Letzteiszeitliches Maximum

mini|Die Erde zum Letzteiszeitlichen Maximum. Künstlerische DarstellungDarstellung basierend auf Thomas J. Crowley: Ice age terrestrial carbon changes revisited. In: Global Biogeochemical Cycles. 9, Nr. 3, 1995, S. 377–389, doi:10.1029/95GB01107. Als Letzteiszeitliches Maximum ( (LGM) oder Last Glacial Coldest Period (LGCP)) wird der klimageschichtliche Abschnitt bezeichnet, in dem die Vereisungen der letzten Kaltzeit (in Europa die der Weichsel- bzw. Würm-Kaltzeit) ihre maximale Ausdehnung einnahmen. Im Zeitraum 24.500 bis 18.000 v. Chr. bedeckten riesige Eisschilde große Gebiete Nordamerikas, Nordeuropas und Asiens. Ihre weite Verbreitung hatte tiefgreifende Auswirkungen auf das Klima der Erde – beispielsweise Temperaturrückgang, Aridität, Desertifikation und ein Absinken des globalen Meeresspiegels.

Korrelationen Das Letzteiszeitliche Maximum korreliert zeitlich mit dem Beginn des Marinen Isotopenstadium 2 (MIS 2 – 25.600 bis 12.100 v. Chr.). In seinen Verlauf fallen das Heinrich-Ereignis H2 (um 22.000 v. Chr.), das Dansgaard-Oeschger-Ereignis DO2 (um 21.300 v. Chr.), die Brandenburg-Phase und die Frankfurt-Phase des Fennoskandischen Eisschildes. In den Alpen herrschte am Rheingletscher das Schlieren-Stadium (bereits ein Rückzugsstadium) und am Inngletscher das Kirchseeon-Stadium (Eisrandlage). Der Hauptvorstoß des Laurentidischen Eisschildes war die Shelby-Phase am Lake Michigan, die in die Zeitspanne 21.561 bis 21.151 datiert wird. mini|350px|Eiszeitliches Maximum der beiden letzten Kaltzeiten in Europa: Weichsel-/Würm-Komplex und Saale/Riß-Komplex. Die Gletschervorstöße waren unterbrochen von wärmeren Perioden, in denen sich die archaischen Menschen Europas (der Neandertaler als Nachfolger des Homo heidelbergensis) über die Permafrostgrenze hinaus nach Norden und Nordosten ausbreiteten. Ab etwa 40.000 v. Chr. besiedelte der moderne Cro-Magnon-Mensch diese Gebiete.

Zeitliche Entwicklung mini|Klima und postglaziale Expansion, hier im Nahen Osten, über einen längeren Zeitraum, 20 bis 0 BPBefore Present ist eine Altersangabe, zu und wird für unkalibrierte 14C-Daten gebraucht mini|Die zeitliche Stellung des Letzteiszeitlichen Maximums (LGM) während der letzten 47.500 Jahre

Anhand von Umweltparametern kann die Zeitspanne des Letzteiszeitlichen Maximums recht gut eingegrenzt werden. Generell kann der Zeitraum als 24.500 bis 18.000 Jahre v. Chr. angesetzt werden, mit einem Maximum bei 19.000 Jahren v. Chr. Das Anwachsen der Eismassen zu ihrer Maximalausdehnung im vorangegangenen Zeitraum 31.000 bis 24.500 v. Chr. (engl. Ice build-up) erfolgte als Antwort auf eine verringerte Strahlungsintensität während des Sommers auf der Nordhalbkugel, auf reduzierte Oberflächentemperaturen im Pazifik und auf einen Rückgang der Treibhausgase, insbesondere Kohlendioxid. Das Minimum in der Strahlungsintensität auf 65° nördlicher Breite mit 440 W/m² wurde um 22.000 v. Chr. durchlaufen. Der Eiszerfall (engl. ice decay) begann dann zwischen 18.000 und 17.000 v. Chr. wirksam zu werden – Auslöser war die jetzt spürbar werdende Erhöhung der Strahlungsintensität während des Nordsommers, die zu einem jähen Meeresspiegelanstieg führte. Der Zerfall des Westantarktischen Eisschildes setzte erst verzögert zwischen 13.000 und 12.000 v. Chr. ein und bewirkte mit dem Schmelzwasserpuls 1A einen abrupten Meeresspiegelanstieg um 12.500 v. Chr.

Umweltparameter Treibhausgase Die Treibhausgase besaßen während des Letzteiszeitlichen Maximums durchgehend Minimalwerte. Beispielsweise lag Kohlendioxid bei 180 bis 190 ppm, um dann ab 16.000 v. Chr. steil in seiner Atmosphärenkonzentration anzusteigen. Dasselbe Verhalten zeigt auch Methan, das 350 bis 375 ppb aufwies (mit Minimum bei 17.500 v. Chr.) und dann ab 15.000 v. Chr. allmähliche Konzentrationserhöhungen an den Tag legte (zum Vergleich: die Kohlendioxidwerte lagen zu Beginn des Holozäns bereits bei 270 ppm, die Methanwerte bei 700 ppb). Das Distickstoffmonoxid begann seinen Anstieg von seinem Minimalwert um 200 ppb erst ab 14.000 v. Chr.

Sauerstoffisotope mini|δ2H-Werte aus der Antarktis und δ18O-Werte aus Grönland Für die δ18O-Werte liegen verschiedene Messreihen vor, die aber alle durchgehend ein sehr ähnliches Verhalten zeigen. Der Byrd-Eiskern aus der Antarktis hatte ein deutliches Minimum von −44 ‰ SMOW zentriert um 19.000 v. Chr. (mit einem deutlichen Trog zwischen 20.000 und 17.000 v. Chr.), ab 16.000 v. Chr. begann dann der stetige Anstieg zu modernen Werten (−34 ‰ SMOW zu Beginn des Holozäns). Die Verhältnisse in den Eisbohrkernen Grönlands sind nicht ganz so eindeutig – sie hatten ihr Minimum um 20.000 v. Chr. (GISP 2 bei −42 und GRIP bei −44 ‰ SMOW), der Anstieg zum Holozän verlief jedoch nicht stetig, sondern zeigte einen Rückfall im Intervall 15.000 bis 12.000 v. Chr. sowie den sehr deutlichen Rückschlag der Jüngeren Dryas um 11.000 v. Chr. Ein Bohrkern aus dem Pazifik hat Maxima (umgekehrte Verhältnisse wegen PDB-Werten) bei 24.000 und bei 16.000 Jahren v. Chr. mit einem dazwischenliegenden Plateau, das sehr schön die Dauer des Letzteiszeitlichen Maximums unterstreicht (der stetige Abstieg zu modernen Werten setzte ab 16.000 v. Chr. ein).

Die am Luftsauerstoff ermittelten Werte besitzen ein spiegelbildlich umgekehrtes Verhalten, sie durchlaufen ab 22.000 v. Chr. ein Maximum mit einem Spitzenwert von 1,1 ‰ um 17.000 v. Chr. und verfallen dann ab 13.000 v. Chr. rasch zu einem Minimum von −0,4 ‰ im Holozän.

An benthischen Organismen gewonnene Daten zeigen bis 22.000 v. Chr. ein stetiges Ansteigen der Werte von 4,5 auf 4,8 ‰ (Benthos besitzt ebenfalls ein umgekehrtes Verhalten) mit einem zwischenzeitlichen Minimum bei 23.000 v. Chr.

Deuterium Die δ2H-Werte, gewonnen aus Eisbohrkernen der Antarktis (Vostok), durchlaufen ab zirka 24.000 v. Chr. ihren Trog von durchschnittlich −486 ‰ mit einem absoluten Minimum von −490 ‰ bei 22.500 v. Chr. Ab 15.000 v. Chr. steigen sie dann steil an – mit einem zwischenzeitlichen Rückgang während des Bölling- und des Alleröd-Interstadials – und erreichen zu Beginn des Holozäns knapp −420 ‰. Die Ergebnisse von EPICA Dom C (ebenfalls Antarktis) laufen hierzu in etwa parallel, liegen aber um rund 40 ‰ höher.

Kohlenstoff Die Kohlenstoffisotopen demonstrieren gegenüber den anderen Umweltparametern ein sehr abweichendes Verhalten. Die δ13C-Werte halten ihr Hochplateau von −6,45 ab 22.000 bis 15.500 v. Chr., sie verfallen dann aber recht jäh um rund 0,3 ‰ zu −6,7 ‰. Erst zu Beginn des Holozäns steigen sie erneut an und erreichen in den letzten 6000 Jahren des Holozäns ein Maximum von −6,35 ‰. Die Δ14C-Werte sind mit 600 ‰ am höchsten zu Beginn des Letzteiszeitlichen Maximums, um dann stetig auf das heutige Minimum von 0 ‰ zu verfallen. Dieser Prozess wurde nur durch einen kurzzeitigen, leichten Wiederanstieg während der Jüngeren Dryas unterbrochen.

Temperaturen mini|Temperaturproxies für die letzten 40.000 Jahre Proxydaten für das Letzteiszeitliche Maximum belegen für die hohen Breiten der Nordhalbkugel eine sehr starke Abkühlung bei gleichzeitiger Südverschiebung des borealen Nadelwaldgürtels, der überdies einer bedeutenden Flächenreduzierung unterlag. So wurde beispielsweise für Grönland eine enorme Abkühlung von 21 ± 2 °C ermittelt.

Die hohen Breiten auf der Südhalbkugel waren ebenfalls deutlich kälter, wobei die Ostantarktis um 9 ± 2 °C tiefere Temperaturen zu verzeichnen hatte.

Bohrkerne des Ocean Drilling Program aus dem Atlantik deuten auf wesentlich kältere und salzhaltigere Tiefenwässer während des Letzteiszeitlichen Maximums.

Für die Jahresdurchschnittstemperaturen konnten Otto-Bliesner und Brady (2005) anhand einer neuen Modellrechnung eine globale Abkühlung von 4,5 °C gegenüber präindustriellen Werten (vor 1850) ermitteln (bzw. 5,4 °C gegenüber heutigen Werten). Für die tropischen Meeresoberflächentemperaturen berechneten sie eine Abnahme von durchschnittlich 1,7 °C (bzw. 2,6 °C), für die tropischen Landmassen eine Abnahme von 2,6 °C (bzw. 3,5 °C im Vergleich zu heute). Insgesamt gesehen betrafen die höchsten Temperaturänderungen die Hohen Breiten aufgrund der positiven Rückkoppelung durch Eismassen und Schneebedeckung (=Polare Verstärkung). Die geringsten Änderungen verzeichneten die Subtropen aufgrund der negativen Rückkoppelung ausgelöst durch tiefliegende Wolkenbedeckung.

Global berechneten Lunt u. a. (2006) für die durchschnittlichen Meeresoberflächentemperaturen einen Rückgang von 4 °C (von 13,2 auf 9,2 °C), für die Tiefenwässer (bei 5000 Meter Wassertiefe) einen Rückgang von 1,6 °C (von 1,3 auf −0,3 °C). Der Temperaturtrog situiert sich hierbei zwischen 22.000 und 16.000 v. Chr.

Eisbedeckung Das Volumen der Eisbedeckung stieg ausgehend von einem relativen Minimum von 12 Millionen Kubikkilometer um 27.000 Jahren v. Chr. relativ rasch zu einem ersten Maximalwert von rund 45 Millionen Kubikkilometer um 22.000 v. Chr. und anschließend zu seinem absoluten Maximum von 53 Millionen Kubikkilometer um 18.000 v. Chr. Der folgende Eiszerfall führte über einen nochmaligen, zwischenzeitlichen Spitzenwert von 43 Millionen Kubikkilometern um 14.000 v. Chr. zu einem Niveau von rund 10 Millionen Kubikkilometer zu Beginn des Holozäns.

Auch die Packeisbedeckung war während des Letzteiszeitlichen Maximums wesentlich ausgedehnter, dafür aber mehr jahreszeitlich bedingt. Sie erreichte zirka 12 % der Gesamtmeeresfläche, zu Beginn des Holozäns betrug dieser Anteil dann nur noch 7 % (Zum Vergleich der heutige Wert von rund 5 %). Das antarktische Packeis vollführte große, jahreszeitlich bedingte Driftbewegungen um den Südkontinent.

Meeresspiegel mini|Der Meeresspiegelanstieg seit 22.000 v. Chr. Der Tiefstand des Meeresspiegels wurde gegen 24.000 v. Chr. erreicht. In ihrem auf Korallendaten von Barbados gestützten Modell berechnen Peltier und Fairbanks (2006) für diesen Zeitpunkt eine Absenkung von 118,7 Meter. Waelbroeck u. a. (2002) ermittelten einen vergleichbaren Wert von rund 120 Meter, der ihnen zufolge aber erst später (gegen 18.000 v. Chr.) verwirklicht wurde. Noch tiefere Absenkungen fanden Lambeck und Chappell (2001) mittels Korallenmessungen, beispielsweise 145 Meter für Barbados und 140 Meter für den Joseph-Bonaparte-Golf (beide um 20.000 v. Chr.). Ab 14.000 v. Chr. begann der rasante Anstieg von 110 Meter unter NHN zum heutigen Meeresspiegelniveau.

Klimatologische Charakterisierung mini|Karte des CLIMAP-Projektes mit Meeresoberflächentemperaturänderungen und der Ausdehnung der Eismassen während des Letzteiszeitlichen Maximums Zur Entstehung von Eisschilden oder Eiskappen bedarf es eines lang andauernden Temperaturrückgangs bei gleichzeitig erhöhtem Niederschlag (in Form von Schnee). Ostasien blieb jedoch bis auf große Höhenlagen eisfrei, obwohl die Temperaturen mit denen der vergletscherten Gebiete Nordamerikas und Europas durchaus vergleichbar waren. Die Ursache hierfür waren die Eisschilde Europas, die über ihrem Gebiet zur Bildung sehr ausgedehnter Antizyklone mit extrem trockenen Luftmassen führten, so dass das im Abwind gelegene Sibirien und die Mandschurei nur noch sehr geringe Niederschläge erhalten konnten (eine Ausnahme war Kamtschatka, hier brachten Westwinde genügend Feuchtigkeit vom Japanischen Meer). Weitere Faktoren, die eine kontinentale Vereisung Asiens verhinderten, waren eine relative Erwärmung des Pazifischen Ozeans durch das Ausbleiben der Oyashio-Strömung sowie die generelle West-Ost-Richtung der Gebirgszüge.

mini|Mögliche Verteilung der Vegetationszonen während des Letzteiszeitlichen Maximums