Klimageschichte

Dokumentation des irdischen Klimas

Die Klimageschichte dokumentiert Entwicklung, Schwankungen und Auswirkungen des irdischen Klimas sowohl in erdgeschichtlichem Maßstab als auch in den Epochen der jüngeren Vergangenheit. Je nach zeitlicher Perspektive werden dabei Klimaverläufe über wenige Jahrzehnte bis hin zu einigen hundert Millionen Jahren analysiert. Die Wissenschaften zur Erforschung des Klimas sind neben der Klimatologie die Paläoklimatologie und die Historische Klimatologie, die wiederum mit der Umweltgeschichte eng verknüpft ist. Die beiden letztgenannten Disziplinen behandeln das Auftreten und den Einfluss verschiedener Wetteranomalien in historischer Zeit, unter anderem ausgeprägte Wärme- und Kältephasen, Perioden extremer Dürre oder die Folgen von heftigen vulkanischen Eruptionen im Hinblick auf Naturräume und menschliche Gesellschaften.

Zuverlässige und instrumentell ermittelte Temperatur- und Klimadaten stehen auf breiterer Basis erst seit der zweiten Hälfte des 19. Jahrhunderts zur Verfügung. Informationen über frühere Zeiträume galten lange als relativ unsicher, können jedoch zunehmend besser und genauer belegt werden. Traditionell werden hierbei sogenannte Klimaproxys aus natürlichen Archiven wie Baumringe, Eisbohrkerne oder Pollen verwendet. Zusätzlich kommt in der Forschung ein breites Spektrum verschiedener Isotopenanalysen zum Einsatz, deren jüngste Entwicklungen eine bis vor kurzem unerreichbare Messgenauigkeit ermöglichen. Die Klimageschichte ist auch für die Evolutionsgeschichte von Bedeutung, da die auf geologischen Zeitskalen aufgetretenen biologischen Entwicklungen und Krisen (wie zum Beispiel Massenaussterben) vielfach mit signifikanten Veränderungen des Klimas und der Umwelt in direktem Zusammenhang stehen.

Wichtige Klimafaktoren im Verlauf der ErdgeschichteBearbeiten

Klimafaktoren sind jene Komponenten, die auf physikalischer, chemischer oder biologischer Basis eine deutliche Wirkung auf das Klimasystem ausüben und es über unterschiedlich lange Zeiträume stabilisieren, prägen oder verändern. Dabei können mehrere Faktoren zusammenwirken und auf diese Weise einen Prozess verstärken oder sich als jeweils gegenläufige Einflüsse weitgehend neutralisieren.

  • Die Sonne ist für das irdische Klima von primärer Bedeutung. Vor 4,6 Milliarden Jahren setzte bei ihr nach einer Phase als Protostern der Fusionsprozess ein, der den im Sonnenkern vorhandenen Wasserstoff allmählich in Helium umwandelt. Dieses Stadium dauert rund 11 Milliarden Jahre, wobei die Leuchtkraft und der Radius des Gestirns deutlich zunehmen werden beziehungsweise bereits zugenommen haben.[1] Das bedeutet, dass die Sonne am Beginn der Erdgeschichte nur 70 Prozent ihrer gegenwärtigen Strahlungsleistung aufwies. Das Paradoxon der schwachen jungen Sonne berührt grundlegende Fragen zur Entstehung und zur Kontinuität des irdischen Lebens und ist ein zentrales Thema der Atmosphärenwissenschaften.
  • Der Vulkanismus ist seit Beginn der Erdgeschichte ein elementarer Klimafaktor mit sehr unterschiedlichen Erscheinungsformen (unter anderem Schildvulkane, Hotspots bzw. Manteldiapire, Magmatische Großprovinzen). Die permanente Freisetzung von Kohlenstoffdioxid durch vulkanische Ausgasungen (etwa 180 bis 440 Megatonnen jährlich)[2] gleicht die durch Verwitterung und Sedimentation bedingte CO2-Einlagerung weitgehend aus und trug im späten Präkambrium entscheidend zur Überwindung der Schneeball-Erde-Stadien bei.[3][4] Andererseits ist auch eine mehrmalige Destabilisierung der Biosphäre durch stark erhöhte vulkanische Aktivitäten eindeutig nachgewiesen.[5]
  • Treibhausgase sind strahlungsbeeinflussende gasförmige Stoffe in der Atmosphäre, die den Antrieb des Treibhauseffekts bilden, unter anderem Wasserdampf, Kohlenstoffdioxid, Methan, troposphärisches Ozon und Distickstoffmonoxid. Das in seiner Gesamtwirkung stärkste Treibhausgas ist der Wasserdampf, dessen Anteil am natürlichen Treibhauseffekt zwischen 36 und 70 Prozent schwankt. Da der atmosphärische Wasserdampfgehalt unmittelbar von der Lufttemperatur abhängt, nimmt seine Konzentration bei niedrigeren Durchschnittstemperaturen ab und steigt während einer Erwärmungsphase an (Wasserdampf-Rückkopplung beziehungsweise Clausius-Clapeyron-Gleichung).
  • Die Plattentektonik bildet gewissermaßen den Motor für klimatische Veränderungen in geologischen Zeiträumen. Ihr Einfluss auf das Erdklima beschränkt sich dabei nicht nur auf die Entstehung vulkanischer Zonen, auch Gebirgsbildungen, Lage und Größe der Kontinente und damit verbundene Wettersysteme beziehungsweise ozeanische Strömungen stehen mit der Plattentektonik in direktem Zusammenhang. Durch Verwitterung in Kalkstein gebundener Kohlenstoff kann wieder in die Atmosphäre freigesetzt werden, wenn die entsprechenden Gesteinsschichten im Zuge plattentektonischer Verschiebungen und in Verbindung mit erhöhten vulkanischen Aktivitäten subduziert werden (vgl. Anorganischer Kohlenstoffzyklus).
  • Albedo ist das Maß des Rückstrahlvermögens nicht selbst leuchtender Oberflächen. Eis- und Schneeflächen besitzen eine Albedo von ungefähr 0,80 (was einer Rückstrahlung von 80 Prozent entspricht), während freie Meeresoberflächen eine Albedo von rund 0,20 aufweisen und demzufolge mehr Wärmeenergie aufnehmen als sie reflektieren. Die mittlere sphärische Albedo der Erde beträgt derzeit etwa 0,3. Sie hängt von der Ausdehnung der Ozeane, Eisschilde, Wüsten und Vegetationszonen ab (einschließlich der Wolkenbedeckung und Aerosolkonzentration) und kann sich zusammen mit der Strahlungsbilanz verändern.
  • Verwitterungsprozesse bewirken tendenziell eine Abkühlung und kommen in Abhängigkeit vom jeweiligen Klimazustand unterschiedlich stark zur Geltung. Aufgrund chemischer Verwitterung wird der Atmosphäre permanent Kohlenstoffdioxid entzogen und in der Lithosphäre gebunden. Ein Teil des eingelagerten CO2 wird über Millionen Jahre durch die Ausgasungen kontinentaler oder ozeanischer Vulkane der Atmosphäre wieder zugeführt.[6] Unter den gegenwärtigen geophysikalischen Bedingungen würde ein kompletter Austausch des atmosphärischen Kohlenstoffdioxids auf der Basis des Carbonat-Silicat-Zyklus ungefähr 500.000 Jahre benötigen.
  • Klimarelevante Meeresspiegelschwankungen (Eustasie) beruhen auf zwei Hauptursachenː 1. Veränderungen des Meerwasservolumens durch die Bindung des Wassers in kontinentalen Eisschilden oder durch deren Abschmelzen (Glazialeustasie); 2. Veränderungen des Ozeanbeckenvolumens infolge tektonischer Prozesse, beispielsweise durch Bildung neuer ozeanischer Kruste. Dadurch sind Hebungen oder Senkungen des Meeresspiegels im Bereich von 100 bis 200 Metern möglich.
  • Wolkenbildungen haben einen großen Einfluss auf den Energiehaushalt beziehungsweise die Strahlungsbilanz der Erde und damit auf das Klimasystem. Die Wirkungszusammenhänge sind jedoch noch nicht vollständig geklärt. Neuere Studien gehen von der Möglichkeit aus, dass hohe CO2-Konzentrationen einen negativen Einfluss auf die Entstehung von Stratocumuluswolken ausüben könnten, was einen zusätzlichen Erwärmungseffekt bedeuten würde.[7]

Klimaproxys und MessmethodenBearbeiten

Zur Rekonstruktion vergangener Klimazustände gibt es eine Reihe verschiedener Untersuchungsmethoden. Bereits im 19. Jahrhundert wurde anhand von geologischen Klimazeugen wie Trogtälern, Grundmoränen oder Gletscherschliffen eine lange währende Kaltzeit mit großräumigen Vergletscherungen (damals oft „Weltwinter“ genannt) sowohl in Europa als auch auf anderen Kontinenten direkt nachgewiesen. Weitere Klimaarchive, mit denen frühere Warmzeiten belegt werden können, sind zum Beispiel Lage und Ausdehnung urzeitlicher Korallenriffe oder die Analyse bestimmter Sedimente und Sedimentgesteine, die unter tropischen Bedingungen entstanden sind.

 
Hohlbohrer für die Entnahme dendrochronologischer Proben, darunter zwei Bohrkerne

Während die Historische Klimatologie vielfach auf schriftliche Aufzeichnungen, historische Chroniken oder archäologische Artefakte zurückgreift, verwendet die Paläoklimatologie klassische Nachweisverfahren wie die Dendrochronologie (Baumringanalyse), die Palynologie (Pollenuntersuchungen), Tropfsteine sowie die Warvenchronologie (auch Bändertondatierung genannt), die sich auf die Auswertung von Ablagerungen in Still- und Fließgewässern stützt. Im Zuge fortgeschrittener technischer Möglichkeiten werden vermehrt Bohrkernproben aus der Tiefsee und den polaren Eisschilden untersucht. So wurde 2004 in der Antarktis ein Eisbohrkern mit einem Gesamtalter von 900.000 Jahren geborgen.

Klimaproxys werden nicht nur zur Rekonstruktion früherer Klimazonen verwendet, sondern liefern darüber hinaus Informationen zur Sonnenaktivität, Niederschlagsintensität, Luftzusammensetzung sowie zur Temperatur und chemischen Beschaffenheit urzeitlicher Meere.

In den letzten Jahrzehnten kamen in der Paläoklimatologie zunehmend verschiedene Nachweismethoden mittels der Isotopenanalyse zum Einsatz. Ein seit langem gebräuchliches Verfahren ist die Anwendung des Kohlenstoff-Isotops 14C zur Altersbestimmung organischer Materialien. Allerdings deckt die 14C-Methode nur einen relativ schmalen zeitlichen Bereich von 300 bis maximal 57.000 Jahren ab. Einen Zeitrahmen von mehreren Hundert Millionen Jahren umfasst hingegen die Temperaturbestimmung mithilfe der Sauerstoff-Isotope 18O/16O, für die sich besonders fossile Korallen, Foraminiferen und Süßwassersedimente eignen.[8] Für geologische und paläoklimatologische Untersuchungen bietet sich darüber hinaus eine Reihe von Beryllium-, Eisen-, Chrom- und Edelgas-Isotopen an. In letzter Zeit kommt die 40Ar/39Ar-Datierung verstärkt zum Einsatz, da diese Methode auf der Grundlage des Edelgases Argon erheblich präzisere Ergebnisse als die herkömmliche Kalium-Argon-Datierung ermöglicht. Sehr genaue geochronologische Daten mit relativ geringen Abweichungen können durch Zirkonkristalle gewonnen werden, da sich diese aufgrund ihrer Hitzeresistenz und ihrer dadurch stabil gebliebenen Gitterstruktur zur Analyse der darin eingeschlossenen radioaktiven Nuklide eignen (wie 235U, 238U oder 232Th = Uran-235, Uran-238, Thorium-232).

Ein noch sehr junges, im 21. Jahrhundert entwickeltes Verfahren ist die Atom Trap Trace Analysis (ATTA). Es handelt sich dabei um eine magneto-optische „Atomfalle“ (MOT) unter Einsatz von Laserphysik zur Spurenanalyse und Altersbestimmung seltener Edelgas-Isotope. Zur Anwendung kommen hauptsächlich die Kryptondatierung auf der Basis des Isotops 81Kr in Verbindung mit dem stabilen Isotop 83Kr sowie die Detektierung des Argon-Isotops 39Ar.[9][10] Analysiert werden mit diesen sehr peäzisen Methoden im Rahmen der Quartärforschung vor allem Gletscher, alte Eisschichten und ozeanisches Tiefenwasser, wobei jedes Atom des Probenmaterials einzeln gezählt wird.

Frühe KlimageschichteBearbeiten

Über das früheste und chaotisch geprägte Stadium der Erdgeschichte (Hadaikum) vor 4,6 bis 4,0 Milliarden Jahren sind hinsichtlich der klimatischen Verhältnisse mangels gesicherter Daten nur hypothetische oder bestenfalls fragmentarische Aussagen möglich. Erst ab der Zeit vor 3,8 Milliarden Jahren, nach der Entstehung der Ozeane und erster Lebensformen, existieren fossile Spuren und Proxys („Klimaanzeiger“), die Rückschlüsse auf die Umweltbedingungen erlauben. Auf Basis dieser Hinweise wird angenommen, dass über weite Teile des Archaikums trotz der zu dieser Zeit deutlich verminderten Strahlungsleistung der Sonne ein warmes oder zumindest mild-gemäßigtes Klima herrschte.[11]

 
Der Vulkanismus war von Beginn an ein wesentlicher Einflussfaktor der Atmosphärenentwicklung.

Nahezu zeitgleich mit der Entstehung der Erde bildete sich wahrscheinlich eine überwiegend aus den leichten Elementen Wasserstoff und Helium bestehende Uratmosphäre, die sich durch den Einfluss des Sonnenwindes, des solaren Magnetfelds sowie durch die thermischen Auswirkungen einer möglichen Impaktserie allerdings rasch verflüchtigte. Die länger existierende erste Atmosphäre entstand vor mehr als vier Milliarden Jahren als Folge eines permanenten und extrem starken Vulkanismus mit intensiven Ausgasungen von Kohlenstoffdioxid, Stickstoff und Schwefeldioxid. Da auf der erhitzten Erdoberfläche Niederschläge sofort verdampften, dominierte Wasserdampf mit einem Anteil von etwa 80 Prozent die sehr dichte und heiße Lufthülle.

Mit der Ausbreitung des Lebens im Laufe des Eoarchaikums (4000 bis 3600 mya) nahmen Einzeller wie die Archaeen erstmals direkten Einfluss auf die atmosphärische Zusammensetzung, indem sie mit ihren Stoffwechselprodukten den Methangehalt allmählich erhöhten. Gleichzeitig wurde Kohlenstoffdioxid der Atmosphäre entzogen und im Meerwasser gelöst, wodurch es zur Ausfällung und umfangreichen Ablagerung von Carbonaten kam. Da der reaktionsträge (inerte) Stickstoff an diesen Prozessen nicht beteiligt war, nahm seine Konzentration daher stetig zu, bis er vor 3,4 Milliarden Jahren, als die Entwicklung der zweiten Atmosphäre ihren Abschluss fand, zu deren Hauptbestandteil wurde.

Die Etablierung der dritten Atmosphäre war eng mit dem Auftreten von freiem Sauerstoff verknüpft. Mit hoher Wahrscheinlichkeit existierten bereits vor mehr als drei Milliarden Jahren Cyanobakterien, die die oxygen-phototrophe Photosynthese nutzten und als „Abfallprodukt“ ihres Stoffwechsels umfangreiche Mengen an Sauerstoff freisetzten. Dieser wurde jedoch bei der Oxidation von organischen Verbindungen, Sulfiten und zweiwertigen Eisen-Ionen Fe2+ in dreiwertige Eisen-Ionen Fe3+ vollständig verbraucht. Nach Abschluss dieses lange währenden Oxidationsvorgangs diffundierten größere Sauerstoff-Anteile erstmals in die Atmosphäre. Dies hatte weitreichende Folgen für den Klimazustand der Erde und die Entwicklung des Lebens.

Von der Sauerstoffkatastrophe zur Paläoproterozoischen VereisungBearbeiten

Das Präkambrium beschreibt dabei den größten Zeitraum von etwa 3,8 bis 0,57 Milliarden Jahren. Er ist bisher noch relativ schlecht rekonstruierbar, weil die Gesteine aus dieser Zeit weitreichenden Veränderungen unterlagen, so dass es nur wenige Daten aus diesem Erdzeitalter gibt, die für die Rekonstruktion des Klimas verwendet werden können. Trotzdem ist der frühe Teil der Klimageschichte besonders interessant, da in ihm die ersten Eiszeitalter lagen. Das erste von ihnen liegt etwa 2,3 Milliarden Jahre zurück. Etwa ab dem Ende des Präkambriums ist es heute möglich, das Klima genügend zu rekonstruieren und zu verstehen. Dieses gelingt vor allem durch die Analyse von Sedimenten.

PhanerozoikumEiszeitalter#Ordovizisches EiszeitalterEiszeitalter#Permokarbones EiszeitalterPerm-Trias-EreignisPaläozän/Eozän-TemperaturmaximumKreide-Paläogen-GrenzeKänozoisches EiszeitalterKreide-Paläogen-GrenzePaläozän/Eozän-TemperaturmaximumEocene Thermal Maximum 2Eem-WarmzeitLetzteiszeitliches MaximumAtlantikumJüngere DryaszeitGlobale ErwärmungWarmklimaEiszeitalterKambriumOrdoviziumSilurDevon (Geologie)KarbonPerm (Geologie)Trias (Geologie)Jura (Geologie)Kreide (Geologie)PaläogenNeogenQuartär (Geologie)PaläogenNeogenQuartär (Geologie)PaläozänEozänOligozänMiozänPliozänPleistozänHolozänChristopher ScoteseChristopher ScoteseJames E. HansenJames E. HansenJames E. HansenEPICAEPICAGreenland Ice Core ProjectDelta-O-18Repräsentativer Konzentrationspfad 
Klickbare rekonstruierte Temperaturkurve des Phanerozoikums (zum Teil etwas vereinfacht), erstellt auf der Basis verschiedener Proxy-Daten. Die Angaben für 2050 und 2100 beruhen auf dem 5. Sachstandsbericht des IPCC unter Annahme einer steigenden Kohlenstoffdioxidkonzentration nach dem RCP8.5-Szenario.
 
Entwicklung von Leuchtkraft (rot), Radius (blau) und effektiver Temperatur (grün) der Sonne während ihrer Existenz auf der Hauptreihe, bezogen auf das gegenwärtige Entwicklungsstadium.

Am Beginn der Erdgeschichte betrug die Leuchtkraft der Sonne nur 70 Prozent des heutigen Wertes. Das hätte nicht ausgereicht, um eine globale Vereisung zu verhindern. Geologische Hinweise sprechen im Gegensatz dazu eher für eine höhere Erdtemperatur als im Mittel der letzten 100.000 Jahre. Dieser Widerspruch wird das Paradoxon der schwachen jungen Sonne genannt.

Zur Erklärung der Erwärmung wird in der Wissenschaft der atmosphärische Treibhauseffekt diskutiert:

  • Ammoniak ist zwar eines der wirksamsten Treibhausgase, es wird aber in der Atmosphäre schnell durch UV-Strahlen zerstört, die vor 2,3 Milliarden Jahren aufgrund einer fehlenden Ozonschicht ungehindert die Erdoberfläche erreichen konnten.
  • Kohlenstoffdioxid – ebenfalls ein Treibhausgas – gelangte durch den Vulkanismus in die Erdatmosphäre. In Abwesenheit von Sauerstoff reagiert CO2 mit Eisenoxid zu Siderit (Eisen(II)-carbonat). Diese Reaktion würde bei einer Konzentration von 3040 ml/m³ einsetzen. In 2,8 bis 2,2 Milliarden Jahre alten Gesteinsschichten ist jedoch kein Siderit zu finden. Somit muss die CO2-Konzentration damals relativ niedrig gewesen sein und hätte somit eine globale Vereisung nicht verhindern können.
  • Die favorisierte Methanhypothese besagt, dass im Zeitraum vor 2,3 Milliarden Jahren (Beginn der sauerstoffbildenden Photosynthese) das Treibhausgas Methan die notwendige Erwärmung verursachte, gebildet durch anaerobe Archaebakterien.

Ohne eine oxidierende Erdatmosphäre, die Methan zu Kohlenstoffdioxid und Kohlenstoffmonoxid verwandeln würde, könnte die Verweildauer des Methans in der Erdatmosphäre 10.000 Jahre betragen, während sie heute in etwa bei 10 Jahren liegt. Viele Methanbildner benötigen Wasserstoffgas und CO2, die von Vulkanen ausgestoßen werden, zum Aufbau ihrer Strukturen und als Energiequelle. Diese Organismen bevorzugen heute eine Umgebungstemperatur von über 40 °C. Je wärmer die Erde durch das Treibhausgas Methan wurde, umso besser konnten sie sich vermehren, und umso mehr Methan wurde gebildet, sodass die globale Erwärmung Werte hätte erreichen müssen, bei denen höheres Leben nicht möglich gewesen wäre. Da Methan durch Sonnenlicht zu längerkettigen Kohlenwasserstoffen reagiert, die sich an Staubpartikel in der Luft anlagern, entstand in großer Höhe ein Dunstschleier, der die weitere Erwärmung verhinderte.

Dass die Atmosphäre zu dieser Zeit weitgehend sauerstofffrei gewesen sein muss, beweisen Sedimente, die älter als etwa 2,2 Milliarden Jahre sind. Sie enthalten große Mengen an zweiwertigem Eisen, das nur in Abwesenheit von Sauerstoff entstehen kann. In jüngeren Gesteinen hingegen ist fast ausnahmslos das dreiwertige Eisenoxid Hämatit zu finden. Dies ist ein Hinweis darauf, dass Sauerstoff – offenbar gebildet durch Photosynthese – in zunehmendem Umfang in die Atmosphäre gelangte. Da für die Methanbildner und andere anaerobe Organismen Sauerstoff giftig ist, starben sie entweder aus oder besiedelten die sauerstofffreien ökologischen Nischen am Boden der Tiefsee (siehe auch Kohlenstoffzyklus). Das abrupte Verschwinden der meisten Methanbildner und die Oxidation des Methans durch Sauerstoff führte zu einer Abschwächung des Treibhauseffekts und in der Folge zu einer lange währenden Eiszeit.

Das aktuelle EiszeitalterBearbeiten

Ein Eiszeitalter ist nach gebräuchlicher Definition ein Abschnitt der Erdgeschichte, in dem die Festlandsbereiche mindestens einer Polarregion vergletschert beziehungsweise von Eisschilden bedeckt sind. Es umfasst sowohl die Kaltzeiten als auch die dazwischenliegenden Warmzeiten (Interglaziale). Eine weitere Unterteilung erfolgt dabei auf Grundlage der Begriffe Stadial und Interstadial. Als Stadial wird eine Kältephase während eines Glazials oder Interglazials bezeichnet (meist verbunden mit einer Zunahme der Eisbedeckung), während ein Interstadial als relativ kurze Warmphase zwischen zwei Stadialen innerhalb eines Glazials definiert wird. Während des größten Teils der Klimageschichte war die Erde nahezu eisfrei und befand sich in einem Warmklima. Als Hauptursache für den Wechsel der Kalt- und Warmzeitperioden im Quartär gilt die sich über Jahrtausende verändernde Sonneneinstrahlung auf das Erdsystem (→ #Erdbahnparameter).

Die erste größere Vergletscherung der antarktischen Festlandsbereiche erfolgte im Zuge einer rasch verlaufenden globalen Abkühlung am Eozän-Oligozän-Übergang vor 33,9 bis 33,7 Millionen Jahren.[12] Die bei einem CO2-Schwellenwert um 600 ppm einsetzende, aber noch stark schwankende Vereisung der südpolaren Gebiete wurde anfangs von den zyklischen Veränderungen der Erdbahnparameter gesteuert und markiert den Beginn des Känozoischen Eiszeitalters.[13]

Dessen jüngster Abschnitt begann mit der Quartären Kaltzeit vor etwa 2,6 Millionen Jahren und führte zur weiträumigen Vereisung der nordpolaren Regionen einschließlich Grönlands. Einige Studien konstatieren eine erste Abkühlungsphase im späten Pliozän (3,2 mya) und eine zweite nach Beginn des Pleistozäns (2,4 mya), in deren Verlauf die atmosphärische CO2-Konzentration von ursprünglich 375 bis 425 ppm auf 275 bis 300 ppm sank und während der folgenden Kaltzeitzyklen weiter abnahm.[14][15]

Für die letzten 800.000 Jahre wurden elf Interglaziale identifiziert und detailliert beschrieben. Die Dauer dieser Zwischeneiszeiten betrug im Normalfall etwa 10.000 bis 30.000 Jahre, lediglich für den Zeitraum der interglazialen Marinen Isotopenstufe 11c (MIS 11c) werden maximal 40.000 Jahre veranschlagt.[16] Aktuell dauert ein Kaltzeitzyklus etwas mehr als 100.000 Jahre und ist damit nach übereinstimmender wissenschaftlicher Auffassung an die gleich langen Veränderungen der Erdumlaufbahn (Exzentrizität) gekoppelt. Diese Periode trat in voller Ausprägung erstmals im frühen Mittelpleistozän vor rund 700.000 Jahren auf. Vorher – das heißt seit Beginn des Quartärs – betrug die Zyklusdauer lediglich 41.000 Jahre und korrelierte zu dieser Zeit mit den Schwankungen der Erdrotationsachse. Zur Ursache dieses „Umspringens“ auf einen längeren Warm-Kalt-Zyklus werden in der Fachliteratur verschiedene Erklärungsansätze diskutiert.[17]

In Mitteleuropa sind die Kaltzeiten nach Flüssen benannt, die im Allgemeinen die weiteste Ausdehnung der jeweiligen Gletscherstände angeben. So wird die letzte Kaltzeit im Alpenraum „Würm-Kaltzeit“ genannt, in Nordeuropa „Weichsel-Kaltzeit“. Weitere Bezeichnungen sind „Devensian“ in England, „Waldai“ in Russland und „Wisconsin“ in Nordamerika. In Süddeutschland erfolgte die Vereisung von den Alpen, im nördlichen Mitteleuropa aus dem skandinavischen Raum. Ob die Vergletscherungen im Alpenraum und in Norddeutschland in allen Fällen zeitgleich auftraten, ist gegenwärtig noch nicht endgültig geklärt. Daher sind die Bezeichnungen für ältere Warm- und Kaltzeiten in geographisch getrennten Gebieten nur mit Einschränkungen synonym verwendbar.

 
Rekonstruktion des mittleren Temperaturverlaufs während der letzten fünf Millionen Jahre
 
Rekonstruktion des Temperaturverlaufs während der Quartären Kaltzeit anhand verschiedener Eisbohrkerne des Projekts EPICA (European Project for Ice Coring in Antarctica) bzw. Wostok
Kaltzeiten des Quartärs im Alpenraum und Norddeutschland
Alpenraum
(Namensgeber)
Norddeutschland
(Namensgeber)
Zeit (1000 Jahre
vor heute)
Marine Sauerstoff-Isotopenstufe (MIS)
- Brüggen-Kaltzeit (Brüggen) ca. 2200 ?
Biber-Kaltzeit (Biberbach) ca. 1900–1800 oder ca. 1500–1300 MIS 68–66 oder MIS 50–40
- Eburon-Kaltzeit (Eburonen) ca. 1400 ?
Donau-Kaltzeit (Donau) ca. 1000–950 MIS 28–26
- Menap-Kaltzeit (Menapier) 990–800 ?
Günz-Kaltzeit (Günz) 800–600 MIS 20–16
Mindel-Kaltzeit (Mindel) - 475–370[18] MIS 12
- Elster-Kaltzeit (Weiße Elster) 400–320 MIS 10
Riß-Kaltzeit (Riß) Saale-Kaltzeit (Saale) 350–120 (Riß), 300–130 (Saale) MIS 10–6 (Riß), MIS 8–6 (Saale)
Würm-Kaltzeit (Würm) Weichsel-Kaltzeit (Weichsel) 115–10 MIS 4–2

Während der quartären Kaltzeiten nahmen die Inlandeisschilde und die Gebirgsgletscher weltweit erheblich an Umfang und Volumen zu und bedeckten dabei etwa 32 Prozent des Festlands (gegenwärtig 10 Prozent). Vor allem auf der Nordhalbkugel der Erde waren große Teile Europas, Asiens und Nordamerikas vergletschert. Viele Vereisungsspuren (zum Beispiel Trogtäler, Moränen, Gletscherschliffe, die Glaziale Serie) haben sich dort bis heute erhalten. Durch die Bildung kontinentaler Eismassen wurde den Meeren massiv Wasser entzogen (Glazialeustasie). Auf dem Höhepunkt der letzten Kaltzeit vor etwa 22.000 Jahren lag der Meeresspiegel um 120 m tiefer und die globale Durchschnittstemperatur im Vergleich zur vorindustriellen Epoche rund 6 °C niedriger.[19] Dadurch entstanden zahlreiche Landbrücken, und Schelfmeere wie die Nordsee fielen großflächig trocken. Eine besondere Rolle spielte die Landbrücke über die heutige Beringstraße, die Nordasien mit Nordamerika verband, da sie den Austausch zahlreicher Tier- und Pflanzenarten sowie die Besiedlung des amerikanischen Kontinents durch den Menschen ermöglichte.

 
Höhlenlöwe mit Beute (Zeichnung von Heinrich Harder, um 1920)

Die globale Abkühlung bewirkte in der gemäßigten Zone die Reduzierung der Waldbestände, und an ihre Stelle traten Steppen- und Graslandschaften (Tundrenvegetation), während sich Savannen in den subtropischen Gebieten ausbreiteten. Aufgrund der fragmentierten Lebensräume entstand im Faunenbereich eine Reihe neuer Arten. Die scheinbar widrigen Umweltbedingungen während der Kaltzeitphasen gaben den Anstoß für rasche evolutionäre Entwicklungen mit einer Zunahme der Biodiversität in den folgenden Warmzeiten. Charakteristisch für glazial geprägte Biotope waren beispielsweise Mammuts, Mastodonten, Saigas, Säbelzahnkatzen, Höhlenlöwen und Höhlenbären. Diese Vertreter der eiszeitlichen Megafauna verschwanden fast vollständig im Zuge der Quartären Aussterbewelle mit dem Höhepunkt im Umkreis der Pleistozän-Holozän-Grenze. Auch lebten Homo heidelbergensis, der aus ihm hervorgegangene Neandertaler und der vor rund 40.000 Jahren aus Afrika zugewanderte moderne Mensch (Homo sapiens) während des Quartären Eiszeitalters in Europa.

ErdbahnparameterBearbeiten

 
Präzessionsbewegung der Erdachse mit einer mittleren Periodendauer von 28.500 Jahren

Die Erdbahn um die Sonne, die Präzession der Erdrotationsachse sowie die Neigung der Erdachse und damit die wechselnden Einfallswinkel der Sonneneinstrahlung auf der Nord- und Südhemisphäre unterliegen verschiedenen Zyklen mit einer Dauer von 25.800 bis etwa 100.000 beziehungsweise 405.000 Jahren. Sie wurden zuerst von dem serbischen Astrophysiker und Mathematiker Milutin Milanković (1879–1958) im Hinblick auf geowissenschaftliche Fragestellungen untersucht und berechnet. Die durch die Milanković-Zyklen verursachten Schwankungen der Insolation auf die Erdoberfläche fallen relativ geringfügig aus, fungieren jedoch im Klimasystem als „Impulsgeber“ und gelten als Hauptursache für den Wechsel der Warm- und Kaltphasen innerhalb des gegenwärtigen Eiszeitalters. Zum Beispiel bewirkte eine von den Orbitalparametern eingeleitete leichte Erwärmung eine erhöhte CO2-Freisetzung aus den Ozeanen mit der Folge einer weiteren Temperaturzunahme, wobei diese Prozesse nach neueren Untersuchungen nur einen geringen Zeitversatz aufwiesen und in vielen Fällen fast synchron erfolgten.[20] Zusätzlich trugen positive Feedbacks wie die Eis-Albedo-Rückkopplung sowie der Anstieg des atmosphärischen Wasserdampfgehalts zur Verstärkung des angestoßenen Klimawandels bei.

Eine dauerhafte Wirkung entfalteten die Zyklen speziell während der Quartären Kaltzeit, wobei Stärke und Einfluss verschiedener Klimafaktoren aufgrund der zeitlichen Nähe dieser Epoche relativ genau definiert werden können. Dies führte in der Wissenschaft zu der Überlegung, ob ein hoher atmosphärischer Anteil an Kohlenstoffdioxid, wie ihn die Erdgeschichte häufig verzeichnete, das Veränderungspotenzial der Erdbahnparameter ab einem bestimmten Grenzwert abpuffern und entsprechend dämpfen könnte.[21]

Über Jahrzehnte nahm die Fachwelt von den als spekulativ beurteilten Milankovic-Zyklen kaum Notiz. Seit den 1980er Jahren ist die Theorie jedoch in modifizierter und erweiterter Form (unter Einbeziehung der von Milutin Milanković nicht berücksichtigten Erdbahnebene) zum festen Bestandteil von Paläoklimatologie und Quartärforschung geworden und wird zur Rekonstruktion der quartären Klimaverläufe auf breiter Basis angewendet.[22]

Dansgaard-Oeschger-EreignisseBearbeiten

Dansgaard-Oeschger-Ereignisse (benannt nach dem Paläoklimatologen Willi Dansgaard und dem Physiker Hans Oeschger) werden seit ihrer Entdeckung in den 1980er Jahren erforscht und bezeichnen extrem rasche Temperaturerhöhungen im Bereich des Nordatlantiks während der letzten Kaltzeit. Dabei kam es zu einem plötzlichen Anstieg der Temperaturen bis 10 °C innerhalb eines Jahrzehnts. Diese etwa alle 1470 Jahre auftretenden Warmphasen flauten nur langsam ab, und es dauerte oft mehrere Jahrhunderte, bis der kaltzeitliche „Normalzustand“ in diesem Gebiet wieder erreicht war. Die Periodizität dieser Klimaanomalien wurde in der Fachliteratur zwei zyklisch auftretenden Aktivitätsphasen der Sonne zugeschrieben, die sich in regelmäßigen Abständen überlagern.[23] Aus der Würm- beziehungsweise der Weichsel-Kaltzeit, die vor 115.000 Jahren begann und vor knapp 12.000 Jahren endete, lassen sich in Klimaarchiven 26 Dansgaard-Oeschger-Ereignisse nachweisen, vor allem in grönländischen Eisbohrkernen sowie in den Tiefseeablagerungen des Atlantiks. Nach dem Übergang in das Holozän traten diese abrupten Klimaschwankungen nicht mehr auf, da die schwach ausgeprägte Fluktuation der Sonneneinstrahlung die stabilen Atlantikströmungen der letzten 10.000 Jahre nicht mehr beeinflussen konnte. Allerdings gibt es Hinweise, dass ähnliche, räumlich begrenzte Temperatursprünge auch während der Eem-Warmzeit vor 126.000 bis 115.000 Jahren stattfanden.

Beitrag der Korallenriffe zur letzten TemperaturerhöhungBearbeiten

Im Zeitraum von vor 16.000 bis 10.000 Jahren vor unserer Zeit

  • stieg die Temperatur in der Antarktis von −8 °C auf etwas unter 0 °C an;
  • stieg der Kohlenstoffdioxidgehalt der Erdatmosphäre von 180 ml/m³ (ppm) auf 260 ml/m³, wobei ein Anteil dieser Erhöhung auf die mit steigender Temperatur geringere Löslichkeit von Kohlenstoffdioxid in den Meeren zurückgeht;
  • stieg der Meeresspiegel um 100 Meter.

Vor ungefähr 10.000 Jahren waren auch die Regionen überflutet, in denen Korallenriffe existieren konnten. Diese benötigen eine relativ hohe Wassertemperatur und flaches, lichtdurchflutetes Wasser. Die Korallen hatten in der Zeit von 9000 bis 6000 Jahren vor heute ihre Blütezeit. Ihre Wachstumsgeschwindigkeit und der weitere Anstieg des Meeresspiegels um 20 Meter hielten sich gerade die Waage. Heute hat die Wachstumsgeschwindigkeit der Korallenriffe stark abgenommen, weil der Meeresspiegel kaum noch steigt. Da bei der Ausfällung des Kalkgehäuses der Korallen Kohlenstoffdioxid frei wird (siehe Kohlenstoffzyklus), wurde der Kohlendioxidgehalt in den vergangenen 14.000 Jahren nach Schätzungen von Wissenschaftlern durch die Korallenriffe um etwa 50 ml/m³ erhöht. Es wird vermutet, dass kalkbildendes Plankton einen ebenso hohen Anteil an der CO2-Erhöhung der Atmosphäre hat wie die Korallen.

Die aktuelle WarmzeitBearbeiten

 
Rekonstruktion des Temperaturverlaufs der Erde während der letzten 12.000 Jahre[24]

Auch in der aktuellen Warmzeit, dem Holozän, gab es noch einige Klimaveränderungen. In Annäherung an die Jetztzeit gelingt die Rekonstruktion des Klimas immer detaillierter und vielfältiger. Doch sind die ältesten drei Viertel des Holozäns noch weitgehend unerforscht. Erst mit der Entwicklung der ersten Hochkulturen wird die Beobachtung genauer. Forschungen in der Sahara und Seebodenuntersuchungen im Mittelmeer ergaben, dass in Nordafrika vor etwa 10.000 Jahren nicht die heutige Wüste vorherrschend war, sondern eine Grassavanne, die von einer Vielzahl von Tieren bevölkert war und Menschen Lebensraum bot. Davon zeugen fossile Pflanzen ebenso wie Fels- und Höhlenmalereien. Eine These geht von einer zyklischen Begrünung der Wüstengebiete Nordafrikas aus, deren Zykluszeit etwa 22.000 Jahre beträgt.[25] Demzufolge ist eine stetige langfristige Änderung des Klimas Teil eines natürlichen Zyklus, in dem es „Gewinner und Verlierer“ gibt.

Der Wechsel von der letzten Kaltzeit zur aktuellen Warmzeit verlief relativ schnell, dauerte aber trotzdem mehrere tausend Jahre. Dies hing vor allem damit zusammen, dass die großen Eisschilde nicht so schnell schmelzen konnten. Der Fennoskandische Eisschild war etwa vor 7000 Jahren verschwunden und damit im Vergleich zu den Schilden in Nordamerika und Nordasien relativ schnell abgeschmolzen. Der Laurentische Eisschild in Nordamerika war erst vor 4000 Jahren völlig aufgelöst. Ein vollständiges Abschmelzen des heutigen Antarktischen Eisschildes würde mindestens 15.000 Jahre dauern und gleichbleibend hohe CO2-Werte erfordern, die über dem gegenwärtigen Niveau liegen.[26]

Vor etwa 8000 bis 4000 Jahren hatte die heutige Warmzeit einen Höhepunkt überschritten und entwickelte sich wahrscheinlich langsam zur nächsten Kaltzeit hin, mit einer Rate von etwas mehr als −0,1 °C pro tausend Jahre. Diese geringe Veränderung wird jedoch von so vielen anderen Einflüssen auf das Klima überdeckt, dass sie praktisch nur noch über einen sehr langen Zeitraum im Mittel erkannt werden kann. Auch diese überlagernden Veränderungen haben im Durchschnitt auf einer großen Fläche, etwa über die Südhemisphäre, nicht mehr als etwa 1 °C Temperaturanstieg oder -abstieg zu verzeichnen.

Das „holozäne Temperatur-Optimum“ (oder „Atlantikum“) dauerte zumindest auf der Nordhalbkugel etwa von 7000 v. Chr. bis 4000 v. Chr., mit markanten Unterbrechungen zwischen 6500 und 6100 v. Chr. (das sogenannte 8.2 kiloyear event durch das Einströmen des nordamerikanischen Eisstausees Agassizsee in den Atlantik) sowie um etwa 5200 v. Chr. aus bisher ungeklärter Ursache.

So gab es im Verlauf des Holozäns immer wieder „kleinere“ Klimaschwankungen (Misox-Schwankung, Piora-Schwankung) mit unterschiedlichen regionalen Schwerpunkten, die sich spürbar auf die Vegetation und damit auf die Fauna und den Menschen auswirkten. In diesem Zusammenhang werden die beiden Begriffe „Pluvial“ (relativ niederschlagsreiche Phase) und „Interpluvial“ (relativ trockene Phase) verwendet. Dieses ist notwendig, da in der Geschichte die Temperatur- und Niederschlagsschwankungen nicht immer parallel verliefen.

 
Die Entwicklung der globalen Durchschnitt­stemperatur während der letzten 2000 Jahre, Rekonstruktion und, seit dem 19. Jahrhundert, Messungen.[27]

Für die Klimageschichte in historischer Zeit, vor allem die Europas und des Nordatlantikraums, wurden verschiedene Periodisierungen vorgeschlagen. Eine einflussreiche Einteilung, die sich primär auf Europa bezieht, stammt von Schönwiese, der auf ältere Arbeiten, zum Beispiel von Flohn und Lamb, zurückgriff.[28][29] Ihr zufolge gab es in der Zeit zwischen etwa 100 v. Chr. und 500 n. Chr. das „Optimum der Römerzeit“. Als diese Klimaepoche langsam zu Ende ging und sich das Klima abkühlte („Pessimum der Völkerwanderungszeit“), kam die Zeit der großen Völkerwanderungen (etwa um 370 bis 570 n. Chr.). Weil es viele Parallelen zwischen Klima- und Menschengeschichte gibt, kann ein Zusammenhang nicht ausgeschlossen werden. Ab etwa 800 n. Chr. folgte die Mittelalterliche Warmzeit. Sie wurde mit wirtschaftlichem wie demografischem Aufschwung und einer kulturellen Blüte des Hochmittelalters – Stichwort: Bau von Kathedralen und anderen imposanten Bauwerken – in Verbindung gebracht.[30] Anfangs hielt sich der Niederschlag noch in Grenzen, was sich gegen Ende dieser Phase änderte, als die Niederschlagsraten stark anstiegen. Aus dieser Zeit stammen viele deutsche Ortsnamen, die auf Weinanbau hinweisen, obwohl zwischenzeitlich der Weinanbau dort nicht mehr möglich war.

Auf das Optimum des 11.–14. Jahrhunderts folgte wieder eine Klimawende mit niedrigeren Temperaturen beginnend etwa im 15. Jh. Das Klima der Nördlichen Hemisphäre war im 17. Jh. weniger als 1 °C kühler im Vergleich zur Durchschnittstemperatur des 20. Jahrhunderts, mit einer lokal stärkeren Abkühlung in Regionen nahe dem Nordatlantik.[31] Für das globale Klima wird eine Abkühlung von rund 0,2 °C gegenüber dem Mittelalterlichen Optimum vermutet.[32] Obwohl der Begriff Eiszeit hierfür eine Übertreibung darstellt, wird diese Zeit die Kleine Eiszeit genannt.

Als weiteres Beispiel für den Zusammenhang zwischen menschlicher Kulturentwicklung und Klimageschichte werden oftmals die Wikinger genannt. 982 n. Chr. ließen sie sich das erste Mal auf Grönland nieder und waren über mehrere Jahrhunderte dort ansässig. Durch die zunehmende Abkühlung im nordatlantischen Raum nahm die Besiedelung der Insel ein mehr oder weniger jähes Ende. Bis vor kurzem wurde angenommen, dass neben wirtschaftlichen und soziologischen Gründen die schlechter werdenden klimatischen Bedingungen wesentlich dazu beitrugen, dass um 1500 die letzte normannische Siedlung auf Grönland aufgegeben wurde.[33] Allerdings kommen aktuelle Untersuchungen zu konträren Ergebnissen. So hatte die Mittelalterliche Warmzeit im Bereich von Grönland praktisch keine Auswirkungen auf das dortige Klima, und die grönländischen Gletscher erreichten zwischen den Jahren 975 und 1275 fast ihre maximale Ausdehnung. Eine über Jahrhunderte dauernde Phase milder Temperaturen wäre nach der neuen Datenlage demnach ausgeschlossen.[34]

Die Kleine Eiszeit wird von einigen Klimaforschern und Historikern als ein Faktor in der von vielfachen politischen, ökonomischen und sozialen Erschütterungen erfassten Epoche der frühen Neuzeit gesehen, für die der Begriff „Krise des 17. Jahrhunderts“ geprägt wurde. Die ausgeprägt kalten Winter beeinflussten indes möglicherweise auch die kulturelle Entwicklung Europas: Bis etwa 1500 waren Winterbilder in der europäischen Kunst eine Rarität – durch die Gemälde eines Hendrick Avercamp und eines Pieter Bruegel der Ältere (typisch ist sein Die Jäger im Schnee von ca. 1565) – wurden sie ein Genre in der bildenden Kunst vor allem West- und Nordeuropas.[35]

Klare Belege für Erwärmungs- oder Abkühlungsphasen, die mehrere Jahrzehnte lang weltweit gleichzeitig stattfanden, gibt es nicht für die Zeit vom Jahr 1 bis vor Beginn der Industrialisierung.[36][37]

El Niño und La NiñaBearbeiten

Als El Niño oder genauer El Niño-Southern Oscillation (ENSO) wird das Auftreten veränderter Strömungsmuster im ozeanographisch-meteorologischen System des äquatorialen Pazifiks bezeichnet. Ursache ist eine starke Wechselwirkung zwischen den Passatwinden und dem Ozean. Normalerweise treibt der Passat das Wasser des Pazifiks entlang des Äquators nach Westen in Richtung Indonesien. Da sich das Wasser unter dem Einfluss der tropischen Sonneneinstrahlung aufheizt, ist es im westlichen Pazifik besonders warm. Im Osten hingegen, vor der Westküste Südamerikas, wird das abtransportierte Oberflächenwasser durch kälteres Tiefenwasser ersetzt. Aufgrund der Temperaturdifferenz zwischen kühlem Wasser im Osten und warmem Wasser im Westen entsteht nicht nur ein Antrieb für die Passatwinde, sondern auch ein Rückkopplungsmechanismus, durch den sich das System in die eine oder andere Richtung aufschaukeln kann. Wenn der Passat zusammenbricht, strömt das warme Wasser zurück nach Osten. Dort entsteht dann eine Wärmeanomalie in Form eines El Niño.

Im Unterschied zu El Niño ist La Niña eine außergewöhnlich kalte Strömung im äquatorialen Pazifik, wodurch sich besonders in Südostasien ausgedehnte Tiefdruckgebiete bilden können. Als Folge davon kühlt sich der östliche Pazifik weiter ab. In Indonesien und den umliegenden Regionen fällt dann ergiebiger Regen, während gleichzeitig in einigen südamerikanischen Gebieten extreme Trockenheit herrscht.

Auf drei Vierteln der Erde wird das Wettergeschehen von einem starken El Niño signifikant beeinflusst. So treten zum Beispiel an der gesamten südamerikanischen Pazifikküste und zum Teil auch an der nordamerikanischen Westküste starke Regenfälle und damit verbundenen Überschwemmungen auf. Im Gegensatz dazu kommt es in Südostasien und Australien zu längeren Dürreperioden mit Buschfeuern und Waldbränden.

Günstige Bedingungen für das Auftreten von El Niños gab es innerhalb der letzten drei Jahrhunderte in Abständen von etwa zwei bis acht Jahren, wobei die meisten nur relativ schwach ausgeprägt waren.[38] Im 20. Jahrhundert wurden größere El-Niño-Ereignisse in den Jahren 1925/1926, 1972/1973 und 1982/1984 registriert. Der El Niño von 1997/1998 trug maßgeblich dazu bei, dass 1998 zum bis dahin global wärmsten Jahr seit Beginn der systematischen Temperaturaufzeichnungen wurde. Ein verwandtes Klimaphänomen gibt es im Atlantik in Form der Nordatlantischen Oszillation.

Mögliche Auswirkungen der globalen ErwärmungBearbeiten

 
Globale oberflächennahe Jahresmitteltemperaturen der letzten 140 Jahre relativ zur Referenzperiode 1951–1980.[39]

Die Erkenntnisse der Klimaforschung besagen, dass die anthropogenen Treibhausgasemissionen seit Beginn der Industrialisierung den natürlichen Treibhauseffekt wesentlich verstärken und damit einen zunehmenden Einfluss auf das Klima ausüben. Die globalen Durchschnittstemperaturen nahmen während des 20. Jahrhunderts um 0,74 °C ± 0,18 °C zu. Am ausgeprägtesten ist die Erwärmung von 1976 bis heute. Sie lag nach Angaben der Weltorganisation für Meteorologie (WMO) im bisherigen Verlauf des 21. Jahrhunderts bei 1,1 °C.[40] Auf der Grundlage der Emissionsszenarien des Intergovernmental Panel on Climate Change (IPCC) im aktuellen Fünften Sachstandsbericht könnte sich die globale Durchschnittstemperatur im ungünstigsten Fall bis Ende des 21. Jahrhunderts um mehr als 4 °C gegenüber dem vorindustriellen Wert erhöhen und sich bei Aktivierung mehrerer Kippelemente im Erdklimasystem, verbunden mit einer Reihe irreversibler Rückkopplungen, weiter verstärken.[41][42] Eine derartige Entwicklung würde das Bild der Erde nachhaltig verändern, vor allem durch die Verschiebung der Klima- und Vegetationszonen und das weitgehende Abschmelzen des westantarktischen und grönländischen Eisschilds mit entsprechendem Anstieg des Meeresspiegels.[43]

Mehrere Studien stellen übereinstimmend fest, dass im Unterschied zu vorindustriellen Klimaschwankungen der aktuelle Klimawandel gleichzeitig auf allen Kontinenten auftritt, in seinem rapiden Verlauf von keiner klimatischen Veränderung der letzten zweitausend Jahre übertroffen wird[44][37] und wahrscheinlich auch ohne vergleichbares Beispiel in der jüngeren Erdgeschichte ist.[45]

Ein wesentlicher Aspekt der gegenwärtigen globalen Erwärmung ist ihre Auswirkung auf die nächste prognostizierte Glazialphase. Der nach dem Klimaoptimum des Holozäns einsetzende Abkühlungstrend von ≈ 0,1 °C pro Jahrtausend gilt als Vorbote und erstes Anzeichen eines nahenden Kaltzeitklimas.[46] Demnach würde die nächste Kaltzeit unter normalen Rahmenbedingungen erst in einigen zehntausend Jahren eintreten. Dieser für ein Interglazial wie das Holozän ungewöhnlich lange Zeitraum könnte sich bei einer gleichbleibend hohen CO2-Konzentration auf mehr als 100.000 Jahre ausdehnen und damit nahezu verdoppeln.[47] Das würde den Ausfall eines kompletten Kaltzeitzyklus aufgrund menschlicher Eingriffe in das Klimasystem bedeuten.[21]

Siehe auchBearbeiten

WeblinksBearbeiten

Commons: Paleoclimatology – Sammlung von Bildern, Videos und Audiodateien

LiteraturBearbeiten

Deutschsprachige Bücher mit Schwerpunkt PaläoklimatologieBearbeiten

  • Wolfgang Oschmann: Evolution der Erde. Geschichte des Lebens und der Erde. utb. basics. Haupt Verlag, Bern 2016, UTB-Band-Nr. 4401. ISBN 978-3-8252-4401-9.
  • Peter Ward, Joe Kirschvink: Eine neue Geschichte des Lebens. Wie Katastrophen den Lauf der Evolution bestimmt haben. Deutsche Verlags Anstalt, München 2016. ISBN 978-3-421-04661-1.
  • Jens Boenigk, Sabina Wodniok: Biodiversität und Erdgeschichte. Springer Verlag, Berlin – Heidelberg 2014 (Springer Spektrum), DOIː 10.1007/978-3-642-55389-9, ISBN 978-3-642-55388-2.
  • Karl-Heinz Ludwig: Eine kurze Geschichte des Klimas. Von der Entstehung der Erde bis heute, Herbst 2006, ISBN 3-406-54746-X.
  • Monika Huch, Günter Warnecke, Klaus Germann (Hrsg.): Klimazeugnisse der Erdgeschichte. Perspektiven für die Zukunft. Mit Beiträgen von Wolfgang H. Berger, Arthur Block, Werner von Bloh, Werner Buggisch, Klaus Germann, Monika Huch, Gerhard Petschel-Held, Hans-Joachim Schellnhuber, Torsten Schwarz, Hansjörg Streif, Otto H. Wallner, Günter Warnecke, Gerold Wefer. Springer, Berlin/Heidelberg 2001, ISBN 3-540-67421-7.
  • József Pálfy: Katastrophen der Erdgeschichte. Globales Artensterben? Schweizerbart, Stuttgart 2005, ISBN 3-510-65211-8.
  • Christoph Buchal, Christian-Dietrich Schönwiese: Klima. Die Erde und ihre Atmosphäre im Wandel der Zeiten. Hrsg.: Wilhelm und Else Heraeus-Stiftung, Helmholtz-Gemeinschaft Deutscher Forschungszentren, 2. Auflage. Hanau 2012, ISBN 978-3-89336-589-0.
  • Frank Sirocko: Geschichte des Klimas. Konrad Theiss Verlag, Stuttgart 2013, ISBN 978-3-8062-2711-6.

Deutschsprachige Bücher mit Schwerpunkt Historische KlimatologieBearbeiten

  • Heinz Wanner: Klima und Mensch. Eine 12.000-jährige Geschichte. Haupt Verlag, Bern. 1. Aufl. 2016. ISBN 978-3-258-07879-3
  • Elmar Buchner/Norbert Buchner: Klima und Kulturen. Die Geschichte von Paradies und Sintflut. Verlag Bernhard Albert Greiner, Remshalden 2005. ISBN 3-935383-84-3
  • Rüdiger Glaser: Klimageschichte Mitteleuropas. 1000 Jahre Wetter, Klima, Katastrophen. Mit Prognosen für das 21. Jahrhundert, 2. Aufl. Darmstadt 2008. ISBN 978-3-89678-604-3
  • Christian Pfister: Wetternachhersage. 500 Jahre Klimavariationen und Naturkatastrophen (1496–1995). Paul Haupt, Bern 1999. ISBN 3-258-05696-X
  • Ronald D. Gerste: Wie das Wetter Geschichte macht: Katastrophen und Klimawandel von der Antike bis heute. Klett-Cotta Verlag, Stuttgart 2015. ISBN 978-3-608-94922-3

Englischsprachige BücherBearbeiten

  • Raymond S. Bradley: Paleoclimatology. Reconstructing Climates of the Quaternary. Academic Press (Elsevier Inc.) Oxford, Amsterdam, Waltham, San Diego, Third Edition 2015, ISBN 978-0-12-386913-5.
  • Thomas N. Cronin: Paleoclimates: understanding climate change past and present. Columbia University Press, New York 2010, ISBN 978-0-231-14494-0.
  • Raymond S. Bradley, Norman Law: Climate change and society; Nelson Thornes; Cheltenham 2001.
  • Thomas J. Crowley, G. R. North, Paleoclimatology, Oxford University Press, New York, 1991.
  • William F. Ruddiman: Earth’s climate. Past and Future. W.H. Freeman and Sons; New York 2001.
  • George R. McGhee Jr.: Carboniferous Giants and Mass Extinction. The Late Paleozoic Ice Age World. Columbia University Press, New York 2018, ISBN 978-0-231-18097-9.

EinzelnachweiseBearbeiten

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  2. Volcanic Gases and Climate Change Overview. Volcano Hazards Program, USGS (U.S. Geological Survey).
  3. Paul F. Hoffmann, Alan J. Kaufman, Galen P. Halverson, Daniel P. Schrag: A Neoproterozoic Snowball Earth. (PDF) In: Science. 281, Nr. 5381, Januar 1998, S. 1342–1346. doi:10.1126/science.281.5381.1342.
  4. Dorian S. Abbot, Raymond T. Pierrehumbert: Mudball: Surface dust and Snowball Earth deglaciation. In: Journal of Geophysical Research. 115, Nr. D3, Februar 2010. doi:10.1029/2009JD012007.
  5. Richard J. Twitchett: The palaeoclimatology, palaeoecology and palaeoenvironmental analysis of mass extinction events. (PDF) In: Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology. 232, Nr. 2–4, März 2006, S. 190–213. doi:10.1016/j.palaeo.2005.05.019.
  6. V. Ramanathan, R. J. Cicerone, H. B. Singh, J. T. Kiehl: Trace gas trends and their potential role in climate change. (PDF) In: Journal of Geophysical Research. 90, Nr. D3, Juni 1985, S. 5547–5566. doi:10.1029/JD090iD03p05547.
  7. Kyle G. Pressel, Colleen M. Kaul, Tapio Schneider: Possible climate transitions from breakup of stratocumulus decks under greenhouse warming. In: Nature Geoscience. 12, Nr. 3, März 2019, S. 163–167. doi:10.1038/s41561-019-0310-1.
  8. Melanie J. Leng, Jim D. Marshall: Palaeoclimate interpretation of stable isotope data from lake sediment archives. (PDF) In: Quaternary Science Reviews. 23, Nr. 7–8, April 2004, S. 811–831. doi:10.1016/j.quascirev.2003.06.012.
  9. Christo Buizerta, Daniel Baggenstos, Wei Jiang, Roland Purtschert, Vasilii V. Petrenko, Zheng-Tian Luc, Peter Müller, Tanner Kuhl, James Lee, Jeffrey P. Severinghaus, Edward J. Brook: Radiometric 81Kr dating identifies 120,000-year-old ice at Taylor Glacier, Antarctica. In: PNAS. 111, Nr. 19, Mai 2014, S. 6876–6881. doi:10.1073/pnas.1320329111.
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  13. Simone Galeotti, Robert DeConto, Timothy Naish, Paolo Stocchi, Fabio Florindo, Mark Pagani, Peter Barrett, Steven M. Bohaty, Luca Lanci, David Pollard, Sonia Sandroni, Franco M. Talarico, James C. Zachos: Antarctic Ice Sheet variability across the Eocene-Oligocene boundary climate transition. (PDF) In: Science. 352, Nr. 6281, April 2016, S. 76–80. doi:10.1126/science.aab0669.
  14. K. T. Lawrence, S. Sosdian, H. E. White, Y. Rosenthal: North Atlantic climate evolution through the Plio-Pleistocene climate transitions. (PDF) In: Earth and Planetary Science Letters. 300, Nr. 3–4, Dezember 2010, S. 329–342. doi:10.1016/j.epsl.2010.10.013.
  15. Matteo Willeit, Andrey Ganopolski, Reinhard Calov, Alexander Robinson, Mark Maslin: The role of CO2 decline for the onset of Northern Hemisphere glaciation. (PDF) In: Quaternary Science Reviews. 119, Juli 2015, S. 22–34. doi:10.1016/j.quascirev.2015.04.015.
  16. A. Berger, M. Cruci, D. A. Hodell, C. Mangili, J. F. McManus, B. Otto-Bliesner, K. Pol, D. Raynaud, L. C. Skinner, P. C. Tzedakis, E. W. Wolff, Q. Z. Yin, A. Abe-Ouchi, C. Barbante, V. Brovkin, I. Cacho, E. Capron, P. Ferretti, A. Ganopolski, J. O. Grimalt, B. Hönisch, K. Kawamura, A. Landais, V. Margari, B. Martrat, V. Masson-Delmotte, Z. Mokeddem, F. Parrenin, A. A. Prokopenko, H. Rashid, M. Schulz, N. Vazquez Riveiros (Past Interglacials Working Group of PAGES): Interglacials of the last 800,000 years. (PDF) In: Reviews of Geophysics (AGU Publications). 54, Nr. 1, März 2016, S. 162–219. doi:10.1002/2015RG000482.
  17. Adam P. Hasenfratz, Samuel L. Jaccard, Alfredo Martínez-García, Daniel M. Sigman, David A. Hodell, Derek Vance, Stefano M. Bernasconi, Helga (Kikki) F. Kleiven, F. Alexander Haumann, Gerald H. Haug: The residence time of Southern Ocean surface waters and the 100,000-year ice age cycle. In: Science. 363, Nr. 6431, März 2019, S. 1080–1084. doi:10.1126/science.aat7067.
  18. K. A. Habbe: Das deutsche Alpenvorland. In: Herbert Liedtke & Joachim Marcinek (Hrsg.): Physische Geographie Deutschlands. Klett-Perthes, Gotha/Stuttgart 2002, ISBN 3-623-00860-5, S. 606
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  21. a b A. Ganopolski, R. Winkelmann, H. J. Schellnhuber: Critical insolation–CO2 relation for diagnosing past and future glacial inception. In: Nature. 529, Nr. 7585, Januar 2016, S. 200–203. doi:10.1038/nature16494.
  22. A. Berger: Milankovitch Theory and climate. (PDF) In: Reviews of Geophysics. 26, Nr. 4, November 1988, S. 624–657.
  23. Holger Braun, Marcus Christl, Stefan Rahmstorf, Andrey Ganopolski, Augusto Mangini, Claudia Kubatzki, Kurt Roth, Bernd Kromer: Possible solar origin of the 1,470-year glacial climate cycle demonstrated in a coupled model. In: Nature. Vol. 438. November 2005, S. 208–211, doi:10.1038/nature04121 (PDF; 472 kB)
  24. Basiert auf Abbildung 3 aus: Darrell Kaufman, Nicholas McKay, Cody Routson, Michael Erb, Christoph Dätwyler, Philipp S. Sommer, Oliver Heiri, Basil Davis: Holocene global mean surface temperature, a multi-method reconstruction approach. In: Scientific Data. Juni 2020, doi:10.1038/s41597-020-0530-7.
  25. Rik Tjallingii, Martin Claussen, Jan-Berend W. Stuut, Jens Fohlmeister, Alexandra Jahn, Torsten Bickert, Frank Lamy, Ursula Röhl: Coherent high- and low-latitude control of the northwest African hydrological balance. (PDF) In: Nature Geoscience. 2008, S. 670–675. doi:10.1038/ngeo289.
  26. Edward Gasson, Robert M. DeConto, David Pollard, Richard H. Levy: Dynamic Antarctic ice sheet during the early to mid-Miocene. In: PNAS. 113, Nr. 13, März 2016, S. 3459–3464. doi:10.1073/pnas.1516130113.
  27. Pages 2k Network: Continental-scale temperature variability during the past two millennia. In: Nature Geoscience. Band 6, Nr. 5, Februar 2013, S. 339–346, doi:10.1038/ngeo1797 (nature.com).
  28. Christian-Dietrich Schönwiese: Klimaschwankungen (= Verständliche Wissenschaft. Band 115). Springer, Berlin, Heidelberg, New York 1979, S. 75–84.
  29. Christian-Dietrich Schönwiese: Klimaänderungen: Daten, Analysen, Prognosen. Springer, Berlin, Heidelberg, New York 1995, ISBN 3-540-59096-X, S. 79–92.
  30. Ronald D. Gerste: Wie das Wetter Geschichte macht: Katastrophen und Klimawandel von der Antike bis heute. Klett-Cotta Verlag, Stuttgart 2015. ISBN 978-3608949223.
  31. Climate Change 2001: The Scientific Basis. Contribution of Working Group I to the Third Assessment Report of the Intergovernmental Panel on Climate Change [Houghton, J.T.,Y. Ding, D.J. Griggs, M. Noguer, P.J. van der Linden, X. Dai, K. Maskell, and C.A. Johnson (eds.)]. Cambridge University Press, Cambridge, United Kingdom and New York, NY, USA. Abgerufen am 12. November 2018.
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  33. William J. D’Andrea, Yongsong Huang, Sherilyn C. Fritz, N. John Anderson: Abrupt Holocene climate change as an important factor for human migration in West Greenland. (PDF) In: Proceedings of the National Academy of Sciences. 108, Nr. 24, Juni 2011, S. 9765–9769. doi:10.1073/pnas.1101708108.
  34. Nicolás E. Young, Avriel D. Schweinsberg, Jason P. Briner, Joerg M. Schaefer: Glacier maxima in Baffin Bay during the Medieval Warm Period coeval with Norse settlement. In: Science Advances. 1, Nr. 11, Dezember 2015. doi:10.1126/sciadv.1500806.
  35. Ronald D. Gerste: Wie das Wetter Geschichte macht: Katastrophen und Klimawandel von der Antike bis heute. Klett-Cotta Verlag, Stuttgart 2015. ISBN 978-3-608-94922-3. S. 92–95.
  36. Raphael Neukom, Nathan Steiger, Juan José Gómez-Navarro, Jianghao Wang, Johannes P. Werner: No evidence for globally coherent warm and cold periods over the preindustrial Common Era. In: Nature. 24. Juli 2019, doi:10.1038/s41586-019-1401-2.
  37. a b PAGES 2k Consortium: Consistent multidecadal variability in global temperature reconstructions and simulations over the Common Era. In: Nature Geoscience. 12, Nr. 8, August 2019, S. 643–649. doi:10.1038/s41561-019-0400-0.
  38. Savin S. Chand, Kevin J. Tory, Hua Ye, Kevin J. E. Walsh: Projected increase in El Nino-driven tropical cyclone frequency in the Pacific. In: Nature Climate Change. 7, Februar 2017, S. 123–127. doi:10.1038/nclimate3181.
  39. NASA Goddard Institute for Space Studies, vom 19. Januar 2018
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Dieser Artikel wurde am 4. August 2005 in dieser Version in die Liste der lesenswerten Artikel aufgenommen.