Klimakurven des letzten Eiszeitzyklus

Von Dr. Mara Weinelt

Dass wir heute über eine sehr genaue Stratigraphie der Eiszeiten verfügen, ist vor allem zwei Pionieren der Paläoklimatologie zu verdanken. In den Vierzigerjahren des vergangenen Jahrhunderts lieferte Milutin Milankovitch die theoretische astronomische Grundlage für die Entstehung der Eiszeiten. Er berechnete, dass Veränderungen der Orbitalparameter und die damit variierende Sonnenstrahlungsintensität, die die Erdoberfläche erreicht den regelmäßigen Wechsel von Warm- und Kaltzeiten bedingen, die sogenannten Milankowitch-Zyklen. Dabei bewirken zyklische Änderungen der Erdbahnparameter zyklische Änderungen des globalen Klimas ca. alle 19/23, 41 und 100 Tausend Jahre, entsprechend zyklischer Änderungen der der Präzession, der Erdschiefe und der Exzentrizität der Erdumlaufbahn.

Abb. 1

Marine Sauerstoffisotopen- und Strahlungsintensitätskurven der letzten beiden Eiszeitzyklen. Die lateinischen Zahlen bezeichnen die marinen Sauerstoffisotopenstadien (MIS).

Gleichzeitig arbeiteten mehrere Physiker sowohl in Europa als auch in den USA daran, die Sauerstoffisotopenverhältnisse an den Kalkschalen verschiedener mariner Organismen massenspektrometrisch zu messen mit dem Ziel Meerestemperaturen vergangener Zeiten zu rekonstruieren. Da Sauerstoffisotopen wie alle stabilen Isotopen beim Übergang einer Substanz in eine andere, also auch bei der Kalkfällung aus Meerwasser, in Abhängigkeit von der Temperatur fraktionieren, könnte man die Sauerstoffisotopenverhältnisse als "Paläotemperatur-Proxy", quasi als Paläothermometer, nutzen. Wegen ihrer weiten Verbreitung im Ozean und ihrer Häufigkeit in marinen Sedimenten eignen sich für solche Untersuchungen besonders die Kalkgehäuse von Foraminiferen (Abb. 2). Diese einzelligen Organismen stellen sowohl einen wichtigen Bestandteil des marinen Zooplanktons als auch am Meeresboden benthisch lebende Formen, so dass hier Aussagen über oberflächennahe wie auch über bodennahe Wassermassen ermöglicht werden. Neben Foramiferen bieten auch andere kalkausscheidende Organismen wie Korallen hochauflösende marine d18O-Archive.

Massenspektrometrisch gemessen wird dabei das Verhältnis des schweren 18O-Isotops zum leichten 16O-Isotop im CO2, das bei der Auflösung des Kalkes in Phosphorsäure entsteht, relativ zu einem Standardgas.

Man war dabei zunächst davon ausgegangen, dass im Meerwasser selbst die Isotopenzusammensetzung über lange Zeiträume hinweg weitgehend konstant sein müsse und somit überwiegend ein Temperatursignal zu erwarten sei. Die ersten Sauerstoffisotopenkurven aus karibischen Tiefseekernen, die an planktonischen Foraminiferen gemessen wurden, zeigten einen zyklischen Wechsel zunehmender und abnehmender Sauerstoffisotopenverhältnisse, die folgerichtig überwiegend als Temperaturschwankungen des karibischen Oberflächenwassers interpretiert wurden. Schließlich war es Sir Nicholas Shackleton, ein britischer Geologe und Klimatologe, der anhand von ähnlichen zyklischen d18O-Schwankungen in Foraminiferenschalen aus Sedimentkernen aus dem ständig kalten pazifischen Tiefseewasser im Pazifik erkannte, dass die Sauerstoffisotopenzusammensetzung im Meer sich mit den Eiszeiten und dem Anwachsen und Schrumpfen der Eisschilde (Eisvolumeneffekt) zyklisch alle 100, 41, 19/23 Tausend Jahre geändert hat und diese Änderungen mit den Änderungen der Erdbahnparameter korrelieren (Hays, Imbrie and Shackleton, 1976). Demnach sind die Eiszeiten tatsächlich sehr regelmäßig getaktet. Die d18O-Kurven folgen dabei einem asymmetrischen Sägezahnmuster: alle 100.000 Jahre setzt eine Eiszeit allmählich ein, unterbrochen werden die langen Eiszeiten von Zwischen-Eiszeiten wie zuletzt das Marine Isotopenstadium (MIS) 3, und enden mit einem raschen Übergang in eine Warmzeit (Abb. 1).

Diese Zyklen lassen sich in marinen Sedimentkernen über mehrere Millionen Jahre bis ins Oligozän über die letzten dreißig Millionen Jahre lückenlos zurückverfolgen und bilden damit die Grundlage für die Stratigraphie mariner Sedimente. Die marine Sauerstoffisotopenstratigraphie stützt sich dabei auf global integrierte Sauerstoffisotopenkurven, wobei ausgehend von unserer heutigen Warmzeit, dem Marinen Isotopenstadium (MIS) 1, jeweils ungerade Zahlen Interglaziale und gerade Zahlen Glaziale bezeichnen (Marine Isotopenstadien = MIS).

Der globale Eisvolumeneffekt bewirkt dabei, dass das Meerwasser in Eiszeiten isotopisch jeweils schwerer wird, weil in den Eisschilden bevorzugt die leichten 16O-Isotopen weggespeichert werden. Mehrere Ansätze wurden genutzt um diesen Effekt zu quantifizieren. Gerade Sauersoffisotopenkurven aus dem Pazifik, wo die Temperatur auch in Warmzeiten nahe dem Gefrierpunkt bleibt, sind dazu besonders geeignet. Zuletzt wurden maximale d18O-Werte im letzten Hochglazial vor ca. 21.000 - 18.000 Jahren vor heute erreicht. Das Meerwasser war damals gegenüber heute um etwa 1.2‰ d18O angereichert und der Meeresspiegel lag 120 m unter dem heutigem Niveau.

Seither hat sich das Sauerstoffisotopensignal wohl zum meist genutzten "Proxy" (Stellvertreter) der marinen Paläoklimatologie entwickelt, das einerseits das stratigraphische Grundgerüst für den Vergleich verschiedener regionaler mariner Klimaarchive liefert und gleichzeitig vor dem Hintergrund des globalen Eisvolumeneffektes Rückschlüsse über Temperaturveränderungen im Ozean ermöglicht. Die sogenannte Paläotemperaturformel von Nicholas Shackleton beruht auf empirischen Beobachtungen von Isotopenverhältnissen kalkschaliger Foraminiferen bei verschiedenen Kalzifizierungstemperaturen. Dabei ändert sich das d18O-Verhältnis pro 1°C Wassererwärmung um ca. -0,23‰. Darüber hinaus können bei anderweitig bekannter Temperatur an den Sauerstoffisotopenverhältissen auch lokale Salzgehaltsschwankungen identifiziert werden, die durch den Einfluss von isotopisch stark negativem Süßwasser, besonders auch Schmelzwasser, verursacht wurden.

Zunehmend finden d18O-Signaturen auch Anwendung in terrestrischen Klimaarchiven wie z.B. in hochauflösenden Seesedimenten oder in Speleothemen, wo sie Auskunft über das regionale Klima geben. Zum einen spiegeln sich hier die Paläo-Niederschlagstemperaturen wider, zum anderen Veränderungen des Wasserkreislaufes mit veränderlichen Niederschlagseinzugsgebieten. Anders als im Meerwasser, wo die Werte durch die Umwälzzeiten des Ozeans ziemlich konstant sind, variieren die d18O-Verhältnisse der terrestrischen Hydrosphäre in Abhängigkeit von der Niederschlagstemperatur beträchtlich zwischen ca. -9 und -45‰. Durch Verdunstung und Kondensationsprozesse verschieben sich die isotopen Verhältnisse, wobei das leichte 16O-Isotop bevorzugt verdunstet und in Wasserdampf angereichert wird und umgekehrt wiederum die schweren Isotope zunächst bevorzugt abgeregnet werden. Da dieser Fraktionierungseffekt auch temperaturabhängig ist, sind Niederschläge in hohen Breiten bei kalten Temperaturen isotopisch besonders negativ.

In Seesedimenten sind als häufige kalkige Fossilien die kalkigen Panzer von Ostrakoden, kleiner meist am Seegrund lebender Muschelkrebse, überliefert, die ein hervorragendes, hochauflösendes Klimaarchiv gerade auch für den europäischen Raum bieten. Mehrere Profile tiefer mittel-und osteuropäischer Seen wurden z.B. mit ihrer Hilfe im Rahmen des europäischen Projektes DecLakes erstellt.

Hochauflösende Aufzeichnungen liefern die Sauerstoffisotopenverhältnisse auch in anderen Phasen, wie in Eisbohrkernen.

So stammt eine sehr detaillierte Klima-Chronologie des letzten Eiszeitzyklus aus den hochauflösenden Klimaarchiven gewarvter grönländischer Eiskerne, die die Klimageschichte bis 110.000 Jahre vor heute abdecken (z.B. Alley, 2000; Dansgaard and Oeschger, 1993). Hier zeigen Sauerstoffisotopenkurven, die an den Eiswarven gemessen wurden, im Wesentlichen Änderungen der Niederschlagstemperatur über Zentral-Grönland an, wobei in den kältesten Abschnitten extrem negative d18O-Werte von bis zu <-40‰ erreicht wurden (Abb. 3). Erst aus diesen Kurven wurde bekannt, welche dramatischen Sprünge das Klima der letzten Eiszeit tatsächlich vollführte: Abrupte Temperatursprünge um bis zu 10°C in teilweise weniger als zehn Jahren punktuierten das eiszeitliche Klima demnach während MIS 4 bis 2 Jahren. 23 solcher Ereignisse, die in einem Rhythmus von ungefähr 15.000 Jahren auftraten und nach ihren Entdeckern Dansgaard-Oeschger-Ereignisse genannt wurden, konnten insgesamt identifiziert werden (Abb.3).

Abb. 3

Sauerstoffisotopenkurve des grönländischen Eiskernes GRIP

Dabei wurde eine rasche Erwärmung jeweils von einer allmählichen Abkühlung gefolgt, die sich über mehrere hundert Jahre erstreckt. Europäische Pollenprofile (Abb. 4) zeigen einen ähnlichen Verlauf, wobei extreme Kaltzeiten in Europa mit den sogenannten Dansgaard-Oeschger-Stadialen zusammenfallen und umgekehrt die milderen Phasen in Europa mit den Dansgaard-Oeschger-Stadialen.

Abb. 4

Vergleich des Anteils von Baumpollen in einem französischen und einem griechischen Profil mit der grönländischen GISP2-Sauerstoffisotopenkurve (aus Van Andel und Tzedakis, 1996)

Marine Klimakurven aus dem Nordatlantik tragen wesentlich zum Verständnis der Ursachen dieser extremen Klimaschwankungen bei, zweifellos wird das europäische Klima maßgeblich durch die nordatlantische Zirkulation gesteuert. In unserem warmzeitlichen Klimasystem transportieren der Golfstrom und seine nördlichen Fortsetzungen, Nordatlantische Drift und Norwegenstrom, warmes und salzreiches Oberflächenwasser aus dem tropischen Atlantik in die nördlichen hohen Breiten und geben dabei Wärme an die Atmosphäre ab. Im Europäischen Nordmeer wird dieses schon durch seinen hohen Salzgehalt dichte Wasser durch weitere Abkühlung im Winter so stark verdichtet, dass es absinkt und als Tiefwasser in den Nordatlantik strömt. Dadurch kann ständig wieder warmes Oberflächenwasser aus den Tropen in die hohen Breiten nachströmen, die so genannte "Wärmepumpe" Europas (Abb. 5). Diese Wärmepumpe reagiert allerdings empfindlich auf Störungen. Gerade die Zufuhr von kontinentalem Schmelzwasser kann die Dichte der Wassermassen im Nordmeer so verringern, dass dieser Prozess durch die dann unterdrückte Tiefenwasserbildung abgeschwächt oder sogar unterbrochen werden kann.

warmer Ober- flächenstrom

kalter Tiefenstrom

Absinkgebiete der thermohalinen Zirkulation

Abb. 5

Schematische Darstellung der nordatlantischen "Wärmepumpe" und der gegenwärtigen Einflussfaktoren auf ihre Intensität

Dass das in der letzten Eiszeit mehrfach der Fall war, belegen Eisschuttlagen, die sich in einem Gürtel von der Labradorsee bis vor die britischen Inseln und in den heute subtropischen Atlantik erstrecken bis hin vor den iberischen Rand. Damals segelten von den umgebenden Eisschilden her regelrechte Flotillen schmelzender Eisberge über den Nordatlantik und verursachten dabei massive Schmelzwasserausbrüche. Die prominentesten dieser Lagen heißen nach ihrem Erstbeschreiber Heinrich-Lagen. Temperaturrekonstruktionen an Sedimentkernen aus dem nördlichen Nordatlantik und dem Europäischen Nordmeer (Sarnthein et al., 2001; Weinelt et al., 2003; Abb. 6) belegen, dass die Wärmezufuhr im Nordatlantischen Oberflächenwasser während der Heinrich-Ereignisse, aber auch während der kürzeren Dansgaard-Oeschger-Stadiale stark gedrosselt war. Die d18-Kurven zeigen hier jeweils eine starke Abnahme um teilweise mehr als 1‰ und belegen gleichzeitig mit den Eisschuttlagen eine Abnahme des Salzgehaltes um jeweils ungefähr 1-2‰ durch die schmelzenden Eisberge.

Abb. 6

Oberflächentemperatur- und Eisschuttkurven aus dem nördlichen Nordatlantik. Die grauen Balken zeigen die Heinrich-Ereignisse H1-H6 an, während derer der Wärmetransport in die hohen nördlichen Breiten unterdrückt wurde. Temperaturrekonstruktion anhand der Artenzusammensetzung planktonischer Foraminiferenfaunen.

Dass die Phasen einer unterbrochenen Wärmepumpe tatsächlich mit den extremen Kaltphasen in Europa im Zusammenhang stehen wird erst durch den genauen Vergleich der terrestrischen und marinen Klimaarchive anhand von detaillierten 14C-Datierungen unter Berücksichtigung von 14C-Plateaus und variierender Reservoiralter des Ozeans bestätigt.

Jedes Dansgaard-Oeschger-Stadial lässt sich demnach mit einem solchen Schmelzwasserereignis im nördlichen Nordatlantik in Verbindung bringen, wobei die Unterbrechung der thermohalinen Zirkulation jeweils zu einer massiven Abkühlung der Nordhemisphäre führte. Im Gegensatz dazu war während der Dansgaard-Oeschger-Interstadiale die Wärmepumpe jedoch durchaus aktiv, wenn auch in geringerem Maße als in unserem warmzeitlichen System, wie die Kurven mit Temperaturanstiegen um jeweils 3-4°C belegen, und bescherten Europa jeweils milde Phasen von einigen hundert Jahren Dauer.

Auch nach Ende der letzten Eiszeit, als die Strahlungsintensität schon deutlich zugenommen hatte und die Eisschilde weitgehend abgeschmolzen waren, kam es wiederholt zu massiven Klimarückschlägen, so während der Jüngeren Dryas vor ca. 12.900 bis 11.500 Jahren, die Abkühlung um 5°C in Westeuropa und um ca. 15°C im Vergleich zu heute über Zentralgrönland bewirkten, ausgelöst durch die Drainage von nordamerikanischen Eisstauseen am Südrand des laurentischen Eisschildes in den Nordatlantik. Zuletzt noch vor 8.200 Jahren bewirkte die Drainage des Schmelzwassersees Lake Agassiz einen solchen Rückschlag, der eine deutliche Abkühlung Mitteleuropas bewirkte. Auch hier wurde ein Zusammenhang mit einem kurzen Aussetzen der nordatlantischen Wärmepumpe für ungefähr 100 Jahre kürzlich nachgewiesen (Kleiven et al., 2008).

Im Vergleich zur Eiszeit und Eiszeittermination zeigt sich das holozäne Klima seither erstaunlich stabil (vergleiche Abb. 3), wohl auch eine Grundvoraussetzung für die Entwicklung von Ackerbau und menschlichen Hochkulturen. Hochfrequentige Schwankungen mit vergleichsweise niedrigen Amplituden, wie sie in hochauflösenden gewarvten d18O-Kurven aus europäischen Seen (Abb. 7) und im marinen Bereich in Korallen überliefert sind, zeigen hier den dominanten Einfluss der Nordatlantischen Oszillation (NAO), einer Schwankung der Luftdruckdifferenz zwischen Islandtief und Azorenhoch. Eine Zunahme der NAO bewirkt zwar mildere Winter in Nordwesteuropa und Nordeurasien, aber auch höhere Niederschläge, die zu einem erheblichen Teil über die großen Flüsse in das Nordpolarmeer entwässern und damit dem nördlichen Nordatlantik eine zusätzliche Menge Süßwasser zuführen mit Auswirkungen auf die Intensität der Wärmepumpe.

Hudson Bay ice dome collapse

Abb. 7

Hochauflösende d18O-Kurve gemessen an Ostrakoden aus dem Ammersee (blau) im Vergleich zur grönlandischen d18O-Eiskurve (schwarz) (nach Von Grafenstein et al., 1999). YD = Jüngere Dryas, LI = Little Ice Age

Gerade mit Blick auf die Vorhersagbarkeit zukünftigen Klimawandels ist das Verständnis einer genauen Rekonstruktion der natürlichen holozänen Klimaschwankungen besonders interessant. Eine völlig neue Perspektive auf die Ursachen holozänen Klimawandels hat zuletzt Ruddiman (2003) veröffentlicht. Während man generell davon ausgeht, dass der anthropogene Einfluss auf das Klima durch die gesteigerten CO2- und CH4-Emissionen im Zuge der Industrialisierung vor 150 bis 200 Jahren eingesetzt hat, hat Ruddiman die Hypothese aufgestellt, dass das "Anthropozän" mit einem durch den Menschen beeinflussten Klima bereits vor 8000 - 5000 Jahren einsetzte, durch die damals verstärkte Landnutzung. Begründet hat er seine Hypothese auf den Verlauf von CO2- und CH4-Kurven aus Eiskernen, die von ihrem vorhergesagten zyklischen Verlauf abweichen (Abb. 8). Entgegen der zu erwartenden Abnahme im Holozän zeigen diese Treibhausgase nämlich tatsächlich einen frühen Anstieg in der Atmosphäre. Dieser Anstieg lässt sich mit zahlreichen archäologischen, kulturellen und geologischen Befunden in Zusammenhang bringen, wie der frühen Landwirtschaft in Eurasien vor 8000 Jahren und dem Beginn des Reisanbaus vor 5000 Jahren. Klimamodelle bestätigen, dass diese CO2-Zunahme durchaus geeignet wäre um die hohen Breiten um 2°C zu erwärmen, wiederum ausreichend um eine Vereisung Nordostkanadas zu verhindern. Sogar im Detail lassen sich Phasen eines atmosphärischen CO2-Rückganges mit Phasen verringerter Landnutzung korrelieren. So führten die großen europäischen Pandemien, die die Bevölkerung jeweils dramatisch dezimierten und zu großflächiger Landaufgabe zwangen, jeweils zu einer Absenkung des atmosphärischen CO2-Gehaltes.

Um diese Hypothese weiter zu testen und damit letztlich auch die Vorhersagen von Klimamodellen zu schärfen ist eine enge Zusammenarbeit von Paläoklimatologen und Archäologen erforderlich.

Literatur

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W. Dansgaard, S. J. Johnsen, H. B. Clausen, D. Dahl-Jensen, N. S. Gundestrup, C. U. Hammer, C. S. Hvidberg, J. P. Steffensen, A. E. Sveinbjornsdottir, J. Jouzel und G. C. Bond (1993). Evidence for general instability of past climate from a 250-kyr ice-core record. Nature, 364, S. 218-220, 1993.

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H. F. Kleiven, C. Kissel, C. Laj, U. S. Ninnemann,1,3 T. O. Richter,4 E. Cortijo (2008): Reduced North Atlantic Deep Water Coeval with the Glacial Lake Agassiz Freshwater Outburst. Science, 319,. 5859,. 60 - 64

W. F. Ruddiman (2003). The Anthropogenic Greenhouse Era Began Thousands of Years Ago. Climatic Change, 61/3, 261-293.

M. Sarnthein, K., Stattegger, D., Dreger, H. Erlenkeuser, P., Grootes, B., Haupt, S., Jung, T. Kiefer, W. Kuhnt, U. Pflaumann, C. Schäfer-Neth, H. Schulz, M, Schulz, D. Seidov, D., J. Simstich, S. van Kreveld, E. Vogelsang, A. Völker, and M. Weinelt (2001). Fundamental modes and abrupt changes in North Atlantic circulation and climate over the last 60 ky - Concepts, reconstruction, and numerical modelling, In: Schäfer, P., Ritzrau, W., Schlueter, M., Thiede, J. (eds.), The northern North Atlantic: a changing environment, Springer Verlag, Berlin, 365-410.

U. von Grafenstein, H. Erlenkeuser, A. Brauer, J. Jouzel, and S.J. Johnsen (1999). A Mid-European Decadal Isotope-Climate Record from 15.500 to 5000 Years B.P.. Science, Volume 284, Number 5420, 1654-1657.

M. Weinelt, E. Vogelsang, M. Kucera, U. Pflaumann, M, Sarnthein, A. Völker, H. Erlenkeuser, and B. A. Malmgren (2003). Variability of North Atlantic heat transfer during MIS 2, Paleoceanography, 18, doi:10/1029/2002PA000772.

 

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