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Känozoisches Eiszeitalter

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

Das Känozoische Eiszeitalter ist das derzeitige Eiszeitalter, das Eiszeitalter des Känozoikums. In ihm vergletscherte zuerst die Antarktis vor ca. 30 und seit etwa 2,7 Millionen Jahren auch die Arktis. Etwa seit dem Beginn der Vergletscherung der Arktis wechseln sich (längere) Kaltzeiten (auch Glaziale genannt) mit (kürzeren) Warmzeiten (Interglaziale) ab.

Der Begriff Känozoisches Eiszeitalter überlappt mit dem Begriff Quartäres Eiszeitalter. Letzteres umfasst nur den Zeitraum des Quartärs, ab 2,58 Millionen Jahre vor heute[1] und bezieht sich auf die Existenz ausgedehnter kontinentaler Eisschilde in der gesamten nördlichen Hemisphäre in diesem Zeitraum.

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.

Vergletscherung der Arktis

Die Phase der arktischen Vergletscherung begann vor etwa 2,7 Millionen Jahren.[2] Dem ging eine langsame, globale Abkühlung voraus, die bereits im Eozän einsetzte. Etwa vor 4,6 Millionen Jahren begann die Schließung der Landenge von Panama, die zu großen Veränderungen in den ozeanischen Strömungsverhältnissen führte. Dies brachte eine Erhöhung der Luftfeuchte in der Arktis mit sich, welche letztlich den „Rohstoff“ für die Nordhemisphärenvereisung lieferte.[3]

Struktur des aktuellen Eiszeitalters

Innerhalb der heutigen Eiszeit 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 11.000 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 die kurzfristigen Klimaschwankungen sich am besten mit periodischen Änderungen der Erdbahnparameter oder mit periodischen Schwankungen der Sonnenaktivität 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 allgemeine Abkühlung im Paläogen und Neogen waren Prozesse der Plattentektonik, das heißt die Verschiebungen der kontinentalen Platten.

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.

Die Sperrung der Verbindungen zwischen Atlantik und Mittelmeer (dem zwischen Afrika und Eurasien verbliebenen Rest des Tethysmeeres) vor etwa 6 Millionen Jahren[4][5] führte zu dessen vorübergehender Austrocknung mit erheblichem Einfluss auf das Weltklima.

Die Bildung einer Landbrücke zwischen Nord- und Südamerika vor 4,2 bis 2,4 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 den Zusammenstoß von Platten kam es ab dem jüngeren Tertiär (Neogen) zu verstärkter Gebirgsbildung. Die Heraushebung von Festland in bedeutende Höhen verändert in erster Linie groß- und kleinräumig die Luftströmungen. Die Entstehung der Faltengebirge, wie etwa der Alpen, der Rocky Mountains oder des Himalaya, die für die Änderung der Zirkulationsmuster in der Atmosphäre sorgte, brachte ebenfalls die notwendige Feuchtigkeit auf die Kontinente, die zur Vergletscherung weiter Teile der Nordhalbkugel beitrugen. Gleichzeitig sind Hochgebirge auch bevorzugte Gebiete der Gletscherentstehung.

Eine Theorie sieht das Hochland von Tibet dabei in einer zentralen Rolle, da sie von einer nahezu vollständigen Vergletscherung des Hochlandes ausgeht.[6][7] Über die deutliche Vergrößerung der Albedo führte das weltweit zu einer deutlichen Abkühlung. Die geschlossene Vergletscherung Tibets wird jedoch teilweise abgelehnt.[8] Änderungen der Albedo hervorgerufen durch Änderungen in der Dauer der Schneebedeckung des Hochlandes sind allerdings unstrittig.

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 Jahren, die Neigung der Erdachse zur Umlaufbahn mit einer Periode von etwa 40.000 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). Durch diese sogenannten Milanković-Zyklen verändert sich periodisch die Verteilung der Sonnenenergie auf der Erde.

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.

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.[9] 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.[10] Danach soll die Konzentrationsabnahme des Treibhausgases Kohlendioxid (zusammen mit Methan und Distickstoffoxid) für ca. ein Drittel der Temperaturveränderung zwischen Warm- und Kaltzeit stehen,[11] nach einer jüngeren Veröffentlichung sogar für die Hälfte.[12] 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.[13] 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 man sich zum Beispiel bis heute nicht sicher, 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-Stratigrafie

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 Stratigrafie für marine Sedimente entwickelt, die marine Sauerstoff-Isotopen-Stratigrafie.

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.

Magnetostratigrafie

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) 640–540 ?
Günz-Kaltzeit (Günz) - 800–600 MIS 20–16
Mindel-Kaltzeit (Mindel) - 475–370[14] 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 % der Landoberflächen 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.[15]

Meeresspiegel

Durch die Bildung kontinentaler Eismassen wurde den Meeren massiv Wasser entzogen. Während des Höhepunktes der jüngsten Eiszeit lag der Meeresspiegel um 120 bis 130 m tiefer als heute. Dadurch entstanden zahlreiche Landbrücken. Nebenmeere und Flachmeere wie die Nordsee fielen teilweise oder vollständig trocken. Große Bedeutung erlangte die Landbrücke über die heutige Beringstraße, die Nordasien mit Nordamerika verband. Der Austausch zahlreicher Tier- und Pflanzenarten sowie älteren Theorien nach die menschliche Besiedlung des amerikanischen Kontinentes erfolgte über diese 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 stieg auf Grund der natürlichen Zunahme der Sonneneinstrahlung zuerst die globale Temperatur an und danach folgte, als Reaktion auf diesen initialen Anstieg, der Gehalt der Treibhausgase CO2 und Methan. Der zeitliche Versatz beträgt einige hundert Jahre. Das Gleiche gilt auch für Abkühlungsphasen, bei denen jede Abkühlung ein Absinken der Gaskonzentration nach sich zieht. Dabei steuert die Temperaturentwicklung die Konzentrationen in einer eindeutig proportionalen Abhängigkeit: die Kurvenverläufe von CO2 und Methan folgen der Temperaturkurve mit dem genannten zeitlichen Versatz fast kongruent.[16][17] Diese Kongruenz der Verläufe über der Zeit ist eindeutig und weist keine Unstetigkeiten oder Kipp-Situationen auf, so dass im betrachteten Zeitraum der Zusammenhang: Sonne – Erdtemperatur als dominierend erscheint.

Es wird jedoch auch über eine von diesem Zusammenhang abweichende Theorie diskutiert: Die Freisetzung der Treibhausgase führte über Rückkopplungsprozesse zu einer Beschleunigung der Erwärmung und einer weiteren Freisetzung der Treibhausgase, bis sich schließlich Gleichgewichtszustände einstellten und sowohl das Klima als auch die Treibhausgaskonzentrationen in den Warmzeiten relativ stabil blieben. Dieser Mechanismus einer natürlichen Erwärmung könnte auch bei der aktuellen globalen Erwärmung eine Rolle spielen, da ein Ansteigen des Gehaltes an Treibhausgasen auf Grund der menschlichen Aktivität durch diesen Effekt möglicherweise verstärkt wird und die globale Temperatur weiter ansteigt. Die Einstrahlung der Sonne spielt nach Ansicht vieler Wissenschaftler bei der aktuellen Erwärmung nur eine untergeordnete Rolle.[18]

Lebenswelt

Das Wollhaarmammut (Mammuthus primigenius) ist eines der Charaktertiere der Eiszeit auf der Nordhalbkugel der Erde.

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

Weblinks

Fußnoten

  1. ↑ Felix Gradstein, James Ogg & Alan Smith: A Geologic Time Scale 2004. Cambridge University Press, New York 2004, ISBN 978-0-521-78673-7, S. 412.
  2. ↑ Gerald H. Haug, Andrey Ganopolski, Daniel M. Sigman, Antoni Rosell-Mele, George E. A. Swann, Ralf Tiedemann, Samuel L. Jaccard, Jörg Bollmann, Mark A. Maslin, Melanie J. Leng & Geoffrey Eglinton: North Pacific seasonality and the glaciation of North America 2.7 million years ago. In: Nature. Vol. 433, 2005, S. 821-825, doi:10.1038/nature03332 (PDF)
  3. ↑ Gerald H. Haug & Ralf Tiedemann:Effect of the formation of the Isthmus of Panama on Atlantic Ocean thermohaline circulation. In: Nature. Vol. 393, 1998, S. 673–676, doi:10.1038/31447 (PDF)
  4. ↑ Jesús M. Soria, Juan Fernández & César Viseras: Late Miocene stratigraphy and palaeogeographic evolution of the intramontane Guadix Basin (Central Betic Cordillera, Spain): implications for an Atlantic- Mediterranean connection. In: Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology. Vol. 151, Issue 4, 1. August 1999, S. 255–266, doi:10.1016/S0031-0182(99)00019-X
  5. ↑ Wout Krijgsman, Cor G. Langereis, Willem J. Zachariasse, Mario Boccaletti, Giovanna Moratti, Romano Gelati, Silvia Iaccarino, Giovanni Papani & Giulia Villa: Late Neogene evolution of the Taza-Guercif Basin (Rifian Corridor, Morocco) and implications for the Messinian salinity crisis. In: Marine Geology. Vol. 153, Issues 1–4, Januar 1999, S. 147–160, doi:10.1016/S0025-3227(98)00084-X
  6. ↑ Matthias Kuhle: Reconstruction of the 2.4 Million qkm Late Pleistocene Ice Sheet on the Tibetan Plateau and its Impact on the Global Climate. In: Quaternary International. Vol. 45/46, S. 71–108, doi:10.1016/S1040-6182(97)00008-6
  7. ↑ Matthias Kuhle: The High Glacial (Last Ice Age and LGM) ice cover in High and Central Asia. In: Jürgen Ehlers & Philip L. Gibbard (Hrsg.): Quaternary Glaciation – Extent and Chronology. Part III: South America, Asia, Africa, Australia, Antarctica. Elsevier, 2004, ISBN 008047408X, S. 175–199
  8. ↑ Frank Lehmkuhl: Extent and spatial distribution of Pleistocene glaciations in Eastern Tibet. In: Quaternary International. Vol. 45/46, 1998, S. 123–134, doi:10.1016/S1040-6182(97)00010-4
  9. ↑ Gerald Haug, Ralf Tiedemann & Rainer Zahn: Vom Panama-Isthmus zum Grönlandeis. In: Spektrum der Wissenschaft. November 1998
  10. ↑ Dieter Lüthi, Martine Le Floch, Bernhard Bereiter, Thomas Blunier, Jean-Marc Barnola, Urs Siegenthaler, Dominique Raynaud, Jean Jouzel, Hubertus Fischer, Kenji Kawamura & Thomas F. Stocker: High-resolution carbon dioxide concentration record 650,000–800,000 years before present. In: Nature. Vol. 453, S. 379–382, doi:10.1038/nature06949
  11. ↑ Eystein Jansen & Jonathan Overpeck et al.: Palaeoclimate. In: IPCC Fourth Assessment Report. 2007 (PDF; 8,1 MB – 6.4.1 und Figure 6.5)
  12. ↑ James Hansen, Makiko Sato, Pushker Kharecha, David Beerling, Robert Berner, Valerie Masson-Delmotte, Mark Pagani, Maureen Raymo, Dana L. Royer & James C. Zachos: Target Atmospheric CO2: Where Should Humanity Aim? In: The Open Atmospheric Science Journal. Vol. 2, 2008, S. 217–231, doi:10.2174/1874282300802010217 (PDF; 1,4 MB)
  13. ↑ Holger Braun, Marcus Christl, Stefan Rahmstorf, Andrey Ganopolski, Augusto Mangini, Claudia Kubatzki, Kurt Roth & Bernd Kromer: Possible solar origin of the 1,470-year glacial climate cycle demonstrated in a coupled model. In: Nature. Vol. 438. 2005, S. 208–211, doi:10.1038/nature04121 (PDF; 472 kB)
  14. ↑ K. A. Habbe: Das deutsche Alpenvorland. In: Herbert Liedtke & Joachim Marcinek (Hrsg.): Physische Geographie Deutschlands. Klett-Perthes, Gotha/Stuttgart 2002, ISBN 3-623-00860-5, S. 606
  15. ↑ P. Thompson Davis, Brian Menounos & Gerald Osborn: Holocene and latest Pleistocene alpine glacier fluctuations: a global perspective. In: Quaternary Science Reviews. 28, 2009, S. 2021–2033, doi:10.1016/j.quascirev.2009.05.020.
  16. ↑ Jean-Robert Petit, Jean Jouzel, Dominique Raynaud et al.: Climate and atmospheric history of the past 420,000 years from the Vostok ice core, Antarctica. In: Nature. Vol. 399, 3. Juni 1999, S. 429–436, doi:10.1038/20859 (PDF)
  17. ↑ Eric Monnin, Andreas Indermühle, André Dällenbach, Jacqueline Flückiger, Bernhard Stauffer, Thomas F. Stocker, Dominique Raynaud & Jean-Marc Barnola: Atmospheric CO2 Concentrations over the Last Glacial Termination. In: Science. Vol. 291, No. 5501, 5. Januar 2001, S. 112–114, doi:10.1126/science.291.5501.112
  18. ↑ William Ruddiman: Earth’s climate, past and future. New York 2002, ISBN 0-7167-3741-8
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