Forschung: Aktueller Forschungsschwerpunkt 2002

Klimaänderungen durch Vulkane


Einleitung

Die Frage, ob menschlichen Aktivitäten bereits das Klima beeinflussen scheint mit dem letzten IPCC-Bericht (2001) endgültig mit ‚Ja' beantwortet werden zu müssen (siehe aktuelles Forschungsthema 2001). Dennoch sind zumindest additiv auch natürliche Ursachen von Klimaänderungen wie Vulkanausbrüche, Variationen der Sonnenaktivität oder inhärente Schwankungen in Klimasystem zu berücksichtigen. Der dekadische gemittelte Strahlungsantrieb durch explosive Vulkanausbrüche schwankte seit 1850 um 1,5W/m2 und liegt damit in der Größenordnung anthropogener Effekte. Deshalb ist es notwendig, sich genauer mit diesen Phänomen auseinander zu setzen. Große Vulkaneruptionen wurden schon immer mit Klima- und Witterungsanomalien in Verbindung gebracht. Besonders starke Vulkaneruptionen führen zu einem Anstieg des Schwefelsäureaerosols in der unteren Stratosphäre um eine bis zwei Größenordnungen. Dieses Schwefelsäureaerosol wird durch die Oxidation magmatischer schwefelhaltiger Gase (vor allem SO2 und H2S) nach ihrem Transport in die Stratosphäre gebildet. Eine Übersicht der von besonders starken Vulkanbrüchen emittierten Schwefelmenge ist in Tabelle 1 zusammen mit einem Explosivitäts- und einem Trübungsindex angegeben.


Der Explosivitätsindex hat, ähnlich wie die Richter-Skala für Erdbeben, eine logarithmische Skala und der Trübungsindex ist so bemessen, dass er einen Wert von 1000 für die bekannte Eruption des Krakatoa (1883) ergibt. Wie man sieht, war das Ende des 19. /Anfang des 20. Jahrhunderts eine Phase besonders hoher vulkanischer Aktivität und nach einer Ruhepause von 50 Jahren, in der keine besonders starken Eruptionen auftraten, setzte mit der Eruption des balinesischen Vulkans Agung (1963) eine neue Serie ein. In den letzten beiden Jahrzehnten des 20. Jahrhunderts scheint die vulkanische Aktivität zunehmend stärker geworden zu sein und entsprechend mehr vulkanische Gase sind der Atmosphäre zugeführt worden. Da die Aerosoltröpfchen sehr klein sind und in der Stratosphäre praktisch nur Gravitationskräfte zum Ausfällen führen, während Ausregnen und Auswaschen, die in der Troposphäre die effektivsten Reinigungsprozesse darstellen, fehlen, klingen vulkanische Störungen nur langsam ab. Die Aerosolmasse reduziert sich mit einer Halbwertszeit von etwa einem Jahr und deshalb kann man von etwa zwei Jahren deutlicher Klimabeeinflussung nach einem entsprechend starken Ausbruch ausgehen. Erst nachdem Satellitenmessungen, die eigentlich zum Beobachten der Ozonschicht eingesetzt wurden, nach der Eruption des El Chichón (1982) große Mengen von SO2 entdeckten, wurde klar, dass nicht feste Ascheteilchen, sondern Schwefelsäuretröpfchen mit Radien von 0,1 bis 0,5 ?m das vulkanische Aerosol in der unteren Stratosphäre bestimmen. Diese kleinen Tröpfchen können besonders intensiv mit der Strahlung wechselwirken, indem sie sichtbares Licht teilweise zurückstreuen und im nahen Infrarot sowie im langwelligen Bereich des Spektrums Strahlung absorbieren. Das hat zur Folge, dass einerseits weniger Sonnenstrahlung zur Erdoberfläche vordringt und somit die Atmosphäre abgekühlt wird: Im Falle von Krakatau (1883) und Pinatubo (1991) etwa um 0,3° C im globalen Mittel. Andererseits führt die Absorption von Strahlung durch das Vulkanaerosol zu erheblichen (2-5° C) Erwärmungen in der Stratosphäre. Die sind, wie später beschrieben werden wird, verantwortlich für zunächst ganz unerwartete Klimafolgen tropischer Vulkanausbrüche. Diese Aerosoltröpfchen aus hydrierter Schwefelsäure sind auch chemisch aktiv, indem sie die Aktivierung von Chlorverbindungen ermöglichen, die schließlich ozonzerstörend wirken.


Da starke Vulkaneruptionen eine bedeutende, wenn auch relativ kurzzeitige Störung für das Klimasystem darstellen, können globale Klimamodelle sehr effektiv daran getestet werden, wie sie die Reaktion des Klimas im Vergleich zu Beobachtungen widerspiegeln. Dazu ist es notwendig, die entsprechenden Prozesse von Aerosolbildung, Strahlungstransport und chemischen Reaktionen im Wechselspiel mit der Zirkulation der Atmosphäre adäquat zu modellieren. Vulkanische Quellen (besonders unspektakuläre effusive und schwach eruptive) rangieren beim Eintrag von Schwefelverbindungen in die Atmosphäre nach anthropogenen Quellen (vor allem durch die Verbrennung fossiler Energieträger) an zweiter Stelle. Ihre genaue Quellstärke ist aber wegen bislang unzureichender Beobachtungsdichte und -qualität nur sehr unzureichend bekannt. Klar ist nur, dass sie erheblich zum Schwefelhaushalt der Atmosphäre beitragen können und in Raum und Zeit hochvariabel sind. Das unterscheidet sie vor allem von den gut bekannten anthropogenen Quellen. In die untere Atmosphäre (Troposphäre) eingebrachte Schwefelaerosole können durch ihre Beteiligung am Strahlungstransfer ebenfalls das Klima beeinflussen.

 

Die Rolle der Vulkane im Klimageschehen wurde am Max-Planck-Institute für Meteorologie in den letzten Jahren intensiv untersucht.

Dazu wurden die vorhandenen Klimamodelle (Abb.1) mit zusätzlichen Prozessen erweitert, so dass die Entwicklung des vulkanischen Sulfataerosols in der Stratosphäre nun größenaufgelöst dargestellt werden kann. Die Wechselwirkung von festen Teilchen (Aschen), die bei Eruptionen freigesetzt werden, mit atmosphärischem Wasserdampf und vulkanogenen Gasen in der Eruptionswolke wird von einem speziellen, hochaufgelösenden Modell simuliert. Die Effektivität des Transportes von Wasser, Schwefel und Halogenen in die Stratosphäre in Abhängigkeit von verschiedenen Eruptionsparametern und Umgebungsbedingungen kann mit diesem neuen Modell abgeschätzt werden. Mit den Ergebnissen, die aus den erweiterten Modellen folgen, können sowohl die Klimaauswirkungen als auch die Effekte auf das stratosphärische Ozon besser als bisher bestimmt werden. Das "natürliche Klimaexperiment" Vulkaneruption kann somit noch besser zur Evaluierung der Klimamodelle eingesetzt werden und die Folgen von großen Vulkanausbrüchen lassen sich in Zukunft voraussagen.

2. Abschätzung vulkanischer Emissionen in die Atmosphäre

Trotz nachgewiesener Wirkung auf das Klima sind vulkanische Emissionen nur unzureichend quantifiziert. Satellitengetragene Fernerkundungsmethoden ermöglichen zwar den Nachweis von Vulkaneruptionen auch in sehr abgelegenen Gebieten, wo nur wenige Messstationen vorhanden sind, aber von Satelliten werden nur verhältnismäßig starke Eruptionen detektiert, die große Zahl der stillen Entgasungen wird nicht erfasst.

Eine komplette Datenerhebung ist technisch nicht realisierbar und zudem besonders bei explosiven Eruptionen gefährlich. Das am Max-Planck-Institut für Meteorologie entwickelte numerische Modell ATHAM (Active Trace High Resolution Atmosphere Model) beschreibt alle wesentlichen Prozesse in vulkanischen Eruptionswolken sowohl für stille als auch für explosive Ereignisse. Mit Hilfe dieses Modells können quellnahe Prozesse untersucht und die für die Emissionsstärke wesentlichen Parameter bestimmt werden. Diese Parameter können dann durch gezielte Beobachtung genauer quantifiziert werden.

Die Injektion von klimarelevanten Gasen bei hochexplosiven Vulkaneruptionen in die Stratosphäre hängt wesentlich von der Höhe der Eruptionssäule ab. Simulationen mit dem Plumemodell haben gezeigt, dass nicht nur die vulkanischen Eruptionsparameter wie Vertikalgeschwindigkeit, Temperatur und Gasgehalt relevant sind, sondern dass auch die Stabilität der umgebenden Atmosphäre ganz maßgeblich die Eruptionshöhe bestimmt. Ein weiterer wichtiger Parameter ist die Umgebungsfeuchte, denn zusammen mit magmatischem Wasserdampf bildet sich Niederschlag in der aufsteigenden Eruptionssäule. Die freiwerdende latente Wärme stellt einen wichtigen Beitrag zur konvektiven Energie dar. Zudem wird durch die Befeuchtung oder Vereisung von vulkanischen Aschepartikeln deren Aggregation begünstigt. Solche Asche-Hydrometeor-Aggregate besitzen eine größere Sedimentationsgeschwindigkeit als die einzelnen Teilchen. Vulkanische Gase, die von diesen Aggregate ausgewaschen werden, haben ebenfalls eine geringere Lebensdauer in der Atmosphäre. Umso mehr Flüssigwasser in einer Vulkanwolke existiert, desto größer sind Aggregations- und Auswascheffizienz. Der größte Teil der Hydrometeore liegt als Eis vor, umso heißer das Magma und umso größer die Vertikalgeschwindigkeit, desto weniger Flüssigwasser existiert. Die klima-relevanten Schwefelgase SO2 and H2S besitzen nur eine geringe Wasserlöslichkeit, aber es ist möglich, dass sie in Eispartikel eingeschlossen werden, wenn sie gleichzeitig mit Wasserdampf auf einem wachsenden Eiskristall kondensieren (Ko-Kondensation). Dadurch wird die Auswascheffizienz für Schwefelgase erhöht.

HCl ist im Gegensatz zu den vulkanischen Schwefelverbindungen sehr gut wasserlöslich. Daher wurde bisher angenommen, dass dieses Gas vollständig durch Wassertropfen ausgewaschen wird und dass Vulkane nicht zur Chlorbelastung der Stratosphäre beitragen. Simulationen mit ATHAM haben aber gezeigt, bei hochexplosiven Eruptionen und bei niedriger relativer Feuchte in der Atmosphäre vulkanisches Chlor direkt in die Stratosphäre injiziert werden kann, wo es zusammen mit den Schwefelaerosolen ozon-zerstörend wirkt. (Abb.2)

3. Strahlungswirkung

Die beiden massenmäßig wichtigsten vulkanischen Gase Wasserdampf (H2O) und Kohlendioxid (CO2) sind nur auf extrem langen, geologischen Zeitskalen klimarelevant, da die Emissionsmengen im Vergleich zu ihrer Konzentration in der Atmosphäre vernachlässigbar sind. Vulkanische Aschen fallen schnell aus der Atmosphäre aus und haben nur einen kurzzeitigen Einfluss auf Strahlungstransport und Dynamik der Atmosphäre. Der Klimaeffekt von Vulkanen basiert vor allem auf den schwefelhaltigen Gasen (SO2 und H2S). Sie werden, wenn sie die Stratosphäre erreichen, mit einer Umwandlungsrate 1/e pro Monat in gasförmige Schwefelsäure (H2SO4) oxidiert. Die erhöhte Schwefelsäurekonzentration verstärkt das stratosphärische Hintergrundaerosol einerseits durch binäre homogene Nukleation (Gas-Teilchenumwandlung) von Schwefelsäure und Wasser, wodurch die Teilchenzahl erhöht wird, andererseits durch Kondensation von H2SO4 und H2O auf vorhandenen Teilchen, deren Radien dadurch anwachsen.

Das vulkanische Aerosol in der Stratosphäre hat typischerweise effektive Radien im Bereich der Wellenlänge sichtbaren Sonnenlichts. Deshalb sind sie besonders wirksame Streuer von Sonnenlicht. Bei großen Eruptionen, wie El Chichón 1982 oder Pinatubo 1991 wird die direkte Sonnenstrahlung in einer Größenordnung von 100 W/m2 reduziert. Fast um den gleichen Betrag nimmt die diffuse Strahlung zu, der Himmel erscheint dann am Tage milchig weiß. Die Differenz zwischen reduzierter direkter und erhöhter diffuser Strahlung ist in der Größenordnung von wenigen (1-10) W/m2 am Erdboden und führt zu einer Abkühlung der Erdoberfläche.

Die atmosphärischen Auswirkungen einer vulkanischen Störung sind abhängig von der geographischen Breite ihres Auftretens. Tropische Vulkane können das globale Klimasystem beeinflussen, da sich die Eruptionswolke in beide Hemisphären ausbreiten kann. Eruptionen in mittleren bis hohen Breiten beeinflussen vornehmlich ihre eigene Hemisphäre. Das zeigen die mit einem prognostischen Aerosol berechneten Heizratenanomalien für die Eruption des Mt. Pinatubo (Philippinen 1991, 15.14 N, 120.35 E) und des Laacher See Vulkans (Deutschland vor circa 13.000 Jahren, 50.5N, 7.2E)). Während die Heizratenanomalien der Laacher See Eruption nur nördlich des Äquators zu finden sind, erstrecken sich die Heizratenanomalien der Pinatubo Eruption zwischen 60 S und dem Nordpol.

Neben der Streuung von sichtbarem Sonnenlicht spielt auch Absorption von Strahlungsenergie eine wichtige Rolle. Im oberen Bereich der Aerosolwolke wird solare Strahlung im nahen Infrarot absorbiert. Dieser Effekt überwiegt die erhöhte langwellige Ausstrahlung durch das Aerosol und führt zu einer deutlichen Erwärmung der unteren Stratosphäre. Dazu trägt etwa in gleichem Maße die verstärkte Absorption von langwelliger terrestrischer Strahlung im unteren Bereich der Aerosolwolke bei. Die Erwärmung der stratosphärischen Aerosolschicht ist am stärksten dort, wo die Bodentemperaturen am höchsten und die Sonnenstrahlung am stärksten ist - in den Tropen. Der daraus entstehende Temperaturunterschied zwischen verschiedenen Breiten führt zu Zirkulationsanomalien nicht nur in der Stratosphäre, sondern auch in der Troposphäre, die im Winter der Nordhemisphäre den reinen Strahlungseffekt großer tropischer Vulkaneruptionen völlig überdecken können.

4. Dynamische Effekte

Abkühlung an der Erdoberfläche ist der typische Effekt, nach dem bei Analysen von Beobachtungsmaterial gesucht wurde, wenn die Klimawirkung von Vulkanen gezeigt werden sollte. Allerdings ergaben sich immer wieder Diskrepanzen zu Beobachtungen derart, dass die Modelle die größten Effekte für den Winter ergaben, wenn infolge der Abkühlung mehr Schnee fällt und dieser wegen der erhöhten Albedo die Abkühlung verstärkt. Beobachtungen konnten dies aber nicht bestätigen. Ein Problem bei der Datenanalyse ist, dass häufig El Niños (siehe Forschungsschwerpunkt 1998) gleichzeitig mit vulkanischen Störungen aufgetreten sind (allerdings nicht in ursächlichem Zusammenhang!) und sich so zwei etwa gleichstarke Klimaantriebe überlagerten. Die statistisch "bereinigten" Vulkansignale zeigen sehr gut die erwartete Abkühlung in niederen Breiten und Nordamerika, die teilweise erheblichen positiven Temperaturabweichungen im Winter über Europa und Sibirien konnten aber immer noch nicht erklärt werden. Das gelang erst durch die Anwendung von Klimamodellen am Max-Planck-Institute für Meteorologie, die die stratosphärische Zirkulation und ihre Veränderung durch die oben genannten Strahlungsprozesse einigermaßen realistisch beschreiben.


Das in Abbildung 3 und 4  gezeigte Muster von Temperaturanomalien nach der Pinatubo Eruption (Juni 1991) ist charakteristisch für alle Großeruptionen. Die beobachteten Strukturen ähneln stark denen der Simulation, sind aber, besonders über Asien, wo positive Anomalien von mehr als 2,5° C (im Wintermittel!) auftraten, in den Amplituden stärker. Die positiven Werte im tropischen Pazifik sind auf das gleichzeitig ablaufende El Niño-Ereignis zurückzuführen, das in den Modellsimulationen hier unberücksichtigt blieb.

Die Sommertemperaturen (Abb.3) sind über allen Kontinenten reduziert und es ergeben sich Anomalien von 1-2 K über großen Arealen. Diese sind vor allem auf die Abschwächung der Sonnenstrahlung zurückzuführen. Die hohen Temperaturen über Europa sind kein direkter Effekt der Vulkaneruption, sondern wurden durch eine anhaltende Hochdrucklage erzeugt, die das Klimamodell nicht reproduzierte. Die Temperatur der unteren Troposphäre war im ersten Winter (Abb.4) nach Pinatubo über Nordamerika, Europa und Sibirien viel wärmer als normal, während sich Kälte über Grönland, dem Mittleren Osten und Südostasien (hier nur in den Satellitendaten sehr deutlich) breit machte. In diesem (und auch im darauffolgenden) Winter schneite es in Jerusalem - ein sehr seltenes Ereignis. Offenbar gibt es besonders starke dynamische Effekte, die die Zirkulation in mittleren Breiten und die Struktur der planetaren Wellen beeinflussen. Eine theoretische Erklärung für diese Effekte wurde erstmals am Max-Planck-Institut für Meteorologie gegeben. Es konnte gezeigt werden, dass es einen direkten Zusammenhang zwischen der Stärke des winterlichen Polarwirbels in der unteren Stratosphäre sowie Phase und Amplitude von planetaren Wellen in der Troposphäre gibt. Wenn der Polarwirbel stark ist, ergibt sich gerade eine solche Wellenstruktur, die zu den nach Vulkanausbrüchen beobachteten Temperaturanomalien führt. Dieses Muster ist ein natürliches Variabilitätsmuster, das der Atmosphäre innewohnt. Es kann deshalb leicht angeregt werden und ist nicht auf Vulkanausbrüche beschränkt. Auch der zunehmende Treibhauseffekt, die Beeinflussung von Ozon durch die FCKWs und sogar solare Variationen können dieses Muster anregen. Der Mechanismus, der zu diesem Verhalten führt, ist vereinfacht so, dass in der Troposphäre angeregte (z.B. durch Gebirge oder Land-Meer-Kontraste) planetare Wellen normalerweise in die Stratosphäre vordringen und dort zu Erwärmung führen. Dieses Vordringen wird ab einer bestimmten kritischen zonalen Windgeschwindigkeit verhindert. Dann wird die Energie der planetaren Wellen reflektiert, überlagert mit der ursprünglichen Welle in der Troposphäre und erzeugt schließlich ein verändertes stationäres Wellenmuster. Wenn der Polarwirbel extern angetrieben wird (wie z.B. durch die starke Absorption von Wärmestrahlung am vulkanischen Aerosol in den Tropen und den damit verstärkten Temperaturgradienten zwischen Äquator und Pol) werden die sonst auftretenden plötzlichen stratosphärischen Erwärmungen unterdrückt und der starke Polarwirbel bleibt den ganzen Winter über erhalten. Dabei wird die untere Stratosphäre innerhalb des isolierten Wirbels kalt gehalten.

5. Chemische Effekte

Vulkanische Aerosole beeinflussen nicht nur die Strahlungsströme in der Stratosphäre, sondern auch chemische Prozesse. Am wichtigsten ist dabei der Einfluss auf das Ozon. Die Reaktionen, die Ozon bilden und zerstören, sind abhängig von ultravioletter Strahlung, sowie der Temperatur und dem Vorhandensein von Oberflächen, an denen heterogene chemische Reaktionen stattfinden können. All diese Parameter werden durch Vulkane beeinflusst. Durch die Erwärmung der aerosolführenden Schicht der Stratosphäre kommt es zu einer Anhebung der Isentropenflächen und das auf ihnen transportierte Ozon gelangt in höhere Atmosphärenschichten. Dort kommt es wegen der höheren Energiedichte der Solarstrahlung zur vermehrten Photodissoziation und damit zur Absenkung der Gleichgewichtskonzentration von Ozon, also zu einem effektiven Ozonabbau. In gleicher Richtung kann auch durch das Aerosol rückgestreutes und mehrfach gestreutes Sonnenlicht wirken. Heterogene Chemie, die zum plötzlichen Entstehen des antarktischen Ozonlochs in jedem Jahr seit 1979 führt, spielt sich an der Oberfläche von aus Salpetersäure und Wasser bestehenden Elementen der polaren stratosphärischen Wolken (PSC) ab. Diese entstehen nur bei extrem niedrigen Temperaturen und sind daher über der Arktis seltener. Bei diesen heterogenen Reaktionen wird das aus FCKW stammende anthropogene Chlor in der Stratosphäre aktiviert und kann dann nach dem Ende der Polarnacht sehr schnell Ozon zerstören. Durch die Isolation des arktischen Polarwirbels und die damit einhergehenden sehr niedrigen Temperaturen nach Vulkanausbrüchen entstehen mehr PSC und der Ozonabbau im Frühjahr wird verstärkt. Ganz ähnliche Reaktionen können aber auch auf den aus Wasser und Schwefelsäure bestehenden vulkanischen Aerosolen ablaufen. Dann ist dieser Prozess nicht mehr auf die extrem kalten Polargebiete beschränkt und ist ganzjährig global wirksam. So wurde nach dem Pinatubo Ausbruch 1991 eine Reduktion des Gesamtozons in den Tropen von 2% und in mittleren Breiten von 7% gemessen. Innerhalb der Aerosolwolke war der Ozonabbau noch viel stärker und erreichte -20% bis -30% in mittleren nördlichen Breiten. Unter natürlichen Bedingungen, also ohne das antropogene FCKW, wäre dagegen eine Zunahme von stratosphärischem Ozon zu erwarten gewesen. Die geringere Ozonkonzentration und deshalb geringere UV-Absorption führte zu einer geringeren Erwärmung im Bereich der Pinatubo Aerosolwolke - die oben besprochenen dynamischen Effekte waren daher reduziert. Modellrechnungen am MPI für Meteorologie haben gezeigt, dass dieser Effekt etwa ein Drittel des Gesamteffekts ausmacht.

6. Zusammenfassung

Vulkanische Großeruptionen, bei denen einige Millionen Tonnen von Schwefeldioxid und/oder Schwefelwasserstoff in die Stratosphäre gelangen, sind generell in der Lage, das Klima zumindest über einen Zeitraum von 1-2 Jahren deutlich zu beeinflussen. Absorption und Streuung von Sonnenstrahlung bzw. terrestrischer Wärmestrahlung an vulkanischem Aerosol in der Stratosphäre führt zu Anomalien in der Energieverteilung. Diese können zu Änderungen der Zirkulation der Atmosphäre führen, deren advektiv bedingte Temperatur- und Niederschlagsanomalien die reinen Strahlungseffekte überkompensieren. Zur Zeit sind vulkanische Emissionen noch nicht ausreichend quantifiziert. Dies ist zum einen auf Schwierigkeiten bei der Datenerfassung zurückzuführen, zum anderen aber auch auf die Komplexität der post-eruptiven Prozesse, welche die Spezifikation und die Konzentration der eruptierten Gase und Partikel modifizieren. Nachgewiesen ist der Einfluss des Menschen auf die Wirkung von Vulkanaerosol hinsichtlich des stratosphärischen Ozons. Erst nachdem mit dem Freisetzen von FCKWs ein Chlorreservoir in der Stratosphäre geschaffen wurde, wirkt das Schwefelsäureaerosol ozonabbauend. Die menschengemachte Ozonvernichtung durch vulkanisches Aerosol wirkt auch der Aufheizung der Aerosolschicht entgegen und dämpft damit die dynamischen Auswirkungen von Vulkanaerosol auf die stratosphärische und troposphärische Zirkulation.

Autor: Hans Graf

 

Zu den Abbildungen:

Tabelle1: Die größten Vulkanausbrüche der letzten 250 Jahre, ihre Explosionskraft ( 1 - 8 ), atmosphärische Trübung genormt auf die Krakatau-Eruption (1885) und gemessene bzw. aus geologischen Befunden geschätzte SO2 - Emissionen. Vor allem die SO2 - Emissionen sind extrem unsicher!
Abbildung 1: Die vulkanische Aktivität spielt sich in ganz verschiedenen Größenordnungen ab, von der stillen Entgasung aus vielen Einzelquellen, unter kleinen Eruptionen von etwa 50 Vulkanen pro Jahr, bis hin zu Großeruptionen, die etwa einmal pro Dakade auftreten. Dabei wird sowohl die Chemie der Atmosphäre als auch das Klima beeinflusst. Verschiedene numerische Modelle werden genutzt, um diese Effekte zu simulieren.
Abbildung 2: Injektion vulkanischer Gase in die Stratosphäre. Im normalfall führt die hohe Löslichkeit von Halogen-Verbindungen im Wasser dazu, dass sie in der heißen, feuchten Vulkanwolke ausgewaschen werden (links unten HCI Verteilung eine Stunde nach Eruptionsende). Das wenig lösliche SO2 dagegen kann als Gas in die Stratosphäre transportiert werden (rechts unten). unter trockenen und kalten Umgebungsbedingungen, wenn in der Vulkanwolke kaum Flüssigkeit entsteht, können auch Halogenverbindungen in die Stratosphäre transportiert werden.

Abbildung 3: Temperaturanomalien im Sommer nach der Pinatubo-Eruption (Beobachtung und Modell).

Abbildung 4: Temperaturanomalien im Winter nach der Pinatubo-Eruption (Beobachtung und Modell).