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Glazial-Interglaziales Ablagerungsmilieu auf dem
Kerguelen-Plateau im Antarktischen Ozean
während der letzten 650 ka
Diplomarbeit
zur Erlangung des akademischen Grades „Diplom-Geologe“
an der Universität Potsdam, Institut für Erd- und Umweltwissenschaften
Eingereicht von Dennis Bunke* am 7. Juni 2011
Ausgeführt am Alfred-Wegener-Institut für Polar- und Meeresforschung
in der Helmholtz-Gemeinschaft, Forschungsstelle Potsdam
Gutachter
PD Dr. Bernhard Diekmann
Alfred-Wegener-Institut für Polar- und Meeresforschung, Forschungsstelle Potsdam
Prof. Dr. Roland Oberhänsli
Institut für Erd- und Umweltwissenschaften, Universität Potsdam
*E-Mail: [email protected]
“But more wonderful than the lore of old men and the lore of books
is the secret lore of ocean.” Howard Phillips Lovecraft
Abbildung 1: Deutsches Forschungsschiff Polarstern im Antarktischen Ozean während der Expedition
ANT-XXIII/9 (Diekmann, 2007).
I
Inhaltsverzeichnis
Kurzfassung ............................................................................................................................... III
Abbildungsverzeichnis .............................................................................................................. IV
Tabellenverzeichnis ................................................................................................................. VII
Abkürzungsverzeichnis ........................................................................................................... VIII
1 Einleitung ........................................................................................................................... 1
2 Untersuchungsgebiet ......................................................................................................... 2
2.1 Geographie & Bathymetrie .......................................................................................... 2
2.2 Ozeanographie ............................................................................................................. 2
2.3 Geologie & Sedimentologie ......................................................................................... 4
3 Material & Methoden ........................................................................................................ 7
3.1 Bestimmung der sedimentphysikalischen Parameter ................................................. 8
3.2 Kernbeprobung ............................................................................................................ 8
3.3 Kernbeschreibung ........................................................................................................ 9
3.4 Mikroskopische Schmierpräparate .............................................................................. 9
3.5 Radiographie ................................................................................................................ 9
3.6 Spektralphotometrie ................................................................................................. 11
3.7 Röntgenfluoreszenzanalyse ....................................................................................... 11
3.8 Bestimmung des Biogenopalgehaltes ....................................................................... 13
3.9 Bestimmung des Karbonat- & organischen Kohlenstoffgehaltes ............................. 16
3.10 Faktoranalyse ......................................................................................................... 17
3.11 Altersmodellierung & Zeitreihenanalyse ............................................................... 18
4 Ergebnisse ........................................................................................................................ 20
4.1 Sedimentfarbe & Struktur ......................................................................................... 20
4.2 Sedimentphysikalische Eigenschaften ....................................................................... 22
4.2.1 Magnetische Suszeptibilität ............................................................................... 22
4.2.2 Feuchtraumdichte & Porosität ............................................................................ 22
4.3 Sedimentzusammensetzung ...................................................................................... 23
4.3.1 Gehalt an biogenen Komponenten..................................................................... 23
4.3.2 Elementverteilung .............................................................................................. 25
4.3.3 Eisfrachtverteilung (IRD) .................................................................................... 28
II
4.3.4 Zusammenfassung .............................................................................................. 29
4.4 Faktorwerte ............................................................................................................... 29
4.5 Altersmodell, Sedimentationsraten & Powerspektren ............................................. 31
5 Diskussion ........................................................................................................................ 34
5.1 Biogener Eintrag ........................................................................................................ 34
5.1.1 Rezente Prozesse ................................................................................................ 34
5.1.2 Variation der biologischen Produktivität ........................................................... 35
5.3.3 Verhältnis von Opal zu Karbonat ........................................................................ 37
5.2 Terrigener Eintrag ...................................................................................................... 41
5.2.1 Rezente Prozesse ................................................................................................ 41
5.2.2 Variation der Eisfrachtverteilung (IRD) .............................................................. 42
5.3 Klimaantrieb .............................................................................................................. 44
6 Schlussfolgerungen & Ausblick ....................................................................................... 45
Danksagung .............................................................................................................................. 47
Literaturverzeichnis ................................................................................................................. 48
Selbstständigkeitserklärung .................................................................................................... 51
III
Kurzfassung
Zur Charakterisierung des Ablagerungsmilieus des Kerguelen-Plateaus im Antarktischen
Ozean und dessen paläoklimatischen Entwicklung wurde der während der Polarstern-
Expedition ANT-XXIII/9 im Jahr 2007 geborgene Sedimentkern PS69/907-2 mit Hilfe
verschiedener sedimentologischer und geochemischer Methoden analysiert. Der Kern
stammt aus dem zentralen Bereich des Kerguelen-Plateaus aus 2253 m Wassertiefe und
reicht mit etwa 23 m bis ins mittlere Pleistozän zurück. Entsprechend der Kernposition im
zirkumantarktischen Opalgürtel bestehen die Sedimente hauptsächlich aus biogenem Opal
mit karbonatischen Anteilen. Terrigenes Material tritt rezent nur untergeordnet auf, bildet
aber in glazialen Ablagerungen eine größere Fraktion. Neben den sedimentphysikalischen
Parametern (wie Porosität und magnetische Suszeptibilität) und den Farbeigenschaften (wie
Luminanz und Rot-Grün-Verhältnis) wurden auch hochauflösende Elementdaten mittels
Röntgenfluoreszenzanalyse gewonnen und statistisch ausgewertet. Die dabei zutage
tretenden zyklischen Variationen können den Glazial-Interglazial-Zyklen der letzten 650 ka
zugeordnet werden und erlauben die Rekonstruktion der zu einem bestimmten Zeitpunkt
herrschenden Transport- und Sedimentationsbedingungen. Diese unterliegen den
Schwankungen des antarktischen Eisschildes und der Meereisbedeckung, die Einfluss auf die
biologische Produktivität, die atmosphärischen und ozeanographischen Strömungen sowie
auf den Eintrag von terrigenem Material haben.
IV
Abbildungsverzeichnis
Abbildung 1 Deutsches Forschungsschiff Polarstern im Antarktischen Ozean während der Expedition ANT-XXIII/9 (Diekmann, 2007).
Abbildung 2 Bathymetrische Karte des Kerguelen-Plateaus. Dargestellt sind GEBCO-Tiefenlinien (General Bathymetric Chart of the Oceans, 1994), wichtige geographische Geländeformen sowie die Bohrstelle des untersuchten Sedimentkerns (roter Punkt).
Seite 3
Abbildung 3 (a) Oberflächenströmungen sowie (b) ozeanographische Fronten und Zonen im Untersuchungsgebiet nach Whitehead & McMinn (2002) mit Bohrstelle des Sedimentkerns (roter Punkt).
Seite 4
Abbildung 4 (a) Sedimentologische Fazies im Untersuchungsgebiet nach Whitehead & McMinn (2002) mit Bohrstelle des untersuchten Sedimentkerns (roter Punkt) sowie (b) zirkumpolarer Opalgürtel nach Diekmann (2007).
Seite 5
Abbildung 5 Kernbergung auf Polarstern (Diekmann, 2007).
Seite 7
Abbildung 6 Verschiedene Kernsegmente mit hellen und dunklen Sedimenten (Diekmann, 2007).
Seite 8
Abbildung 7 Radiographie. Vergleich von zwei Kernabschnitten (links) mit bzw. (rechts) ohne stark ausgeprägter Bioturbation und Eisfracht (IRD).
Seite 10
Abbildung 8 XRF-Kernscanner des AWI Bremerhaven.
Seite 12
Abbildung 9 Darstellung eines Röntgendiffraktogramms mit der MacDiff-Software. (a) Manuelle Korrektur der Basislinie im Bereich des diffusen Opal-Reflexes. (b) Quantifizierung des Opalgehalts durch lineare Regression (verändert nach Voigt, 2009).
Seite 15
Abbildung 10 Vergleich der quantifizierten Opalgehalte (blaue Punkte) mit den vier Extrapolationen auf den gesamten Sedimentkern. Die lila Kurve zeigt den Verlauf der über die Feuchtraumdichte extrapolierten Opalgehalte, die gelbe Kurve zeigt den Verlauf der über a* extrapolierten Opalgehalte. Die beiden anderen Kurven zeigen den Verlauf der aus den quantitativen XRF-Daten (SiO2) ermittelten Opalgehalte, einerseits über die
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V
Feuchtraumdichte (grün) und andererseits über a* (rot) auf den gesamte Kern extrapoliert.
Abbildung 11 Altersmodellierung. Vergleich (Tuning) der Deuteriumkurve (rot) von Jouzel & Masson-Delmotte (2008), aufgetragen gegen die Zeit in ka, mit der Luminanzkurve (grün) des untersuchten Kerns, aufgetragen gegen die Kerntiefe in cm. Die untere Grafik zeigt die sich ergebende gute Korrelation der beiden Kurven, aufgetragen gegen die Zeit in ka.
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Abbildung 12 Farbeigenschaften des Sediments. Dargestellt sind die Luminanz (L*), das Grün-Rot-Verhältnis (a*) und das Blau-Gelb-Verhältnis (b*), aufgetragen gegen die Kerntiefe. Zu erkennen sind die ähnlichen Kurvenverläufe mit der markantesten Ausnahme im Bereich von 1300 bis 1400 cm Kerntiefe.
Seite 21
Abbildung 13 Sedimentphysikalische Eigenschaften. Dargestellt sind die magnetische Suszeptibilität, die Feuchtraumdichte und die Porosität, aufgetragen gegen die Kerntiefe. Zu erkennen sind die ähnlichen Kurvenverläufe mit der markantesten Ausnahme im Bereich von 1350 bis 1400 cm Kerntiefe und der entgegengesetzte Verlauf der Porosität.
Seite 23
Abbildung 14 Gehalt an biogenen Komponenten. Dargestellt sind der Gehalt an Opal, an Kalziumkarbonat (CaCO3) und die Summe dieser beiden Komponenten, welche die Sediment-zusammensetzung weitestgehend dominieren, aufgetragen gegen die Kerntiefe. Zu erkennen sind auch die Dominanz des biogenen Opals und die z.T. konträren Verläufe von Opal und Karbonat.
Seite 24
Abbildung 15 Elementverteilung. Dargestellt sind die Gehalte an Kalium, Kalzium, Titan, Mangan, Eisen, Zink, Rubidium, Strontium, Zirkon und Barium, aufgetragen gegen die Kerntiefe.
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Abbildung 16 Eisfrachtverteilung (IRD). Dargestellt ist die Kieskornanzahl pro 10 cm3, aufgetragen gegen die Kerntiefe.
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Abbildung 17 Faktorwerte der hochauflösenden Kerndaten, aufgetragen gegen die Kerntiefe. Positive Werte korrespondieren mit erhöhten Werten der positiv korrelierten Variablen bzw. mit niedrigen Werten der negativ korrelierten Variablen und umgekehrt.
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VI
Abbildung 18 Altersmodell und die sich daraus ergebenen linearen Sedimentationsraten (LSR), aufgetragen gegen das Alter. Die marinen Isotopenstadien (MIS) auf der linken Seite wurden dargestellt nach Lisiecki & Raymo (2005).
Seite 32
Abbildung 19 Blackman-Turkey-Powerspektren von (oben) L* und (unten) Faktor 1. Nur jene Peaks des Spektrums (dicke blaue Linie), die mit ihrer unteren Fehlerschranke (dünne blaue Linie) das Niveau geringerer Auflösung (rote Linie) überschreiten oder zumindest erreichen, werden als signifikant angesehen.
Seite 33
Abbildung 20 Biogener Eintrag. Dargestellt sind der Gesamtgehalt an biogenen Komponenten, aufgetragen gegen die Zeit, im Vergleich zur δ18O-Kurve nach Lisiecki & Raymo (2005), den Farbeigenschaften L* und a*, der Porosität sowie zum Faktor 2 der hochaufgelösten Kerndaten.
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Abbildung 21 Vergleich der standardisierten L*- und a*-Daten, aufgetragen gegen die Kerntiefe. Die grau hervorgehobenen Bereiche stehen für stark karbonatisch geprägte Interglaziale, wie MIS 5.5, 9 und 11.
Seite 39
Abbildung 22 Vergleich der dominierenden Faktoren 1 und 2. Während Faktor 1 für das Verhältnis von Terrigen- zu Biogenfraktion steht, repräsentiert Faktor 2 das Verhältnis von Opal- zu Karbonatgehalt.
Seite 40
Abbildung 23 Terrigener Eintrag. Dargestellt sind der IRD-Gehalt, aufgetragen gegen die Zeit, im Vergleich zur δ18O-Kurve nach Lisiecki & Raymo (2005), der Feuchtraumdichte, der magnetischen Suszeptibilität, zum Eisengehalt sowie zum Faktor 1 der hochaufgelösten Kerndaten.
Seite 43
VII
Tabellenverzeichnis
Tabelle 1 Übersicht der Sedimentkerndaten.
Seite 7
Tabelle 2 Erfasste Elemente entsprechend der gewählten Röntgenröhrenspannung.
Seite 12
Tabelle 3 Übersicht der analysierten Parameter.
Seite 17
Tabelle 4a Elementgehalte der Terrigenen Gruppe.
Seite 26
Tabelle 4b Elementgehalte von Kalzium, Strontium, Barium und Mangan.
Seite 28
VIII
Abkürzungsverzeichnis
ACC Antarktischer Zirkumpolarstrom (Antarctic Circumpolar Current)
AD Antarktische Divergenz
APF(Z) Antarktische Polarfront(zone)
AWI Alfred-Wegener-Institut für Polar- und Meeresforschung
AZ Antarktischen Zone
BGR Bundesanstalt für Geowissenschaften und Rohstoffe
CCD Kalzitkompensationstiefe (Calcite Compensation Depth)
EPICA (EDC) European Project for Ice Coring in Antarctica (EPICA Dome C)
GEBCO General Bathymetric Chart of the Oceans
GFZ Deutsches GeoForschungsZentrum Potsdam
IRD Eistransportiertes Material (Ice Rafted Debris)
LIP Magmatische Großprovinz (Large Igneous Province)
LOI Glühverlust (Loss On Ignition)
LSR Lineare Sedimentationsrate
MIS Marines Isotopenstadium (Marine Isotope Stage)
MSCL Multi-Sensor-Core-Logger
PANGAEA Publishing Network for Geoscientific & Environmental Data
POOZ Permanent Packeisfreie Zone (Permanent Open Ocean Zone)
SAF Subantarktische Front
SAZ Subantarktische Zone
SIZ Saisonale Packeiszone (Seasonal Sea-Ice Zone)
STF Subtropische Front
TC Kohlenstoffgehalt (Total Carbon)
TCD Wärmeleitfähigkeitsdetektor (Thermal Conductivity Detector)
TIC Inorganischer Kohlenstoffgehalt (Total Inorganic Carbon)
TOC Organischer Kohlenstoffgehalt (Total Organic Carbon)
TN Stickstoffgehalt (Total Nitrogen)
TS Schwefelgehalt (Total Sulphur)
XRF Röntgendiffraktometrie (X-Ray Diffractometry)
XRF Röntgenfluoreszenz (X-Ray Fluorescence)
1
1 Einleitung
Während der letzten drei Jahrzehnte erkannten Paläoozeanographen, Paläoklimatologen
und Geochemiker zunehmend die Bedeutung des Antarktischen Ozeans für das globale
Klimageschehen. Dieser nimmt im Zusammenspiel mit der Vereisungsdynamik der Antarktis
in vielerlei Hinsicht eine Schlüsselposition ein. So beeinflussen die Bildung und Entwicklung
des antarktischen Eisschildes und des angrenzenden Meereises den globalen Meeresspiegel,
die atmosphärischen und ozeanographischen Strömungen, den Wärmehaushalt der Erde
und nicht zuletzt die biologische Produktivität. Des Weiteren ist der Antarktische Ozean
eines der Hauptbildungsgebiete von Zwischen-, Tiefen- und Bodenwassermassen, die als
Antrieb des globalen thermohalinen Zirkulationsbandes gelten. Während er einerseits den
antarktischen Kontinent thermal und biostratigraphisch vom Rest der Welt isoliert, fungiert
er andererseits als Verbindungstück des Atlantischen, Indischen und Pazifischen Ozeans
(Shipboard Scientific Party, 1999).
Obwohl diese klimatische Bedeutung des Antarktischen Ozeans heute hinlänglich bekannt ist
und mittlerweile unzählige internationale Forschungsschiffe das Gebiet erkundet haben,
existieren nach wie vor Wissenslücken und offene Fragen bezüglich dessen
paläoklimatischen Entwicklung. So machte sich im Februar des Jahres 2007 das deutsche
Forschungsschiff Polarstern (Abb. 1) auf, das Gebiet von der antarktischen Prydz-Bucht bis
zum Kerguelen-Plateau im indischen Sektor genauer zu untersuchen.
Ziel dieser Arbeit ist die Untersuchung des vom zentralen Kerguelen-Plateau stammenden
Sedimentkerns PS69/907-2 mit unterschiedlichen sedimentologischen und geochemischen
Methoden. Dabei sollen hochauflösende Scannerdaten, die eine immer schnellere Analyse
von Sedimenteigenschaften erlauben, mit Einzelmessungen ausgewählter Proben korreliert
werden. Dies dient der Aufklärung der Frage, was hinter diesen Signalen steckt und der
Überprüfung ihrer Aussagekraft. Schließlich geht es um die Charakterisierung des
Ablagerungsmilieus des Kerguelen-Plateaus und dessen paläoklimatische Entwicklung im
Zusammenhang mit den Glazial-Interglazial-Zyklen der letzten 650 ka.
2
2 Untersuchungsgebiet
2.1 Geographie & Bathymetrie
Das Kerguelen-Plateau befindet sich im südlichen Teil des Indischen Ozeans, etwa 500 km
von der Antarktis entfernt. Es erstreckt sich im Bereich zwischen 45° bis 64° südlicher Breite
und 61° bis 86° östlicher Länge in nordwestlich-südöstlicher Richtung und hat eine ungefähre
Länge von 2500 km sowie eine Breite von 200 bis 600 km. Das Plateau erhebt sich 2000 bis
4000 m über die angrenzenden Tiefseebecken: dem Australisch-Antarktischen Becken im
Osten, dem Enderby-Becken im Südwesten und dem Crozet-Becken im Nordwesten. Im
Süden trennt der Prinzessin-Elizabeth-Trog das Plateau vom Antarktischen Kontinent und der
nahe gelegenen Prydz-Bucht (Abb. 2).
Man gliedert das Plateau in ein nördliches, ein zentrales und ein südliches Segment
(Artamonov & Zolotarev, 2008), die sich in der Bathymetrie unterscheiden. Das nördliche
Segment liegt mit < 1000 m in geringerer Tiefe als das südliche Segment (1000 bis 2000 m),
weist ein größeres Relief auf und ragt mit dem Kerguelen-Archipel über den Meeresspiegel
hinaus. Der zentrale Bereich stellt den Übergang vom nördlichen zum südlichen Teil dar und
umfasst sowohl die Heard- und MacDonald-Inseln als auch den Fawn-Trog, eine schmale von
Westen nach Osten verlaufende Senke mit einer Wassertiefe von > 2500 m.
2.2 Ozeanographie
Der Antarktische Ozean wird geprägt von zwei Oberflächenströmungen, welche die Antarktis
in entgegengesetzten Richtungen umströmen. In direkter Küstennähe fließt der Antarktische
Küstenstrom aufgrund der vorherrschenden polaren Ostwinde (Ostwinddrift) nach Westen.
Weiter nördlich schließt sich im Westwindgürtel der Antarktische Zirkumpolarstrom
(Antarctic Circumpolar Current, ACC) an, der entsprechend nach Osten fließt (Westwinddrift)
und dessen Einfluss bis zum Ozeanboden reicht (Whitworth, 1988). Im indischen Sektor trifft
der ACC auf die Barriere des Kerguelen-Plateaus (Abb. 3a) und wird dadurch geteilt. Der
Großteil fließt nördlich der Kerguelen-Insel entlang und ein kleinerer Teil passiert den Fawn-
Trog im Zentrum des Plateaus (Park et al., 2008). Im Süden trennt die Antarktische Divergenz
(AD) den ACC im Norden vom Antarktischen Küstenstrom.
3
Abbildung 2: Bathymetrische Karte des Kerguelen-Plateaus. Dargestellt sind GEBCO-Tiefenlinien
(General Bathymetric Chart of the Oceans, 1994), wichtige geographische Geländeformen sowie die
Bohrstelle des untersuchten Sedimentkerns (roter Punkt).
Ein System von drei Fronten mit verschiedenen Temperatur- und Salinitätsgradienten
erlaubt eine differenzierte Einteilung des antarktischen Ozeans (Abb. 3b; Dezileau et al.,
2003). Die Subtropische Front (STF) oder Konvergenz entspricht der nördlichen Grenze und
liegt im indischen Sektor bei etwa 40°S. Weiter südlich bei etwa 45°S folgt die
Subantarktische Front (SAF), an die sich die STF im Bereich des Kerguelen-Plateaus stark
annähert. Der Bereich zwischen diesen beiden Fronten wird als Subantarktische Zone (SAZ)
bezeichnet. Die Antarktische Polarfront (APF) liegt im indischen Sektor bei etwa 52°S und
4
begrenzt zusammen mit der SAF die Antarktische Polarfrontzone (APFZ). Südlich davon bis
zum antarktischen Kontinent spricht man von der Antarktischen Zone (AZ), welche sich in die
permanent packeisfreie Zone (Permanent Open Ocean Zone, POOZ) und die saisonal mit
Packeis bedeckte Zone (Seasonal Sea-Ice Zone, SIZ) untergliedert. Das nördliche Kerguelen-
Plateau befindet sich in der PFZ, das zentrale und südliche Segment dagegen in der AZ. Nur
das südliche Plateau ist im Winter von Meereis bedeckt.
Abbildung 3: (a) Oberflächenströmungen sowie (b) ozeanographische Fronten und Zonen im
Untersuchungsgebiet nach Whitehead & McMinn (2002) mit Bohrstelle des Sedimentkerns (roter
Punkt).
2.3 Geologie & Sedimentologie
Das Kerguelen-Plateau ist mit 1.250.000 km2 eine der größten magmatischen Großprovinzen
(Large Igneous Province, LIP) der Erde (Bénard et al., 2010). Seine Entstehung wird mit der
Trennung Indiens und Australiens von der Antarktis durch Ozeanbodenspreizung in der
Kreidezeit vor etwa 120 Ma in Verbindung gebracht (Gaina et al., 2007). Während der
nördliche Teil als ein klassisches Beispiel eines durch Hot-Spot-Vulkanismus entstandenen
Plateaus angesehen wird, ist unter dem südlichen Teil jedoch auch kontinentale Kruste
5
gefunden worden, so dass noch Unklarheit über die genauen Bildungsvorgänge besteht
(Bénard et al., 2010).
Die Sedimente, die das Kerguelen-Plateau bedecken, sind größtenteils biogen und werden
daher von der biologischen Produktivität im Oberflächenwasser und dem Export von deren
silikatischen und karbonatischen Rückständen zum Ozeanboden beeinflusst (Abb. 4a;
Diekmann, 2007). Nördlich der APF dominieren die karbonatischen Komponenten, die
aufgrund der erhöhten Lage des Plateaus oberhalb der Kalzitkompensationstiefe (Calcite
Compensation Depth, CCD) nicht gelöst werden und somit zur Ablagerung gelangen (Gordon,
1971). Im kälteren Wasser südlich der APF wird die Produktion und Erhaltung von biogenem
Karbonat zunehmend gehemmt, während sich gleichzeitig immer mehr biogener Opal bildet
und den zirkumpolaren Opalgürtel formt (Abb. 4b; Burckle & Cirilli, 1987). Da sich das
Kerguelen-Plateau genau in diesem Bereich befindet, wird dort eine Mischung dieser beiden
Komponenten abgelagert (Goodell, 1973).
Abbildung 4: (a) Sedimentologische Fazies im Untersuchungsgebiet nach Whitehead & McMinn
(2002) mit Bohrstelle des untersuchten Sedimentkerns (roter Punkt) sowie (b) zirkumpolarer
Opalgürtel nach Diekmann (2007).
6
Neben der biogenen Sedimentation spielt auch der Eintrag von terrigenem Detritus eine
wichtige Rolle im Ablagerungsmilieu des Kerguelen-Plateaus. So gelangt beispielsweise durch
Eisberge transportiertes Material (Ice Rafted Debris, IRD) vom antarktischen Kontinent
entsprechend der lokalen Strömungsverhältnisse (Abschn. 2.2) zum Plateau. Doch es gibt
noch andere terrestrische und marine Prozesse, wie z. B. Trübeströme (Turbidite),
Bodenströmungen und möglicherweise Windeintrag (Diekmann, 2007).
7
3 Material & Methoden
Während der Antarktisexpedition ANT-XXIII/9 des Forschungsschiffes Polarstern (Abb. 1)
Anfang des Jahres 2007 wurde im zentralen Bereich des Kerguelen-Plateaus mit Hilfe eines
Kolbenlots vom BGR-Typ der 22,89 m lange Sedimentkern PS69/907-2 geborgen (Abb. 5;
Tab. 1). Er stammt aus dem heutigen zirkumpolaren Opalgürtel in der POOZ südlich der APF
aus einer Wassertiefe oberhalb der CCD. Unmittelbar nach der Bergung wurde der
Sedimentkern mit einem Rohrschneider in einzelne Segmente von bis zu 1 m Länge geteilt
und anschließend im Kühlraum eingelagert.
Abbildung 5: Kernbergung auf Polarstern (Diekmann, 2007).
Tabelle 1: Übersicht der Sedimentkerndaten.
Bezeichnung
Geographische Wassertiefe
Eingesetztes Gerät
Kerngewinn Breite Länge
PS69/907-2
55°00.25’S
73°20.04’O
2253 m
Kolbenlot (BGR-Typ)
22.89 m
8
3.1 Bestimmung der sedimentphysikalischen Parameter
Die einzelnen Kernsegmente (Abb. 6) wurden bereits an Bord der Polarstern mit einem
Multi-Sensor-Core-Logger (MSCL) der Firma GEOTEK untersucht, um die physikalischen
Eigenschaften des Sediments zu ermitteln. Dazu wurden im Abstand von 1 cm die
magnetische Suszeptibilität, die P-Wellen-Laufzeit und die Gammastrahlen-Absorption sowie
der Kerndurchmesser und die Sedimenttemperatur simultan gemessen. Unter Zuhilfenahme
des MSCL-Software-Pakets wurden aus diesen Daten dann die Feuchtraumdichte, die
Impedanz, die Porosität und die P-Wellen-Geschwindigkeit berechnet (Diekmann et al.,
2008).
Abbildung 6: Verschiedene Kernsegmente mit hellen und dunklen Sedimenten (Diekmann, 2007).
3.2 Kernbeprobung
Die Kernsegmente wurden am Alfred-Wegener-Institut (AWI) in Bremerhaven geöffnet und
in zwei Längshälften geteilt. Nach dem Fotografieren und der Kernbeschreibung (Abschn.
3.3) wurde die eine Hälfte mit einem Spektralphotometer untersucht (Abschn. 3.6) und
anschließend im Kernlager archiviert, während die andere Hälfte einer
Röntgenfluoreszenzanalyse unterzogen (Abschn. 3.7) und beprobt wurde. Alle 10 cm wurde
9
der Arbeitshälfte mit einer Spritze eine 10-ml-Probe entnommen, die gefriergetrocknet und
z.B. für die Bestimmung des biogenen Opalgehaltes benötigt wurde (Abschn. 3.8). An
derselben Stelle wurde mit einem Spatel eine 1,5 cm breite Scheibe des restlichen Sediments
entnommen, in Tüten verpackt und zur weiteren Untersuchung zum AWI Potsdam gebracht.
3.3 Kernbeschreibung
Nach dem Öffnen des Kerns wurde das Sediment visuell beschrieben, wobei die Lithologie
und die Sedimentstrukturen wie Schichtung und Bioturbation bestimmt wurden. Darüber
hinaus erfolgte eine grobe Schätzung der biogenen und terrigenen Anteile an der
Gesamtzusammensetzung. Die Auswertung von Schmierpräparaten (Abschn. 3.4) und
Radiographien (Abschn. 3.5) erlaubte später eine detailliertere Beschreibung. Die Farbe des
feuchten Sediments wurde mit Farbtafeln (Munsell Soil Colour Charts) verglichen, zusätzlich
jedoch auch mit einem Spektralphotometer hochauflösend erfasst (Abschn. 3.6; Diekmann
et al., 2008).
3.4 Mikroskopische Schmierpräparate
Zur detaillierteren Beschreibung von ausgewählten Sedimentproben aus verschiedenen
Kerntiefen wurden Schmierpräparate angefertigt. Dazu wurde eine Zahnstocherspitze
Sediment mit etwas destilliertem Wasser auf einem Objektträger kreisend verschmiert und
dieser dann auf eine 70°C heiße Heizplatte zum Trocknen gelegt. Das ebenfalls dort
abgelegte und erhitzte Deckgläschen wurde mit dem bei 70°C zähflüssigen Imprägniermittel
Meltmount mittig bestrichen und dann auf den Objektträger geklebt. Nach dem Abkühlen
und Aushärten in horizontaler Position konnten die Präparate nun unter dem
Polarisationsmikroskop ausgewertet werden.
3.5 Radiographie
Bei der Öffnung des Kerns wurden 25 cm lange und 1 cm dicke Sedimentscheiben aus der
Mitte der Segmente zwischen der Arbeits- und der Archivhälfte entnommen und luftdicht in
Schlauchfolien verpackt, um eine Austrocknung zu verhindern. Diese Scheiben wurden dann
von Michael Seebeck vom AWI Bremerhaven geröntgt, wobei vertikale Variationen der
Sedimentstruktur durch die unterschiedliche Absorption der Röntgenstrahlen sichtbar
10
wurden. Die entstandenen Radiographien (Abb. 7) wurden schließlich der offenen
Datenbank PANGAEA (Publishing Network for Geoscientific & Environmental Data) zur
Verfügung gestellt und konnten zur detaillierteren Kernbeschreibung herangezogen werden.
Des Weiteren wurde der IRD-Anteil im Sediment durch Auszählung aller Komponenten
> 2 mm aus jeweils 1 cm breiten Streifen der einzelnen Radiographien ermittelt (Grobe,
1987). Die Partikelanzahl entspricht also dem IRD-Gehalt für 10 cm3 Sediment. Die
Auszählung wurde gemeinsam mit Bernhard Diekmann vom AWI Potsdam durchgeführt.
Abbildung 7: Radiographie. Vergleich von zwei Kernabschnitten (links) mit bzw. (rechts) ohne stark
ausgeprägter Bioturbation und Eisfracht (IRD).
11
3.6 Spektralphotometrie
Zusätzlich zur visuellen Bestimmung der Sedimentfarbe (Abschn. 3.3) wurden die
Archivhälften mit einem Spektralphotometer CM 2002 der Firma MINOLTA in 1-cm-Schritten
multispektral abgetastet. Dabei wurde das Sediment einem Lichtblitz ausgesetzt und dann
die Intensität des reflektierten Lichts der sichtbaren Wellenlängen von 400 bis 700 nm mit
einer Auflösung von 10 nm gemessen. Neben diesen Intensitäten wurden auch die
Gesamthelligkeit (Luminanz, L*), das Grün-Rot-Verhältnis (a*), das Blau-Gelb-Verhältnis (b*),
die Koordinaten im RGB-Farbraum und die Munsell-Bezeichnung der Sedimentfarbe vom
Spektralphotometer ausgegeben.
3.7 Röntgenfluoreszenzanalyse
Zur Bestimmung der elementaren Sedimentzusammensetzung und deren Variation mit der
Kerntiefe wurden die Arbeitshälften am AWI Bremerhaven einer Röntgenfluoreszenzanalyse
(X-Ray Fluorescence Analysis, XRF) unterzogen. Dazu wurden die einzelnen Segmente in
einen XRF-Kernscanner der Firma AVAATECH (Abb. 8) gelegt, nachdem die
Sedimentoberfläche glatt gestrichen und mit einer transparenten Messfolie bedeckt wurde.
Der Scanner setzt die Sedimentoberfläche Röntgenstrahlung aus, die ein Elektron aus einer
der inneren Schalen eines Atoms schleudert. In der Folge füllt ein Elektron einer äußeren
Schale die entstandene Lücke und die Energiedifferenz der beiden beteiligten Schalen wird
als elektromagnetische Strahlung ausgesendet. Die Wellenlänge dieser emittierten Strahlung
ist charakteristisch für jedes Element und die Amplituden sind proportional zur
Konzentration des entsprechenden Elementes im untersuchten Sediment (Richter et al.,
2006). Die variable Messfläche betrug in diesem Fall 120 mm2 und es wurde mit einer
Auflösung von 10 mm gemessen. Als Resultat erhält man die Zählimpulse (counts) der
Elemente im Periodensystem von Aluminium bis Uran pro cm, abhängig von der
eingesetzten Röntgenröhrenspannung (Tab. 2). Weitere Spezifikationen des eingesetzten
XRF-Kernscanners können der Internetpräsenz von AVAATECH entnommen werden
(www.avaatech.com).
12
Abbildung 8: XRF-Kernscanner des AWI Bremerhaven.
Tabelle 2: Erfasste Elemente entsprechend der gewählten Röntgenröhrenspannung.
Spannung
Elemente
10 kV
AI, Si, P, S, Cl, K , Ca, Ti, Cr, Mn, Fe, Rh
30 kV
Cu, Zn, Ga, Br, Rb, Sr, Y, Zr, Nb, Mo, Pb, Bi
50 kV
Ag, Cd, Sn, Te, Ba
Um diese qualitativen Daten zu kalibrieren wurden Messungen an Einzelproben
vorgenommen. Dazu wurden 30 der Spatelproben gefriergetrocknet und mit einer
Planetenmühle analysefein gemahlen. Von diesem Pulver wurden exakt 1 g mit etwa 0,5 g
Ammoniumnitrat (NH4NO3) und exakt 6 g eines Schmelzmittels aus 66 % Lithiumtetraborat
und 34 % Lithiummetaborat in einem Platintiegel vermengt und mit einem
Einwegplastikspatel homogenisiert. Danach wurde dieses Gemisch mit einer Reihe von
13
Gasbrennern geschmolzen. Auf drei Vorbrennern wurden die Tiegel von etwa 400°C über
etwa 500°C auf etwa 600°C erwärmt. Dabei entwich Wasser (H2O) und Kohlenstoffdioxid
(CO2) aus den Proben, während gleichzeitig Sulfide, Eisen(II)- und organische Verbindungen
oxidiert wurden. Auf den beiden Hauptbrennern (etwa 1150°C) wurden die Proben dann
vollständig geschmolzen und entgast. Anschließend wurde die jeweilige Schmelze sofort auf
eine kleine Abgussschale aus Platin gegossen, auf der sie zu einer homogenen Glastablette
von 4 cm Durchmesser erstarrte. Der Boden der Abgussschale darf dabei nicht zerkratzt sein,
da die Schmelze sonst auskristallisieren könnte. Die Glastabletten wurden am Institut für
Erd- und Umweltwissenschaften der Universität Potsdam unter Anleitung von Antje Musiol
hergestellt und zur erneuten Röntgenfluoreszenzanalyse an Rudolf Naumann vom Deutschen
GeoForschungsZentrum (GFZ) in Potsdam geschickt. Dort wurden die Proben mit einem
AXIOS Advanced XRF Spektrometer der Firma PANalytical untersucht und mit ebenfalls
gemessenen Standards von bekannter Zusammensetzung verglichen. Unter Berücksichtigung
des Glühverlustes (Loss On Ignition, LOI mit LOI = H2O + CO2) bei der Herstellung der
Glastabletten, der vorher mithilfe eines Elementaranalysators bestimmt wurde (Abschn.
3.9), konnten Konzentrationsangaben in Gewichtsprozent (Gew.-%) des entsprechenden
Oxids bzw. ppm des Elements gemacht werden. Die Oxide wurden dann durch Multiplikation
mit den entsprechenden stöchiometrischen Faktoren wieder in reine Elementgehalte
umgerechnet.
Der Vergleich dieser quantitativen mit den qualitativen Daten ergab nun einen linearen
Trend, der über die Berechnung einer Regressionsgeraden bestimmt wurde. Über deren
Funktion konnten schließlich die genauen Elementgehalte auf den gesamten Sedimentkern
extrapoliert werden.
3.8 Bestimmung des Biogenopalgehaltes
Der Gehalt an biogenem Opal (SiO2), also an Überresten von kieseligem Phyto- (Diatomeen)
und Zooplankton (Radiolarien), wurde durch Röntgendiffraktometrie (X-Ray Diffractometry,
XRD) qualitativ ermittelt. Dazu wurden einige der gefriergetrockneten Spritzproben einmal
zum Lösen von Salzen gewaschen und erneut gefriergetrocknet. Danach wurden sie mittels
Planetenmühle analysefein gemahlen und als nicht orientierte Pulverpräparate am AWI
Bremerhaven mit einem Röntgendiffraktometer der Firma Philips untersucht. Dabei wird die
14
Probe unter verschiedenen Winkeln einer Röntgenstrahlung ausgesetzt, die abhängig von
der kristallinen Struktur des Probenmaterials unterschiedlich stark gebeugt wird. Deren
Intensität wird von einem Detektor aufgezeichnet. Am sich ergebenen Diffraktionsmuster
kann man dann eindeutig die in der Probe enthaltenen Minerale identifizieren.
Die Auswertung der Röntgendiffraktogramme erfolgte mit Hilfe der MacDiff-Software 4.0.7
(Abb. 9; Petschick, 1999). Zuerst wurde eine Basislinie zum Abtrennen des
Hintergrundrauschens gezogen, das Profil geglättet und die Lage des Spektrums gegen den
internen Quarzstandard (3,343 Å) korrigiert. Anschließend konnten bei den
mineralspezifischen Gitternetzabständen die einzelnen Intensitäten als Impulse pro Sekunde
(counts per second, cps) abgelesen werden. Da der amorphe Opal (Opal-A) aber in den
Diffraktogrammen nur als diffuser Reflex abgebildet wird, musste zur Abschätzung von
dessen Intensität erst die Basislinie manuell angepasst werden (Abb. 9a). Dann wurde die
Intensität jeweils bei 3,71 Å, 3,81 Å und 3,96 Å abgelesen und davon der Mittelwert gebildet.
Zur Quantifizierung der Opal-Daten wurde der biogene Opalgehalt von sechs Proben mit der
nasschemischen Auslaugmethode (Leaching) nach Müller & Schneider (1993) bestimmt.
Dabei wurde am AWI Bremerhaven mit einer heißen alkalischen Lösung (1 M NaOH) das
unter diesen Bedingungen schnell lösliche biogene Silikat (Opal) aus den getrockneten und
gemahlenen Spritzproben extrahiert und der Gehalt an gelöstem Silizium kontinuierlich
photometrisch ermittelt. Anschließend erfolgte die Auswertung der entstandenen
Lösungskurve nach dem Verfahren von DeMaster (1981).
Auch hier ergab der Vergleich dieser quantitativen mit den qualitativen Daten einen linearen
Trend (R2 = 0,9278), der über die Berechnung einer Regressionsgeraden bestimmt wurde
(Abb. 9b). Über deren Funktion konnte nun der Opalgehalt der restlichen ausgewählten
Spritzproben in Gewichtsprozent ermittelt werden. Zur Extrapolation auf den gesamten
Sedimentkern wurde der Opalgehalt einmal über die Feuchtraumdichte, aber auch über a*
(Abschn. 3.6) berechnet, da diese am besten miteinander korrelieren (R2 = 0,5297 bzw.
0,5166).
15
Abbildung 9: Darstellung eines Röntgendiffraktogramms mit der MacDiff-Software. (a) Manuelle
Korrektur der Basislinie im Bereich des diffusen Opal-Reflexes. (b) Quantifizierung des Opalgehalts
durch lineare Regression (verändert nach Voigt, 2009).
Zur Überprüfung der Opalgehalte wurde noch eine andere Herangehensweise gewählt: Die
mittels quantitativer XRF-Messung der Glastabletten ermittelten Gehalte an Al2O3 in
Gewichtsprozent wurden durch einen Standardwert der kontinentalen Kruste (15,2 %)
dividiert und der entstandene Faktor mit dem ebenfalls ermittelten SiO2-Gehalt multipliziert.
Der so berechnete Wert wurde dann als terrigener SiO2-Anteil angesehen und die Differenz
als biogene Komponente, die dann wieder über die Feuchtraumdichte und a* auf den
gesamten Kern extrapoliert wurde.
Beim Vergleich der vier Extrapolationen der Opalgehalte auf den gesamten Sedimentkern
ergaben sich generell gute Übereinstimmungen der beiden angewandten Verfahren (Abb.
10), doch trifft keine der Kurven jeden der quantitativen Opalwerte. Der Vorteil der über a*
berechneten Opalgehalte (gelbe und rote Kurve in Abb. 10) ist der kontinuierlichere Verlauf,
aber trotz der häufigeren Unterbrechungen der Feuchtraumdichtedaten geben die darüber
berechneten Opalgehalte die tatsächlichen Gehalte am besten wieder. Daher wurden die
aus den quantitativen Opalgehalten über die Feuchtraumdichte ermittelten Werte für die
Auswertung herangezogen (lila Kurve in Abb. 10).
16
-10
0
10
20
30
40
50
60
70
80
90
0 200 400 600 800 1000 1200 1400 1600 1800 2000 2200
Tiefe (cm)
Op
alg
ehal
t (G
ew.-
%)
Abbildung 10: Vergleich der quantifizierten Opalgehalte (blaue Punkte) mit den vier Extrapolationen
auf den gesamten Sedimentkern. Die lila Kurve zeigt den Verlauf der über die Feuchtraumdichte
extrapolierten Opalgehalte, die gelbe Kurve zeigt den Verlauf der über a* extrapolierten Opalgehalte.
Die beiden anderen Kurven zeigen den Verlauf der aus den quantitativen XRF-Daten (SiO2)
ermittelten Opalgehalte, einerseits über die Feuchtraumdichte (grün) und andererseits über a* (rot)
auf den gesamte Kern extrapoliert.
3.9 Bestimmung des Karbonat- & organischen Kohlenstoffgehaltes
Zur Bestimmung des Gesamtgehaltes an Kohlenstoff (Total Carbon, TC), Stickstoff (Total
Nitrogen, TN) und Schwefel (Total Sulphur, TS) wurde ein homogener Teil der
gefriergetrockneten und gemahlenen Spritzproben mit einem Elementaranalysator
vario EL III der Firma elementar Analysensysteme GmbH untersucht. Dazu wurden 8 mg der
Probe mit etwas Wolframoxid als Katalysator in kleine Aluminiumkapseln gegeben, die dicht
verfaltet und dann dem Gerät zur Messung zugeführt wurden. Dabei wird die Probe zuerst
oxidiert und dann reduziert, um ein Gasgemisch aus elementarem Stickstoff,
Kohlenstoffdioxid, Schwefeloxiden u.a. zu erzeugen. Das Gas wird dann durch eine Reihe von
Gaschromatographen geleitet, um die einzelnen Bestandteile voneinander zu trennen und
mit dem Wärmeleitfähigkeitsdetektor (Thermal Conductivity Detector, TCD) zu identifizieren.
Ein anderer Teil (je 30 bis 50 mg, abhängig vom TC) diente später der Bestimmung des
17
organischen Kohlenstoffgehaltes (Total Organic Carbon, TOC) mit dem Analysator
vario MAX C derselben Firma. Als Differenz von TC und TOC ergibt sich dann der inorganische
Kohlenstoffgehalt (Total Inorganic Carbon, TIC), welcher mit einem stöchiometrischen Faktor
multipliziert dem Anteil an Kalziumkarbonat entspricht: CaCO3 = (TC – TOC) x 8,33
Die ermittelten CaCO3-Gehalte wurden mit den Kalzium-Zählimpulsen der XRF-Analyse
verglichen und die lineare Beziehung (R2 = 0,694) wurde durch die Berechnung einer
Regressionsgeraden bestimmt. Über deren Funktion konnte dann der Karbonatgehalt auf
den gesamten Sedimentkern extrapoliert werden.
3.10 Faktoranalyse
Zur statistischen Auswertung wurden sowohl die hochauflösenden Kerndaten als auch die
Einzelmessdaten (Tab. 3) mit dem Programm Statistica 9 der Firma StatSoft einer
Faktoranalyse unterzogen. Dazu wurden die Daten standardisiert und entsprechend ihrer
maximalen Variation (Varimax (s)) rotiert, bevor die den Daten zugrunde liegenden Faktoren
mit der Hauptkomponentenmethode extrahiert wurden. Die Gehalte an Opal, Karbonat und
TOC wurden nur bei den Einzelmessdaten in die Faktoranalyse miteinbezogen, da sie, wenn
überhaupt, nur durch andere Variablen auf den gesamten Kern extrapoliert wurden und
somit das Ergebnis verfälschen würden.
Tabelle 3: Übersicht der analysierten Parameter.
Kerndaten hoher Auflösung
Einzelmessdaten niedriger Auflösung
Elemente: K, Ca, Ti, Mn, Fe, Zn, Rb, Sr, Zr, Ag, Ba
Farbeigenschaften: L*, a*, b*
Sedimentphysikalische Parameter: Dichte,
Magnet. Suszeptibilität, Porosität
Sonstige: IRD
Elemente: K, Ca, Ti, Mn, Fe, Zn, Rb, Sr, Zr, Ag, Ba
Minerale: Opal
Sedimentphysikalische Parameter: Dichte,
Magnet. Suszeptibilität, Porosität
Sonstige: TOC, IRD
18
3.11 Altersmodellierung & Zeitreihenanalyse
Da im Rahmen dieser Arbeit keine Datierung des Materials vorgenommen wurde, erfolgte
die Erstellung eines Altersmodells durch den Vergleich (Tuning) der Luminanzkurve mit den
von Jouzel & Masson-Delmotte (2008) ermittelten Deuterium-Verhältnissen (δ2H) des
European Project for Ice Coring in Antarctica (EPICA) Dome C (EDC) Eiskerns. Dieser wurde
etwa 3000 km vom Kerguelen-Plateau entfernt auf Antarktika erschlossen (75°06’S,
123°21’O) und reicht bis 800 ka in der Zeit zurück. Mit dem Programm AnalySeries 2.0.4.3
(Paillard, 2005) wurden markante Extrem- und Wendepunkte beider Kurven manuell auf
einander fixiert, so dass den so ausgewählten Tiefendaten der Luminanzkurve Altersdaten
der Deuteriumkurve zugeordnet wurden (Abb. 11). Die Tiefendaten zwischen diesen
Fixpunkten wurden dann automatisch durch lineare Interpolation in entsprechende
Altersdaten umgerechnet. Darüber hinaus ergaben sich aus diesem Altersmodell auch die
Linearen Sedimentationsraten (LSR).
Weiterhin wurde die so datierte Luminanzkurve mit AnalySeries einer spektralen
Zeitreihenanalyse unterzogen. Nach dem gleichmäßigen Resampling in einem Intervall von
500 a, der Entfernung eines möglichen linearen Trends und der Standardisierung der Daten
wurde ein Powerspektrum nach der Blackman-Turkey-Methode berechnet. Es wurde ein
Bartlett-Window mit 380 Lags (30 % der Reihe) verwendet und das Konfidenzniveau der
Fehlerschranken betrug 80 %. Zur Identifikation der signifikanten Frequenzen wurde noch
ein Powerspektrum geringerer Auflösung (10 % der Reihe) berechnet und mit dem ersten
verglichen. Nur die Peaks, die mit ihrer unteren Fehlerschranke das Niveau geringerer
Auflösung überschritten oder zumindest erreichten, wurden als signifikant angesehen.
Ebenso wurde mit den datierten Werten vom Faktor 1 der Faktoranalyse verfahren.
19
Abbildung 11: Altersmodellierung. Vergleich (Tuning) der Deuteriumkurve (rot) von Jouzel & Masson-
Delmotte (2008), aufgetragen gegen die Zeit in ka, mit der Luminanzkurve (grün) des untersuchten
Kerns, aufgetragen gegen die Kerntiefe in cm. Die untere Grafik zeigt die sich ergebende gute
Korrelation der beiden Kurven, aufgetragen gegen die Zeit in ka.
20
4 Ergebnisse
4.1 Sedimentfarbe & Struktur
Der Sedimentkern ist gekennzeichnet durch einen Wechsel von dunklen und hellen
Abschnitten, die nach den Munsell-Farbtafeln zwischen dunkelgrauen (10YR3/1) bis
dunkelbraunen (10YR4/2) und deutlich helleren grauen (10YR5/1) bis gelblich braunen
(10YR8/3-8/4) Farbtönen variieren. Nur in einer Kerntiefe von 1331 bis 1382 cm befindet
sich ein nahezu weißer (10YR8/1-8/2) Bereich.
Diese Wechsellagerung wird erwartungsgemäß auch durch die Koordinaten im L*a*b*-
Farbraum deutlich (Abb. 12). Die Luminanz (L*) variiert zwischen 35 bis 40 und 60 bis 70 mit
einem Maximum von 80 bei etwa 1370 cm Kerntiefe. Dabei entsprechen Luminanzwerte von
0 bzw. 100 den Endpunkten schwarz bzw. weiß und die Werte dazwischen demzufolge den
Grautönen. Das Grün-Rot-Verhältnis (a*) hat einen ähnlichen Verlauf und schwankt
zwischen etwa 0 in den dunklen und maximal 5,5 in den helleren Bereichen. Eine Ausnahme
stellt der Bereich um das Luminanzmaximum von 1300 bis 1400 cm Kerntiefe dar, wo a*
gegen 0 (also weiß) strebt. Die Endpunkte grün bzw. rot entsprechen dabei Werten von -150
bzw. +100, so dass leicht rötliche Farben überwiegen. Auch das Blau-Gelb-Verhältnis (b*)
verläuft ähnlich von 3,5 in den dunklen bis maximal 22 in den helleren Bereichen und strebt
ebenfalls im hellsten Bereich von 1300 bis 1400 cm Kerntiefe gegen weiß, unterschreitet
dabei jedoch nicht den Wert 9. Hier entsprechen die Endpunkte blau bzw. gelb den Werten
-100 bzw. +150, so dass gelbliche Farben das Sediment dominieren. Dies ist konsistent mit
der Munsell-Bezeichnung YR, die für eine gelbrote (yellow-red) oder orange Grundfarbe
steht.
Strukturell lassen sich besonders mit Hilfe der Radiographien durch Bioturbation geprägte
Bereiche von leicht geschichteten und nahezu strukturlosen Kernabschnitten unterscheiden,
wobei erstere deutlich überwiegen. Diese Durchwühlung durch auf dem Ozeanboden
lebende (benthische) Organismen erkennt man sowohl auf den Kernfotos als auch auf den
Radiographien an der unregelmäßigen Farbgebung bzw. Durchleuchtung des Sediments,
welche diese Bereiche marmoriert erscheinen lässt. Der Übergang zwischen den dunklen
und hellen Abschnitten ist meist undeutlich und erstreckt sich z. T. über mehrere cm, wobei
21
damit nicht immer ein Fazieswechsel einhergeht. Vereinzelt finden sich auch Linsen oder
Sprenkel von dunklem in hellem Sediment und umgekehrt.
Abbildung 12: Farbeigenschaften des Sediments. Dargestellt sind die Luminanz (L*), das Grün-Rot-
Verhältnis (a*) und das Blau-Gelb-Verhältnis (b*), aufgetragen gegen die Kerntiefe. Zu erkennen sind
die ähnlichen Kurvenverläufe mit der markantesten Ausnahme im Bereich von 1300 bis 1400 cm
Kerntiefe.
22
4.2 Sedimentphysikalische Eigenschaften
4.2.1 Magnetische Suszeptibilität
Die magnetische Suszeptibilität gibt die Magnetisierbarkeit des Sediments wieder, die auf
den Gehalt an bestimmten Mineralen wie Magnetit (Fe3O4) zurückzuführen ist. Sie gilt daher
als ein Indikator für den Eintrag von terrigenem, also auf dem Land entstandenem Material,
das beispielsweise als IRD ins System eingetragen wird. Da biogene Sedimente generell eine
niedrigere magnetische Suszeptibilität aufweisen als terrestrische Ablagerungen, lassen sich
somit Rückschlüsse auf die Sedimentzusammensetzung des Kerns ziehen. Die Werte der
magnetischen Suszeptibilität schwanken im untersuchten Kern zwischen -10,8 · 10-5 und
maximal 96,7 · 10-5 SI-Einheiten (Abb. 13), wobei die Maxima stets in den dunklen
Kernabschnitten, den Luminanzminima, auftreten.
4.2.2 Feuchtraumdichte & Porosität
Feuchtraumdichte und Porosität sind direkt abhängig von Wassergehalt und Korndichte des
untersuchten Sediments. Während die Werte der Feuchtraumdichte mit 1,13 bis 1,4 g/cm3
generell niedrig sind, variiert die Porosität zwischen 77 und 94 Vol.-% (Abb. 13). Der
Kurvenverlauf der Feuchtraumdichte ähnelt dem der magnetischen Suszeptibilität. Die
Porosität verläuft jedoch gegenläufig zur Feuchtraumdichte, was sich auch in der perfekten,
negativen Korrelation von R = -1 widerspiegelt. Diese Gegenläufigkeit erklärt sich damit, dass
die Hohlräume mariner Sedimente im Allgemeinen komplett mit Wasser gefüllt sind.
Aufgrund der geringeren Dichte von Wasser sinkt daher die Feuchtraumdichte in den
Porositätsmaxima. Auffällig ist nur das lokale Feuchtraumdichtemaximum bzw.
Porositätsminimum bei etwa 1370 cm Kerntiefe im nahezu weißen Kernabschnitt
(Luminanzmaximum), während die Kurve der magnetischen Suszeptibilität dort nicht
ausschlägt. Demnach ist der entscheidende Faktor in diesem Fall nicht der Wassergehalt,
sondern die Korndichte, die von der Sedimentzusammensetzung abhängt. Weiterhin
korrelieren die Feuchtraumdichte und die Porosität gut mit den beiden Farbverhältnissen a*
und b*.
23
Abbildung 13: Sedimentphysikalische Eigenschaften. Dargestellt sind die magnetische Suszeptibilität,
die Feuchtraumdichte und die Porosität, aufgetragen gegen die Kerntiefe. Zu erkennen sind die
ähnlichen Kurvenverläufe mit der markantesten Ausnahme im Bereich von 1350 bis 1400 cm
Kerntiefe und der entgegengesetzte Verlauf der Porosität.
4.3 Sedimentzusammensetzung
4.3.1 Gehalt an biogenen Komponenten
Der biogene Opalgehalt variiert über den gesamten Kernverlauf zwischen etwa 20 und
65 Gew.-% mit einem Maximum von 69 Gew.-% bei etwa 20 cm Kerntiefe. Der mittlere
Gehalt sinkt bei etwa 1100 cm leicht um 5 Gew.-% von 50 im oberen auf etwa 45 Gew.-% im
unteren Kernabschnitt (Abb. 14). Es besteht eine positive Korrelation zur Porosität und den
24
beiden Farbverhältnissen a* und b* sowie eine negative Korrelation zur Feuchtraumdichte.
Steigt also der Gehalt an biogenem Opal, so erhöht sich die Porosität und der Rot- und
Gelbanteil, während die Feuchtraumdichte und der Grün- und Blauanteil sinken. Die
Auswertung der Schmierpräparate ergab eine Dominanz von Diatomeenschalen an der
Zusammensetzung des biogenen Opals. Die Schalen von Radiolarien spielen nur eine
untergeordnete Rolle, auch wenn sich darunter verhältnismäßig große Exemplare befinden.
Abbildung 14: Gehalt an biogenen Komponenten. Dargestellt sind der Gehalt an Opal, an
Kalziumkarbonat (CaCO3) und die Summe dieser beiden Komponenten, welche die Sediment-
zusammensetzung weitestgehend dominieren, aufgetragen gegen die Kerntiefe. Zu erkennen sind
auch die Dominanz des biogenen Opals und die z.T. konträren Verläufe von Opal und Karbonat.
25
Der Gehalt an Kalziumkarbonat ist mit durchschnittlich 15 Gew.-% deutlich geringer als der
Opalgehalt mit Ausnahme des absoluten Karbonatmaximums im Abschnitt von etwa 1300
bis 1400 cm Kerntiefe. Dort werden Werte von 30 bis 76 Gew.-% erreicht, während der
Opalgehalt auf bis zu 20 Gew.-% absinkt. Des Weiteren deckt sich dieser Abschnitt mit dem
hellsten, nahezu weißen Kernbereich um das Luminanzmaximum. Im Abschnitt darüber bis
1300 cm Kerntiefe schwanken die Karbonatgehalte zwischen etwa 6 bis 30 Gew.-%, während
sie im Abschnitt darunter ab 1400 cm zwischen 10 und 40 Gew.-% variieren. Von besonderer
Bedeutung ist die Tatsache, dass über den gesamten Kernverlauf Kalziumkarbonat
vorhanden ist und dessen Gehalte z. T. konträr zu den Opalgehalten verlaufen (Abb. 14). Die
Auswertung der Schmierpräparate ergab, dass Foraminiferenschalen die Zusammensetzung
des Karbonats bestimmen und Überreste von Coccolithophoriden (Coccolithen) nur eine
geringere Fraktion bilden. Diese Kalkalgen überwiegen allerdings im Bereich des bereits
erwähnten Karbonatmaximums.
Als Summe dieser beiden biogenen Komponenten ergeben sich Gesamtgehalte von etwa 35
bis 80 Gew.-%, im Abschnitt von 1300 bis 1400 cm Kerntiefe sogar von bis zu 100 Gew.-%.
Außerdem korrelieren die Gesamtgehalte gut mit den Luminanzdaten, so dass hohe
Biogengehalte in den hellen und niedrigere in den dunklen Sedimenten auftreten.
Die an Einzelproben gemessenen Gehalte an organischem Kohlenstoff (TOC) sind mit
maximal 0,29 Gew.-% sehr niedrig und konnten aufgrund mangelnder Korrelation über keine
der hochaufgelösten Variablen wie z. B. L* oder den Bariumgehalt auf den gesamten Kern
extrapoliert werden.
4.3.2 Elementverteilung
Die durch Röntgenfluoreszenzanalyse ermittelten Gehalte der ausgewählten Elemente
(Abschn. 3.7) lassen sich aufgrund ihres Verlaufs in 3 Fraktionen einteilen. Die eine Fraktion
enthält die Elemente Kalium, Titan, Eisen, Zink, Rubidium und Zirkon, welche im marinen
Milieu meist terrestrischen Ursprungs sind. Daher wird diese Fraktion nachfolgend als
Terrigene Gruppe bezeichnet. Ihre Elemente weisen eine hohe Korrelation auf und haben in
denselben Kernabschnitten ihre lokalen Maxima und Minima. So liegt beispielsweise das
absolute Maximum bei fast allen Elementen bei etwa 1500 cm Kerntiefe. Nur Rubidium und
26
Zirkon weisen ihren maximalen Peak bei etwa 1900 cm Kerntiefe auf (Abb. 15). Es liegen bei
allen sechs Elementen im Vergleich zu den biogenen Komponenten sehr geringe Gehalte vor,
angeführt von Eisen mit durchschnittlich 1,8 Gew.-% und maximal 10 Gew.-% (Tab. 4a). Es
besteht gute positive Korrelation zur magnetischen Suszeptibilität, die ebenfalls bei 1500 cm
Kerntiefe ihr Maximum erreicht. Des Weiteren treten auch hier die Maxima stets in den
dunklen Kernabschnitten erhöhter Feuchtraumdichte auf (Luminanzminima).
Eine andere Fraktion bilden die Elemente Kalzium und Strontium, die in ihrem Verlauf der
Terrigenen Gruppe zwar z. T. ähneln, ihr absolutes Maximum jedoch im nahezu weißen
Kernbereich bei etwa 1370 cm Kerntiefe aufweisen. Sie korrelieren gut mit den gemessenen
Gehalten an Kalziumkarbonat, weswegen diese auch durch Kalzium auf den gesamten Kern
extrapoliert wurden. Der Gehalt an Kalzium erreicht maximal 26,8 Gew.-% und übertrifft
meistens den Eisengehalt leicht. Der Gehalt an Strontium ist dagegen mit maximal 1300 ppm
(0,13 Gew.-%) sehr gering (Tab. 4b) und weist in seinem Verlauf einen deutlichen Einfluss der
Terrigenen Gruppe auf (Abb. 15).
Beim Verlauf der Bariumgehalte erkennt man eine Mischung aus Terrigener Gruppe und Ca-
Sr-Fraktion, die geringen Werte schwanken zwischen 726 und 2295 ppm. Die Mangangehalte
bilden die dritte Fraktion mit einem absoluten Maximum von 0,85 Gew.-% bei etwa 100 cm
Kerntiefe. Im restlichen Kern überschreiten die Werte 0,08 Gew.-% nicht, weisen jedoch wie
die Elemente der Terrigenen Gruppe lokale Maxima in denselben Kernbereichen auf (Abb.
15).
Tabelle 4a: Elementgehalte der Terrigenen Gruppe.
K (Gew.-%)
Ti (Gew.-%)
Fe (Gew.-%)
Zn (ppm)
Rb (ppm)
Zr (ppm)
Minimum
0,139
0,071
0,308
0
8,111
1,788
Mittelwert
0,766
0,393
1,836
57,511
17,775
77,217
Maximum
4,361
2,609
10,09
202,509
38,774
344,704
27
Abbildung 15: Elementverteilung. Dargestellt sind die Gehalte an Kalium, Kalzium, Titan, Mangan, Eisen, Zink, Rubidium, Strontium, Zirkon und Barium,
aufgetragen gegen die Kerntiefe.
28
Tabelle 4b: Elementgehalte von Kalzium, Strontium, Barium und Mangan.
Ca (Gew.-%)
Sr (ppm)
Ba (ppm)
Mn (Gew.-%)
Minimum
1,788
104,725
726,282
0,004
Mittelwert
4,883
377,701
1320,714
0,025
Maximum
26,834
1300,073
2294,819
0,849
4.3.3 Eisfrachtverteilung (IRD)
Da Eisberge prinzipiell Partikel jeder Korngrößenklasse dem Sediment zuführen können, die
feinere Fraktion aber auch durch andere Prozesse wie z. B. durch Bodenströmungen
eingetragen werden kann, wird hauptsächlich die Grobfraktion (> 2 mm) als Maß für den
IRD-Eintrag herangezogen. Die Auszählung der Eisfracht mit Hilfe der Radiographien
(Abschn. 3.5) ergab im Allgemeinen sehr niedrige Werte, die zwischen 0 bis 7 Kieskörnern
pro 10 cm3 variieren (Abb. 16). Nur in dem kleinen Bereich zwischen etwa 1170 und 1190 cm
Kerntiefe werden höhere Werte mit maximal 27 Kieskörnern pro 10 cm3 erreicht. Im
Vergleich zu den anderen Variablen wird deutlich, dass IRD nur in den dunklen Abschnitten
erhöhter magnetischer Suszeptibilität auftritt, in denen auch die Elementgehalte der
Terrigenen Gruppe und die Feuchtraumdichte ansteigen.
Abbildung 16: Eisfrachtverteilung (IRD). Dargestellt ist die Kieskornanzahl pro 10 cm3, aufgetragen
gegen die Kerntiefe.
29
4.3.4 Zusammenfassung
Die Sedimentzusammensetzung wird im Wesentlichen von den biogenen Komponenten
bestimmt und nur untergeordnet vom Eintrag terrigenen Materials. Aufgrund der Dominanz
durch Diatomeenrückstände wechseln sich diatomeenhaltiger Tonschlamm in den dunklen
Kernabschnitten (biogener Anteil: 25 bis 50 %) mit Diatomeenschlamm in den helleren
Bereichen (biogener Anteil: 50 bis 100 %) ab, welcher in den Übergangsbereichen mit einem
biogenen Anteil von 50 bis 75 % noch als tonhaltiger Diatomeenschlamm bezeichnet wird.
Auch wenn stets karbonatische Rückstände vorhanden sind, überwiegt nur im Abschnitt von
etwa 1300 bis 1400 cm Kerntiefe der karbonatische Anteil in der biogenen
Zusammensetzung, so dass dort nahezu weißer diatomeenführender Kalkschlamm zu finden
ist.
4.4 Faktorwerte
Die Faktoranalyse der hochauflösenden Kerndaten ergab drei Faktoren, die 81 % der
Gesamtvarianz erklären. Auf Faktor 1 entfallen davon allein etwa 43 %. Er zeigt eine sehr
gute positive Korrelation mit den Elementgehalten der Terrigenen Gruppe und von Barium
sowie mit der magnetischen Suszeptibilität. Er korreliert ebenfalls gut, jedoch negativ, mit L*
und b* sowie weniger gut mit a*, der Porosität (beide negativ), der Feuchtraumdichte, der
Impedanz und dem IRD-Eintrag (jeweils positiv). Faktor 2 erklärt 28 % der Gesamtvarianz und
weist eine sehr gute positive Korrelation mit Kalzium, Strontium und der Feuchtraumdichte
auf. Er korreliert ebenfalls sehr gut, jedoch negativ mit Silber und der Porosität sowie
weniger gut mit a* und b* (beide negativ). Für Faktor 3 bleiben etwa 10 % erklärter
Gesamtvarianz. Er weist eine gute positive Korrelation mit dem Mangangehalt auf. Der
Verlauf der jeweiligen Faktorwerte mit zunehmender Kerntiefe ist in Abbildung 17
dargestellt. Dabei korrespondieren positive Werte mit erhöhten Werten der positiv
korrelierten Variablen bzw. mit niedrigen Werten der negativ korrelierten Variablen. Bei
negativen Werten verhält es sich dementsprechend genau umgekehrt.
30
Abbildung 17: Faktorwerte der hochauflösenden Kerndaten, aufgetragen gegen die Kerntiefe.
Positive Werte korrespondieren mit erhöhten Werten der positiv korrelierten Variablen bzw. mit
niedrigen Werten der negativ korrelierten Variablen und umgekehrt.
Die Faktoranalyse der Einzelmessdaten ergab sogar vier Faktoren, die etwa 88,8 % der
Gesamtvarianz erklären. Auch hier entfallen auf Faktor 1 bereits 43 % und die
Korrelationsverhältnisse gleichen sich mit folgenden Ergänzungen: Es besteht gute positive
Korrelation mit dem Quarzgehalt und negative Korrelation mit dem Gehalt an Opal,
Karbonat und Silber. Allerdings fällt der IRD-Eintrag heraus und wird stattdessen mit
besonders guter Korrelation durch Faktor 3 repräsentiert. Dieser weist ansonsten nur
schwache Korrelationen auf und erklärt etwa 10,4 % der Gesamtvarianz. Faktor 2 gleicht
31
wiederum seinem Pendant bei den hochauflösenden Kerndaten und erklärt etwa 26,4 % der
Gesamtvarianz. Er weist zusätzlich gute Korrelation mit dem Karbonat- (positiv), Opal- und
Mangangehalt (beide negativ) auf. Letzterer besitzt hier keinen eigenen Faktor mehr. Faktor
4 nun weist eine sehr gute negative Korrelation mit dem Gehalt an organischem Kohlenstoff
auf und erklärt damit noch knapp 9 % der Gesamtvarianz.
4.5 Altersmodell, Sedimentationsraten & Powerspektren
Die Altersmodellierung ergab für den untersuchten Sedimentkern PS69/907-2 ein maximales
Alter von 633,7 ka. Der Kern reicht also vom heutigen marinen Isotopenstadium (Marine
Isotope Stage, MIS) 1 bis zum MIS 16 zurück und deckt damit mehrere Glazial-Interglazial-
Zyklen ab. Die linearen Sedimentationsraten (LSR), die sich aus diesem Altersmodell
ergeben, sind mit durchschnittlich 5 cm/ka relativ gering, lassen aber dennoch zeitliche
Schwankungen erkennen. So sind die glazialen Kältephasen (gerade MIS) meistens durch
niedrigere LSR gekennzeichnet als die interglazialen Wärmephasen (ungerade MIS). Hohe
Raten von bis zu 27 cm/ka werden nur beim Übergang vom MIS 14 zu 15 erreicht, doch
lediglich für eine vergleichsweise kurze Zeit (etwa 7 ka). Im heutigen Holozän (MIS 1) werden
ca. 8 cm Sediment pro Jahrtausend abgelagert und damit mehr als in den 550 ka davor.
Die Zeitreihenanalyse von L* und dem Faktor 1 der Faktoranalyse ergab bei beiden Variablen
drei signifikante Frequenzbereiche. Diese liegen bei etwa 0,01, 0,0244 sowie 0,043 ka-1 (Abb.
19) und entsprechen einer zeitlichen Periodizität der Werte von 100, 41 und 23 ka.
32
Abbildung 18: Altersmodell und die sich daraus ergebenen linearen Sedimentationsraten (LSR),
aufgetragen gegen das Alter. Die marinen Isotopenstadien (MIS) auf der linken Seite wurden
dargestellt nach Lisiecki & Raymo (2005).
33
L*
0
1000
2000
3000
4000
5000
6000
7000
8000
0 0,01 0,02 0,03 0,04 0,05 0,06 0,07 0,08 0,09 0,1
Frequenz (1/ka)
Po
we
r
Faktor 1
0
10
20
30
40
50
60
70
80
90
0 0,01 0,02 0,03 0,04 0,05 0,06 0,07 0,08 0,09 0,1
Frequenz (1/ka)
Po
we
r
Abbildung 19: Blackman-Turkey-Powerspektren von (oben) L* und (unten) Faktor 1. Nur jene Peaks
des Spektrums (dicke blaue Linie), die mit ihrer unteren Fehlerschranke (dünne blaue Linie) das
Niveau geringerer Auflösung (rote Linie) überschreiten oder zumindest erreichen, werden als
signifikant angesehen.
34
5 Diskussion
Im Folgenden werden die Transport- und Sedimentationsprozesse diskutiert, die das rezente
Ablagerungsmilieu der untersuchten Region auf dem Kerguelen-Plateau charakterisieren und
dessen paläoklimatische Entwicklung rekonstruiert. Da die Sedimentzusammensetzung vom
Eintrag biogener Komponenten dominiert wird und terrigenes Material nur untergeordnet
von Bedeutung ist, werden die beeinflussenden Prozesse auch in dieser Reihenfolge
behandelt.
5.1 Biogener Eintrag
5.1.1 Rezente Prozesse
Der Eintrag von biogenen Komponenten ist zum einen abhängig von der biologischen
Produktivität im Oberflächenwasser und zum anderen von der Erhaltung der silikatischen
und karbonatischen Rückstände während des Transports zum Ozeanboden (Diekmann,
2007).
Die biologische Produktivität wird bestimmt von Photosynthese betreibenden Organismen,
die in der lichtdurchfluteten (photischen) Zone leben und als pflanzliches oder
Phytoplankton bezeichnet werden. Daneben existiert dort auch tierisches oder Zooplankton,
das sich vom Phytoplankton oder von anderem Zooplankton ernährt. Es besteht also eine
Abhängigkeit vom Licht- und Nährstoffangebot in der obersten Schicht der Wassersäule,
doch auch deren Temperatur spielt eine Rolle. Wichtige Vertreter des Phytoplanktons sind
Kiesel- (Diatomeen) und Kalkalgen (Coccolithophoriden); beim Zooplankton sind vor allem
die silikatischen Radiolarien und die karbonatischen Foraminiferen zu nennen. Diese vier
Arten bilden mit ihren Skeletten oder Gehäuseschalen aus Siliziumdioxid bzw.
Kalziumkarbonat, die nach dem Absterben auf dem Ozeanboden zur Ablagerung gelangen,
die Grundlage für die biogene Opal- und Karbonatsedimentation.
Ein Teil dieser Rückstände wird jedoch während des Transports durch die Wassersäule
bereits gelöst, so dass es sich beim Biogengehalt um kein reines Produktivitätssignal handelt.
Opal wird zum einen in geringer Wassertiefe (< 600 m) durch das generell an SiO2
35
untersättigte Oberflächenwasser gelöst, in dem die Primärproduktion stattfindet. Mit
zunehmender Tiefe nimmt diese Opallösung aber ab. Zum anderen kommt es dann auf der
Oberfläche und in den obersten 20 cm des Sediments zur erneuten Opallösung, da auch das
Porenwasser an SiO2 untersättigt ist (Schrader & Schütte, 1981). Wie lange der Opal in dieser
Lösungszone verweilt, hängt dabei von der jeweiligen Sedimentationsrate und dem Grad der
Bioturbation ab. Bei Kalziumkarbonat steigt dagegen die Lösungstendenz mit zunehmendem
Druck, so dass in tieferen Wasserschichten unterhalb der CCD (> m), wo die Kalzitzufuhr
komplett durch Lösung ausgeglichen wird, kein Karbonat mehr abgelagert wird.
Der Großteil des Biogenopals wird heute im Antarktischen Ozean südlich der APF
akkumuliert (DeMaster, 1981), im Bereich des zirkumpolaren Opalgürtels. Dieser wird im
Süden von der saisonalen Meereisgrenze begrenzt, südlich derer in der SIZ die Variationen
der jährlichen Meereisbedeckung und damit des Lichtangebots die Planktonproduktion stark
limitiert und mehr terrigene als biogene Komponenten abgelagert werden (Cooke & Hays,
1982). Nördlich der APF werden die Lebensbedingungen für karbonatisches Plankton mit
zunehmender Oberflächenwassertemperatur (Sea Surface Temperature, SST) immer besser,
während nach Burckle & Cirilli (1987) die Diatomeenproduktion bei 7–10°C stark zurückgeht.
Der untersuchte Bereich des Kerguelen-Plateaus befindet sich genau in diesem Gebiet
erhöhter Opalakkumulation.
5.1.2 Variation der biologischen Produktivität
Die Variationen des Gehalts an biogenem Material und damit der biologischen Produktivität
im Laufe der Zeit lassen einen bestimmenden Einfluss der Glazial-Interglazial-Zyklen
erkennen, wie der Vergleich mit der δ18O-Kurve von Lisiecki & Raymo (2005) verdeutlicht
(Abb. 20). Diese aus benthischen Foraminiferen gewonnenen Sauerstoffisotopendaten sind
abhängig von der Temperatur und dem δ18O-Wert des Ozeanwassers, der wiederum vom
globalen Eisvolumen und vom Salzgehalt des Wassers abhängt. In einem Glazial wird
besonders an den Polen sehr viel Eis akkumuliert, in dem leichtere Sauerstoffisotopen
angereichert sind, so dass schwereres und salzigeres Wasser (höhere δ18O-Werte) im Ozean
zurückbleibt. Die Foraminiferen bauen diese schweren Sauerstoffisotope in ihre
karbonatischen Schalen ein und archivieren damit das δ18O-Signal im Sediment. Da es sich in
diesem Fall um benthische Lebewesen handelt und sich das Signal des dort fließenden
36
Tiefenwassers aus verschiedenen lokalen Signalen auf der Welt zusammensetzt, kann es als
global gemitteltes Signal angesehen werden. In einem Interglazial verhält es sich genau
umgekehrt und vergleichsweise leichtes Wasser sorgt für geringere δ18O-Werte. Vereinfacht
ausgedrückt stehen also hohe Werte für niedrigere Paläotemperaturen (Glazial) und geringe
Werte für höhere Temperaturen (Interglazial).
Abbildung 20: Biogener Eintrag. Dargestellt sind der Gesamtgehalt an biogenen Komponenten,
aufgetragen gegen die Zeit, im Vergleich zur δ18O-Kurve nach Lisiecki & Raymo (2005), den
Farbeigenschaften L* und a*, der Porosität sowie zum Faktor 2 der hochaufgelösten Kerndaten.
Doch wie kommt es zu diesen Schwankungen in der untersuchten Region? Wie bereits
erwähnt ist die biologische Produktivität stark licht- und nährstoffabhängig. Da im
Antarktischen Ozean ausreichend Nährstoffe zur Verfügung stehen, limitiert allein der Grad
der Meereisverbreitung die Primärproduktion (Grobe & Mackensen, 1992). Während eines
Glazials sorgen u. a. die kälteren SST im Antarktischen Ozean für eine dichtere, weiter nach
Norden reichende und länger anhaltende Meereisbedeckung, welche die Lichtverfügbarkeit
und damit die Produktion von Plankton stark einschränkt. In der Folge sind die
37
unterschiedlichen Lebensbereiche, der Opalgürtel und auch das ozeanische Frontensystem
ebenfalls weiter im Norden zu finden (Bareille et al., 1998; Charles et al., 1991; Chase et al.,
2003; Dezileau et al., 2003; Diekmann & Kuhn, 2002; Gersonde et al., 2003). Das untersuchte
Gebiet befindet sich in der SIZ und die Sedimente weisen weniger biogene Komponenten auf
als im heutigen Interglazial (MIS 1). Da jedoch über den gesamten Kernverlauf biogenes
Material vorhanden ist, kann die biologische Produktivität in den letzten 633,7 ka nie völlig
zum Erliegen gekommen sein. Sie wurde auch nicht durch die verschiedenen
Lösungsprozesse ausgeglichen, ungeachtet der geringen Sedimentationsraten. Es kommt zur
Ablagerung von diatomeenhaltigem Tonschlamm mit einem biogenen Anteil von bis zu
50 Gew.-%, worin auch etwas biogenes Karbonat enthalten ist. Aufgrund der reduzierten
Primärproduktion steht weniger Nahrung für benthische Organismen zur Verfügung, was die
geringen Bioturbationsspuren in den entsprechenden Kernabschnitten erklärt.
Während eines Interglazials sorgen dagegen die erhöhten SST für eine verringerte
Meereisbedeckung, so dass mehr Licht für die Primärproduktion zur Verfügung steht und
mehr biogene Komponenten abgelagert werden. Der Opalgürtel und die ozeanischen
Fronten sind nach Süden verschoben und nehmen ihre heutigen oder gar noch weiter im
Süden befindlichen Positionen ein, je nachdem wie stark sich das globale Klima erwärmt. Es
kommt zur Ablagerung von tonhaltigem bis nahezu reinem Diatomeenschlamm mit einem
biogenen Anteil von 50 bis 100 Gew.-%. Darin ist zwar mehr Karbonat enthalten, als in den
Glazialen (Howard & Prell, 1994), dennoch überwiegt Opal. Nur vor etwa 409 ka während
MIS 11 lagert sich diatomeenführender Kalkschlamm ab, da zu diesem Zeitpunkt mehr
Karbonat als Opal gebildet wurde. Die erhöhte biologische Produktivität in den Interglazialen
spiegelt sich auch in den starken Bioturbationsspuren wider, die vom gut genährten Benthos
herrühren.
5.3.3 Verhältnis von Opal zu Karbonat
Da in den letzten 633,7 ka zumeist gute oder zumindest ausreichende Lebensbedingungen
für Diatomeen herrschten, dominieren diese weitestgehend die Sedimentzusammensetzung.
Dies hat großen Einfluss auf Sedimenteigenschaften wie Porosität und Farbe, wie durch die
sich stark ähnelnden Kurvenverläufe in Abblidung 20 deutlich wird. Bei etwa 409 ka während
38
MIS 11 befindet sich jedoch ein gravierender Unterschied, der mit dem mehrfach erwähnten
Karbonatmaximum zusammenfällt.
Während die Porosität in den anderen Interglazialen durch den geringen Eintrag von
dichtem terrigenem Material (Abschn. 5.2) und der erhöhten Akkumulation von weniger
dichtem Biogenopal hoch ist, sinkt sie im MIS 11 auf ein glaziales Niveau von 80 Vol.-%.
Vermutlich verschob sich die APF, nördlich derer die SST für Diatomeen zu warm werden,
während dieser lang anhaltenden Warmphase so weit nach Süden, dass die karbonatische
Planktonproduktion im Bereich des mittleren Kerguelen-Plateaus stark begünstigt wurde.
Die Opalproduktion ging zurück und es kam zur überwiegenden Sedimentation von
Coccolithen, maximal 0,01 mm großen, scheibenförmigen Kalkplättchen, aus denen die
Schalen der Coccolithophoriden aufgebaut sind. Wegen ihrer vergleichsweise geringen
Größe ist der abgelagerte Coccolithenschlamm dichter gepackt und weist daher eine
geringere Porosität als der Diatomeenschlamm auf, der das Ablagerungsmilieu während der
meisten Zeit beherrscht. Dieser Zustand dauerte für etwa 30 ka an, bevor sich die
Lebensbedingungen für Diatomeen wieder verbesserten und die Porosität der Ablagerungen
auf ihr interglaziales Niveau von etwa 90 Vol.-% steigt.
Diese Interpretation wird auch durch die beiden gemessenen Farbeigenschaften L* und a*
unterstützt (Abb. 20). Diatomeen- und Kalkschlämme sind im reinen, trockenen Zustand
nahezu weiß und werden mit zunehmendem Gehalt an TOC und terrigenem Material
deutlich dunkler (Nederbragt et al., 2006). Daher weisen die interglazialen Ablagerungen mit
ihrem geringen Terrigengehalt hellere Farben (höhere L*-Werte) auf als die Sedimente in
den glazialen Kernabschnitten; der generell geringe TOC-Gehalt besitzt dagegen keinen
merklichen Einfluss. Unter der Annahme, dass der Wassergehalt des Kerns keinen größeren
Schwankungen unterliegt, lässt er beide Sedimenttypen gleichermaßen dunkler erscheinen.
Neben der Luminanz erhöht sich auch der Rotanteil (a*-Werte) mit zunehmendem
Biogengehalt, wird dabei aber stärker von Opal als von Karbonat beeinflusst. Aufgrund der
guten Korrelationen von L* mit dem biogenen Gesamtgehalt und von a* mit dem Gehalt an
Biogenopal lassen sich nun durch den Kurvenvergleich der standardisierten Werte Aussagen
über das Opal-Karbonat-Verhältnis treffen (Abb. 21).
39
Es fallen hauptsächlich drei Tiefenbereiche auf, in denen die standardisierten Werte von L*
deutlich höher sind als die von a*. Diese Abschnitte sind grau markiert und entsprechen den
interglazialen Warmphasen MIS 5.5, 9 und 11, die nach der δ18O-Kurve von Lisiecki & Raymo
(2005) sehr warm bzw. lang anhaltend waren. Zunächst steigt beim Übergang in diese
Interglaziale sowohl der biogene Opal- als auch Karbonatgehalt an. Doch mit zunehmender
Erwärmung und Dauer, wird es den Diatomeen zu warm und sie überlassen das Gebiet dem
karbonatischen Plankton, dessen Produktion weiter zunimmt. Dies führt im MIS 11 zur
diskutierten Ablagerung von Coccolithenschlamm, in den anderen Interglazialen überwiegen
dagegen Diatomeenschlämme. Mit einsetzender Abkühlung werden nach und nach wieder
die Diatomeen begünstigt, während der biogene Gesamtgehalt aber schon abnimmt. In den
terrigen geprägten Glazialen weisen sowohl L* als auch a* niedrige Werte auf, L* wird
jedoch von a* überlagert.
Abbildung 21: Vergleich der standardisierten L*- und a*-Daten, aufgetragen gegen die Kerntiefe. Die
grau hervorgehobenen Bereiche stehen für stark karbonatisch geprägte Interglaziale, wie MIS 5.5, 9
und 11.
Auch der statistisch ermittelte Faktor 2 der hochaufgelösten Daten kann als Repräsentant
des biogenen Opal-Karbonat-Verhältnisses dienen, wie die gute Korrelation der Faktorwerte
40
mit den den biogenen Eintrag anzeigenden Variablen beweist (Abb. 20). Positive Werte
stehen dabei für einen erhöhten Karbonatgehalt, negative Werte für einen erhöhten
Opalgehalt. Stellt man die Faktorladungen graphisch dar, bestätigen diese die bisher
diskutierten Beziehungen (Abb. 22). Der Karbonatgehalt korreliert positiv mit dem Gehalt an
Kalzium und Strontium. Darüber hinaus wird der positive (negative) Einfluss auf die
Feuchtraumdichte (Porosität) deutlich. Der Opalgehalt korreliert dagegen positiv mit a*, b*
und der Porosität. Die Faktorladung von L* liegt nahe bei Null und veranschaulicht den
nahezu gleichmäßigen Einfluss der beiden biogenen Komponenten auf die Helligkeit des
Sediments.
Abbildung 22: Vergleich der dominierenden Faktoren 1 und 2. Während Faktor 1 für das Verhältnis
von Terrigen- zu Biogenfraktion steht, repräsentiert Faktor 2 das Verhältnis von Opal- zu
Karbonatgehalt.
41
5.2 Terrigener Eintrag
5.2.1 Rezente Prozesse
Der Eintrag von terrigenem Material wird sowohl von terrestrischen als auch von marinen
Prozessen beeinflusst und stellt somit ein Mischsignal dar. Zum einen kann das Material aus
verschiedenen weit verbreiteten Quellen stammen und zum anderen durch eine Vielzahl von
Transportprozessen verteilt werden, wie etwa durch Eisberge, Meereis, atmosphärische und
ozeanische Strömungen. Im südlichen Teil des Antarktischen Ozeans ist das meiste terrigene
Material glaziogener Herkunft und stammt direkt aus der Antarktis. Es spiegelt dabei die
Zusammensetzungen der verschiedenen Ursprungsgesteine wider und weist regionale
Unterschiede auf. Weiter von der Küste entfernt leisten auch lokale Quellen wie die
Südlichen Sandwichinseln im Atlantik oder das Kerguelen-Archipel im Indischen Ozean einen
Beitrag., während im nördlichen Teil dann noch der Einfluss der nahegelegenen Kontinente
wie Afrika hinzukommt (Diekmann, 2007). Da im Rahmen dieser Diplomarbeit nur das durch
Eisberge transportierte Material (IRD) bestimmt wurde, soll nachfolgend nur auf dessen
Herkunft und die seinen Transport bestimmenden Prozesse eingegangen werden.
Die nächstgelegene Quelle von Eisbergen im Bereich des Kerguelen-Plateaus stellt das
Amery-Schelfeis in der Prydz-Bucht dar, welches durch verschiedene Gletscher des
ostantarktischen Eisschildes gespeist wird. Diese Ströme aus Inlandeis reißen auf ihrem Weg
zum Ozean Bruchstücke aus den Gesteinen des Untergrundes und führen dieses detritische
Material mit sich in Richtung Küste. Beim erreichen des Meeresspiegels löst sich das
Inlandeis vom Untergrund und schwimmt als geschlossene Eisdecke auf dem dichteren
Wasser weiter in Richtung Norden. Mit zunehmender Temperatur kommt es nun zur
fortschreitenden Destabilisierung des Schelfeises und zum Abbruch (Kalbung) einzelner
Eisberge, die im heutigen Klima kaum detritisches Material enthalten (Ehrmann et al., 1991).
Der Großteil des eingefrorenen Sediments löst sich bereits vorher von der relativ schnell
schmelzenden Unterseite des Schelfeises und wird daher hauptsächlich direkt auf dem
Kontinentalschelf abgelagert, bevor es überhaupt weiter nach Norden transportiert werden
kann. Die Anzahl an Eisbergen hängt von der Dynamik der Gletscher und der Kalbungsrate an
der Schelfeiskante ab. Ihre Verbreitung wird von der Meereisbedeckung und den
herrschenden Strömungsverhältnissen sowie von den SST und damit den Schmelzraten der
42
Eisberge bestimmt. Bevor sie das Kerguelen-Plateau erreichen, driften die schmelzenden
Eisberge dem Antarktischen Küstenstrom entsprechend nach Westen und werden nördlich
der AD im Einflussbereich des ACC nach Osten umgelenkt (Gladstone et al., 2001). Auf
diesem Weg schmilzt das eventuell noch mitgeführte Material aus den Eisbergen heraus, so
dass im untersuchten Gebiet derzeit kein IRD zu finden ist.
5.2.2 Variation der Eisfrachtverteilung (IRD)
Die Variationen des IRD-Gehaltes sind vermutlich ebenfalls auf die Glazial-Interglazial-Zyklen
zurückzuführen, die einen gravierenden Einfluss auf den globalen Meeresspiegel haben.
Während eines Glazials liegt dieser aufgrund der großen Eismassen, die an den Polen
akkumuliert sind, sehr niedrig und damit auch die Grundlinie, die das aufliegende Inlandeis
vom schwimmenden Schelfeis trennt. Es kommt auf dem Kontinent und den Schelfen zur
verstärkten Erosion durch die aufliegenden Eisströme, so dass mehr detritisches Material
vom Eis mitgeführt wird. Aufgrund der kälteren SST bleibt das Sediment länger im Eis
gebunden und die Eisberge bilden sich erst weiter im Norden. Trotz der durch erhöhte
Meereisbedeckung eingeschränkten Mobilität der Eisberge, gelangt nun in der
Untersuchungsregion mehr IRD ins Sediment, wie in Abbildung 23 zu sehen ist. Erhöhter IRD-
Eintrag fällt mit positiven Abschnitten der δ18O-Kurve von Lisiecki & Raymo (2005)
zusammen, welche ein kälteres globales Klima anzeigen.
Beim Übergang zum Interglazial steigt der Meeresspiegel durch das Rückschmelzen der
Eisschilde wieder an und die Grundlinie wandert landeinwärts nach Süden. Es kommt zur
verstärkten Kalbung von Eisbergen und zum beschleunigten Abschmelzen des Schelfeises, so
dass der Großteil der terrigenen Sedimentfracht wie heute bereits auf dem Schelf abgelagert
wird. Anders als heute gelangte in einigen Interglazialen wie MIS 3, 5, 7 und 15 aber noch
IRD bis zum zentralen Kerguelen-Plateau, was anscheinend vom Grad der Erwärmung
abhängt. Zu besonders warmen Zeiten wie MIS 1, 5.5, 9 oder 11 wurde kein IRD abgelagert.
Vergleicht man das IRD-Signal mit den anderen Variablen, die als Anzeiger für terrigenen
Eintrag gelten, so werden zwei Dinge deutlich. Erstens weisen diese ebenfalls erhöhte Werte
in den glazialen Ablagerungen auf, was einem höheren Gehalt an detritischem Material
entspricht. So sind Feuchtraumdichte und magnetische Suszeptibilität erhöht, weil im
43
Sediment vermehrt dichtere und magnetische Minerale wie Magnetit (Fe3O4) vorkommen.
Dies bestätigt der höhere Gehalt an Eisen, der in Abbildung 23 als Vertreter der Terrigenen
Elementgruppe dargestellt ist. Zweitens lassen diese Indikatoren jedoch größere Variationen
erkennen, die so nicht im IRD-Signal vorkommen. Dies spricht dafür, dass noch durch andere
Transportprozesse (z. B. durch atmosphärische & ozeanographische Strömungen) terrigenes
Material dem Sediment zugeführt wird, auf die hier aber mangels aussagekräftiger Daten
nicht weiter eingegangen wird.
Abbildung 23: Terrigener Eintrag. Dargestellt sind der IRD-Gehalt, aufgetragen gegen die Zeit, im
Vergleich zur δ18O-Kurve nach Lisiecki & Raymo (2005), der Feuchtraumdichte, der magnetischen
Suszeptibilität, zum Eisengehalt sowie zum Faktor 1 der hochaufgelösten Kerndaten.
Das Verhältnis von Terrigen- zu Biogenfraktion wird durch den statistisch ermittelten Faktor
1 der hochauflösenden Kerndaten repräsentiert. Positive Faktorwerte stehen dabei für einen
erhöhten Terrigengehalt, negative Werte für einen erhöhten Biogengehalt. Stellt man die
Faktorladungen graphisch dar, bestätigen diese die bisher diskutierten Beziehungen (Abb.
22). Der Terrigengehalt korreliert positiv mit der magnetischen Suszeptibilität, den
44
Elementgehalten der Terrigenen Gruppe sowie dem IRD-Gehalt. Und auch der positive
(negative) Einfluss auf die Feuchtraumdichte (Porosität) wird deutlich. Der Biogengehalt
korreliert dagegen positiv mit den Farbeigenschaften L*, a* und b*, mit der Porosität sowie
dem Gehalt an Kalzium und Strontium.
5.3 Klimaantrieb
Als Hauptantriebe der Glazial-Interglazial-Zyklen werden heute die Variationen der orbitalen
Erdparameter angesehen: die Exzentrizität der Erdbahn um die Sonne mit Perioden von
etwa 410 und 100 ka, die Obliquität (Schiefe) der Erdachse mit einer Periode von 41 ka und
die Präzessionsbewegungen von Erdachse und –bahn mit Perioden von 23 und 19 ka. Diese
Parameter steuern im Wesentlichen die Intensitätsschwankungen der auf der Erde
ankommenden Sonneneinstrahlung (Insolation), welche wiederum großen Einfluss auf die
Erwärmung bzw. Abkühlung des Erdklimas haben. Dies verursacht u. a. Veränderungen der
Ausdehnung und Dynamik von Gletschern, Eisschilden und Meereis, so dass es zum Wechsel
von Glazialen und Interglazialen kommt. Dabei treten Perioden von 100, 41 und 23 ka auf,
weshalb dieser enge Zusammenhang angenommen wird (Boenigk, 2002). Das diese Glazial-
Interglazial-Zyklen wiederum Einfluss auf den Eintrag von biogenem und terrigenem Material
in den Antarktischen Ozean haben, beweisen die Ergebnisse der Spektralanalyse von L* und
Faktor 1. Wie bereits diskutiert wurde, fungieren L* und Faktor 1 im untersuchten
Sedimentkern als Vertreter des biogenen bzw. terrigenen Eintrags. Und da auch bei diesen
beiden Variablen Perioden von 100, 41 und 23 ka signifikant hervortreten, kann bei
akkurater Altersmodellierung ebenfalls von einem engen Zusammenhang ausgegangen
werden.
45
6 Schlussfolgerungen & Ausblick
Das Ablagerungsmilieu des zentralen Kerguelen-Plateaus wird durch den Eintrag von
biogenen und terrigenen Komponenten gekennzeichnet. Diese Komponenten werden durch
verschiedene Transport- und Sedimentationsprozessen beeinflusst.
Das biogene Material setzt sich zusammen aus den silikatischen und karbonatischen
Rückständen des Phyto- und Zooplanktons im Oberflachenwasser, vornehmlich Diatomeen.
Neben der biologischen Produktivität spielt auch die unterschiedliche Erhaltung der
Überreste beim Transport durch die Wassersäule und nach der Ablagerung auf dem
Ozeanboden eine wichtige Rolle. Limitierende Faktoren für die biologische Produktivität sind
die Verfügbarkeit von Licht und die Wassertemperaturen in der photischen Zone des
Antarktischen Ozeans, Nährstoffe stehen in ausreichender Menge zur Verfügung.
Das terrigene Material besteht aus Detritus unterschiedlicher Korngröße vom antarktischen
Kontinent und von vorgelagerten Inseln, wie z. B. dem Kerguelen-Archipel. Ein Teil davon
wird durch Eisberge des Amery-Schelfeises von der Antarktis weg transportiert,
entsprechend der lokalen Strömungsverhältnisse. Bei deren Abschmelzen wird das
mitgeführte Material ans Wasser abgegeben und am Ozeanboden sedimentiert. Es besteht
also eine Abhängigkeit von der Kalbungsrate des Schelfeises und den
Oberflächenwassertemperaturen im Antarktischen Ozean.
Die Anteile von biogenem und terrigenem Gehalt zeigen zyklische Schwankungen in der
Sedimentfolge, die den Glazial-Interglazial-Zyklen der letzten 650 ka zugeordnet werden
können. Sie erklären sich durch klimabedingte Veränderungen der Gletscher- und
Meereisverbreitung im Wechselspiel der orbitalen Erdparameter.
Hochauflösend gemessene Farbeigenschaften, sedimentphysikalische Parameter und
Elementgehalte geben ebenfalls diese Zyklizität wieder. Sie eignen sich aufgrund ihrer guten
Korrelation mit den biogenen bzw. terrigenen Komponenten hervorragend zur detaillierten
Untersuchung.
46
Es kommt zur wechselnden Ablagerung von diatomennhaltigem Tonschlamm in den
glazialen Kältephasen und Diatomeenschlamm in den interglazialen Warmphasen. Die
Interglaziale unterscheiden sich im Grad und in der Dauer der Erwärmung, wobei besonders
MIS 11 heraussticht. In diesem Zeitabschnitt der Sedimentfolge wird reiner
Coccolithenschlamm abgelagert, was für schlechtere Lebensbedingungen (zu hohe SST) für
die sonst dominierenden Diatomeen spricht.
Um die Erkenntnisse dieser Diplomarbeit erweitern und das Ablagerungsmilieu besser
charakterisieren zu können, wären weiterführende Untersuchungen notwendig. So könnte
das Altersmodell durch biostratigraphische Datierung der biogenen Komponenten überprüft
werden. Weiterhin könnten die Lebensbedingungen in den jeweiligen Glazialen bzw.
Interglazialen durch Bestimmung der einzelnen Planktonarten und von deren Verhältnisse
untereinander detailliert rekonstruiert werden. Außerdem könnte die Zusammensetzung
und das genaue Herkunftsgebiet des terrigenen Materials durch entsprechende
sedimentologische und tonmineralogische Analysen bestimmt werden.
47
Danksagung
Ich danke Bernhard Diekmann für die Vergabe der Diplomarbeit und die vielfältige
Unterstützung bei deren Bearbeitung. Seine Vorlesung „Meeresgeologie und
Paläoozeanographie“ weckte in mir den Wunsch, mehr über diese Wissenschaften zu
erfahren und mich mit ihnen in meiner Diplomarbeit zu beschäftigen. Weitere Unterstützung
erhielt ich dabei von Rainer Gersonde, Gerhard Kuhn, Rita Fröhlking und Michael Seebeck
vom AWI Bremerhaven sowie von Andreas Borchers, Ute Bastian, Boris Biskaborn und
Josefine Lenz vom AWI Potsdam. Vielen Dank dafür! Ulrike Herzschuh möchte ich besonders
danken, da sie mich beim AWI Potsdam als studentische Hilfskraft eingestellt und somit in
diesen sympathischen Menschenkreis eingeführt hat. Auch den Wissenschaftlern und
Besatzungsmitgliedern der Polarstern-Expedition ANT-XXIII/9 sei an dieser Stelle für die
Bergung des Sedimentkerns und erste Untersuchungen an Bord gedankt.
Ich bedanke mich bei Roland Oberhänsli für die Begutachtung dieser Arbeit, sowie bei Antje
Musiol vom Institut für Erd- und Umweltwissenschaften der Uni Potsdam und Rudolf
Naumann vom GFZ in Potsdam für ihren Beitrag bei der quantitativen XRF-Analyse.
Ich erhielt umfassende Korrektur- und Motivationshilfe von zahlreichen Freunden, vor allem
von Stefan Weiher, Felizitas Hansen, Christoph Bach, Nico Becker, Mareike Schuster, Liv
Heinecke, Kira Winkler und Cordula Teschner. Herzlichen Dank dafür!
Für unzählige Dinge danke ich nicht zuletzt meiner Schwester Nancy sowie meinen Eltern Iris
und Detlef Bunke.
48
Literaturverzeichnis
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Bénard, F., Callot, J.-P., Vially, R., Schmitz, J., Roest, W., Patriat, M., Loubrieu, B. & The ExtraPlac Team (2010) The Kerguelen plateau: Records from a long-living/composite microcontinent. Marine and Petroleum Geology 27, 633–649.
Boenigk, W. (2002) Eiszeit. In: Martin, C. & Eiblmaier, M. (Eds.) Lexikon der Geowissenschaften (auf CD-ROM). Spektrum Akademischer Verlag, Heidelberg.
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Selbstständigkeitserklärung
Hiermit versichere ich, dass ich die vorliegende Diplomarbeit einschließlich beigefügter
Abbildungen und Tabellen selbstständig verfasst und keine anderen als die angegebenen
Quellen und Hilfsmittel verwendet habe. Alle aus anderen Werken wörtlich oder sinngemäß
entnommene Stellen, sind unter Angabe der Quelle kenntlich gemacht. Diese Arbeit hat in
dieser oder einer ähnlichen Form noch nicht im Rahmen einer anderen Prüfung vorgelegen.
Potsdam, 07.06.2011 Dennis Bunke
