(7) Vom Treibhaus zur Eiszeit

1. (7) Vom Treibhaus zur Eiszeit (c) M. Perscheid Klima 43

2. Treibhaus in der Kreide (1) Das bekannteste Beispiel einer lang anhaltenden Treibhausphase bietet die Kreidezeit vor 145 bis 65 Millionen Jahren (Klimakapriolen der Kreidezeit, SdW 12/2003). Hauptursache der ungemütlich hohen Temperaturen, bei denen sich die Dinosaurier allerdings wohl fühlten, war: Kohlendioxid. Gefördert wurde es von untermeerischen Vulkanen. Im Zeitraum zwischen 125 und 80 Ma Jahren vor heute kam es zu langen Phasen intensiver vulkanischer Aktivität im Ozean („Superplume-Episode“). Dabei bildeten sich nicht nur riesige submarine Plateaubasalte (z.B. das Ontong-Java-Plateau), die Vulkane pumpten auch gewaltige Mengen an Kohlendioxid in den Ozean, von denen ein Teil letztendlich in die Atmosphäre gelangte. Der Gehalt der Atmosphäre an dem Treibhausgas stieg dadurch auf das Vier- bis Zwölffache des derzeitigen Wertes von 0.039 Volumsprozent (Da es sich um submarine Plateau-basalte handelte, konnten keine Schwefel-Aerosole in die Stratosphäre gelangen, daher gab es auch keinen „Vulkanischen Winter“). Die Folge war ein enormer Wärmeschub, der weit reichende Auswirkungen auf die Biosphäre sowie den globalen Wasser- und Kohlenstoffkreislauf hatte. Auf dem Höhepunkt der Entwicklung vor etwa 94 Ma lagen die durchschnittlichen Lufttemperaturen um etwa 8°C höher als heute (Ergebnisse globaler Klima-modelle). Die Temperaturverhältnisse im Ozean lassen sich dagegen aus dem Mengenverhältnis der Sauerstoff-Isotope in kalkschaligen Einzellern (Foraminiferen) rekonstruieren (dazu später mehr). Längs des Äquators herrschten damals im oberflächennahen Wasser im Mittel fast 34°C. In mittleren Breiten waren es noch über 25°C, während die Oberflächentemperatur in polaren Meeresregionen im Jahresverlauf zwischen 0 und 18°C variierte. Selbst in Wassertiefen von etwa einem Kilometer herrschten vermutlich noch 15 bis 18°C. Zum Vergleich: Heute betragen die höchsten Oberflächentemperaturen am Äquator durchschnittlich etwa 27°C, während die Temperatur des Tiefenwassers bei rund 2°C liegt. Klima 44

3. Treibhaus in der Kreide (2) Da in der Treibhauswelt der Kreide wenig oder gar kein Wasser auf dem Festland als Eis gebunden war und zudem submarin große Mengen an Lava ausflossen und Plateaubasalte bildeten, lag der Meeresspiegel bis zu 250 Meter über dem heutigen Niveau. Dadurch standen viele küstennahe Tiefländer unter Wasser, und die Landfläche war um etwa 20% kleiner als heute. Als Folge davon existierten weit ausgedehnte, flache Randmeere über den Schelfgebieten und sogar Wasser-verbindungswege quer durch die Kontinente (etwa in Nordamerika und Zentral-afrika). Zugleich herrschte ein feucht-heißes Klima mit reichlich Niederschlag, der die Verwitterung intensivierte und den Eintrag von Mineralstoffen ins Meer verstärkte. Außerdem pumpte die am Meeresboden ausfließende Lava große Mengen an Spurenmetallen und Nährstoffen in den tiefen Ozean. All das ließ Algen und Plankton entlang der Kontinentalränder, aber auch in begünstigten Tiefseeregionen üppig gedeihen. Eine solche Eutrophierung ist heute nur in überdüngten Seen und in Randmeeren wie der Ostsee bekannt. Die im obersten Wasserstockwerk in großen Mengen produzierte Biomasse sammelte sich nach dem Absterben weitgehend unzersetzt am Meeresboden, da der Sauerstoff in dem warmen und langsam strömenden Zwischen- und Tiefenwasser nicht ausreichte, um das tote organische Material zu oxidieren. Vor 94 Ma wurden etwa 1.6 Milliarden Tonnen Kohlenstoff jährlich am Meeresboden vergraben – mehr als das Zehnfache der 100 bis 140 Millionen Tonnen, die sich dort gegenwärtig ablagern. Es bildeten sich ungewöhnliche Meeressedimente, die so genannten Schwarzschiefer, dunkle, feinkörnige, meist fein geschichtete (laminierte) Ablagerungen. Ihre Farbe rührt von extrem hohen Konzentrationen an organischem Kohlenstoff und Pyrit (FeS2) her. Schwarzschiefer stellen rund die Hälfte aller Erdölmuttergesteine, aus denen wir unseren heutigen Weltenergiebedarf decken. Klima 45

4. Isotopenmethoden (1) Kohlenstoffisotope In natürlichem Kohlenstoff kommen die stabilen Isotope12C (98.9%) und 13C (1.1%) vor, außerdem gibt es Spuren von radioaktivem 14C (Radiokarbon-Datierung). Wir haben schon gehört (Blatt 25), dass bei der Bildung von organischem Kohlenstoff das häufigere Isotop 12C bevorzugt wird. Da die absoluten Unterschiede klein (aber eindeutig messbar) sind, verwendet man in der Darstellung (auch bei anderen Isotopen-Methoden) die so genannten „Delta-Werte“. Sie beziehen sich immer auf einen bestimmten Standard. Für Kohlenstoff-Isotope ist dieser Standard ein Belemnit aus der Peedee-Formation in South Carolina, daher die Abkürzung PDB („Peedee Belemnite“). Der Delta-Wert ist definiert, als die Abweichung des Isotoponverhältnisses (R) in einer Probe vom Isotopenverhältnis des Standards: Eckige Klammern stehen für Konzentrationen.Ein positiver13C-Wert bedeutet eine Anreicherung von Kohlenstoff-13, ein negativer13C-Wert eine Abreicherung (im Vergleich zum Standard).Ein 13C-Wert von 2 bedeutet z.B. eine Anreicherung von 13C um 2 Promille gegenüber dem Standard. Die Bestimmung der Isotopen-verhältnisse erfolgt mittels Massenspektrometer. Eine abrupte Abnahme des 13C-Wertes kann dadurch verursacht werden, dass große Mengen an organischem Kohlenstoff (mit geringem 13C-Gehalt) in das System eingebracht werden. Klima 46

5. Methanhydrate Gashydrate sind feste, kristalline Substanzen, die sich bei niedrigen Temperaturen und hohem Druck aus einer Mischung von Gas und Wasser bilden. 90% der natürlich vorkommenden Hydrate enthalten Methan als zentrales Molekül. Es gibt aber auch noch andere hydratbildende Gase wie Kohlendioxid und Schwefelwasserstoff . Das ungewöhnliche Eis bildet sich schnell bei tiefen Temperaturen und hohem Druck, sofern gleichzeitig reichlich Methan aus dem Abbau organischer Substanz durch Bakterien vorhanden ist (Methan in Hydraten hat daher einen extrem niedrigen Gehalt an 13C, der 13C-Wert beträgt typischerweise –60 ‰). Im Kristallgitter des gefrorenen Wassers sitzen die Methanmoleküle wie in Käfigen. Ein einziger Kubikmeter Methanhydrat speichert dabei bis zu 164 m3 Methan. Dank seines hohen Methangehalts brennt dieses kuriose Eis. Methanhydrate am Meeresboden haben auch seltsame Bewohner – rosafarbene Polychaeten („Vielborster“ die zu den Ringelwürmern gehören) schmelzen sich Wohnhöhlen in das Hydrat und leben offenbar von Methan-abbauenden Bakterien. Die notwendigen Druck-/Temperatur-Bedingungen für die Bildung von Methan-hydraten sind in der Natur vor allem in den tieferen Bodenschichten der Permafrostgebiete– 200 bis 1000 Meter unter der Erdoberfläche – und an den Kontinentalhängen der Ozeane vorhanden. Dort wo das Wasser zwischen 500 und 3000 Metern tief ist, hat man an vielen Stellen Gashydrate im Meeresboden gefunden. Ändert sich einer der beiden Parameter Druck oder Temperatur, zerfällt das Gashydrat schnell in seine Bestandteile. In ozeanischen Gashydraten ist weltweit mehr Kohlenstoff gebunden als in allen anderen fossilen Lagerstätten (Erdöl, Erdgas, Kohle) zusammen. Große Hydrat-Reservoirs befinden sich im Grenzbereich ihrer Stabilität, so dass sie sich bei konstantem Druck aber geringfügig steigender Temperatur zersetzen können. Klima 47

6. Isotopenmethoden (2) Sauerstoffisotope in den Kalkschalen mariner Organismen Diese Methode beruht auf einer Entdeckung von Harold C. Urey aus dem Jahr 1947: Das Verhältnis, in dem marine Kalkbildner die Sauerstoffisotope16O und 18O in ihre Kalkschalen einbauen, hängt von der Temperatur ab. Im Gleichgewicht herrscht in den Kalkschalen ein anderes Isotopenverhältnis als im umgebenden Meerwasser. Im natürlichen Wasser kommen neben dem „normalen“ Wassermolekül H216O auch Modifikationen mit schwereren Isotopen vor, vor allem: H218O und HDO (D=Deuterium). Die Konzentrationen von H217O, HD18O, D2O, HTO (T=Tritium) etc. sind zu klein, um in diesem Zusammenhang eine praktische Bedeutung zu haben, Tritium ist wegen seiner geringen Halbwertszeit ohnehin schon nach ca. 120 Jahren „ausgestorben“ (O ohne Hochzahl steht immer für 16O). Das Verhältnis der Häufigkeiten der Molekülarten beträgt ca.: [H216O] : [H218O] : [HDO] = 106 : 2000 : 320 Auch hier verwendet man „Delta-Werte“ und als Standard den Peedee-Belemniten: Für den Temperaturbereich zwischen 0°C und 30°C gilt folgende (empirische) Beziehung für die Wassertemperatur (nach Nicholas J. Shackleton): K = ‑Wert des Karbonats W = ‑Wert des Wassers Bei konstantem W (was allerdings nicht immer der Fall ist, später mehr) entspricht eine Änderung des K Wertes um 1‰ einer Temperatur-Änderung um etwa 4.4°C. Klima 48

7. Foraminiferen – ein kleiner Exkurs Foraminiferen sind schalentragende einzellige Tiere vom Stamm der Protozoa. Je nach Größe ihrer Gehäuse, die aus einer bis zu vielen hundert Kammern bestehen können, (deshalb nennt man sie auch „Kammerlinge“) unterscheidet man Klein- (bis ca. 1 mm) und Großforaminiferen (1mm bis zu 150mm Durchmesser). Etwa 80000 Arten sind derzeit bekannt. Ihre besondere Bedeutung liegt darin, dass die leeren Schalen in unvorstellbar großen Mengen in Meeressedimenten erhalten sind, oft sogar gesteins- bzw. gebirgsbildend. Planktonische Foraminiferen selbst eignen sich sehr gut für die Rekonstruktion von Klimazonen, weil sie weit verbreitet sind, eine deutliche Temperaturabhängigkeit aufweisen, und leicht unterschieden werden können. Neogloboquadrina pachyderma sinistral (die linksgewundene Form),ist eines der Lieblingstiere der Paläoklimatologen. Diese planktonische Foraminiferenart (mit etwa 0.25 mm Durchmesser) lebt nur in Wasser, das kälter als 10°C ist, bei weniger als 5°C bildet sie über 95% der gesamten Planktonfauna. Neogloboquadrina pachyderma sinistral polar Neogloboquadrina pachyderma dextral subpolar Globigerina bulloides subpolar Globorotalia inflata gemäßigt Globorotalia truncatulinoides subtropisch Globigerinoides ruber subtropisch und tropisch Globigerinoides sacculifer tropisch Klima 49

8. Paläozän – Eozän Grenze An der Grenze zwischen Paläozän und Eozän vor 55 Millionen Jahren kippte der Ozean um. Schlagartig starben etwa 50 Prozent aller am Meeresboden lebenden (benthischen) Foraminiferen aus. Ebenso plötzlich tummelte sich in der freien Wassersäule neue, bislang unbekannte Arten dieser kalkschaligen Mikroorganismen, während große Bereiche der Tiefsee zu lebensfeindlichen Zonen umgestaltet wurden. Zeitgleich machten die Kontinente eine biologische Revolution durch: Aus tropisch-subtropischen Breiten wanderten Primaten und andere Säugetiere nach Nordamerika ein, in der Arktis lebten Alligatoren und Schildkröten (auf Ellesmere Island, damals 75°N), in Kamtschatka gab es Palmen. Im Mittel war es etwa 7°C wärmer als heute. Auslöser dieser Umwälzungen an Land und im Ozean war offenbar die Freisetzung gewaltiger Methanmengen aus Methanhydraten am Meeresgrund. Innerhalb von wenigen Jahrtausenden entwichen 1200 bis 2000 Milliarden Tonnen des Treibhausgases Methan in Ozean und Atmosphäre und wurden teilweise zu Kohlendioxid oxidiert. Ein Temperaturschock war die Folge. Das ohnehin schon relativ warme Tiefenwasser im mittleren Ozeanstockwerk wurde um 5°C bis 7°C auf 15 °C erwärmt (heute hat es vergleichsweise frostige 2°C). Der Zerfall des Hydrates führte zu einer Destabilisierung des Ozeanbodens und dadurch zu gewaltigen marinen Schlammlawinen. Deutliche Spuren davon („Megaturbidite“) wurden vor der Küste Floridas gefunden. Die überlebenden Foraminiferenarten zeigen als Folge der Aufnahme „isotopisch leichten“ Kohlenstoffs eine abrupte Abnahme des 13C Wertes um etwa 3‰, eine der drastischsten Änderungen in der ganzen Erdgeschichte. Die Naturkatastrophe bahnte sich innerhalb von höchstens tausend Jahren (vielleicht auch weniger) an und erreichte nach dreißigtausend Jahren ihren Höhepunkt. Erst weitere 120.000 Jahre später hatte sich das Klima durch die angekurbelte Produktivität im Ozean (und die damit verbundene CO2 Aufnahme) erholt und auf einem neuen Gleichgewicht eingependelt. Klima 50

9. Der Weg ins Eiszeitalter (1) • Schon zu Beginn des Eozäns befand sich die Antarktis, allerdings noch verbunden mit Australien und Südamerika, in der Nähe des Südpols, also in einer Lage, die allgemein als eine Bedingung für den Übergang in ein Eiszeitalter angesehen wird. Dennoch war das Klima (noch) warm, mit einer gleichmäßigen Verteilung der Oberflächentemperaturen der Ozeane: ca. 23°C in niederen, und ca. 17°C in hohen Breiten, sogar die Tiefseetemperatur betrug etwa 15°C. In den folgenden fast 20 Mio. Jahren sanken die Temperaturen langsam, und annähernd gleichmäßig, erst nach der Abtrennung von Australien, und nach der Öffnung der Drake‑Passage begann, unterstützt durch die Ausbildung des zirkumantarktischen Ringstroms, eine starke Abkühlung im Südpolar‑Gebiet, wahrscheinlich in Verbindung mit erster Meereis‑Bildung, und ausgedehnter Vereisung des antarktischen Kontinents. • Dies führte wiederum vor ca. 34 Ma, an der Grenze Eozän-Oligozän zu einer drastischen Abkühlung des dort gebildeten Tiefenwassers um 5°C innerhalb von weniger als 100.000 Jahren, sie lässt sich anhand von 18O‑Kurven in Tiefsee-sedimenten nachweisen, und bedingte eine weltweite Krise in der Tiefseefauna. • Im mittleren Miozän, vor 14 bis 12 Ma, bildete sich, wieder verbunden mit einer Abkühlung des Tiefenwassers, eine größere Eiskappe auf dem ostantarktischen Plateau, das damals noch deutlich höher war, und erst später unter der gewaltigen Eislast isostatisch absank. Im späten Miozän, 6.5 bis 5 Millionen Jahre vor Heute, erreichte die Antarktis ihre maximale Vereisung, verbunden mit einer weltweiten deutlichen Abkühlung, und starker Bildung von Dropstone‑Laminaten im zirkumantarktischen Ozean. Etwa zur gleichen Zeit begann auch die Vereisung in Patagonien. Das antarktische Eisvolumen war etwa 50% größer, das Eis einige hundert Meter mächtiger als heute. Klima 51

10. Der Weg ins Eiszeitalter (2) • In der Folge gab es ein stark asymmetrisches Klima: Auf der Nordhalbkugel war es wärmer als heute, mit borealen Nadelwäldern bis zu den Nordrändern der Kontinente, in Sibirien sind keine Spuren von Permafrost zu entdecken. Dropstone‑Schichten, die auf 7 Ma vor Heute datiert werden können, deuten aber darauf hin, dass zumindest Südgrönland zu dieser Zeit schon vereist war. • Zur gleichen Zeit erlebte die Südhalbkugel8 bis 10 Kaltzeiten, mit fast so niedrigen Temperaturen wie während der pleistozänen Kaltzeiten. Ein Resultat dieser Vereisungen waren zyklische glazio‑eustatische Meeresspiegel-Absenkungen auf etwa 50 m unter dem heutigen Niveau. • Dies führte vermutlich (in Verbindung mit plattentektonischen Prozessen) ebenso oft zu einem Trockenfallen des Vorläufers der Straße von Gibraltar. Infolgedessen trocknete das Mittelmeer einige male praktisch vollständig aus, dieser Prozess hinterließ am Meeresboden 300 bis 500 m, stellenweise sogar weit über 1000 m mächtige, geschichtete Salzsedimente. • Unter jetzigen Bedingungen würde das Mittelmeer ohne Zufluss aus dem Atlantik innerhalb von etwa 1000 Jahren vollständig austrocknen, und dabei eine ca. 70 m dicke Salzschicht hinterlassen, allein schon die Mächtigkeit der Sedimentschicht spricht dafür, daß der Prozess nicht nur einmal abgelaufen sein kann. • Vor 5.3 Millionen Jahren (Grenze zum Pliozän) füllte sich das Mittelmeer wieder vollständig (der Wasserfall bei der Straße von Gibraltar muss beeindruckend gewesen sein). • Vor etwa 4 Ma erfolgte die Schließung der Wasserstraße zwischen Nord-, und Südamerika (jetziger Isthmus von Panama). Damit bildeten sich die Meeresströmungen im Nordatlantik (mit „Warmwasser-Heizung“ für Europa durch den Nordatlantikstrom) in ihrer heutigen Form aus. Klima 52