Zbl. Geol. Paläont. Teil I 1984 H. 11/12 1751-1768 Stuttgart, September 1985
Jungquartäre Klimaschwankungen auf der Süddhalbkugel
Late Quaternary Climatic Changes of the Southern Hemisphere
Von K L A U S HEINE, Regensburg
Mit 2 Abbildungen im Text
HEINE, K . (1985): J u n g q u a r t ä r e Klimaschwankungen auf der Südhalbkugel.
[ L a t e Quaternary Climatic Changes of the Southern Hemisphere.] - Z b l . Geol. Paläont. T. I, 1984 (11/12): 1751-1768; Stuttgart.
Abstract: Selected data concerning the Late Quaternary c l i m a t i c history of the southern hemisphere demonstrate that thermic and hygric changes cannot be used as chronostratigraphic reference boundaries. Düring the Late Quaternary, a g l o b a l temperature trend is apparent that can be superposed by r e g i o n a l temperature trends. The same applies to the hygric development.
K e y w o r d s : Symposium, Upper Pleistocene (40 000 - 20 000 years b.p., 18 000 years b.p.), Holocene, climatic changes, paleotempera- ture, atmospheric precipitation, sea-level changes, regional extent, global extent; Southern Hemisphere.
Kurzfassung: Ausgewählte Fakten zur j u n g q u a r t ä r e n Klimageschichte der Südhemisphäre machen deutlich, daß thermische und hygrische V e r ä n d e r u n - gen nicht als chronostratigraphische Bezugsmarken benutzt werden können.
Im J u n g q u a r t ä r läßt sich ein g l o b a l e r Temperaturgang aufzeigen, der von r e g i o n a l e n T e m p e r a t u r g ä n g e n ü b e r l a g e r t werden kann. Gleiches gilt für die hygrische Entwicklung.
Resumen: Datos seleccionados relacionados con l a historia c l i m ä t i c a del cuaternario superior en el hemisferio sur demuestran que los cambios tfcrmicos e higricos (precipitacibn pluvial) no pueden ser utilizados como puntos de referencia c r o n o s t r a t i g r ä f i c o s . En el cuaternario superior se presenta una curva global de l a temperatura promedio, l a cual puede ser superpuesta por curvas regionales de l a temperatura promedio. L o anterior se aplica tambien para el desarrollo higrico.
1. Einleitung
Der Versuch, die j u n g q u a r t ä r e n Klimaschwankungen anhand geowissen- schaftlicher Indizien zu rekonstruieren, bereitet Schwierigkeiten, da ein komplizierter Rückkoppelungsmechanismus beispielsweise zwischen Maxima
111 Zbl. Geol. Paläont. 1984. I. 0340-5109/85/1984-1751 $ 4.50
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o°
10°-
20°-
30°-
40°-
50°-
60°-
70c
80c
S 9 0 °J
44 42 40 38 36 34 32 30 28 26 24 22 20 18 16 14 12 10 8 6 4 2 0a^3
• 5 - o -
® Maximum der pluvialen Bedingungen
• feuchter als heute
o arider als heute (in Wüsten : arid )
© Humidität wie heute
<D Alternierend "feuchter - arider
n Temperatur-Maximum
• wärmer als heute
• kälter als heute o Temperatur-Minimum a Temperatur wie heute
1c - Swaziland Zunahme 2 - Australasien
• Abnahme 3 _ Neuseeland U - S ü d a m e r i k a Bei ansteigenden Temperatüren: 1 - Afrika 4a-Atacama
| | kälter als heute 1a - Madagascar-Nord 5 -Antarktika
| | Temperaturmaximum 1b - Namib 6 -Kerguelen Bei abnehmenden Temperaturen:
| : : : : : -| kühler als heute kälter als heute Temperaturminimum
A b b . 1. Raum-zeitliche schematische Darstellung der thermischen und der hygrischen Klimaschwankungen. Gerastert: Trend der thermischen Entwicklung.
F i g . 1. Spatio-temporal diagram of c l i m a t i c oscillations in temperature and humidity. Dots and lines: Trend of the temperature development.
20°-
30°-
40c
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60°-
70c
80c
90°- S
44 42 40 38 36 34 32 30 28 26 24 22 20 18 16 14 12 10 8 6 4 2 0a^3
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1 - Afrika 3 - Neuseeland 1a - Madagascar-Nord U - Südamerika 1b- Namib 1*0 -Atacama 1c - Swaziland 5 -Antarktika 2 - Australasien 6 - Kerguelen
Abb. 2. Raum-zeitliche schematische Darstellung der thermischen und hygrischen Klimaschwankungen. Gerastert: Trend der hygrischen E n t w i c k - lung.
F i g . 2. Spatio-temporal diagram of climatic oscillations in temperature and humidty; Dots and lines: Trend of the humidity development.
der Strahlung, K l i m a und Eisschilde bzw. Gletscher besteht (BUDD 1981, B U D D & SMITH 1981). Dabei sind zeitliche Verschiebungen von mehreren 1000 Jahren möglich. Es verwundert daher nicht, daß eine Zusammenstel- lung der Klimaschwankungen für die letzten 130 000 Jahre, die aufgrund verschiedener Indizien ermittelt wurde ( K U K L A et a l . 1981), einen Schwankungsbereich für die Klimaänderungen aufweist, der vor über 20 000 aBP bis ca. 70 000 aBP besonders groß ist und der auf die Unsicherheiten bei der Rekonstruktion der letzteiszeitlichen Klimageschichte hinweist.
Nur die Isotopen-Stadien 2 und 1 sind hinreichend bekannt. Das trifft jedoch nicht für die Südhemisphäre in gleicher Weise wie für die N o r d - h e m i s p h ä r e zu. Nachfolgend soll, basierend auf jüngeren Forschungser- gebnissen, die j u n g q u a r t ä r e Klimageschichte der Südhalbkugel zusammen- schauend skizziert werden. Der Vergleich, der allein die Gebiete südlich des Ä q u a t o r s b e r ü c k s i c h t i g t , wird auf folgende Perioden b e s c h r ä n k t : (1) ca. 40 000 bis 20 000 aBP, (2) ca. 18 000 aBP ( L G M = Late Glacial Maximum) und (3) holozänes Klimaoptimum (vgl. Abb. 1 und 2).
2. 40 000 - 20 000 aBP 2.1 A f r i k a südlich des Ä q u a t o r s
Der Zeitabschnitt 40 000 bis 20 000 aBP ist im tropischen Afrika s ü d - lich des Ä q u a t o r s nur wenig bekannt. Seespiegelschwankungen und limnische Sedimente der ostafrikanischen Seen weisen auf höhere Wasser- s t ä n d e zwischen 30 000 und 20 000 aBP als in der Gegenwart (TIERCELIN et a l . 1981, P E R R O T T et a l . 1982). Die Frage erhebt sich, inwieweit die Seespiegelmaxima niedrigeren Temperaturen, vermehrten Niederschlägen und/oder anderen Faktoren zugeschrieben werden können. Zwischen 30 000 und 20 000 aBP sind die Vegetationszonen erniedrigt ( F L E N L E Y 1979, H A M I L T O N 1982), und der rezente montane Waldgürtel wird von einem relativ offenen Waldland während dieser Zeit eingenommen; P E R R O T T et al. (1982) nehmen daher an, daß der Abfluß-Koeffizient (der Anteil der N i e d e r s c h l ä g e , der oberflächlich abfließt) größer als heute ist. Darauf deuten auch Studien an lakustrischen Sedimenten aus Äthiopien und dem Tschad-Becken. In Ostafrika mag daher die feuchte Phase zwischen 30 000 und 20 000 aBP aus kühleren Temperaturen und geringfügig höheren N i e d e r s c h l ä g e n im Vergleich zu heute resultieren.
Aus dem südlichen A f r i k a liegen verschiedene Beobachtungen über die Klimaentwicklung zwischen 40 000 und 20 000 aBP vor. Zuerst hat HEINE (1978) auf eine pluviale Phase in der Mittelkalahari hingewiesen, die vor über 30 000 aBP beginnt und nach 19 000 aBP von relativ ariden V e r h ä l t - nissen abgelöst wird. Aus dem Makarikari-Becken liegen neuere Daten vor (HEINE 1982, C O O K E & V E R S T A P P E N 1984), die in Verbindung mit lakustrinen, fluvialen und äolischen Ablagerungen und Formen sowie Boden- sedimenten pluviale V e r h ä l t n i s s e zwischen über 46 000 aBP und ca. 35 000 aBP sowie zwischen ca. 26 000 und 19 000 aBP anzeigen. Der Z e i t a b - schnitt von etwa 35 000 bis 26 000 aBP wird durch einen Wechsel von semi-humiden bis semi-ariden Bedingungen charakterisiert. Es ist hervor- zuheben, daß neuerdings auch aus der zentralen Namib Hinweise auf ä h n - liche Klimaveränderungen vorliegen (HEINE & G E Y H 1984, V O G E L 1982, H E I N E , im Druck). Höhlensinter, fluviale Sedimente des Kuiseb und
Calcrete-Bildungen belegen pluviale Phasen in der zentralen Namib zwischen über 40 500 und 34/33 000 aBP sowie zwischen 27 000 und 25 500 aBP; der Abschnitt zwischen 34/33 000 und 27 000 aBP zeigt alternierende Phasen mit vermehrten Niederschlägen, s t ä r k e r e n Winden und größerer A r i d i t ä t . Höhere Niederschläge werden auch aus dem a u ß e r - tropischen südlichen Afrika belegt; die Boomplaas-Höhle (nördlich Oudtshoorn) gibt aufgrund der Faunenentwicklung und holzanatomischer Untersuchungen Hinweise auf vermehrte effektive Niederschläge vor über 40 000 bis 20 000 aBP, jedoch mit abnehmenden Temperaturen seit etwa 30 000 aBP, wie aus den Holzkohlen, Ungulaten und Kleinsäugern in V e r - bindung mit den 1 80 - W e r t e n der benachbarten Cango-Höhlensinter abzu- leiten ist ( D E A C O N et a l . 1984). Mit den fallenden Temperaturen zwischen 30 000 und 20 000 aBP geht eine g r ö ß e r e Aridität im östlichen Transvaal und in Swaziland einher (ebenso in Nordmadagaskar, vgl. ROSSI 1977). Auch in der zentralen Namib herrschen seit ca. 25 500 aBP aride Bedingungen ohne weitere Hinweise auf pluviale Phasen während des jüngsten Q u a r t ä r s (HEINE, im Druck).
Schwierigkeiten bereiten die Beobachtungen über periglaziale V e r h ä l t - nisse und Spuren der Frostverwitterung in relativ geringen Meereshöhen im südlichen Afrika. Die aus diesen frostbedingten Zeugen abgeleiteten Temperaturerniedrigungen bis zu 9°C für verschiedene Phasen zwischen 40 000 und 20 000 aBP (z.B. für die Border Cave: 38 000 - 33 000 aBP) finden keine Bestätigung in den palynologischen Befunden.
2.2 Australasien südlich des Ä q u a t o r s
Über die paläoökologischen und p a l ä o k l i m a t i s c h e n V e r h ä l t n i s s e A u s t r a - liens liegen zahlreiche Untersuchungen vor ( W Y R W O L L & MILTON 1976, B O W L E R 1976, BOWLER et al. 1976, BOWLER 1978a, L A N G F O R D - S M I T H 1982, B O W L E R & WASSON 1984, R O G N O N & WILLIAMS 1977). Vor über 40 000 aBP (60 000 - 40 000 aBP) sind Nordost-Queensland, das südliche New South Wales und das südöstliche South Australia trockener als heute.
Hohe S e e s p i e g e l s t ä n d e (lakustrische Phase nach B O W L E R & WASSON 1984) r e p r ä s e n t i e r e n humide V e r h ä l t n i s s e in den Willandra Lakes, Lake George, Lake Frome und Lake Eyre. Die beiden zuerst genannten See- systeme, die von Flüssen aus den südöstlichen Bergländern gespeist werden, reflektieren hygrische V e r ä n d e r u n g e n in den montanen Regionen der Winterregengebiete, in denen die Auswirkungen glazialer und periglazialer Prozesse bedeutend sind. Lake Frome und Lake Eyre erhalten ihr Wasser aus den monsunalen Sommerregen und müssen daher nicht synchrones Verhalten der Spiegelschwankungen mit den anderen Seen zeigen. Zwischen 40 000 - 30 000 aBP ist aus Neuguinea ein kühleres K l i m a als heute belegt. In Nordost-Queensland wird die Aridität akzentuierter, während im südlichen Binnenland viele Seespiegel ansteigen, vermutlich wegen z u - nehmender Effektivität der N i e d e r s c h l ä g e . Zwischen 45 000 und 35 000 aBP fließen viele Seen im westlichen New South Wales über; dort gibt es keine Hinweise auf kühlere Temperaturen, weshalb mit höheren Nieder- schlägen gerechnet werden muß. Mit Ausnahme einer kurzen Seespiegel- absenkung nach 35 000 aBP sind die Seen des westlichen New South Wales bis ca. 26 000 aBP gefüllt. In den Snowy Mountains scheinen ab 35 000 aBP die Sommer kühler zu werden und periglaziale Prozesse werden
um 31 000 aBP genannt. Vermutlich fällt in die Phase nach 35 000 aBP eine Veränderung der F l u ß r e g i m e hinsichtlich der Abfluß- und Sediment- transporteigenschaften im Gebiet westlich der Snowy Mountains ( L A N G - F O R D - S M I T H 1982). Alluviale S c h w e m m f ä c h e r werden an den Hängen der nördlichen Flinders Range zwischen ca. 38 000 - 30 000 aBP gebildet.
Dieser relativ humide Klimaabschnitt dauert bis etwa 26 000 aBP. Die Seen im ariden Westen zeigen ab 26 000 aBP fallende Wasserstände und zunehmende Salinität; nur der Lake George ist voll und fließt zwischen 27 000 und 21 000 aBP über (DE D E C K K E R 1982, L A N G F O R D - S M I T H 1982). Ab 26 000 aBP ist außerhalb der Gebirge die zunehmende A r i d i t ä t für eine saisonale Austrocknung der Seen und L ü n e t t e - D ü n e n b i l d u n g verantwortlich. Die sich verschärfende A r i d i t ä t (BOWLER 1978b, B O W L E R
& WASSON 1984) leitet das weitverbreitete Einsetzen äolischer Prozesse und die Dünenbildung im Innern Australiens ein.
Für Tasmanien werden vor über 35 000 aBP relativ feuchte intersta- diale Klimaverhältnisse beschrieben ( C O L H O U N et a l . 1982), die ab 35 000 aBP von kühleren und arideren Bedingungen abgelöst werden.
Nach 25 000 aBP herrschen vorwiegend kalte und relativ trockene K l i m a - bedingungen vor (SIGLEO et al. 1982).
2.3 Neuseeland
In Neuseeland werden die p a l ä o k l i m a t i s c h e n Rekonstruktionen vor allem anhand der Vergletscherungsgeschichte der neuseeländischen Alpen und fossiler Bodenbildungen vorgenommen. Zwischen ca. 40 000 und 27 000 aBP gibt es keine größeren G l e t s c h e r v o r s t ö ß e ; interstadiale V e r h ä l t n i s s e werden beschrieben: S A L I N G E R (1984) nennt ein bedeutendes Intersta- dial, während SOONS (1984) vom Oturi-Interglazial spricht. Ab ca. 27 000 aBP rücken die Gletscher vor und bilden die Moränen des Kumara 2X- Stadiums zwischen 27 000 und 22 000 aBP. Das Kumara 22- S t a d i u m folgt zwischen 18 000 und 17 000 aBP (frdl. M i t t . SOONS am 30.8.1983). Die Temperaturkurve, entwickelt anhand von Isotopenuntersuchungen an H ö h l e n - sintern, zeigt ebenfalls deutlich zwischen 40 000 und 30 000 aBP ein Maximum sowie vor über 25 000 aBP ein Minimum (WILSON 1978).
2.4 Südamerika südlich des Äquators
Im a u ß e r t r o p i s c h e n Südamerika ist der Abschnitt zwischen 40 000 und 20 000 aBP nur wenig bekannt hinsichtlich der p a l ä o k l i m a t i s c h e n V e r h ä l t - nisse. Es fehlt vor allem an datierten fluvialen, limnischen und äolischen Sedimenten sowie Bodensequenzen. Auch die glazial morphologischen und stratigraphischen Befunde erlauben nur vage Aussagen zur K l i m a e n t w i c k - lung dieses Zeitabschnittes. Nach 25 500 aBP rücken im a u ß e r t r o p i s c h e n Andenbereich die Gletscher wieder vor, um vor 18 500 aBP (im s ü d c h i l e n i - schen Seengebiet vor 20 000 aBP, C L A P P E R T O N 1983) ihr Maximum zu erreichen. Lediglich die palynologischen Forschungen zeigen (HEUSSER 1983), daß vor über 43 000 bis ca. 31 000 aBP in Südchile mit Tempera- turen zu rechnen ist, die mit den g e g e n w ä r t i g e n vergleichbar sind, während die N i e d e r s c h l ä g e um 43 000 aBP höher sind als heute, um danach abzu- nehmen. Zwischen 31 000 und 26 000 aBP deutet eine geringfügige N i e -
der schlagszunahme auf besondere Klimabedingungen (HEUSSER et a l . 1981). Bei nur geringen Temperaturschwankungen zwischen 43 000 und 14 000 aBP zeigt die rekonstruierte Niederschlagskurve relativ geringe Werte nach c a . 26 600 aBP bis etwa 14 000 aBP. ö s t l i c h der Anden werden für die Zeit zwischen c a . 30 000 und 10 000 aBP relativ kühle und trockene Klimaverhältnisse (temperierte Wüste, D ' A N T O N I 1983) be- schrieben, die im Holozän von warm-trockenen abgelöst werden.
Im tropischen Südamerika häufen sich die Zeugen einer pluvialen Phase zwischen ca. 20 000 und über 30 000 aBP ( S E R V A N T 1984, O C H S E - NIUS 1982). Hohe S e e s t ä n d e werden vom bolivianischen Altiplano beschrie- ben ( S E R V A N T 1984). Radiokarbondaten verschiedener Playas der Atacama (letzte lakustrische Phase vor über 27 500 aBP, OCHSENIUS 1982) und paläoökologische Rekonstruktionen anhand der j u n g q u a r t ä r e n Megafauna scheinen feuchtere Klimabedingungen infolge kühlerer Temperaturen und/oder vermehrter Niederschläge zu b e s t ä t i g e n .
2.5 Antarktika
Aus A n t a r k t i k a ist über den Zeitabschnitt zwischen 40 000 und 20 000 aBP recht wenig bekannt. Die alpinen Gletscher der Antarktis kulminieren zuletzt zwischen etwa 120 000 und 70 000 aBP und im Holozän; die E i s - schilde haben ihr letztes Maximum zwischen etwa 22 000 und 17 000 aBP ( C L A P P E R T O N et a l . 1982, D E N T O N 1984). Vor über 25 000 aBP sind die Temperaturen in Antarktika vermutlich w ä r m e r als nach 25 000 aBP (LORIUS et al. 1981). Um 40 000 aBP weist eine plötzliche C 02- Änderung auf eine Klimaänderung, wenngleich die Ursachen der C 02 - Änderungen bisher nicht bekannt sind (LORIUS 1984).
2.6 Die Ozeane der Südhemisphare
Uber die Ozeane der Südhemisphäre im Zeitabschnitt zwischen 40 000 und 20 000 aBP gibt es zahlreiche Abhandlungen. Dabei wird entweder das gesamte Q u a r t ä r oder das L G M behandelt. Schwierigkeiten bereitet eine Zusammenstellung der p a l ä o k l i m a t i s c h e n V e r h ä l t n i s s e für den A b - schnitt 40 000 bis 20 000 aBP. Für den östlichen ä q u a t o r i a l e n Pazifik fällt der Abschnitt 40 000 bis 20 000 aBP mit größeren Windgeschwindig- keiten zusammen; um 36 000 aBP führt eine v e r s t ä r k t e meridionale Komponente der Passat winde zu einem s t ä r k e r e n Auftrieb des Perustromes (ROMINE 1982). Dieser K l i m a - E i n s c h n i t t um 35 000 aBP zeigt sich auch in den Rekonstruktionen der Meeresspiegelschwankungen; um bzw. kurz nach 30 000 aBP erfolgt ein neuer Anstieg, der vor allem durch zahlreiche
1 4C - D a t e n belegt wird ( C H A P P E L L et al. 1978).
2.7. Zusammenfassung: 40 000 - 20 000 aBP
Zwischen 40 000 und 20 000 aBP vollzieht sich der Ubergang vom letzteiszeitlichen Interstadial (oder Interglazial, vgl. WEST 1984) zum l e t z t - eiszeitlichen Maximum. Ab 35 000 aBP gibt es aus allen Gebieten (Land wie Ozeane und Eisschilde) Hinweise auf abnehmende Temperaturen.
Dabei scheinen die polnäheren Gebiete zuerst von den Klimaveränderungen (teils geringere Temperaturen, teils auch g r ö ß e r e Trockenheit) e r f a ß t zu werden.
Nach 25 000 und vor 20 000 aBP haben sich vielerorts hochglaziale V e r h ä l t n i s s e eingestellt, so beispielsweise bei den alpinen Gletschern der neuseeländischen Alpen. Die randtropischen pluvialen S e e s t ä n d e dieser Zeit resultieren aus einem Wasserüberschuß bei relativer A r i d i t ä t . Die s p ä t l e t z t e i s z e i t l i c h e Aridität macht sich in den extrem ariden Gebieten (Atacama, zentrale Namib) eher (ab ca. 26 000 aBP) bemerkbar als in den semi-ariden Gebieten. Kurzfristige Fluktuationen der hygrischen und thermischen V e r h ä l t n i s s e zwischen c a . 35 000 und 26 000 aBP können mit der Umstellung von interstadialen/interglazialen zu eiszeitlichen Z i r - kulationsbedingungen in Zusammenhang gebracht werden. Der hohe relative Meeresspiegel um 30/28 000 aBP fällt mit einem leichten Anstieg der Temperaturen zusammen ( C H A P P E L L et al. 1978).
3. Ca. 18 000 aBP (LGM = Late Glacial Maximum)
Über das L G M liegen zahlreiche zusammenfassende Darstellungen vor (z.B. CLIMAP-Project Members 1976, P E T E R S O N et a l . 1979, S T R E E T 1981, GOUDI 1983).
3.1 Afrika südlich des Äquators
Ohne Ausnahme weisen alle P a l ä o k l i m a d a t e n aus dem südlichen A f r i k a darauf ( V A N Z I N D E R E N B A K K E R 1982), daß die Zeit um 18 000 aBP die k ä l t e s t e Phase während der letzten 125 000 aBP ist. In Transvaal und in Gebirgen werden Temperaturabsenkungen bis zu 9,5°C vermutet, in k ü s t e n n ä h e r e n Gebieten nur bis zu 5,5°C. Um 18 000 aBP ist es relativ trocken; lediglich geomorphologische Indizien belegen eine h ö h e r e effektive Feuchtigkeit für manche Gebiete (HEINE 1981, 1982). Die ariden und semi-ariden Regionen werden durch äolische Prozesse charakterisiert, die auf s t ä r k e r e Winde schließen lassen. Dafür sprechen ebenfalls die p a l ä o - botanischen Beobachtungen. Ungünstige Bedingungen (kühle Temperaturen, geringe N i e d e r s c h l ä g e , Verarmung der T i e r - und Pflanzenwelt etc.) führen zu einer Abnahme der Besiedlungsdichte der steinzeitlichen Bevölkerung.
3.2 Australasien südlich des Äquators
In Australasien ist das L G M kühler und trockener als die Gegenwart.
Um 17 000 aBP ist die Baumgrenze in Neuguinea am s t ä r k s t e n erniedrigt;
gleichzeitig sollen die Gletscher hier wie in Tasmanien ihre maximale Ausdehnung erreicht haben. In den Snowy Mountains bilden sich kleine Gletscher. Die mittlere Temperaturabsenkung wird auf 6 - 10°C ge- s c h ä t z t . In Nordost-Queensland herrscht das trockenste K l i m a des S p ä t - q u a r t ä r s . In Inneraustralien trocknen die meisten Seen aus und sind seit- dem trocken geblieben; die letzte Phase ausgedehnter Wüstendünenbildung findet statt. Bereits vor 20 000 aBP (zusammen mit der Aridifikation Inneraustraliens) beginnt der Gletscherrückzug in den Snowy Mountains,
während in Neuguinea und Tasmanien das Zurückweichen der Gletscher und die Anhebung der Baumgrenze nicht vor 15 000 aBP einsetzt ( B O W L E R et al. 1976, LÖFFLER 1980). Kurz nach 17 000 aBP muß mit einem raschen Anstieg der Temperaturen gerechnet werden ( L A N G F O R D - S M I T H 1982). Die äolischen Sandablagerungen in West-Australien ( W Y R W O L L et al. 1976), die einer im L G M intensivierten Passatzirkulation zugeschrieben werden, und die Staubsedimente der Tiefseebohrungen im östlichen Indi- schen Ozean weisen auf eine Schwächung der Passat winde ab 17/16 000 aBP hin; damit beginnt das Spätglazial vor Nordwest-Australien früher als vor Nordwest-Afrika ( S A R N T H E I N et a l . 1982).
3.3 Neuseeland
Aufgrund zahlreicher Klimazeugen (fossile Pollen, marine Fossilien, Glazialablagerungen, Höhlensinter) datiert S A L I N G E R (1984) das L G M auf über 20 000 aBP (26 000 - 22 000 aBP) für Neuseeland. Isotopen- Untersuchungen an Höhlensintern belegen, daß auch das Temperaturmini- mum ( - 5 ° C gegenüber heute) in dieser Zeit zu suchen ist. Um 18 000 aBP herrscht eine sehr starke Westwindzirkulation über Neuseeland; der Quarzgehalt entsprechender Meeressedimente östlich der Inseln zeigt maximale Werte. Der nördliche Teil Nordseelands scheint arider und der südliche T e i l feuchter als heute zu sein. Die Kumara 22 -Vergletscherung, die nicht das Ausmaß der Kumara 2 x -Gletscher zeigt, wird heute auf etwa 18/17 000 aBP datiert (s. Kap. 2.3).
3.4 Sudamerika sudlich des Äquators
Über die Gletschergeschichte der südamerikanischen Anden im t r o p i - schen wie auch a u ß e r t r o p i s c h e n Bereich während des L G M s ist viel dis- kutiert worden ( M E R C E R 1983, P O R T E R 1981, C L A P P E R T O N 1983).
Demnach könnte der LGM-Maximalvorstoß der Gletscher zwischen 28 000 und 20 000 aBP gelegen haben ( C L A P P E R T O N 1983); weitere Vorstöße werden für das südchilenische Seengebiet um 20 000 aBP (PORTER 1981) und kurz nach 13 000 aBP genannt. In Peru wird ein markanter Vorstoß um 14 000 aBP datiert ( M E R C E R 1983, 1984, S E R V A N T 1984). Die paläoökologischen Befunde belegen für das L G M im allgemeinen trockenere Klimabedingungen; in der temperierten Zone Südchiles sind Temperaturen und Niederschläge geringer als heute (HEUSSER et al. 1981, HEUSSER 1983), während in der subtropischen Zone südlich von Santiago die Som- mertemperaturen um ca. 5°C tiefer und die Niederschläge um 100%
höher liegen (HEUSSER 1983). Die Westwindzone scheint demnach während des L G M s weiter nach Norden zu reichen als heute.
Deutliche Hinweise liegen für aridere V e r h ä l t n i s s e aus dem feucht- tropischen Südamerika vor (STREET 1981, S E R V A N T 1984). Geomorpho- logische und paläozoogeographische Untersuchungen belegen savannenartige V e g e t a t i o n s v e r h ä l t n i s s e und eine intensive Zerschneidung für das Amazo- nas-Becken vor mehr als 10 000 aBP ( T R I C A R T 1975, 1977, DE MEIS et al. 1979, R O H D E N B U R G 1982, S E M M E L 1982, BIBUS 1983). Zuverlässige Chronostratigraphien wurden bisher aus dem tropischen Südamerika a u ß e r - halb der Andenregion nicht publiziert.
3.5 Antarktika
Zwischen ca. 22/21 000 und 17 000 aBP wird für A n t a r k t i k a die LGM-Vergletscherung (Inlandeise) angegeben ( D E N T O N 1984, D E N T O N et a l . 1981). Aus Eisprofilen wird anhand minimaler 61 80 - W e r t e das L G M ermittelt und in Analogie auf 18 000 aBP datiert (auf die Problema- tik dieser Datierung soll hier nicht eingegangen werden, vgl. LORIUS et al. 1981, J O U Z E L et al. 1982, L O R I U S 1984). Das L G M hat in A n t a r k t i k a etwa 8 - 10°C k ä l t e r e Temperaturen als das Holozän. Um 18 000 aBP ist ein Ansteigen der Zufuhr kontinentalen Staubes um den Faktor 20 im Eis nachzuweisen. G r ö ß e r e H u m i d i t ä t der zirkumant arktischen Ozean- regionen ( J O U Z E L et a l . 1982) lassen sich aus Deuterium-Werten in V e r - bindung mit den 61 80 - W e r t e n ableiten. Die Temperaturerniedrigung A n t - arktikas hat einen größeren Temperaturgradienten und damit h ö h e r e Wind- geschwindigkeiten während des L G M s zur Folge (LORIUS 1984); dies wiederum führt zu h ö h e r e n Akkumulationsraten in A n t a r k t i k a und einer Ausdehnung des Meereises ( H A Y S 1978, B U R C K L E et al. 1982).
3.6 Die Ozeane der Südhemisphäre
Die umfangreiche Literatur über die Ozeane und deren Sedimente während des L G M s kann hier nicht wiedergegeben werden. Auf die Bedeu- tung der Z u s a m m e n h ä n g e zwischen A n t a r k t i k a und den südhemisphärischen Ozeanen sowie den Klimaverhältnissen der Kontinente und Inseln der Süd- halbkugel hat V A N Z I N D E R E N B A K K E R als erster nachdrücklich hinge- wiesen (vgl. vor allem: V A N Z I N D E R E N B A K K E R 1978). Für die ozeani- schen Paläoenvironments rings um A f r i k a gibt V A N Z I N D E R E N B A K K E R (1982) eine Zusammenschau. Nach C L I M A P Project Members (1976) sind die g r ö ß t e n negativen Temperaturabweichungen um 18 000 aBP in den Gebieten mit v e r s t ä r k t e n Auftriebswassern zu suchen sowie im N o r d - atlantik und Nordpazifik. Im ä q u a t o r i a l e n Pazifik wird die geringe Abküh- lung von v e r s t ä r k t e n Winden bei einer allgemeinen Intensivierung der Zirkulation begleitet ( M O O R E et a l . 1980). Im Atlantischen Ozean sind die Temperaturunterschiede im L G M vergleichbar mit denen im Pazifik, während im Indischen Ozean geringere Temperaturanomalien auftreten ( P R E L L et a l . 1979, HUTSON 1979, C L I M A P Project Members 1976, V A N Z I N D E R E N B A K K E R 1982). Für alle Ozeane werden um 18 000 aBP s t ä r k e r e Winde belegt. Schwierigkeiten bei den P a l ä o k l i m a - R e k o n - struktionen bereiten einerseits die Ungenauigkeit der Tiefseesediment- Datierung und andererseits Fragen der Interpretation der Befunde. Neuere Untersuchungen ( B U R C K L E et a l . 1982, N E W E L L et a l . 1984) b e k r ä f t i g e n die Vermutung, daß um 18 000 aBP die jahreszeitlichen Unterschiede nur mit nicht-aktualistischen Modellvorstellungen zu e r k l ä r e n sind (HEINE 1983).
3.7 Zusammenfassung: 18 000 aBP (LGM)
Das L G M beginnt mit einer Temperaturabnahme um 35 000 aBP auf der Südhalbkugel im ä u ß e r t r o p i s c h e n Bereich, um dann bereits zwischen 26 000 und 22 000 aBP die geringsten Temperaturen und ausgedehntesten
Vergletscherungen alpinen Typs aufzuweisen. In subtropischen und t r o p i - schen Gebieten scheinen die g r ö ß t e n Temperaturabsenkungen erst s p ä t e r - um 18 000 aBP - aufzutreten, die dort mit dem Höhepunkt der L G M - zeitlichen Zirkulationsverhältnisse und der damit verbundenen Aridität e i n - hergehen. Das L G M muß daher bei Rekonstruktionsversuchen der P a l ä o - environments als in Raum und Zeit dynamisch angesehen werden. Nur so ist zu e r k l ä r e n , daß die relativ großen thermischen und hygrischen Schwankungen nicht gleichsinnig ablaufen und gleichzeitig auftreten. Im Vergleich zur Nordhalbkugel wird deutlich, daß die Südhemisphäre h i n - sichtlich der Ereignisse (maximale L G M - a l p i n e Gletscherbildung, maximale L G M - A r i d i t ä t ) der Nordhemisphäre um einige Jahrtausende voranzueilen scheint.
4. Holozänes Klimaoptimum
Aus dem Anstieg des Meeresspiegels seit dem L G M wird auf das A b - schmelzen der letztglazialen Gletscher geschlossen, wobei der Meeres- spiegelanstieg einerseits auf eine g r ö ß e r e A r i d i t ä t und andererseits auf h ö h e r e Temperaturen oder beides zurückgeführt werden kann. Der Anstieg des Meeresspiegels wird zwischen 17 000 (14 000) bis 6 000 (7 000) aBP ( N A K I B O G L U et a l . 1983) bzw. ab 18 000 aBP (CRONIN 1983) datiert.
Auf der Südhalbkugel fällt das holozäne Klimaoptimum in die Zeit des Meeresspiegelanstiegs.
4.1 Afrika südlich des Äquators
Aus dem tropischen Afrika liegen verschiedene Hinweise auf holozäne Temperaturmaxima vor ( F L E N L E Y 1979, H A M I L T O N 1982), jedoch ist nicht sicher, in welchen engeren Abschnitt zwischen ca. 10 000 und 4 000 aBP das holozäne Klimaoptimum datiert werden soll, da es vermutlich mit einer pluvialen Phase zwischen ca. 12 000 und 8 000 (6 000) aBP zusammenfällt ( H A M I L T O N 1982).
Auch im südlichen A f r i k a bereitet die Altersstellung Schwierigkeiten.
V A N Z I N D E R E N B A K K E R (1980) vermutet aufgrund der Angaben von H A Y S et a l . (1976) für den südlichen Ozean, daß das Klimaoptimum um oder kurz nach 9 000 aBP gelegen hat. Jüngere Untersuchungen zur holo- zänen Paläoökologie des Kaplandes ( D E A C O N et al. 1984) datieren das Klimaoptimum zwischen 8 000 und 4 000 aBP.
4.2 Australasien südlich des Äquators
Zwischen 8 000 und 5 000 aBP sind die Temperaturen in den Gebirgen Neuguineas um 1-2°C w ä r m e r als heute (BOWLER et a l . 1976). Für Australien werden die w ä r m s t e n Temperaturen zu Beginn des Holozäns (ca. 10 000 - 5 000 aBP) vermutet; Schwierigkeiten bei der Rekonstruk- tion der T e m p e r a t u r v e r h ä l t n i s s e bereiten die hygrischen Schwankungen des frühen Holozäns, die sowohl die geomorphologisch-pedologischen als auch die biotischen Prozesse stark beeinflußt haben. Nur aus Tasmanien liegen P a l ä o t e m p e r a t u r w e r t e , basierend auf Höhlensintern, vor, die belegen,
daß bei relativ feuchten Bedingungen im frühen Holozän vor über 6 000 aBP die Temperaturen höher als heute sind ( G O E D E 1984, C O L H O U N et al. 1982).
4.3 Neuseeland
Für Neuseeland beschreibt S A L I N G E R (1984) das holozäne Temperatur- maximum um 9 000 aBP (10 000 - 8 000 aBP). Der tropische Einfluß auf das K l i m a im Osten und Nordosten Neuseelands ist größer, die B e - deutung der Westwindzone a b g e s c h w ä c h t ; dies führt zu etwa 1°C höheren Temperaturen und ein wenig humideren Bedingungen mit Ausnahme des südlichsten Teils der Südinsel, wo es um 9 000 aBP etwas arider ist.
4.4 Sudamerika südlich des Äquators
In der g e m ä ß i g t e n Zone Chiles wird der Abschnitt zwischen ca. 9 400 und 7 400 aBP als w ä r m s t e r und trockenster des Holozäns genannt (HEUSSER 1983); im temperierten Argentinien ist es zwischen 8 500 und 7 000 (5 000) aBP am trockensten ( M A R K G R A F 1984). Bereits um 12 000 aBP wird jedoch ein weiteres Maximum der Sommertemperaturen belegt (HEUSSER et al. 1981). Im tropischen und subtropischen Südamerika ver- wehrt die Überlagerung hygrischer und thermischer Klimaschwankungen im frühen Holozän die klare Ausgliederung eines holozänen Klimaoptimums.
4.5 Antarktika
Die w ä r m s t e Periode der Nacheiszeit wird für Antarktika zwischen 11 000 und 8 000 aBP angenommen (LORIUS et al. 1981), während die Periode zwischen 8 000 und 4 000 aBP die k ä l t e s t e Zeit des Holozäns ist (LORIUS 1984). Im Holozän rücken die alpinen Gletscher in Antarktika vor ( D E N T O N 1984).
4.6 Die Ozeane der Südhemisphare
Das Temperaturmaximum des Holozäns tritt in den Ozeanen der Süd- halbkugel um 9 400 aBP auf (LORIUS et al. 1981, HA YS 1978, HA YS et al. 1976, O L A U S S O N 1984). Unabhängig von der holozänen Temperatur- entwicklung in Antarktika und in den Ozeanen der Südhalbkugel steigt der Meeresspiegel bis ca. 6 500 - 6 000 aBP an ( C H A P P E L L 1983, T H O M 1983, M E L V I L L E 1984). Auf den Inseln in den südlichen Ozeanen folgt die Vegetationsentwicklung dem Temperaturanstieg zeitlich verschoben ( Y O U N G et al. 1973).
4.7 Zusammenfassung: Holozänes Klimaoptimum
Die Daten aus Antarktika, den südlichen Ozeanen, Neuseeland und Tasmanien, die auf Isotopen-Untersuchungen fußen, belegen ein holozänes
Temperaturmaximum zwischen 10 000 und 9 000 aBP. Die palynologischen Befunde aus Südchile/Südargentinien, Südafrika, Australien, Tasmanien und Neuseeland fügen sich relativ gut zu einem Bild zusammen, das gemeinsame Züge hinsichtlich der V e r ä n d e r u n g e n der allgemeinen Z i r k u l a - tion und der Vegetationsgeschichte zeigt. Die Beobachtungen machen deutlich, daß die Vegetationsentwicklung mit einer zeitlichen Verzögerung der Temperaturentwicklung nachfolgt. Weiterhin ergibt sich, daß - aus- gehend vom Eishaushalt des antarktischen Kontinents - das K l i m a g e - schehen zuerst der südlichen Kontinentteile der Südhemisphäre, s p ä t e r auch der subtropischen und tropischen Regionen beeinflußt wird. Die in Antarktika belegte kalte holozäne Periode zwischen 8 000 und 4 000 aBP wird durch aridere, zugleich jedoch relativ warme Bedingungen im heute semi-ariden Südafrika und Südamerika belegt; in Neuseeland beendet diese Periode das holozäne Klimaoptimum.
5. Abschließende Bemerkungen
Die knappe Aneinanderreihung a u s g e w ä h l t e r Fakten zur j u n g q u a r t ä r e n Klimageschichte der Südhemisphäre zeigt (vgl. Abb. 1 und 2), daß ther- mische und hygrische V e r ä n d e r u n g e n nicht als chronostratigraphische Bezugsmarken benutzt werden dürfen, da diese in Raum und Zeit nicht gleichgerichtet verlaufen müssen. Wohl aber läßt sich ein Trend der Klimaentwicklung erkennen. Werden die geowissenschaftlichen Befunde hinsichtlich der Temperaturentwicklung interpretiert, so ergibt sich ab ca. 35 000 aBP eine Abkühlung, die ab ca. 25 000 aBP schnell zum Temperaturminimum führt. Auf der Südhemisphäre liegt das Temperatur-
minimum aufgrund der Datierungen der Radiokohlenstoffmethode bei ca.
18 000 aBP und aufgrund der Datierungen der Ionium/Uran- bzw. P r o - taktinium/Uran-Methoden zwischen 25 000 und 20 000 aBP. Dieser Befund beleuchtet auch die Diskrepanz zwischen beiden Methoden hinsichtlich der Datierung des L G M s (vgl. HENNIG et al. 1984). Ab ca. 18 000 aBP steigen die Temperaturen an, um zwischen 10 000 und 9 000 aBP ihr holozänes Maximum zu erreichen. Für die tropisch-wechselfeuchten Gebiete bringt das Temperaturmaximum pluviale Bedingungen, die dort infolge s t ä r k e r e r Bewölkung zu verminderten Temperaturen führen; erst nach der frühholozänen pluvialen Zeit steigen dort infolge abnehmender Bewölkung die Temperaturen auf ihr holozänes Maximum (zwischen 8 000 und 4 000 aBP, je nach Region). Wir müssen somit zwischen einem s ü d h e m i s p h ä r i - schen "globalen" j u n g q u a r t ä r e n Temperaturgang und "regionalen" Tempera- turkurven unterscheiden. Gleiches gilt für die hygrische Entwicklung auf der Südhalbkugel. Pluviale Bedingungen lassen sich bis ca. 35 000 aBP be- legen. Zwischen ca. 35 000 und 25 000 aBP deuten hygrische Schwankun- gen auf die Phase der Umstellung der Zirkulationsverhältnisse von inter- stadialen zu stadialen Bedingungen. Ab 25 000 aBP herrschen in den e x - tremen Wüsten Namib und Atacama aride V e r h ä l t n i s s e , die anschließend auch die R a n d w ü s t e n und Savannen und schließlich die Feuchttropen be- einflussen. Zwischen 19 000 und ca. 13 000 aBP ist es am trockensten im Vergleich zu heute. Mit Ausnahme der extremen Wüsten bestimmen pluviale Bedingungen das frühe Holozän in fast allen Gebieten. Von diesem
"globalen" Trend der H u m i d i t ä t s e n t w i c k l u n g im J u n g q u a r t ä r weichen
einige Regionen ab; so führt eine geringe n o r d w ä r t i g e Verlagerung der Westwindzone im L G M zu feuchteren Verhältnissen am Südsaum der ariden Gebiete (z.B. Chile). Auch können orographische Bedingungen (v.a.
Gebirge) regional zu abweichenden hygrischen V e r ä n d e r u n g e n führen. Wie bei den Temperatur-Trends ist auch bei den H u m i d i t ä t s - T r e n d s neben
"globalen" mit "regionalen" Entwicklungen zu rechnen. Nur die Zusammen- schau aller p a l ä o k l i m a t i s c h e n Befunde unter Berücksichtigung der oft starken regionalen Besonderheiten kann zu einer exakten Rekonstruktion der j u n g q u a r t ä r e n Klimageschichte führen.
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Anschrift des Verfassers:
Prof. Dr. K L A U S HEINE, Institut für Geographie der Universität, Univer- s i t ä t s s t r . 31, D-8400 Regensburg.
