Das Klima der Nordhalbkugel zur Zeit des Inlandeisaufbaus zwischen etwa 35000 und 25000 vor heute — erdkunde

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E R D K U N D E

Band 46, Heft 3/4 Boss-Verlag, Kleve Dezember 1992

Die Beiträge v o n B u r k h a r d Frenzel, T h o m a s v a n der H a m m e n u . A n t o i n e M . Cleef,

Stefan H a s t e n r a t h , B r u n o Messerli et al., Roger S. P u l w a r t y et al., Wolfgang Weischet u . Simsek P a l a , M a t t h i a s W i n i g e r et al. sowie M a s a t o s h i Yoshino sind d e m l a n g j ä h r i g e n M i t h e r a u s g e b e r der E r d k u n d e ,

W I L H E L M LAUER, z u m 7 0 . G e b u r t s t a g gewidmet.

D A S K L I M A D E R N O R D H A L B K U G E L Z U R Z E I T D E S I N L A N D E I S A U F B A U S Z W I S C H E N E T W A 3 5 0 0 0 U N D 2 5 0 0 0 V O R H E U T E

Mit 5 Abbildungen und Anhang

B U R K H A R D F R E N Z E L

Summary: Climate in the Northern Hemisphere during the formation of the inland ice masses between about 35 000 to 25 000 B.P.

T h e climatic conditions existing just before the inland ice masses and mountain glaciers advanced, which later on formed the Late Wisconsian, U p p e r Wiirmian moraine system, are discussed controversially. In general it is held that in Siberia at that time warm and moist interglacial climates favoured a strong northward expansion of the boreal forests to the present-day tundra zone, whereas in other regions, such as North America, inland ice masses are considered to have already existed. An attempt is presented here to reconstruct the climate of the Northern Hemisphere for the time between approximately 35 000 to 25 000 years B.P. (^{1 4}C-ages), using a wealth of data from the broad geological, geomorphological and paleoecological literature.

T h e period mentioned was climatically complicated. A precise dating was not possible due to the repeated diffi- culties in the 1 4C - d a t i n g s of that time. T h u s only interstadial conditions were used here without relying on more or less exact datings.

Evidently no moist and warm climates existed at that time, neither in the Northern Hemisphere in general nor in Siberia. O n the contrary, the climate was colder than today all over the Northern Hemisphere, most of all in the more northerly latitudes. There existed a strong moisture gra- dient from very moist conditions in subtropical and tropical zones to extremely dry climates in present-day temperate and boreal to arctic zones. Sea ice seems to have covered the North Atlantic much more intensively at that time than it does today, and strong westerly winds seem to have brought moisture to the northwestern parts of the continents. In North America and perhaps in Scandinavia, too, inland ice masses already existed at that time.

1 Einleitung

Die Zahl der nordhemisphärischen Inlandeis- phasen pro Eiszeit ist umstritten. In Mitteleuropa wird in der Regel angenommen, daß sich mindestens

während der Letzten Eiszeit, möglicherweise aber auch während vorangegangener Eiszeiten, jeweils nur ein einziger Vorstoß des Inlandeises von Skandi- navien her oder aus den Alpen ereignet habe. Diese Ansicht beruht darauf, daß hier bislang keine all- gemein akzeptierten Beweise für mehrfache, vonein- ander deutlich getrennte Inlandeisphasen pro Eiszeit erbracht worden sind, wenn sich auch die Befunde mehren, die in Europa mindestens im Falle der Letz- ten Eiszeit für mehrere Inlandeisphasen sprechen (DE

B E A U L I E U e t a l . 1 9 9 1 , Ö E B O T A R E V A u . M A K A R Y Ä E V A

1974, D R I C O T et al. 1991, F R E N Z E L 1991a, L A R S E N U . S E J R U P 1 9 9 0 , M A N G E R U D 1 9 9 1 , M O J S K I 1 9 9 1 , P E T E R - SEN u. K R O N B O R G 1991, S C H L Ü C H T E R 1991; vgl. hier- zu aber auch A N U N D S E N 1990, H A E B E R L I 1991, M E N - K E 1991; weitere russische Literatur in F R E N Z E L

1987). Dem stehen zahlreiche Beobachtungen mehr- facher Inlandeisvorstöße der Letzten Eiszeit in Nord- amerika gegenüber. Über sie berichteten zusammen- fassend F U L T O N (1984), F U L T O N et al. (1986a, b),

H I L L A I R E - M A R C E L u. C A U S S E (1989) und R I C H M O N D

u. F U L L E R T O N (1986). B O U L T O N et al. (1985) haben aber versucht, ihren zeitlichen R a h m e n mit den Schwankungen der l sO - K u r v e n der Tiefseeaufzeich- nungen zu vergleichen und sie zu einem Bild der Eis- massengenese zusammenzuschließen.

Ähnliche Beobachtungen mehrerer Inlandeis- phasen der Letzten Eiszeit liegen auch besonders aus Sibirien vor. In ihnen spielt das Karga-Interglazial/

Interstadial eine große Rolle. Es soll die Letzte Eiszeit von etwa 55 000/50 000 vor heute (v. h.) bis ungefähr 25 000 v. h. unterbrochen haben, wobei es den aus der frühen Letzten Eiszeit stammenden Zyrjanka- Gletschervorstoß von dem späteren Sartan-Vorstoß getrennt habe. Hierbei wird in der Regel angenommen, daß das Klima zur Zeit optimaler Verhältnisse des Karga-Interglazials/Interstadials deutlich wär- mer und feuchter gewesen sei als das der Gegenwart

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(vgl. K I N D 1974, K I N D U . L E O N O V 1982; weitere Lite- ratur in F R E N Z E L 1991b). Die Problematik des Nach- weises dieser ausgeprägten Warmzeit liegt in zweier- lei: Einerseits basiert die stratigraphische Zuordnung in starkem Maße auf 1 4C-Datierungen, die in diesen Fällen oft schon oberhalb von 35 000 bis 40000 J a h - ren unendlich sind oder schlecht zu den übrigen stratigraphischen Befunden passen (zur Kritik derartiger Daten: F R E N Z E L 1991b, 1992; K I N D 1982;

L A Z A R E V U . T O M S K A J A 1987). Andererseits unter- scheidet sich die Fauna mariner Sedimente des Karga-Interglazials/Interstadials nur kaum von der des vorangegangenen Kazancevo-Interglazials, das dem Eem-Interglazial entspricht. Dies führte dazu, daß K R U P N I K et al. (1990) hinsichtlich der nördlichen Taimyr-Halbinsel skeptisch waren, ob nicht beide Transgressionen ein und dasselbe Ereignis gewesen seien (so auch F R E N Z E L 1991b, mit weiterer Litera- tur). Schließlich wird wiederholt darauf aufmerksam gemacht, daß manche Befunde für den fraglichen Zeitraum auf deutlich ungünstigere klimatische Verhältnisse verweisen, als bislang als sicher angenommen worden war (Altai: N I K O L A E V A et al. 1989, botanische Reste; Umgebung von Novosibirsk mindestens z. T. aus dieser Zeit: N I K O L A E V A et al. 1989, botanische Reste; Ostseite der Halbinsel Jamal:

V A S I L C H U K U . T R O F I M O V 1984, 1 60 /1 80 in Boden- eis; Tschuktschen-Halbinsel, Gebiet von Bilibinsk:

L O 2 K I N et al. 1988, botanische Reste; Nordost-Jaku- tien: V A S I L C H U K 1988, 1989, 1990; V A S I L C H U K et al.

1985, 1 60 /1 80 - V e r h ä l t n i s aus Bodeneis).

Obwohl also gerade diese Warmzeit noch manche Frage nach ihrer richtigen stratigraphischen Zuord- nung offen läßt, wird aus dem Vorangegangenen doch deutlich, daß im vorliegenden Falle die Zeit des zu untersuchenden Inlandeisaufbaus definiert werden muß. Trotz aller regionaler Unterschiede ist bekannt, daß der letzte, entscheidende Inlandeisvor- stoß in weiten Teilen der Nordhalbkugel kurz nach etwa 25 000 bis 23 000 v. h. erfolgt war. Er hatte zu denjenigen Bedingungen geführt, die C L I M A P

( 1 9 8 1 ) für etwa 1 8 000 v. h. hinsichtlich der Ober- flächentemperaturen der Weltmeere, F R E N Z E L et al.

( 1 9 9 2 ) aber für die nordhemisphärischen Festländer untersucht hatten. Für die meisten Festlandsteile der Nordhalbkugel gilt, daß dies die Entstehungszeit der klassischen J u n g - E n d m o r ä n e n gewesen ist. Nach allem, was bis heute bekannt wurde, hat es sich damals aber nicht um einen einheitlichen Gletscher- vorstoß gehandelt, der überall auf der Nordhalbkugel zur selben Zeit die maximale Ausdehnung erreicht hatte (vgl. D R E I M A N I S 1 9 9 1 , F R E N Z E L et al. 1 9 9 2 , G E R A S I M O V U . V E L I C H K O 1 9 8 2 ) . Aber mit dieser Ein-

grenzung ist etwas über die zeitliche Größenordnung der Entstehung der äußeren J u n g - E n d m o r ä n e n ge- sagt. Es wird aber noch nicht derjenige Zeitraum, innerhalb dessen sich die Inlandeismassen gebildet hatten, umschrieben. B Ü D E L (1960) hatte noch angenommen, daß es in der von ihm beschriebenen

„Würmkaltzeit" nur eine einzige einheitliche, große Vereisungsphase gegeben habe, mit einerlangen Zeit des Eisaufbaus. Demgegenüber hoben B O U L T O N et al.

(1985) hervor, daß sich mindestens in Skandinavien das Inlandeis erst intensiv seit dem Ende des Dene- kamp-Interstadials, also gegen etwa 29 000 v. h. gebildet habe, und H A E B E R L I (1991) sowie K R A Y S S U .

K E L L E R (1991) erörterten die hiermit zusammen-

hängenden paläoklimatischen, glaziologischen und quartärgeologischen Probleme. J A C O B S (1985) be- tonte aber, daß das Middle Wisconsin, von etwa 65 000 bis 23 000 v. h. ein einziges Interstadial gewesen sei.

Die BÜDELsche Ansicht wird heute wohl von kei- nem mehr geteilt. Wann aber die Inlandeismassen, die schließlich die klassischen J u n g - E n d m o r ä n e n geschaffen hatten, entstanden sind, ist unklar. Es kommt hinzu, daß einerseits u m etwa 30 000 v. h. in den späteren Inland- oder Gebirgsvergletscherungs- gebieten nur mehr wenig organisches Material abge- lagert worden ist, das später zu Datierungen hätte genutzt werden können. Anschließend wurden die Verhältnisse noch ungünstiger. Es fehlt dann also mindestens in den heutigen gemäßigten und kalten Breiten an datierbarem organischen Material, so daß der vermutlich fehlerhafte Eindruck entstehen kann, Vulkane Kamtschatkas und der Kurilen seien entweder nur um 40 000 bis 25 000 v. h., oder erst nach 10 000 v. h. ausgebrochen (Datenliste bei M E L E K E S -

üev et al. 1988). Andererseits sind die heutigen 1 4C - Gehalte von Proben dieses Alters schon derart gering, daß jede nachträgliche Störung im Kohlenstoffiso- topengehalt des damals entstandenen organischen Materials zu erheblichen Verfälschungen führen muß. Aus diesem G r u n d e wird hier der recht weite Zeitraum von etwa 35 000 bis 25 000 v. h. betrachtet, obwohl bekannt ist, daß er klimageschichtlich nicht einheitlich war. Denn in ihn waren j a in Europa die Interstadiale Hengelo und Denekamp sowie ihre Äquivalente gefallen; aus Sibirien werden Warm- phasen des bereits erwähnten Karga-Interglazials/

Interstadials und die hierin eingebettete KonoSele- Kaltzeit beschrieben ( K I N D 1974, K I N D U . L E O N O V

1982, L O S K I N 1990, L A U C H I N U . R Y B A K O V A 1982), aus Nordamerika aber das mehrgliedrige Farmdalian

( F U L T O N et al. 1986a, b; R I C H M O N D U . F U L L E R T O N

1986). Dennoch, jede zeitliche Präzisierung in einem

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Burkhard Frenzel: Das Klima der Nordhalbkugel zwischen 35 000 und 25 000 vor heute 167 bestimmten Gebiet schließt Betrachtungen anderer

Gebiete, in denen die betreffenden Bildungen nicht so exakt haben datiert werden können, aus. Es scheint daher beim gegenwärtigen Kenntnisstand besser zu sein, sich ein zeitlich breiteres Bild zu ver- schaffen, das später präzisiert und berichtigt werden muß, als eine zu hohe Genauigkeit der Datierung vorzutäuschen.

Es wird also im Folgenden versucht werden, für den Zeitraum von etwa 35 000 bis 25 000 v. h. das Klima der Nordhalbkugel zu rekonstruieren. Die Altersdaten können nur den ungefähren R a h m e n abstecken. Es sind die generellen Tendenzen der damaligen Klimaentwicklung wichtig, nicht die Einzel- heiten. Dieser Zeitraum ist schon bei F R E N Z E L et al.

(1992) paläoklimatologisch behandelt worden. Im vorliegenden Falle werden aber einerseits im Anhang die zu Grunde liegenden Daten aufgeführt, und es werden andererseits einige Korrekturen an dem bereits veröffentlichten Bild anzubringen sein, wie sie sich aus der inzwischen publizierten Literatur er- geben.

2 Rekonstruktionsversuch des Klimas zwischen 35 000 und 25 000 v. h.

Die verschiedenen Klimaparameter des hier interessierenden Zeitraumes werden aus den damaligen Verbreitungsmustern klimaabhängiger Erscheinun- gen der Biosphäre und der Geosphäre und aus dem Gehalt an stabilen Isotopen in Grundwasser, Boden- eis und Knochen ermittelt. Hierbei ist zu beachten, daß die Lebensgemeinschaften damals in der Regel deutlich anders zusammengesetzt waren als heute, so daß nur in seltenen Fällen direkte Entsprechungen heutiger Gegebenheiten im fossilen biologischen Material gefunden werden können. Es kommt hinzu, daß Verbreitungsareale der einzelnen Sippen des Tier- und Pflanzenreiches damals wie heute sowohl von den klimatischen Bedingungen als auch von Wandermöglichkeiten und von den für die Wande- rungen zur Verfügung stehenden Zeiträumen abhin- gen. Da die Klimageschichte des hier interessierenden Zeitraumes recht komplex gewesen ist, kann nicht damit gerechnet werden, daß die entsprechen- den Verbreitungsareale stets ausnahmslos durch das Klima bestimmt worden sind. Eine alleinige Analyse der ehemaligen Verbreitungsareale mehrerer Sippen des Tier- und Pflanzenreiches und die Klimarekon- struktion aus der Uberschneidung dieser Areale in gewissen Klimagebieten ( G R I C H U K 1969), sind somit kein sicherer Hinweis auf die quantitativen Werte

des damaligen Klimas. Im Folgenden werden daher nicht einzelne Verbreitungsareale, sondern der Ge- samtcharakter der damaligen Lebensgemeinschaften zur quantitativen Ermittlung des Klimas genutzt, und zwar im Vergleich zu den klimatischen Bedin- gungen ihrer heutigen nächsten Verwandten. Soweit möglich, wurden auch abiotische Klimaindikatoren verwandt, wie die Verbreitung des Dauerfrostes.

Doch auch dieser Indikator zeigt den Einfluß des Klimas nicht unmittelbar, da Charakter und Offen- heit der ehemaligen Vegetation das Verbreitungs- gebiet und die Strukturen des Dauerfrostes beeinflus- sen. Natürlich sind auch quantitative Abschätzungen über den Eishaushalt, wie sie B O U L T O N et al. (1985) vorgelegt haben, sehr wertvoll. M a n m u ß sich aber stets darüber im klaren sein, daß die auf den genannten, recht verschiedenen Wegen ermittelten Klima- daten der Vergangenheit nur erste Annäherungen darstellen, die die Tendenz anzeigen für das, was ehe- mals gewesen ist. Der einzelne Wert kann verschiedentlich recht ungenau sein. Schon aus diesem G r u n d wurde im vorliegenden Falle jeder Klima- wert, der gegen über denen der Nachbarschaft deutlich abweicht, zwar registriert; er wurde aber nicht zur Ableitung paläoklimatisch extremer Zustände genutzt, denn auch hier gilt, daß der generelle Ein- druck der damaligen Klimagestaltung wichtig ist, nicht die Ausnahme. Dieses Prinzip wurde im übri- gen stets bei den Rekonstruktionen der Projekt- gruppe „Terrestrische Paläoklimatologie" des Klima- programms der Bundesregierung befolgt ( F R E N Z E L

et al. 1992).

2.1 Mitteltemperaturen des kältesten Monats

Die in Abb. 1 enthaltenen Werte stellen Abwei- chungen gegenüber den heutigen Mittelwerten des kältesten Monats dar. Dies gilt sinngemäß auch für die Abb. 2 bis 4. Eine Festlegung auf J a n u a r oder Februar der Zeit zwischen 35 000 und 25 000 v. h. ist meist unerheblich. Die zeitliche Lage des kältesten Monats dürfte damals wie heute überdies vom generellen Klimacharakter abgehangen haben.

In Nordamerika fallt die Ausbuchtung der Iso- linien im Inneren des Kontinentes nach Süden auf.

Sie ähnelt sehr stark derjenigen, die für die Zeit um 18 000 v. h. für Nordamerika ermittelt worden ist

( F R E N Z E L et al. 1992). Der nach Süden gerichtete Temperaturgradient war aber zur Zeit des vermuteten Inlandeisaufbaus in Nordamerika offenbar geringer als während der maximalen Vereisung gegen 18000 v. h. Die große Ähnlichkeit im Verlauf der Ab- weichungen der mittleren Temperaturen des kälte-

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Abb. 1: Mitteltemperatur des kältesten Monats 35 000 bis 25 000 vor heute in Relation zur Gegenwart M e a n temperature of the coldest month 35 000 to 25 000 B.P. compared to the present situation

sten Monats in der hier interessierenden Zeit gegen- über 18 000 v. h. legt aber den Schluß nahe, daß in Nordamerika auch schon gegen 35 000 bis 25 000 v. h.

Inlandeis vorhanden gewesen sein muß. Es scheint vor allem den Laurentischen Schild bedeckt zu haben. Hierauf wird später erneut zurückzukommen sein.

In Europa ist ebenfalls eine südwärts gerichtete Ausbuchtung der Linien gleicher Temperaturabwei-

chungen des kältesten Monats gegenüber heute zu erkennen. Sie war aber unverhältnismäßig viel geringer als zum Hochstand der Letzten Inlandvereisung (FRENZELet al. 1992). Andererseits bestanden damals offenbar im südlichen Mitteleuropa und im nörd- lichen Mittelmeergebiet erstaunlich hohe Tempe- raturgradienten (gegenüber heute). Dies läßt für den damaligen kältesten Monat einerseits an starke polare Einflüsse im nördlichen Mitteleuropa denken,

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Burkhard Frenzel: Das Klima der Nordhalbkugel zwischen 35 000 und 25 000 vor heute 169

Abb. 2: Mitteltemperatur des wärmsten Monats 35 000 bis 25 000 vor heute in Relation zur Gegenwart M e a n temperature of the warmest month 35 000 to 25 000 B.P. compared to the present situation

im Süden aber an eine mildernde Wirkung dort häufig wandernder Tiefdruckgebiete.

Es scheint so, als habe auch Ostsibirien damals einen beträchtlichen Einfluß kalter Luftmassen wäh- rend des Winters erlebt.

Für die spätere Betrachtung des Wasserhaushaltes ist es wichtig festzuhalten, daß die Temperaturen des kältesten Monats selbst in der tropisch-subtropischen Region etwa 2 °C unter den heutigen gelegen hatten.

2.2 Mitteltemperaturen des wärmsten Monats

Vermutlich gilt die Darstellung der Abb. 2 besonders für den Monat Juli, vielleicht mit der Ausnahme der auch damals recht ozeanischen Klimate des nordwestlichen Nordamerikas und Westeuropas im un- mittelbaren Küstenbereich, wo die höchsten mittleren Sommertemperaturen im August erreicht worden sein dürften. Es erscheint müßig, darüber zu speku-

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Abb. 3: Jahresmitteltemperatur 35 000 bis 25 000 vor heute in Relation zur Gegenwart M e a n annual temperature 35 000 to 25 000 compared to the present situation

lieren, ob der zu dieser Zeit abgesenkte Spiegel des Weltmeeres eine Kontinentalisierung des Klimas heutiger Flachlandsküstenbereiche bedeutet hat, da das Ausmaß der Meeresspiegelabsenkung wenig bekannt ist. L O 2 K I N ( 1 9 7 7 ) wollte hierdurch allerdings die hohen Temperaturen des Karga-Interglazials auf der Kesselinsel (Neusibirische Inseln) erklären. Die von ihm genutzten Altersdaten wurden jedoch später als unzutreffend erkannt ( M A K E E V et al. 1 9 8 9 ) . Sie bezie- hen sich offenbar auf letztinterglaziale Schichten.

M a n erkennt, daß auch die Mitteltemperaturen des wärmsten Monats im tropisch-subtropischen Bereich etwas niedriger als heute waren. Von be- sonderer Bedeutung ist aber die südwärts gerichtete Ausbuchtung der Isolinien der Temperaturabwei- chungen des wärmsten Monats im Zentrum Nord- amerikas. Sie bestätigen den aus Abb. 1 hervorgegan- genen Eindruck schon damals vorhandener größerer Inlandeismassen im Nordteil Nordamerikas. Dem- gegenüber läßt sich in Nordostsibirien kaum noch ein

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Burkhard. Frenzel: Das Klima der Nordhalbkugel zwischen 35 000 und 25 000 vor heute 171 abkühlender Einfluß während des damaligen Som-

mers gegenüber heute erkennen, und auch die ab- kühlende Wirkung in Europa war unvergleichlich viel schwächer als während des Winters. Sollte also schon Eis in Skandinavien vorhanden gewesen sein, kann es weder mächtig, noch weit verbreitet gewesen sein.

2.3 Jahresmitteltemperaturen

Abb. 3, die aus unabhängigen Daten gewonnen worden ist, nicht aber auf einer Mittelung der Tem- peraturen des kältesten und wärmsten Monats beruht, bestätigt den Eindruck der Abb. 1 und 2. Da diese Jahresmitteltemperaturen nicht n u r in Nord- amerika, sondern auch in Europa und in Ostsibirien gegenüber heute stark abgesunken waren und sich die Isolinien beträchtlich nach Süden vorgeschoben hatten, m u ß der Einfluß des Winterhalbjahres auf die Klimagestaltung doch recht beträchtlich gewesen sein. Es wird außerdem wiederum deutlich, daß auch der tropisch-subtropische R a u m ein kühleres Klima erlebt hat als in der Gegenwart.

Das heutige Gebiet des Dauerfrostes wird gut durch den Verlauf der - 2 ° bis - 3 °C Jahresisotherme umschrieben. Besonders in seiner Nordhälfte wird das Dauerfrostareal gegenwärtig durch aktive Neu- bildung des Permafrostes und durch gleichzeitig intensive Thermokarsterscheinungen charakteri- siert. In diesem Zusammenhang ist recht bemerkens- wert, daß mehrfach aus dem nordsibirischen R a u m für die hier interessierende Zeit von etwa 35 000 bis 25 000 v. h. sowohl weit verbreitete Thermokarst- erscheinungen erwähnt wurden, als auch damals neu entstehende, mächtige und breite Eiskeile und Segre- gationseis. Gute Beschreibungen der Thermokarst- becken und ihrer organogenen Füllungen liefern etwa V A S I L C H U K U . T R O F I M O V ( 1 9 8 4 ) für den Ostteil der Halbinsel J a m a l ; L O £ K I N ( 1 9 9 0 ) für die Große Ljachovinsel; M A K E E V et al. ( 1 9 8 9 ) für die Kessel- insel; T O M I R D I A R O et al. ( 1 9 8 4 ) und V A S I L C H U K ( 1 9 8 8 ) für die L e n a m ü n d u n g ; K A P L I N A U . L O 2 K I N ( 1 9 7 7 ) , L A U C H I N U . R Y B A K O V A ( 1 9 8 2 ) , L A U C H I N e t a l . ( 1 9 8 6 ) , V A S I L C H U K ( 1 9 8 8 , 1 9 9 0 ) , V A S I L C H U K e t a l . ( 1 9 8 5 ) für das Gebiet zwischen J a n a und Kolyma;

L O 2 K I N ( 1 9 8 9 ) , L O 2 K I N e t a l . ( 1 9 8 8 ) u n d V A S I L C H U K ( 1 9 8 9 ) für die Tschuktschenhalbinsel und den nörd- lichen Uferbereich des Ochotskischen Meeres. Ü b e r intensive gleichzeitige Eiskeilbildung in diesem R a u m berichten aber L A U C H I N et al. ( 1 9 8 6 ) , V A S I L C H U K ( 1 9 8 8 , 1 9 8 9 , 1 9 9 0 ) , V A S I L C H U K U . T R O F I M O V ( 1 9 8 4 )

sowie V A S I L C H U K et al. ( 1 9 8 5 ) . Die Prozesse der Dauerfrostbildung müssen damals also in Nord- und

Nordostsibirien höchst intensiv gearbeitet haben.

Dies verweist zwar auf relativ hohe Sommertempera- turen etwa ähnlich den heutigen, aber auch auf sehr kalte Winter. Das Bild der in Abb. 3 für Nord- ostsibirien dargestellten Jahresmitteltemperaturen dürfte also im wesentlichen nicht falsch sein.

2.4 Jahresniederschlagssumme

Es gibt streng genommen keine Möglichkeit, die ehemalige Jahresniederschlagssumme unmittelbar zu bestimmen. Die genutzten Klimaindikatoren der Vergangenheit zeigen stets Bilanzen an, die heutigen Niederschlagssummen zugeordnet werden können.

D a aber in den Wasserhaushalt einer Landschaft auch die Temperaturen wesentlich eingehen, sind die in Abb. 4 enthaltenen Angaben keine direkten Hin- weise auf die Höhe der damaligen Niederschläge. Es kommt hinzu, daß in mehreren Lokalitäten lediglich der Nachweis geführt werden kann, daß die Feuchte- verhältnisse günstiger oder schlechter als heute gewesen sind, ohne sie quantifizieren zu können. Daher kann Abb. 4 in noch viel stärkerem M a ß e als die vor- ausgegangenen Abbildungen nur Tendenzen ver- deutlichen, ohne daß den genannten Werten eine zu hohe quantitative Bedeutung beigemessen werden sollte.

Es fällt auf, daß die Nordhalbkugel hinsichtlich der

„Jahresniederschlagssummen" zonal zweigeteilt gewesen zu sein scheint: Die südlichen Breiten hatten gegenüber der Gegenwart eine deutliche Verbesse- rung des Wasserhaushaltes erfahren, die nördlichen aber eine Verschlechterung. In den südlichen Breiten ist sicher die oben erwähnte Abnahme der Tempera- turen während des gesamten Jahres zu berücksich- tigen. Dies m u ß dort zu einer Verringerung der potentiellen Evaporation u m etwa 500 m m geführt (ermittelt aus Fiziko-geografiteskij Atlas Mira, Mos- kau 1964) und damit eine Verbesserung des Wasser- haushalts ausgelöst haben. D a aber die quantitative Bestimmung des damaligen Wasserhaushalts der südlichen Landschaften noch nicht weit genug voran- geschritten ist, bleibt vorläufig noch offen, ob die er- wähnte Temperaturverminderung gegenüber den heutigen Werten ausgereicht hat, um die tropisch- subtropische Feuchtezunahme im Vergleich zur Gegenwart vollauf zu erklären.

Der Nordteil Nordamerikas und der Nordwest- europas fallen durch stark verminderte Nieder- schläge auf. Da hier die Temperaturabsenkung gegenüber der Gegenwart sehr beträchtlich gewesen ist (Abb. 1-3), kann in diesem Falle nicht an den- selben Mechanismus gedacht werden wie hinsichtlich

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+ 100 .+200

+2 00 +300

+2 00

+ 3 0 0 +200 + 100

Abb. 4: Jahresniederschlag 35 000 bis 25 000 vor heute in Relation zur Gegenwart Annual precipitation 35 000 to 25 000 B.P. compared to the present Situation

der südlichen Breiten. Hierauf wird weiter unten zurückzukommen sein.

2.5 Abweichungen der Jahresniederschlagssummen zwischen 35 000 und 25 000 v. h. gegenüber denen um 18 000 v. h.

Das Klima der Festländer war zum Hochstand der letzten Inlandvereisung (etwa um 18 000 v. h.) unge- wöhnlich trocken ( F R E N Z E L et al. 1 9 9 2 ) . U m etwaige

Unterschiede in der Feuchteverteilung zur Zeit des vermuteten Inlandeisaufbaus gegenüber dem Hoch- stand der anschließenden Vereisung herauszuarbei- ten, ist daher in Abb. 5 der Versuch unternommen worden, die Differenzen im Wasserhaushalt beider Zeiträume darzustellen. Es wird deutlich, daß es auf der Nordhalbkugel zwischen 35 000 und 25 000 v. h.

nahezu überall wesentlich feuchter gewesen ist als gegen 18 000 v. h. Dies betrifft vor allem den tro-

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+400 + 3 0 0 \ +C0 0

+ 2 0 0 \ \ \ + 6 0 0

+ 7 0 0

+ 100.

+400+.500 +200,

- V . / ( C + « N N + 3 0 0 / +400

+500

+600 + 700

+ 100 +200 +800s

+ 900

+400

•+500

+ 2 0 0 - + 3 0 0 - . + 6 0 0

+ 700 +800

+500

+ 4 0 0 — + 5 0 0 . +600-U

+ 700 + 800

+ 700 +800

Abb. 5: Jahresniederschlag 35 000 bis 25 000 vor heute gegenüber den Werten während des Vereisungsmaximums u m 20000 bis 18 000 vor heute

Differences of mean annual precipitation between 35 000 to 25 000 B.P. and 20 000 to 18 000 B. P.

pisch-subtropischen Bereich, aber auch den Nord- westen Nordamerikas. In sehr viel geringerem Maße gilt dasselbe für die ozeanischen Gebiete Nordeura- siens.

Bemerkenswerte Ausnahmen von diesem generellen Bild scheinen nur Nordost-Sibirien und der Süd- westen der heutigen USA gewesen zu sein. In Nord- ost-Sibirien war es zwischen 35 000 und 25 000 v. h.

anscheinend nur wenig feuchter als um 18 000 v. h.,

falls von den dort auch damals feuchteren Becken- oder Flußlandschaften abgesehen wird, einschließ- lich der bereits erwähnten, weit verbreiteten Thermokarsterscheinungen; im Südwesten Nord- amerikas stand aber damals wesentlich weniger Was- ser zur Verfügung als gegen 18 000 v. h. Es drängt sich der Eindruck auf, daß die Lage dieses relativen Trockengebietes und diejenige des Gebietes verstärk- ter Niederschläge zwischen 35 000 bis 25 000 v. h. in

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Tabelle 1: Höhenlage des Meeresspiegels in der Zeit um 35 000 bis 25 000 vor heute Global sea level at about 35 000 to 25 000 B.P.

Autor Gebiet

Höhenlage des Meeresspiegels gegen heute

Datierung, v. h. Bemerkungen

A R C H I P O V

(1969)

A R S L A N O V

et al. (1975)

B E R G E R S E N u . F O L L E S T A D ( 1 9 7 1 ) B L A C K W E L D E R

et al. (1979)

C A N N

et al. (1988)

C E R E T E L I U . M A J S U R A D S E

(1980)

C H E N

et al. (1985)

E I N S E L E

et al. (1975)

E M I L I A N I

et al. (1975)

F E Y L I N G - H A N S S E N

(1978)

L I N

et al. (1989)

L O S K I N ( 1 9 7 7 )

M I L L I M A N U . E M E R Y (1968)

M Ö R N E R (1969)

E R B A K O V

et al. (1979)

S O M A Y A J U L U

et al. (1985)

Taimyr-Halbinsel,

M ü n d u n g der M a l a j a Cheta, nw. von Dudinka

Schwarzmeerufer vom Kaukasus bis zur Halbsinsel Kertsch, Suvo£-Terrasse

Stavanger, Sandnes Nord- und Süd-Carolina Süd-Australien,

Gulf St. Vincent

Grusinien, Schwarzmeerküste

Ostchina-See

Mauretanien, Küstenlinie

„des Inschirians"

Golf von Mexico, nordöstlicher Teil Arktisches C a n a d a , Broughton Island

Halbinsel Kola

Ostchinasee vor Schanghai, Sehu-Transgression

Kesselinsel, Neusibirische Inseln

Atlantische Küste der USA Süd-Schweden, Schonen, Götaälv-Tal

Schwarzes Meer, Nordufer

Staat G u j a r a t , Halbinsel Saurashtra, Vorderindien

etwa 0 m N N

ähnlich dem heutigen

+ 50 bis + 60 m N N etwa

- 20 m N N - 2 2 , 0 bis - 2 2 , 5 m N N - 2 8 , 0 m + 18 bis + 20 m, bzw. + 10 bis + 12 m - 5 0 , 0 m + 4 bis + 6 m nicht viel unter heutigem Niveau hochgelegene marine Sedimente hochgelegene marine Sedimente etwa - 30 m N N

Insel am Festland angeschlossen

etwa wie heute etwa wie heute mutmaßlich bei

- 50 bis - 60 m N N Nack G u p t a + 2 bis + 6 m N N

27000 bis 23 000 38 730 ± 9 9 0 , 33 600 ± 5 7 0 42 000 bis 28 000 32 000 bis 22 000

zwischen 40 000 und 31000 gegen 36 000 35 300, 31300

zwischen 35 000 und 25 000 40 000 bis 30 000 um 30 000 zwischen 46 950 ± 2050 und 28 000

± 1 8 0 0 / - 1500 zwischen 4 6 5 4 0 ± 1 7 7 0 und 33 650 ± 400 nach 50 000 (40 000 doch vor Kältemaximum der letzten Eiszeit) gegen 2 9 7 5 0 ± 1 1 0 0 und

28 200 ± 1000

zwischen 35 000 und 32 000 29 000 bis 27 000 vor 18 000 bis 20 000 gegen 30 000

großenteils Hebungsgebiet isostatische H e b u n g e n

Hebungsgebiet

Hebungsgebiet?

isostatische Hebungen

Datierung unzutreffend,

möglicherweise letztes Interglazial:

M A K E E V et al. (1989)

isostatische H e b u n g e n keine klare Befunde für die Tiefenlage nach Autoren kein Hinweis für Berechti- gung dieser A n n a h m e

(11)

Autor Gebiet

Höhenlage des Meeresspiegels gegen heute

Datierung, v. h. Bemerkungen

V A S I L C H U K ( 1 9 8 8 )

V N U É K O V e t a l . ( 1 9 7 6 )

ARSLANOV e t a l . ( 1 9 8 8 )

L e n a - M ü n d u n g , Bukovskij-Halbinsel

Westküste des Japanischen Meeres, zwischen Zaliv Vostok und R u d n a j a

Nordufer des Kaspischen Meeres

Meer m u ß nah gewesen sein, da damals ent- standene Eiskeile

> 0 , 2 g Salz pro Liter enthalten im S: - 2 6 bis

- 1 9 m N N , im N: - 44 bis

- 3 8 m N N bis - 22 m unter dem heutigen Spiegel

zwischen

4 0 8 0 0 ± 1 2 0 0

und noch vor

2 8 5 0 0 ± 1 6 9 0

zwischen

> 4 2 0 0 0 und

2 6 7 4 0 1 4 0 0

zwischen

7 8 4 0 0 ± 2 6 0 0 u n d 2 4 2 0 0 ± 7 0 0

tektonische Verstellungen

präzisere Datierung noch nicht gelungen

Nordwest-Nordamerika zwei Facetten desselben Bil- des sind, nämlich einer verstärkten zonalen Zirkula- tion zur Zeit des Inlandeisaufbaus über dem östlichen Pazifik. Dies sollte in den intramontanen Becken- landschaften des südwestlichen Nordamerikas zu deutlichen Föhneffekten geführt haben, bei gleich- zeitigem Einfluß der wahrscheinlich schon vorhande- nen Inlandeismassen weiter im Norden.

3 Diskussion

B O U L T O N et al. (1985) hatten darauf aufmerksam gemacht, daß der Gang des Aufbaus und Abschmel- zens der Laurentischen Inlandeismassen im Verlauf der Letzten Eiszeit - mit Ausnahme ihres Hoch- standes gegen 18 000 v. h. - nicht recht zu den aus den 1 60 /1 80 - G e h a l t e n benthischer und planktischer Foraminiferen ermittelten Schwankungen der Eis- massen der Erde paßten. Es wurde hieraus geschlossen, daß bisher entweder das Ausmaß des Eisabbaus während einzelner Interstadiale überbewertet worden ist oder daß schon während der Interstadiale ein Eisaufbau erfolgt sei, oder aber schließlich, daß sich der Aufbau des arktischen, antarktischen und grön- ländischen Inlandeises nur z. T. in Phase mit dem des laurentischen entwickelt habe. Es fragt sich, wie weit die hier vorgelegten Beobachtungen zu diesem Problem etwas zu sagen haben.

Aus mehreren Gebieten der Erde liegen inzwischen Beobachtungen über die Position des Meeresspiegels für den Zeitraum von etwa 35 000 bis 25 000 v. h. vor (Tab. 1). Aus ihnen wird deutlich, daß der Meeres- spiegel damals, abgesehen von tektonisch oder isosta- tisch bewegten Gebieten, unter dem heutigen Niveau gelegen hatte, aber auch deutlich über demjenigen

zur Zeit der maximalen Vereisung. Der Unterschied in der Höhenlage des Meeresspiegels zwischen 35 000 und 25 000 v. h. auf der einen Seite und der Gegen- wart auf der anderen ist allerdings derart groß, daß die Erklärung dieser Tatsache durch eine thermisch bedingte größere Dichte des Meerwassers ausschei- det. Es m u ß vielmehr angenommen werden, daß bereits an mehreren Stellen der Nordhalbkugel Inland- eismassen vorhanden gewesen sind. Die Abb. 1 bis 4 weisen in dieselbe Richtung. Dies betrifft vor allem Nordamerika, in sehr viel geringerem Maße aber offenbar Nordeuropa. Verschiedentlich ist bereits über derartige Eismassen berichtet worden oder sie sind indirekt erschlossen worden. D R E I M A N I S U .

K A R R O W (1972) erwähnten sie für den Zeitraum

zwischen 32 000 und 23 000 v. h. aus dem Tal des St. Lorenzstromes, ohne daß dieses Eis jedoch das Becken des Erie- und Ontariosees oder auch die Appalachen bedeckt habe. W I N T E R S et al. (1988) berichteten dasselbe für das Cherrytree Stade (37 500 bis 32 500 v. h.) aus Ontario u n d dem nordwestlichen Pennsylvanien und generell für die Zeit zwischen 40 000 und 30 000 v. h. für den östlichen Abfluß der Großen Seen. E M I L I A N I et al. (1975) erschlossen aus den Gehalten stabiler Isotope in der Nordostecke des Golfes von Mexiko, daß gegen 30 000 v.h. ein großer, aber dünner laurentischer Eisschild vorhanden gewesen sein müsse. K I N G (1969) gab für die östliche Baffin Insel, King Kater Halbinsel, eine Eisbe- deckung von mindestens 34000 bis 10 000 v. h. an,

M O S H E R et al. (1989) berichteten von eisrandnahen Sedimenten zwischen dem klassischen Late Wiscon- sin und mindestens 32 000 v. h. auf dem Festland- sockel südlich vor Neu-Schottland, und D R E I M A N I S

(1991) faßte alle derartigen Beobachtungen für Nord- amerika zusammen, M A N G E R U D (1991) diskutierte

(12)

aber Entsprechendes für das skandinavische Hoch- gebirge. V A N H U S E N (1982) beschrieb schließlich für die Zeit von 27 000 v. h. aus den Ostalpen ein sehr charakteristisches Aufdämmen der Haupttäler; vorher finde sich dort kein Hinweis auf eine nennens- werte Vergletscherung.

Werden diese Beobachtungen mit denen der Tab. 1 und denen, die in den Abb. 1 bis 4 enthalten sind, verglichen, dann erkennt m a n , daß tatsächlich zwischen etwa 35 000 und 25 000 v. h. vor allem auf dem Laurentischen Schild, vermutlich aber auch schon in Skandinavien, Inlandeismassen vorhanden gewesen sind. Diejenigen Nordamerikas hatten sogar bereits eine große Ausdehnung; die Massen dürften dort aber keineswegs so mächtig gewesen sein, wie wäh- rend des Hochglazials. Das skandinavische Eis war offenbar wesentlich geringer entwickelt, wenn auch sein Einfluß auf die Klimagestaltung Europas schon fühlbar geworden war. Unter diesem Gesichtswinkel drängt sich als Erklärung für die zur Zeit des Inland- eisaufbaus (35 000 bis 25 000 v. h.) so geringen J a h - resniederschläge in Nordwesteuropa (Abb. 4) die Vermutung auf, daß der Nordatlantik schon stark von Meereis bedeckt gewesen sei. Tatsächlich wird dies durch Analysen an Tiefseebohrkernen bestätigt (frdl. mdl. Mitteilung von Prof. Sarnthein, Kiel).

K U H L E (1987, 1988) hatte die paläoklimatologisch interessante Hypothese geäußert, das tibetische Hochplateau habe schon früh während der Letzten Eiszeit ein Inlandeis von etwa 2,5 Millionen k m2 ge- tragen und dieses Eis habe seinerseits die später er- folgte nordische Vereisung ausgelöst. M a n könnte somit auch annehmen, der in der Zeit um 35 000 bis 25 000 v. h. abgesenkte Meeresspiegel gehe auf das tibetische Inlandeis zurück. Tatsächlich war aber das Hochland von Tibet zwischen etwa 68 000 v. h. (TL- Datierungen) und dem Spätglazial von zahlreichen sehr großen Seen bedeckt, vom Südfuß des Karako- rum im Westen bis mindestens zum Zentrum des Plateaus (Gebiet der Straße von Golmud im Norden nach Lhasa im Süden) im Osten ( F A N G 1991, F O R T et.

al. 1989, Li et al. 1989, W A N G 1990; F R E N Z E L : noch unveröffentlichte Ergebnisse einer Expedition nach Osttibet 1989, unter der Leitung der Professoren J . Hövermann und J . Li). Vor dem Rand einer ehe-

maligen großen Gebirgsvergletscherung stehen am Südfuß des T a n g gu la schan sowie zwischen So hsien und Ding ching weiter im Osten mehrere Meter mächtige Lösse an, in denen sehr gut entwickelte fossile Böden, teils mit Toncutanen, zu finden sind, ohne daß diese Lösse von Till bedeckt sind. Eine umfassende rasterelektronenmikroskopische Analyse von Quarzkornoberflächen ( F R E N Z E L U . L I U 1993)

oberflächennaher Sedimente Osttibets verweist nur innerhalb der Gebirge, die durchgehend höher als etwa 4 9 0 0 m sind, auf ehemaligen Gletschereinfluß, nicht aber auf eine Vergletscherung des gebirgsfernen Plateaus. Entsprechendes berichteten B U R B A N K U . C H E N G ( 1 9 9 1 ) über die Geschichte der Vergletsche- rung am M o u n t Everest. Aus diesen Beobachtungen m u ß insgesamt geschlossen werden, daß es das tibetische Inlandeis nicht gegeben hat, somit sein ver- meintliches Eisvolumen auch nicht den Stand des Meeresspiegels zwischen etwa 35 000 und 25 000 v. h.

beeinflußt haben kann.

L O E W E (1971) hatte die klimatischen Bedingungen zur Zeit der Entstehung des laurentischen Inland- eises untersucht. Er war zu dem Schluß gekommen, daß eine Absenkung der Mitteltemperaturen um etwa 6 °C, wie sie damals als wahrscheinlich betrachtet worden war, allein nicht ausgereicht habe, um die Inlandeismassen entstehen zu lassen. Abb. 1 bis 3 lehren, daß die Absenkung der Temperaturen in der Nähe der entstehenden Inlandeismassen offenbar größer gewesen ist, als es L O E W E ( 1 9 7 1 ) noch hatte annehmen müssen. Außerdem verdeutlicht Abb. 5, daß damals Nordamerika im Vergleich zu hochgla- zialen Zeiten von Westen her beträchtliche Feuchtig- keitsmengen erhalten hatte. In abgeschwächtem Maße traf das anscheinend auch für Nordost-Nord- amerika zu. Außerdem zeigt sich aber auch, daß es sich damals nicht um einen vollständigen Neuaufbau des Inlandeises gehandelt hatte, sondern daß schon beträchtliche Eismassen vorhanden gewesen waren.

Dies bestätigt die Richtigkeit der Überlegungen

B O U L T O N S e t a l . ( 1 9 8 5 ) .

Andererseits sind die damalige Akkumulation des Inlandeises und sein Anwachsen zu den späteren ge- waltigen Eisdomen unter ganz anderen klimatischen Bedingungen erfolgt, als sie am Ende des Letzten Interglazials geherrscht hatten. M a n m u ß offenbar zwischen zwei verschiedenen Typen des Inlandeis- aufbaus unterscheiden:

1) Während eines zu Ende gehenden Interglazials wurde das Klima zwar schnell kalt, es war aber anfangs, verglichen mit späteren Abschnitten der an- schließenden Eiszeit, noch recht feucht. Hieraus m u ß gefolgert werden, daß damit große Inlandeis- massen schnell entstanden sein können, daß es sich bei ihnen aber im wesentlichen um recht beweg- liche, temperierte Gletscher gehandelt habe, die einerseits wegen ihrer guten Beweglichkeit geo- morphologisch wirkungsvoll geworden sein dürf- ten, deren Eismassen beim Abschmelzen unter im- mer noch nicht zu extremen Klimaverhältnissen aber auch zu recht großen Schmelzwassermassen

(13)

geführt haben müssen. Auch diese sollten eine hohe geomorphologische Wirksamkeit entfaltet haben. H A E B E R L I (1991) diskutierte diese Mög- lichkeit auch für die Zeit kurz vor 18 000 bis 20 000 v. h. im Falle des Rhönegletschers.

2) Der Aufbau der großen Inlandeismassen mitten innerhalb einer Eiszeit, also so, wie er hier betrachtet worden ist, ging von einem bereits deutlich winterkälteren und trockeneren Klima aus. Die Ungunst des Klimas hatte schnell zugenommen.

Sie führte zu extrem niedrigen Temperaturen und Niederschlagssummen (für Europa vgl. F R E N Z E L

1980a, für die Nordhalbkugel F R E N Z E L et al. 1992).

Derartige Bedingungen sollten zwar anfangs temperierte Gletscher haben entstehen lassen. Doch diese wandelten sich schnell in kalte Gletscher u m , als sich der Dauerfrost rasch ausbreitete. Das extrem trocken-kalte Klima, das sich zur Zeit der maximalen Ausdehnung dieser Gletschermassen eingestellt hatte, könnte aber zu einem intensiven Sublimieren des Eises geführt haben, so daß die geomorphologische Wirksamkeit derartiger Glet- schervorstöße gar nicht so groß gewesen zu sein braucht ( D R E I M A N I S 1977, F R E N Z E L 1980b).

Diese Fragen sollten in verstärktem M a ß behandelt werden, da sie möglicherweise Einblicke in Grund- prinzipien der Klimaentwicklung gewähren können.

Hierbei sollten - im Gegensatz zu der vorliegenden Betrachtung - nicht zwei Phasen der Klimageschichte als statische Einheiten miteinander verglichen werden, sondern es sollten Prozeßanalysen betrieben werden. Dies müßte im regionalen Rahmen unter unter- schiedlichen klimatischen Rahmenbedingungen er- folgen. Von einer derarten Analyse sind wir noch weit entfernt, doch ist dies wohl der Weg, auf dem die zukünftigen Arbeiten der paläoklimatologischen Projektgruppen des Klimaforschungsprogramms der Bundesregierung voranschreiten werden.

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