Errechenbare ozeanographische Größ

Wassermassenadvektion

Die Mitte der 70-er Jahre dieses Jahrhunderts aufkeimende Hoffnung, mit Hilfe benthischer Foraminiferen-Faunen konservative Charakteristika wie Temperatur und Salzgehalt vergan- gener Wassermassen quantitativ nachzeichnen zu könne und Foraminiferen somit zumindest innerhalb einzelner Ozeane als Wassermassenanzeiger nutzen zu können hat sich weitestge-

hend zerschlagen (siehe 3.4.). Obwohl es jedoch sowohl physiologisch also auch ökologisc unwahrscheinlich ist (GAGE & TYLER 1991), da "einzellige behauste Amoeben", w i e Fora- miniferen unter Anspielung auf ihre nahe Verwandschaft genannt werden könnten in ihrer F a ~ ~ n e n z ~ ~ s a m n ~ e n s e t z ~ ~ n ~ a u f Unterschiede von wenigen Promille Salzgehalt und Z e h n t e l g a - den Temperatur reagieren, lassen sich viele regional begrenzte Beispiele aufzeigen, in denen rezent klar wassern~assenabhängig Fa~inenunterschiede zu verzeichnen sind ( v g l . u.a.

MACKENSEN ET AL. 1993a; ISHMAN & DOMACK 1994). Es ist jedoch nicht gelungen, diese Ergebnisse quantitativ auf die Interpretation von Paliiofaunen zu transferieren; selbst nicht aus demselben Gebiet. Qualitative Aussagen im Konzert mit anderen Stellvertreterdaten wurden aber durchaus erfolgreich genutzt und sollten daher weiterhin fü paläozeanographisch Re- konstruktionen genutzt werden (vgl. u.a. MACKENSEN ET AL. 1994a, SCHMIEDL &

MACKENSEN 1997).

Das Verhältni der stabilen Isotope des in1 Meerwasser gelöste anorganischen Kohlenstoffs (S^Cxcc^) wird in1 wesentlichen bestimmt durch Fraktionierung bei Produktions- u n d Ab- bauprozessen von organischen1 Material und zeichnet deshalb die Nährsalzverteilun i m Oze- a n nach. Die Nährsalzverteilun wiederum spiegelt die großskalig ozeanische Zirkulation wider. Diese Zusammenhäng bilden die Grundlage fü die Interpretation des in Foraminife- ren gespeicherten 513C-Signals als Wassermassenanzeiger (siehe 4.3.3.). Ähnlic w i e das S^Cscw des Wassers ist der Gehalt von im Wasser gelöste C d direkt proportional d e m Ge- halt von gelöste Phosphat. Karbonatische benthische Foraminiferen speichern dieses Signal in ihren1 Gehäus (siehe 4.4.1 .).

Zu den meistgenutzten Nährsalzstellvertreter in der Paläozeanographi gehöre die 8!^C- und CdICa-Verhältniss aus Foraminiferengehäusen Eines der größt Probleme in deren Interpretation als Paläozirkulationsanzeige manifestiert sich im Widerspruch der Signale aus dem glazialen südliche Ozean (BOYLE 1992; BROECKER 1993; BOYLE 1994). D e r C d - Gehalt sowohl benthischer als auch planktischer Foraminiferen aus dem antarktischen Raum zeigt zu Glazialzeiten einen kaum veränderte Nährsalzgehal an, währen die 8^C-Werte auf stark erhöht Gehalte an gelöste Nährsalze hinweisen. Folgt man den Kohlcnstoffisoto- penwerten. wiire zu Zeiten des letzten glazialen Maximums das tiefe Südpol..! ;neer u m die Antarktis mit den weltweit iiltesten Wassermassen gefüll gewesen. Dies würd einen voll- ständige Zusammenbruch der heutigen Zirkulation mit NADW-Export übe das Südpolar meer in den Indopazifik bedeuten (Abb. 24 A). Im Gegensatz zur rezenten Situation wär der zirkumantarktische Ozean nicht mehr globaler Verteiler der Tiefen- und Bodenwasserniassen.

sondern das Endglied jeglicher Zirkulation. Tiefenwasser nicht nur aus dem Nordatlantik.

sondern z.B. auch aus dem Nordpazifik. würd im Ringstrom um die Antarktis enden (CURRY

ET AL. 1988: LYNCH-STIEGLITZ & FAIRBANKS 1994) (Abb. 24 Ba). Möglic wiire auch ein direkter Export nordatlantischen Tiefenwassers in den indopazifischen Raum unter Ausspa- rung des glazialen niihrsalzreichen CPDW (IMBRIE ET AL. 1992) (Abb. 24 Bb).

ATLANTIC ANT. INDO-PAC.

A PRESENT

B LGM

a

Abbildung24: Schematische Darstellung der globalen Tiefenwasserzirkulatio~i in Interglazial- (A) und in Gia-

~ialzeileri (B). Dargestelll sind drei Hypothesen uber die Zirkulation im letzten glazialen Maximum (LGM), die aufgrund der Nälii-sal~stellvcrlretei-date diskutiert werden (a. L>. C ) . NCW = Nordkoinponentenwasscr, d.h.

NADW in Interglazialzei~en und Glaziales Nordatlantisches Tiefe~~IZwischenwasser (GNAIW) in Glazialzeiten, SCW = Sudko~iipo~iente~iwasser. d.h. im wesentlichen AABW währen Glazial- und Inler~lazialzeiten. CPDW

= Zirkunipolares Tiefenwasser, IPDW = rezirkuliertes Indopazifisches Tiefenwasser, NPDW = Nordpazifisches Tief'enwasser (aus YÅ ET AL. 1996).

Nimmt man dagegen die CdICa-Verhiiltnisse fü bare Münze so würde die glazialen Nähr salzkonzentrationen des CPDW wie heute zwischen denen des Atlantiks und denen des Indo- pazifiks liegen, so da sich die glaziale Zirkulation nicht grundatzlich von der heutigen zu un- terscheiden hiitte. Nur das glaziale Nordkomponentwasser (NCW) oder das Glaziale Nordat- lantische Zwischenwasser (GNAIW) kiime in1 Atlantik flacher in der Wassersäul zu liegen

und der Ursprung läg südlicher wie auch die anfängliche Charakteristika anders wäre (KELLOGG 1987; BOYLE 1992; OPPO & ROSENTHAL 1994).

Als Ausweg aus der Misere versucht BROECKER (1993), sowohl die 8l3C-Verhältniss als auch die CdICa-Verhältniss als korrekt anzeigende Stellvertreter zu interpretieren. Auf der anderen Seite gibt es jedoch eine Reihe von Möglichkeiten die beobachtete Diskrepanz durch die jeweilige Diskreditierung des einen oder des anderen Stellvertreters zu erklären S o bietet z.B. der Phytodetrituseffekt (MACKENSEN ET AL. 1993b) in Gebieten stark saisonaler Produk- tion mit der Ausbildung von Phytodetrituslagen am Meeresboden besonders in den subantark- tischen Gebieten die Möglichkeit die extrem niedrigen glazialen 6^C-Werte benthischer Fo- raminiferen als Artefakt und damit als höchsten eine Verlagerung des antarktischen Hoch- produktionsgürtel anzeigend zu deuten (MACKENSEN ET AL. 1994a). Im Gegensatz dazu könnt eine Entkoppelung von Cd und PO4 im reduzierenden Milieu, entweder synsedimentä

in anoxischen Becken (ROSENTHAL 1994; VAN GEEN ET AL. 1995) oder postdepositional im Porenwasser (MCCORKLE & KLINKHAMMER 1991), verantwortlich fü die Differenz zum 6^C-Signal im antarktischen und subantarktischen Raum sein. Auch könnt unterhalb der CCD oder im karbonataggressiven Milieu eine diagenetische Verfalschung des Cd-Signals möglic sein (MCCORKLE ET AL. 1995)

.

In jüngere Zeit wurde versucht, den bei Prozessen der antarktischen Bodenwasserbildung dem

S^cXOT.

aufgeprägte thermodynamischen Effekt durch eine kombinierte Interpretation der Cd- und 83C-Signale in benthischen Fora- miniferen als Stellvertreter fü die Paläozirkulatio im letzten glazialen Maximum zu nutzen (LYNCH-STIEGLITZ ET AL. 1994).

BODENWASSERBILDUNG

Eine andere Möglichkei zur Rekonstruktion von Tiefen- und Bodenwasserzirkulations- mustern liegt in der Interpretation einer geringen Differenz zwischen den 8l3C-Signalen von benthischen und planktischen Foraminiferen als Anzeiger fü direkten vertikalen Austausch zwischen Oberflächen und Bodenwassermassen (DUPLESSY ET AL. 1980; DUPLESSY ET AL.

1988; DUPLESSY ET AL. 1991; MACKENSEN ET AL. 1994a). Dieser konvektive Prozeà ist zwar in Gebieten von Bodenwasserbildung beobachtet (KILLWORTH 1979), jedoch konnte dessen Niederschlag rezent, meines Wissens, bisher weder im 6^CXco2 der Wassermassen noch im &^C des Foraminiferenkalzits nachgewiesen werden.

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