„Känozoisches Eiszeitalter“ – Versionsunterschied

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== Entstehung des antarktischen Eisschilds ==
== Entstehung des antarktischen Eisschilds ==
Im Rahmen des [[Grande Coupure]] ''(„Großer Einschnitt“)'' ereignete sich im Umkreis des [[Eozän]]-[[Oligozän]]-Übergangs vor 33,9 bis 33,7 Millionen Jahren ein großes Artensterben, das mit einem markanten Temperaturabfall an Land und in den Weltmeeren verknüpft war. Betroffen von dem rasch einsetzenden Klimawandel und dessen Folgeerscheinungen waren im europäischen Raum etwa 60 Prozent der eozänen Säugetiergattungen. Auf globaler Ebene sank die Temperatur der Ozeane bis in tiefere Regionen um 4 bis 5 °C, und der Meeresspiegel sank innerhalb relativ kurzer Zeit um etwa 30 Meter. Auffällig in dem Zusammenhang ist der steile Abfall der atmosphärischen CO<sub>2</sub>-Konzentration. Erreichte diese gegen Ende des Eozäns noch Werte von 700 bis 1.000 ppm, verringerte sich dieses Level abrupt um etwa 40 Prozent (und lag eventuell für einen erdgeschichtlich sehr kurzen Zeitraum noch tiefer).<ref name="10.1126/science.1203909">{{cite journal | author = Mark Pagani | coauthors = Matthew Huber, Zhonghui Liu, Steven M. Bohaty, Jorijntje Henderiks, Willem Sijp, Srinath Krishnan, Robert M. DeConton | year = 2011 | month = Dezember | title = The Role of Carbon Dioxide During the Onset of Antarctic Glaciation | journal = Science | volume = 334 | issue = 6060 | pages = 1261–1264 | doi = 10.1126/science.1203909 | url = https://people.earth.yale.edu/sites/default/files/files/Pagani/1_2011%20Pagani_Science.pdf | format = PDF | language = en}}</ref> Die nunmehr in der Antarktis einsetzende [[Eisschild|Inlandsvereisung]] vor 33,7 Millionen Jahren markiert den Beginn des ''Känozoischen Eiszeitalters''. Auch in der Nordpolarregion konnte parallel dazu eine deutliche Abkühlung festgestellt werden. Funde von [[Dropstone]]s belegen die zeitweilige Existenz von grönländischem Kontinentaleis.<ref name="10.1038/nature05591">{{cite journal | author = James S. Eldrett | coauthors = Ian C. Harding, Paul A. Wilson, Emily Butler, Andrew P. Roberts | year = 2007 | month = März | title = Continental ice in Greenland during the Eocene and Oligocene | journal = Nature | volume = 446 | issue = | pages = 176–179 | url = http://people.rses.anu.edu.au/roberts_a/AR_Publications/097.%20Eldrett%20et%20al.%20Nature%202007.pdf | doi = 10.1038/nature05591 | format = PDF | language = en}}</ref> Zusätzlich wird angenommen, dass der lange Zeit isolierte [[Arktischer Ozean|Arktische Ozean]] nach einem Übergangsstadium als [[Brackwasser]]meer im frühen ''Oligozän'' (≈ 32 mya) mit dem Einströmen von salzhaltigem Nordatlantikwasser Anschluss an die globale Meereszirkulation fand.<ref name="10.1038/ncomms15681">{{cite journal | author = Michael Stärz | coauthors = Wilfried Jokat, Gregor Knorr, Gerrit Lohmann | year = 2017 | month = Juni | title = Threshold in North Atlantic-Arctic Ocean circulation controlled by the subsidence of the Greenland-Scotland Ridge | journal = Nature Communications (online) | volume = 8 | issue = | pages = | doi = 10.1038/ncomms15681 | url = https://www.nature.com/articles/ncomms15681 | format = html | language = en}}</ref>
Im Rahmen des [[Grande Coupure]] ''(„Großer Einschnitt“)'' ereignete sich im Umkreis des [[Eozän]]-[[Oligozän]]-Übergangs vor 33,9 bis 33,7 Millionen Jahren ein großes Artensterben, das mit einem markanten Temperaturabfall an Land und in den Weltmeeren verknüpft war. Betroffen von dem rasch einsetzenden Klimawandel und dessen Folgeerscheinungen waren im europäischen Raum etwa 60 Prozent der eozänen Säugetiergattungen. Auf globaler Ebene sank die Temperatur der Ozeane bis in tiefere Regionen um 4 bis 5 °C, und der Meeresspiegel sank innerhalb relativ kurzer Zeit um etwa 30 Meter. Auffällig in dem Zusammenhang ist der steile Abfall der atmosphärischen CO<sub>2</sub>-Konzentration. Erreichte diese gegen Ende des Eozäns noch Werte von 700 bis 1.000 ppm, verringerte sich dieses Level abrupt um etwa 40 Prozent (und lag eventuell für einen erdgeschichtlich sehr kurzen Zeitraum noch tiefer).<ref name="10.1126/science.1203909">{{cite journal | author = Mark Pagani | coauthors = Matthew Huber, Zhonghui Liu, Steven M. Bohaty, Jorijntje Henderiks, Willem Sijp, Srinath Krishnan, Robert M. DeConton | year = 2011 | month = Dezember | title = The Role of Carbon Dioxide During the Onset of Antarctic Glaciation | journal = Science | volume = 334 | issue = 6060 | pages = 1261–1264 | doi = 10.1126/science.1203909 | url = https://people.earth.yale.edu/sites/default/files/files/Pagani/1_2011%20Pagani_Science.pdf | format = PDF | language = en}}</ref> Die nunmehr in der Antarktis einsetzende [[Eisschild|Inlandsvereisung]] vor 33,7 Millionen Jahren markiert den Beginn des ''Känozoischen Eiszeitalters''. Auch in der Nordpolarregion konnte parallel dazu eine deutliche Abkühlung festgestellt werden. Funde von [[Dropstone]]s belegen die zeitweilige Existenz von grönländischem Kontinentaleis.<ref name="10.1038/nature05591">{{cite journal | author = James S. Eldrett | coauthors = Ian C. Harding, Paul A. Wilson, Emily Butler, Andrew P. Roberts | year = 2007 | month = März | title = Continental ice in Greenland during the Eocene and Oligocene | journal = Nature | volume = 446 | issue = | pages = 176–179 | url = http://people.rses.anu.edu.au/roberts_a/AR_Publications/097.%20Eldrett%20et%20al.%20Nature%202007.pdf | doi = 10.1038/nature05591 | format = PDF | language = en}}</ref> Zusätzlich wird angenommen, dass der lange Zeit isolierte [[Arktischer Ozean|Arktische Ozean]] nach einem Übergangsstadium als [[Brackwasser]]meer im frühen ''Oligozän'' (≈ 32 mya) mit dem Einströmen von salzhaltigem Nordatlantikwasser Anschluss an die globale Meereszirkulation fand.<ref name="10.1038/ncomms15681">{{cite journal | author = Michael Stärz | coauthors = Wilfried Jokat, Gregor Knorr, Gerrit Lohmann | year = 2017 | month = Juni | title = Threshold in North Atlantic-Arctic Ocean circulation controlled by the subsidence of the Greenland-Scotland Ridge | journal = Nature Communications (online) | volume = 8 | issue = | pages = | doi = 10.1038/ncomms15681 | url = https://www.nature.com/articles/ncomms15681 | format = html | language = en}}</ref>

=== Entwicklung im Miozän und Pliozän ===
Der vor rund 34 Millionen Jahren verstärkt einsetzende Abkühlungstrend, gekoppelt mit einer allmählichen Reduzierung des atmosphärischen Kohlenstoffdioxids, verlief nicht linear, sondern wurde zuerst von einer Erwärmungsphase im späten Oligozän und anschließend von einem Klimaoptimum im [[Miozän]] vor 19 bis 15 Millionen Jahren unterbrochen.<ref name="10.1016/S0031-0182(03)00367-5">{{cite journal | author = Madelaine Böhme | coauthors= | year = 2003 | month = Juni | title = The Miocene Climatic Optimum: evidence from ectothermic vertebrates of Central Europe | journal = Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology | volume = 195 | issue = 3–4 | pages = 389–401 | doi = 10.1016/S0031-0182(03)00367-5 | url = http://www.wahre-staerke.com/~madelaine/Miocene_Climatic_Optimum.pdf | format = PDF | language=en}}</ref> In dieser Zeit begann die Ausbreitung der an [[aride]] Bedingungen angepassten [[C4-Pflanze|C<sub>4</sub>-Pflanzen]] (vor allem [[Grasland|Gräser]]), die für die [[Photosynthese]] erheblich weniger Kohlenstoffdioxid benötigen als [[C3-Pflanze|C<sub>3</sub>-Pflanzen]]. Auf dem Höhepunkt des miozänen Klimaoptimums stieg der CO<sub>2</sub>-Gehalt von 350 ppm am Beginn des Miozäns auf 500 ppm,<ref name="10.1029/2009GL040279">{{cite journal | author = Shiming Wan | coauthors = Wolfram M. Kürschner, Peter D. Clift, Anchun Li, Tiegang Li | year = 2009 | month = Oktober | title = Extreme weathering/erosion during the Miocene Climatic Optimum: Evidence from sediment record in the South China Sea | journal = Geophysical Research Letters | volume = 36 | issue = 19 | pages = | bibcode = | doi = 10.1029/2009GL040279 | language = en}}</ref> (nach anderen Quellen auf über 600 ppm).<ref name="10.1073/pnas.0708588105">{{cite journal | author = Wolfram M. Kürschner | coauthors = Zlatko Kvaček, David L. Dilcher | year = 2007 | month = | title = The impact of Miocene atmospheric carbon dioxide fluctuations on climate and the evolution of terrestrial ecosystems | journal = PNAS | volume = 105 | issue = 2 | pages = 449–453 | doi = 10.1073/pnas.0708588105 | format = html | language=en}}</ref>

Im Zuge der weltweiten Erwärmung, an der wahrscheinlich massive CO<sub>2</sub>-Ausgasungen des [[Columbia-Plateaubasalt]]s maßgeblich beteiligt waren,<ref name="10.1371/journal.pone.0044205">{{cite journal | author = Barbara P. Nash | coauthors = Michael E. Perkins | year = 2012 | month = Oktober | title = Neogene Fallout Tuffs from the Yellowstone Hotspot in the Columbia Plateau Region, Oregon, Washington and Idaho, USA | journal = PLOS One | volume = | issue = | pages = | doi = 10.1371/journal.pone.0044205 | language=en}}</ref> wurden die Wald-Habitate zurückgedrängt, und an ihre Stelle traten Steppen- und Graslandschaften. Gleichzeitig verloren die damaligen Antarktisgletscher einen Teil ihrer Masse, ohne jedoch ganz abzuschmelzen. Simulationen unter Einbeziehung des damaligen CO<sub>2</sub>-Levels deuten darauf hin, dass die Kernbereiche des ''Ostantarktischen Eisschilds'' von der Erwärmung im Mittleren Miozän kaum betroffen waren.<ref name="10.1073/pnas.1516130113">{{cite journal | author = Edward Gasson | coauthors = Robert M. DeConto, David Pollard, Richard H. Levy | year = 2016 | month = März | title = Dynamic Antarctic ice sheet during the early to mid-Miocene | journal = PNAS | volume = 113 | issue = 13 | pages = 3459–3464 | doi = 10.1073/pnas.1516130113 | url = | format = html | language=en}}</ref> Unter dem Einfluss starker Erosions- und Verwitterungsprozesse sank die CO<sub>2</sub>-Konzentration gegen Ende des Optimums vor 14,8 Millionen Jahren wieder auf rund 400&nbsp;ppm, und es begann eine kühlere Klimaphase mit einer erneuten Zunahme der antarktischen Inlandsvereisung. Dennoch lagen vor 14 bis 12,8 Millionen Jahren die Temperaturen in dieser Region 25&nbsp;°C bis 30&nbsp;°C über dem gegenwärtigen Werten, ehe der Kontinent von einem Kälteeinbruch erfasst wurde.<ref name="10.1130/0016-7606(2007)119[1449:MMMGCC]2.0.CO;2">{{cite journal | author = A. R. Lewis, D. R. Marchant, A. C. Ashworth, S. R. Hemming, M. L. Machlus | year = 2007 | month = November/Dezember | title = Major middle Miocene global climate change: Evidence from East Antarctica and the Transantarctic Mountains | journal = Geological Society of America Bulletin | volume = 119 | issue = 11/12 | pages = 1449–1461 | doi = 10.1130/0016-7606(2007)119[1449:MMMGCC]2.0.CO;2 | url = http://www.ldeo.columbia.edu/res/fac/argon/Publications/lewis%20et%20al%202007%20gsab.pdf | format = PDF | language=en}}</ref>

Obwohl die Globaltemperatur über große Teile des [[Pliozän]]s 2 bis 3 °C über dem vorindustriellen Niveau lag, erreichte der antarktische Eisschild spätestens vor 5 Millionen Jahren seine heutige Ausdehnung von 14 Millionen km². In der Folgezeit und verstärkt seit Beginn des Quartären Glazials nahm jedoch die Masse der Eisbedeckung ständig zu mit einer Mächtigkeit von stellenweise bis 4.500 Meter.


== Vergletscherung der Arktis ==
== Vergletscherung der Arktis ==

Version vom 11. Dezember 2018, 12:55 Uhr

Die derzeitige Vergletscherung der Erde an beiden Polen (mit Meereis)
Der Mendenhall-Gletscher in Alaska

Das Känozoische Eiszeitalter ist das gegenwärtige Eiszeitalter, das Eiszeitalter des Känozoikums (Erdneuzeit) in Abgrenzung zu den Eiszeitaltern des Paläozoikums und des Präkambriums. Sein Beginn korrespondiert mit der allmählichen Vergletscherung der Antarktis vor rund 34 Millionen Jahren. Vor etwa 2,7 Millionen Jahren setzte auch die Eisbildung in der Arktis ein. Ab diesem Zeitpunkt wechseln sich (längere) Kaltzeiten (Glaziale) mit (kürzeren) Warmzeiten (Interglaziale) ab.

Das Quartäre Eiszeitalter ist der jüngste Abschnitt des Känozoischen Eiszeitalters. Er umfasst das Quartär ab Fehler. Bitte {{Erdzeitalter/Beginn|fmt=1|{{{1|}}}}} verwenden! Millionen Jahre vor heute[1] und ist gekennzeichnet durch die Bildung ausgedehnter kontinentaler Eisschilde in der gesamten nördlichen Hemisphäre während dieser Zeit.

Verwendung der Begriffe Kaltzeit, Eiszeit und Eiszeitalter

Der Begriff Eiszeit wird in der Umgangssprache oft synonym für Kaltzeit verwendet. Er wurde in diesem Sinn 1837 von Karl Friedrich Schimper eingeführt und später gleichbedeutend mit Eiszeitalter verwendet. In der Fachsprache hat sich sowohl für die gesamte Periode der känozoischen Eiszeit als auch für die älteren Vereisungsphasen der umfassendere Begriff Eiszeitalter durchgesetzt. Er umfasst sowohl die Kaltzeiten als auch die dazwischenliegenden Warmzeiten.

Entstehung des antarktischen Eisschilds

Im Rahmen des Grande Coupure („Großer Einschnitt“) ereignete sich im Umkreis des Eozän-Oligozän-Übergangs vor 33,9 bis 33,7 Millionen Jahren ein großes Artensterben, das mit einem markanten Temperaturabfall an Land und in den Weltmeeren verknüpft war. Betroffen von dem rasch einsetzenden Klimawandel und dessen Folgeerscheinungen waren im europäischen Raum etwa 60 Prozent der eozänen Säugetiergattungen. Auf globaler Ebene sank die Temperatur der Ozeane bis in tiefere Regionen um 4 bis 5 °C, und der Meeresspiegel sank innerhalb relativ kurzer Zeit um etwa 30 Meter. Auffällig in dem Zusammenhang ist der steile Abfall der atmosphärischen CO2-Konzentration. Erreichte diese gegen Ende des Eozäns noch Werte von 700 bis 1.000 ppm, verringerte sich dieses Level abrupt um etwa 40 Prozent (und lag eventuell für einen erdgeschichtlich sehr kurzen Zeitraum noch tiefer).[2] Die nunmehr in der Antarktis einsetzende Inlandsvereisung vor 33,7 Millionen Jahren markiert den Beginn des Känozoischen Eiszeitalters. Auch in der Nordpolarregion konnte parallel dazu eine deutliche Abkühlung festgestellt werden. Funde von Dropstones belegen die zeitweilige Existenz von grönländischem Kontinentaleis.[3] Zusätzlich wird angenommen, dass der lange Zeit isolierte Arktische Ozean nach einem Übergangsstadium als Brackwassermeer im frühen Oligozän (≈ 32 mya) mit dem Einströmen von salzhaltigem Nordatlantikwasser Anschluss an die globale Meereszirkulation fand.[4]

Entwicklung im Miozän und Pliozän

Der vor rund 34 Millionen Jahren verstärkt einsetzende Abkühlungstrend, gekoppelt mit einer allmählichen Reduzierung des atmosphärischen Kohlenstoffdioxids, verlief nicht linear, sondern wurde zuerst von einer Erwärmungsphase im späten Oligozän und anschließend von einem Klimaoptimum im Miozän vor 19 bis 15 Millionen Jahren unterbrochen.[5] In dieser Zeit begann die Ausbreitung der an aride Bedingungen angepassten C4-Pflanzen (vor allem Gräser), die für die Photosynthese erheblich weniger Kohlenstoffdioxid benötigen als C3-Pflanzen. Auf dem Höhepunkt des miozänen Klimaoptimums stieg der CO2-Gehalt von 350 ppm am Beginn des Miozäns auf 500 ppm,[6] (nach anderen Quellen auf über 600 ppm).[7]

Im Zuge der weltweiten Erwärmung, an der wahrscheinlich massive CO2-Ausgasungen des Columbia-Plateaubasalts maßgeblich beteiligt waren,[8] wurden die Wald-Habitate zurückgedrängt, und an ihre Stelle traten Steppen- und Graslandschaften. Gleichzeitig verloren die damaligen Antarktisgletscher einen Teil ihrer Masse, ohne jedoch ganz abzuschmelzen. Simulationen unter Einbeziehung des damaligen CO2-Levels deuten darauf hin, dass die Kernbereiche des Ostantarktischen Eisschilds von der Erwärmung im Mittleren Miozän kaum betroffen waren.[9] Unter dem Einfluss starker Erosions- und Verwitterungsprozesse sank die CO2-Konzentration gegen Ende des Optimums vor 14,8 Millionen Jahren wieder auf rund 400 ppm, und es begann eine kühlere Klimaphase mit einer erneuten Zunahme der antarktischen Inlandsvereisung. Dennoch lagen vor 14 bis 12,8 Millionen Jahren die Temperaturen in dieser Region 25 °C bis 30 °C über dem gegenwärtigen Werten, ehe der Kontinent von einem Kälteeinbruch erfasst wurde.[10]

Obwohl die Globaltemperatur über große Teile des Pliozäns 2 bis 3 °C über dem vorindustriellen Niveau lag, erreichte der antarktische Eisschild spätestens vor 5 Millionen Jahren seine heutige Ausdehnung von 14 Millionen km². In der Folgezeit und verstärkt seit Beginn des Quartären Glazials nahm jedoch die Masse der Eisbedeckung ständig zu mit einer Mächtigkeit von stellenweise bis 4.500 Meter.

Vergletscherung der Arktis

Die Phase der arktischen Vergletscherung begann vor etwa 2,7 Millionen Jahren.[11] Dem ging eine langsame, globale Abkühlung voraus, die bereits im Eozän einsetzte. Die vollständige Schließung der Landenge von Panama vor 2,76 Millionen Jahren führte zu großen Veränderungen der ozeanischen Strömungsverhältnisse. Dies brachte eine Erhöhung der Luftfeuchte in der Arktis mit sich, welche letztlich den „Rohstoff“ für die Vereisung der Nordhemisphäre lieferte.[12]

Struktur des aktuellen Eiszeitalters

Innerhalb des heutigen Eiszeitalters gibt es relativ warme und extrem kalte Zwischenphasen. Die Kältephasen (Kaltzeiten bzw. Glaziale) sind durch massive Gletschervorstöße gekennzeichnet. Sie sind mit etwa 90.000 Jahren deutlich länger als die Wärmephasen (Warmzeiten oder Interglaziale), die nur rund 15.000 Jahre dauern. Warmzeiten beginnen häufig recht plötzlich, während die Abkühlung eher schleichend erfolgt. Dabei verläuft die Klimaveränderung selten gleichmäßig, sondern mit abrupten Änderungen und dazwischenliegenden gegenläufigen Entwicklungen.

Ein gesamter Zyklus von einer Warmzeit zur nächsten dauert derzeit etwas mehr als 100.000 Jahre. Diese Zyklendauer ist allerdings erst seit 600.000 bis 800.000 Jahren gültig. Vor 2,7 Millionen Jahren bis vor etwa 700.000 Jahren lag die Dauer eines Zyklus nur bei etwa 40.000 Jahren. Dieses ist mit der etwa gleich langen Periode, mit der die Schiefe der Ekliptik (Stellung der Erdachse) schwankt, in Verbindung zu bringen. Der aktuell gültige 100.000-Jahre-Zyklus beruht vor allem auf Änderungen der Exzentrizität der Erdbahn. Warum es zu dem Wechsel in der Dauer der Warm-Kaltzeit-Zyklen kam, ist nicht eindeutig geklärt.

Die aktuelle „Nacheiszeit“, in der geologischen Zeitskala als Holozän bezeichnet, ist eine Warmzeit innerhalb eines globalen Eiszeitalters, die seit etwa 11.700 Jahren andauert. Auch in den Wärmephasen eines globalen Eiszeitalters bleibt das Klima im erdgeschichtlichen Vergleich relativ kalt, die Eisbedeckung in der Nähe der Pole und höheren Gebirge bleibt meistens erhalten. Gletschervorstöße bis in die Mittelbreiten werden aber zurückgebildet, und es kommt dort zu wesentlich gemäßigterem Klima, insbesondere mit milderen Wintern.

Ursachen des Eiszeitalters

Als Ursachen der allgemeinen Abkühlung seit dem Eozän werden derzeit vor allem Änderungen auf der Erde selbst diskutiert, während kurzfristige Klimawechsel während eines Kaltzeitzyklus sich am besten mit periodischen Änderungen der Erdbahnparameter und damit verbundenen Schwankungen der solaren Einstrahlung erklären lassen.

Die Suche nach den Ursachen für die zyklisch auftretenden Kalt- und Warmzeiten gehört auch heute noch zu den Herausforderungen für die Paläoklimatologie. Sie ist eng mit den Namen James Croll und Milutin Milanković verbunden. Beide hatten Ideen des Franzosen Joseph-Alphonse Adhémar weiterentwickelt, wonach Veränderungen der Erdbahngeometrie für wiederkehrende Kaltzeiten verantwortlich seien.

Irdische Ursachen

Hauptantrieb für die Abkühlungstendenz im Paläogen und Neogen waren plattentektonische Prozesse wie die Kontinentaldrift in Verbindung mit Gebirgsbildungen (Orogenese) sowie Phasen intensiver Verwitterung, aber auch pflanzliche Organismen, die durch Fixierung und Ablagerung (Sedimentation) umfangreicher Mengen an Kohlenstoff einen klimawirksamen Faktor bildeten.

Öffnung und Schließung von Meeresstraßen

Durch das Schließen oder Öffnen von Meeresstraßen veränderten sich entscheidend die Meeresströmungen (und damit der Wärmetransport) auf der Erde.

So öffnete das Wegdriften Australiens und später Südamerikas von der Antarktis im Oligozän zwei Meeresstraßen (Tasmanische Passage und Drake-Passage). Dadurch konnte sich ein Strömungssystem rund um die Antarktis etablieren. Dieser kalte zirkumantarktische Strom isolierte Antarktika vollständig von warmem Oberflächenwasser. Antarktika kühlte ab und die Bildung einer Eiskappe über dem Kontinent am Südpol wurde vor rund 35 Millionen Jahren eingeleitet. Zuvor waren die Meeresströmungen um die Antarktis stark zum Äquator hin ausgerichtet, so dass wärmere Wassermassen den Kontinent erreichen und aufheizen konnten.

Austrocknung des Mittelmeeres im Zuge der Messinischen Salinitätskrise

Ein geologisch bedeutendes Ereignis mit weitreichenden klimatischen Auswirkungen war das mehrmalige Austrocknen des Mittelmeers an der Grenze zwischen Miozän und Pliozän vor 6 bis 5 Millionen Jahren. Die wiederholte Schließung der Straße von Gibraltar aufgrund tektonischer Verschiebungen unterbrach den Wasseraustausch zwischen dem Atlantik und dem zwischen Afrika und Eurasien verbliebenen Rest des Tethysmeeres und bewirkte die zeitweilige Umwandlung des mediterranen Beckens in eine Salzwüste (Messinische Salinitätskrise).[13][14]

Die Bildung einer Landbrücke zwischen Nord- und Südamerika vor 2,7 Millionen Jahren sorgte für die Umlenkung warmer Meeresströmungen nach Norden und damit auch für die Entstehung des Golfstroms. Der Transport von warmem Wasser in den hohen Norden bewirkte zwar zunächst eine Erwärmung der Nordhalbkugel, stellte aber auch die notwendige Feuchtigkeit bereit, um in Grönland, Nordamerika und Nordeuropa mit der weiteren Abkühlung Gletscher entstehen zu lassen.

Bildung von Hochgebirgen

Durch die Kollision kontinentaler Platten setzte ab dem frühen Neogen eine verstärkte Phase der Gebirgsbildung ein. Die Auffaltung von Festland in bedeutende Höhen verändert in erster Linie groß- und kleinräumig die atmosphärischen Strömungsmuster. Die Entstehung der Faltengebirge, wie etwa der Alpen, der Rocky Mountains oder des Himalaya, die für die Änderung der Luftströmungen sorgte, transportierte ebenfalls die notwendige Feuchtigkeit auf die Kontinente, die zur Vergletscherung weiter Teile der Nordhalbkugel beitrugen. Gleichzeitig sind Hochgebirge auch bevorzugte Regionen der Gletscherentstehung.

Eine Theorie weist dem Hochland von Tibet dabei eine zentrale Rolle zu, da sie eine nahezu vollständige Vergletscherung des Hochlandes postuliert.[15][16] Über die deutliche Erhöhung der Albedo führte das weltweit zu einer Verstärkung des Abkühlungsprozesses. Die geschlossene Vergletscherung Tibets wird jedoch teilweise abgelehnt.[17] Änderungen der Albedo, in Verbindung mit der Dauer der Schneebedeckung des Hochlandes, sind allerdings unstrittig.

Azolla-Ereignis

Das Azolla-Ereignis (50/49 mya) markiert das Ende des Eozänen Klimaoptimums und gilt als einer der Wendepunkte in der Klimageschichte des Känozoikums. Der zur Familie der Schwimmfarngewächse zählende Algenfarn (Azolla) kann große Mengen an Stickstoff und Kohlenstoffdioxid speichern und sich unter günstigen Bedingungen massenhaft vermehren. Dieser Fall trat durch eine Verkettung besonderer Umstände ein, als Azolla den damaligen Arktischen Ozean auf einer Fläche von 4 Millionen km² „besiedelte“.[18] Da im Eozän das Arktische Meer von anderen ozeanischen Strömungen isoliert war und aufgrund fehlender Durchmischung gewissermaßen zum stehenden Gewässer wurde, könnte sich an seiner Oberfläche durch Regen und den Eintrag der Flüsse eine dünne, aber nährstoffreiche Süßwasserschicht gebildet haben, die ein explosives Wachstum von Azolla ermöglichte.[19] Der schwimmende Vegetationsteppich der Algenfarne existierte etwa 800.000 Jahre und bewirkte in dieser Zeit durch die Aufnahme großer Mengen Kohlenstoffdioxid und dessen Einbindung in Sedimentationsprozesse eine erste deutliche CO2-Reduktion.

Weitere irdische Ursachen

In der Kreidezeit und im Paläogen gab es deutlich stärkeren Vulkanismus als im Neogen und Quartär. Da mit jedem Vulkanausbruch eine umfangreiche Freisetzung von Kohlendioxid verbunden ist, war der CO2-Gehalt der Atmosphäre zu dieser Zeit höher. Dementsprechend stärker wirkte in der Kreide und im Paläogen auch der natürliche Treibhauseffekt der Erde.

Astronomische Ursachen

Erdbahngeometrie

Die Veränderung der Erdbahngeometrie wird durch wechselseitige Gravitationskräfte im System Sonne, Erde, Mond hervorgerufen. Sie ändern die Form der elliptischen Erdbahn (Exzentrizität) um die Sonne mit einer Periode von etwa 100.000 beziehungsweise 405.000 Jahren, die Neigung der Erdachse zur Umlaufbahn mit einer Periode von etwa 41.000 Jahren (Schiefe der Ekliptik), während die Tag-und-Nacht-Gleiche auf der elliptischen Umlaufbahn etwa nach 25.780 Jahren wieder dieselbe Position auf der Ellipse einnimmt (Präzession). Wie neuere Untersuchungen belegen, sind einige der Erdbahnparameter über die Dauer geologischer Zeiträume in einen stabilen Zeitrahmen eingebunden und offenbar keinen Änderungen unterworfen. So konnte der Großzyklus mit 405.000 Jahren bis in die Obertrias vor etwa 215 Millionen Jahren zurückverfolgt und chronologisch eingeordnet werden.[20] Auch für die während des Permokarbonen Eiszeitalters auftretenden Klimaschwankungen im späten Karbon (etwa 305 mya) wird den Milanković-Zyklen ein signifikanter Einfluss zugeschrieben.[21]

Angeregt durch den deutschen Meteorologen Wladimir Peter Köppen formulierte Milutin Milanković 1941 in seiner Arbeit „Der Kanon der Erdbestrahlung und seine Anwendung auf das Eiszeitproblem“ die Hypothese, dass eine Kaltzeit immer dann auftritt, wenn die Sommersonneneinstrahlung in hohen nördlichen Breiten minimal wird. Kühle Sommer sind nach Köppen für den Eisaufbau entscheidender als kalte Winter. Milanković suchte also dort nach den Ursachen für Eiszeiten, wo sie am offensichtlichsten sind, in den hohen nördlichen Breiten.

Maximaler und minimaler Neigungsbereich der Erdachse
Erdbahnparameter Zyklusdauer Schwankungsbreite Gegenwärtiger Status
Präzession der Erdrotationsachse ca. 025.780 Jahre 360° (Vollkreis) innerhalb eines kompletten Zyklus Entwicklung zur prägnanteren Ausbildung der Jahreszeiten auf der Nordhemisphäre mit längeren Wintern
Neigungswinkel der Erdachse zur Ekliptik ca. 041.000 Jahre zwischen 22,1° und 24,5° 23,43° (mit Tendenz zum Minimum)
Exzentrizität der Erdumlaufbahn ca. 100.000 bzw. 405.000 Jahre1 von 0,0006 (fast kreisförmig) bis 0,058 (leicht elliptisch) 0,016 (mit Tendenz zur kreisförmigen Umlaufbahn)

1 Nächstes Minimum der Exzentrizität mit 0,0023 in etwa 27.500 Jahren, absolutes Minimum mit 0,0006 in über 400.000 Jahren

Die Variationen der Erdbahnparameter (Milanković-Zyklen) waren Auslöser und geeignete Randbedingungen, deren Wirkung aber noch durch andere Faktoren verstärkt wurden. So werden als eine Ursache für den Beginn sowohl der antarktischen wie der nordhemisphärischen Vereisung tektonische Vorgänge und deren Einfluss auf die ozeanische Zirkulation angenommen.[22] Außerdem spielte der CO2-Gehalt der Atmosphäre eine wesentliche Rolle, der mit den Temperaturschwankungen eine enge Kopplung aufweist, wie verschiedene Untersuchungen von Eisbohrkernen der Antarktis und Grönlands über die letzten 800.000 Jahre belegen.[23] Danach soll die Konzentrationsabnahme des Treibhausgases Kohlendioxid (zusammen mit Methan und Distickstoffoxid) für ca. ein Drittel der Temperaturveränderung zwischen Warm- und Kaltzeit stehen,[24] nach einer jüngeren Veröffentlichung sogar für die Hälfte.[25] Andere positive Feedbackprozesse wie die Eis-Albedo-Rückkopplung, die Vegetationsbedeckung und die Variabilität des Wasserdampfgehaltes in der Atmosphäre spielten eine zusätzliche Rolle. Für die Schwankungen innerhalb der Kaltzeiten zwischen sogenannten Stadialen und Interstadialen werden Rückkopplungseffekte im Zusammenhang mit der thermohalinen Zirkulation angenommen.

Aktivitätszyklen der Sonne

In der letzten Kaltzeit gab es zwei Dutzend erhebliche Klima-Umschwünge, bei denen innerhalb nur eines Jahrzehnts die Lufttemperatur über dem Nordatlantik um bis zu zwölf Grad Celsius anstieg. Diese Dansgaard-Oeschger-Ereignisse traten meistens alle 1470 Jahre auf. Diese Periodizität wird mit einer Überlagerung von zwei bekannten Aktivitätszyklen der Sonne von 87 und 210 Jahren zu erklären versucht. Nach 1470 Jahren ist der 210er-Zyklus siebenmal und der 86,5er-Zyklus siebzehnmal abgelaufen.[26] In der heutigen Warmzeit traten diese Dansgaard-Oeschger-Ereignisse nicht mehr auf, da die schwachen Sonnenschwankungen die stabilen Atlantikströmungen der letzten 10.000 Jahre nicht mehr stören konnten.

Gliederung und Nomenklatur

Probleme der Gliederung

Ursprünglich wurde die Gliederung des aktuellen Eiszeitalters auf der Grundlage terrestrischer (festländischer) Ablagerungen vorgenommen. Man unterschied die einzelnen, übereinander vorkommenden Ablagerungen der verschiedenen Kalt- und Warmzeiten. Probleme traten und treten jedoch mit dem Vergleich und der Korrelation der eiszeitlichen Ablagerungen über weite Entfernungen auf. So ist es zum Beispiel bis heute nicht gesichert, ob die Ablagerungen der Saaleeiszeit in Norddeutschland und die der Rißeiszeit im Alpenvorland gleichzeitig entstanden. Aus diesem Grunde hat jede Region auf der Erde eine eigene quartärstratigraphische Gliederung erhalten.

Die zahlreichen lokalen Gliederungen mit ihren Eigennamen, die selbst von Fachleuten kaum übersehen werden können, wirken auf Nichtfachleute oft verwirrend. So wird der jüngste kaltzeitliche Eisvorstoß mit seinem Höhepunkt vor etwas mehr als 20.000 Jahren im nördlichen Mitteleuropa als Weichsel-, im nördlichen Alpenraum als Würm-, in Nordrussland als Waldai-, auf den Britischen Inseln als Devensian-, in Nordamerika als Wisconsineiszeit bezeichnet. Auch für ältere Kalt- und Warmzeiten existiert eine Fülle von Lokalnamen.

Eine weitere Schwierigkeit der eiszeitlichen Ablagerungen auf dem Festland besteht darin, dass sie nicht kontinuierlich (ununterbrochen) abgelagert wurden und werden. Vielmehr folgen auf Phasen schneller Sedimentation (so etwa bei Gletschervorstößen) Phasen ohne Sedimentation oder sogar Abtragungsereignisse. In Norddeutschland ist zum Beispiel kein Ort bekannt, an dem alle Geschiebemergel der drei großen Vereisungsphasen zusammen mit den Ablagerungen der dazwischen liegenden Warmzeiten übereinander vorkommen. Die Korrelation muss auch hier über große Entfernungen erfolgen und kann Fehler aufweisen.

Internationale Gliederungen

Die international anerkannte Gliederung des Eiszeitalters beruht daher auf den Eigenschaften von marinen (Meeres-)Ablagerungen. Sie haben den Vorteil, dass sie sich an günstigen Stellen kontinuierlich absetzen und sowohl die warm- als auch die kaltzeitlichen Ablagerungen enthalten.

Marine Sauerstoff-Isotopen-Stratigraphie

Rekonstruktion des mittleren Temperaturverlaufs während der letzten 5 Millionen Jahre

Wichtigstes Hilfsmittel bei der Gliederung des Eiszeitalters sind die Verhältnisse der stabilen Isotope des Sauerstoffs 16O und 18O in kalkschaligen Mikroorganismen (Foraminiferen). Da das leichtere Isotop 16O im Vergleich zum schwereren 18O bei der Verdunstung angereichert wird, kommt es zu einer isotopischen Fraktionierung des Sauerstoffs. Auf Grund der Speicherung des leichten Isotopes 16O in den kontinentalen Eismassen während der Kaltzeiten ist der Ozean in dieser Zeit isotopisch schwerer (Eiseffekt). Hieraus wurde eine Stratigraphie für marine Sedimente entwickelt, die marine Sauerstoff-Isotopen-Stratigraphie.

Das komplette Eiszeitalter wurde in 103 Isotopenstadien untergliedert. Ungerade Zahlen wurden an Warmzeiten (Interstadiale bzw. Interglaziale) vergeben, gerade hingegen an Kaltzeiten (Glaziale). Die gegenwärtige Warmzeit entspricht dementsprechend dem marinen Sauerstoff-Isotopenstadium 1 (abgekürzt MIS 1 für das international gebräuchliche Marine Isotope Stage 1), der Höhepunkt der letzten Kaltzeit entspricht dem MIS 2. Da nach der ersten Aufstellung der Gliederung weitere Isotopenschwankungen nachgewiesen werden konnten, wurden zusätzliche Stufen durch das Anhängen eines Buchstabens aufgestellt, zum Beispiel 5e für die Eem-Warmzeit.

Magnetostratigrahie

Eine weitere verbreitete Gliederung geht von den Schwankungen und Umpolungen des Magnetfeldes der Erde aus. Vor etwa 780.000 und 2.580.000 Jahren gab es deutliche Umpolungen des Magnetfeldes („Umpolung“ ist nicht wörtlich zu verstehen, sondern als langsames Abnehmen des Magnetfeldes und seinen Aufbau in anderer Polung). Weiterhin gab es kurze Umpolungsphasen innerhalb der großen Epochen, so zum Beispiel vor 1,77 Millionen Jahren. Findet man Spuren davon, etwa durch die Ausrichtung magnetischer Minerale in eiszeitlichen Ablagerungen, kann man so die Ablagerungen datieren. Diese Methode ist sowohl für festländische als auch für Meeresablagerungen geeignet. Deshalb ist eine von vielen Wissenschaftlern anerkannte Grenze des Eiszeitalters gegen das Pliozän die große Umpolung des Erdmagnetfeldes vor 2,58 Millionen Jahren, die gut mit dem ersten Auftreten von Vergletscherungen auf der Nordhalbkugel übereinstimmt.

Gliederung in Mitteleuropa

Sauerstoff-Isotopendaten der letzten 300.000 Jahre nach Martinson et al.

In Mitteleuropa werden die Kaltzeiten nach Flüssen benannt, die im Allgemeinen die weiteste Ausdehnung der jeweiligen Eisschilde angeben. In Süddeutschland ging die Vereisung von den Alpengletschern aus, in Norddeutschland kam das Eis aus dem skandinavischen Raum. Es ist, mit Ausnahme der jüngsten Kaltzeit nicht gesichert, ob die Vergletscherungen im Alpenraum und in Norddeutschland wirklich synchron abliefen. Daher können die angeführten Werte mit weiterer Forschung durchaus verändert werden.

Kaltzeiten des Quartärs im Alpenraum und Norddeutschland
Alpenraum
(Namensgeber) 		Norddeutschland
(Namensgeber) 		Zeitraum
(Tsd. Jahre vor heute) 		MIS
- Brüggen-Kaltzeit (Brüggen) ca. 2200 ?
Biber-Kaltzeit (Biberbach) - ca. 1900–1800, oder ca. 1500–1300 MIS 68–66, oder MIS 50–40
- Eburon-Kaltzeit (Eburonen) ca. 1400 ?
Donau-Kaltzeit (Donau) - ca. 1000–950 MIS 28–26
- Menap-Kaltzeit (Menapier) 990–800 ?
Günz-Kaltzeit (Günz) - 800–600 MIS 20–16
Mindel-Kaltzeit (Mindel) - 475–370[27] MIS 12
- Elster-Kaltzeit (Weiße Elster) 400–320 MIS 10
Riß-Kaltzeit (Riß) Saale-Kaltzeit (Saale) 350–120 (Riß), 300–130 (Saale) MIS 10–6 (Riß), MIS 8–6 (Saale)
Würm-Kaltzeit (Würm) Weichsel-Kaltzeit (Weichsel) 115–10 MIS 4–2

Auswirkungen auf die Erde

Vergletscherungen

Minimale (Warmzeit, schwarz) und maximale (Kaltzeit, grau) Vereisung der Nordhemisphäre
Minimale (Warmzeit, schwarz) und maximale (Kaltzeit, grau) Vereisung der Südhemisphäre

Während der Kaltzeiten des aktuellen Eiszeitalters breiteten sich die Inlandeisschilde und die Gebirgsgletscher stark aus und bedeckten schließlich etwa 32 % der festen Erdoberfläche. Heute werden nur etwa 10 % des Festlands von Gletschern bedeckt. Vor allem auf der Nordhalbkugel der Erde waren große Teile Europas, Asiens und Nordamerikas vergletschert. Die Spuren der Vereisungen (z. B. Trogtäler, Moränen, Gletscherschliffe, die Glaziale Serie) sind dort bis heute allgegenwärtig.

Die Veränderung des Inlandeises der Antarktis war während des Eiszeitalters im Vergleich zur Arktis nicht so dramatisch. Einerseits wird angenommen, dass dieses darauf zurückzuführen ist, dass der Eisaufbau auf dem Land und flachen Schelfen der Nordhemisphäre effektiver ist als in zirkumantarktischen Ozeangebieten. Andererseits ist auch heute die Antarktis nahezu vollständig vergletschert. Eine Vergrößerung des Eisschildes war also dort nur begrenzt möglich. Eine Ausdehnung des Eisschildes wird im Wesentlichen auf die Absenkung des Meeresspiegels zurückgeführt.

Während der aktuellen Nacheiszeit (Holozän) schwankte das Ausmaß der Vergletscherung stark. Nachdem während einer Kältephase gegen Ende der Jüngere Dryaszeit viele Gletscher vorgerückt waren, kam es im frühen Holozän zu einem Rückgang, einige Gletscher verschwanden. Dies gilt für die Zeit vor ungefähr 7000 Jahren auf dem Höhepunkt der Nacheiszeit (Holozän) für viele Gletscher in Island und wahrscheinlich einige der skandinavischen Halbinsel. In den Alpen waren zu der Zeit die meisten Gletscher wohl kleiner als gegen Ende des 20. Jahrhunderts. Dass die heutigen Gletscher der Alpen oder Skandinaviens Reste der letzten Vereisung sind, wird vielfach angenommen, gilt aber demnach für viele nicht, sie sind höchstens 6000 Jahre alt. Viele Gletscher erreichten ihre maximale Ausdehnung vor einigen hundert Jahren.[28]

Meeresspiegel

Durch die Bildung kontinentaler Eismassen wurde den Meeren massiv Wasser entzogen. Während des Höhepunktes des jüngsten Eiszeitalters lag der Meeresspiegel um 120 bis 130 m tiefer als heute. Dadurch entstanden zahlreiche Landbrücken. Schelfmeere wie die Nordsee fielen großflächig trocken. Große Bedeutung erlangte die Landbrücke über die heutige Beringstraße, die Nordasien mit Nordamerika verband (siehe →Beringia). Der Austausch zahlreicher Tier- und Pflanzenarten sowie die menschliche Besiedlung des amerikanischen Kontinentes erfolgte über oder entlang dieser Landbrücke.

Klima und Atmosphäre

Während der Kaltzeiten fiel, global gesehen, auf Grund der gesunkenen Temperaturen deutlich weniger Niederschlag als während der Warmzeiten. Die Niederschlagsänderungen während der Kaltzeiten fielen regional und zonal jedoch sehr unterschiedlich aus. Während es in den hohen und mittleren Breiten eher trockener wurde, gab es in den Subtropen deutliche Feuchtphasen. Die randtropischen Wüsten waren auch zu dieser Zeit extrem trocken, während die Fläche der feuchten Tropen zu dieser Zeit deutlich geringer war. Das verfügbare Wasserangebot in den hohen und den mittleren Breiten war aber während der Eiszeiten zum Teil höher als heute, da auf Grund der gesunkenen Temperaturen und des deshalb fehlenden Waldes die Verdunstung deutlich geringer war.

Das Letzte Glaziale Maximum (LGM) war vor etwa 21.000 Jahren. Die globale Durchschnittstemperatur lag etwa 5 bis 6 K niedriger als heute. Aufgrund der Gaseinschlüsse in polaren Eis weiß man, dass die atmosphärische Konzentration der Treibhausgase Kohlendioxid (CO2) nur 70 % und Methan (CH4) nur 50 % des vorindustriellen Wertes betrug (CO2 im LGM: 200 ppmv, vorindustriell: 288 ppmv, heute (2005): 381 ppmv; CH4 im LGM: 350 ppbv, vorindustriell: 750 ppbv, heute: 1750 ppbv).

Während der Endphasen der einzelnen Kaltzeiten waren es wahrscheinlich Veränderungen der Erdbahnparameter und, daraus resultierend, der Sonneneinstrahlung (Milanković-Zyklen), die als „Schrittmacher“[29] erste Klimaänderungen auslösten. Es kam zu einem nahezu gleichlaufenden Anstieg der Konzentrationen der Treibhausgase Methan und CO2 – letzteres wurde wahrscheinlich aus der Tiefsee des südlichen Ozeans freigesetzt – und der Temperaturen.[30] Zumindest nach dem letzten glazialen Maximum folgte dabei der globale Temperaturanstieg dem der CO2-Konzentrationen.[31] Die sich ändernden Treibhausgaskonzentrationen und Albedoänderungen verstärkten in einem Rückkopplungsprozess die Klimaänderungen, bis sich schließlich Gleichgewichtszustände einstellten.[32]

Der Temperaturanstieg nach dem LGM verlief nicht gleichmäßig: In der Antarktis erfolgte er früher, wahrscheinlich durch ozeanische Strömungssysteme vermittelte Fernwirkungen ließen dann später die nordhemisphärischen Temperaturen steigen.[31][33] Der aus Eisbohrkernen rekonstruierte Anstieg der CO2-Konzentrationen liegt dabei vor dem der Temperaturen im Norden aber nach dem der antarktischen Temperaturen. Wie weit die Zunahme der Größen zeitlich auseinanderliegt, lässt sich wegen unterschiedliche Datierungsmethoden und Eisbildungsraten am Entnahmeort der Bohrkerne nur schwer angeben, die Spannbreite reicht von Synchronität bis hin zu mehreren hundert Jahren Differenz.[34][35][36][37]

Lebenswelt

Das Wollhaarmammut (Mammuthus primigenius) als Vertreter der Megafauna während der letzten Kaltzeit auf der Nordhalbkugel

Die Klimaschwankungen des känozoischen Eiszeitalters hatten erhebliche Auswirkungen auf die Fauna und Flora ihrer Zeit. Mit den Abkühlungen und Wiedererwärmungen wurden die dem entsprechenden Klima angepassten Lebewesen zu einer Verlagerung ihrer Lebensräume gezwungen. Zahlreiche Tier- und Pflanzenarten konnten deshalb große Räume nicht wieder besiedeln oder starben ganz aus. Dieser Effekt war in Afrika und Europa, wo das Mittelmeer und die von Ost nach West verlaufenden Gebirgszüge Hindernisse für die Wanderung der Arten darstellten, deutlich größer als in Nordamerika und Ostasien.

Charakteristisch für das Eiszeitalter waren Tiere wie Mammuts, Mastodonten, Saigas, Säbelzahnkatzen, Höhlenlöwen, Höhlenbären und weitere Formen. Auch lebten Homo heidelbergensis, der aus ihm hervorgegangene Neandertaler und der vor rund 40.000 Jahren aus Afrika zugewanderte moderne Mensch (Homo sapiens) während der Kaltzeiten in Europa.

Siehe auch

Literatur

Fußnoten

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