Methoden als bestmöglich Annäherun an den Istwert zu verstehen sind. Interpre- tierbare Schwankungen sollten sich daher durch Veränderunge weit übe den Fehlergrenzen und/ oder an mehreren aufeinanderfolgenden Datenpunkten aus- zeichnen. Als Fehlergrenzen fü interpretierbare Fluktuationen werden in dieser Ar- beit die einfachen Fehler (Standardabweichung absolut, 10-Fehler) verwendet.
Desweiteren werden Verhältniss zwischen Beugungsreflexen eines unbekannten Minerals und des Standards oder zwischen zwei unbekannten Mineralen oder Mi- neralgruppen (z.B. QzIFsp) dargestellt, da diese nicht nur direkt auf die Orginal- messung zurückführb sind, sondern auch Rückschlüs auf Anderungen der Mi- neralvergesellschaftungen zulassen.
Ein gutes Beispiel hierfü ist der in dieser Arbeit verwendete "Pyroxenindex". Der Pyroxenindex (Pyxindex) als Maà fü den relativen Gehalt von Pyroxenen in ei- ner Probe vertritt in den Graphiken die Gruppe der Spurenminerale und wurde zur Präsentatio gewählt da Pyroxene in den Lieferregionen in bestimmten, eng be- grenzten Gebieten besonders stark vertreten sind (siehe Kap. 4). Der Pyroxenindex ist die integrierte Fläch unter den Beugungsreflexe zwischen 3,O und 2,92 A (vgl.
Abb. 12). Dabei wird hier davon ausgegangen, da diese vorrangig von Pyroxenen gestellt werden. Die Gröà der integrierten Fläch ist von der Strahlungsintensitä
der Röntgenröh abhängig Währen die Proben eines Kerns in einer Meßkampa gne und damit nahezu gesichert mit gleichbleibender Röntgenintensità gemessen wurden, könne die absoluten Werte des Pyroxenindexes zwischen den Kernen nicht verglichen werden, da sie teilweise sogar mit verschiedenen Röhre gemes- sen wurden. Die relativen Schwankungen könne jedoch verglichen werden (siehe Pyxindexl Korund-Verhältnis) Währen der Pyroxenindex fü jede Probe erhoben werden kann, übersteige die Pyroxengehalte der Gesamtprobe seltener die Nach- weisgrenze von QUAX. Auch kann QUAX zumeist nur eine Pyroxenvarietä erken- nen, obwohl bekannt ist, da Orthopyroxene und Klinopyroxene in Sedimenten des Arktischen Ozeans koexistieren (Schwermineralanalysen: Behrends et al 1996).
Produktivitä des Arktischen Ozeans (Subba Rao & Platt 1984) und starker Verdün nung durch terrigenes Material ist die Häufigkei von Gehäuse im Sediment eher gering. Die Karbonatschalen werden weiterhin aufgrund beginnender Karbonatlö
sung in den tiefen Becken sowie durch aggressive Bodenwässe an den Kontinen- talhänge teilweise nur schlecht erhalten (vgl. Kap. 1.3). Horizonte ohne oder mit nur schlecht erhaltenen Schalen sind daher in Sedimenten des Arktischen Ozeans weit verbreitet. So beinhalten z.B. die Kastenlotkerne PS2185-6 und PS2200-5 weite Abschnitte ohne Foraminiferengehäus (Abb. 20). Diese Armut an verwertba- ren Faunenresten erstreckt sich nicht nur auf planktische Foraminiferen, sondern auf alle Mikrofossilien. Außerde ist die Artenvielfalt im Arktischen Ozean aufgrund der extremen Lebensbedingungen stark eingeschränkt Einer stratigraphischen Gliederung übe Faunenvergesellschaftungen sind damit enge Grenzen gesetzt.
^¡B (.109 aWg) Planktic foraminiferslg Coarse fraction (wt%) Magnetic inclination Age (-)
0 0.5 1.0 1.5 0 2500 5000 0 25 50 -90' 0 +90Â (kyr)
Abb. 20: Stratigraphie, Grobfraktions- und planktische Foraminiferengehalte vom Großkastengreife PS2185-3 und Kastenlotkern PS2185-6 vom Lomonosow-Rük ken (aus: Spielhagen et al. eingereicht; vgl. Nmgaard-Pedersen 1996).
Die obersten Kernabschnitte wurden mittels AMS-^C-Messung an ca. 2000 Ge- häuse von N. pachyderma (sin.) absolut datiert. Fü konventionelle ^C-Datierun- gen könne Muschelschalen. Holz- und Pflanzenreste oder das Gesamtsediment genutzt werden. Bei letzteren muà mit der Zumischung ältere Kohlenstoffmaterials und damit einer zu alten Datierung gerechnet werden (z.B. Kuptsov & Lisitsin 1996
und Zitate darin). Die AMS-^C-Methode und die konventionellen ^C-Messungen könne fü die letzten ca. 40.000 Jahre angewendet werden. Fü die in dieser Ar- beit gemachten Angaben wurde eine ^C-Reservoirkorrektur von 440 Jahren ver- wendet (Mangerud & Gulliksen 1975). Die in der Arbeit weitestgehend verwende- ten Altersangaben beziehen sich auf diese kalibrierten l4C-Jahre und werden in tausend Jahren (= ka) angegeben.
Tab. 8: AMS-1%-Datierungen der oberflächennahe Sedimente (GKG PS2200-2 und PS2212-5; Nergaard-Pedersen 1996). Die Alter sind Reservoir-korrigiert (440 a). ? -> umgekehrte Alters-Tiefenbeziehung, sie sind daher fraglich (Bioturbation etc.), > weist auf ein infinites Alter hin (mit der %-Methodik nicht mehr erfaßbar)
P S 2 2 0 0 - 2
Es wird davon ausgegangen, da N. pachyderma (sin.) das Sauerstoffisotopensig- nal im Gleichgewicht mit dem sie umgebenden Wasser aufzeichnet (Charles & Fair- banks 1990). Sie veränder jedoch ihren Habitat in Abhängigkei von der Eisbedek- kung und der Zusammensetzung des Wassers (Carstens & Wefer 1992). Im Arkti- schen Ozean führ dies aufgrund der stabilen Schichtung der Wassermassen (Kap.
1.3) zu sehr unterschiedlichen Sauerstoffisotopenwerten in Oberflächensedimen ten (Köhle 1992). Neuste Untersuchungen zeigen, da N. pachyderma (sin.) auf diese unterschiedlichen Bedingungen mit einem zusätzliche Vitaleffekt reagiert, der den 6180-Wert um mehr als 1 %o veränder kann (Kohfeld et al. 1996; Bauch et al. 1997). Zusätzlic störe starke regionale Schmelzwasserereignisse die Auf- zeichnung, so da ein Vergleich der Sauerstoffisotopenkurven arktischer Sedi- mente mit der globalen Kurve nur bedingt möglic ist (vgl. Zahn et al. 1985; Aksu 1985; Morris 1988; Jones & Keigwin 1988; Köhle 1992; Stein et al. 1994a,c; N0r- gaard-Pedersen 1996).
Da im Amerasischen Becken und im nördliche Teil des Eurasischen Beckens sehr geringe Sedimentationsraten beobachtet werden (TB. Clark et al. 1980, 1986; Aksu 1985; Aksu & Mudie 1986; Morris 1988; Pak et al. 1992; Stein et al. 1994c), die auf eine dicht geschlossene Eisdecke und1 oder Resuspension zurückgefüh werden, könne ganze Sedimentationsabschnitte fehlen oder aufgrund von Bioturbation in der Form homogenisiert worden sein, da z.B. einzelne Isotopenereignisse nicht mehr erkannt werden. Die niedrigen Sedimentationsraten führe gerade auf den topographischen Höhe zu vergleichsweise alten Oberflächensedimente (Tab. 8:
PS2200-2), die nicht unbedingt die heutige Situation widerspiegeln.
4C-Alter
Unter Einfluà des Westspitzbergenstroms und im südwestliche Eurasischen Bek- ken konnten jedoch den globalen Kurven vergleichbare 6180-Kurven gemessen werden (vgl. Abb. 4, 21; z.B. Jones & Keigwin 1988; Hebbeln 1991; Köhle 1992;
Hebbeln et al. 1994; Stein et al. 1994a,c; Elverhiai et al. 1995a; Nargaard-Pedersen 1996). Hierfü mitverantwortlich sind die erhöhte Sedimentationsraten im süd westlichen Eurasischen Becken, die vermutlich aus offeneren Meereisbedingungen unter Einfluà des warmen Atlantikwassers und dem verstärkte Eintrag von Material aus den benachbarten, flachen und breiten Schelfgebieten resultieren. Untersu- chungen in der Framstraß haben an der Sommereisrandlage einen hohen Fluà von Material zum Meeresboden ergeben, der mit einer Sommeralgenblüt gekop- pelt ist (Berner & Wefer 1990; Hebbeln & Wefer 1991). Dadurch wird aber auch deutlich, da die Foraminiferen gerade in den Gebieten, in denen das einströ
mende, warme Atlantische Wasser auf die Meereisdecke des Arktischen Ozeans trifft, sehr lokalen Ereignissen unterliegen und dementsprechend nicht immer das globale Signal der Oberflächenwassermass aufzeichnen (vgl. Bauch et al. 1997).
Die Beeinflußun der Sauerstoffisotopenwerte durch Schmelzwasserereignisse und durch ins Oberflächenwasse gemischtes Süßwass der sibirischen Flüss verstärk sich in irn Arktischen Ozean in nordöstliche Richtung (z.B. Spielhagen &
Erlenkeuser 1994; Bauch et al. 1997). Da das Isotopensignal währen der Kalzifi- zierung des Gehäuse in der gesamten oberen Wassersäul aufgenommen wird (50-200 m; Kohfeld et al. 1996; Bauch et al. 1997), und somit geringfügig Verän derungen des Oberflächenwasser nicht aufgezeichnet werden, könne Schwan- kungen des 6180-Werts im Sedimentkern dennoch als Ausdruck tiefgreifender ozeanographischer und klimatologischer Änderunge angesehen werden. Die aufgezeichneten Veränderunge sind vor allem der oberen Halokline des Arkti- schen Zwischenwassers zuzuordnen (vgl. Kap. 1.3).
Der 61%-Wert der Schalen wird durch Vitaleffekte nicht so stark überprä (Kohfeld et al. 1996; Bauch et al. 1997). Daher ist der Verlauf der entsprechenden Kurven in den Sedimentkernen wesentlich mehr durch die globalen Entwicklungen geprägt Der Verlauf der 61%-Kurven in den Arktischen Sedimentkernen ist also ein wert- volles, stratigraphisches Werkzeug.
Neben der Isotopenstratigraphie wurden Magnetostratigrapie, IOBe- und 230Th-, Coccolithen oder Ostracoden-Stratigraphie im Eurasischen Becken bereits ange- wendet (z.B. Gard & Backman 1990; Eisenhauer et al. 1994; Cronin et al. 1995;
Frederichs 1995 und enthaltene Zitate). Die Magnetostratigraphie ermöglich die grobe Einstufung des Sediments anhand der Chrone vorwiegend normaler oder inverser Polaritä (Zeitrahmen: Millionen Jahre-> Ma) und zu bestimmten paläoma gnetischen Ereignissen veränderte Polarität die einige wenige tausend Jahre dauern können Die magnetischen Eigenschaften eines Sediments (z.B. die mag- netische Suszeptibilität sind außerde von der Sedimentzusammensetzung ab- hängi und könne klimatische Schwankungen anzeigen. Sie werden häufi als Korrelationsparameter zwischen Kernen bekannten Alters und zu datierenden Ker- nen eingesetzt (z.B. Nowaczyk et al. 1994; Frederichs 1995; Stoner et al. 1995;
Nürnber et al. 1995b). Die Magnetostragraphie benötig wie die meisten anderen genannten Methoden zeitliche Fixpunkte im Sediment, vom dem aus die zeit- und/
oder klimaabhängige Schwankungen im Kern verfolgt werden können Auf diese Weise kommt Frederichs (1995) fü die Kerne PS2185-6 und PS2200-5 zu zwei ganz unterschiedlichen Altersmodellen mit Ca. 570 ka als Minimalalter gegenübe ca. 5 Ma als Maximumalter. Schwankungen der IOBe-Aktivitä und des 230Thexess.
Gehaltes in Sedimenten der Framstraß und des südwestliche Eurasischen Beckens zeigen eine Abhängigkei von den klimatischen Veränderunge (z.B.
Bohrmann 1991 ; Eisenhauer et a!. 1994). Währen Interglazialen werden erhöht
IOBe-Aktivitäte beobachtet (Eisenhauer et al. 1990, 1994). Nach Eisenhauer et al.
(1990, 1994) und Molnar (1995) hat ^Be eine groß Affinitä zu Tonpartikel, die IOBe aus der Wassersäul absorbieren könne ("Scavenging"). Die Sedimentation der Tonpartikel wird dann durch die Aktivitä von Organismen beschleunigt. Sie filtern die Suspension und scheiden die Feinfraktion zu Kotpillen verklumpt wieder aus, die dann mit hoher Sinkgeschwindigkeit sedimentieren. Dieser Prozeà ist gerade an der Schelfeiskante besonders verstärk (Berner & Wefer 1990).
Die Weltozeane besitzen aufgrund einer große Verweilzeit in der Wassersäul eine relativ konstante Konzentration von ^Be (Kusakabe et al. 1987), die nur durch den direkten Eintrag aus der Atmosphär und dem Einstrom aus Flüsse mit große Einzugsgebiet veränder werden können Währen im eisfreien Ozean hauptsächlic die Effektivitä des "Scavenging" einen Einfluà auf die IOBe-Sedi- mentation hat, werden im Arktischen Ozean weitere Faktoren fü die relativ große Schwankungen der 10Be-Konzentration verantwortlich gemacht (vgl. Abb. 20; Ei- senhauer et al. 1994; Molnar 1995).
Irn Glazial verstärke sich wahrscheinlich eine höher Sedimentation von grob- körnige und wenig absortiven Partikeln, die Isolation der Wassersäul von der Atmosphär sowie ein reduzierter Austausch von Wassermassen zwischen dem Welt- und dem Arktischen Ozean zu einer starken Reduzierung der verfügbare und sedimentierten ^Be-Menge. Dagegen wird ein erhöhte 10Be-Fluà im Inter- glazial aufgrund eines verbesserten Austausches mit der Atmosphär und dem Weltozean, eines erhöhte Flußeintrages und einer Freisetzung von im Glet- schereis zwischengelagertem ^Be währen der Abschmelzphase angenommen.
Dies führ in Kombination mit einem erhöhte Feinfraktionseintrag und verbesser- tem "Scavenging" bei verringerten Sedimentationsraten zu einer deutlich erhöhte
^Be-Sedimentation, Das sedimentierte 10Be kann jedoch auf exponierten topo- graphischen Erhebungen durch das Wiederaufarbeiten von feinem Sediment z.B.
durch stärker Strömunge resuspendiert und damit nicht erhalten werden ("winnowing"). Auch fü 230Thexess-Daten müsse die beschriebenen Prozesse einschränken in Betracht gezogen werden (Bohrmann 1991 und Zitate darin).
Die Coccolithenstratigraphie wurde an Sedimenten der Norwegen-Grönlandse und der Framstraß geeicht und gibt zumindestens erste Hinweise auf die Intergla- zialstadien (Gard 1993). Palynologische Alterseinstufungen scheinen möglic (z.B.
Aksu & Mudie 1986; Aksu et al. 1988; Nadina 1995; Mathiessen & Brenner 1996), sind aber im Eurasischen Becken noch nicht weitergehend eingesetzt worden.
Im Amerasischen Becken wurde von Clark et al. (1980) eine Lithostratigraphie entwickelt, deren beckenweit korrelierbare Grenzen im Laufe der Zeit datiert wur- den (Clark et al. 1986). Es erscheint jedoch schwierig, auch aufgrund der geringen Sedimentationsraten im Amerasischen Becken, diese Übe den Lomonosow-Rük ken hinweg ins Eurasische Becken fortzuführe (vgl. Morris et al. 1985; Morris 1988, Pak et al. 1992). Kubisch (1992) definierte eine Lithostratigraphie fü das südwestlich Eurasische Becken anhand der IRD-Zusammensetzung (Abb. 19).
Zusammenfassend muà festgestellt werden, da eine detaillierte stratigraphische Einstufung insbesondere längere Sedimentkerne im nördliche Eurasischen Bek- ken äußer kompliziert ist. Wegen der oben dargestellten Schwierigkeiten jenseits der 14C-Datierungsgrenzen kann die Stratigraphie derzeit nicht mit der fü marine Sedimente niederer Breiten gewohnten Genauigkeit erstellt werden.