Azolla-Ereignis

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Der rezente Schwimmfarn Azolla filiculoides. Die Blüte der damit verwandten Organismen könnten die Erde ins gegenwärtige Eiszeitalter gebracht haben.

Das Azolla-Ereignis bezeichnet eine über mehrere Hunderttausend Jahre stattfindende Massenvermehrung des Süßwasserfarns Azolla im Arktischen Ozean während des Unteren Eozäns vor 49 Millionen Jahren.[1] Die Pflanzen wurden nach ihrem Absterben am Grund des damals oberflächlich stark ausgesüßten Gewässers abgelagert und anschließend sedimentiert. Es gibt eine Reihe von Hinweisen, dass der daraus resultierende Entzug von atmosphärischem Kohlenstoffdioxid wesentlich dazu beitrug, den Planeten Erde vom damals herrschenden Warmklima allmählich in das bis heute bestehende Eiszeitalter zu überführen.

Geologische Belege für das Ereignis[Bearbeiten | Quelltext bearbeiten]

Verlauf von Delta O-18 über die vergangenen 65 Millionen Jahre. Das Azolla-Ereignis markiert das Ende des Eozänen Optimums und den Beginn eines langsamen Temperaturrückgangs.

In den Schichtungen am Grund des 4 Millionen km² großen arktischen Beckens ist ein Abschnitt von mindestens 8 Metern Mächtigkeit erkennbar, in dem sich kieselhaltige, klastische Sedimente mit millimeterdicken Lagen versteinerten Materials abwechseln, das von Azolla stammt. Die kieselhaltigen Schichten stellen die bei maritimen Ablagerungen übliche Hintergrundsedimentation durch Plankton dar.[2] Das organische Material kann auch in Form einer Gammastrahlen-Aktivitätsspitze nachgewiesen werden, die im gesamten arktischen Becken auftritt. Durch den messtechnischen Nachweis von Spuren dieser Gammastrahlung können Bohrkerne verglichen werden, die an unterschiedlichen Orten gewonnen wurden.

Durch palynologische Tests sowie Kalibrationen mittels hochaufgelöster Daten über Umpolungsereignisse des Erdmagnetfeldes konnte die Dauer des Ereignisses auf ungefähr 800.000 Jahre eingegrenzt werden.[1] Dies führte zu einem zwar langsam ablaufenden, aber steten und erheblichen Absinken des atmosphärischen Kohlenstoffdioxid-Gehalts und damit zu einer deutlichen globalen Abkühlung.[3]

Eigenschaften von Azolla[Bearbeiten | Quelltext bearbeiten]

Der zur Familie der Schwimmfarngewächse gehörende Algenfarn Azolla gilt als „Super-Pflanze“, da er pro Acre und Jahr eine Tonne Stickstoff binden kann[4] (0,25 kg∙m⁻²∙a⁻¹); parallel dazu entzieht er pro Acre 6 Tonnen (1,5 kg∙m⁻²∙a⁻¹) Kohlenstoff. Azollas Fähigkeit, atmosphärischen Stickstoff in den Stoffwechsel einzubinden, bedeutet, dass sein Wachstum hauptsächlich von der Verfügbarkeit von Phosphor abhängt: Kohlenstoff, Stickstoff und Schwefel sind für die Proteinbiosynthese wesentlich, und Phosphor wird für DNA (Desoxyribonukleinsäure), RNA (Ribonukleinsäure) und im Energiestoffwechsel benötigt. Die Schwimmpflanze kann unter günstigen Bedingungen sehr rasch wachsen – mäßige Wärme und 20 Stunden Sonnenscheindauer waren vor 49 Millionen Jahren an den Polen im jahreszeitlichen Verlauf vorhanden – und ihre Biomasse bei optimalen klimatischen Verhältnissen innerhalb von zwei bis drei Tagen verdoppeln.[1]

Die Rahmenbedingungen[Bearbeiten | Quelltext bearbeiten]

Aufgrund der Anordnung der Kontinente während des Eozäns war der arktische Ozean fast vollständig von den Weltmeeren isoliert. Eine Durchmischung, wie sie gegenwärtig durch Tiefenströmungen wie dem Golfstrom erfolgt, fand daher nicht statt. Daraus resultierte eine stratifizierte Wassersäule, ähnlich dem heutigen Schwarzen Meer.[5] Winde und relativ hohe Temperaturen im Bereich von 10 bis 14 °C führten zu starker Verdunstung, die die Dichte des Ozeans erhöhte. Durch die vermutlich sehr intensiven Niederschläge in der nordpolaren Region[6] kam es durch die dort einmündenden Flüsse zu verstärkten Einschwemmungen in das arktische Becken. Das eine geringere Dichte aufweisende Süßwasser bildete eine auf der Meeresoberfläche schwimmende nepheloide Schicht.[7] Untersuchungen zeigten, dass eine nur wenige Zentimeter dicke Süßwasserschicht für eine Besiedelung durch Azolla ausreichte. Zusätzlich transportierten die Fließgewässer mit hoher Wahrscheinlichkeit aus dem Erdreich gelöste Mineralien wie Phosphor als Nährstoffe in den Ozean. Das Wachstum von Azolla wurde außerdem durch frei verfügbaren Stickstoff sowie hohe Kohlenstoffdioxid-Konzentrationen gefördert.[3]

Die Blühereignisse alleine wären für eine nennenswerte klimatische Wirkung nicht signifikant gewesen. Um Kohlenstoffdioxid auf Dauer und in größerer Menge dem natürlichen Kreislauf zu entziehen und damit einen Klimawandel einzuleiten, mussten die abgestorbenen Pflanzenteile zuerst mit Sedimenten bedeckt werden und anschließend versteinern.

Klimaentwicklung nach dem Azolla-Ereignis[Bearbeiten | Quelltext bearbeiten]

Ära-
them
System Serie ≈ Alter (mya)
Käno-
zoikum
Quartär Holozän 0,0117–0
Pleistozän 2,588–0,0117
Neogen Pliozän 5,333–2,588
Miozän 23,03–5,333
Paläogen Oligozän 33,9–23,03
Eozän 56–33,9
Paläozän 66–56
tiefer tiefer tiefer älter

In der Fachliteratur der letzten Jahrzehnte findet sich zum Kohlenstoffdioxid-Gehalt während des Eozänen Klimaoptimums – also für die Zeit vor dem Azolla-Ereignis – eine Reihe stark divergierender Angaben. Eine 2016 veröffentlichte Studie, basierend auf einer neuentwickelten Präzisionsmessung unter Einbeziehung des stabilen Bor-Isotops δ11B (Delta-B-11), kommt zum Ergebnis eines wahrscheinlichen CO2-Levels von 1.400 ppm.[3] Dieser Wert verminderte sich in den folgenden Jahrmillionen bis zum Beginn des Oligozäns um etwa 50 Prozent, wobei eine erste deutliche Absenkung unmittelbar nach den zahlreichen Azolla-Blühperioden im arktischen Becken auftrat.

Ungefähr zur selben Zeit endete die Hauptphase der anfangs mit heftigem Flutbasalt-Vulkanismus einhergehenden Kollision der Indischen Kontinentalplatte mit der Eurasischen Platte. Im Zuge der Auffaltung des Himalaya zum Hochgebirge wurden Erosions- und Verwitterungsprozesse und die damit verbundene CO2-Reduktion zu einem Klimafaktor, der den einsetzenden Abkühlungsprozess weiter verstärkte.[8]

Dennoch herrschte über weite Teile des Eozäns noch ein ausgeprägtes Warmklima. Mit der Zunahme des meridionalen Temperaturgradients (die Temperaturdifferenz zwischen dem Äquator und den Polargebieten) beschränkten sich signifikante Klimaänderungen vorerst auf die höheren Breitengrade. Für die Antarktis ist eine stärkere Abkühlungsphase vor 41 Millionen Jahren belegt,[9] und in den arktischen Regionen deuten Funde von Dropstones auf die zeitweilige Existenz von Kontinentaleis vor 38 bis 30 Millionen Jahren hin.[10] Ein scharfer klimatischer Einschnitt ereignete sich am Eozän-Oligozän-Übergang vor 33,9 bis 33,7 Millionen Jahren mit dem Beginn des Känozoischen Eiszeitalters. In diesem Zeitraum kam es einem nochmaligen rapiden Abfall der atmosphärischen CO2-Konzentration, verbunden mit einer weltweiten Abkühlung einschließlich der Ozeane und der nahezu zeitgleich stattfindenden Entstehung des Antarktischen Eisschilds.[11]

Im weiteren Verlauf des Oligozäns und vor allem während des Miozäns waren die CO2-Konzentration und das globale Klima relativ starken Schwankungen unterworfen. Auf dem Höhepunkt des Miozänen Klimaoptimums (19 bis 15 mya) stieg der atmosphärische Kohlenstoffdioxid-Anteil von 350 ppm am Beginn des Miozäns kurzzeitig auf 500 bis 600 ppm.[12] Gleichzeitig verloren die damaligen Antarktisgletscher einen Teil ihrer Masse, jedoch waren die Kernbereiche des Ostantarktischen Eisschilds davon offenbar nicht betroffen. Unter dem Einfluss starker Erosions- und Verwitterungsprozesse sank die CO2-Konzentration gegen Ende des Optimums vor 14,8 Millionen Jahren wieder auf etwa 400 ppm, gekoppelt mit einer erneuten Zunahme des antarktischen Inlandsvereisung. Dennoch lagen vor 14 bis 12,8 Millionen Jahren die Temperaturen in dieser Region 25 bis 30 °C über dem gegenwärtigen Niveau.[13]

Die Quartäre Eiszeit als Unterabschnitt des Känozoischen Eiszeitalters begann vor rund 2,7 Millionen Jahren mit weiträumigen Vergletscherungen auf der nördlichen Hemisphäre und wurde häufig mit der Schließung der Landenge von Panama in Zusammenhang gebracht.[14] Inzwischen herrscht jedoch in der Wissenschaft die Auffassung, dass die zunehmende arktische Vergletscherung mit einem deutlichen Rückgang der globalen CO2-Konzentration in Verbindung steht, wodurch vor allem die Sommermonate kühler ausfielen. Einige Studien konstatieren eine erste Abkühlungsphase im späten Pliozän (3,2 mya) und eine zweite nach Beginn des Pleistozäns (2,4 mya), in deren Verlauf der CO2-Gehalt von ursprünglich 375 bis 425 ppm auf 275 bis 300 ppm sank, mit einer weiteren Abnahme während der folgenden Kaltzeitzyklen.[15][16] Zum wahrscheinlich ersten Mal während des 541 Millionen Jahre umfassenden Phanerozoikums waren damit beide Pole von Eis bedeckt.

Alternative Erklärungen[Bearbeiten | Quelltext bearbeiten]

Obwohl die Annahme eines „begrünten“ Binnenmeeres als tragfähige Arbeitshypothese gilt, wurde ergänzend darauf hingewiesen, dass Azolla-Kolonien in Flussdeltas oder Süßwasserlagunen durch starke Strömungen in den Arktischen Ozean gelangt sein könnten, wodurch sich eine auf der Oberfläche schwimmende Süßwasserschicht erübrigen würde.[17]

Hingegen postulierte eine 2017 veröffentlichte Studie, dass der Arktische Ozean in der Zeit vor 56 bis 36 Millionen Jahren aufgrund seiner fast vollständigen Isolation erheblich umfangreichere Süßwasserbereiche aufwies als ursprünglich angenommen. Erst nach einer 4 bis 5 Millionen Jahre dauernden Übergangsphase als Brackwasserlagune vollzog sich im frühen Oligozän (≈32 mya) mit dem Einströmen von salzhaltigem Nordatlantikwasser die Anbindung des Arktischen Ozeans an die globale Meereszirkulation.[18]

Ökonomische Perspektiven[Bearbeiten | Quelltext bearbeiten]

Azolla-Ablagerungen sind gegenwärtig Gegenstand großen Interesses im Rahmen der Ölsuche in arktischen Regionen. Die Ablagerung großer Mengen organischen Materials stellt das Muttergestein für Erdöl dar. Bei einer entsprechenden Temperatur könnten die eingeschlossenen Azolla-Ablagerungen in Öl oder Gas umgewandelt worden sein.[19] In den Niederlanden wurde ein Forschungszentrum eingerichtet, dessen Schwerpunkt in der Untersuchung des Azolla-Ereignisses liegt.[20]

Siehe auch[Bearbeiten | Quelltext bearbeiten]

Einzelnachweise[Bearbeiten | Quelltext bearbeiten]

  1. a b c Henk Brinkhuis, Stefan Schouten, Margaret E. Collinson, Appy Sluijs, Jaap S. Sinninghe Damsté, Gerald R. Dickens, Matthew Huber, Thomas M. Cronin, Jonaotaro Onodera, Kozo Takahashi, Jonathan P. Bujak, Ruediger Stein, Johan van der Burgh, James S. Eldrett, Ian C. Harding, André F. Lotter, Francesca Sangiorgi, Han van Konijnenburg-van Cittert, Jan W. de Leeuw, Jens Matthiessen, Jan Backman, Kathryn Moran: Episodic fresh surface waters in the Eocene Arctic Ocean. (PDF) In: Nature. 441, 2006, S. 606–609. doi:10.1038/nature04692. Abgerufen am 25. Mai 2017.
  2. L. M. Waddell, T. C. Moore: Salinity of the Early and Middle Eocene Arctic Ocean From Oxygen Isotope Analysis of Fish Bone Carbonate. In: American Geophysical Union, Fall Meeting 2006, abstract# OS53B-1097. 2006. Abgerufen am 9. Mai 2018.
  3. a b c Eleni Anagnostou, Eleanor H. John, Kirsty M. Edgar, Gavin L. Foster, Andy Ridgwell, Gordon N. Inglis, Richard D. Pancost, Daniel J. Lunt, Paul N. Pearson: Changing atmospheric CO2 concentration was the primary driver of early Cenozoic climate. In: Nature. 533, Mai 2016, S. 380–384. doi:10.1038/nature17423.
  4. Belnap, J.: Nitrogen fixation in biological soil crusts from southeast Utah, USA. (PDF) In: Biology and Fertility of Soils. 35, Nr. 2, 2002, S. 128–135. doi:10.1007/s00374-002-0452-x. Abgerufen am 17. Oktober 2007.
  5. Stein, R.: The Paleocene-Eocene ("Greenhouse") Arctic Ocean paleoenvironment: Implications from organic-carbon and biomarker records (IODP-ACEX Expedition 302). (abstract) In: Geophysical Research Abstracts. 8, 2006, S. 06718. Abgerufen am 16. Oktober 2007.
  6. David R. Greenwood, James F. Basinger, Robin Y. Smith: How wet was the Arctic Eocene rainforest? Estimates of precipitation from Paleogene Arctic macrofloras. In: Geology. 38, Nr. 1, Januar 2010, S. 15–18. doi:10.1130/G30218.1.
  7. Jan Backman, Kathryn Moran: Expanding the Cenozoic paleoceanographic record in the Central Arctic Ocean: IODP Expedition 302. (PDF) In: Central European Journal of Geosciences. 1(2), 2009, S. 157–175. doi:10.2478/v10085-009-0015.
  8. Dennis V. Kent, Giovanni Muttoni: Equatorial convergence of India and Early Cenozoic climate trends. In: PNAS. 105, Nr. 42, Oktober 2008, S. 16065–16070. doi:10.1073/pnas.0805382105.
  9. Linda C. Ivany, Kyger C. Lohmann, Franciszek Hasiuk, Daniel B. Blake, Alexander Glass, Richard B. Aronson, Ryan M. Moody: Eocene climate record of a high southern latitude continental shelf: Seymour Island, Antarctica. (PDF) In: The Geological Society of America (GSA) Bulletin. 120, Nr. 5/6, Mai/Juni 2008, S. 659–678. doi:10.1130/B26269.1.
  10. James S. Eldrett, Ian C. Harding, Paul A. Wilson, Emily Butler, Andrew P. Roberts: Continental ice in Greenland during the Eocene and Oligocene. (PDF) In: Nature. 446, März 2007, S. 176–179. doi:10.1038/nature05591.
  11. Mark Pagani, Matthew Huber, Zhonghui Liu, Steven M. Bohaty, Jorijntje Henderiks, Willem Sijp, Srinath Krishnan, Robert M. DeConton: The Role of Carbon Dioxide During the Onset of Antarctic Glaciation. (PDF) In: Science. 334, Nr. 6060, Dezember 2011, S. 1261–1264. doi:10.1126/science.1203909.
  12. Wolfram M. Kürschner, Zlatko Kvaček, David L. Dilcher: The impact of Miocene atmospheric carbon dioxide fluctuations on climate and the evolution of terrestrial ecosystems. In: pnas. 105, Nr. 2, 2007, S. 449–453. doi:10.1073/pnas.0708588105.
  13. A. R. Lewis, D. R. Marchant, A. C. Ashworth, S. R. Hemming, M. L. Machlus: Major middle Miocene global climate change: Evidence from East Antarctica and the Transantarctic Mountains. (PDF) In: Geological Society of America Bulletin. 119, Nr. 11/12, November/Dezember 2007, S. 1449–1461. doi:10.1130/0016-7606(2007)119[1449:MMMGCC]2.0.CO;2.
  14. Aaron O’Dea, Harilaos A. Lessios, Anthony G. Coates, Ron I. Eytan, Sergio A. Restrepo-Moreno, Alberto L. Cione, Laurel S. Collins, Alan de Queiroz, David W. Farris, Richard D. Norris, Robert F. Stallard, Michael O. Woodburne, Orangel Aguilera, Marie-Pierre Aubry, William A. Berggren, Ann F. Budd, Mario A. Cozzuol, Simon E. Coppard, Herman Duque-Caro, Seth Finnegan, Germán M. Gasparini, Ethan L. Grossman, Kenneth G. Johnson, Lloyd D. Keigwin, Nancy Knowlton, Egbert G. Leigh, Jill S. Leonard-Pingel, Peter B. Marko, Nicholas D. Pyenson, Paola G. Rachello-Dolmen, Esteban Soibelzon, Leopoldo Soibelzon, Jonathan A. Todd, Geerat J. Vermeij, Jeremy B. C. Jackson: Formation of the Isthmus of Panama. In: Science Advances. 2, Nr. 8, August 2016. doi:10.1126/sciadv.1600883.
  15. K. T. Lawrence, S. Sosdian, H. E. White, Y. Rosenthal: North Atlantic climate evolution through the Plio-Pleistocene climate transitions. (PDF) In: Earth and Planetary Science Letters. 300, Nr. 3–4, Dezember 2010, S. 329–342. doi:10.1016/j.epsl.2010.10.013.
  16. Matteo Willeit, Andrey Ganopolski, Reinhard Calov, Alexander Robinson, Mark Maslin: The role of CO2 decline for the onset of Northern Hemisphere glaciation. (PDF) In: Quaternary Science Reviews. 119, Juli 2015, S. 22–34. doi:10.1016/j.quascirev.2015.04.015.
  17. Tim Appenzeller: Great green north. In: National Geographic. Mai 2005.
  18. Michael Stärz, Wilfried Jokat, Gregor Knorr, Gerrit Lohmann: Threshold in North Atlantic-Arctic Ocean circulation controlled by the subsidence of the Greenland-Scotland Ridge. In: Nature Communications (online). 8, Juni 2017. doi:10.1038/ncomms15681.
  19. Andrew C. Revkin: Under all that ice, maybe oil. In: New York Times, 20. November 2004. Abgerufen am 17. Oktober 2007. 
  20. The Azolla Research Team