend der ein relatives Maximum an nss-Sulfat zwischen 600 und 700 cm Tiefe und dem Mittelwert von 0.18 mg/l sowie ein relatives Minimum zwischen 200 und 300 cm Tiefe und einem Mittelwert von 0,11 mg/l zeigt. Wie der Korrelationskoeffizient zeigt ist die Variabilität des nss-Sulfats sehr groß mit Spitzen unter 0,05 mg/l und über 0,35 mg/l (Abb. 7). Die Residuenanalysen der kubischen Korrelation zeigen das alle Proben in die 2 der Variabilität (96% Sicherheit ) einbezogen sind mit Ausnahme von drei Ausreißern in 410, 572 und 582 cm Tiefe diese stellen die zwei Hauptspitzen von allen Aufzeichnungen dar ( jeweils 0,305 und 0,337 mg/l)(Abb.6).

Abbildung 7

Abbildung 7

Untere Platte, Aufzeichnung von nss-Sulfaten mit der kubischen Korrelationskurve (r2=0,299). Die obere Platte zeigt die Residuen der Korrelation mit den Vertrauenslinien von 96% (gestrichelt).
Die Graubereiche stellen die beiden Spitzen dar, die sich auf die Ausreißer in der Korrelation beziehen, bezogen auf die möglichen vulkanischen Ereignisse.

Da das Radiokohlenstoffdatum des Eiskernbodens „modern“ ist und somit wahrscheinlich weniger als 1950 n.Chr. betragen wird, wurde eine vorläufige Korrelation des nss-Sulfat-Eiskerntrends mit einem globalen Sulfat-Emissionsdatensatz verglichen der hauptsächlich mit den Auswirkungen auf den Menschen in der Atmosphäre und Vulkanexplosionen zusammenhängt.
Vulkanische Ereignisse (Smith et al. 2011). In der Tat zeigt der allgemeine Emissionstrend von Ende der 60er Jahre bis 2005 (Smith et al 2011) einen ähnlichen Trend wie das nss-Sulfat. Die Emissionstrends zeiten einen kontinuierlichen Anstieg von 1850 bis Ende der 70er Jahre Anfang der 80er Jahre, wenn die maximale Emission erreicht wird (mehr als 13000000 GT SO2), und dann einen Rückgang im Zusammenhang mit der Verbesserung der Effizienz der Energieerzeugung. Dieser Rückgang im Zusammenhang mit der Verbesserung der Effizienz der Energieerzeugung. Dieser Rückgang endet zu Beginn des neuen Jahrtausends (mindestens weniger als 11000000 Gt SO2) da der Anstieg der Schwellenländer wie China und Indien stattfand (Smith et al. 2011) (Abb.7).

Abbildung 8

Abbildung 8

Vergleich zwischen dem Schwefeldioxid- Emissionsdatensatz (a und b), der (c) optischen Aerosol-Tiefe (AOD) und dem nss-Sulfat aus SIC (d). Die Emissionsdaten und die blaue Linie Smith et al., 2011) werden mit einem Loess-Korrelationsverfahren (blaue und graue gestrichelte Linien) geglättet.

Eine einfache Überlappung der beiden Datensätze erlaubt keine eindeutige Synchronisation zwischen den beiden Datensätzen. Trotz der jährlichen Abstände der Emissionsdaten stellt die Eiskernaufzeichnung (nss-Sulfat und alle anderen) keine kontinuierliche Akkumulation (verschiedene Schneefälle, Lawinen, Tropfwasser) dar und es ist nicht auszuschließen das ein Teil der Stratigraphie nicht abtaut. Aus diesem Grund benötigen sie für die Synchronisation einige Referenzhorizonte die in beiden Datensätzen gut ersichtlich sind. Der Vergleich der beiden Datenätze könnte durch die beiden nss-Sulfatpeaks die durch die drei Ausreißer repräsentiert werden als Referenzhorizont für mögliche vulkanische Spitzen verbessert werden.

In den letzten 50 Jahren gab es hunderte von Vulkanausbrüchen auf der ganzen Welt, aber wenn wir die Suche auf VEI (Volcanic Explosive Index) = 4 einschränken die durch Plinianische Ausbrüche mit mehr der 10 km troposphärische Felder und definitive stratosphärische Injektionen der Materialien (Newhall und Self, 1982) ist die Anzahl auf wenige Ereignisse reduziert, besonders wenn sie mit dem Transport der nördlichen Hemisphäre zusammenhängt.

Aus kontinuierlichen Lidarmessungen in Garmisch-Partenkirchen (Deutschland) von 1976 wurde die europäische Stratosphäre hauptsächlich von zwei großen Auswirkungen beeinflusst: dem El Chichon im Jahr 1982 und dem Pinatubo im Jahr 1991. Die Lidarmessungen bei 694,3 nm Wellenlänge die den integrierten stratospärischen Rückstreukoeffizienten darstellen, zeigen, das die Dauer des El Chichon und der Pinatubo-Eruptionen in Bezug auf die süddeutsche stratosphärische Zusammensetzung nicht ähnlich sind. Der El Chichon stellt eine Erhöhung des Lidarsignals dar das nach 200 Tagen des Ausbruchs das Maximum erreiche und das Signal für mehr als 5 Jahre bewahrte bevor es den Hintergrundwert erreichte; der Pintatubo stellte einen schnelleren Anstieg der atmosphärischen Sulfate dar, die nach 100 Tagen nach dem Ausbruch das Maximum erreichten und einen Rückgang auf dem Hintergrundnieveau in den nächsten 5 Jahren hatten (Trickl et al, 2013; Jager 2005).
El Chichon ist ein mexikanischer Vulkan (17.360 N, 93.228 W) der 1982 dreimal am 29. März, 4. April und 27. Mai ausbrach (alle mit VEI 5) und mehr als 1900 Menschen tötete (hauptsächlich während des Ausbruchs am 29. März) (Quelle: NGDC-NOAA Significant Volcanic Exuption Database https://www.ngdc.noaa.gov/hazard/volcano/shtml) und injizierte 7 Millionen Tonnen Solfurdioxid (SO2) und 20 Millionen Tonnen Partikelmaterial in die Stratosphäre (Rebock, 2002). Ein Nettokühleffekt von ca. 0.3° C wurde als Folge des El Chichon-Aerosols geschätzt (Angell und Korshover 1983; Handler 1989), aber das durch die El Chicon-Wolke verursachte Gesamtpotenzial an Kühlung wurde durch Erwärmung im Zusammenhang mt El Nino Southern Oszillation gemildert (Angell,1988, 1990).
Pinatubo ist ein philippinischer Vulkan (15.130 N; 120.350 E), der am 15. Juni 1991 ausbrach (VEI 6) und mehr als 450 Menschen tötete. Er stieß rund 17 Millionen Tonnen Solfurdioxid (SO2) in die Atmosphäre aus. Pinatubo hatte einen viel größeren strahlenden Einfluss wie als El Chichon in der südlichen Hemisphäre (Dutton und Christy, 1992). Pinatubos Wolke verursachte etwas das 1,7-fache der globalen Strahlungsintensität von El Chichon was die geschätzte Abkühlung von 0,5° C ergab.

Beim Vergleich des Sulfatemissonsprotokolls und des SIC nss-Sulfatprotokolls ist es möglich die beiden Korrelationskurven, die das relative Maximum und das relative Minimum überlappen, anzupassen, wobei zu beachten ist das die Ausreißerspitzen zwischen 1982-1983 für den Tiefenspieß 560-580 cm und zwischen 1990 und 1991 für den Tiefenspieß auf 410 cm fallen. Diese gute Korrelationen zwischen den Korrelationskurven und dem Alter der beiden Vulkanspitzen ermöglichen es eine vorläufige Tiefenbeziehung für das SIC zu schaffen die zuverlässig genug sind um die Akkumulationsrate der oberen 8 m der Eisablagerung zu berechnen.
Unter Beobachtung des NSS-Sulfat-Rekords weisen die beiden Vulkanspitzen eine unterschiedliche Dicke auf wobei der Wert von El Chichon sich auf 2 Proben bezog, die mehr als 20 cm Eisfläche bedeckten. Die des Pinatubo von nur von einer Probe entspricht 10 cm der Aufzeichnung, diese Unterschiede sind nicht sehr repräsentativ sondern in Richtung der realen Ereignisse gesehen in der europäischen Atmosphäre mit dem Ausbruch des El Chichon anhaltender als der Pinatubo, trotz der Unterschiede im VEI-Index.

Eine einfache Überlappung der beiden Datensätze erlaubt keine eindeutige Synchronisation zwischen den beiden Datensätzen. Trotz der jährlichen Abstände der Emissionsdaten stellt die Eiskernaufzeichnung (nss-Sulfat und alle anderen) keine kontinuierliche Akkumulation (verschiedene Schneefälle, Lawinen, Tropfwasser) dar und es ist nicht auszuschließen das ein Teil der Stratigraphie nicht abtaut. Aus diesem Grund benötigen sie für die Synchronisation einige Referenzhorizonte die in beiden Datensätzen gut ersichtlich sind. Der Vergleich der beiden Datenätze könnte durch die beiden nss-Sulfatpeaks die durch die drei Ausreißer repräsentiert werden als Referenzhorizont für mögliche vulkanische Spitzen verbessert werden.

In den letzten 50 Jahren gab es hunderte von Vulkanausbrüchen auf der ganzen Welt, aber wenn wir die Suche auf VEI (Volcanic Explosive Index) = 4 einschränken die durch Plinianische Ausbrüche mit mehr der 10 km troposphärische Felder und definitive stratosphärische Injektionen der Materialien (Newhall und Self, 1982) ist die Anzahl auf wenige Ereignisse reduziert, besonders wenn sie mit dem Transport der nördlichen Hemisphäre zusammenhängt.

Aus kontinuierlichen Lidarmessungen in Garmisch-Partenkirchen (Deutschland) von 1976 wurde die europäische Stratosphäre hauptsächlich von zwei großen Auswirkungen beeinflusst: dem El Chichon im Jahr 1982 und dem Pinatubo im Jahr 1991. Die Lidarmessungen bei 694,3 nm Wellenlänge die den integrierten stratospärischen Rückstreukoeffizienten darstellen, zeigen, das die Dauer des El Chichon und der Pinatubo-Eruptionen in Bezug auf die süddeutsche stratosphärische Zusammensetzung nicht ähnlich sind. Der El Chichon stellt eine Erhöhung des Lidarsignals dar das nach 200 Tagen des Ausbruchs das Maximum erreiche und das Signal für mehr als 5 Jahre bewahrte bevor es den Hintergrundwert erreichte; der Pintatubo stellte einen schnelleren Anstieg der atmosphärischen Sulfate dar, die nach 100 Tagen nach dem Ausbruch das Maximum erreichten und einen Rückgang auf dem Hintergrundnieveau in den nächsten 5 Jahren hatten (Trickl et al, 2013; Jager 2005).
El Chichon ist ein mexikanischer Vulkan (17.360 N, 93.228 W) der 1982 dreimal am 29. März, 4. April und 27. Mai ausbrach (alle mit VEI 5) und mehr als 1900 Menschen tötete (hauptsächlich während des Ausbruchs am 29. März) (Quelle: NGDC-NOAA Significant Volcanic Exuption Database https://www.ngdc.noaa.gov/hazard/volcano/shtml) und injizierte 7 Millionen Tonnen Solfurdioxid (SO2) und 20 Millionen Tonnen Partikelmaterial in die Stratosphäre (Rebock, 2002). Ein Nettokühleffekt von ca. 0.3° C wurde als Folge des El Chichon-Aerosols geschätzt (Angell und Korshover 1983; Handler 1989), aber das durch die El Chicon-Wolke verursachte Gesamtpotenzial an Kühlung wurde durch Erwärmung im Zusammenhang mt El Nino Southern Oszillation gemildert (Angell,1988, 1990).
Pinatubo ist ein philippinischer Vulkan (15.130 N; 120.350 E), der am 15. Juni 1991 ausbrach (VEI 6) und mehr als 450 Menschen tötete. Er stieß rund 17 Millionen Tonnen Solfurdioxid (SO2) in die Atmosphäre aus. Pinatubo hatte einen viel größeren strahlenden Einfluss wie als El Chichon in der südlichen Hemisphäre (Dutton und Christy, 1992). Pinatubos Wolke verursachte etwas das 1,7-fache der globalen Strahlungsintensität von El Chichon was die geschätzte Abkühlung von 0,5° C ergab.

Beim Vergleich des Sulfatemissonsprotokolls und des SIC nss-Sulfatprotokolls ist es möglich die beiden Korrelationskurven, die das relative Maximum und das relative Minimum überlappen, anzupassen, wobei zu beachten ist das die Ausreißerspitzen zwischen 1982-1983 für den Tiefenspieß 560-580 cm und zwischen 1990 und 1991 für den Tiefenspieß auf 410 cm fallen. Diese gute Korrelationen zwischen den Korrelationskurven und dem Alter der beiden Vulkanspitzen ermöglichen es eine vorläufige Tiefenbeziehung für das SIC zu schaffen die zuverlässig genug sind um die Akkumulationsrate der oberen 8 m der Eisablagerung zu berechnen.
Unter Beobachtung des NSS-Sulfat-Rekords weisen die beiden Vulkanspitzen eine unterschiedliche Dicke auf wobei der Wert von El Chichon sich auf 2 Proben bezog, die mehr als 20 cm Eisfläche bedeckten. Die des Pinatubo von nur von einer Probe entspricht 10 cm der Aufzeichnung, diese Unterschiede sind nicht sehr repräsentativ sondern in Richtung der realen Ereignisse gesehen in der europäischen Atmosphäre mit dem Ausbruch des El Chichon anhaltender als der Pinatubo, trotz der Unterschiede im VEI-Index.

3.5 Vorläufige Alters-Tiefenbeziehung

Die mittlere jährliche Akkumulationsrate (MAAR) wurde unter Verwendung der beiden Vulkangipfel El Chichon (1983) und Pinatubo (1991) unter Verwendung der folgenden Beziehung geschätzt:

wobei das Akkumulationsalter in cm Eisäquivalent pro Jahr, in der Tiefe die Tiefendifferenz zwischen den beiden Vulkanereignissen und das Alter die Altersdifferenz zwischen den beiden Vulkaneereignissen ist (Tab.1) Das Ergebnisist 17,77, die 16,29 cm Wasseräquivalent bei maximaler Eisdichte (0,917 g cm-3) darstellen (Patterson 2004). Diese Gleichung erlaubt es das minimale Wasseräquivalent MAAR zu schätzen, da die verwendete Eisdichte das maximal mögliche ist, normalerweise bezogen auf reines Eis (ohne Blasen und Verunreinigungen).
Durch die Verwendung des MAAR in Eisäquivalent, das durch vulkanische Spitzenunterschiede erhalten wird, ist es möglich auf die Oberfläche und auf den boden das Verhältnis von Tiefe und Alter zu extrapolieren. Die 410 cm Eis von der Oberfläche bis zu den Vulkanspitzen des Pinatubo sind 19,4 Jahre alt und erreichen das Jahr 2014 statt 2016 beim Alter der Bohrung. Bei gleicher Beziehung bis zum Boden des Eiskerns in 820 cm Tiefe ist die Tiefe 2, die 11 Jahre represäntiert mit einem Bodenalter von 1968 (+/- 1 Jahr) Kalenderjahren.
Der Mangel zwischen dem Bohrjahr und dem vom MAAR extrapolierten Jahr zwischen den beiden Vulkanen kann auf 1) das Schmelzen eines Teils der Eislagerstätte während der letzten Sommersaison oder 2) den Rückgang des MAAR in den letzten 25 Jahren zurückzuführen sein. Wie in der visuellen Stratigraphie das Vorhandesein von Schmelzoberflächen in den oberen 400 cm, die die Akkumulationsrate beeinflussen können zeigen, reduziert (oder annulliert) die jährlichen Schichten. Andererseits ist es schwierig u bedenken, das der MAAR in den letzten 50 Jahren konstant geblieben ist. Wenn die Oberfläche das Jahr 2016 repräsentiert, beträgt das Alter des Pinatubo-Markers 25 Jahre und bei Verwendung der oberen 410 cm als Tiefe 16,49 (15,0 cm w.e) und wird als untere Grenze des Schellenberger Eiskerns MAAR verwendet.

Verein für Höhlenkunde Schellenberg e. V. ~ 83487 Marktschellenberg ~ Salzburger Straße 38 ~ Telefon: 0049 8650 98 45 60 ~ Email: info@eishoehle.net

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