(8) Das quartäre Eiszeitalter

1. (8) Das quartäre Eiszeitalter (c) G. Larson Klima 53

2. Das quartäre Eiszeitalter Seit etwa 3 Millionen Jahren gibt es größere Eisschilde auf der Nordhalbkugel, vor ca. 2.5 Millionen setzten ausgeprägte zyklische Temperaturschwankungen ein, die zumindest seit der Mitte des Pleistozäns weltweit synchron verlaufen sind, die Kaltzeit-Warmzeit-Zyklen oder Glazial-Interglazial-Zyklen Während anhand von Gletscherspuren höchstens sechs verschiedene Kaltzeiten identifiziert werden können, lieferten Untersuchungen von Tiefseesedimenten während der letzten Jahrzehnte Hinweise auf mindestens 20 Kaltzeit-Warmzeit‑Zyklen innerhalb der letzten ca. 2.5 Millionen Jahre. Bestätigt werden diese Beobachtungen durch Löß‑Boden‑Abfolgen in China, die unabhängig datiert wurden, und in ganz ähnlichem Rhythmus verlaufen. Fourieranalysen der Tiefsee-18O‑Kurven zeigten, dass die dominierenden Frequenzen die gleichen sind, die von Milutin Milankovic mittels Berechnung der Änderung der Sonneneinstrahlung durch Änderungen der Erdbahnparameter vorhergesagt worden waren. Mit zunehmender Verbesserung der Datierung und Anzahl der verfügbaren Tiefseebohrkerne wurde die Übereinstimmung immer besser. Damit begann die Renaissance der “Astronomischen Theorie”, die schon zu Beginn des 20. Jahrhunderts von Milankovic (übrigens während österreichisch/ungarischer Kriegsgefangenschaft) formuliert worden war, die sich aber wegen vermeintlicher Unvereinbarkeit mit den geologischen Beweisen nicht durchsetzen konnte. Mit der Astronomischen Theorie hat man ein Mittel in der Hand, mit dem sich, wenn auch nicht die Ursache der Kaltzeiten, so zumindest deren Ablauf erklären lässt, mittlerweile ist sie so weit akzeptiert, dass die Milankovic‑Zyklen auch zur Datierung von Tiefseesedimenten verwendet werden. Die beobachteten Temperaturänderungen sind aber weit größer, als aufgrund von Berechnungen der Strahlungsänderungen zu erwarten wäre. Die ursprünglichen Effekte müssen durch Rückkoppelungen wesentlich verstärkt worden sein. Mögliche Kandidaten (unsere üblichen Verdächtigen) sind: • Eis-Albedo‑Rückkoppelung • Taiga-Tundra-Rückkoppelung • Treibhausgase Klima 54

3. Die Milankovic Zyklen (1) (a) Exzentrizität der Erdbahn Durch den gravitativen Einfluss der anderen Planeten ändert sich die Form der Erdbahn, sie schwankt zwischen einer mehr oder weniger stark ausgeprägten Ellipse. Beschrieben wird dieser Effekt durch eine Änderung der numerischen Exzentrizität der Bahn-Ellipse, e: a ist die große, b die kleine Halbachse der Ellipse. Die numerische Exzentrizität schwankte während der letzten 5 Ma zwischen 0.0005 (annähernd kreisförmige Bahn) und 0.0607, derzeit beträgt sie 0.0167. Der Exzentrizitäts-Zyklus hat zwei dominante Perioden: ca. 100,000, bzw. 413,000 Jahre. Da sich mit der Exzentrizität auch der mittlere Abstand zur Sonne ändert, beeinflusst dieser Zyklus die Energiemenge, die die Erde im Laufe eines Jahres durch Sonneneinstrahlung erhält. Die globale und über das Jahr gemittelte solare Einstrahlung schwankt dadurch um bis zu etwa 0.7 W/m2 (b) Die Schiefe der Ekliptik Die Neigung der Erdachse, bezogen auf die Ekliptik‑Normale (derzeit 23°27´), variiert mit einer Periode von ca. 41,000 Jahren zwischen 22.0° und 24.5° (Obliquitäts-Zyklus). Mit zunehmendem  vergrößert sich auf beiden Halbkugeln die Saisonalität, der Unterschied zwischen Sommer und Winter. Der Einfluss dieses Zyklus vergrößert sich mit zunehmender geographischer Breite. Mit der Änderung von  ändert sich auch die Lage der Wendekreise und der Polarkreise. Durch den Obliquitäts-Zyklus ändert sich die global gemittelte, jährliche Sonneneinstrahlung nicht. Klima 55

4. Die Milankovic Zyklen (2) Änderungen der Neigung der Erdachse beeinflussen den Jahresgang der solaren Strahlung am Oberrand der Atmosphäre und zwar auf beiden Erdhalbkugeln gleichermaßen. Allerdings kann in Polnähe eine Änderung der sommerlichen Einstrahlung nicht durch eine entgegen gesetzte Änderung im Winter (Polarnacht!) ausgeglichen werden, so dass auf diese Weise Änderungen der solaren Einstrahlung in hohen Breiten netto bis zu 17 W/m2 im Jahresmittel betragen können. (c) Die Präzession der Äquinoktien Dieser Effekt resultiert aus der Überlagerung zweier Prozesse: Präzession der Erdachse: Infolge der Neigung der Erdachse und der Erd‑Abplattung kann die Schwerkraft von Mond und Sonne ein Drehmoment auf den „Äquatorwulst“ der Erde ausüben. Wie bei jedem Kreisel resultiert daraus ein rechtwinkeliges Ausweichen der Rotationsachse, und somit eine Präzessions-bewegung (Lunisolarpräzession). Infolgedessen beschreibt die Erdachse innerhalb von etwa 25,500 Jahren („Platonisches Jahr“) einen Kegelmantel um die Senkrechte auf die Ekliptik, der Öffnungswinkel des Kegels beträgt 2 . Diesem Prozess ist eine Eigenbewegung der Bahnellipse überlagert: Drehung der Apsidenlinie: Unter dem Einfluss der Schwerkraft der anderen Planeten dreht sich die gesamte Bahnellipse, und damit auch die Apsidenlinie (Verbindungslinie Perihel–Aphel bzw. sonnennächster–sonnenfernster Punkt) ungleichförmig um die in einem Brennpunkt stehende Sonne. Der gesamte Prozess lässt sich am besten als Schwebung mit Perioden von 19,000 und 23,000 Jahren darstellen, er führt dazu, dass der Zeitpunkte von Perihel bzw. Aphel im Mittel in 21,700 Jahren durch alle Jahreszeiten wandert. Die Auswirkungen des Präzessions-Zyklus sind in niederen Breiten am größten. Klima 56

5. Die Milankovic Zyklen (3) Derzeit erreicht die Erde das Perihel um den 3. Jänner, das Aphel um den 5. Juli, die Entfernungen zur Sonne betragen dann 147 bzw. 152 Millionen Kilometer. Der Nordwinter dauert, da die Erd-Bahngeschwindigkeit im Perihel größer ist (2. Kepler-Gesetz), nur 179 Tage, der Sommer aber 186 Tage, dadurch erhalten Teile der Nordhemisphäre im Winter bis zu 10% mehr Sonnenstrahlung als die entsprechenden Teile der Südhemisphäre. Durch diesen Umstand werden die Winter auf der Nordhalbkugel (theoretisch) etwas abgemildert, auf der Südhalbkugel aber verschärft. Tatsächlich wird dieser Effekt derzeit aber durch das maritimere Klima der Südhalbkugel überkompensiert. Der Präzessions-Zyklus hat also entgegengesetzten Einfluss auf die beiden Hemisphären. Die global gemittelte, jährliche Sonneneinstrahlung ändert sich auch hier nicht. Die 3 Milankovic Zyklen sind nicht völlig unabhängig von einander: Je geringer die Exzentrizität der Erdbahn, desto geringer ist der Einfluss des Präzessions-Zyklus. Siehe rechts (Quelle A. Berger). Man beachte auch die Modulation des 100 ka Exzentrizitätszyklus durch den 413 ka Exzentrizitätszyklus. Klima 57

6. Die Milankovic Zyklen (4) Klimatische Konsequenzen Um die klimatischen Auswirkungen der Milankovic-Zyklen zu ermitteln, muss man den Gesamt-Einfluss aller drei Zyklen in bestimmten (sensiblen) Breiten-Bereichen bestimmen. Diese „Strahlungskurven“ werden meist für 65°N, bzw. 60°S berechnet, da Variationen der Sonneneinstrahlung in diesen Breiten das Wachstum der nördlichen Eisschilde, bzw. die Meereis‑Ausdehnung um die Antarktis besonders stark beeinflussen. Ein Beispiel (Quelle: Nature): Man sieht, dass die Sommer-Einstrahlung in nördlichen hohen Breiten mit einer Amplitude von bis zu 50 W/m2 geschwankt hat. Allgemein kann man sagen, dass eine geringe Saisonalität für das Wachstum von Gletschern günstig ist, das entscheidende Kriterium sind kühle Sommer, und eine dadurch bedingte geringe Ablation. Besonders effektiv sind gelegentliche Schneefälle während des Sommers, da sie die Albedo des Gletschers wesentlich erhöhen. Extrem niedrige Wintertemperaturen haben darüber hinaus einen negativen Einfluss auf das Gletscherwachstum, da die kalte Luft weniger Luftfeuchtigkeit aufnehmen kann. Milankovic-Zyklen gibt es auch während akryogener Phasen, allerdings fehlen dann (anscheinend) wichtige positiven Rückkoppelungen, und die ausgelösten Klimaschwankungen sind viel geringer. Klima 58

7. Gletscher (1) Per definitionem ist ein Gletscher eine aus festem atmosphärischen Niederschlag entstandene Masse aus Schnee und Eis, die sich in teils gleitender, teils fließender Bewegung von einem Nähr- in ein Zehrgebiet befindet. Die Gleichgewichtslinie trennt das Akkumulationsgebiet, in dem die Akkumulation größer ist als die Ablation (wo also im Fall der Alpen mehr Schnee liegen bleibt als abschmelzen kann), vom Ablationsgebiet, mit genau umgekehrten Verhältnissen. Das langjährige Mittel der Gleichgewichtslinie ist die Schneegrenze. Nähr- und Zehrgebiet sind die langjährigen Mittel von Akkumulations- bzw. Ablationsgebiet. Die Höhe der Schneegrenze ist ein wichtiger Indikator für die klimatischen Verhältnisse. Bei Talgletschern kann die Lage der Schneegrenze relativ leicht abgeschätzt werden. Bestimmung der Schneegrenze  Nach Louis: Die Höhe der Schneegrenze entspricht dem arithmetischen Mittel aus dem höchsten und dem tiefsten Punkt des Gletschers. Diese Methode ist zwar etwas ungenau (die Werte sind meist zu hoch), aber einfach, und auch für inzwischen verschwundene Gletscher verwendbar, sofern man wenigstens eine Endmoräne identifizieren kann.  Nach Groß, Kerschner und Patzelt: Die Schneegrenze teilt die Fläche des Gletschers im Verhältnis 2:1 (Das Akkumulationsgebiet ist doppelt so groß wie das Ablationsgebiet), im Gegensatz zur vorherigen Methode ist diese auch bei Piedmont-Gletschern anwendbar. Beide Methoden funktionieren aber nur bei Gletschern, die sich im Gleichgewicht mit den herrschenden Klimaverhältnissen befinden. Durch Vergleich mit der heutigen Lage der Schneegrenze kann die Schneegrenzdepression ermittelt werden, für den Höhepunkt der letzten Kaltzeit liegt sie weltweit bei etwa 1000 m. Klima 59

8. Gletscher (2) Metamorphose Jede Schneedecke unterliegt einer Metamorphose, die zu einer Verdichtung des Schnees, sowie zu einer Umwandlung von Kristallen zu Körnern führt. Die Stadien der Eisbildung sind: (1) Neuschnee: 6-eckige Kristalle sind noch zu erkennen, die Dichte beträgt durchschnittlich 0.1 g/cm3. (2) Altschnee ist mehrere Tage bis ein Jahr alt, und besteht aus Körner, Kristalle sind nicht mehr zu erkennen, die Dichte beträgt typischerweise 0.4 g/cm3. (3) Firn ist älter als ein Jahr, aber noch luft- und wasserdurchlässig, die Dichte liegt zwischen 0.4 g/cm3 und 0.8 g/cm3. (4) Gletschereis ist luft- und wasserundurchlässig, die Dichte ist größer als 0.82 bis 0.85 g/cm3 . Im Hinblick auf die Temperatureigenschaften kann man zwei Typen von Gletschern unterscheiden: “Temperierte Gletscher”, in Gebieten, in denen die Temperaturen zumindest zeitweilig deutlich über dem Gefrierpunkt liegen (was für die meisten Alpengletscher der Fall ist), sowie “Kalte Gletscher”, in Gebieten, in denen die Temperaturen ganzjährig unter 0°C liegen. Temperierte Gletscher Obwohl die Firnsammelgebiete temperierter Gletscher in Gebieten mit negativen Jahresmitteltemperaturen liegen (Bei der Pasterze z.B. –8°C in 3500 m Höhe), liegt die Temperatur des Gletschers ab einigen Metern Tiefe das ganze Jahr über am Druckschmelzpunkt, der für Alpengletscher geringfügig unter 0°C liegt (in 500 m Tiefe bei ca. –0.3°C, in 3200 m Tiefe bei –2°C. ). Klima 60

9. Gletscher (3) Schwankungen der Tagestemperatur lassen sich höchstens bis in 1 m Tiefe verfolgen, Schwankungen der Jahrestemperatur erreichen selbst in schneearmen Wintern in 10 m Tiefe nicht mehr als 0.3°C. Diese Erwärmung gegenüber der Umgebung resultiert aus dem Gewinn fühlbarer Wärme aus latenter Wärme, beim Wiedergefrieren von Schmelzwasser innerhalb des Altschnees. In den Alpen reichen einige warme Sommerwochen aus, um so den gesamten Altschnee zu durchfeuchten und auf ca. 0°C zu erwärmen. Die Umwandlung von Schnee in Gletschereis vollzieht sich bei temperierten Gletschern wesentlich schneller als bei kalten, nämlich in 3 bis 20 Jahren, und ist in 13 m bis 30 m Tiefe abgeschlossen. Die Ablation erfolgt bei temperierten Gletschern hauptsächlich durch Schmelzen im Zehrgebiet, Verdunstung und Schmelzen am Untergrund durch Erdwärme und Reibungswärme spielen (außer bei subglazialen Vulkanausbrüchen) nur eine untergeordnete Rolle. Kalte Gletscher Kalte Gletscher entstehen in Gebieten mit ganzjährig negativen Lufttemperaturen. Im Gegensatz zu temperierten Gletschern, die auf einem dünnen Wasserfilm zwischen Eis und Untergrund gleiten, sind die kalten Gletscher am Untergrund festgefroren. Durch den Erdwärmestrom nimmt die Temperatur allerdings nach unten zu, und erreicht z.B. in der Ost-Antarktis an einigen Stellen den Druckschmelzpunkt (Wostok-See). Die Umwandlung von Schnee in Gletschereis dauert wesentlich länger als bei temperierten Gletschern, in der Antarktis in Gebieten mit äußerst geringen Jahresniederschlägen z.T. über 3000 Jahre. Bei kalten Gletschern erfolgt die Ablation entweder durch Verdunstung (In kalt-ariden Gebieten, z.B. in den Anden oder in Trockentälern in der Antarktis), oder durch Kalben von Eisbergen, wenn „Auslassgletscher“ bis ans Meer reichen. Klima 61

10. Gletscher (4) Nach der Beziehung zum Relief unterscheidet man folgende Gletschertypen: Übergeordnete Gletscherformen Das Gelände ist meist völlig unter dem Eis begraben, die Form des Gletschers ist vom Gelände unabhängig. Mit abnehmender Mächtigkeit unterscheidet man:  Inlandeisschild: Die Form ähnelt der eines Schildes, die Größe kann kontinentale Ausmaße erreichen. Typische Beispiele sind Grönland und die Antarktis in der Gegenwart, sowie Laurentischer- und Fennoskandischer Eisschild während der Kaltzeiten.  Piedmont- bzw. Vorlandgletscher: Beim Austritt ins Vorland breiten sich Talgletscher fladenförmig aus, es entsteht ein sogenannter “Lobus”. Man findet auch die Bezeichnung Malaspina‑Typ, benannt nach dem Malaspinagletscher in Alaska. Während der Kaltzeiten erreichten alle größeren Alpengletscher das Vorland, und bildeten solche Loben.  Hochland- und Inseleiskappen: Typische Vertreter findet man in Franz‑Josephs- land, Baffinland, Nordost‑Spitzbergen und in Island (Vatnajökull).  Plateaugletscher: Sie bedecken nur noch einzelne Plateaus innerhalb von Gebirgen. Die bekanntesten Beispiele findet man heute in Norwegen (z.B. denJostedalsbreen). Während der Kaltzeiten war z.B. der Schwarzwald von einem Plateaugletscher bedeckt. Klima 62

11. Gletscher (5) • Untergeordnete Gletscherformen • Sie passen sich der Geländeform an. Wieder mit abnehmender Mächtigkeit: •  Eisstromnetz (Spitzbergentyp): Starke Vergletscherung erfüllt ganze Talnetze, wobei die Gletscher über die Wasserscheiden hinweg zusammenhängen. Heute findet man diesen Typ in Spitzbergen, auf Nowaja Semlja, in Patagonien und an den Rändern der Antarktis und Grönlands. Während der Kaltzeiten waren die Gesamten Alpen von einem mächtigen Eisstromnetz bedeckt. •  Talgletscher (Alpiner Typ): Sie bestehen aus Firnmulde und Zunge, und hängen nicht über die Wasserscheide zusammen. Die meisten großen Alpengletscher gehören (noch) diesem Typ an. Paradebeispiele sind die Pasterze und derAletschgletscher. Dentritische Gletscher, wie dieser oder z.B. der Gornergletscher werden aus mehreren Firnsammelgebieten genährt. • Kargletscher (Pyrenäentyp): Der Gletscher füllt nur noch das Kar aus und hatkeine Zunge mehr. Viele Alpengletscher entwickeln sich derzeit von Talgletschern zu Kargletschern. • Wandfußgletscher: Durch Lawinen sammelt sich Schnee am Fuß von Felswänden und bildet kleine Gletscher, diese können weit unterhalb der „regulären“ Schneegrenze liegen, wie z.B. der Eiskargletscher in den Karnischen Alpen.  Wand- und Flankenvereisung: Diesen Typ findet man im Hochgebirge dort, wo die Wände zu steil sind um größere Schnee-Akkumulationen, und so die Bildung von richtigen Gletschern zuzulassen, sowie an den Hängen tropischer Vulkane. Klima 63

12. Gletscherspuren (1) Moränen bzw. Tillite Durch die erodierende Wirkung von Gletschern wird ständig Material aus dem Untergrund gebrochen (Detraktion). Es wird, neben Gesteinsschutt, der durch Frostverwitterung aus den umgebenden Felsen gebrochen worden ist, vom Gletscher transportiert, und in Form von Moränen abgelagert. Moränen sind weder geschichtet noch sortiert, der Anteil an feinkörnigem Material (Ton, Silt und Sand) ist hoch (>50%). Endmoränen zeigen die größte Ausdehnung eines Gletschers zu einer bestimmten Zeit an. Am deutlichsten erkennt man die Moränen von Vorstößen innerhalb eines generellen Rückzuges. Die Endmoräne des Dora Baltea Gletschers aus der letzten Kaltzeit, am Ausgang des Aosta-Tales, weist auch heute noch eine relative Höhe von bis zu 250 m auf. Spuren früherer, geringerer Vereisung wurden vom Gletscher „überfahren“, und sind fast immer verschwunden. Älteres, völlig verfestigtes Moränenmaterial wird als Tillit bezeichnet. Gletscherschliff und Gletscherschrammen Gesteinspartikel, die im basalen Eis des Gletschers festgefroren sind, und von diesem mitgeführt werden, erodieren den Untergrund. Durch die Fein-Fraktion wird der Untergrund poliert und geschliffen (Detersion).Größere Körner erzeugen ziemlich lange, gerade Schrammen, sie erlauben eine Rekonstruktion der Fließrichtung des Gletschers. Klima 64

13. Gletscherspuren (2) Gekritztes Geschiebe Auch die vom Gletscher mitgeführten Körner werden bearbeitet. Sie werden zerkleinert, geglättet, und gekritzt, die Kanten werden gerundet (rechts ein Beispiel aus dem Paläo- zoikum aus Äthiopien, Quelle: TU Berlin). Schrammen findet man am häufigsten auf Kalk. Rundhöcker und Drumlins Rundhöcker sind stromlinienförmige Felshügel von 1 m bis 100 m Länge, die vom strömenden Gletscher durch selektive Erosion gebildet wurden. Illustrative Beispiele finden sich im Central Park in New York. Drumlins haben eine ganz ähnliche Form, bestehen aber aus Moränen-material, und sind größer: bis einige 100 m lang, und 10 bis 60 m hoch. Oser bzw. Esker Oser sind Füllungen subglazialer Kanäle in abschmelzendem Gletschereis, die ungefähr in der ehemaligen Fließrichtung des Gletschers verlaufen. Nach dem Abschmelzen bleiben Wälle von 10 bis 20 m Höhe, und oft vielen km Länge übrig (Quelle: B. Washburn). Erratische Blöcke Gesteinsblöcke, die geologisch einfach nicht zum Untergrund passen wollen („Findlinge“), waren einer der ersten Beweise für Eiszeiten. Klima 65

14. Eisbohrkerne (1) Stabile Isotope im Niederschlag 16O 8 Protonen, 8 Neutronen 18O 8 p, 10 n 1H (H) 1 Proton 2H (D) 1 p, 1 n „Deuterium“ In den H2O-Molekülen des Wassers sind sowohl die schweren als auch die leichten Isotope von Wasserstoff und Sauerstoff enthalten; verdunstet es, gehen vornehmlich die leichten16O- und H-Isotope in die Dampfphase und reichern sich dort an. Bei niedrigen Temperaturen ist diese Anreicherung der leichten Isotope im Dampf besonders deutlich, bei hohen Temperaturen reißt die Verdunstung zunehmend auch die schweren Isotope mit: Das Verhältnis von schweren zu leichten Isotopen ist also temperaturabhängig. Die Isotopentrennung bei Verdunstung und Niederschlag ist umso stärker, je niedriger die Temperatur ist. Auch hier verwendet man -Werte (analog für D): Der Standard ist hier das Vienna Standard Mean Ocean Water (VSMOW): R18O = [H218O]:[H216O] = 2000.5·10-6 RD = [HDO]:[H216O] = 155.76 ·10-6 Klima 66

15. Eisbohrkerne (2) Wasserdampf im Gleichgewicht mit dem Ozeanwasser enthält rund 10 ‰ weniger H218O als Ozeanwasser. Kühlt eine mit diesem Wasserdampf gesättigte Luftmasse ab, so kondensiert das H218O wegen des geringeren Dampfdruckes schneller als die leichte Komponente. Der Niederschlag hat daher einen höheren -Wert als der Wasserdampf. Da deshalb beim Ausregnen überproportional viel H218O die Dampfphase verlässt, verringert sich der -Wert des Wasserdampfes und infolgedessen auch der des Niederschlages immer weiter. Durch graduelle Abkühlung der Luftmasse bei einer Bewegung hin zu höheren Breiten bzw. größeren Höhen entsteht so ein Breiten- bzw. Höheneffekt: Niederschläge in höheren Breiten und größeren Höhen haben kleinere -Werte. Auch auf dem Weg einer Wolke vom Meer landeinwärts wird der Niederschlag isotopisch immer leichter. Dieser Kontinentaleffekt spiegelt sich auch im Isotopengehalt des Grundwassers wider. In Europa wird es von der Atlantik-küste (D = -30‰) bis nach Osteuropa (D = -80‰) isotopisch immer leichter. Misst man an einem bestimmten Ort längere Zeit hindurch das Isotopen-verhältnis des Niederschlages sowie die Temperatur, so findet man einen linearen Zusammenhang zwischen den Monatsmitteln der Temperatur und denen der 18O- bzw. D-Werte. Für Grönland: Für die Antarktis: Klima 67

16. Eisbohrkerne (3) Das Isotopenverhältnis im Schnee bleibt bei der Umwandlung in Gletschereis erhalten. Eine Messung des Isotopenverhältnisses im Gletschereis erlaubt daher eine Rekonstruktion der Temperatur. Schematischer Querschnitt durch einen Eisschild. Durch das Auseinanderfließen werden die Jahresschichten mit zunehmender Tiefe immer dünner (Dansgaard, 1980). Bei deutlich ausgeprägten Jahresschichten kann die jährliche Niederschlags-menge bestimmt werden. Der Gasgehalt des Eises (~10ml/100g Eis) erlaubt die Rekonstruktion der atmosphärischen Zusammensetzung, er ist aber nur in kalten Gletschern repräsentativ. Die Akkumulation in der Antarktis beträgt z. T. nur 2-3 cm Eis pro Jahr. Eis wird erst in ~100 m Tiefe luftundurchlässig  eingeschlossene Luft ist bis zu 3000 Jahre jünger als das Eis, außerdem gibt es eine automatische Glättung. Aerosole dienen als Kondensationskeime, Schwefelsäure liefert Hinweise auf Vulkanausbrüche (Datierung). Trocken Deposition von Staub erlaubt Rekonstruktion der Wind-geschwindigkeit. Klima 68

17. Periglazial-Erscheinungen (1) Das Gebiet im Vorfeld großer Inlandeismassen wird hauptsächlich durch den Permafrost, und durch Ablagerungen von Material, das von Gletschern abgetragen worden ist, geprägt. Die Verwitterung wird durch Frostsprengung dominiert, entscheidend ist hier die Abfolge von Frost-Tau-Zyklen. Im Permafrostboden (Südgrenze heute in Ostsibirien bei 50°N, entspricht der –2°C Jahresisotherme), taut im Sommer an der Oberfläche eine dünne Schicht auf, die leicht ins Fließen gerät (Solifluktion, oder Gelifluktion). Dabei bilden sich typische Bodenformen: • Kryoturbation Oberflächennahe, zuerst horizontal abgelagerte Sand-, Silt- und Tonlagen werden zu unregelmäßigen, verkneteten Körpern (auch „Würgeböden“) deformiert. • Steinringe Wiederholtes Auftauen und Gefrieren in der Auftauschicht führt zu Sortierung und Anreicherung der größeren Steine in polygonalen Steinringen. • Eiskeile und Frostspalten In der Tundra reißen durch Frost-Kontraktion Spalten-Netze auf, die sich mit Eis füllen, diese Keile werden im Lauf der Jahre typischerweise 8-10 m tief und 3 m breit. Das Eis wird später durch Sedimente (oft Löss) ersetzt, dabei entstehen „Eiskeil-Pseudomorphosen“, die in Aufschlüssen oft deutlich zu erkennen sind. Klima 69

18. Periglazial-Erscheinungen (2) • Pingos Linsenförmige Eis-Ansammlungen im Boden können allmählich Hügel mit einer Höhe von einigen 10 m aufwölben. Beim späteren Auftauen und Zusammensacken entstehen kreisrunde kraterähnliche Gebilde, die häufig mit Wasser gefüllt sind. • Glazial-induzierte Terrassen Durch abfließendes Schmelzwasser und Solifluktion wird mehr Schotter eingebracht, als die Flüsse abtransportieren können. Dieser wird in wärmeren Phasen im Vorfeld der großen Gletscher in mächtigen Sander-Flächen abgelagert. Beim Abschmelzen der Gletscher schneiden sich die Schmelzwasserflüsse tief in diese Schotterdecken ein, dabei entstehen z.T. über 80 m mächtige Terrassen, auf einer solchen liegt z. B. die Altstadt von Judenburg. • Löss Starke, vom Gletscher herabwehende Winde („Katabatische Winde“) blasen aus den Sanderflächen das feinkörnige Material aus, und lagern es auf den nächsten, von Gräsern oder Kräutern bewachsenen Erhebungen wieder ab. Beim Löss handelt es sich also um ein äolisches, terrestrisches Sediment. Klima 70

19. Das quartäre Eiszeitalter Zusammenfassung In den letzten 2.2 Ma nahm das (jeweils maximale) Eisvolumen allmählich zu. Zyklische Klimaschwankungen wurden offenbar von den Milankovic Zyklen gesteuert. Es fällt aber auf, dass die Erwärmung jeweils viel schneller abgelaufen ist, als die Abkühlung. Tiefste Temperaturen und maximales Eisvolumen wurden jeweils unmittelbar am Ende einer Kaltzeit erreicht. Der Übergang zur nächsten Warmzeit erfolgte dann in wenigen ka. Die Temperaturunterschiede für die letzten 4 Kaltzeitzyklen sind relativ konstant. Im Weltmittel betragen sie etwa 5°C, in hohen Breiten 10°C und mehr. Im frühen Pleistozän traten Schwankungen mit einer Periode von etwa 41,000 Jahren auf, während seit etwa 700 ka die 100,000 jährige Periode dominiert. Die Ursache für diesen Übergang ist noch unklar. Mögliche Kandidaten sind: Zunahme des globalen Eisvolumens, Abnahme der CO2 Konzentration. Während der letzten etwa 700 ka waren Warmphasen, die der heutigen entsprechen, die Ausnahme. Sie traten nur während etwa 10 % der Zeit auf. Die Warmzeit vor etwa 400 ka (in Europa Waal) dauerte allerdings deutlich länger als die „benachbarten“ (~30 ka statt ~ 10 ka). Zu dieser Zeit erreichte der 413 ka Exzentrizitätszyklus – so wie auch heute – ein Minimum. Während aller bis jetzt untersuchten Kaltzeitzyklen änderten sich Temperatur und Treibhausgasgehalt der Atmosphäre auffallend synchron. Am Höhepunkt der letzten Kaltzeit war der CO2 Gehalt um ~30 %, der CH4 Gehalt um ~50 % niedriger als in vorindustrieller Zeit. In diesem Fall wurden die Änderungen der Treibhausgaskonzentrationen höchstwahrscheinlich von den Temperatur-änderungen ausgelöst, haben diese aber verstärkt (positive Rückkoppelung). Klima 71