Neue Erkenntnisse

Die erbohrten Sedimente reichen zurück bis in die späte Kreidezeit vor etwa 80 Millionen Jahren. In diesen alten Sedimenten, die hauptsächlich aus Sand- und Tonstein bestehen, finden sich verklumpte Überreste von Foraminiferen, die darauf schließen lassen, dass der Lomonosov Rücken früher zu den flachen Küstengewässern des Barents-Kontinentalschelfs gehört hat und erst im Laufe der Zeit Richtung Nordpol gewandert ist [Moran u.A. 2006].

Die Arktis während des PETM

Darstellung der Ergebnisse von ACEX
Abbildung 9: Zusam- menfassung aller Ergebnisse von ACEX. a: rechte Box: Das alter basiert auf paläo- magnetischer Stratigraphie (rote Kreise), biostratigra- phischen Daten (Dinozysten, blaue Rauten; Dinoflagellaten, grüne Dreiecke) und ein paar kalkhaltigen Fossilien (orange Quadrate), die am besten in b zu sehen sind. Der Rahmen zeigt die Position von b. Die beiden kleinen Bilder zeigen Azolla (oben) und Apectodinium (unten). Mittlere Box: Lithologie. Linke Box: Übergang von der Treibhaus- zur Eishauswelt. In der Zeit der Übergansperiode gibt es nur wenig Sedimente. Die Dichte nimmt in Treibhaus- u. Eishauswelt jeweils mit der Tiefe zu. b: Zeigt die Sedi- mentationsraten der letzten 5 Millionen Jahre. Symbole wie in a; die Rahmen zeigen die Positionen von c und d. c: Ein Beispiel von gröberen Sedi- ment vor 3,2 Millionen Jahren. d: Zeigt Grobkörnigkeit der Sedimente in den letzten 1,5 Millionen Jahren. [Moran u.A. 2006]

Auch während des Paläozän befand sich der Lomonosov Rücken noch in flachen Küstengewässern und wurde stark durch den Süßwassereintrag von Flüssen beeinflusst. Beispielsweise lassen sich in den betreffenden Sedimente viele Pollen und Sporen von Landpflanzen, sowie Reste von Dinoflagellaten, die nährstoffreiches Wasser benötigten und mit der geringen Salinität zurecht kommen, finden. Zusätzlich sind die Werte des BIT-Indizes – einem Maß für die Menge von Material, dass vom Land durch Flüsse eingebracht wird, relativ zu organischem, marinen Substanzen – sehr hoch, was die These vom Küstengewässer stützt.

Der Mangel an kalkhaltigen Mikrofossilien in den Schichten des späten Paläozäns verhinderte die Bestimmung der Oberflächentemperatur des Meeres (sea surface temperature (SST)) mit gebräuchlichen Methoden. Dank des neu entwickelten Paläothermometers TEX86 ließen sich die Temperaturen dennoch berechnen. TEX86 basiert auf der Verteilung der Membranlipide des Einzellers Crenarchaeota. Die Verteilung ist unabhängig vom Nährstoffgehalt und der Salinität des Wasser und verläuft bemerkenswert linear zu SSTs im Bereich von ~10 bis ~28°C.

Die Oberflächentemperatur des Meeres betrug demnach damals etwa 18°C. Während des PETM stiegen die Temperaturen auf ~23 bis knapp 24°C an (vgl. Abb. 10). In den entsprechenden Sedimentschichten lassen sich große Mengen der subtropischen Dinoflagellatenart Apectodinium finden, die sonst nur in niedrigeren Breiten beheimatet war. Zu dieser Zeit schien auch der Meerespiegeln anzusteigen, denn die Werte des BIT-Indizes sinken in den Ablagerungen des PETM. Rückstände aus dem Meer nehmen relativ zu den Rückständen vom Land zu. Das Auftreten von laminierten Sedimenten und das fehlen von benthischen Foraminiferen deuten zusätzlich darauf hin, dass das Bodenwasser während des PETM anoxisch wurde. Funde von photosynthetischen, grünen Schwefelbakterien lassen darauf schließen, dass das Bodenwasser euxinisch (anoxisch und sulfidisch) war. Die euxinischen Bedingungen lassen sich vermutlich auf einen erhöhten Frischwassereintrag, einen höheren Nährstoffgehalt des Wasser sowie höhere SSTs zurückführen. Die mangelnde Durchmischung von Oberflächen- und Tiefenwasser führte dazu, dass das Oberflächenwasser auch weiter von der Küste entfernt einen geringen Salzgehalt hatte, was das Wachstum von Dinozysten, die dem gegenüber tolerant waren, begünstigte.
Gegen Ende des PETM nimmt der BIT wieder zu, der Meerespiegel sinkt und die SST sinkt auf ebenfalls wieder auf ~18°C.

 

Diagramm der Arktis während des PETM
Abbildung 10: Palynologische und geochemische Ergebnisse von ACEX während des PETM. Orange Balken kennzeichnen gestörte Kernsegmente. [Sluijs u.A. 2006]

Das erstaunliche daran ist, dass sich diese Temperaturen mit keinem der eingesetzten Klimamodelle nachvollziehen lassen. Sie sagen einen Pol-Äquator-Temperaturgradienten von ~30°C voraus, doch selbst bei einer Erhöhung des CO2-Gehaltes der Atmosphäre auf 0,2% Vol. (mehr als fünfmal so hoch, wie heute) liegen die Temperaturen der Modelle ca. 10–15°C zu tief. Unter Umständen könnte dieser Unterschied noch größter sein, denn die Sedimentschichten vom Anfang des PETM wurden bei der Bohrung gestört und konnten nicht vollständig wiederhergestellt und untersucht werden. Auch ozeanischer Wärmetransport ist als Ursache eher unwahrscheinlich, denn die Strömung hätte dazu um den Faktor drei zunehmen müssen. Stratosphärische Wolken über den Polen, die den Treibhauseffekt verstärken, oder Hurrikans, die die Wassermassen der Ozeane vermischen, können mögliche Ursachen für den geringen Pol-Äquator-Temperaturgradienten sein.
Die genauen Gründe für die subtropischen Temperaturen vor 55 Millionen Jahren bleiben also weiter unbekannt und sind auch in aktuellen Klimamodellen noch nicht implementiert [Sluijs u.A. 2006, Stoll 2006, Moran u.A. 2006].

Süßwasser in der Arktis

Der Nordpol im Eozän
Abbildung 11: Der Nordpol im Eozän. Die Sterne zeigen Orte, an denen Azollapulse im Eozän festgestellt wurden. [Brinkhuis u.A. 2006]

Heute strömt warmes, salziges Wasser vom Atlantik Richtung Nordpolarmeer, kühlt dort ab und sinkt als Nordatlantik-Tiefwasser wieder ab. Den Ergebnissen von ACEX zufolge war das Nordpolarmeer jedoch im mittleren Eozän vor ~49 Millionen Jahren für einen Zeitraum von etwa 800.000 Jahren fast vollständig von anderen Ozeanen abgeschnitten und wurde nicht mit warmen, salzigen Wasser versorgt (Abb. 11).

Die Sedimente aus dieser Zeit enthalten wenig Karbonate, dafür aber viel organisches Material, Biosilika und Pyrit. Zusätzlich lassen sich häufig mikrolaminierte Sedimente finden, was auf eine geringe Vermischung des Ozeans und zumindest periodische anoxische Bedingungen schließen lässt. Am bemerkenswertesten ist aber das außerordentlich hohe Vorkommen von Mikrosporenklumpen (Massulae) des freischwimmenden Süßwasserfarns Azolla (auch als Entengrütze bekannt). Heutzutage wächst Azolla nur in stehenden Gewässern und Kanälen mit einem Salzgehalt von 0,1-0,16%   obwohl manche Arten auch eine Salinität von bis zu 0,55% vertragen. Untersuchungen mit dem SEM an den Mikrosporen-Massulae, Glochidia und den Mikrosporen selbst haben eine große äußerliche Ähnlichkeit zu Azolla areolata ergeben, einer Art, die man nur bei Bank Island in Nordkanada findet.
Mehrere Tatsachen deuten darauf hin, dass Azolla von sich aus im Nordpolarmeer gewachsen ist und nicht durch Flüsse eingetragen wurde. Zum einen lassen sich in den Sedimenten eine Vielzahl ausgereifter Mikrosporen von Azolla (mit und ohne Massulae) finden. Zum anderen war der Lomonosov-Rücken im mittleren Eozän schon relativ weit von der Küste entfernt, sodass auch der Wert des BIT-Indizes mit <0,1 extrem niedrig ist.

 

Diagramm der Azollaphase
Abbildung 12: Palynolo- gische, physikalische und chemische Daten der Bohrlöcher 302-4A (ACEX) und 913B im Vergleich. [Brinkhuis u.A. 2006]

Neben Azolla-Überresten lassen sich die ganze Zeit über aber auch Dinozysten (die in leichtsalzigem Meerwasser leben) und besonders Kiselalgen, Silikoflagellaten und Ebridien finden. Deren Überreste kommen in den hellen Lagen vor, die sich mit den dunklen, Azolla-reichen Lagen abwechseln. Dieser jährliche Wechsel lässt auf eine Phytoplanktonblüte im Frühling schließen, gefolgt vom Absinken deren Reste auf den Meeresgrund im Sommer. In dem daraus resultierenden Frischwasser konnte dann Azolla gedeihen.

Auch in den Umliegenden Ozeanen wurden zahlreiche Reste von Azolla gefunden (hauptsächlich bei Öl- und Gasprobebohrungen von Energiekonzernen, aber auch bei anderen ODP-Bohrungen). Allerdings ist der Anteil von Azolla in den ACEX-Bohrkernen etwa zehnmal so hoch wie in den Bohrkernen von ODP Loch 913B, obwohl die Ablagerungsrate nur etwa 2,3fach geringer ist. Hierbei handelt es sich also offenbar nur um Azolla-Reste, die aus dem angrenzenden Nordpolarmeer stammen (vgl. Abb. 12).

Die arktische Frischwasserphase endete vor etwa 48,3 Millionen Jahren, als die SSTs (nach TEX86) von ~10°C auf etwa 13–14°C anstiegen. Es wird angenommen, dass dieser Temperaturanstieg durch wärmere, salzigere Wassermassen aus niedrigeren Breiten hervorgerufen wurde [Brinkhuis u.A. 2006, Stoll 2006].

Die Vereisung der Arktis

Klimaentwicklung der Arktis
Abbildung 13: Der Klima- wandel in der Arktis in den letzten 55 Millionen Jahren. a zeigt die CO2-Entwicklung in ppm, b zeigt die globale Temperaturentwicklung des Tiefseewassers und c Zeigt die SSTs in der Arktis nach den Ergebnissen von ACEX. [Stoll 2006]

<palign="justify">Den Ergebnissen von ACEX zu Folge begann die Vereisung der Arktis schon wesentlich früher als ursprünglich angenommen. Die Süßwasserbedingungen vor 49 Millionen Jahren und der durch Azolla reduzierte CO2

-Gehalt der Atmosphäre haben erstmals die Bildung von jahreszeitlichem Eis begünstigt. In etwa 45 Millionen Jahre alten Sedimenten wurde ein erster Kieselstein (~1cm Durchmesser) gefunden. Da sich der Lomonosov-Rücken zu der Zeit schon weit von der Küste entfernt befand, kann dieser Kieselstein (ice-rafted debris, IRD) nur durch Eisberge dorthin getragen worden sein. Die Vereisung der Arktis begann also offensichtlich etwa zu der selben Zeit wie die der Antarktis.
In den folgenden 28 Millionen Jahren gibt es nur sehr wenige oder teilweise gar keine Ablagerungen, die hauptsächlich aus schluffigem Schlamm bestehen und kaum Fossilien enthalten. Offenbar gab es damals dramatische Veränderungen in der Physik, der Chemie und der Ökologie des Nordpolarmeeres. Erst vor ~14 Millionen Jahren gibt es wieder stärkere Ablagerungen. Diese enthalten noch mehr IRD als die früheren Sedimente, aber weiterhin wenige Mikrofossilien. Dies legt Nahe, dass es damals schon recht viel Seeeis und von Gletschern gekalbte Eisberge gab. Etwa zur selben Zeit begann auch das Wachstum des ostantarktischen Eisschildes (vgl. Abb. 13).
Die Arktis ist zwar inzwischen das ganze Jahr über vereist, vor 9,2 und 8 Millionen Jahren gab es aber anscheinend zwei kurze Warmphasen mit nur saisonalem Eis, denn hier steigt das Vorkommen von Dinoflagellatenzysten auf ein normales Maß.
Gleichzeitig mit der Ausdehnung des nördlichen Kontinentaleisschildes vor etwa 3,2 Millionen Jahren gibt es auch im Nordpolarmeer eine große Einfuhr von grobkörnigen Sedimenten, was auf eine weitere Zunahme von Eisbergen und Seeeis hindeutet. Vor etwa einer Million Jahren gab es anscheinend eine Verstärkung des 100.000-Jährigen Milankowitchzyklus', die genauen Ursachen dafür sind aber noch nicht erforscht. Die Auflösung dieser Sedimentschichten ist aber immerhin so hoch, dass man zwischen den unterschiedlichen Eiszeiten unterscheiden kann. Abbildung 9 fast alle Ergebnisse zusammen. [Moran u.A. 2006, Stoll 2006] </palign="justify">