Das Luftarchiv in polaren und alpinen Eisbohrkernen

(aus der Einleitung der Dissertation von C. Lang, 1999)
 

Um Klimageschichte zu rekonstruieren ist man auf geeignete Archive angewiesen, in denen Informationen aus der Vergangenheit kontinuierlich gespeichert sind. Dies können Ablagerungen unterschiedlichster Art sein, wie zum Beispiel Sedimente in Seen oder im Meer, wo die Zusammensetzung der organischen und anorganischen Bestandteile des Schlammes Hinweise auf die früheren Umweltbedingungen geben. Weitere Archive sind Torfmoore und Korallen. Ein grosses Potential scheinen auch neuere Untersuchungen an Kalkablagerungen in Form von Stalaktiten bzw. Stalagmiten aus Höhlen zu bieten.

Als besonders geeignetes Archiv hat sich jedoch das der polaren und alpinen Eisschilde erwiesen, die in Form von Eisbohrkernen geborgen werden. In diesen sind Informationen über eine Vielzahl, atmosphärischer Klimaparameter gespeichert, die je nachdem globaler, regionaler oder lokaler Natur sind. Diese Informationen findet man in Form von Staub- und Ionenverunreinigungen, eingeschlossenen Gasen oder im Eis selber, z.B. in seiner isotopischen Zusammensetzung, Struktur und Temperatur. Aufgrund der Zusammenhänge globaler Kreisläufe können auch Informationen über nicht-atmosphärische Klimazustände, z.B. Ozeanzirkulation und Biosphärenveränderungen, abgeleitet werden.

Aus mehreren Gründen nehmen Eisbohrkerne der polaren Eisschilde für die Rekonstruktion des Klimas eine besondere Stellung ein:

- Aufgrund der Mächtigkeit der Eischilder kann man eine sehr hohe, sogar saisonale Auflösung erhalten, andererseits aber einen grossen Zeitbereich von mehreren hunderttausend Jahren abdecken. Je nach Bohrort mit grösserer oder kleinerer Schneeakkumulationsrate kann die Untersuchung auf Auflösung oder eine lange Zeitperiode optimiert werden. Hinzu kommt, da die Schneeablagerung kontinuierlich und in der Regel recht gleichmässig ist, dass eine Alterszuordnung durch Modellrechnungen (für die Verdichtung, Ausdünnung und das Fliessverhalten) oder mittels stratigraphischer Zeitmarken (z. B. Vulkanhorizonte, Jahresschichten) möglich ist. Wenngleich die absolute Datierung ab ca. 10000 Jahren vor heute, je nach Bohrkern, einen der Problempunkte der Eisbohrkerne darstellt.

- Die polaren Eisschilder sind weit von Regionen mit biologischer oder menschlicher Aktivität entfernt. Dies hat den Vorteil, dass keine lokalen Quellen und Senken sich den Werten globaler Parameter störend überlagern.

- Polares Eis stellt ein sehr sauberes Archiv da, in dem aufgrund der geringen Verunreinigungen und der tiefen Temperaturen nur wenige chemische Reaktionen und normalerweise keinerlei biologische Veränderungen auftreten. Dies bedingt allerdings extrem hohe Ansprüche an Detektionslimite und Genauigkeit der Messung der nur in geringer Menge vorhandenen Spurenstoffe.

- Die Eisschilde stellen das einzige bekannte Archiv dar, welches Luft lange vergangener Zeiten speichert. Sanddünen [Severinghaus et al., 1996] und Böden speichern ebenfalls atmosphärische Luft, allerdings nur über etwa die letzten hundert Jahre. Ermöglicht wird diese Speicherung durch den speziellen Sinterungsprozess des Eises, der dazu führt, dass Luft in Blasen abgeschlossen und eingelagert wird.

Die hier vorliegende Arbeit widmet sich der Untersuchung, d.h. Bestimmung und Interpreta-tion, dieser im Eis (in Blasen oder Klathraten) eingeschlossenen Luft. Dabei können grundsätzlich auf zwei verschiedene Weisen Informationen über Klimaparameter gewonnen werden:

a) Zum einen, indem man Veränderungen, die auf den Einschlussprozess zurückzuführen sind, korrigiert und so die ursprüngliche atmosphärische Zusammensetzung rekonstruiert. Daraus lässt sich dann auf Klimaparameter zurückschliessen.

b) Andererseits kann man Informationen über lokale Klimaveränderungen aus den infolge des Einschlussprozesses im Firn auftretenden Veränderungen selbst ableiten, da die Diffusion im Firn vor allem von lokaler Temperatur und Akkumulation, sowie deren Variationen abhängt.

Die Isotopen- und Elementverhältnisse werden in der Regel als d-Werte, d.h. als Abweichungen vom atmosphärischen Verhältnis, z.B. d15N = {[15N14N/14N2]Eis / [15N14N/14N2]Atm - 1} × 1000 ‰, angegeben. Die Einheit ist Promille.

Zu a) Rekonstruktion der atmosphärischen Zusammensetzung

Bei den aus der ursprünglichen atmosphärischen Zusammensetzung der Luft rekonstruierten Klimaparametern handelt es sich meistens um globale Signale, da die Atmosphäre innerhalb ein bis zwei Jahre vollständig durchmischt wird und so weltweit ein relativ einheitliches Signal vorhanden ist.

Das Treibhausgas CO2 hängt als Grundbaustein organischen Materials via Photosynthese und Respiration mit der Aktivität der Biosphäre zusammen. Je nach klimatischen Rahmenbedingungen kann es dort gespeichert oder wieder freigesetzt werden. Daneben ist die CO2-Konzentration abhängig von der Löslichkeit und Sedimentation im Ozean. Hinzu kommt, dass der Mensch in den letzten Jahrhunderten durch die Verbrennung fossiler Brennstoffe die CO2-Konzentration der Atmosphäre deutlich erhöhte. Bezüglich des CO2-Kreislaufs gibt das d13C Informationen über die Herkunft des CO2 [Francey et al., 1999; Leuenberger et al., 1992], so hat fossiles CO2 z.B. ein deutlich negativeres d13C als das natürlich in der Atmosphäre Vorhandene [Friedli et al., 1986] (Im Anhang ist ein nur teilweise geglückter Versuch dokumentiert, d13C zu messen.). Weitere Informationen in Bezug auf den CO2-Kreislauf gibt das atmosphärische O2/N2 -Verhältnis [Battle et al., 1996; Bender et al., 1994b; Keeling et al., 1993]. Viele Umsetzungsprozesse von CO2 (bis auf die Lösung und Sedimentation im Ozean und in Seen) sind mit einem komplementären Umsatz von O2 verbunden (z.B. Verbrennung, Photosynthese und Respiration), so dass in ähnlichem Masse, wie CO2 freigesetzt oder abgebaut wird, auch O2 verbraucht oder produziert wird. Aufgrund der geringen Löslichkeit des O2 im Vergleich zu CO2, ist jedoch die Aufnahmefähigkeit des Ozean für O2 sehr gering. Er stellt daher keine Senke für O2 dar. Somit kann aus der O2-Konzentration leichter (da der Einfluss des Ozeans wegfällt) zurückgeschlossen werden, ob die Biosphäre in bestimmten Zeitperioden für CO2 eine Senke oder Quelle darstellt. Leider stellt sich die Rekonstruktion des O2/N2-Verhältnisses aus dem Eis, im Gegensatz zum Firn (siehe [Bender et al., 1995]), aufgrund noch ungenügend geklärter Lagerungs- bzw. Einschlusseffekte als sehr problematisch dar (siehe Kapitel 5). Hinzu kommt, dass die zu messenden Abweichungen vom heutigen atmosphärischen Verhältnis an sich schon sehr klein sind.

Die Isotope des Sauerstoffs, d18O(O2), enthalten Informationen über einen weiteren Klimaparameter, den globalen Wasserkreislauf und insbesondere über das globale Volumen des Eises [Petit et al., 1999; Sowers et al., 1991; Sowers et al., 1989]. Dies ist in der Tatsache begründet, dass Eis, welches durch die Akkumulation in polaren Eiskappen dem Wasserkreislauf entzogen ist, aufgrund von Verdunstungsfraktionierungen eine starke Anreicherung der leichten Isotope zeigt. Dies hat wiederum eine Rückwirkung auf das d18O des Meerwassers. Bei Vergrösserung des im den Eisschilden gebundenen Wasservolumens wird dieses positiver (+1.2 ‰ während des letzten glazialen Maximums [Sowers and Bender, 1995]). Somit verschiebt sich die Isotopensignatur des gesamten Wasserkreislaufs um diesen Wert. Über Austauschprozesse in den Pflanzen gelangt das Signal aus dem Blattwasser in den ausgeschiedenen Sauerstoff und somit in die Atmosphäre. Allerdings gelangt das hydrologische Signal erst nach ca. 1000 bis 3000 Jahren vollständig und stark gedämpft in die Atmosphäre, da zuvor der gesamte atmosphärische Sauerstoff die Biosphäre durchlaufen muss. Fraktionierungen durch hydrologische und biologische Prozesse im Rahmen der Photosynthese führen beim Übergang: Ozeanwasser à Niederschlagswasser à Blattwasser à atmosphärischer Sauerstoff zu einer Abreicherung des schweren Sauerstoffs um ca. 23.5 % gegenüber der Ozeanzusammensetzung (SMOW, standard mean ocean water), der sogenannte Dole-Effekt [Bender et al., 1994a; Leuenberger, 1997]. Eine Rekonstruktion der Variation des atmosphärischen d18O(O2) wurde von Sowers [Sowers und Bender, 1995] und Fuchs [Fuchs und Leuenberger, 1996] vorgelegt. Für einzelne Zeitperioden (8200 vor heute und 70000 vor heute, siehe Kapitel 5.2, 6.2 und 7.3) geben die in dieser Dissertation vorgelegten Messungen eine gute Bestätigung. An verschiedenen Alpenkernen aus dem Monte Rosa Gebiet (siehe Kapitel 8) wurden im Rahmen des ALPCLIM-Projektes [Wagenbach et al., 1998] aus dem Vergleich zwischen den dort gemessenen Werten des d18O(O2) und den grönländisch-antarktischen Messwerten Hinweise für ein mögliches Alter dieses Eises gewonnen.

Zu b) Einfluss des Diffusionsprozesses

Auf der anderen Seite kann der Einfluss der Diffusion der Luft im Firn bis zu ihrem Einschluss in 50 bis 120 Metern Tiefe [Sowers et al., 1992] genutzt werden, um auf das lokale Klima beziehungsweise Klimaveränderungen zurückzuschliessen. Folgende drei Fraktionierungsprozesse sind zur Zeit bekannt:

(1) Die gravitative Anreicherung der schweren Isotope/Elemente mit zunehmender Tiefe [Craig et al., 1988; Schwander, 1989],

(2) die Fraktionierung durch thermische Diffusion [Leuenberger et al., 1999; Severinghaus et al., 1998], welche bei Anwesenheit eines Temperaturgradienten auftritt, sowie

(3) die Fraktionierung durch "normale" Diffusion, welche durch einen Konzentrationsgradienten hervorgerufen wird.

Letztere spielt für die hier vorgelegten Isotopen- und Elementverhältnisse der Hauptluftkomponenten nur eine Rolle als Gegenstück zu den beiden anderen obengenannten Prozessen, in dem sie bewirkt, dass sich ein Gleichgewicht einstellt. Anders ist es bei dem rasch ansteigenden Spuren- und Treibhausgasen CO2, N2O oder CH4. Die durch menschliches Handeln bewirkte enorme Zunahme der atmosphärischen Konzentrationen innerhalb weniger Jahrzehnte führt im Firn zu einem deutlichen Konzentrationsgradienten, der zu einer vermehrten Durchmischung jungen und alten Gases im Firn und damit zu einer Verschiebung des im Eis gespeicherten Signals im Vergleich zum wirklichen Anstieg zeigt [Trudinger et al., 1997].

Seit Ende der achtziger Jahre ist das Wirken der gravitativen Anreicherung im Firn bekannt, während der Effekt der thermischen Diffusion neben den Arbeiten von Severinghaus [Severinghaus et al., 1998] erstmals im Rahmen dieser Arbeit an Isotopenverhältnissen im Eis nachgewiesen und mit Modellrechnungen interpretiert wurde (siehe Kapitel 7.1 [Lang et al., 1999] und Kapitel [Leuenberger et al., 1999]).

Aus diesen beiden Effekten lassen sich ebenfalls Klimaparameter ableiten, die allerdings eher lokaler Natur sind. Die gravitative Anreicherung ist direkt von der Tiefe der diffusiven Zone abhängig. Und diese ihrerseits wird vor allem durch die mittlere Schneeakkumulation und die mittlere Firntemperatur bestimmt. Die An- beziehungsweise Abreicherung durch thermische Diffusion ist vom Unterschied zwischen Oberflächen- und Abschlusstemperatur abhängig (siehe Abbildung 1). Da der Gravitationseffekt immer vorhanden ist und quantitativ deutlich überwiegt, kann die Separation des Thermoeffektes problematisch sein. Graphisch sind die Einflüsse verschiedener Grössen auf ein Isotopen- bzw. Elementverhältnis in Abbildung 2 dargestellt. Hauptsächlich bestimmende Grössen sind die Oberflächentemperatur und die Akkumulation. Diese bestimmen die Tiefe des Firns, sowie die Temperaturverteilung im Firn (siehe Kapitel 3.2 und 6.1).
 

Abbildung 1: Schematische Darstellung der Wirkung von Gravitation und Thermoeffekt auf den d-Wert des Stickstoffisotopenverhältnisses im Firn. Eine genaue Beschreibung des Aufbaus der Firnzone und ihrer Einflüsse auf die Gasverhältnisse findet sich in Leuenberger et al. [1999], sowie in Schwander et al. [1997].

Zum Studium dieser Effekte (Einen Vergleich beider Effekt für verschiedene Isotopen- und Elementverhältnisse gibt Leuenberger und Lang [eingereicht, 1999]) eignen sich vor allem solche Isotopen- und Elementverhältnisse, die keine Variationen in der Atmosphäre aufweisen, also solche die chemisch inert sind und nur in geringem Masse oder gar nicht in biochemische oder physikalische Kreisläufe eingebunden sind oder wenn die Auswirkungen dieser Kreisläufe vernachlässigt werden können. Dies sind vor allem der Stickstoff (dem Isotopenverhältnis 14N2-15N14N wurde innerhalb dieser Arbeit die grösste Aufmerksamkeit geschenkt) sowie verschiedene Edelgase, wobei sich besonders Ar und Kr eignen, da sie in relativ grossen Mengen in der Atmosphäre vorhanden sind.

 Die Untersuchung des Thermoeffektes liefert vor allem zwei wichtige Informationen:
 
- die quantitative Rekonstruktion einer Temperaturvariation und
- zusammen mit dem Verhältnis der Sauerstoffisotope (18O-16O) (oder auch dem Wasserstoff-Deuterium Verhältnis) im Eis, welche Temperaturvariationen im Eis markieren, die Bestimmung des Altersunterschiedes zwischen Gas und Eis zum Zeitpunkt des Temperatursprunges.
 

Abbildung 2: Schematische Skizze der die Diffusion im Firn treibenden Parameter, sowie die dadurch bewirkten Prozesse auf Isotopen- und Elementverhältnisse (siehe Kapitel 6.1)

Aus letzterem ist es möglich, abhängig von der zugrunde gelegten Altersskala, Akkumulationsraten zu bestimmen, welche vor allem für die Verbesserung von Altersskalamodellen bedeutsam sind (siehe Kapitel 7 [Lang et al., 1999]). Zusätzlich bietet die hiermit möglich gewordene genaue zeitliche Zuordnung von Temperaturveränderungen im Gasrekord eine detailliertere Interpretation von Veränderungen im Gasgehalt (siehe Kapitel 7.2) und, was noch bedeutenderer ist, eine auf wenige Jahre genaue Bestimmung von Phasenverschiebungen zwischen dem Klima in polaren Gebieten und dem der Tropen, welches sich in den Variationen der globalen Methankonzentration niederschlägt (siehe Kapitel 7.4).

Die quantitative Rekonstruktion einer Temperaturvariation hat vor allem Bedeutung für die Kalibration der Kurven der stabilen Isotope des Eises (Verhältnisse der Sauerstoff- 18O/16O (d18OEis) und der Wasserstoffisotope H2/HD (dD)). Diese gelten als Proxies (d.h. messbare Grössen, die den nicht direkt messbaren Klimaparametern nahekommen) für die Temperatur. Zunächst wurden sie mit Hilfe heutiger d18OEis-Temperatur-Korrelationen, die aus d18OEis-Temperatur-Datenpaaren von verschiedenen Orten bestimmt wurden, kalibriert [Johnsen et al., 1989]. Messungen der Bohrlochtemperaturen in Grönland zeigten, dass Variationen des d18OEis, zumindest für den Übergang von der Eiszeit zum Holozän, doppelt so hohen Temperaturvariationen entsprechen als aus den heutigen räumlichen Kalibrationen abgeleitet wurde [Cuffey et al., 1994; Cuffey et al., 1995; Dahl-Jensen et al., 1998; Johnsen et al., 1995]. Allerdings bewirkt die Wärmediffusion, dass, je weiter man zeitlich zurückgeht, Temperatur-Signale immer ausgeprägter und langandauernder sein müssen um mit dieser Methode nachweisbar zu sein. Dies hat die Auswirkung, dass mit Hilfe der Bohrlochtemperatur-Messungen keine Aussagen mehr für Temperaturvariationen während der Eiszeit gemacht werden können. Diese Lücke wird durch die Rekonstruktionen von Temperaturveränderungen mit Hilfe des Thermoeffektes geschlossen. Ein in Zukunft möglicher Vergleich einer Messkurve des d18OEis mit der kontinuierlichen Messreihe des d15N eröffnet die Möglichkeit neben lokalen Temperaturveränderungen in Grönland auch Veränderungen der Temperaturen des Niederschlagsquellgebietes, Wechsel des Quellgebietes oder Veränderungen der saisonalen Verteilung des Niederschlags abzuleiten [Lang et al., 1999; Boyle, 1997; Jouzel et al., 1997].