Präboreale Schwankung

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Die präboreale Schwankung war eine jähe Klimaverschlechterung zu Beginn des Holozäns. Sie erfolgte im Zeitraum 9.350 bis 9.200 v. Chr. und lässt sich im Norden und Osten des Nordatlantikraums nachweisen.

Definition

Der Begriff präboreale Schwankung, auch präboreale Oszillation, im Englischen preboreal oscillation, abgekürzt PBO, geht auf Lowe u. a. (1994) und vor allem auf S. Bjorck (1996) zurück.[1][2] Jedoch hatten bereits ab der 1960er Jahre unternommene, detaillierte pollenanalytische Untersuchungen in Zentraleuropa gezeigt, dass auf die ursprüngliche rapide Erwärmung zu Beginn des Präboreals eine Abkühlungsphase folgte. Karl-Ernst Behre nannte diese 1978 noch Jüngste Dryaszeit in Analogie zur vorangegangenen Jüngeren Dryas.[3] Der in der Schweiz arbeitende H. Zoller hatte sie bereits 1960 als Piottino-Oszillation bezeichnet;[4] J. Iversen gab ihr 1973 in Dänemark noch den Namen Friesland-Oszillation oder Friesland-Phase,[5] mittlerweile wird sie jedoch mit der Rammelbeek-Phase gleichgesetzt.

Datierung

Die präboreale Schwankung war nur ein sehr kurzzeitiges Ereignis, das zwischen den beiden Radiokohlenstoffplateaus des Präboreals erfolgte. Diese beiden Plateaus liegen bei 10.000 bis 9.900 (9.599 bis 9.472 v. Chr.) respektive 9.600 bis 9.500 (8.998 bis 8.900 v. Chr.) Radiokohlenstoffjahren. Bjorck (1997) platzierte folglich die Schwankung auf 11.300 bis 11.150 Jahre BP, d. h. in den Zeitraum 9.350 bis 9.200 v. Chr.[6] In den Niederlanden stellten van der Plicht u. a. (2004) die präboreale Schwankung in den Zeitraum 9.450 bis 9.300 v. Chr.[7]

Beschreibung

Die mit dem Bond-Ereignis 8 identische präboreale Schwankung, erkennbar an den δ18O-Werten der Eisbohrkerne Grönlands [8] und an Warvenablagerungen Europas[9], charakterisiert sich durch ein kühles und feuchtes Klima in Nordwest- und Zentraleuropa. Die Klimaverschlechterung dokumentiert sich in Änderungen in der Vegetation, in Verringerungen der aquatischen Biomasse, in einer Zunahme der Bodenerosion, in einer negativen δ18O-Anomalie,[10] in Erhöhungen des Deuterium- und 13C-Gehaltes in Baumringen sowie in Vorstößen oder Stillständen des norwegischen und finnischen Eisschildes. In der Ostsee kam es zum Eindringen von Brackwasser. Auch in Island herrschten kühlere Bedingungen als im vorangegangenen, frühen Präboreal, zu erkennen an Proxys aus Seesedimenten und Gletschermoränen. Die Abkühlung war aber nicht so stark wie in der Jüngeren Dryas. Aufzeichnungen in Grönland belegen ebenfalls Eisvorstöße im frühen Präboreal, welche auf ein kühles Klima mit gleichzeitig erhöhtem Niederschlag zurückzuführen sind. Erst gegen Ende der präborealen Schwankung hatte sich das Klima wieder so weit erholt, dass der Festlandseisschild zu schmelzen begann. Um 9.300 Jahre v. Chr. wurde das Klima sehr feucht, gleichzeitig kam es zu einem Anstieg im atmosphärischen 14C-Gehalt und einer Verringerung des atmosphärischen Kohlendioxidgehaltes.

Auswirkungen auf die Vegetation

Die Antwort der Vegetation auf die Abkühlung verlief nicht überall einheitlich. Im Gegensatz zu der sich nur unwesentlich verändernden Pioniervegetation Islands und Südschwedens zeigte der sich ausdehnende Birken-Kiefernwald in Deutschland und Dänemark eine wesentlich größere Anfälligkeit gegenüber den sich verschlechternden Wachstumsbedingungen. In Norddeutschland beispielsweise wird die präboreale Schwankung durch einen Rückgang der Kiefern und einen gleichzeitigen Anstieg der Kräuterpflanzen sowie Wacholder (Juniperus) und Krähenbeeren (Empetrum) gekennzeichnet.[11] In den Niederlanden fand die Ausdehnung des Birkenwaldes (vorwiegend Betula pubescens, gelegentlich auch Populus) mit Einsetzen der präborealen Schwankung gegen 9.450 v. Chr. ein Ende.[12] Das herrschende trockene, kontinentale Klima begünstigte hier von nun an ein offenes Grasland, belegt durch das deutliche Anwachsen der Süßgräser (Poaceae).[13] Nach Beendigung der Rammelbeek-Phase etablierte sich dann erneut ein Birken-Pappelwald und auch Kiefern waren jetzt wieder anzutreffen.

Ursachen

Die Hauptursache der beiderseits des Nordmeeres auftretenden präborealen Schwankung dürfte in einem stark erhöhten Frischwasserzustrom und dessen Beeinflussung der thermohalinen Zirkulation gelegen haben. Dies wird durch einen deutlichen, zeitgleich erfolgenden Anstieg des atmosphärischen 14C/12C-Verhältnisses untermauert. Eine Verlangsamung der thermohalinen Zirkulation hatte womöglich die Polarfront weiter nach Süden verlagert. Der erhöhte Frischwasserzustrom erklärt sich durch das Abfließen des Baltischen Eisstauseees[14] und des Agassizsees.[15]

Eine weitere Ursache liegt womöglich im Ansteigen kosmogener Nuklide wie 10Be und 14C (um 9.300 v. Chr.) begründet, welche auf ein Nachlassen der Sonnenaktivität hinweisen.[7]

Klimageschichtliche Entwicklung

Es scheint sich mittlerweile herauszukristallisieren, dass die präboreale Oszillation in zwei Abschnitten erfolgte. Die anfängliche Kältephase (Rammelbeek-Phase) zeichnete sich durch kontinentales Klima mit warmen, trockenen Sommern und kalten Wintern aus. Eisbohrkerne in Grönland belegen für diesen Abschnitt eine recht geringe Schneeakkumulation. Ab zirka 9.300 v. Chr. setzten in Nordwesteuropa feuchte Bedingungen ein, in Grönland kam es zur Rückkehr zu normalen interglazialen Verhältnissen. Der zweite Abschnitt war mit einem signifikanten Rückgang der Sonnanaktivität verknüpft.

Siehe auch

Einzelnachweise

  1. ↑ Lowe, J. J. u. a.: Climatic changes in areas adjacent to the North Atlantic during the glacial–interglacial transition. In: Journal of Quaternary Science. Band 9, 1994, S. 185–198.
  2. ↑ Bjorck S. u. a.: Synchronised terrestrial–atmospheric deglacial records around the North Atlantic. In: Science. Band 274, 1996, S. 1155–1160.
  3. ↑ Behre, K.-E.: Die Klimaschwankungen im europäischen Prä-boreal. In: Petermanns Geographische Mitteilungen. Band 2/1978, 1978, S. 97–102.
  4. ↑ Zoller, H.: Pollenanalytische Untersuchungen zur Vegetationsgeschichte der insubrischen Schweiz. In: Denkschrift der Schweizerischen Naturforschenden Gesellschaft. Band 83, 1960, S. 45–156.
  5. ↑ Iversen, J.: The development of Denmark’s Last Glacial. In: Geological Survey of Denmark. V (Series, 7-C), 1973, S. 126.
  6. ↑ Bjorck, S. u. a.: The Preboreal oscillation around the Nordic Seas: terrestrial and lacustrine responses. In: Journal of Quaternary Science. Band 12 (6), 1997, S. 455–465.
  7. ↑ a b Van der Plicht, J. u. a.: The Preboreal climate reversal and a subsequent solar-forced climate shift. In: Journal of Quaternary Science. Band 19(3), 2004, S. 263–269.
  8. ↑ Rasmussen, S.O. u. a.: A new Greenland ice core chronology for the last glacial termination. In: Journal of Geophysical Research. 111, D06102, 2006.
  9. ↑ Litt, T., Schmincke, H.-U. und Kromer, B.: Environmental response to climatic and volcanic events in central Europe during the Weichselian Lateglacial. In: Quaternary Science Reviews. Band 20, 2003, S. 7–132.
  10. ↑ Kapsner, W. R. u. a.: Dominant influence of atmospheric circulation on snow accumulation in Greenland over the last 18 000 years. In: Nature. Band 373, 1995, S. 52–54.
  11. ↑ Behre, K.-E.: Untersuchungen zur spätglazialen und früh-postglazialen Vegetationsgeschichte Ostfrieslands. In: Eiszeitalter und Gegenwart. Band 17, 1966, S. 69–84.
  12. ↑ Bos, J. A. A. u. a.: Early Holocene environmental change in the Kreekrak area (Zeeland, SW-Netherlands): a multi-proxy analysis. In: Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology. Band 227, 2005b, S. 259–289.
  13. ↑ Wijmstra, T.A. und de Vin, A.: De new Dinkel canal section. In: van der Hammen, T., Wijmstra, T.A. Upper Quaternary of the Dinkel Valley (Hrsg.): Med. Rijks Geol. Dienst NS. Band 22, 1971, S. 101–129.
  14. ↑ Hald M. und Hagen, S.: Early Preboreal cooling in the Nordic seas region triggered by meltwater. In: Geology. Band 26, 1998, S. 615–618.
  15. ↑ Fisher, T. G. u. a.: Preboreal oscillation caused by a glacial Lake Agassiz flood. In: Quaternary Science Reviews. Band 21, 2002, S. 873–878.
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