Datierungsmethoden, um vergangenes Klima zu erforschen (Paläoklimatologie)

Chronostratigraphische Korrelationstabelle der letzten 780.000 Jahren

Das Zu- und Abnehmen der Eismengen auf der Erde und die Zeiten der Vergletscherung während der Eiszeiten werden durch Sauerstoffisotopenwerte aus der Tiefsee, die sowohl aus den Kalkschalen von Foraminiferen aus Tieseebohrkernen von Sedimenten wie auch aus Lufteinschlüssen von Eisbohrkernen gewonnen werden, angezeigt. Daneben haben neuerdings Lößböden aus China besondere Bedeutung erlangt, weil dadurch terrestrische Datierungen der letzten 2,5 Millionen Jahre möglich wurden.

Die Karbonatproben der Foraminiferenschalen werden beispielsweise evakuiert und mit einigen Tropfen Phosphorsäure gelöst. Das dabei entstandene CO2 wird über eine Kaltfalle von Feuchtigkeit und anderen Gasen getrennt und unter Vakuum einem Massenspektrometer zugeführt. Für eine Messung werden zwischen 50 und 100 tausendstel Gramm Probematerial benötigt. Weitere Schritte führen dann zum Detektieren der Isotopen. Dabei spielt das Verhältnis der O16 zu O18-Werten die entscheidende Rolle.

Sauerstoff kommt in der Natur in drei Isotopen vor; sie besitzen unterschiedliche Atomgewichte. Das Mengenverhältnis von O18: O17: O16 ist 0,203: 0,037: 99,760 Prozent; das Sauerstoff- 16- Isotop ist also dominant. Das schwerere Isotop O18 enthält im Atomkern zwei Neutronen mehr als das gewöhnliche Sauerstoff-16-Isotop. O17 wird vernachlässigt. Die chemischen Eigenschaften sind gleich. Freier Sauerstoff zeigt in der Atmosphäre ein konstantes Isotopenverhältnis. Gelöster Sauerstoff im Meer zeigt tiefenabhängige Änderungen. Im Meerwasser selbst schwankt das Isotopenverhältnis bei Änderung von Temperatur und Salzgehalt. Nimmt die Temperatur des Meerwassers ab, so steigt der prozentuale Anteil von Sauerstoff 18, weil das leichtere Isotop O16 eher verdunstet. Unter entsprechenden Klimabedingungen fällt das O16-Isotop in Form von Schnee auf die Inlandeismassen und wird im Gletschereis eingeschlossen. Bei Eisschmelze in Warmzeiten wird O16 wieder freigesetzt, fließt zurück ins Meer und somit steigt sein Gehalt im Meerwasser wieder an.

Die Sauerstoffisotopen-Methode nutzt also die Temperaturabhängigkeit der beiden 18- und 16-Isotopen: im Kaltwasser ist mehr O18 und im Warmwasser mehr O16 enthalten. Diese Fakten zeigen sich beim Erschließen von Foraminiferen, da diese die verschiedenen Isotope in ihre Schalen einbauen. Die Sauerstoffisotopen-Methode ist die wichtigste Art, um vergangenen Klimaverhältnisse zu erforschen.

Die Foraminifere Globorotalia truncatulinoides wurde genutzt, um die Sauerstoffisotopen des obersten Zeitraum von etwa 700Tausend Jahren zu bestimmen. Sie gehört zur Klasse der benthischen Foraminiferen, also denen, die auf dem Meeresboden zu finden sind. Sie stammt aus dem Atlantik.

Löss in Mitteleuropa stammt aus dem periglazial verwitterten Schuttmaterial der eiszeitlichen Grundmoränen, in China aus den innerasiatischen Wüsten. Er ist sehr feinkörnig und besteht aus etwa 60 – 70% Quarz, 10 – 30% Kalk, 10 – 20% Feldspäten und etwas Glimmer. In China, am Gelben Fluss vorkommend, sind die Schichten bis 400m dick.

Zur zeitlichen Bestimmung werden die magnetischen Eigenschaften eisenhaltiger Teilchen, wie Magnetit, in zweierlei Hinsicht genutzt:

a) Für grobe Zeiterfassung: weil das Magnetit sich nach der jewiligen Magnetfeldausrichtung richtet konnten alle 6 großen Umkehrungen des Erdmagnetfeldes der letzten 2,5 Millionen Jahre nachgewiesen werden.

b) Für feine Zeiterfassung: da die magnetische Empfindlichkeit (Suszeptibilität) der Teilchen abhängig von Klimabedingungen, wie Temperatur und Feuchtigkeit, ist, zeigen sie Unterschiede in Korngröße und Konzentration der magnetischen Körner. Diese werden genutzt, um Klimaschwankungen aufzuzeichnen. Es besteht eine gegenseitige Abhängigkeit zwischen Korngröße und Konzentration der magnetischen Körner.

Biogene Kieselsäure aus dem Baikal-See stammt von verschiedenen Kieselalgen (Diatomeen), wie dem Typus Aulacoseira und neben anderen verschiedenen Sorten auch aus der Gruppe Cyclotellae. Die Bohrkerne sind über 100 m lang und beinhalten Daten der letzten 5 Millionen Jahre. Aus dem Wechsel diatomeenarmer und diatomeenreicher Sedimentschichten konnten Rückschlüsse auf Klimaveränderungen gezogen werden. Da die Baikalregion noch nie vergletschert war ist die Übereinstimmung mit den Daten aus den Sedimenten der Tiefseebohrungen überraschend. Der Baikal-See ist rund 25 Millionen Jahre alt

Der Vergleich der Daten aus den Sedimenten der Tiefseeborkerne und den Eisbohrkernen über das Auf und Ab der Sauerstoff 18 Isotopen mit den terrestrischen Daten des chinesischen Löss und dem biogenen Kieslsäuregehalt der Baikal-Sedimente ergibt eine hohe Übereinstimmung.

Aus verschiedenen Meer-Sediment-Bohrungen (V19-30, V19-28, V19-25, ODP-67 und ODP-846) ist eine Kurve der Marinen Sauerstoff-Isotopen-Stratigraphie (MIS) entstanden. Sie ist in 103 Isotopenstadien gegliedert, wobei gerade Zahlen Kaltzeiten und ungerade Zahlen Warmzeiten entsprechen.
Die Nummerierung beginnt in der Heutzeit mit 1 (MIS1). Durch das Anhängen eines Buchstabens an eine Zahl trägt man neueren Forschungen Rechnung, deren Ergebnisse vorher unbekannt waren; z.B. bedeutet 5e die Warmzeit des Eem.

Die verschiedenen Kalt- und Warmzeiten des Quartärs, dargestellt an der MIS-Kurve, werden wie folgt zugeordnet:

MIS 5e: Eem-Warmzeit
MIS 6: Saale-Komplex
MIS 7: Wacken/Domnitz- Warmzeit-
MIS 8: Fuhne-Kaltzeit
MIS 9: Holsstein- Warmzeit

Siehe auch die Links im Internet:
Während die stratigraphische Tabelle des Quartär in Deutschland nur eine zeitliche Aufstellung wiedergibt:
a) „Stratigraphische Gliederung des Quartär im nördlichen Nordeuropa (Norddeutschland und angrenzende Gebiete”: PDF-Link, zeigt die ”Global chronostratigraphical correlation table for the last 2.7 million years v. 2009” auch Daten der Antarktis, Löss-Datierungen aus China, biogenes Silicat-Gehalt des Baikalsees und erlaubt eine internationale Einordnung: Chart

Auszug aus „Vereinfachte Gliederung des Quartärs im Norddeutschen Tiefland, Sachsen und Thüringen mit dem Versuch einer Intensitäts- und Häufigkeitseinschätzung periglazialer Prozesse und Erscheinungen sowie faunistischer Belege” Eissmann und Hänsel (1991). Bemerkenswert die Datierung des Beginns von Drenthe 1 auf vor 150000 Jahren.