. Meteor" Forsch.-Ergebnisse Seite 23-59 Berlin . Stutegart Dezember 1981

Sedimentation von Saharastaub im subtropischen Nordatlantikwährend der letzten 25.000 Jahre

von

BERNHARD KOOPMANN*

Mit 21 Abbildungen und 3 Tabellen

Saharan dus t depo sition in the northern subtropicalAtlantic during the last 25,000 years

Summary

The terrigenous sediment proport ion of the deep- seasediments fro m off Northwest Africa has been studiedin order to distin gu ish between the aeo lian and the flu­vial sediment supply. T he pr esent and fossil Saharandust trajecto ries were recognized fr om the distributionpatterns of the aeolian sediment. T he following time

The terrigenous sediment proportion of the deep-seasediments from off Northwest Africa has been studiedin order to distingu ish berween the aeo lian and the flu­vial sediment supply. T he present and fossil Sahar andust trajecto ries we re recognized fr om the distributionpatterns of the aeo lian sedimen t. T he following timeslices have been investigated : Present, 6,00 0, 12,000and 18,000 y. B. P. Futhermore, the quantiry of dustdeposited off the Saharan coast has been estirnated.For this purpose, 80 surface sediment sam pies and 34sediment co res have been ana lysed. T he stra tigra phyof the cores has been achieve d fro m oxygen isotopiccurves, 14C-dating, forami niferal tr ansfer ternpera­tures, and carbonate contents.

Silt size d biogenic opal generally accounts for lessthan 2 % of the total insol uble sediment proportion.Only under productive upwe lling wa ters and off riverrnouths, the opa l prop ort ion exceeds 2 % significa nt ly.

The mod ern terri genou s sediment fro m off theSaharan coast is generally characterized by intenselystained quartz grains . They indicate an origin fromsouthern Saharan and Sahelian laterites, and a zonal,aeolian transport in midtropospheric levels, between1.S and 5.5 km, by "Harrnattan" Wi nds . The dust par­ticles follow large outbreaks of Saharan air across theAfrican coas t berween 15° and 21° N . T heir trajecto­ries are centered at abo ut 18° N and continue furtherinto a dockwise gyre situated sout h of the CanaryIslands. This co urse is indicated by a sickle-shapedtongue of coarser grain sizes in the deep-sea sediment.Such loess-sized terrigenous partides only settle within

a zo ne extending to 700 km offsho re. Fine silt and claysized particles, with grain sizes smaller than 10­15 um, drift still furt her wes t and can be traced up tomore than 4,000 km distance from their source areas.

Additional terrigenous silt which is poor in stainedquart z occurs wirhin a narrow zone off the westernSahara berween 20° and 27° N only. It depicts thepresent dust supply by the tra de winds dose to the sur­face. The dust load originate s fro m the northwesternSahara, the Atlas Mo untains and coas ta l areas, which

Additional terrigenou s silt which i~ poor in stainedquart z occ urs wi rhin a narrow zone off the westernSahara berween 20° and 27° N on ly. It depicts thepresent dust supply by the trade winds dose to the sur­face. The dust load originate s fro m the northwesternSah ara, the Atlas Mountains and coastal areas, whichcontain a pa rtic ularly low amo unt of stained quartz .The distri bution pat tern of these pa le quartz sedimentsreveals a SSW -dispersal of dust being consistent withthe present trade wind direction fro m the NNE.

In comparis on to the sedirnents fro m off the Saharaand the deeper subtr opica l Atlantic, the sedirnents offriver mo uths, in part icular off the Senegal river, arecharacterized by an additional input of fine grainedterrigenous partides « 6 um). This is due to fluvialsuspens ion load. The fluvial discharge leads to a rela­tive excess of fine grained particles and is observed in acorrelation diagram of the modal grain sizes of ter­rigenous silt with the proport ion of fine fraction« ö urn).

T he aeolian sediment contribution by the Harrnat­tan Winds strongly decreased during the ClirnaticO ptimum at 6,000 y. B. P. The dust discharge of thetr ade winds is hardly detectable in the deep-sea sedi­ment s. T his prob ably indicates a weakened atmos­ph eric circ ula tio n. In co ntras t, the fluvial sedimentsupply reached a maxim um, and can be traced tobeyond Cape Blanc. Thus, the Saharan climate was

>} Dr. Bernhard KOOPMANN, Gewerkschaften Brigitta undElwerath, Riethorst 12, D-3000 Hannover.

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more humid at 6,000 y. B. P . A latitudinal shift of theHarmattan driven dust outbreaks cannot be observed.

Also during the Glacial, 18,000 y. B. P., Harrnattandust transport crossed the African coast at latitudes of15° _20° N. Its sediment load increased intensively,and markedly coarser grains spread further into theAtlantic Ocean. An expanded zone of pale-quartz sed­iments indicates an enhanced dust supply by the tradewinds blowing from the NE. No synglacial fluvial sed­iment contribution can be recognized berween 12° and30° N. This indicates a dry glacial clirnate and astrengthened atrnospheric circulation over the Sahelianand Saharan region .

The climatic transition phase, at 12,000 y. B. P.,berween the last Glacial and the Interglacial, which iscomparable to the Allered in Europe, is characterizedby an intermediate supply of terrigenous particles. TheHarrnattan dust transport was weaker than during theGlacial. The northeasterly trade winds were still inten­sive. River supply reached a first postglacial maximumseaward of the Senegal river mouth. This indicatesincreasing humidity over the southern Sahara and aweaker atrnospheric circulation as compared to theGlacial.

The accumulation rates of the terrigenous silt pro­portion (> 6 J.1m) decrease exponentially with increas­ing distance from the Saharan coast, Those of the ter­rigenous fine fraction « 6 J.1m) follow the same trendand show alm ost similar gradients. Accordingly, alsothe terrigenous fine fraction is believed to result pre­dominantly from aeolian transport.

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In the Atlantic deep-sea sediments, the annual ter­rigenous sediment accumulation has fluctuated , fromabout 60 million tons p. a. during the Late Glacial(13,500-18,000 y. B. P., aeolian supply only) to about33 million tons p. a. during the Holocene ClirnaticOptimum (6,000-9,000 y. B. P., mainly fluvial sup­ply), when the river suppl y has reached a maximum,and to about 45 million tons p. a. during the last 4,000years B. P. (fluvial supply only south of 18° N).

Zusammenfassung

An 80 Oberflächensedimentproben und 34 Sediment­kernen aus dem subtropischen Nordatlantik wurde diein Essigsäure unlösliche Sedimentfraktion untersucht.

Die Stratigraphie von'/, der Sedimentkerne beruhtauf HC-geeichten Sauerstoffisotopenkurven. Die übri­gen Kerne wurden nach Karbonatgehalten und"Transfer-Temperaturen" eingestuft, die aus denForaminiferengemeinschaften errechnet waren.

Mariner Biogenopal mit Siltkorngrößen macht all­gemein weniger als 2 % der säureunlöslichen Fraktionaus. Unter Auftriebsgebieten und vor Flußmündungenkann er allerdings 2 % deutlich übersteigen.

Der übrige Teil der säureunlöslichen Fraktionbesteht aus Terrigensediment, vorwiegend aus Tonmi-

neralen, Quarz- und Glimmerkörnern und etwas Feld­spat. Das Terrigensediment wird vor allem bei Ausbrü­chen von Saharaluft durch die östlichen Harmattan­Winde angeliefert. In deutlich geringerem Umfangsteuern außerdem der Nordostpassat und Flüsse ihreTerrigenfracht bei. Das Terrigenmaterial des Harrnat­tan besteht je nach Ablagerungsort zu 30 bis 95 % ausTonmineralen . Charakteristisch ist eine Rotfärbung.die durch lateritische Verwitterung in seinem Her­kunftsgebiet verursacht ist. Im deutlichen Unterschieddazu ist die Staubfracht des Nordostpassats fast weiß.Sie stammt aus der Nordwestsahara. dem Atlas undden. angrenzenden Küstengebieten.

Mit den Harmattan-Staubausbrüchen gelangt dasfarbquarzreiche, rötliche Terrigenmaterial aus derSüdsahara und dem Sahelgebiet nach Westen in dieSedimente des benachbarten Atlantiks, zwischen 5°und 35° N. Der meiste Staub überschreitet die afrika­nische Küste zwischen 15° und 21° N (mit Zentrumbei 18° N) in Höhen zwischen 1,5 und 5,5 km. Vondort aus wird er oberhalb der Passatwinde großregio­nal über den Atlantik verbreitet. Im Rezenten steuertein periodisches Wechselspiel zwischen den Luftmas­sen über der Sah ara und dem Atlantik und der Inter­tropischen Konvergenzzone die Staubfahnen zunächstin einen rechtsdrehenden Wirbel südlich der Kanari­schen Inseln . Erst nachfolgend zieht der Staub weiternach Westen bis zu den Antillen. Die so vorgegebenenStaubtrajektorien sind im darunter liegenden Tiefsee­sediment anhand gröberer Korngrößen nachweisbar,die entlang einer sicheiförmigen Zunge von ca . 500 kmDurchmesser bei 18° N von der mauretanischen Küste

sehen Inseln. Erst nachfolgend zieht der Staub weiternach Westen bis zu den Antillen . Die so vorgegebenenStaubtrajektorien sind im darunter liegenden Tiefsee­sediment anhand gröberer Korngrößen nachweisbar,die entlang einer sicheiförmigen Zunge von ca . 500 kmDurchmesser bei 18° N von der mauretanischen Küsteausgehen und ca. 1.000 km in den Atlantik hinein vor­dringen. Das lößähnliche. gröbere Material gelangtdabei etwa 700 km in den Atlantik hinein, weiter hin­aus nur noch Feinsilt und Ton. Diesen Hauptausbrü­chen folgt jeweils in geringem zeitlichem Abstand einschwächerer und weniger turbulenter Staubstrom mitE-W-Richtung.

Das farbquarzarme Terrigenmaterial aus der Pas­satfracht beschränkt sich auf eine schmale Zoneunmittelbar vor der Nordwestsahara zwischen 21° und25° N . Seine Ausbreitung in SSW-Richtung ist direktmit der rezent vorherrschenden Passatströmung ver­gleichbar. - Außerdem verlagert der Passat auchjenes Südsahara-Material, das von oben aus der Har­mattanschiebt absinkt.

Im Vergleichsdiagramm der Modal-Korngrößendes terrigenen Silts mit dem Anteil an Partikeln« 6 J.1m) sind die Sedimente vom Kontinentalfuß vorSenegal und Sierra Leone gegenüber den Sedimentenaus dem kontinentferneren Atlantik durch einen relati­ven Überschuß an feinkörnigen Sedimentpartikelngekennzeichnet. Dieser Feinkornüberschuß geht auffluviatile Suspensionsfracht zurück, die auf dem Kon­tinentalfuß abgelagert wird und hier die äolischeSedimentfraktion überprägt.

Sedimentation von Saharastaub im subtropischen Nordatlantik 25

Während des Klimaoptimums vor 6.000 Jahren wardie Staubanlieferung des Harrnattans stark zurückge­gangen, die des Passats so sehr, daß sie nicht mehrfeststellbar ist. Demgegenüber erreichte aber die flu­viatile Sedimentanlieferung ihr Maximum. Dies deutetauf ein im Vergleich zum Rezenten humideres Land­klima und eine abgeschwächte atmosphärische Zirku­lation hin. Anzeichen für eine Nord- oder Südverlage­rung des Harrnattans finden sich jedoch nicht.

Auch während des Hochglazials vor 18.000 Jahrenverlief der Harmattan-Staubtransport in den gleichengeographischen Breiten, mit Zentrum bei 18° N. Aller­dings lieferte der glaziale Harrnattan wesentlich mehrgrobkörniges Material. Er verbreitete dies zudem wei­ter nach Norden und Süden, jedoch nicht wesentlichweiter nach Westen. Der glaziale Passat verstärkteseine Staubanlieferung aus der Nordwestsahara undwehte streng aus Nordost. Hinweise auf eine fluviatileSedimentanlieferung finden sich zwischen 10° und30° N nicht. Das glaziale Landklima dürfte demnachtrockener und die ablandige atmosphärische Zirkula­tion deutlich stärker als im Rezenten gewesen sein.

Die klimatische Übergangszeit um 12.000 J. v. h.,vergleichbar dem Allemd in Europa, ist durch einemittlere Terrigenanlieferung gekennzeichnet. DerHarmattan war dem rezenten ähnlich. Der Passatwehte damals aus Nordost, noch wie im Glazial. Fein­körnige Flußsedimente des Senegal gelangten wiederins Meer. Das Landklima des frühesten Stadium 1dürfte also dem heutigen ähnlich gewesen sein.

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wehte dam;ls aus 'Nordost, noch wie'im Giazial. Fein­körnige Flußsedimente des Senegal gelangten wiederins Meer. Das Landklima des frühesten Stadium 1dürfte also dem heutigen ähnlich gewesen sein.

Die Akkumulationsraten des terrigenen Silts(> 6 um) sinken exponentiell mit wachsender Entfer­nung von der Saharaküste. Die Akkumulationsratenvon terrigenen Partikeln unter 6 um verhalten sichähnlich und zeigen nahezu den gleichen Gradienten.Demzufolge dürfte auch das terrigene Feinkorn vor­wiegend äolisch angeliefert worden sein.

Daß die Terrigensedimentation im subtropischenNordatlantik vom afrikanischen Landklima gesteuertwird, verdeutlichen die Variationen der Akkumula­tionsraten im Verlauf der letzten 20.000 Jahre : Imkontinentnahen Sedimentationsraum bis 1.000 kmquerab zur Saharaküste (10 ° -30° N) wurden wäh­rend der letzten 4.000 Jahre etwa 45 Mio. TonnenTerrigenmaterial pro Jahr abgelagert. Während desKlimaoptimums waren es nur 33 Mio. Tonnen jähr­lich, wovon ein Gutteil aus Flußzufuhr stammte. ImSpätglazial waren es demgegenüber ca . 60 Mio. Ton­nen jährlich, die fast gänzlich äolisch angeliefert seindürften.

1. Einleitung

1.1. Fragestellung

Die Sahara und ihre semiariden Randgebiete bildenheute mit ca. 8 Mio . km2 das größte zusarnmenhän-

gende Wüstengebiet der Erde. Schätzungsweise dieHälfte des im nordhemisphärischen Staubzyklus vor­handenen mineralischen Staubes entstammen diesemTrockengebiet (JUNGE, 1979). Ein Großteil davongelangt allerdings schon nach kurzem äolischemTransport in den benachbarten subtropischen Atlantik.In dessen Sediment wurde Saharastaub anhand derKomponenten mehrfach nachgewiesen. Eine quantita­tive Untersuchung der Staubmengen oder Korngrö­ßen-Messungen am Staubmaterial wurden bisherjedoch nur in Ansätzen durchgeführt. Ferner wurdenur an zwei Sedimentkernen gezielt geprüft, wie diespätquartären Klimawechsel auf den Staubtransporteingewirkt haben. Genauere Mengenabschätzungender fossilen Staubsedimentation fehlen fast gänzlich(Acwu, 1978 ; BELTAGY et al., 1972; BISCAYE, 1965;CARATINI et al., 1976; DIEsTER-HAASS, 1975 1976 ;GAME, 1964; JOHNSON, 1979; KOLLA et al., 1979;LEPPLE, 1975; LEPPLE & BRINE, 1976; PARKIN, 1974;PARKINetal., 1973, 1975; PARMENTER & FOLGER, 1974 ;RAOCZEWSKl, 1939; WINOOM, 1975).

Ziel der vorliegenden Arbeit ist es daher, die Korn­größenverteilung des Terrigenmaterials zunächst immarinen Oberflächensediment zu untersuchen. Wind­und Flußfracht werden voneinander unterschieden.Sodann wird die rezente Staubverbreitung mit denheute dominanten Staubtrajektorien verglichen. Imweiteren werden fossile Staubverbreitungen betrachtet,nämlich die des letzten Klimaoptimums vor 6.000 Jah­ren , des frühsten Stadium 1 vor 12.000 Jahren und inAnlehnung an die CLIMAP-Studien die des letztenglazialen Maximums vor 18.000 Jahren (CLINE &

heute dominanten Staubtrajektorien ·ve~glichen. "rmweiteren werden fossile Staubverbreitungen betrachtet,nämlich die des letzten Klimaoptimums vor 6.000 Jah­ren , des frühsten Stadium 1 vor 12.000 Jahren und inAnlehnung an die CLIMAP-Studien die des letztenglazialen Maximums vor 18.000 Jahren (CLINE &HAYS, 1976; DREIMANIS, 1977). Abschließend werdendie transportierten Mengen größenordnungsmäßigabgeschätzt.

Das Untersuchungsgebiet umfaßt den subtropisch­tropischen Nordatlantik zwischen 0° und 35° N,sowie zwischen 10° und 50° W. Seine wichtigstenmorphologischen Einheiten sind der westafrikanischeKontinentalrand im Osten, das Kanarenbecken imN orden, die Kap Verde-Schwelle im Zentrum und dasKap-Verde-Becken im Süden. Der Westteil des Unter­suchungsgebietes wird vom Mittelatlantischen Rückendurchzogen.

Die Becken werden von weiten Tiefseebenen einge­nommen, deren Wassertiefen allgemein etwa 4.000 bis5.000 m betragen. Nur lokal werden mehr als 6.000 merreicht. Im Gebiet der Kap-Verde-Schwelle liegen dieWassertiefen zwischen 3.000 und 4.000 m. Demgegen­über ist der Mittelatlantische Rücken durch rauhereBodenformen gekennzeichnet. Er erhebt sich allge­mein bis in Wassertiefen zwischen 4.000 und 2.000 m.Stark gegliederte Bodenformen treten auch arn NW­afrikanischen Kontinentalhang auf. Sie wurden vonSEIBOLD & HI NZ (1974) ausführlich beschrieben.

Schwärzlich graue, grüne bis grün-bräunliche oderrötliche hemipelagische Tonschlämme und Mergel

26 B. KOOPMAN

überziehen den Kontinentalhang und die vorgelagerteFußregion. In kontinentferneren pelagischen Becken­und Schwellenbereichen liegen hellere Peraminife­renschlämme, im Beckentiefsten roter Tiefseeton.

1.2. Staub aus der Sahara:Meteorologischer Kenntnisstand

Von den alten Seefahrern erhielt die Meeresregionzwischen den Kanarischen und den Kap VerdisehenInseln den Namen "Dunkelrneer" (vg!. EDRISI, 1160;Übersetzung von JAUBERT, 1886) . DOBso (1781)erklärt die hier häufig fehlende Fernsicht und dieDüsterkeit des Himmels mit Staub in der Atmosphäre,der die Sonneneinstrahlung vermindert. DARwlN(1846) sammelte hier 1833, vom Forschungsschiff"Beagle" aus, einen "braunen, nichtkalkigen" Staub.Er weist nach, daß dieser Staub aufgrund enthaltenerSüßwasserdiatomeen und Phytolithen (EHRE BERG,1845) nur vom afrikanischen Festland herstammenkonnte.

Nach Westeuropa gelangt Saharastaub nur selten(CLERICI, 1901; HELLMANN & MEINARD s, 1901 ; GLA­WION, 1938; GALOPIN, 1951). Staub aus der Nordsa­hara wird aber häufig während der Wintermonateüber das östliche Mittelmeer bis in den Vorderen Ori­ent geweht (GOLDBERG, 1970; YAALON et al., 1979) .SE-gerichteter Staubtransport wurde über dem Sudan(MORALES, 1979) und SW-gerichteter Transport amSüdrand der Sahara beobachtet (KALU, 1979) . Diegrößten Staubmengen werden jedoch nach Westen aufden .!\t1antik hinaustransportiert (JUNGE, 1979).

ent geweht (GOLDBERG, 1970; YAALO et al., 1979).SE-gerichteter Staubtransport wurde über dem Sudan(MORALES, 1979) und SW-gerichteter Transport amSüdrand der Sahara beobachtet (KALU, 1979) . Diegrößten Staubmengen werden jedoch nach Westen aufden Atlantik hinaustransportiert (JUNGE, 1979) .

Über dem Atlantik variiert die Anzahl der Staub­fälle saisonal, mit Maxima zwischen Dezember undMärz, sowie zwischen Mai und September, wobei derJuli und August die staubintensivsten Monate sind(DARwIN, 1846 ; H ELLMA , 1878, 1913; DI KLAGE,1910) . Nach neueren Daten von PROSPERO et a!. (1977)wird im Sommer auch das Maximum der Staubmengetransportiert.

Der Staubtransport über dem Atlantik ist lange mitdem NE-Passat erklärt worden. Nach SEMMELHACK(1934) beruht er aber im wesentlichen auf dem Har­mattan. - Der Harmattan ist ein kräftiger Ostwind.Er weht oberhalb des Passates von der Sahara auf denAtlantik hinaus . - Die Saisonalität der Staubfälleführte SEMMELHACK auf die jahreszeitlichen Verlage­rungen der Intertropischen Konvergenzzone zurück.CARLSON & PROSPERO (1972) führten Staubmessungenvom Flugzeug aus durch: Sie beobachteten dabei diehöchsten Staubkonzentrationen oberhalb der Passatin­version zwischen ca. 1.500 und 5.500 m Höhe, wobeidas Staubmaximum und ebenfalls das Maximum derWindgeschwindigkeit um 3.000 m Höhe angetroffenwurden. - Diese Daten bestätigten also die imwesentlichen bereits 1934 von SEMMELHACK getroffe­nen Annahmen.

Nach CARLSON & PROSPERO (1977) nimmt der Har­rnattan den Staub vornehmlich über der Südsaharaund dem Sahelgebiet auf. Er überschreitet in Form voneinzelnen großen Staubausbrüchen die afrikanischeKüste zwischen 10° und 25° N. Hier wird er dannzumeist nach NW und NNW bis hin zu den Kanari­sehen Inseln umgelenkt. Erst danach setzt er denStaubtransport nach Westen bis nach Mittelamerikafort. TETZLAFF & WOLTER (1980) zeigten, daß dierechtsdrehende Kreiselbewegung der Staubfahnenüber dem Ostatlantik auf Wechselwirkungen zwischentropischen "Easterly-Waves", dem subtropischen Azo­renhoch und einem Wärme-Hoch über der Saharazurückgehen dürfte : Im Gefolge durchziehenderEasterly-Waves dehnt sich das Sahara-Wärme-Hochbis über 22° W nach Westen aus; dies geschieht wäh­rend der Sommermonate etwa jeden 4.-5. Tag. DieLuftmassen aus dem Bereich der Südsahara und demSahelgebiet umlaufen dabei das erweiterte Sahara­Wärme-Hoch südlich der Kanarischen Inseln aufrechts gebogenen Stromlinien.

Der winterliche Staubtransport erscheint generellschwächer. Er verläuft außerdem auf südlicheren Bah­nen in vorzugsweise WSW-Richtungen und reicht bisNE-Brasilien (PROSPERO et a!., 1979).

Auf ihrem Weg über den Atlantik verlieren dieStaubfahnen ständig einen Teil ihrer Fracht: GröberePartikel mit Durchmessern über 40 um fallen vorwie­gend gravitativ. Sie dürften daher bereits innerhalbweniger hundert km entlang der afrikanischen Küsteabgelagert werden (JAE ICKE & SCHÜTZ, 1978). Analogdürfte hier ebenfalls die Hauptmenge des gröberen

Staubfahnenständig einen Teil ihrer Fracht: GröberePartikel mit Durchmessern über 40 um fallen vorwie­gend gravitativ. Sie dürften daher bereits innerhalbweniger hundert km entlang der afrikanischen Küsteabgelagert werden (JAENICKE & SCHÜTZ, 1978). Analogdürfte hier ebenfalls die Hauptmenge des gröberenStaubes sedimentiert werden (LEPPLE, 1975) . ImUnterschied dazu werden feinkörnige Partikel vorwie­gend durch turbulente Erosion an der Unterseite desHarmattans ausgefällt. Sie können aber aufgrund derstarken Turbulenzen im Harmattan bis zu den KleinenAntillen und noch weiter nach Westen transportiertwerden.

Die heutige Staubanlieferung aus der Sahara wirdnach Staubmessungen auf Werte zwischen 60 und200x 106 Tonnen pro Jahr (PROSPERO et al., 1977,sowie JAENICKE & SCHÜTZ, 1978) geschätzt. LEPPLE(1975) errechnete Werte von mehr als 300 x 106 Ton­nen pro Jahr.

2. Methoden

2.1. Probenauswahl

80 OberfIächensedimentproben aus dem Staubfallarealim subtropisch-tropischen Nordatlantik wurden zurUntersuchung ausgewählt. Die zeitliche Veränderungder Staubzufuhr wurde mit ca. 500 Sedimentprobenaus 34 Sedimentkernen untersucht (Abb. 1).

Das Material von 20 Sedimentkernen und 43 Ober­fIächensedimentproben wurden vom Lamont DohertyGeological Observatory, USA., zur Verfügung

Sedimentati on von Saharastaub im subtropischen No rdatlantik 27

45· 30· 15·

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Fig. 1. Sampie locations. Dots surface sediment sampies.Circles = sediment cores . (326) = sarnple No. 12326. [289]= sampie No. 13289. Geographie coordina tes in appendix 1.

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Abb. 1. Pr obenp ositionen. Pun kte = Ob erfl ächensedim ent­Proben. Kreise = Sedimentkerne. (326) = Probe Nr. 12326.[289] = Probe Nr. 13289. Geogr aphische Koord inaten inAnhang 1.

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Fig. 1. SampIe locati ons. Dots surface sediment sampies.Circles = sediment cores. (326) = sampie No. 12326. [289]= sampIe No . 13289. Geographie coordinates in appendix 1.

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Abb. 1. Probenpositionen. Punkte = Oberfl äch ensediment­Proben. Kreise = Sedimentkerne. (326) = Probe Nr. 12326.[289] = Probe Nr. 13289. Geographische Koordin aten inAnhang 1.

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gestellt . 14 Sedimentkerne und 37 Oberflächenprobenstammen vo n den Forschungsreisen der "Meteo r" und"Valdivia" (SEIBOLD, 1972 ; SEIBOLD & HI z, 1974,1976). Es wurde vo m Geologisch -PaläontologischenInstitut der Universität Kiel und der Bundesanstalt fürGeowissenschaften und Rohstoffe, Hannover, bereit­gestellt.

Die Proben wurden am Geologisch-Paläontologi­schen Institut der Universität Kiel untersucht. DieÖ 180-Isoto penstr atigraphie und 14C-D atier ungen

erfolgten in Zu sammenarbeit mit Herrn Dr. ERLEN­KEUSER und Herrn Dr. WI LLKOMM am Institut fürReine und Angewandte Kernphysik der UniversitätKiel.

Das Probennetz (Abb. 1) wird allgemein zur Saha­raküste hin dichter, um die Ausfallgradienten desgrobkörnigen Saharastaubes besser zu erfassen .Zudem stammen fast alle Sedimentproben aus Wasser­tiefen oberhalb der Karbonat-Kompensationstiefe

("CCD"), die in diesem Teil des Atlantik in etwa4-4,5 km Wassertiefe liegt. Daher sind in den Sedi­menten die kalkigen Foraminiferenschalen erhalten

und ermöglichen eine feinstratigraphische Einstufungnach Sauerstoffisotopen.

Um das Probenmaterial nur aus solchen Sediment­ser ien z u analysieren, die vo n Bodenströmungen undT urbidite n nicht gestört sind, wurden die Probenposi­tionen anhand der morphodynamischen Tiefseekartenvo n D AMUTH (1975), JACOBI (1976), EMBLEY (1976)und JACOBI er al. (1975) im einzelnen sorgfä ltig über­prüft. Außerdem wurden, sowei t vorha nden, dieRadiographien de r einzelnen Sedimentkerne aufUrnlagerungsgefüge hin untersucht (WETZEL, 1981) .

Die Sedimentproben wu rden in Scheib en vo n 1 bis5 cm Dicke entnommen . Sie repräsentieren daher, jenach H erkunftsort und Alter , verschie de n lan ge Sedi­mentationsze itr äurne . Die stratigraphisch e U nters u­chung zeigte, daß Proben aus Landnähe in wenigen100 Jahren sedimentiert worden sind. Demgegenüberrepräsentieren jene aus Landferne z umeist Zeiträumevo n 1.000 bis 3.000 Jahren.

2.2. Analysengang

An den ein zelnen Sedimentproben wurden bis z u dreivers chiede ne An alysen vo rge no mmen (Abb. 2) :

1. Zur stratigraphische n Einstufung w urde n d ie Isoto­penverhältnisse vo n 160 / 180 und 12C/13C in Fo ra-

28 B. KOOPMA NN

Fig. 2. Laboratory procedures, schematic.

Abb. 2. Der Anal ysengang im Labor.

Naßsieben mit Leitungswasser bei 125 11mnach jeder Probe : Reinigen der Siebe in U-Schall

I

miniferenschalen gemessen (vgl. ERLENKEUs ERet al. , in Vorb.) .

2. Am silikatischen Anteil der Proben erfolgten Korn­größenmessungen mit Hilfe einer Atterberg-Tren­nung und eines Coulter-Counters (MCCAVE &]ARVIS, 1973) .

3. D er marin-biogene Opalanteil wurde unter demMikroskop ermittelt . D ie Proben waren zuvor nachhydraulischen Äq uivalent Korngrößen fraktioniertworden .

Anmerkungen :I Die N aßteilungen erfolgten mit Vo llpipetten aus

Sedimentsuspen sionen, die mit einem Vibrationsrührer (Che­rnap-Rührer ) hom ogenisiert wurden.

2 Die Korngröß enmessung en wurden mit einem CoulterC::0unter Mo.dell TW Ir A vorgen?mmen. Als Meßflüssigkeitdiente 20%lge NaCl-Lö sung , die zuvor einen 0,45 bzw.0, 15 11m Millipore Filter passiert hatte. Die Meßgrenzenlagen bei 6,35,~, 10,08, 12,7, 16, 20,2, 25,4, 32,40,3,51 , 64,80, 102 und 125 11m.

3 Die Op albestimmung erfo lgte nach einem im Text ein­gehend beschriebenen Verfahre n.

Zu 3. : BELTAGY et al. (1972) und PARKIN (1974)nutzten die Sinkgeschwindigkeiten von Festkörpern inFlüssigkeiten, um die Siltfraktion quantitativ nachKorngrößen aufz utrennen . Die Verfahren und derGe rä tea ufba u wurde n modifiziert übernommen undweiterentwickelt. Wie Abb. 3 zeigt, besteht das Gerätaus einer Starterkammer, darunter einem Plexiglas­Rohr von 8 cm Durchmesser und einem Probenfänger.Dieser enthält 6 Probenschalen, die nacheinanderunter das Sedimentationsrohr geschwenkt werdenkönnen . In die einze lnen Probenschalen wird je eingläserner Objektträger (2 x 7 cm) eingelegt. Die Appa­ratur wird dicht verschlossen und mit entgastem destil­lierten Wasser bis zur Marke "X" (Abb.3) aufgefüllt .Darüber werden in aufwärts ansteigender Konzentra­tion jeweils 2 cm 17 % iges, 25- und 33 % iges Äthanolgeschichtet und die Starterkammer blasenfrei aufge ­setzt. Ihre Unterseite w urde jedoch zuvor mit einerdünnen Gummimembran (Dicke 50-100 J..Lm) ver­schlossen.

Es werde n 200 - 500 mg Probensubstanz (> 6 J..Lm)

lrLJ~~0(Pll?J;1l2 Ar,h~J1oJ v~&0P,~I19-it>~r.J.Jl}d in.gi..~ l<),WJf:(;;

geschichtet und die Starterkammer blasenfrei aufge ­setzt. Ihre Unterseite w urde jedoch zuvor mit einerdünnen Gummimembran (Dicke 50-100 J..Lm) ver­schlossen.

Es werde n 200 - 500 mg Probensubstanz (> 6 J..Lm)in 33 % igem Äthanol suspendiert und in die Starter ­kammer eingefüllt. Unmitte lbar darauf wird die Gum­mimembran mit einem scharfen Gegenstand ange­schn itten . D ie Membran reißt selbständig weiter aufund gibt das Sediment z um Fall durch die Wassersäulefrei . Dabei können zw ar leichte Verwirbelungen auf­treten, diese werden jedoch in den Äthanolschichten sogedä mpft, daß sie sich - beobachtbar - nicht weiterin die Wassers äu le fortset zen. Anschließend werden zufestge legt en Zeiten die 6 Probenauffangschalen nach­einander unter die Fa llröhre gedreht.

Die Ausfallzeiten der Korngrößenklassen lassensich nach dem Stokes'schen Gesetz berechnen. Sie ent­sprechen den maximalen Ausfallzeiten einer Korngr ö­ßenklasse.

IFrakt ion größer 6,35 11m

INaßteilen "

Ica. 'I. zur Opa lbestirnrnunq''

Ica. 'I" zur Korngrößenanalyse imCoul terCou nter Modell TW 11 A2

I'I, Trocknen, Referenzgewicht

IRest als Naßreserve

Fraktion größer 125 11m (siebestand bei fast allen Probenzu 100 010 aus Biogenmaterial).

Entsalzen mit de ion isiertem Was­ser ,

IAbgießen und Rest des Wassersmit einem Papierfaden abhebern .

ISchnelltrocknen unter Vakuum(30 °C)

IAuslesen von ca. 30 Foraminiferen ­schalen einer Ar t zur Isotopenana­lyse im Institut für Reine und Ange­wandte Kernphysik der UniversitätKiel.

IFalls die Probe terrigenes Grobma­terial enthält : Rückführen zur Sieb­fraktionkleiner 125 11m+ -.J

Fraktion kleiner125 11m

IAbsitzen lassenfür ca. 40 Std .

IWasser dekan­tieren

Weglösen der Karbonate in 20010iger CH3COOH , bei18-20 °C und geringem Säure­übe rschuß

1 x Flüssigke it abzen trifug ieren

Oxidation der organischen Substanz in H20 2, ca. 10010ig,bei 18-20 ° C und geringem Über­schuß , über Nacht stehenlassen.

Abzentrifugieren und 3 x in de ionisiertem Wass er aus­"c> ~~b9nJ~cl;-,.;,p Il" L",'" ~,,,crl'i' Zaotcübe rschuß

1 x Flüssigke it abzen trifug ieren

Oxidation der organischen Substanz in H20 2, ca. 10010ig,bei 18-20 ° C und geringem Über­schuß , über Nacht stehenlassen.

Abzentrifugieren und 3 x in de ionisiertem Wass er aus­waschen (schnell laufend e Zent ri­fug e) .

Atterberg-Trennung bei 6,35 11m Äquivalentkorngröße,be i 23 °C in einem ers chütterungs­freien Raum , mindestens 10 Analy­senläufe .

I'I, Troc knen ,Referen zgewich t

Korngrößenverteilung des karbonatfreien Sed imentes

Nach Opalbestimm ung : Korngrößen verte ilung des Kar­bona t- und opalfreien Sediments .

Faktorenanalyse nach IMBRIE & KIPp (1971)

IFraktion kleiner

6,35 11mI

Naßteilen 'I

'/, als Reserveund für Tonmine­ralogie

1----1~ Reserve bis ca. 2 crn"l..!?:~~~~-----' ca. 1 cm 3 zur Bestimmung der Lös­

lichkeit in CH3COOH (29 010)

Ultraschallbad für 0,5-1 ,5 Minuten

Sedimentation von Sah ara staub im subtr opischen Nordatlantik 29

200- 500m g of sill - sized sediment fra ct ion (>6 }Jm)suspended in Ethanol ( 33 '10)

C7>n3

so

3 1II

Rubbe r membran

Ethanol (33 -t, )

( 25'/,)

( 17 '10)

H20 de ionized

Plexig las tube (80x 90 mm )

III- - - - - spa nner ( VA 2 ; q, 6 mm )

Abb. 3. Sedimentat ion srohr zurTrennung des Siltes in 6 Korn­gr ößen- Fra kt ione n.

Fig. 3. Sed ime ntation co lumnfor the separation of silt into 6grain size [ractions.

Sampie collector with 6 collector dishe s

G25c m

15l Gew. %)

~~cm

Nachdem auch jene Sedimentkörner mit Korngrö­ßen von 6 um das Fallrohr passiert haben, wird dieAnn~r~tllf pntlpprt nip CTI:i~prnpn Ohipkttr:iO'pr mitgram Slze ra ctlon s. .- '-'- _

Fig . 4. Comparison of opa l contents determined in 30 sedi­ment sampIes. O rdinate: X-Ray deterrninations by Dr.E . SUESS, Oregon. Abscissa: Opal con te nts deterrnined underthe microscope, th is study.

20

(%)

15

..

_ 10s:u111

s:a.e0>oC..0>

C' 0~

15 (Gew, %)

....J

«0..o Ol-r-r--r---r--r-,--"--"--"--'"",,-'--'--""-"'-r--.--,-,-,-,

o 5 10

OPAL (m ikroskopische Analyse)

Abb. 4. Vergleic h vo n Opalbestimmungen an 30 Sed iment­proben . O rdinate: rö ntgenographisch bestimmte Opalwerte.Dr. E. SUESS, Oregon. Abszisse : unter dem Mikroskop ermit­telte Opalwerte, d iese Arb eit .

Nachdem auch jene Sedimentkörner mit Korngrö­ßen von 6 um das Fallrohr passiert haben, wird dieApparatur entleert. Die gläsernen Objektträger mitden aufsedimentierten Siltfraktionen werden auf einerHeizplatte oder unter einer Infrarotlampe getrocknet.Gegebenenfalls wird die Belegungsdichte auf einerHälfte des Präparates verr ingert. Anschließend wirddas gesamte Präparat mit Eukitt(!) Einbettungsmittelbetropft und mit einem De ckglä schen abgedeckt.Unter einem Pol arisationsmikroskop mit bis zu600facher Vergrößerung werden die Opalanteilequantitativ best immt.

Nach der Korngr ößenverteilung. die mit einemCoulter Counter zuvor ermittelt worden war, werdendie Opalanteile anschließend in Mengenanteile umge­rechnet. Ein methodischer Vergleich der Ergebnissemit röntgenographischen Opalbestimmungen ist inAbb. 4 dargestellt. Die röntgenographischen Untersu­chungen wurden freundlicherweise von HerrnDr. E. S UESS (Oregon State University, Corvallis) vor­genommen. Die an demselben Probenmaterial gemes­senen Vergleichswerte sind im allgemeinen Fall umden Faktor 0,5 geringer. Die Meßwerte beiderBestimmungsverfahren sind positiv korreliert, weisenaber z. T. eine große Streuung auf . Eine Erklärung fürdiese Unterschiede kann jedoch bisher nicht gegebenwerden.

30 B. KOOPMANN

2.3. Statistische Bearbeitu ng der Korngrößen­daten

Der Anteil des terrigenen Silts (> 6 IJ.m) und derModalwert der Siltfraktion stellten sich als aussage­kräftigste Korngrößenparameter heraus. Der Modal­wert wurde graphisch ermittelt. Er ist jeweils der Gip­felwert der Korngrößenverteilungskurve der terrige­nen Siltfraktion (> 6 IJ.m) und repräsentiert die do mi­nant vertretene Korngr öße.

Die Fehlergrößen lassen sich nur in Einze lfällenoder für Teilbereiche des Analysenganges qua ntifizie­ren . Naturgegebene "Unwägbarkeiten" im Prob enma­terial selbst, wie z. B. bioturbate Vermischung, marin­aquatische Umlagerung oder D iagenese kommen alsnicht erfaßbare Fehlergrößen hinzu . In Tab. 1 sind diemöglichen Hauptfehlerq uellen aufgezeigt und Mög ­lichkeiten zu ihrer Vermeidung oder Verminder ungdargelegt.

3. BiogenopalO paline Schalenteile von marinem Plankton und Ben­thos beeinflussen als Nicht-Terrigen die Korngrößen­verteilung des silikatischen, vorwiegend terrigenenSedimentanteils. Sie sind örtlich, z. B. in polaren Brei­ten oder unter Auftriebsgebieten, eine bedeutendeKomponente der Tiefseesedimente (GOODEll & WAT­KINS, 1968; HEATH, 1974). Vor NW-Afrika zeigt sichein deutliches Opalmaximum im küstennahen Sedi­mentationsraum (Abb. 5). Hier werden auch die höch­sten Akk umulationsraten von Biogenop al erreicht,näm lich mehr als 0,0 1 bis 0,06 g cm-210-3 Jahre.H ohe Opalarieeile kennzeichnen dabei nicht nur dieSedimente unter intensivem Auftriebsgeschehen, son­dern auch jene Sedimente vor der Mündung des Sene­gal- Flusses.

Mit wachsen der Küstenentfernung nehmen dieO palwerte rasch ab, bis zu einem Minim um im zentra-

Tabelle 1 Anal ysefehler. Table 1 Ana lytical er rors.

3. Diagenese- Lösung und Fällungfehler von CaC03

4. Verschmutzungs- an Foraminiferenschalenfehler fixiertes Feinm aterial

Säuberung der Proben im Ultra ­Schall-Bad (mehrfach) und Sauber­keitskontrollen

Art desFehlers

A : Isotopen-Analyse1. Meßfehler

2. Stichproben­fehler

J.3ULVpC::'I-n.l hU r ;' 1I::

1. Meßfehler

2. Stichproben­fehler

Fehler,bedingt durch :

ApparaturMenge desAnalyse-Gases

BioturbanenUmlagerungLateralzufuhr

ApparaturMenge desAnalyse-Gases

Biotu rbationUmlagerungLateralzufuhr

Größe desFehlers

bis ± 0,03 %.?

bis ± 0,03 %.?

Vermeidung/Verminderungdes Fehlers

adäquate Probenmenge, vorherigeVersuchsreihen

Genaue Untersuchung der Sedi ­mentgefüge (W ETZEL, 1979) sowieVerwendung transportunempfind li­chen Materials mit zroben Korn-

adäquate Probenmenge, vor herigeVersuchsreihen

Genaue Untersuchu ng der Sedi­mentgefüge (Werzn, 1979) sowieVerwendung tra nspo rt unempfindli­chen Materials mit groben Korn ­größen

B: Korngrößenanalyse1. Meßfehler Atterberg-Anlage

Coulter-Counterbis 5 %bis 1,5 %Eichfehlerbis 5 %Koinzidenzfehler

2. Stichprobenfehler ana log zu A. 2

C: Opalanalyse1. Fehler aus der

Korngrößen­analyse

2. Meßfehler

3. Bestimmungs­fehler der Opal­antei le unter demMikroskop

D : LöslichkeitsbestimmungAnal ytische Fehler

(analog zu B.)

ApparaturTemperaturschwankungenErsc hüt terungen

(siehe SARNTHEIN, 197 1)

Temperaturkonstanzerschütterungssich . Aufstellung

2-3 % rel. Fehler -

Sedimentation von Saharastaub im subtropis chen Nord atlantik 31

45° 30° 15°

Fig. 5. Biogeni e op al with grain sizes large r than 6 IJ.m inPr esent surface sediment samp ies off NW-Afr ica . Opal con­tent s as % of the carbonate-free sediment.

45°

Abb. 5. Biogenopal mit Korngrößen über 6 IJ.m In rezentenOberflächensedimenten vo r NW-Afrika. Die Op alanteilesind als % des karbonatf reien Sediments dargestellt.

30° 15°

I ' r 1 . ' _ _ ' I'T'" .L "" A \. A .. O _ _ .J __ : .... .J _ _ n :.... .- .... _ ......... _I :_

Abb. 5. Biogenopal mit Korngrößen über 6 IJ.m In rezentenOberflächensed imenten vor NW-Afrika. Die Opalanteilesind als % des karbonatfreien Sed iments dargestellt.

len subtropischen Atlantik. Von hier aus steigen dieWerte nach Norden und Süden hin wieder an. Dieniedrigen Opalanteile im zentralen Untersuchungsge­biet mögen dabei wohl auf eine niedrige Opalproduk­tion zurückgehen (LISITZIN et al., 1970). Der Anstiegder Opalwerte zum Äquator hin scheint die generellhöhere Produktivität in äquatorialen Breiten widerzu­spiegeln (DIETRICH et al., 1975).

In welchem Umfang hier auch weitere Faktorenwie Lösung von Op al oder örtliche Verdünnung durchTerrigenmaterial eine Rolle spielen , kann mit den bis­her vorliegenden Daten nicht ermittelt werden. Opal­akkumulationsraten, die bis heute nur für den küsten­nahen Sedimentationsraum bestimmt wurden, könntenvielleicht die Wirkmechanismen der Opalsedimenta­tion verstehen helfen .

Zusammenfassend betrachtet ergibt sich eine allge­mein nur untergeordnete Bedeutung des Biogenopalsim Sediment: Der Anteil des Biogenopals beträgt inden Sedimenten des Arbeitsgebietes selten mehr als3 % der essigsäureunlöslichen Siltfraktion mit Korn­größen über 6 um, In den Oberflächensedimentprobenerreicht er im Mittel 1,35 % , während des Klimaopti­mums, vor 6.000 Jahren 1,86 % und zur Zeit desHochglazials 1,81 % der karbonatfreien Sediment-

Fig. S. Biogen ie op al with gra in sizes larger than 6 IJ.m inPre sent surface sediment sarnples off NW-Africa. Opal con­tents as % of the carbona te-free sedi ment,

Fraktion (Tab . 2 A). Außerdem ist der Biogenopal inden einzelnen Sedimentproben relativ einheitlich überdas Korngrößenspektrum verteilt (T ab. 2 B). Demzu­folge dürften also die Korngrößenverteilungen deskarbonatfreien Sediments durch Opal nur unbedeu­tend verändert werden. Der biogene Opalanteil wurdedaher nur in den rezenten Sedimenten als biogeneKomponente berü cksichtigt und vom karbonatfreienSedimentanteil subtrahiert. Für die and eren "Zeitschei­ben" bei 6.000, 12.000 und 18.000 J. v. h. wurde dergeringe Fehler, der aus dem Gehalt an Biogenopalresultiert, bei der Korngrößenbetrachtung in Kaufgenommen.

4. Stratigraphie

Die schnell akkumulierten Sedim ente vor NW-Afrikaspiegeln auch kurzzeitige Sauerstoffisotopenverände­rungen des Ozeans wide r. So werden auch Schwan ­kungen erkennbar, deren Zeitspannen weniger als1.000 bis 2.000 Jahre betragen haben . Die hohe Akku ­mulation von Foraminiferenschalen ermöglicht esauße rdem , HC-Altersdaten aus grobkörnigem Karbo­nat zu gewinnen, das in der Tiefsee nur in Ausnahme­fällen vom horizontalen Strömungstransport erfaßt

32 B. KOOPMANN

wird. 21 Sedimentkerne wurden nach Sauerstoffisoto­penkurven eingestuft, deren Signalabfolgen nach HC _Altern "geeicht" wurden. Diese Kurven wurden dann_ : • .1 __ v . ._ .__ .1MIv Z" 'c""T.TtltZ I,....boc,,·rt.A <!Jv"fau.-cir-' I

pro Korngr ößenklasse.

A. Op alanteil in der karbonatfreien Sedimentfraktion mitKorngrößen über 6 um .

Oberflächensedimente (66 Proben)Mittel wert 1.347 %Maximum 4,02 %Minimum 0,16 %

Klimaoptimum, 6.000]. v. h. (18 Proben)Mittelwert 1,857 %Maximum 7,42 %Minimum 0,035 %

Hochgl azial, 18.000 J. v. h. (17 Proben)Mittelwert 1,814 %Maximum 14,91 %Minimum 0,059 %

B. Opalanteil in den einzelnen Korngrößenklassen derOb erfl ächensedimente.

wird . 21 Sedimentkerne wurden nach Sauerstoffisoto­penkurven eingestuft, deren Signalabfolgen nach 14C_Altern "geeicht" wurden . Diese Kurven wurden dannmit den Kurven des Karbonatgehaltes und des faunisti­schen Inhalts (PFLAUMANN, 1975 ; GARDNER, 1973; DIE­STER-HAASS, 1975 ; CHAMLEY et al., 1977) verglichen.So konnten auch die anderen 13 Sedimentkerne stra­tigraphisch eingestuft werden. Außerdem war das18.000 J. v. h.-Niveau an mehreren Kernen bereitsdurch McINTYRE er al. (1976) festgelegt worden. Die swurde übernommen (T ab. 3) .

Die letzten 20.000 J. v. h. sind weltweit durch einenmarkanten Wechsel von glazialen zu interglazialenUmweltbedingungen gekennzeichnet. Dies spiegeltsich auch in den marinen Sedimenten vor NW-Afrikawider (SHACKLETON, 1977 ; T HIEDE, 1977 ; EMILIA I,1955 ; PFLAUMA N, 1975) . Niedrige Karbonatgehahe,o180 -Maxima und Foraminiferengesellschaften kühle­rer Wasserkörper kennzeichnen das Glazial, dasGegenteil das Interglazial. Deutliche Umweltverände­rungen werden ebenfalls auf dem afrikanischen Fest ­land beobachtet: Während des Hochglazials vor18.000 Jahren waren die Wüsten am weitesten ausge­dehnt. Anschließend schrumpften sie bis zu einemMinimum um 6.000 J. v. h. (SARNTHEIN, 1978). AridesLandklima scheint die Staubproduktion zu fördern,feuchteres Klima sie zu vermindern . Darauf weisen dieStaubfänge während der "Sahel-Trockenperiode"

Biog enopal.Biogenie opal.

(196 8-1973) hin : In diesen Jahren wurde pro Jahrwahrscheinlich doppelt soviel Staub ausgeblasen als inden vorangegangenen Jahren (PROS PERO et al., 1977).

Die Sedimente aus der Zeitscheibe 6.000 J. v. h.repräsentieren eine lange Feuchtzeit , das holozäneKlimaoptimum. Sie sind allgemein durch die leichte­sten 0 l8O -Isoto penverhältn isse und die höchstenCaCOrKonzentrationen im 0 180 -Isoto penstadium 1gekennzeichnet. Sie wu rd en in einer Zeit weltweitenMeeresspiegelhochstand es abg elag ert. Di e Sah ara warauf eine sehr klein e Fläche zu sammengeschrumpft(SHACKLETO & OPDYKE, 1973 ; FAIRBRlDGE, 1960 ;SARNTH EIN, 1978).

Demgegenüber repräsentiert sich die Zeitscheibe18.000 J. v. h. (CLlNE & Hxvs, 1976) als Gegenextrem,nämlich als ein 5.000 bis 6.000 Jahre andauerndes gla ­ziales Maximum (DREIMANIS, 1977) . Während dieserZeit erreichten die Karbonatgehalte im Sediment desNordatlantiks allgemein ein relatives Minimum(McINTYRE et al., 1976) . Die Wüste in N-Afrika warauf ihr Maximum nach Süden und Norden ausgewe itet(SARNTHEIN, 1978). Der Meeresspiegel war um mehrals 100 m abgesenkt (HOLLl N, 1980) . Im Ozeanwasserhatte sich das Sauerstoffisotopenverhältnis um mehrals 1,5 bis 2 %0 zugunsren des schwereren 0 l8O -Iso­tops verändert (EMILIA I, 1955 ; SHACKLETON &OPDYKE, 1973; D PLESSY, 1978; ERLENKEUsER et al., inVorb.).

Anders das frühe Stadium 1: Es repräsentiert nichtein klimatische s Extrem, sondern einen Zeitraumstärkster Veränderungen : Schnelles Abschmelzen anden kontinentalen Eisschilden, mit großen Rückzugs­

m.PJ\.df;r <G)f~NcjJCf Li!Jf. ~~r/l~~0.h.'lJRlu!8SUU"Ill.~ f-,.

Vorb.) .Anders das frühe Stadium 1: Es repräsentiert nicht

ein klimatisches Extrem, sondern einen Zeitraumstärkster Veränderungen : Schnelles Abschmelzen anden kontinentalen Eisschilden, mit großen Rückzugs­raten der Gletscher auf der Nordhalbkugel (DREIMA­NIS, 1977 ; KENNET & SHACKLETON, 1975) . Damit gingein rascher Anstieg des Meeresspiegels einher (HOLLlN,1980) . Ähnlich markant war der Wechsel in den 0 180 _Isotopenverhältnissen, der sich etwa zwischen 13.500und 9.000 J. v. h. vollzo g. Der krasseste Wechsel in deroI8O -Isotopenzusa mmensetzung trat dabei zu Beginnder U mschwungsphase zwischen etwa 13.500 und12.000 J. v. h. auf (ERLE KEUSER et al., in Vorb.). Aufdem afrikanischen Kontinent gingen ähnlich drastischeVeränderungen vor sich: So stiegen die Seespiegel derostafrikanischen Seen und des Tschad-Sees an (BUT­ZER et al., 1972 ; SERVANT & SERVANT, 1973). Zwischen13.000 und 11.800 J. v. h. erreichte die Sediment- undSüß wasserzufuhr aus dem Niger in den Golf vo nGuinea da s erste nachglaziale Maximum (PASTOURETet al., 1978) . Ebenfalls zu dieser Zeit durchbrach derSenegal-Fluß, dessen Quellgebiet in ähnlichen Breitenwie das des Nigers liegt, die "Ogolien"-Dünenbarrie­ren und mündete wieder in den Atlantik (MICHEL,1973, 1980) .

5. Das TerrigensedimentDas terrigene Sediment im subtropischen Nordatlantikbesteht zum größten Teil aus Tonen, siltigem Quarz

Opalanteil pro Korngrößenkla sse0-1 1-2 2-4 4-8über8 %

54 5 5 ° 241 13 9 2 133 21 6 5 130 15 16 4 130 18 13 5 °29 17 15 5 °

217 89 64 21 5

Anz ahl der Proben mit Op alanteilpro Korngr ößenklasse.

Summe

Korngrößen­klasse

über 60 um60-40 um40-28 um28-20 um20-12 um12- 6 um

T abelle 2T able 2

Sedimentation von Saharastaub im subtro pischen No rda tlantik 33

Tabelle 3 Sedimentalter und ihre Kerntiefen . Table 3 Depth s in co res of the 6,000, 12,000 and 18,000years levels.

Kern Nr. 6.000 12.000 18.000 Bemerkungen Strat igra-Jahre vo r heute ph ie nach :

12309-2 42,5 cm 103 cm 180 cm A12310-4 22 63 102 A12328-5 42,5 134 275 Tu rb. 142-148 cm A12329-6 12 30 53 T urb. 13- 16 cm A12331-4 9 27 60 T urb. 11- 15 cm A

50- 59 cm12345-5 43 220 465 A12347-2 50 138 265 180-Va r. 9 Proben ABC12379-1 40 130 220 B12379-3 10 180-Var. 0- 225 cm A12392-1 23,5 70 150 A13207-3 7 28 55 T urb. 59-74 cm A13209-2 . 10 20 50 B13289-1 27 A13289-2 87 135 AM8-17B 20 73 140 BDAI80-73 9 20 45/38 ':' AVIO-83 7 21 36 BCSP8-4 11 30':' BV16-20 9,5 25 50<' BV19-303 5 15 42 BV20-241 20 37/30* BV22-194B 26 57 BEV22- 196B 15 32 65 AV22- 197 17 40 72<' AV23-91 7 18 30 AV23-93 10 17,5 34 Lösung v. CaC0 3 ABV23-100B 7,5 28 50 AV25-44 11,5 22 40/30* BV26-41 7 23 43* BV27- 178 8,5 25 55<' BV31-2 6 24 50 BV32-31 15 28 42,5 AV32- 32 5 19 37 BV32-33 12 B

A = Stratigraphie nach 18O-VariationenR = "rr~t;o-r~nhip n 'JIrh r-:lr()~ lInrlKAroO' rnlt ,:-rt

V27-178 8,5 25 55·' BV31-2 6 24 50 BV32-31 15 28 42,5 AV32-32 5 19 37 BV32-33 12 B

A = Stratigraphie nach 180-VariationenB = Stratigraphie nach CaC03 und KorngrößenC = Stratigraphie nach P FLAUMANN (1975) u. mdl. Mitt .D = Stratigraphie in Anlehnung an KUDRASS (1973)E = Stratigraphie in Anlehnung an GARDNER (1973)* = 18.000 J. v. h. nach McINITREet al. (1976)

Die Sedimentalt er 4.000 und 22.000 J. v. h wurden aus dem Verla uf der Sed imentat ionskurven interpoliert.

und Glimmer (BISCAYE, 1965) . Die Mengen und Korn­größen von Quarz nehmen großräumig von einernMaximum vor der flußmündungsfreien , vollar idenSaharaküste her ab . Sie weisen auf eine vorwiegendäolische Sedimentanlieferung (BELTAGY et al. , 1972 ;KOLLA et al., 1979) . In geringeren Mengen tretenaußerdem Karbonate, Feldspäte und andere Mineraleauf, die allerdings wertvolle Anzeiger des Liefergebie­tes an Land sein können QOHNSON, 1979) . Pollen,Phytolithen und Schalen von Süßwasserdiatomeengeben zudem Aufschluß über äolische oder fluviatileSedimentanlieferung und vorherrschende Landklimate(ROSSIGNOL-STRICK & DUZER, 1979 ; CARATINI et al.,1976; Acwu, 1979) .

Eine Meßgröße zur quantitativen Bestimmung desWindstaubes im marinen Sediment existiert bishernicht. Zwar vermutete RADCZEWSKI (1939) , daß derAnteil der durch FeOOH- und Fe .Oj-Korn überz üge

gelblich bis rö tlich artgefä rbten Quarze als eine solcheMeßgröße benutzt werden könnte. Leider ist dieserAnteil aber sehr variabel, wie GAME (1964) bei 25°400 km SW de r Kanarisch en Inseln beob achtete . Ersammelte hier einen farbquarzarmen Windstaub übereiner Po sition , wo das T iefseesediment farbquarzreichwar.

Farbüberzüge auf Quarzkörnern sind nach FOLK(1976) und W ALKER (19 74) primär das Produkt einerWechselfolge humider und ar ider Klimate an Land.Sie bilden sich in NW-Afrika vornehmlich am Südrandder Sahara (HOORE, 1964 ; MI CHEL, 1973 ; CONRAD,1969). Die Farbquarzzahl könnte demnach vielleichtverschiedene Staubliefergebiete unterscheiden helfenund die Art langfristiger und mehrfacher Bod enbil­dungen andeuten. Sie dürfte jedoch übe r die Art desSedimenttransports nicht eindeutig Aufschluß geben.So ist z. B. der Farbquarzanteil in den K üstens edirnen-

34

30'

15'

~......

PRESENT

% >6}Jm ofterrigenous fraction

//

/10

' .........

45'

B. KOOPMAN

/

(20

-,\\

--30'

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Abb.6. Te rrigener Silt mit Korngrößen über 6 um in denrezenten Oberflächensedimenten vor NW-Afrika. Die Siltan­teile sind als % des gesamten terrigenen Sediments darge­stellt . Die perlschnurartig punktierte Linie vor der Saharakü­ste zwischen 20 und 25° N umrahmt das Vorkommen farb­quarzarmen Staubs aus der NW-Sahara. Als Dreiecke einge­tragene Proben zeigen eine zusätz liche Beimischung vonfeinkörnigem Sedimentmaterial. das aus Flußfracht stammt~vgl. Abb. 8, Probengruppe I1).

rezenten Oberflächensedimenten vo r NW-Afrika. 'Die Siltan­teile sind als % des gesamten terrigenen Sediments darge­stellt. Die perlschnurartig punktierte Linie vor der Saharakü­ste zwischen 20 und 25° N umrahmt das Vorkommen farb­quarzarmen Sta ubs aus der NW-Sahara. Als Dreiecke einge­tragene Proben zeigen eine zusätz liche Beimischung vonfeinkörnigem Sedi rnentrnaterial, das aus Flußfracht stammt~vgl. Abb. 8, Probengruppe I1).

ten Ma uretaniens und Senegals variabel : Staub aus derNordsahara ersc heint hellweißlich (Baie du Levrier,21° N , 5-13 % Far bquarz), jener aus der Südsahararötlich (35-75 % Far bquarz; KOOPMANN et al., 1979;KIPER, 1977) .

Zur Erkennung von Wi ndstaub wurden auch dieVerhältniszahlen von Biotit zu Muskovit oder vonQuarz zu Glimmer angeführt (CHAMLEY et al., 1977 ;SARNTHEIN & D IESTER-HAASS, 1977). Dieses Kr iteri umkann aber aufgrund der unterschiedlichen Verwitte­rungsresistenz dieser Minerale an Lan d (FÜCHTBAUER& M ÜLLER, 1970) und aufgrund des unterschiedlic henaerodynamischen Verhaltens dieser Körner nichtdirekt angewandt werden.

Bei der vorliegenden Untersuchung wurde deshalbein anderer W eg beschri tten : Es wurden Korngrößen­verteilunge n der terrigenen Sedimentfraktionbestimmt, um äo lisch, fluviatil oder marin-aquatischangeliefertes Material zu unterscheiden . Darauf basiertdann die mengenmäßige Abschätzung des Windstaubsim Sediment .

Fig.6. Te rrigenous sediment proportion with grain sizeslarger than 6 um, of the total terrigenous sediment off NW­Africa. The dotted line off the coast berween 20 and 25° Nsurrounds the occurrence of terrigenous sediment poor instained quartz derived from the NW-Sahara. SampIes indi­cated by triangles show an additional supply of fine sediment[raction « 6 um) due to fluvial influence (cornp. Fig.8,group II) .

larger than 6~lJ.m, of the total t~rr;g~~;~;-sed;;;;e;t-~-if r'iW=Africa . The dorted line off the coast berween 20 and 25° Nsurro unds the occurrence of terrigenous sediment poor instained quartz derived from the NW-Sah ara . SampIes indi­cated by triangles show an additional supply of fine sedimentFraction « 6 um) due to fluvial influence (cornp. Fig. 8,group II) .

5.1. Rezente Ob erflächensedimente

Entlang der Saharaküste bilde t terrigener Silt mehr als40 % des gesamten terrigenen Sediments (Abb. 6). Ernimmt von hier aus nach Norden und Süden rasch,nach Westen jedoch mit flacheren Gradienten bis aufWerte unter 10 % ab. Bei etwa 20° N geht eine sichel­fö rrnige Zunge mit Werten von über 35 % von derKüste aus. Sie verlä uft etwa 200 km nach WeSten,biegt nach Nordwesten und schließlich nach Nordenum und reicht fast bis zu den Kanarischen Inseln. Sieumschließt auf diese Weise ein kontinentnahes Siltmi­nimum « 10 %) , dessen Zentrum bei 24° N/10° Wliegt, das »Rio de Oro"-Minimum.

Ein zweites kontinentnahes Siltminimum liegt süd­lich von 18° N . Es überzieht dort den Ko ntinental fußvor Senegal, Gambia und Südrnauretanien, etwa zwi­schen 10° und 17° N . Ähnlich geringe Gehalte an Siltfinden sich sonst nur in den küstenfernen Sedimentendes Atlantiks oder vor den Küsten Marokkos undGuineas, wo Flüsse einmünden.·

Sedimentation von Saharastaub im subtropischen Nordatlantik 35

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Abb.7. Modalkorngrößen des terrigenen Silts mit Korngrö­ßen über 6 um im rezenten Oberflächensediment vor NW­Afrika.

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Fig. 7. Moda l grai n sizes of the terrigenous silt fraction withgrain sizes larger than 6 um, in Present surface sediments offNW-Africa.

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Das Terrigensediment ist allgemein reich an gelb­rötlich gefärbtem Quarz. Dieser macht zumeist mehrals 30 % des Quarzanteils aus. Demgegenüber sindjedoch unmittelbar vor der NW-Sahara gefärbteQuarze weniger häufig im Sediment vertreten, zumeistweniger als 10 %. Dies bewirkt fast weiß erscheinendeTerrigensedimente, die allerdings nur in diesem klei­nen, dreieckförrnigen Flecken zwischen 20° und25° N vorkommen (Abb. 6).

Die Modalkorngrößen des terrigenen Silts zeigeneine ähnliche Verbreitung wie die Prozentanteile des

Abb.8. Korrelation zwischen dem terrigenen Feinanteil« 6 um) (Abszisse) und der Modalkorngröße der terrigenenSiltfraktion (> 6 um) , in rezenten Oberflächensedimentenvor NW-Afrika. I = Gruppe der kontinentferneren Proben;II = Gruppe der Proben vom Kontinentalfuß mit einer .zusätzlichen Beimischung von Feinmaterial « 6 um) , DieseProben sind in Abb. 6 als Dreiecke ausgewiesen . III =Gruppe der Sedimentproben mit einem relativen Feinkorn­mangel. Die Zahlen entsprechen Probennummern inAnhang 2.

Fig. 8. Correlation between the proportion of fine terrifenoussediment fraction « 6 um) (abscissa) and the moda grainsize of terrigenous silt (> 6 um) (ordinate), in Present sur­face sediments off NW-Africa. I = group of sampies fromfar off the continent. II = group of sampIes from the conti­nental rise showing an additional supply of fine terrigenoussediment due to river influence. These sampIes are indicatedby triangles in Fig. 6. III = group of sampies showing a rela­tive deficit of fine particles « 6 um) . Numbers correspondto sampIe numbers in appendix 2.

36 B. KOOPMANN

Silts (Abb. 6, 7). Grobe Korngrößen sind entlang desafrikanischen Kontinentalrandes zwischen 15° und23° N konzentriert. An diese etwa 100 km breite Zonemit Korngrößen über 40 um schließt sich nachWesten ein etwa 500 bis 700 km breiter Mittelsiltbe­reich mit Korngrößen zwischen 20 und 40 um an. Inihm ist eine Zone mit relativ gröberem Sediment aus­gebildet. In Form einer Zunge ragt sie bei 18° N, vonder mauretanischen Küste her, in den Ozean vor undbiegt dann ähnlich der Zunge mit erhöhten Siltanteilen(Abb.6) nach NW und N hin um. Das "Rio de Oro­Minimum" liegt ganz analog zwischen ihr und demafrikanischen Festland. - KOLLA er al. (1979) fandenin dieser Region ein ähnliches Phänomen bei der Ver­breitung des Quarz.

In Küstenentfernungen von mehr als 700 km findensich nur noch Modalkorngrößen unter 20 um, DieseFeinsiltzone rückt jedoch nördlich 27° N und südlich10° _12° N unmittelbar an den Kontinent heran.

In Tiefseeproben sind die terrigenen Siltanteile unddie zugehörigen Modalkorngrößen positiv miteinanderkorreliert (Abb. 6, 7, 8): Bei linear ansteigendem Silt­anteil werden die Modalkorngrößen exponentiell grö­ber (Abb. 8). Dieser Zusammenhang gilt im überwie­genden Teil des Untersuchungsgebietes. Ausnahmenbilden mehrere Proben vom Kontinentalfuß vor Süd­mauretanien, Senegal und Gambia: Sie sind durcheinen relativen "Überschuß" feiner Korngrößen unter6 um charakterisiert (Abb. 6). Als weitere Ausnahmenkommen zwei Proben vom oberen Kontinentalhangdieser Region hinzu. Diese zeigen aber das genaueGegenteil, nämlich einen relativen "Feinkornmangel".hiUur€i[lfffcfr,n ~f1e~\rrpU'u'~i p crJUiisJ.a~ Ereht..nU'"uLfj;CY1

einen relativen "Überschuß" feiner Korngrößen unter6 um charakterisiert (Abb. 6). Als weitere Ausnahmenkommen zwei Proben vom oberen Kontinentalhangdieser Region hinzu. Diese zeigen aber das genaueGegenteil, nämlich einen relativen "Feinkornmangel".Allerdings repräsentieren diese beiden Proben nur eineFläche von wenigen 1.000 km". Die Ursachen desFeinkornmangels scheinen demzufolge eher lokalerArt zu sein . Möglicherweise sind es intensivere Boden­strömungen (vgl. auch SEIBOLD & HINZ, 1974). Eineder Proben stammt z. B. aus einem Canyon.

5.1.1. Diskussion

Terrigensediment vom afrikanischen Kontinentgelangt im wesentlichen durch die folgenden Trans­portprozesse ins Tiefseesediment des subtropischenAtlantiks: Fluviatiles Material wird lokal injiziert, wiez. B. durch den Senegal-Fluß, und anschließend vonMeeresströmungen weiterverbreitet (LANGE, 1975).Hangabtransport entnimmt Sedimentmaterial vomSchelf und oberen Kontinentalhang. Er befördert esdurch Canyons auf die vorgelagerten Canyonfächeroder trägt es in einem "Korn-für-Korn-Transport"über den Hang nach unten (SEIBOLD & HI NZ, 1974;BEIN & FOTIERER, 1977). Bodennahe Strömungen kön­nen einen Teil des Materials aufgreifen und weiterüber den Kontinentalfuß und die Tiefseebenen ver­breiten, z. B. im "Nepheloid Layer" (BISCAYE & EIT­TREIM, 1977). Äolische Sedimentanlieferung erfolgtdurch den Nordostpassat in der bodennahen Luft-

schicht, aber besonders durch mitteltroposphärischeOstwinde, die zwischen 15° und 25° N die afrikani­sche Küste queren (SARNTHEIN & WALGER, 1974;CARLSON & PROSPERO, 1972, 1977).

5.1.2. Harmattan Winde

SEMMELHACK (1934) bezeichnete jene trockenen, war­men Ostwinde, die oberhalb der Passatschicht aus derSahara auf den Atlantik hinauswehen, als "Harmattan­Winde". Sie werden allgemein in Druckniveaus zwi­schen 850 und 500 mb angetroffen. Über der Saharakönnen sie jedoch bis ins Bodenniveau hinabreichen.Ihre Luftmassen befördern die Hauptmenge des Saha­rastaubes, wie CARLSON & PROSPERO (1972, 1977)nachgewiesen haben.

Nach ihren Beobachtungen nehmen die Ostwindeihre Staubfracht über der Südsahara und der SaheI­Zone vorwiegend entlang der Intertropischen Konver­genzzone auf. Hier gleitet nämlich trockene, heißeSaharaluft auf feuchte Monsunluft auf (ASPLIDENet al., 1976). Starke Turbulenzen nehmen dabei Staubvom Boden auf, der dann von aufsteigenden Luftpake­ten bis zur Spitze der Mischungsschicht hinaufge­mischt wird . Die so mit Staub beladenen Luftmassenkönnen dann in Form großer Staubausbrüche nachWesten auf den Atlantik hinausgelangen. Die Staub­fahnen überschreiten dabei die afrikanische Küsteetwa zwischen 10° und 25° N, mit Zentrum bei 15°bis 18° N und breiten sich oberhalb der Passatschichtüber den Atlantik aus. Ihre höchsten Staubkonzentra­tionen und Ausbreitungsgeschwindigkeiten werdendabei im Niveau um 700 mb beobachtet. Wie bei CARL­fallnen T\il5ersilireli:eil""däbel --dr~--hrikanÜcffe -kU-sleetwa zwischen 10° und 25° N, mit Zentrum bei 15°bis 18° N und breiten sich oberhalb der Passatschichtüber den Atlantik aus. Ihre höchsten Staubkonzentra­tionen und Ausbreitungsgeschwindigkeiten werdendabei im Niveau um 700 mb beobachtet. Wie bei CARL­SON & PROSPERO (1977) schematisch dargelegt, ziehendie Staubfahnen während des Sommers von der Küsteaus zunächst in einem rechtsdrehenden Wirbel südlichder Kanarischen Inseln. Danach setzen sie ihren Wegfast geradlinig nach Westen bis Mittelamerika fort .Dieser sommerliche Staubtransport überwiegt men­genmäßig den winterlichen. Jener überschreitet dieKüste zwar nur wenig weiter südlich, im Bereich Süd­mauretaniens und Senegals. Über dem Ozean setzt eraber dann seine Ausbreitung auf weiter südlich gelege­nen Bahnen nach WSW fort. Sein Staub gelangtschließlich bis nach NE-Brasilien und Guyana (PRO­SPERO et al., 1979). Allgemein werden im Winter deut­lich geringere Mengen transportiert.

Staubausfall begleitet den gesamten Weg derStaubfahnen. Dabei sinken die Staubpartikel allgemeingravitativ nach unten. Die grobkörnigen fallen in nurwenigen Stunden, die feinkörnigen wesentlich langsa­mer ab. Zusätzlich verliert die Staubfahne Partikel ausdem gesamten Korngrößenspektrum durch turbulenteErosion an der Unterkante der Staubschicht, wo diekühle, feuchte Passatluft mit der Passatinversionangrenzt. Somit fallen nahe der Küste vor allem diegröberen Körner aus. Nach und nach sinken auch ver­mehrt die feineren Staubpartikel ab, so daß in Barba-

Sedimentation von Saharastaub im subtropischen Nordatlantik 37

dos schließlich nur noch Staubkörner ankommen, diekleiner als 10 um sind (CARLSON & PROSPERO, 1972,1977; SCHÜTZ, 1979). Dieser Prozeß dürfte dasrezente Verbreitungsmuster der Terrigenkorngrößenhervorrufen (Abb. 6, 7). Dies zeigen besonders dieAusbreitungsrichtungen des Terrigenkorns in einemrechtsdrehenden Haken südlich der KanarischenInseln an, die den Weg der heutigen Staubfahnen(MAYFIELD, 1975; KALU, 1979) geradezu nachzeich­nen.

Interessanterweise besitzt das terrigene Siltsedi­rnent Modalkorngrößen zwischen etwa 16 und 60 um,

Solche Konrgrößen sind charakteristisch für "konti­nentale" Lösse in verschiedenen Teilen der Erde(FÜCHTBAUER & MÜLLER, 1970) . Bereits nach SCHEIDIG(1934) sind solche Lösse auch am Südrand der Sahara"wahrscheinlich oder möglich".

Der Südrand der Sahara ist genau der Bereich, indem der Staub aufgewirbelt wird, der vom Harmattannach Westen auf den Atlantik hinausgetragen wird.JAENICKE & SCHÜTZ (1978) haben an diesen Stäuben"lößähnliche" Modalkorngrößen zwischen 20 und60 um gemessen. Ähnliche Werte liegen auch vonStaubproben aus der küstennahen Region vor, die vonBEIN & FÜTTERER (1977) untersucht wurden.

Die Korngrößen und ihre Verbreitung über denAtlantik deuten also auf das Harmattan-Windsystemals dominanten Liefermechanismus. Höhere Wind­stockwerke in über 6.000 m Höhe besitzen über derSahara und dem benachbarten Ostatlantik teils westli­che, im Sommer auch östliche Ausbreitungsrichtungen(NEWELL et al., 1972). Im übrigen beobachteten auch

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als dominanten Liefermechanismus. Höhere Wind­stockwerke in über 6.000 m Höhe besitzen über derSahara und dem benachbarten Ostatlantik teils westli­che, im Sommer auch östliche Ausbreitungsrichtungen(NEWELL et al., 1972). Im übrigen beobachteten auchCARLSON & PROSPERO (1972) in diesen Höhen deutlichgeringere Staubkonzentrationen. Winde dieser Höhendürften daher wohl nur in Einzelfällen gröberen Staubaus der Sahara in die Sedimente des Atlantiks einbrin­gen.

5.1.3. Das bodennahe Windstockwerk, der Passat

Der Passat überstreicht das Untersuchungsgebiet all­gemein von NE nach SE oder von NNE nach SSW.Vor Mauretanien und Senegal weht er zeitweilig sogaraus NW (NEWELL et al., 1972) . Seine Geschwindigkei­ten können 15 ms- 1 übersteigen. Sie betragen jedochim Mittel 5-8 ms- 1 auf den Kap Verdisehen Inselnund 5,3-5,6 ms- 1 am Flughafen von Nouadhibou(JAENICKE & SCHÜTZ, 1978; SARNTHEIN & WALGER,1974). Die Mächtigkeit der Passatschicht beträgt etwa1000-1500 m. Aufgrund des Küstenverlaufs kann derPassat nur Staub aus der NW-Sahara, vorwiegendnördlich von Kap Blanc, direkt auf den Atlantik hin­austransportieren. Seine Fracht ist arm an Farbquarz.Dies zeigt sich z. B. bei 21° N in den rezenten Sedi­menten der Baie du Levrier. Hier besteht der äolischeQuarz generell zu weniger als 10 % aus Farbquarz(KOOPMANN et al., 1979).

In den Sedimenten des Atlantiks tritt farbquarzar­mes Terrigenmaterial nur in einer schmalen dreieck­förrnigen Zone vor der Saharaküste auf (Abb. 6). DasVorkommen geht bei 27° N von der Küste aus underweitert sich nach Süden. Bei 20° N reicht es etwa200 km nach Westen in den Ozean hinein. Diese Formder Verbreitung und das farbquarzarme Material dürf­ten demzufolge den Staubtransport des Passateswiderspiegeln.

Allerdings erhält der Passat über dem gesamtenGebiet eine weitere Staubfracht, und zwar von obenaus dem Harrnattan-Wind. Staubkörner, die den Har­mattan verlassen, müssen zunächst die Passatschichtdurchfallen, bevor sie ins Meer gelangen. Dabei wer­den sie nicht mehr nach Westen oder Nordwestentransportiert, sondern nach Südwesten. Bei einer Pas­satgeschwindigkeit von 5 ms- I betrüge dieser Trans­port für 50 um-Körner ca. 30 km, für 24 um-Kömernahezu 150 km und für 12l!m-Körner bereits 650 km.Dies gilt allerdings nur, solange die Staubkörner in derPassatschicht auch als Einzelkörner erhalten bleiben.

Allerdings zeigt Staub, der im Meeresniveaugesammelt wurde, hohe Anteile aggregierter Terrigen­partikel, oft bis über 50 %. Diese Aggregate bestehenaus locker miteinander verbundenen Terrigenpartikelnverschiedener Korngrößen (RAOCZEWSKI, 1939; GAME,1964; DELANY et al., 1967; RYDALL & PROSPERO, 1972;vgl. auch LEPPLE, 1975). Dies kann damit erklärt wer­den, daß Staubkörner, die vom trocken-heißen Har­mattan in den relativ kühl-feuchten Passat übertreten,dort als Kondensationskeime wirken.

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vgl. auch LEPPLE, 1975). Dies kann damit erklärt wer­den, daß Staubkörner, die vom trocken-heißen Har­mattan in den relativ kühl-feuchten Passat übertreten,dort als Kondensationskeime wirken.

Im weiteren Verlauf dieses Kondensationsprozesseswachsen die Wassertröpfchen und mithin aggregierenauch einzelne Staubpartikel zu Aggregaten. Diesbewirkt eine Zunahme der Fallgeschwindigkeit desStaubes und demzufolge eine Verminderung derTransportweiten. Besonders die Transportweiten derursprünglich feinen Staubkörner dürften auf dieseWeise entscheidend vermindert werden. Diese in derPassatschicht gebildeten lockeren Aggregate sind immarinen Sediment nicht erhaltungsfähig. Zwar tretenin geringer Anzahl silikatisch zementierte Aggregateauf, diese stammen jedoch wohl vom Land, nämlichaus den "CroOtes Ferrugineuses" im Süden der Sahara.

Wie weit der Passat den Harmattan-Staub nachSüdwesten weitertransportiert, ist also nachträglichnicht rekonstruierbar. Unabhängig davon begrenztaber die Intertropischen Konvergenzzone den Staub­transport des Passates nach Südwesten. Sie liegt im Julibei etwa 15° N und im Januar etwas südlich des Äqua­tors (CARLSON & PROSPERO, 1977; NEWELL et al.,1972) . An ihr dürften auch die letzten Staubreste ausder Passatluft ausgewaschen werden.

5.1.4. Meeresströmungen und Hangabtransport

Die bisher bekannten Meeresströmungen vor derSah ara sind vorzugsweise Nord-Süd oder Süd-Nord

38 B. KOOPMANN

ausg erichtet (DI ETRICH et al., 1975) . Terrigenmateria l.das vom afrikanischen Kontinent her in den Atlantik ge ­langt, kann allein aufgrund dieser Strömungsrichtun­gen nicht direkt nach W esten transportiert werden.Viel­mehr wird es entlang dem afrikanischen Kontinent hinund her transportiert. Auf diese W eise wird z. B. Fluß­fracht aus dem Sen egal bis rund 250 km nördlich derFlußmündung hangparallel verfrachte t (LANGE, 1975) .

Aus dem Zusammenwirken zwischen diesen in etwahangparallelen Meeresströmungen, der wiederholtenAufwirbelung durch Bodenwühler (WETZEL, 1981),sowie der Gravitationskraft, resultiert aber zugleichein Hangabtransport von Sedimentkörnern (vgl.N EWTON et al., 1972; SEIBOLD & HI NZ, 1974; DI ESTER­Hxxss & M ÜLLER, 1980) . Er betrifft nach BEIN & FÜT­TERER (1977) am oberen Kontinentalhang vor KapBlanc auch Feinsand- und Siltkorngrößen. Kleinerebenthonische Foraminiferen, wie z. B. kleinwüchsigeSchelf-Bolivinen, werden ebenfalls bis auf den Konti­nentalfuß hinabtransportiert (LuTZE et al., 1979).

Wie vergleichende Messungen im Silt-Fallrohrgezeigt haben, besitzen die kleinwüchsigen Schelf­Bolivinen (LuTZE, 1980) im Vergleich zu ihrer Sieb­korngröße nur erwa vs so große hydraulische Äquiva­lentkorngr ößen : 63-80 um große Exemplare (Sieb­korngröße) durchfallen eine Wassersäule wie Quarz­kugeln von 40-55 um, Solche mit Größen von80- 125 um entsprechen Quarzkugeln von 55-75 umDurchmesser. Jene Exemplare, die mehr als 125 umgroß sind , verhalten sich wie Quarzkugeln von mehrals 75 um. Nach GRABERT (1971) dürften sich leereForaminiferenschalen beim T ransport durch horizon­

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80- 125 um entsprechen Quarzkugeln von 55-75 umDurchmesser. Jene Exemplare, die mehr als 125 umgroß sind , verhalten sich wie Quarzkugeln von mehrals 75 um. Nach GRABERT (1971) dürften sich leereForaminiferenschalen beim T ransport durch horizon­tale Strömungen in der Natur wie Partikel mit nochkleineren Äqui valentkorngrößen verhalten. Demzu­folg e dürften die allo chthonen Schelf-Bolivinen wohlam ehesten einen Harrgabtransport wid erspiegeln, dervor allem feine Korngrößen bis hin zum Mittelsilt von20-40 um erfaßt.

Das äolisch angelieferte Terrigenmaterial, das überdem Schelf und oberen Kontinentalhang in die Was­sersäule eintaucht, unterliegt natürlich einem Trans­port durch Strömungen : Feinkörniges Staubmaterialwird somit teilweise aussortiert oder an der Sedimen­tation gehindert und dann auf den tieferen Hang undauf den Hangfuß verlagert . Mit diesem Prozeß läßtsich die relative Feinkornarmut der Sedimente auf demSch elf und obe ren Kontinentalhang erklären (vgl. FÜT­TERER, 1980) (Abb . 6, 8).

Gemäß dem Strömungssystem im Atlantik (DIET­RICH et al., 1975; DIETRICH & ULRICH, 1976) werdenStaubpartikel. die über dem kontinentfernen Atlantikniedergehen, mit den Oberflächenströmungen nachSüdwesten und tiefer, im nordatlantischen Zwischen­wasser in gleiche Richtungen verdriftet. Anschließendim Tiefenwasser, unterhalb von ca . 1000 m, werden siezunächst nach Norden, dann wiederum nach Südentransportiert.

In der Tiefsee aber erscheint der terrigene Silt imallgemeinen einförmig und unabhängig von denBodenformen der T iefsee verbreitet. Lediglich imKanarenbecken, bei ca. 30° N und 25° W , östlich derGroßen Meteorbank, weist die ungleichmäßige Ver­bre itung des Feinsilts auf eine Umlagerung durchBodenströmungen hin. Ansonsten dü rfte Feinsilt aberkaum über Distanzen von mehr als 500 bis 1000 kmverlagert worden sein. Im übrigen wären Umlagerun­gen mit dem bestehenden Probennetz erst erfaßbar,wenn sie über mehr als 1000 km hinausreichten.

Allgemein sollten auch feinste Staubpartikel raschvom Meeresspiegel zum Meeresboden hinabgelangen.Tonige Staubpartikel bilden nämlich beim Kontakt mitMeerwasser Aggregate (WHITEHOUSE et al., 1960) unddurchfallen daher die Wassersäule beschleunigt.Zudem bündeln Suspensionsfresser den Hauptteil die­ser Aggregate zu Kotpillen, die ähnlich schnell wieFeinsandkörner absinken (SMAYDA, 1971). Obwohl dieKotpillen auf ihrem Weg zum Meeresboden teilweiseaufgelöst werden können, dürften die ent sprechendenPartikel den Meeresboden in wenigen Tagen oderWochen erreichen.

5.1.5 . Kleinräumige Pbdnomene der Sedimentver-breitung

In der Nähe des afrikanischen Kontinents wird diegroßräumige Sedimentverbreitung von kleinräumigenPhänomenen überlagert: Ein Siltminimum vor Rio deOro und ein westlich davon gelegenes sicheIförmigesSiltmaximum überspannen als sich erg änzende Struk­rn re n p ; n p n::lhp711 znn km Ufp i t p 7r.np <iirJl;rh rJpr

In der Nähe des afrikanischen Kontinents wird diegroßräumige Sedimentverbreitung von kleinräumigenPhänomenen überlagert: Ein Siltminimum vor Rio deOro und ein westlich davon gelegenes sicheIförmigesSiltmaximum überspannen als sich erg änzende Struk­turen eine nah ezu 700 km we ite Z öne südlich derKanarischen Inseln . D abei verhalten sich ihre Modal­korngrößen zum Siltanteil ebenso, wie es auch an denübrigen kontinentfernen Sedimentproben beobachtetwurde (Abb . 8). Daher liegt es nahe, die Staubtrajekto­rie im H armattan als U rsache für diese beiden Struk­turen anz usehen.

Tatsächlich fand en CARLSON & PROSPERO (1977)und T ETZLAFF & WOLTER (1979) hakenförrnige Strom­linien im 700 und 500 mb-Niveau über dieser Region.Dies e resultieren nach TETZLAFF & WOLTER (1979) auseinem W echselspiel zwischen "Easterly-W ave"- Stö­rungen, dem Azorenhoch und einem Wärme-Hochüber der Sahara südlich des Atlas (Abb. 9) : In denSommermonaten von Juni bis September weitet sichdas Sahara-Wärme-Hoch in Druckniveaus von 700und 500 mb häufig nach Westen aus. Dieser Vorgangtritt etwa alle 4 bis 5 Tage im Gefolge durchzieh end erEasterly-W aves auf. In 75 % der Fälle Liegt dabei dieWestgrenze des Sahara-Wärme-Hochdruckgebietessüdlich der Kanarischen Ins eln. Die Winde aus demGebiet der Südsahara folg en dann gebogenen Stromli­nien und erzeugen so sicheiförmige Staubtraj ektorienüber dem Ostatlantik südlich der Kanarischen Inseln .Die se T rajektor ien sind in Lage und Ausrichtung der

Sedimentation von Saharastaub im subtropischen Nordatlantik 39

Abb. 9. Schematische Darstellung derStrömungen in der mittleren und unte­ren Atmosphäre bei einem Ausbruchvon Sahara-Luft im Juli . Im Gefolgeeiner "Easterly-Wave"-Störung umläuftStaub (gepunktet) aus den lateriti schenGebieten der Südsahara und der Sahel­Zone (schräg schraffiert) das Sahara­Wärme-Hoch südlich der KauarischenInseln auf rechts-gebogenen Stromli ­nien. Aus SARNTHEI N et al. (1981).

Fig.9. Schematic representation oflower mid tropospheric flow patternsand underlying trade winds associatedwith an Easterly-Wave and a Saharanair outbreak during July. Dust (dotted)originating from lateritic soil areas(hatched) on the African continent, fol­lows curved streamline s south of theCanary Islands. From SARNTH EI N et al.(1981).

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sicheiförmigen V erbreitu ng gröberer Korngrößen ver­gleichb ar. Gebogene Staubtrajektorien lassen sich imübr igen auch auf einigen Satellitenbildern deutlicherke nnen (MAYFIELD, 1975; KAw , 1979).

Das Siltminimum vo n Rio de Oro (bei 24° N und19° W) liegt etwa im Zentrum dieser rechtsdrehend­sicheiförmigen Transportbahnen des Harrnattan­staubs. Feinsiltkorngrößen unter 12 um prägen seineSedimente. Ein zusätzlicher Feinkornanteil läßt sichdarin jedoch nicht feststellen (Abb. 6, 8) , so daß vo ndaher eine äolische Sedimentanlieferung am Endeeiner langen kreiselnden Staubtrajektorie vermutetwerden darf. Andererseits be ob achteten FAHRBACH &

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Sedimente. Ein zusätzlicher Feinkornanteil läßt sichdarin jedoch nicht feststellen (Abb. 6, 8), so daß vo ndaher eine äolische Sedimentanlieferung am Endeeiner langen kreiselnden Staubtrajektorie vermutetwerden darf. Andererseits beobachteten FAHRBACH &MEI NCKE (19 78) am Kontinentalhang. nur ca. 150 kmvon diesem Siltminimum entfernt, kurzzeitige, ma xi­male Strömungsgeschwindigkeiten von 40 cms "" inRichtung Nord. Die Strömungen gehen aber wohl auf"Intern e Wellen" zurück und bleiben auf den Konti­nentalhang beschränkt. Lediglich eine Sedimentprobeaus der Nähe des Strömungsmeßpunktes zeigt einenzusätzlichen Feinkornanteil ("Meteor" -Probe12379-1 = 18 in Abb. 8), der durch solche nordge­richteten Strömungen verursach t sein mag. Ob dieserStrömungstransport allerdings bis ins Rio de Oro­Minimum hineinreicht, kann mit den vorliegendenKorngrößendaten nicht erfaßt werden.

Ein zweites Siltminimum tritt als k üstenpa ralleleSüd-Nord-Zunge in den Sedimenten der Kontinental­fußregion zwischen den K ap-V erdischen Inseln undSüdmauretanien, Senegal und Gambia auf. Anders alsim Rio de Oro-Minimum besitzen die Sedimente hiereinen zusätzlichen Feinkornanteil (Abb. 6, 8) . Diesenmit fluviatiler Sedimentanlieferung aus den benachbar­ten Flüssen Senegal, Gambia und Saloum zu verbin­den , liegt nahe. D er Senegal als der bei weitem grö­ßere Fluß dürfte dabei wohl den Hauptteil liefern.Nach den U ntersuc hungen im Amazonasbecken(GIBBS , 1967) transportieren Tieflandflüsse wie de r

Am azonas und Xingu vorwiegend Material mit Korn­größen unter 10 um,

Selb st Flüsse in gebirgigen Gegenden führen kaumgröberes Material in Suspension. Die maximalenKorngrößen erreichen auch hier "nur" etwa 15 bis20 um, In Analogie dürften wohl ebenfalls die west­afrikanischen Tieflandflüsse Senegal, Gambia undSaloum vorwiegend feine Korngrößen vo n unter10 um anliefern. Schließlich weisen auch die Stillwas­sersedimente des Senegal-Ästuars (KIPER, 1977) aufeine hohe Feinkornanlieferung durch den Senegal hin .

Flu viatile Roll- und Sprungfracht können zwar imU nterlauf des Senegals Modalkorngrößen bis über

'!'Qf0um PvTfi;w?Cgt l~K JDfdm! Qll011~ru'Z.'Ckl n~en. ipa.wa10 urn anliefern. Schließlich weisen auch die Stillwas­sersedimente des Senegal-Ästuars (KIPER, 1977) aufeine hohe Feinkornanlieferung durch den Senegal hin .

Fluviatile Roll- und Sprungfracht können zwar imUnterlauf des Senegals Modalkorngrößen bis übe r100 um erreichen (K IPER, 1977) . Sie gelangen jedochzum größten T eil bereits im Ästuar z ur Ablagerung.Als an den Boden gebundene Fracht können ihreKomponenten, selbst wenn sie über di e Mündung hin­ausgelangen, nicht in nennenswerten Mengen bis andie hier untersu chten Probenpositionen auf dem offe­nen Kontinentalfuß transportiert werden. Vielmehrdürften sie den tiefsten Bocienformen folgen und dann

in die Canyons und weiteren Kanalsysteme abgeführtwerden.

Demgegenüber kann das fluviatile Feinkorn freiüber den Kontinentalhang und die Fußregion, auchaußerhalb der morphologischen Einschnitte verbreitetwerden (LA GE, 1975) . Somit dürfte der zusätzlicheFeinkornanteil wo hl am ehesten die flu viatile Sediment­anl ieferung und dessen anschließende freie Verbrei­tung durch Meeresströmungen w ide rspiegeln.

Zusammenfassend erscheint also die Sedirnentan­lieferung vom Nordafrikanischen Kontinent in denAtlantik vorwiegend durch Harmattan-Winde in

Höhen zwischen ca. 850 und 500 mb z u erfolgen. DerP assat liefert eine selbst aufgewirbelte Staubfracht undträgt jene, die er vo m H armattan erhält, nach SSWwe ite r. Transport durch Meeresströmungen scheintbesonders am Kontinentalhang wirksa m zu werde n.

40 B. KooPMANN

Als Haugabtransport führt er zu einem relativen Fein­kornmangel besonders in den dortigen Schelfsedimen­ten. Fluviatiles Feinkornmaterial wird als Suspensionlokal injiziert und durch marine Strömungen undHarrgabtransport über die Kontinentalfußregion ver­teilt, unab hängig von den Bodenformen der Tiefs ee.

5.2. Sedimentkern 13289-1/2

De r Sedimentkern 13289-1/2 stammt aus etwa 150 kmKüstenentfernung vor der zentralen Sahara bei 180 N .D ieser Kern soll als Beispiel für die übrigen unte rsuch­ten Kern e im Detail diskutiert werden. Er wurde ausca. 2.500 m Wassertiefe von einer untermeerischenKuppe entnommen, die etwa 300-500 m über denumgebenden Ozeanboden aufragt. In der Atmosphäredieses Gebietes verlaufen die dominanten Trajektoriendes rezenten H arrn attan-Staubs . Somit sollte im Kern132 89-112 nur terrigenes Sediment, das äolisch ange ­liefert wurde, akkumuliert worden sein. Folglich dürf­ten hier die zeitlichen Veränderungen der Staubanlie­ferung auch besonders leicht erfaßbar sein, da der late­rale Antransport zumindest von siltigern Terrigensed i­ment durch mar ine Bodenströmungen von vornhereinauszuschließen sein dürfte. Allenfalls Feinschweb magvon seitlich auf die Kuppe antransportiert worden sein.

Entlang des Sedimentkernes 13289-112 variiert daskarbonatfreie (terrigene) Sediment analog zu denSauerstoffisotopen : Korngrößenminima entsprechenÖ ISO-Minima in den Stadien 1, 3 und 5, die durch einwarmes Globa lklima geprägt waren. Korngr ößenrna­xima korrespondieren mit Ö ISO-Maxima, die kalteKlimaphasen anzeigen (Abb. 10) .

Im einzelnen werden folgende Fluktuationen sicht­bar : Die Ö " O vlsotopenkurve und die Korngrößen­kurven zeigen für das mittlere Stadium 1 ein deutli chesMinimum. An den Flanke n dieses Minimum s, nämlichzur Sedimentoberfläche hin und im liegenden frühenStadium 1, sind mittlere Werte kenn zeichnend . DieserKurv enverlauf hebt das mittlere Stadium 1 als ein etwa4.000 jahre dauerndes Siltminimum hervor, dessenZentrum bei 6.000 J. v. h. liegt.

Demgegenüber wird im Stadium 2 ein Korngrö­ßenmaximum beoba chtet. Die Mod alkorngrößen lie­gen allgemein bei 50 um, und die Siltanteile betragenüber 60 %. Dies Maximum überspannt einen Zeitraumvon 6.000 - 8.000 Jahren. Sein Zentrum liegt etwa bei18.000 J. v. h.

Mittlere Ö 180 _ und Korngrößenwerte von 25 ­32 um, sowie Siltanteile von 40-60 % kennzeichnendas Stadium 3 im Liegenden. Die Werte für das darun­ter liegende Stadium 4 sind im Vergleich dazu wieder

18 0%0vs PO B . Mod es t urn) terr igenous fraction (·6 um)

+6 +5 +4 +3 20 32 51 10 30 50 70%I , I I I I I I I I I I

° i~ 1 I-:~ . "1 1.=:;;· 1-- -- . r.~

18 0%0vs PO B . Modes l urn) terrigenous fraction (·6 um)

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O]~ I I I I "~ . 1I I ~· I 1----. r.-- .---6K- I·~~

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Variationen von Pyrgosp. (ERLE KEU -

3 1\ .--. ' . SER et al., in Vorb.). Mitte : Moda lkorn-3 . /'

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• - .. -- .. --2 '1--. r-, of terrigenous silt with gra in sizeslarger than 6 um , % of the tota l ter-

c ores filt ed otter 4 14C_dot es rige no us sediment.

Sedimentation von Saharastaub im subtropischen Nordatlantik 41

deutlich höher. Sie sind dem Stadium 2 vergleichbar.Erst im darunter liegenden Stadium 5 werden wiederKorngr ößen- und 0 180-Werte erreicht, die jenen desStadiums 1 ähnlich sind .

Diese Variationen des terrigenen Sediments sindauf Schwankungen in der äolischen Anlieferungbegründet, da eine laterale Zufuhr siltigen Sedimentsaufgrund der Kuppenlage auszuschließen ist. Auchdürfte keine nennenswerte Auswaschung oder selek­tive Sedimentation, was beides zu einer relativen Ver­gröberung des Terrigensediments führen kann, statt­gefunden haben. Für eine "normale" Sedimentationsprechen nämlich unter anderem auch die Akkumula­tionsraten des Terrigensediments (Kap. 6) .

Um die Schwankungsbreite der Terrigenzufuhrgrundsätzlich zu erfassen, werden in Anlehnung an dieCLIMAP-Gruppe (CLINE & HAYs, 1976; SARNTHEIN,1978) die Sedimente der "Zeitscheiben" 6.000, 12.000und 18.000 J. v. h. beispielhaft untersucht. Die Korn­größenverbreitungen werden im folgenden auf Kartendargestellt. Die Dichte des Probennetzes (34 Sedi­mentkerne) ist jedoch geringer als beim Oberflächen­sediment (80 Oberflächenproben), so daß sich klein­räumige Veränderungen kaum feststellen lassen .

5.3. Letztes Klimaoptimum, 6.000 J. v. h.

Die karbonatfreien Siltanteile nehmen allgemein vomKontinent her nach Westen ab (Abb . 11). Parallel zurKüste verläuft allerdings ein langgestrecktes Siltmini­mum mit Siltanteilen von weniger als 10 bis 20 % . Essäumt die Küste zwischen 10° und 25° N und greiftl-,;. 4'm~ .nn J...~ ~~~h WTQ"Q~ ;~ ..1Q~ 1l..1~~.;J... h;~Q;~

Die karbonatfreien Siltanteile nehmen allgemein vomKontinent her nach Westen ab (Abb. 11). Parallel zurKüste verläuft allerdings ein langgestrecktes Siltmini­mum mit Siltanteilen von weniger als 10 bis 20 %. Essäumt die Küste zwischen 10° und 25° N und greiftbis etwa 300 km nach Westen in den Atlantik hinein.Die höchsten Siltwerte, von über 30 %, werden west­lich davon, in ca. 500 km Küstenentfernung beobach­tet. Dieses Siltmaximum liegt nördlich der Kap-Verdi­sehen Inseln. Ferner besitzen noch einige Probennordwestlich der Kanarischen Inseln Siltanteile vonüber 30 %. Siltanteile unter 10 % treten allgemein imkontinentferneren pelagischen Bereich südlich von10° N und westlich von 40° bis 45° Wauf.

Die Karte der Modalkorngrößen (Abb. 12) zeigtfast ausschließlich Feinsilt- und nur kaum Miuelsilt­korngrößen zwischen 20 und 40 um . Die höchstenWerte liegen interessanterweise vor Nordsenegal zwi­schen 15° und 18° N . Von dort aus ziehen dann Mit­telsiltkorngrößen bis 700 km nach Westen und Nord­westen in den Atlantik hinein. Hierin mag zwar einehakenförrnige Ausbreitungsrichtung nach Nordwestenangedeutet sein, sie kann aber aufgrund der geringenProbendichte nicht endgültig bestätigt werden.

Die Modalkorngrößen des Klimaoptimums steigenin den kontinentferneren Proben mit linear wachsen­den Siltanteilen exponentiell an (Abb. 13), ähnlich wieim Rezenten. Die kontinentnahen Proben folgen die­ser Beziehung jedoch nicht. übernimmt man zurAngrenzung der beiden Probengruppen voneinander

die bei rezenten Proben angewandte Feldertrennung(diagonale Linien in Abb. 8), so zeigt sich, daß im Ver­gleich zu den kontinentfernen Proben ein relativerFeinkornüberschuß nahezu alle Proben vom oberenKontinentalfuß zwischen 12° und 25° N charakteri­siert (die betreffenden Proben sind in Abb . 11 alsDreiecke bezeichnet). Relative Feinkornarmut tritt nurin einer Probe vom tieferen Kanarenbecken auf.

5.3.1. Diskussion

Wie bei den rezenten Korngrößen (Abb . 6, 7) nahmenauch während des holozänen Klimaoptimums dieModalkorngrößen und Siltanteile großräumig von derSaharaküste aus nach Westen, Norden und Süden ab.In den küstenferneren Bereichen waren die Korngrö­ßen des Klimaoptimums nur geringfügig verschiedenim Vergleich zum Oberflächenniveau. Dies mag zumTeil auch auf der geringeren Probendichte im 6.000J. v. h.-Niveau beruhen. Die Probenabstände betragenmeist mehr als 1.000 bis 1.500 km.

In den küstennahen Bereichen, bis etwa 1.000 kmK üstendistanz, waren jedoch die Modalkorngrößendamals (Abb. 12) deutlich feiner : Insbesondere fehltedamals eine deutliche sicheiförmige Ausbreitung derTerrigenkorngrößen auf die Kanarischen Inseln zu,die ja für das rezente Verbreitungsmuster bezeichnendist. Außerdem waren damals die Siltanteile allgemeinwesentlich geringer, besonders in den Sedimenten deroberen Kontinentalfußregion. Mit Ausnahme einereinzigen Probe von vor Kap Blanc (21° N) besaßenhier nämlich alle Proben einen deutlichen Feinkorn­

üh:fa~luI~iß' N'lf.'D.\i r hol U, ~rL'U;P!f.{lhtis..el' t.e.t'ffi.kflel,~ist. Außerdem waren damals die Siltanteile allgemeinwesentlich geringer, besonders in den Sedimenten deroberen Kontinentalfußregion. Mit Ausnahme einereinzigen Probe von vor Kap Blanc (21° N) besaßenhier nämlich alle Proben einen deutlichen Feinkorn­überschuß im Vergleich zu den Proben aus dem konti­nentfernen Atlantik (Abb. 13). Dies kann in Analogiezum Rezenten mit fluviatiler Feinkornanlieferung vonKorngrößen unter 10 um, sowie mit den Verlagerun­gen dieses Materials über den Kontinentalhang und-fuß erklärt werden. Die gegenüber dem Rezentengrößere Flächenausdehnung des Feinkornüberschussesdürfte gleichzeitig eine intensivere Flußanlieferungund eine möglicherweise verstärkte Nordverbreitungdes Feinmaterials für das Klimaoptimum anzeigen.Der auf zwei Proben beschränkte Feinkornüberschußvor der Westsahara (23° N) könnte allerdings eben­falls ein fluviatiles Geschehen in der NW-Sahara,nördlich von 21° N anzeigen. An Land wurden dafürjedoch bisher keine Hinweise gefunden (P ETIT-MAIRE,1980).

Die Korngrößenverbreitung des Klimaoptimumszeigt aber trotzdem auch im küstennahen Bereichgemeinsame Züge mit dem Rezenten: Die gröbstenModalkorngrößen (Abb. 7, 12) finden sich um 6.000J. v. h. ebenso wie im Rezenten in der Nähe des afrika­nischen Kontinentalrandes zwischen 15° und 20° N.Zudem sind in den dortigen Proben ebenfalls "lößähn­liehe" Modalkorngrößen zwischen 20 und 60 um zubeobachten. In Analogie zum Rezenten wird daher

42 B. KOOPMAN

Abb . 11. Klimaoptim um. Terrigener Silt mit Korngrößenüber 6 um im Sediment vor NW-Afrika. D ie Siltanteile sindals % des gesa mte n Terrigens dargestellt. Mit D reieckenbezeichn.ete Proben. ze igen eine zusätzliche Beimisch ung vonFeink örnigern Sediment « 6 um) , das aus Flußfrachtstammt. (Vgl. Abb . 13, Proben-Gruppe H.)

6,000 y. B. P.

30° %>6}Jmofterrigenous fraction

10

15°

....

45° 30° 15°

Fig. 11. Climatic optimum. Proportion of terrigenous silt withgrain sizes larger 6 u m in the sediments off NW-Africa. Sam­pIes rnarked by triangles show an additional supp ly of finegrained terrigenous sediment « 6 um) du e to fluvial influ ­ence (comp. Fig . 13, group H) .

ubi( 6.1~m.Jlm-S~dimentv~r~[ 'rW':-AtgKä.I..Dib"$i1ta~telleo s'iridals % des gesamten Terrigens dargeste llt. Mit Dreieckenbe.zeichn.ete Proben. ze igen eine zusätzliche Beimischu ng vonfeinkörn igem Sediment « 6 u rn), das aus Flußfrachtstammt. (Vg l. Abb. 13, Proben-Gruppe H.)

auch die dam alige, großräumige Verbreitung des terri­genen Silts auf ein Harmattan-W indsystem zurückge­führt . Das Vorkommen der gröbsten Mo dalkorngrö­ßen vor der mauretanisc hen Küste zwischen 15° un d20° N zeigt außerdem an, daß der Harmattan des Kli­maoptim ums etwa in den gleichen Breiten verlief wieder rezente .

Im Gegensatz zur heu tigen Situation ist aber fürdas Klimaoptimum eine siche iför mige Ausbrei tu ng desStaubes nach N ordwesten , we nn überhaupt, nur sehrschwach angezeigt. D ies dü rfte auf ein en schwäche renso mmerlichen Staubtransport während des Klimaopti­mums hinweisen, dessen Ursache möglicherweise eingegenüber dem Rezenten schwächeres Wechselspie lzwischen den tropischen Easterly-W aves und denWärme-Hochdruckgebieten über der NW-Saharagewesen ist (vgl. Kap . 5.1).

D ie damals deutl ich feineren Moda lkorngrößen inden landnahesten Proben vor Senegal und S üdmau re­ta nien mögen tei lweise durch die we iter lan deinwärtsverschobene Küste (EINSELE et al., 1974) mitverursachtsein. Dadurch verlängerte sich nämlich der Transp ort­weg des Windstaubs über dem Wasser um bis zuSO km, so daß besonders das G rob korn mit Korngrö­ßen über 40 um in geringerem Maße an die untersuch-

f"An P,.."hpn ...... I"'\C';t;nnpn hpr'3f),o-p)'.:l no-Pfl lrorH'ltLP n;p<:prgrain sizes larger 0 u m In the seorments 0 N w -Arrrca. oarn -pIes marked by tr iangles show an add ition al supply of finegrained terrigenous sediment « 6 um) du e to fluv ial influ ­ence (comp. Fig . 13, group H).

ten Probenpositionen herangelangen konnte. D ieser"Küstenlinien-Effekt" kann aber die generell feinerenModalkorngrößen und die geringeren Siltanteile imkontinentfernen Tiefseesediment nicht verursachthaben. Dies steht vielmehr mit einem während des Kli ­maoptimums schwächeren Harmattan in Zusammen­hang.

Farbquarzarmer Staub aus der NW-Sahara, deranalog zum Re zen ten den bod ennahen Staubtransportdes Passat es anzeigen kö nnte, tri tt in den Sedimentendes Klimaoptimums nicht auf. D ies dürfte darau f hin­weisen, daß der Passat während dieser Zeit wesentlichschwächer als vergleichsweise im Rezenten war. Fürandere Ursachen, wie z . B. eine dichte Vegetations­decke, die als Schutz vor Ausblasung gewirkt habenkönnte, sind bisher keine Anzeichen gefunden worden .Zwar zeigen die Landfaunen fürs Klimaoptimum einegeringere Aridi tät an , eine gesch lossene Vegetations­decke dürfte sich nördl ich 2 1° N aber trotzdem nichtentwicke lt haben (P ETIT-MAIRE, 1980) , Ein e Abschwä­chung des Passates wurde bereits von PARKIN et al.(1974) und von ROSSIGNOL-STRICK & D uzER (1979)vermutet.

Zusammenfassend spiegelt also die Korngrößen­verbreitung des holozänen Klimaoptimums fo lgend e

Sedimentation von Saharasta ub im subtropisc hen Nordatlantik 43

16~12,7

12,7

12,7 --

15°

Fig. 12. C lirna t ic optimum. Modal gra in sizes of the terrige­nous silt fraction with gra in sizes larger than 6 um, in thesedirnents off NW -Africa.

Modes(~m)

terr igenous fraction

6,000 y. B. P.

....

15°

30°

45°

Abb. 12. Klimaoptimum. Modalkorngrößen des terr igenenSilts mit Korn größen über 6 um im Sediment vor NW­Afrika.

Terrigena nlieferung wi der : E in ge genüber he uteschwäche rer Harmatta n lieferte bed eutend we nigerMittel- und Grobsi lt au s der Südsahara und demSilts mit Korngrößen über 6 um im Sediment vor NW­Afrika.

100~ [ jr m ]1 6 0 00 y BP

nous srlt trac uo n with graIn sizessediments off NW-Africa.

/larger than b um, In tne

100 Ijrm l

6000 yBP

50

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20 04060

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0 14

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16 27o

100 80

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E:>.

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Te rrige na nlieferung wide r : E in geg enüber heuteschwächerer H arm attan lieferte bed eutend we nigerMitte l- und Grobsilt au s der Südsahara und demSahelgebiet. Eine Verdün nung dieses farbqu arzreich enStaubs du rch farbq uarzarmen Staub aus der Nord sa­hara fan d dab ei offenbar nicht statt. Über den Konti­nentalfuß vor Senegal und Mauretanien erfolgte einegegenüber dem rezenten stärkere fluviati le Schü ttung.Dadurch wurde eine verme hrte Beimischung vo n toni­gen und Ieinst-si ltigen Klas tika z um Staubsediment in

Fig. 13. Climatic optimum. Correlation berween the propor­tion of terr igenous fine fraction « 6 um) (abscissa) and themodal grain sizes of terrigenous silt (> 6 um) (ordinate), inthe sediments off NW -Africa. I = gro up of sampies from faroff the continent. II = gro up of samfies from the continentalrise showing an additiona l supply 0 fine fraction « 6 um)due to fluvial influence . These sampies are rnarked by tri­angles in Fig. 11. The separating lines are the same as inFig. 8. Numbers correspond to sampIe nurnbers in appen­dix3.

Abb. 13. Klimaoptimum. Korrelation zwischen dem terr ige­nen Feinanteil (Abszisse) und der Modalkorngrö ße der Silt­fraktion (Ordinate) im Sediment vor NW- Afrika. I =Gruppe der kontinentfernen Proben. II = Gruppe der Pro­ben vom Kontinentalfuß, die eine zusätz liche Beimischungvon Feinmateria l « 6 um) zeigen . Diese Pro ben sind inAbb. 11 als Dreiecke ausgewiesen. III = Gruppe der Probenmit relativer Feinkornarmut. Die Feldertren nung entsprichtder in Abb. 8. Die Zahlen entsprechen Probennummern inAnhang 3.

corb. free f inest s i l l o nd c tc v 1< 6 urn l

44 B. KooPMA N

--10

Fig. 14. Glacial maximum. Terr igenous silt with grain sizeslarger than 6 u m in the sediment off NW-Africa. The dottedline off the coast berween 20° and 27° N surrounds theoccurrence of terrigenous sediment poor in stained quart z.

\ u10-,-. er

15° u,

4:

18,000 y. B.P.

30° % > 6 pm of

terrigenous f r a c ti on

45°

Abb. 14. Glaziales Maximum. Terrigener Silt mit Korngrößenüber 6 um im Sediment vor NW-Afrika. Die Siltanteil e sindals % der karbonatfreien Sedimentfraktion dargestellt. Dieperlschnurartig punktierte Linie vor der afrikanischen Küstezwischen 20° und 27° N umrahmt das Vorkommen farb­quarzarmen Terrigenmaterials.

..J: -' -6 'D __..; .... h.»~ .:_ln n~"" "" " ~I~~ <1i;,.ttp I'J r 7 pi. <1~süber um Im oecrrnent vor I ...w-JUnKa. ule ':>1 tanteue smdals % der karbonatfreien Sedimentfraktion dargestellt. Dieperlschnurartig punktierte Linie vor der afrikanischen Küstezwischen 20° und 27° N umrahmt das Vorkommen farb­quarzarmen Terrigenmaterials.

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dieser Region bewirkt. Demzufolge dürfte zur Zeit desKlimaoptimums das Klima in der Süd sahara und demSahelgebiet feuchter als heute gewesen sein.

Ein humideres Klima wurde auch von SARNTH EIN(1978 ) für das holozäne Klimaoptimum nachgewiesen.Er beobachtete nämlich für diese Zeit die geringsteAusdehnung des Trockengebietes in Norda fr ika. Hin­weise au f ein humideres Klima wurden ebenfalls vonMICHEL (1980) im Tal des Senegal-Flusses gefunden.PETIT-MAIRE (1980) rekonstruierte ein Vordringensahe l-rypischer Landfaunen entlang der Atlantikküstebis mindesten s 21° N anhand von datierten Knochen ­fund en . Glei chlautend sind auch die Interpretationenvon Pollenspektren mehrerer Tiefseekerne von vorKap Blanc und der Sen egalmündung (CARATINI et al.,1976 ; RossIGNOL-STRlc K & D uzER, 1979). D IEsTER­HAAss (1976, 1980), sow ie C HAMLEYet al. (1977) leite­ten aber aus ihren Unte rsuchungen an T iefseekerne naus der gleichen Region das genaue Gegenteil, näm­lich ein arideres Landklima ab .

5.4. Letztes Hochglazial, 18.000 J. v. h.

Die Maxima des terrigenen Silts , mit Werten bis über50 %, liegen in Kontinentnähe zwischen 12° und

27° N (Abb. 14). Werte von 40 bis 50 % überspannendaran anschließend eine unregelmäßig nach Westenund Nordwesten ausgebuchtete Fläche mit einer maxi­malen Kü stendistanz von 700 bis 800 km . Von dortaus sinken die Werte radial auf unter 10 % in denküstenfernen Teilen ab. Eine Zunge mit leicht erhöh­ten Siltanteilen geht von der mauretanischen Küste bei18° bis 20° N aus. Sie erstreckt sich dann nach Westenund Nordwesten ins Kanaren-Becken hinein. DasVorkommen farbquarzarmer Sedimente beschränktsich auf einen ca. 200 bis 500 km breiten Streifen ent­lang der NW-Sahara, nördlich von Kap Blanc, zwi­schen etwa 20° und 27° N .

Die Modalkorngrößen (Abb. 15) erreichen entlangder afrikanischen Küste (12° und 27° N), über einenStreifen von ca . 150 bis 200 km Breite, Werte von über40 um, Solche Werte wa ren vergleichsweise im Rezen­ten nur an Proben vom oberen Kontinentalhang zubeobachten , die unter dem Einfluß starken Hangab­transportes standen (Abb . 6; Kap. 5.1) . Mit zunehmen­der Entfernung von diesem Maximum nehmen dieModalkorngrößen dann allseitig bis auf Werte unter11 um ab. Der Isolin ienverlauf deutet dabei im Bereichder Kap -Verdisehen Inseln eine SW-Ausrichtung an.Im Unterschied zu den Siltanteilen scheinen die

Sedimentati on vo n Saharastaub im subtr op ische n Nordatlantik 45

45°

Abb. 15. G laz iales Maximum . Modalkorngrößen des terrige­nen Silts mit Korngrö ßen über 6 um, im Sed ime nt vor NW­Afrika .

30° 15°

Fig . 15. G laci a l max imum. Modal grain sizes o f th e terrige­nous silt Fract ion large r 6 um , in th e sed irnents off NW­Afri ca .

-:I

I(\11,5

\

Modes (}.Im)

t e r r i g en ous f ra ct io n

18.00 0 y. B. P.

15°

30°

Modalkorngrößen nicht deutlich nach NW, ins Kana­ren-Becken hinein, ausgerichtet.

Die Modalkorngrößen und die Siltanteile der terri­nen Silts mit Korngrößen üb er 6 um, im Se dime nt vor NW­Afrika.

100~ [}lm]

~ 18 000 yBP

nous silt Fraction larger 6 um ,Africa.

In the/

sed irnents off NW-

[ w !%J

20 0406080100

100 [}lm]

18000 Y BP

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11I IIIc: 13.- 0 17 0 0 ' 5~ 29Cl 28!30 / 60 1 ~ _23"0

2; 1:' 25 33-0

E 10

Modalkorngrößen nicht deutlich nach NW, ins Kana­ren-Becken hinein, ausgerichtet.

Die Modalkorngrößen und die Siltanteile der terri­genen Sedimente sind während des Hochglazials posi­tiv miteinander korreliert (Abb. 16): Je geringer derSiltanteil, desto feiner die Modalkorngr ößen . Alle Pro­ben liegen innerhalb einer rel ativ geschlossenen, lang ­gezogenen Punktwolke. Verwendet man die gleicheArt der Abgrenzung wie in den Abb ildungen 8 und 12,so zeigen allerd ings drei Proben im Vergleich zu denübrigen einen relativen Feinkornmangel. Ein relativerFeinkornüberschuß wird demgegenüber nicht beob­achtet .

Abb. 16. Glaziales Maximum. Korrelation zwischen dem ter­rigenen Feinanteil « 6 um ) (Abszi sse) und der Modalkorn­größe der Siltfraktion (O rdinate ) im Sediment vo r NW­Afrika. I = Gruppe der kontinentferneren Proben . GruppeIII = Gr uppe der Proben mit relativer Feinkornarmut. DieFeldertrennung ist die gleiche wie im Rezenten (Abb. 8) . DieZahlen entsprechen Probennummern im Anhang 3.

Fig. 16. Gla cial maximum . Cerrelation between the terrige­nous fine fraction « 6 um) (absciss a) and the modal grainsize of terrigenous silt (ord inate) in the sedime nts off NW­Africa . I = group of sa mpie s from far off th e co ntinent, In= group of sampies sho w ing a relati ve deficit o f fine frac­tion . The separating lines are th e same as in Fig . 8. Numberscorrespond to sampIe nu mbers in appendix 3.

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B. KooPMANN

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Abb. 17. Früh es Stadium 1. Terrigener Silt mit Korngrößenüber 6 11m in Sedimenten vor NW-Afrika. Die Siltanteile sindals % der karbonatfreien Sedimentfraktion dargestellt. Dieperl schnurartig punktierte Linie vor der afrikanischen Küstezwischen 20° und zr N umr ahmt das Vorkommen farb­quarzarmen Te rrigensediments. Als Dreiecke bezeichneteProben zeigen eine zusätzliche Beimischung von Feinfrak-

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Abb. 17. Frühes Stadium 1. Terrigener Silt mit Korngrößenüber 6 11m in Sedimenten vor NW-Afrika. Die Siltante ile sindals % der karbonatfreien Sedimentfraktion dargestellt. Dieperl schnurartig punktierte Linie vor der afrikanischen Küstezw ischen 20° und 2r N umrahmt das Vorkommen farb­quarzarmen Te rr igensediments. Als Dreiecke bezeichneteProben zeigen eine zusätz liche Beimischung von Feinfrak­tion , die aus Flußfracht stammt (vgl. Abb . 19).

5.4.1. Diskussion

Auch während des Hochgalzials zeigt das Korngrö­ßenmaximum im Vergleich zu den beiden anderenZeitscheiben, Rezent und 6.000 J.v. h., keinen nen­nenswerten Breitenversatz. Ferner nehmen die Korn­größen auf die gleiche Art, nämlich mit wachsenderEntfernung von der Saharaküste her , radial ab. InAnalogie zum Reze nten dürfte daher die großräumigeTerrigenanlieferung des Hochglazia ls vornehmlichdurch den Harmattan erfolgt sein.

Im Unterschied zum Rezenten waren allerdings diehochglazialen Korngrößen im kontinentnahen Bereichbis zu Küstendistanzen von etwa 700 km deutlich grö­ber : Lößähnliche Mittel- und Grobsiltkorngrößenerreichen entlang dem Kontinentalrand mehr als80 %, gegenüber 40 bis SO % im Rezenten. Modal­korngrößen von über 40 umsind bis ca. 200 km weit inden Atlantik hinein zu beobachten, also etwa 100 kmweiter als im Rezenten. Korngrößen von 32 umgelangten sogar 200 km weiter nach Westen. Außer­dem wurden die Terrigenpartikel über eine geschlos­sene, westwärts ausgebuchtete Fläche zwischen 12°

30· 15·

Fig. 17. Early stage I. T errigenous silt with grain sizes largerthan 6 11m in the sediments off NW-Africa. The dotted lineoff the coast between 20° and 27° N surro unds the occur­rence of terrigenous sediment poor in stained quartz. SampIesmarked by tr iangles show an additional supply of fine fra c­tion « 6 11m) due to fluvial influence (comp. Fig. 19).

Fig. 17. Earl y stage I. T errigenous silt with grain sizes largerthan 6 11m in the sed iments off NW-Africa. The doued lineoff the coast berween 20° and 27° N surrounds the occur ­rence of terrigenous sediment poor in sta ined quartz. SampIesmark ed by triangles show an additional supply of fine frac­tion « 6 11m) due to fluvial influence (comp . Fig. 19).

und 30° N verbreitet. Diese Unterschiede zeigen fürdas Hochglazial einen intensiveren Harrnattan-Sraub­transport an, der mit einer deutlichen Nord- und Süd­ausweitung der Staubfallzone einhergegangen ist.

Die farbq uarzarme Passa tfracht ist bis in Küsten­entfernungen von 200 bis 250 km nachweis bar. ImUnterschied zum Rezenten wurde sie nicht nur zwi­schen 20° und 25° N abgelagert, sondern auch noch200 km weiter nördlich. Sie folgte einer strengen Aus­richtung nach SW und besaß gröbere Korngrößen alsim Rezenten. Während des Glazials war zwar die Ent­fernung zwischen den Probenpositionen und derKüste um teilweise mehr als SO km verkürzt, weil derniedrige Meeresspiegel die Küste seewärts verscho benhatte . Dieser "Küstenlinien-Effekt" allein kann jedochdie vermehrte Zufuhr von Passatstaub nicht erklären.Vielmehr sollte sie auf einer Verstärkung der Passat­winde beruhen.

Die Befunde an Land sprechen ebenfalls für einestrenge NE-Richtung und Verstärkung des glazialenPassats, wie dies besonders an den Dünensystemen desOgoliens in der Westsahara offen bar wird (SARNTHEIN& WALGER, 1974; SARNTH EI N, 1974; SARNTHEIN& DIE-

Sedimentation von Saharastaub im subtropischen Nordatlantik 47

45° 30 ° 15°

30 °

15°

12,000 y. B.PModes ( pm lof terrigenous fraction

Fig. 18. Earl y Stage 1. Modal grain sizes of the terrigenoussilt fraction (> e urn), in the sediments off NW-Africa.

45°

Abb. 18. Frühes Stadium 1. Modalkorngrößen des terrigenenSilts mit Korngrößen über 6 um im Sediment vor NW­Afrika.

30 ° 15°

/STER-HAASS, 1977) . PARKIN (1974) und PARKIN et al.(1973, 1975) schlossen aus Korngrößenmess ungen

Abb. 18. Frühes Stadium 1. Modalkorngrößen des terrigenenSilts mit Korngrößen über 6 um im Sediment vor NW­Afrika.

100 J [)i m]

~ 12 000 yBP

Fig. 18. Early Stage 1. Modal grain sizes of the terrigenoussilt fraction (> e um), in the sediments off NW-Africa.

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STER-HAASS, 1977) . PARKI (1974) und PARKIN et al.(1973, 1975) schlossen aus Korngrößenmessungenebenfalls auf einen stärkeren glazialen Passat. Das imGlazial stärkere Auftriebsgeschehen vor NW-Afrikaweist ebenfalls darauf hin (GARDNER & Hxvs, 1976).

Eine vermehrte Beimischung von tonigem und fein­sittigem Terrigenmaterial, das eine fluviatile Sediment­anlieferung anzeigen könnte, ist in der Kontinental-

Abb. 19. Frühes Stadium 1. Korrelation zwischen dem terri­genen Feinanteil « 6 um) (Abszisse) und der Modalkorn­größe der Siltfraktion (Ordinate) in den Sedimenten vorNW-Afrika. I = Gruppe der kontinentferneren Proben . II =Gruppe der Proben mit einer zusätzlichen Beimischung vonFeinmaterial, das aus Flußfracht stammt. Diese Proben sindin Abb. 17 mit Dreiecken bezeichnet. III = Gruppe der Pro­ben mit relativer Feinkornarmut. Die Feldertrennung ist diegleiche wie in Abb. 8. Die Zahlen entsprechen Probennum­mern in Anhang 3.

Fig. 19. Early stage 1. Correlation berween the terrigenousfine Fraction « 6 um) (abscissa) and the modal grain size ofterrigenous silt (> 6 um) (ordinate), in the sediments offNW-Africa. I = group of sampies from far off the continent.II = group of sampIes showing an additional supply of finefraction « 6 um) due to fluvial influence. These sampies aremarked by triangles in Fig. 17. III = group of sampIes show­ing a relative deficit of fine fraction « 6 um) . The separat­ing lines are the same as in Fig. 8. Numbers correspond tosarnple numbers in appendix 3.

48 B. KOOPMAN

5.5.1. Diskussion

Eine zusätzliche Beimischung von ton igem undfeinsiltigern terrigenem Material ist auf zwei konti­nentnahe Proben beschränkt, näm lich vor Ka p Blanc(N ° 3) und vor Nordsenegal (N ° 7), sowie eine kon­tinentferne Probe aus der Nähe des Äquators (N° 14,Abb . 19, 17).

19 Y -1,38 Ig x + 3, 33

Ig Y - 1,38 Ig x + 3, 33

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a::c 0.1o

Das Verbreitungsmuster der Siltan teile um 12.000J. v. h. ähnelt sowohl in seiner Ausdehnung als auch inden Prozentwerten dem Rezenten (Abb. 6, 17). D asder Mo dalkorngrößen ähnelt hingegen dem des H och­glazials (Abb. 15, 18), wo bei die Korngrößen des frü­hen Stadiums 1 allerdings feiner waren. D ie H ar rnat­ta n-Staubanlieferung dürfte daher ähnlich wie imRezenten erfolgt sein . Die stärkere Ausde hnung desStau bausfallgebietes nach Süden dürfte du rch dendamals stärkeren Nordost -Passat bewirkt worden sein.

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'"C3

a::c 0.1o5.5. Frühes Stadium 1, 12.000 J. v. h.

Der karb onatfreie Siltan teil - er repräsenti ert im all­gemeinen zu 90 bis 95 % Material terrigenenUrsprungs .(vgl. Kap. 3) - erre icht sein Maxi mum vor

s.s. Frühes Stadium 1, 12.000 J. v. h.

Der karb onatfreie Siltanteil - er repräse ntiert im all­ge meinen zu 90 bis 95 % Material terrigenenU rsprungs (vgl. Kap. 3) - erreicht sein Maximum vorSü drnaureta nien und Senega l, mit Werten von mehrals 60 % (Abb. 17) . W erte über 40 % tre ten allgemeinim kontinentnahen Bereich zwis chen 12° und 2r Nauf. N ach W esten , Süd en und N ord en sind abne h­mende Siltanteile zu beob achten. Sie ze igen dabei aberähnlich wie im Rezenten eine Zunge mit höh erenW erten, die von der rnauretanischen Küste ausgehtund sicheiförmig, etwa 800 km weit, rechtsdrehend inden randliehen O statlantik hinausragt. Farbqua rzarmeSedimente tr eten unmitt elbar vor der NW-Sa hara,zw ischen 20° und 27° N, auf. Sie bed ecken einen etwa200 km breiten Stre ifen , ähnlich wie im Hochglazial.

Di e Modalkorngrößen des frühen Stad iums 1 ver­mitteln ein ähnli che s Bild : D ie gröbsten Ko rngrößenvon mehr als 32 um treten entlang dem afrikanischenKo nti nent zwischen 12° und 27° N in einemca . 100 km breiten Streife n auf (Abb. 18). D aranschließen sich Min elsiltkorngrö ßen an , die au f derBreite von Dakar (15° N) weiter als im Rezenten nachSüdwesten reichen. Zumind est deutet eine leichte Aus­wölbung im Verl au f der Isolini en dies an. Äh nlich demRezenten treten auch um 12.000 J. v. h. ausschließlichFeinsiltkorn größen erst in Kü stenentfernungen vonmehr als 500 bis 700 km auf (Abb . 7,18) .

fußregion vor NW-Afri ka zwischen 12° und 27° Nnicht nachweisbar . Demzufo lge dürfte das damaligeLan dklima dieser Region tro cken gewesen sein . Fürein Trockenklima während des Glazials sprechen auchdie Befunde von SARNTHEIN (1978), ROSSIGNOL-STRICK& D uzER (1979), SCH IFFERS (1971), T ALBoT (1980),CARATI. I et al. (1976) und M ICHEL (1980). Die entge­gengesetzte Ansic ht von DIEsTER-HAAss (1976) undCHA;\1 LEY et al. (1977), die für das Glazial ein feuchtesKlima aus dem marinen Sediment abgeleitet haben,läßt sich nach den hier vo rliegenden Daten nicht auf­rec ht erhalten.

Die Südgrenze des glazialen Trockengebietesdü rfte etwa bei 10° N gelegen haben (MICHEL, 1980) .D ie Sedimente bei 8° N zeigen nämlich bereits deut­lich feinere Korn größen als jene bei 12° N. Eine nen­nenswerte Zufuhr von Grobstaub. was eine engeNachbarschaft zum Trockengebiet anzeigen würde,kann also bei 8° N nicht erfolgt sein .

Die Nordgrenze des glazialen Trockengebietesdürfte bei 30° bis 33° N gelegen haben. Die Sedimentebei 33° N zeigen nämlich keine deutl iche Vergröbe­rung der glaz ialen Korngrößen gegenüber demRezenten . Auf eine Nordgrenze bei 30° bis 33° N wei­sen auch die U nte rsuch ungen an Land von SABELBERG(1978), ROHDENBURG & SABELBERG (1980) und SARNT­HEIN (1978) hin.

Sedi mentation von Saharasta ub im subtropischen Nordatlantik 49

6,0 0 0 - 9,000 Y. B.P. 13.500 -18,000 Y. B.P.

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10

Distanc e trom coast

Abb. 20. Korr elat ion zwische n der Küs tenferne der Proben(Abszisse) und den Ak kumulationsr aten des ka rbo na tfreienSediments (Ord ina te), im O statl anti k vor NW-Afrika. D ieoberen ? rei Di agramme beziehe n sich auf das Terrigensedi­ment mit Korngr öß en über 6 um , die Di agramm e darunterauf das T err igensediment mit Korngrößen unter 6 u m. Links:Oberes Stadium 1 (0- 4.000 ] . v. h.). Mitte : Mittleres Sta­dium 1 (6.000-9.000 J. v . h.) . Rechts : Oberes Stadi um 2(13.500- 18.000 ]. v. h.) .

Distan ce trom coast

Fig. 20. Cerrelat ion berween the distance frorn the coast(absc issa) and the accurnu lation rares of carbonate-Iree sedi­rnent (ordinate), off NW-Africa. The three diagrams aboveshow the correlation for the carbonate-free sediment portionwith grain sizes larger than 6 u m, those beyo nd for the finegrained carbonate-free sedi ment portion , sma ller tha n 6 um.Left: du ring the latest Stage I (0-4,000 y. B. P.). Middle:du ring the middle Stage 1 (6,000-9,000 y. B. P .). Rig ht:du r ing the late Stage 2 (13,500 - 18,000 y. B. P.).

Dafür spricht nämlich auch die we ite Verbreitung derfarbquar zarmen T errigenanteile vor der NW-Sahara(Abb. 17). Der Passat des früh en Stadium 1 dürftezudem streng aus N E geweht haben.

Eine fluviatile Sedimentzufuhr deutet sich alszusätzliche Beimisch ung von Ton und Feinsilt in denProben vor Kap Blanc und dem Senegal an . VorNordsenegal ist zudem eine weite re Sedimentprobesehr reich an Feinkornmaterial (N° 6; Abb. 19). Diesdürfte auf re lativ humides Klim a in NW-Afrika wä h­rend des früh en Stadiums 1 hinweisen , in etwa dem

der heutigen Zeit ähn lich. Auch andernorts finden sichdeutl iche Anzeichen dafür : Zwischen etwa 13.000 und12.000 J. v. h. du rchbrach der Senegal die D ünenbar­r iere, die ihm während des Glazials den freien Zugangzum Atla ntik abgesc hnitten hatte (M ICHEL, 1980). Um14.000 bis 13.500 J. v. h. setz te die vermehrte Sedi­mentschüttung des Niger ein, dessen Quellgebiet übri­gens in den gleichen Breiten wie das des Senegal-Flus­ses liegt (PASTOU RET eral., 1978). W ährend des frühenStadium 1 stiegen ebenfalls die Wasserspiegel der Seenin Ostafrik a deutlich an (GASSE, 1980).

50 B. KOOPMA N

6. Akkumulationsraten des Terrigen­sediments

In den vorangegangenen Kapiteln war die Anlieferung

des terrigenen Siltkorns mit Korngrößen über 6 umuntersucht worden . Im folgenden soll nunmehranhand der Terrigenakkumulationsraten rekonstruiertwerden, in welchem Umfang die terrigene Feinstfrak­tion (unter 6 um) äo lisch oder fluviatil angeliefertw urde. Ferner soll damit üb erpr üft werden, wie sichd ie spätquartären Änderungen des K1ima- und Wind­regimes in NW-Afrika auf die Terrigensedimentationausgewirkt haben.

Die Akkumulationsraten des karbonatfreien

Sedimentmaterials w urden daher jeweils für die Zei t­abschnitte 0-4.000, 6.000-9.000 und 13.500 bis

18.000 J. v. h . dargestell t. Für einen Zeitabschnitt von18.000 bis 25.000 J. v. h . werden die Akkum ulationsra­ten nicht dargestellt, weil hierfür die stratigraphischeInformation nicht ausreichend war. Die vorhandenenDaten sprechen aber für eine Terrigenakkum ulationähnlich der im oberen Stadium 2, von 18.000-13.500J. v. h.

D ie Akkumulations ra te n des karbonatfreien Se di­ments verhalten sich umgekehrt proportional zur

K üste ndis tanz. Sowohl die R aten des Gro bmaterials(über 6 um), als auch je ne des Fe inma terials (unter6 um) sinken mit wachsender Küstendista nz (Abb. 20).Für das Stadium 1 zeigen das Grob- un d Feinma terialsogar ähnliche Gradienten (0-4.000 und6.000-9.000 J. v. h .). Die Zuordnung innerhalb dereinzelnen Punktwolken ist für alle drei Zei ta bsc hnittegut.

D ie enge Verbin dung zwischen Küs tend ista nz undAkkumulationsraten aller Korngrößen legt zusa mmen­fassend folgende Interpretation nahe : Harmattan­win de liefern allgemein das Gros des Terrigenma te ­rials. Allein lokal vo r Flußmündungen, insbesonderevor der Senegalmündung, führt z usätzlich fluviatileSuspensionsfracht zu erhöhter Fe inkornakkumulation(Abb . 20; Punkte 7, 8).

6.1. Verbrei tun g der Terrigenakkumulation

Die höchste Akkumula tion von karbonatfreiem( "" terrigenem) Sediment sä umt den NW-afrikani­sehen Kontinentalrand zwischen 14° und 25° N(Abb. 20, 21). Von hier aus nimmt sie rasch nachWeste n ab. Bereits in K üstenentfe rnungen von 700 kmliegt sie allgemein um eine Größenordn ung nied riger.

15' 15' 15'

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0-4000 J.v.h .

0,5I

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6000 -9000 J.v.h .

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15'

13500 -18000 J.v.h.

15'

3D'

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15•

Fig. 21. Accurnulation ra res of the carbonate-free sediment(g crn" ? 10-3 y) in the Atlantic Ocean off the Saharan coast.Sedimentation intervals: 0-4,000 ; 6,000-9,000 and13,500-1 8,000 y. B. P. (appendix 4).

0,5"/

6000 -9000 J.v .h.

"'f-O,25

3D'

15'

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0-4000 J.v.h .

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15'

Abb. 21. Akkumulationsraten des karbonatfreien Sediments(g cm- 2 10- 3 J.) im Atlantik vor der Saharak üste. Sedimen­tationszeiträume: 0- 4.000; 6.000-9.000 und13.500-18 .000 J. v. h. (Anha ng 4).

15'

3D'

Sedimentation von Saharastaub im subtropischen Nordatlantik 51

LEPPLE (1975) beobachtete eine ähnliche, exponentielle

Mengenabnahme der Staubanlieferung mit steigender

Küst enferne. Ähnliches war auch von JAE ICKE &SCHÜTZ (1978) theoretisch ermittelt worden.

Die Terrigenanlieferung schwankte im Verlauf der

letzten 25 .000 Jahre zwischen zwei Extremen: So war

sie z . B. im späten Stadium 2 deutlich höher als wäh­

rend der letzten 4.000 Jahre und etwa doppelt so hoch

wie während des Klimaoptimums. Dies stützt die

Interpretation der Terrigenkorngrößen im Kapitel 5 :

Eine minimale Staubanlieferung im zentralen Sta­

dium 1, dem Klimaoptimum, eine maximale Stauban­

lieferung im Spätglazial. Die jüngsten 4.000 Jahre und

analog wohl a uch das frühe Stadium 1 besaßen im

Vergleich zu diesen beiden Klimaextremen eine mitt­

lere Terrigenanlieferung.

Für den küstennahen Sedimentationsraum bis

1.000 km querab der Saharaküste. zwischen 12° und

30° N, ergibt sich folgende Terrigenbilanz :

Im Zeitraum vo n 0-4.000 Jahren v. h . wurden ca.

45 x 106 Tonnen Terrigenmaterial pro Jahr angeliefert.

Der Großteil davon stammte wohl aus Windfracht.

Die flu viatile Zufuhr erscheint relativ gering. Während

des Klimaoptimums, 6.000-9.000 ]. v. h., betrug die

jährliche Terrigenmenge vergleichsweise nur ca .

33 x 106 Tonnen, wovon allerdings noch ein Gutteil

aus Fl ußfracht herstammte. Im Spätglazial,

13.500-18.000]. v . h. , fand mit 60 X 10 6 Tonnen jähr­

lich eine intensive Staubzufuhr statt. Flußfracht war

nur unbedeutend oder fehlte gänzlich.

Diese Zahlen dürften allgemein mit einem Fehler­

bereich vo n schätzungsweise 25-50 % behaftet sein,

kYJTlal ~~~~ip~n.~its ~~.rj!l.~~..Am~ile m.~rineJlrj;}ig~~I).Q;

13.500-18.000]. v. h ., fand mit 60 X 106 Tonnen jä hr­

lich eine intensive Staubzufuhr statt. Flußfracht war

nur unbedeutend oder fehlte gänzlich.

Diese Zah len dürften allgemein mit einern Fehler­

bereich von schätzungsweise 25-50 % behaftet sein,

zumal sie einerseits geringe Anteile marinen Biogeno­

pals, zumeist deutlich unter 5 % , beinhalten. Anderer­

seits ist in ihnen das karbonarische Staubmaterial aber

Literatur

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nicht m iterfaßt. D ies macht n ach LEPPLE ( 197 5)

5-20 % des heutigen Staubs aus der Nordsahara und

0-10 % des Südsaha r astaubs aus. Allein von daher

dürften die sed im e ntolo g ische n Schätzwerte allgemein

ein wenig zu niedrig sein .

JAENICKE & SCHÜTZ (1978) haben für den gleichen

Sedimentationsraum eine jährliche Staubanlieferung

vo n 40 - 130 x 106 Tonnen errechnet. Interessanter­

w eise liegen di e sedimentologischen Schätzungswerte

fü r d as oberste Holozän, 0-4.000 Jahre, a n der

U nterg re nze ihrer Schätzung, die a uf Staubfängen

anfangs der 70 er J ahre beruhte (vg l. auch PROSPERO

et a l., 1972, 1977 und LEPPLE, 1975) . Vielleicht zeigt

sich auch hi erin die seit dem Klimaoptimum anstei­

gende Staubproduktion des nordafrikanischen Konti­

nents, die auf ein seitdem steigend arides afrikanisches

Landklima zurückgehen dürfte.

Dank

D r, M. SARNTHEI verdanke ich die wese ntliche Anregung zudieser Arbeit . Drs. H . ERLENKEUSER und H. W ILLKOMMerm öglichten die Messungen der stabilen Isotop~n a~ Insti~ut

für Reine und Augewandte Kernphysik der U nivers itä t Kiel.E. ALBRECHT, Sh. AKESTER und M . KIPER halfen bei der Auf­ar beiturig der Sedim entproben im Labor.

Drs. E. SEIBOLD, D. FÜTTERER und A. W ETZEL danke iehfür wertvolle Anregungen zum Manuskript. Hilfe erhielt ichferner von Drs . F. KÖGLER (bodenmechanische Daten),G . F. LUTZE und U. P FLAUMANN (Foraminiferen-Bestimmung)und H . LA GE (Probenmaterial und Probenbearbeitung) . Kri ­tische D iskussionen mit ihnen und Drs. E. WALGER,S. McLEAN, P. M ÜLLER, F. W ERNER, G . T ETZLAFF undK. WOLTER halfen zu einem besseren Verständnis der D aten .

Für das Probenmaterial danke ich den Te ilnehm ern der"Meteor"- und "Valdivia" -Fa hrte n und dem Lamont Doher tyGeological Observatory, New Jersey, und der Bundesanstalt

G~i;~L~~~ u;;-d \J.'PF~-;;~:~~ (F~~:;;;i~if~~~;;~B-~;ti;~~'ngjund H. LANGE (Pro benmaterial und Probenbe arbeitung). Kri ­tische Diskussionen mit ihnen und Drs. E. WALGER,S. McL EAN, P. M ÜLLER, F. W ERNER, G. T ETZLAFF undK. WOLTER halfen zu einem besseren Ve rständnis der D aten.

Für das Probenmaterial danke ich den Teilnehmern der"Meteor"- und "V aldivia"-Fahrte n und dem Lamont DohertyGeologi cal Ob servatory, New Jersey, und der Bundesanstaltfür Geowissenschaften und Rohstoffe, Hannover . D ankenwill ich auch der Deutschen Fors chungsgemeinschaft für diefinanzielle U nters tütz ung dieser Ar beit.

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Sedimentation von Saharastaub im subtropischen Nordatlantik 55

Anhang 1: Liste der Prob enstationen Appendix 1: List of sampie locations

Probe No . Breite Länge Wassertiefe Probe No. Breite Länge Wassertiefe0 'N 0 'W unkorrig. (m) 0 ' N 0 'W korrig. (m)

12309-2 26-50,3 15-06,6 2820 V16 -20 17-56 50-21 453912309-3 26-50,3 15-06,6 2760 V16-25 05-04 36-48 425412310-4 23-29,9 18-43,0 3080 V17 - 159 16-59 20-03 340412326-4 23-02,1 17-24,6 1056 V19 -303 12-47 27-47 542612328-4 21-08,7 18-34,4 2798 V19 -304 15-32 30-02 539812328-5 21-08,7 18-34,4 2778 V20-24 1 22-08 41-30 437212329-4 19-22,0 19-55,8 3315 V22 -25 10-53 43-43 536512329-6 19-22,0 19-55,8 3320 V22 -195B 13-25 19-27 42 1012330-2 16- 46,1 22-01,0 3488 V22 -196B 13-50 18-57 372812331-1 16-32,9 21 -58,2 3573 V22 -197 14- 10 18-35 316712331-4 16-32,9 21-58,2 3569 V22-213 25-04 37-46 487712336-1 16-14,3 20-25,5 3645 V23 -91 29-35 28-34 275812337-4 15-58,4 18-07,1 3085 V23-93 30-26,5 23-23,5 531012344-3 15-25,7 17 -20,5 711 V23 -99 22-28 20-26 411812345-5 15-28,8 17-21,6 945 V23-100B 21- 18 22-4 1 457912347-1 15- 49,5 17-50,7 2710 V23- 106 17- 25 39-01 510412347-2 15- 49,5 17-50,7 2576 V 25- 44 11-30,4 45-09,3 404912379- 1 23-08,4 17-44,7 2066 V26-41 19-19,9 26-06,8 434112379-3 23-08,4 17-44,7 2136 V27 - 167 25-56,2 26-35,1 509912392- 1 25-10,3 16- 50,7 2575 V27- 178 05-06,1 26-39 432713207-3 15-05,07 20-41,92 4050 V27-253 08-08,7 17-34,4 472613209-2 12-29,17 20-02,74 4713 V27 -260 25-55,8 31-06,2 559013211-3 12-56,07 18-14,9 3675 V27-262 31-44 36-08 406113218-1 12-01 ,96 17-59,96 3285 V29 -170 22-28 20-04 445513219-1 12-32,75 17-31 ,49 52 V30 -49 18-26 21-05 309313236-1 14-06,64 17-35,99 744 V30 -52 21-14 21-19 426913238-1 14-08,81 17-52,05 1183 V30 -56 24-07 19-06 315013289-1 18-04,39 18-00,55 2485 V30-74 33-51 25-34 512113289-2 18-04,39 18-00,55 2492 V30-229 31-08 11-38 302513291-1 18-07,06 18-04,50 2696 V30 -243 21-24 22- 10 448713312-1 12-29,25 17-47,44 -2200 V31 -2 09-19 24-12 519413530-1 21-00,0 17-43,7 850 V31-9 28-12,5 31-29 410213533-3 20-59,6 18-01 ,9 385 V32-18 30-26,76 11-41 ,38 227213534-1 21-01 ,3 17-53,0 980 V32 -21 30-34,73 15-57,87 3784M8-1 7B 33-37,2 09-24,5 3016 V32-24 31-07,72 20-14,53 4843M30-183 07-33,3 14-35,9 3815 V32 -27 29-57 19-11,56 4664M30-185 07-42,1 14-24,4 2492 V32-30 23-46,2 20-45,63 4675M30-208 06-56,3 12-15,0 1030 V32 -31 27-39,94 22-14,28 4893M30-209 07-42,1 14-23,5 640 V32-32 27-43,15 22-11 ,96 4885IJJt ,,-l lL-L 7 ,LJ 1/ -'1" ,"1''''' -"'LUV VJI -L. V 7 -1 7 "''''- lL JJ. 7 '"

13530-1 21-00,0 17-43,7 850 V3 1-9 28-12,5 31-29 410213533-3 20-59,6 18-01 ,9 385 V32 -18 30-26,76 11- 41,38 227213534-1 21-01 ,3 17- 53,0 980 V32 -21 30-34,73 15-57,87 3784M8- 17B 33-37,2 09-24,5 3016 V32 -24 31-07,72 20-14,53 4843M30- 183 07-33,3 14-35,9 3815 V32 -27 29-57 19- 11,56 4664M30- 185 07-42, 1 14-24,4 2492 V32 -30 23- 46,2 20-45,63 4675M30-208 06-56,3 12- 15,0 1030 V32 -31 27-39,94 22-14,28 4893M30-209 07-42,1 14-23,5 640 V32-32 27-43, 15 22- 11,96 4885M30-230 06-53,5 12-25,5 2487 V32 -33 27-40 21-33 4816A180-73 00-10 23-00 3749 V32-37 25-27,93 19- 13,8 3406Sp8-4 32-49,5 18-31,5 3365 V32 -40 26-31,34 18-05,28 3680V10-83 25-13 21-23 4530 V32 -52 22- 41,77 25-19,79 5220V10- 84 24-23,5 24-03,5 5255 V32-63 21-09,9 32-26,67 4885V10-90 23-02 47-03 4149 V27 -166 25-50,9 22-42,9 4945

V29-169 20-04 20-00 3508V30 -58 25-43 20-53 4492V30-233 25-27 20-29 4315V32 -35 25-53,53 19-52,83 4026

56 B. KOOPMANN

Anhang 2: Korngrößen der rezenten Oberflä- Appendix 2: Grain size data of the surface sedi-chensedimente rnent sampies

Terrigener Sediment- Modalkorngröße desUd. No . Proben No. und Teufe der anteil über 6 um Korngr. terrigenen Sedimentan-

Probe (ern) als % des karb.-freien teils mit KorngrößenSediments über 6 um , in um

I. 12309-2 0-3 32,57 22,52. 12310-4 0-1 9,93 113. 12326-4 0-2 55,66 334. 12328-4 0-0,5 33,77 235. 12328-4 1-3 32,49 236. 12329-4 1-1,5 42,99 277. 12329-6 0-1 46,32 278. 12330-2 0-0,5 40,47 20,59. 12331-1 0-3 41,97 20,5

10. 12336-1 4-6 38,99 22,511. 12336-1 0-2 36,62 22,512. 12337-4 1,5-3 22,51 2313. 12337-4 0-1,5 19,91 2314. 12337-4 3-4 20,45 2315. 12344-3 0-0,5 64,19 4516. 12345-5 0-10 40,55 3617. 12347-1 1-1 ,5 18,81 2718. 12379-3 0,5-1,5 34,69 3319. 12392-1 4-6 37,39 22,520. 13207-3 0-1 32,19 1821. 13209-2 4-5 22,33 1622. 13219-1 0-1 92,97 3623. 13211-3 0-2 14,49 2224. 13218-1 0-2 11,66 1425. 13236-1 0-2 69,73 2326. 13238-1 0-2 18,01 2327. 13255-2 0-2 30,15 2328. 13289-1 6,5-7 33,7 3229. 13291-1 0-2 25,35 2930. 13312-1 0-2 25,84 5331. 13530-1 0-2 78,06 6432. 13530-1 0-7 89,09 6433. 13533-3 0-3 49,60 3234. 13534-1 0-2 89,99 7235. M8-17B 10-11 21,4 1438' i'V~-183 o,3=? p8 115L . :>L 7-1 J ,I

29. 13291-1 0-2 25,35 2930. 13312-1 0-2 25,84 5331. 13530-1 0-2 78,06 6432. 13530-1 0-7 89,09 6433. 13533-3 0-3 49,60 3234. 13534-1 0-2 89,99 7235. M8-17B 10-11 21,4 1436. M30-183 5-7 8,98 11,537. M30-185 5-7 7,57 1138. M30-208 3-5 16,69 4239. M30-209 3-5 17,29 4340. M30-230 3-5 6,94 11,241. VI0-83Tw 8-9 53,47 2842. VI0-84 4-6 20,9 12,543. VI0-90Tw 0-2 7,73 1244. V16-25Tw Top 8,3 11,545. V17-159Tw 0-2 31,39 24

Sedimentation von Saharastaub im subtropischen Nordatlantik 57

Ud. No . Proben No. und Teufe derProbe (ern)

Terrigener Sediment­anteil über 6 11m Korngr.als % des karb .-freienSediments

Modalkorngröße desterrigenen Sedimentan­teils mit Konrgrößenüber 6 11m, in 11m

46.47.48.49.50.51.52.53.54.55.56.57.58.59.60.61.62.63.64.65.66.67.68.69.70.71.72.73.74.75.76.77.78.79.80.8!.82.83.

~t.77.78.79.80.8!.82.83.84.85.

* inkl. OpaJanteil

V19 -304TwV22 -25TwV22- 195TwV22 - 196TwV22-213V23-93TwV23-99V23 -100TwV23 -106TwV25-44V27 -167TwV27 -178V27-253TwV27 -260TwV27-262TwV29 -170V30-49TwV30-52V30 -56TwV30-74TwV30 -229V30-243V3 1-2TwV32-9TwV32 -18TwV32 -21TwV32-24TwV32 -27TwV32-30TwV32 -31TwV32 -33V32-37V32 - 40TwV32 -52TwV32-63TwV27 -166TwV29-169TwV30-58TwVJ2=]]\TwV32-37V32 -40TwV32 -52TwV32-63TwV27 - 166TwV29-169TwV30-58TwV30 -233TwV32-35Tw

0-32-3Top5-70-30-25-65-80-25-68-95-6,53- 55-75-84- 55-78-98-90-25-67-83-6ca. 52-84-5ca. 55-83-41-25-68-98-90-35-7

3,5 -4,51-2 '1-2

!=68-98-90-35-7

3,5 -4,51-2 '1-21-2

0,5-1 ,5

16,1330,6 115,6615,199,97

12,0226,932,3714,938,8

23,326,99,46

21,18,94

25,334,538, 130,3625, 1939,9837,817,774,95

25,4730,3430,4128,1844,6227,1820,4133,9334,4433,7220,3 132,3741,4529,92

ld;~~33,9334,4433,7220,3 132,3741,4529,9233,8831,61

122520241214151511,51314,511121214181829172415,223131111,81413,513,5221515222214,51218'"332423IJ

222214,51218*33242318

Anhang 3: Korngrößen des Klimaoptimums, 6.000 J. v. h., des frü­hen Stadium 1, 12.000 J. v. h., und des Hochglazials,18.000 J. v. h.

h., des fr ü­ichglazials,

Appendix 3: Grain size data for the time slices 6,000, 12,000 and18,000 years B. P.

U100

Kern No .

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1. 12309-22. 12310-43. 12328-54. 12329-65. 12331-46. 12345-57. 12347-28. 12379- 39. 12392-1

10. 13207- 311. 13209-212. 13289- 113. M8-17B14. A I80 -7315. Sp8-416. V 16-2017. V 19-30318. V20 -24119. V22- 195B20. V22- 196B21. V22-19722. V23 -9123. V23 -9324. V23 -100B25. V25 -4426. V26 -4127. V27-17828. V3 1-229. V32 -3 130. V32 -3231. V32 -3332. V10 -83

42,52242,5129

43501023,57

102720

9

9,55

- 5- 5- 15

177- 9

-105-10

11,5

8,5- 6

15- 5- 12- 7

40-4523-2740-4 1

12,5- 13,510-1141-4250-5510-1120-215-6

10- 1130-3 120-228-10

13-1455

3-612- 13,518- 207-99- 10,5

10-1211-1 2

11-1 26-78-100-47-94-7

16.358,556

12,37517,1628,817,88,96

1419,732,3623,66,75

17,34,25

519,71321,5115,4913,722,427,331,97

5,4

7,521,2452,0219,425,726,3

14,52413,51822, 5351823142215,522,51428

11,213,59 (28)

14,221,5221811,51713,2

11,313161412,714

10363

1343027

2201381307028208773201125152026324018

- 17,528222325242819

10<6CI<3C2:

22C15CI lC7C3C2C9C7C

19,:~

25

n

14153 1

lS2€242816

10363

1343027

2201381307028208773201125152026324018

-1 7,528222325242819

102- 104,560-6 112-1 2130-3125-26

220-22 1150-155110-11 470-7130-3 120-2 190-9 170- 72

19,5- 219-1 1

25-26- 15

22-23

14- 1615- 1731-32

19- 20,526-2724-2528-3016- 19

27,4435,2635,6341,85 138,659,923,942,042,14937,3 1430, 16944,5443,0

4,2739,8

4,7924,3411,9

28,8316,8342,66

33,49,74

17,6226,23328,7

22,525,4322218,55228,52522, 522,522,3262814,511,510,71410,7

12,711,918

12,311,3131418

180102275

5360

46526522015055

-501351404530504237576572303450404355

-5042,537

36

173- 175105-1 06270- 27160- 6160 - 61

475-476260-265218-222

16055-5640-4 1

140-1 41145- 14745- 4634-3552-53

- 4535-3670-72

70,5 -7274-7531-3334-3551-5241- 41

44,5 -4650-5240- 4138-40

35,5-38

35-37

35,7637,2 1460,8553,5245,9581,3674,24855,348, 1353,665,821,3

6,6525,8

6,0512,4411,960,6457,953,418,815,341,05

837,32

7,0623,423,723,5

35,0

22,528452421,84545364228,4184514,214,514,210,81411,22528341811,321,710, 1129

121312,7

15,5

!=d

~o-e

~ZZ

Sedimentation von Saharastaub im subtropischen Nordatlantik 59

Anhang 4: Sedimentakkumulationsraten derkarbonatfreien Sedimentanteile

Appendix 4: Accumulation rates of the carbo­nate-Free sediment proportions

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~ .§...: 6 ·6

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~-=i ~-ci..>::" -,,<:"'''Kern No. ~ ...... ~~ ~~~ ~~ -<~~ -<~ ~~" (/)

1. 12309-2 3,58 1,4 2,18 2,38 0,48 1,90 3,3 1,14 2,162. 12310-4 1,5 0,23 1,27 0,56 0,07 0,49 1,92 0,72 1,203. 12328-5 3,81 0,88 2,93 4,19 0,84 3,35 7,18 4,66 2,524. 12329-6 0,62 0,24 0,38 0,45 0,07 0,38 1,17 0,59 0,585. 12331-4 0,23 0,07 0,16 0,28 0,08 0,2 0,85 0,36 0,496. 12345-5 . 7,31 2,38 4,94 17,72 5,67 12,1 18,3 15,3 3,07. 12347-2 7,62 1,07 6,55 7,75 0,85 6,9 12,7 7,0 5,79. 12392-1 1,32 0,46 0,86 0,77 0,18 0,59 3,62 1,70 1,92

10. 13207-3 0,72 0,23 0,49 0,90 0,3 0,6 2,02 1,02 1,012. 13289-1/2 2,75 1,02 1,73 1,85 0,26 1,59 2,85 1,74 1,1114. A180-73 0,18 0,00 8 0,17 0,19 0,008 0,18 1,0 0,06 0,9420. V22-196B 1,22 0,29 0,93 0,64 0,15 0,49 3,57 2,10 1,4621. V22- 197 1,54 0,31 1,23 2,63 1,23 1,422. V23-91 0,075 0,016 0,059 0,12 0,03 0,09 0,093 0,021 0,07224. V23-100B 0,52 0,17 0,35 0,41 0,13 0,28 0,81 0,34 0,4726. V26-41 0,28 0,09 0,19 0,64 0,24 0,4029. V32-31 0,92 0,44 0,48 0,59 0,19 0,40 0,4 0,11 0,29

0-4.000 J. v. h. 6.000-9.000 J.v. h. 13.500-18 .000 J.v. h.