AlsLetzteiszeitliches Maximum (englischLast Glacial Maximum (LGM) oderLast Glacial Coldest Period (LGCP)) wird der klimageschichtliche Abschnitt bezeichnet, in dem die Vereisungen derletzten Kaltzeit (in Europa die derWeichsel- bzw.Würm-Kaltzeit) ihre maximale Ausdehnung einnahmen. Im Zeitraum 24.500 bis 18.000v. Chr.[2] bedeckten riesigeEisschilde große GebieteNordamerikas,Nordeuropas undAsiens. Ihre weite Verbreitung hatte tiefgreifende Auswirkungen auf dasKlima der Erde – beispielsweiseTemperaturrückgang,Aridität,Desertifikation und ein Absinken des globalenMeeresspiegels.[3]
Das Letzteiszeitliche Maximum korreliert zeitlich mit dem Beginn desMarinen Isotopenstadium 2 (MIS 2 – 25.600 bis 12.100 v. Chr.). In seinen Verlauf fallen dasHeinrich-EreignisH2 (um 22.000 v. Chr.)[4], dasDansgaard-Oeschger-EreignisDO2 (um 21.300 v. Chr.), dieBrandenburg-Phase und dieFrankfurt-Phase desFennoskandischen Eisschildes. In den Alpen herrschte amRheingletscher dasSchlieren-Stadium (bereits ein Rückzugsstadium) und amInngletscher dasKirchseeon-Stadium (Eisrandlage). Der Hauptvorstoß desLaurentidischen Eisschildes war dieShelby-Phase amLake Michigan, die in die Zeitspanne 21.561 bis 21.151 datiert wird.[5]
Anhand von Umweltparametern kann die Zeitspanne des Letzteiszeitlichen Maximums recht gut eingegrenzt werden. Generell kann der Zeitraum als 24.500 bis 18.000 Jahre v. Chr. angesetzt werden, mit einem Maximum bei 19.000 Jahren v. Chr.[7] Das Anwachsen der Eismassen zu ihrer Maximalausdehnung im vorangegangenen Zeitraum 31.000 bis 24.500 v. Chr. (engl.Ice build-up) erfolgte als Antwort auf eine verringerteStrahlungsintensität während des Sommers auf der Nordhalbkugel, auf reduzierte Oberflächentemperaturen im Pazifik und auf einen Rückgang der Treibhausgase, insbesondere Kohlendioxid. Das Minimum in der Strahlungsintensität auf 65° nördlicher Breite mit 440 W/m² wurde um 22.000 v. Chr. durchlaufen. DerEiszerfall (engl.ice decay) begann dann zwischen 18.000 und 17.000 v. Chr. wirksam zu werden – Auslöser war die jetzt spürbar werdende Erhöhung der Strahlungsintensität während des Nordsommers, die zu einem jähenMeeresspiegelanstieg führte. Der Zerfall desWestantarktischen Eisschildes setzte erst verzögert zwischen 13.000 und 12.000 v. Chr. ein und bewirkte mit demSchmelzwasserpuls 1A einen abrupten Meeresspiegelanstieg um 12.500 v. Chr.[8]
DieTreibhausgase besaßen während des Letzteiszeitlichen Maximums durchgehend Minimalwerte. Beispielsweise lagKohlendioxid bei 180 bis 190ppm, um dann ab 16.000 v. Chr. steil in seiner Atmosphärenkonzentration anzusteigen. Dasselbe Verhalten zeigt auchMethan, das 350 bis 375ppb aufwies (mit Minimum bei 17.500 v. Chr.) und dann ab 15.000 v. Chr. allmähliche Konzentrationserhöhungen an den Tag legte (zum Vergleich: die Kohlendioxidwerte lagen zu Beginn desHolozäns bereits bei 270 ppm, die Methanwerte bei 700 ppb). DasDistickstoffmonoxid begann seinen Anstieg von seinem Minimalwert um 200 ppb erst ab 14.000 v. Chr.
Für dieδ18O-Werte liegen verschiedene Messreihen vor, die aber alle durchgehend ein sehr ähnliches Verhalten zeigen. Der Byrd-Eiskern aus derAntarktis hatte ein deutliches Minimum von −44 ‰SMOW zentriert um 19.000 v. Chr. (mit einem deutlichen Trog zwischen 20.000 und 17.000 v. Chr.), ab 16.000 v. Chr. begann dann der stetige Anstieg zu modernen Werten (−34 ‰ SMOW zu Beginn des Holozäns). Die Verhältnisse in den EisbohrkernenGrönlands sind nicht ganz so eindeutig – sie hatten ihr Minimum um 20.000 v. Chr. (GISP 2 bei −42 undGRIP bei −44 ‰ SMOW), der Anstieg zum Holozän verlief jedoch nicht stetig, sondern zeigte einen Rückfall im Intervall 15.000 bis 12.000 v. Chr. sowie den sehr deutlichen Rückschlag derJüngeren Dryas um 11.000 v. Chr. Ein Bohrkern aus demPazifik hat Maxima (umgekehrte Verhältnisse wegenPDB-Werten) bei 24.000 und bei 16.000 Jahren v. Chr. mit einem dazwischenliegenden Plateau, das sehr schön die Dauer des Letzteiszeitlichen Maximums unterstreicht (der stetige Abstieg zu modernen Werten setzte ab 16.000 v. Chr. ein).
Die am Luftsauerstoff ermittelten Werte besitzen ein spiegelbildlich umgekehrtes Verhalten, sie durchlaufen ab 22.000 v. Chr. ein Maximum mit einem Spitzenwert von 1,1 ‰ um 17.000 v. Chr. und verfallen dann ab 13.000 v. Chr. rasch zu einem Minimum von −0,4 ‰ im Holozän.[9]
Anbenthischen Organismen gewonnene Daten zeigen bis 22.000 v. Chr. ein stetiges Ansteigen der Werte von 4,5 auf 4,8 ‰ (Benthos besitzt ebenfalls ein umgekehrtes Verhalten) mit einem zwischenzeitlichen Minimum bei 23.000 v. Chr.[10]
Dieδ2H-Werte, gewonnen aus Eisbohrkernen der Antarktis (Vostok), durchlaufen ab zirka 24.000 v. Chr. ihren Trog von durchschnittlich −486 ‰ mit einem absoluten Minimum von −490 ‰ bei 22.500 v. Chr. Ab 15.000 v. Chr. steigen sie dann steil an – mit einem zwischenzeitlichen Rückgang während desBölling- und desAlleröd-Interstadials – und erreichen zu Beginn des Holozäns knapp −420 ‰. Die Ergebnisse von EPICA Dom C (ebenfalls Antarktis) laufen hierzu in etwa parallel, liegen aber um rund 40 ‰ höher.
DieKohlenstoffisotopen demonstrieren gegenüber den anderen Umweltparametern ein sehr abweichendes Verhalten. Die δ13C-Werte halten ihr Hochplateau von −6,45 ab 22.000 bis 15.500 v. Chr., sie verfallen dann aber recht jäh um rund 0,3 ‰ zu −6,7 ‰. Erst zu Beginn des Holozäns steigen sie erneut an und erreichen in den letzten 6000 Jahren des Holozäns ein Maximum von −6,35 ‰. Die Δ14C-Werte sind mit 600 ‰ am höchsten zu Beginn des Letzteiszeitlichen Maximums, um dann stetig auf das heutige Minimum von 0 ‰ zu verfallen. Dieser Prozess wurde nur durch einen kurzzeitigen, leichten Wiederanstieg während der Jüngeren Dryas unterbrochen.[11]
Proxydaten für das Letzteiszeitliche Maximum belegen für die hohen Breiten der Nordhalbkugel eine sehr starke Abkühlung bei gleichzeitiger Südverschiebung des borealen Nadelwaldgürtels, der überdies einer bedeutenden Flächenreduzierung unterlag.[12] So wurde beispielsweise für Grönland eine enorme Abkühlung von 21 ± 2 °C ermittelt.[13]
Die hohen Breiten auf der Südhalbkugel waren ebenfalls deutlich kälter, wobei dieOstantarktis um 9 ± 2 °C tiefere Temperaturen zu verzeichnen hatte.[14]
Bohrkerne desOcean Drilling Program aus demAtlantik deuten auf wesentlich kältere und salzhaltigere Tiefenwässer während des Letzteiszeitlichen Maximums.[15]
Für die Jahresdurchschnittstemperaturen konnten Otto-Bliesner und Brady (2005) anhand einer neuen Modellrechnung eine globale Abkühlung von 4,5 °C gegenüber präindustriellen Werten (vor 1850) ermitteln (bzw. 5,4 °C gegenüber heutigen Werten).[16] Für dietropischen Meeresoberflächentemperaturen berechneten sie eine Abnahme von durchschnittlich 1,7 °C (bzw. 2,6 °C), für die tropischen Landmassen eine Abnahme von 2,6 °C (bzw. 3,5 °C im Vergleich zu heute). Insgesamt gesehen betrafen die höchsten Temperaturänderungen die Hohen Breiten aufgrund der positivenRückkoppelung durch Eismassen und Schneebedeckung (=Polare Verstärkung). Die geringsten Änderungen verzeichneten dieSubtropen aufgrund der negativen Rückkoppelung ausgelöst durch tiefliegendeWolkenbedeckung.
Global berechneten Lunt u. a. (2006) für die durchschnittlichen Meeresoberflächentemperaturen einen Rückgang von 4 °C (von 13,2 auf 9,2 °C), für die Tiefenwässer (bei 5000 Meter Wassertiefe) einen Rückgang von 1,6 °C (von 1,3 auf −0,3 °C). Der Temperaturtrog situiert sich hierbei zwischen 22.000 und 16.000 v. Chr.[17]
Das Volumen der Eisbedeckung stieg ausgehend von einem relativen Minimum von 12 Millionen Kubikkilometer um 27.000 Jahren v. Chr. relativ rasch zu einem ersten Maximalwert von rund 45 Millionen Kubikkilometer um 22.000 v. Chr. und anschließend zu seinem absoluten Maximum von 53 Millionen Kubikkilometer um 18.000 v. Chr. Der folgende Eiszerfall führte über einen nochmaligen, zwischenzeitlichen Spitzenwert von 43 Millionen Kubikkilometern um 14.000 v. Chr. zu einem Niveau von rund 10 Millionen Kubikkilometer zu Beginn des Holozäns.[17]
Auch diePackeisbedeckung war während des Letzteiszeitlichen Maximums wesentlich ausgedehnter, dafür aber mehr jahreszeitlich bedingt.[18] Sie erreichte zirka 12 % der Gesamtmeeresfläche, zu Beginn des Holozäns betrug dieser Anteil dann nur noch 7 % (Zum Vergleich der heutige Wert von rund 5 %). Das antarktische Packeis vollführte große, jahreszeitlich bedingte Driftbewegungen um den Südkontinent.[19]
Der Tiefstand des Meeresspiegels wurde gegen 24.000 v. Chr. erreicht. In ihrem aufKorallendaten vonBarbados gestützten Modell berechnen Peltier und Fairbanks (2006) für diesen Zeitpunkt eine Absenkung von 118,7 Meter.[20] Waelbroeck u. a. (2002) ermittelten einen vergleichbaren Wert von rund 120 Meter, der ihnen zufolge aber erst später (gegen 18.000 v. Chr.) verwirklicht wurde.[21] Noch tiefere Absenkungen fanden Lambeck und Chappell (2001) mittels Korallenmessungen, beispielsweise 145 Meter für Barbados und 140 Meter für denJoseph-Bonaparte-Golf (beide um 20.000 v. Chr.).[22] Ab 14.000 v. Chr. begann der rasante Anstieg von 110 Meter unterNHN zum heutigen Meeresspiegelniveau.
Zur Entstehung von Eisschilden oderEiskappen bedarf es eines lang andauernden Temperaturrückgangs bei gleichzeitig erhöhtemNiederschlag (in Form vonSchnee).Ostasien blieb jedoch bis auf große Höhenlagen eisfrei, obwohl die Temperaturen mit denen der vergletscherten Gebiete Nordamerikas und Europas durchaus vergleichbar waren. Die Ursache hierfür waren die Eisschilde Europas, die über ihrem Gebiet zur Bildung sehr ausgedehnterAntizyklone mit extrem trockenen Luftmassen führten, so dass das im Abwind gelegeneSibirien und dieMandschurei nur noch sehr geringe Niederschläge erhalten konnten (eine Ausnahme warKamtschatka, hier brachten Westwinde genügend Feuchtigkeit vomJapanischen Meer). Weitere Faktoren, die eine kontinentale Vereisung Asiens verhinderten, waren eine relative Erwärmung desPazifischen Ozeans durch das Ausbleiben derOyashio-Strömung sowie die generelle West-Ost-Richtung der Gebirgszüge.
Auch in wärmeren Klimaregionen der Erde lagen während des Letzteiszeitlichen Maximums die Temperatur- und Niederschlagswerte niedriger. Extreme Bedingungen herrschten inSüdaustralien und in derSahel mit bis zu 90 % geringeren Niederschlägen im Vergleich zu heute und mit katastrophischen Auswirkungen auf die dort ansässige Flora. DieRegenwaldgürtel wurden nicht so stark in Mitleidenschaft gezogen, aber auch hier kam es zu einer bedeutenden Reduzierung des Baumbestandes. Insbesondere inWestafrika hielt sich der tropische Urwald nur noch in einzelnen, von Graslandschaften umgebenen Refugien. Der Regenwald desAmazonas wurde durch eine weiteSavanne in zwei große Areale aufgespalten. Die RegenwälderSüdostasiens dürften ähnlich betroffen worden sein, hier breiteten sich vermehrt Laubwälder auf Kosten des Regenwaldes aus, welcher sich nur noch am Ost- und am Westende desSundaschelfs halten konnte. Nur inZentralamerika und imChocóKolumbiens blieb der Regenwald aufgrund des dortigen hohen Niederschlags weitgehend intakt.
Die meistenWüstengürtel dehnten sich aus. Ausnahmen waren die westlichenVereinigten Staaten, die durch die Verlagerung desJetstreams in jetzigen Wüstengebieten schwere Regenfälle verzeichneten, so dass sich große Binnenseen wie beispielsweise derLake Bonneville inUtah bilden konnten, aber auchAfghanistan undIran (hier entstand ein Binnensee in derDascht-e Kawir). InAustralien bedeckten wanderndeSanddünen den halben Kontinent, und auch inSüdamerika fielen diePampa und derGran Chaco der Trockenheit anheim. HeutigeSubtropengebiete wie beispielsweise Ost-Australien, die AtlantikwälderBrasiliens undSüdchina verloren wegen der Trockenheit einen Großteil ihrer geschlossenen Wälder, die offenen Waldlandschaften Platz machten. InNordchina, das trotz seines kalten Klimas unvergletschert blieb, etablierte sich eine Mischung ausTundra und offener Graslandschaft, und die Grenze des Baumbewuchses verschob sich um mindestens 20 Breitengrade südwärts.
Viele der während des Letzteiszeitlichen Maximums der Desertifikation anheimgefallenen Gebiete hatten im Zeitabschnitt zuvor noch höhere Niederschläge als heute aufzuweisen. Als Beispiel sei Südaustralien erwähnt, dessen Besiedlung durchAborigines im Zeitraum 60.000 bis 40.000BP offensichtlich mit einer Feuchtperiode im Zusammenhang stand.
Während des letzteiszeitlichen Maximums herrschten auf einem Großteil der Erde kalte, trockene und unfreundliche klimatische Bedingungen; die Atmosphäre war oft stürmisch undstaubbeladen, deutlich erkennbar inEisbohrkernen, die gegenüber dem heutigen Niveau eine 20- bis 25-fach erhöhte Staubfracht aufweisen. Diese erhöhte Staubfracht lässt sich wahrscheinlich auf mehrere Faktoren zurückführen:
Überdies wurden durch den gesunkenen Meeresspiegel damalsKontinentalschelfe exponiert sowie neue Küstenebenen geschaffen.
Der fennoskandische Eisschild bedeckte Nordeuropa weitgehend, eingeschlossenSpitzbergen,Franz-Josef-Land, die Schelfe derBarentssee, derKarasee,Nowaja Semlja und Teile derTaimyrhalbinsel.[23]GanzIsland war von Eismassen bedeckt und inGroßbritannien blieb nur noch der SüdenEnglands eisfrei. Der Norden des mit dem Festland verbundenen Großbritanniens lag unter einer Eiskappe, die möglicherweise über die trockengefalleneNordsee mit dem fennoskandischen Eisschild in Verbindung stand; der eisfreie Süden war eine Kältewüste.Der südliche Eisrand verlief durchNordostdeutschland undPolen. Südlich davon hatte sichPermafrost z. B. bis nachSzeged inSüdungarn ausgebreitet.
Weite Teile des heutigenTibets,Baltistans undLadakhs waren während des Letzteiszeitlichen Maximums vereist (wobei das Ausmaß der Vergletscherung des Tibetischen Plateaus von Wissenschaftlern nach wie vor umstritten ist). Selbst inSüdostasien bildeten sich viele kleinere Berggletscher. Die Südgrenze des Permafrosts erreichtePeking. Wegen des stark abgefallenen Meeresspiegels bestand eine Verbindung heutiger Inseln mit dem Festland. So war beispielsweise dieindonesische Inselkette bisBorneo undBali alsSundaland mit dem asischen Kontinent verbunden. Hierzu gehörte auchPalawan, wohingegen diePhilippinen zu einer einzigen Insel vereinigt waren, die nur durch dieSibutu-Passage und dieMindoro-Straße vom Festland abgetrennt wurde.[24]
InAfrika und imMittleren Osten bildeten sich mehrere kleinere Berggletscher. Sandwüsten wie beispielsweise dieSahara breiteten sich sehr stark aus.
DerPersische Golf ist im Durchschnitt nur 35 Meter tief, zwischenAbu Dhabi undKatar meist sogar nur 15 Meter. Der Ur-Shatt (ein Zusammenfluss des Euphrat und des Tigris) floss tausende von Jahren durch dieStraße von Hormus in denGolf von Oman und brachte Süßwasser in den Persischen Golf.Bathymetrische Daten sprechen für zwei Paläobecken im Persischen Golf, wobei das zentrale Becken eine Fläche von 20.000 km² und in etwa die Länge desMalawisees erreicht haben dürfte. Zwischen 10.000 und 7000 v. Chr. war der Hauptteil des Persischen Golfs schließlich trocken gefallen. Erst um 6000 v. Chr. transgredierte das Meer dann erneut in die Golfregion.
Aufgrund des tiefen Meeresspiegels warenAustralien,Neuguinea undTasmanien zu einer einzigen großen Landmasse vereinigt, die alsSahul bezeichnet wird. Zwischen dem südostasischen Kontinent und Sahulland schob sich das aus mehreren Inseln bestehendeWallacea und reduzierte die Anzahl und Breite der separierenden Wasserstraßen beträchtlich.
In Nordamerika war im Wesentlichen ganzKanada von Eis bedeckt, der Laurentidische Eisschild erstreckte sich im Westen bis an denMissouri River, im Zentrum bis an denOhio River und im Osten bis nachManhattan. Die Westküste Nordamerikas trug denKordillereneisschild, in Kanada und inMontana stießen alpine Gletscher vor und dieRocky Mountains wurden stellenweise von Eiskappen verhüllt. Die Temperaturgradienten in Nord-Süd-Richtung waren so ausgeprägt, dass der Permafrost, von Höhenlagen abgesehen, gegenüber dem Eisschild nur unwesentlich weiter nach Süden vordrang. Die letzteiszeitliche Maximalvereisung zwang die ursprünglich aus Nordostsibirien eingewanderten Menschengruppen inRefugialräume und veränderte hiermit durchMutationen undGendrift ihren Genpool. Dieses Phänomen begründete die älterenHaplogruppen innerhalb derNative Americans, wohingegen erst später erfolgte Wanderungsbewegungen für die nördlichen Haplogruppen verantwortlich sind.[25]
AufHawaii sind Gletscherablagerungen auf demMauna Kea schon seit längerer Zeit bekannt. Neuuntersuchungen legen nahe, dass im Zeitraum 200.000 bis 150.000 Jahre vor heute drei verschiedene Stadien auf dem Vulkan erhalten sind.Moränen bildeten sich ungefähr vor 70.000 Jahren und im Zeitraum 40.000 bis 13.000 Jahre vor heute. Mögliche Gletscherablagerungen aufMauna Loa sind mittlerweile von jungenLavaflüssen zugedeckt worden.
InSüdamerika bedeckte derPatagonische Eisschild das gesamte südliche DrittelChiles mit den AnrainergebietenArgentiniens. Auf der Westseite derAnden erreichte der Eisschild den Pazifik auf 41 Grad südlicher Breite imChacao-Kanal. Auch die WestküstePatagoniens war zum Großteil vergletschert, möglicherweise bestanden jedoch einige Pflanzenrefugien. Auf der Ostseite der Anden lagen Gletscherloben in den Tiefländern umSeno Skyring undSeno Otway, in derBahía Inútil und imBeagle-Kanal. An derMagellan-Straße reichte das Eis bis zurSegunda Angostura.[26]
Neben den unabänderlichen astronomischen Gegebenheiten (Sonnenaktivität gesteuert durchMilanković-Zyklen) dürftenVulkanausbrüche durchaus einen zusätzlichen, nicht zu vernachlässigenden Einfluss auf die Klimaentwicklung während des Letzteiszeitlichen Maximums gehabt haben. So fällt beispielsweise dieSupereruption des Oruanui in derTaupōVolcanic ZoneNeuseelands, datiert mit 24.000 bzw. 20.600 Jahren v. Chr., in den Zeitraum des LGM. Während dieser Eruption wurden immerhin 1.170 km³ an Auswurfmassen gefördert, knapp ein Viertel des Eruptionsvolumens derLa-Garita-Caldera, eines der größten jemals bekannt gewordenen Ereignisse. Während des LGM ereignete sich auch die Förderung desEltviller Tuffs in derVulkaneifel, der von Zöller u. a. (1987) auf 20.000 bis 19.000 Jahre v. Chr. datiert wird. Er stellt einen bedeutenden stratigraphischen Markerhorizont in denLößsedimenten Mitteleuropas.
Während des letzteiszeitlichen Maximums entwickelte sich inSüdwesteuropa nach demGravettien (ab 31.000 v. Chr.) diejungpaläolithischeKulturstufe desSolutréens (22.000 bis 16.500 v. Chr.) mit seinen charakteristischenBlatt-,Kerb- und Lorbeerblattspitzen. Kulturelle Neuerungen sindBumerang,Lochstäbe,Textilien und aus Knochen gefertigteNadeln zum Nähen der Fellbekleidung. Als Kunstgegenstände tauchen erstmals gebrannte Tonfigurinen auf. Das Solutréen wird dann vomMagdalénien abgelöst.