Wikipedia

Klimawandel

Veränderung des Klimas auf der Erde
(Weitergeleitet von Klimapessimum)

Klimawandel, auch Klimaveränderung, Klimaänderung oder Klimawechsel, ist eine weltweit auftretende Veränderung des Klimas auf der Erde oder erdähnlichen Planeten oder Monden, die eine Atmosphäre besitzen. Die mit einem Klimawandel verbundene Abkühlung oder Erwärmung kann über unterschiedlich lange Zeiträume erfolgen. Ein wichtiges Unterscheidungsmerkmal besteht dabei zwischen jenen Witterungsverläufen, die im Rahmen eines Klimazustands beziehungsweise einer Klimazone erfolgen, und dem Klimawandel selbst, der die Wahrscheinlichkeit für das Auftreten bestimmter Wetterlagen erhöht oder vermindert.

Rekonstruktion der Temperaturänderungen der letzten 2000 Jahre (Daten geglättet)
Temperaturkurve der Erde in den vergangenen 500 Millionen Jahren (vereinfachte Rekonstruktion).[1] Für eine genauere Darstellung inklusive verwendeter Methoden siehe hier.

Die gegenwärtige, vor allem durch den Menschen verursachte (anthropogene) globale Erwärmung ist ein Beispiel für einen sehr rasch verlaufenden, aber noch nicht abgeschlossenen Klimawandel. Hierfür wird in der öffentlichen Diskussion oftmals der Begriff Klimawandel als Synonym genutzt (dann aber als „Der Klimawandel“). Die durch den aktuellen Klimawandel hervorgerufene oder prognostizierte ökologische und soziale Krise wird auch als „Klimakrise“ oder „Klimakatastrophe“ bezeichnet.

Ein Klimawandel auf globaler Ebene beruht im Wesentlichen auf einer Veränderung des Strahlungsantriebs, der das Erdklimasystem aus einem stabilen thermisch-radiativen Gleichgewicht in ein neues Gleichgewicht überführt. Der Strahlungsantrieb resultiert aus den atmosphärischen Konzentrationen von Treibhausgasen wie Kohlenstoffdioxid (CO2), Methan (CH4) und Wasserdampf (H2O), aus der variierenden Sonneneinstrahlung aufgrund der Milanković-Zyklen sowie aus dem Rückstrahlvermögen (Albedo) der Erdoberfläche einschließlich der Ozeane. Der Klimazustand während der letzten Jahrmillionen war der eines Eiszeitalters und wurde überwiegend von den Milanković-Zyklen gesteuert, die die Sonneneinstrahlung über mehrere zehntausend Jahre signifikant veränderten und so den Anstoß für den Wechsel von Kalt- und Warmzeiten gaben.[2] Unter Berücksichtigung der oben genannten Faktoren konnten elf dieser Warmzeiten (auch Interglaziale oder Zwischeneiszeiten) während der letzten 800.000 Jahre identifiziert und detailliert beschrieben werden.[3]

Eine spezielle Form des Klima­wandels sind abrupte Klimawechsel. Sie wurden in der Erdgeschichte durch Eruptionen von Supervulkanen, großflächige Magmaausflüsse, stark erhöhte Treibhausgas-Emissionen, schnelle Veränderungen von Meeresströmungen oder durch kurzfristige Rückkopplungs­prozesse im Klimasystem ausgelöst, oft in Verbindung mit biologischen Krisen beziehungsweise Massenaussterben. Abrupte Klimawechsel können regional auftreten (wie die Dansgaard-Oeschger-Ereignisse im Nordatlantikraum während der letzten Kaltzeit) oder weltweite Auswirkungen haben, zum Beispiel infolge eines großen Impaktereignisses.

Der Begriff Klimaschwankung wird gelegentlich für Klimaänderungen verwendet, die nur wenige Jahrzehnte andauern[4] oder zyklischer Natur mit variabler Periode sind und dabei nur selten einen weltweiten Einfluss ausübten. Zyklische Schwankungen werden auch als Klimafluktuationen bezeichnet, relativ rasche zyklische Wechsel auch als Klimaoszillation.[5] Eine Epoche vergleichsweise kühlen Klimas wird in dem Zusammenhang manchmal Klimapessimum genannt, eine relativ warme Phase Klimaoptimum[6][7] oder Wärmeoptimum.[8] Optimum und Pessimum sind eine Konvention in der Klimasystematik und keine Wertung, können jedoch zu Fehlinterpretationen führen[9] und werden deshalb in der neueren Fachliteratur durch den Begriff Klimaanomalie ersetzt. Die während des frühen Holozäns in Teilen der nördlichen Hemisphäre aufgetretene Misox-Schwankung (international 8.2 kiloyear event), wahrscheinlich verursacht von einem massiven Schmelzwasser-Eintrag in den Nordatlantik, war eine zeitlich scharf begrenzte, aber relativ ausgeprägte Klimaanomalie.[10]

Die Erforschung des Klimawandels

Schon im 17. und 18. Jahrhundert wurde vereinzelt, wie zum Beispiel von dem Universalgelehrten Robert Hooke, die Idee eines veränderlichen Klimas vertreten, begründet vor allem durch Fossilfunde „tropischer“ Tiere und Pflanzen in gemäßigten Regionen Europas. Einen bedeutenden Fortschritt verzeichnete die beginnende Erforschung des Erdklimasystems durch die Arbeiten von Jean Baptiste Joseph Fourier (1768–1830), der im Jahr 1824 den atmosphärischen Treibhauseffekt erstmals in seinen Grundzügen beschrieb. John Tyndall (1820–1893) identifizierte am Beginn der 1860er-Jahre auf der Basis von labortechnischen Messungen eine Reihe klimawirksamer Gase wie Wasserdampf, Kohlenstoffdioxid und Ozon und bestimmte darüber hinaus im Rahmen der damaligen Möglichkeiten ihr jeweiliges Treibhauspotential. Fast zur selben Zeit veröffentlichte der schottische Naturforscher James Croll (1821–1890) unter Einbeziehung der Eis-Albedo-Rückkopplung die erste fundierte Theorie zur Entstehung der Quartären Kaltzeitzyklen.[11] Crolls Theorie wurde in der ersten Hälfte des 20. Jahrhunderts von Milutin Milanković und Wladimir Köppen mittels umfangreicher Berechnungen erheblich erweitert und avancierte unter der Bezeichnung Milanković-Zyklen ab etwa 1980 zu einem unverzichtbaren Bestandteil von Quartärforschung und Paläoklimatologie.

Mögliche Auswirkungen eines menschengemachten (anthropogenen) Klimawandels wurden von dem schwedischen Physiker und Chemiker Svante Arrhenius (1859–1927) zur Diskussion gestellt, der neben einer ersten Abschätzung der Klimasensitivität bereits 1906 prognostizierte, dass die industrielle Freisetzung von Kohlenstoffdioxid zwangsläufig zu einem Temperaturanstieg führen müsse. Allerdings ging er davon aus, dass unter Beibehaltung der damaligen CO2-Emissionen eine globale Erwärmung erst in Jahrhunderten nachweisbar sein würde.[12] Direkte Belege für die Annahme einer stetig steigenden CO2-Konzentration und einer damit verbundenen Erwärmung konnte ab 1958 der US-amerikanische Forscher Charles David Keeling (1928–2005) vorweisen. Die nach ihm benannte Keeling-Kurve, basierend auf kontinuierlichen Messungen durch ein inzwischen weltweites Stationsnetz (in den letzten Jahrzehnten auch unter Einsatz von Erdsatelliten), nimmt in der Klimatologie einen besonderen Stellenwert ein und gilt als wichtigster Umweltdatensatz des 20. Jahrhunderts.[13]

Paläoklimatischer Überblick

Entwicklung der Erdatmosphäre

Die Erde entstand vor 4,57 Milliarden Jahren aus mehreren Protoplaneten unterschiedlicher Größe. Ihre heutige Masse soll sie der Kollisionstheorie zufolge durch einen seitlichen Zusammenstoß mit einem marsgroßen Himmelskörper namens Theia vor 4,52 Milliarden Jahren erhalten haben. Dadurch wurden Teile des Erdmantels und zahlreiche Trümmerstücke von Theia in den damals noch sehr niedrigen Orbit geschleudert, aus denen sich innerhalb von 10.000 Jahren der zu Beginn glutflüssige Mond formte.[14] Über dieses früheste und chaotisch geprägte Stadium der Erdgeschichte, das Hadaikum und das älteste Archaikum, sind mangels valider Daten keine gesicherten Aussagen möglich. Erst ab der Zeit vor 4,0 bis 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.[15]

 
Der Vulkanismus war ein wichtiger Faktor der frühen Atmosphärenentwicklung.

Die Erde besaß bei ihrer Entstehung wahrscheinlich eine Uratmosphäre mit den Hauptbestandteilen Wasserstoff und Helium. Dieses Gasgemisch existierte nur relativ kurze Zeit, da sich durch die thermischen Auswirkungen einer möglichen Impaktserie sowie durch den Einfluss des Sonnenwindes und des solaren Magnetfelds leichte Elemente rasch verflüchtigten. Die erste Atmosphäre der Erde entstand vor mehr als vier Milliarden Jahren und war im Wesentlichen die Folge eines 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. Danach folgten Kohlenstoffdioxid und Schwefelwasserstoff mit Anteilen von etwa 10 beziehungsweise 6 Prozent.

Gegen Ende des Hadaikums, vor rund 4 Milliarden Jahren, bildeten sich die ersten ozeanischen Becken.[16] Mit der Ausbreitung des Lebens im Laufe des Eoarchaikums 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. Der reaktionsträge (inerte) Stickstoff war an diesen Prozessen nicht beteiligt, seine Konzentration nahm daher ständig zu, bis er vor 3,4 Milliarden Jahren, als die Entwicklung der zweiten Atmosphäre ihren Abschluss fand, zu deren Hauptbestandteil wurde.

Die Bildung der dritten Atmosphäre war eng mit dem Auftreten von freiem Sauerstoff verknüpft. Mit großer Wahrscheinlichkeit existierten bereits vor mehr als drei Milliarden Jahren Cyanobakterien, die die oxygen-phototrophe Photosynthese nutzten. Der dabei freigesetzte Sauerstoff wurde bei der Oxidation verschiedener im Wasser gelöster Eisenverbindungen und Sulfide verbraucht. Nach Abschluss dieses lange währenden Oxidationsvorgangs diffundierten größere Sauerstoffmengen erstmals in die Atmosphäre. Dort lösten sie vor 2,4 Milliarden Jahren aufgrund ihrer oxidativen Wirkung einen Zusammenbruch der Methankonzentration aus. Diese als Große Sauerstoffkatastrophe bezeichnete Zäsur führte in den Ozeanen zum Massenaussterben fast aller anaeroben Lebensformen und anschließend zu einem gravierenden Klimawandel. Es gilt als sehr wahrscheinlich, dass die 300 Millionen Jahre dauernde Paläoproterozoische Vereisung (auch Huronische Eiszeit genannt) die unmittelbare Folge aus Methanverknappung und Sauerstoffzunahme war.

Im späten Proterozoikum kam es vor etwa 717 und 635 Millionen Jahren mit der Sturtischen Eiszeit und der Marinoischen Eiszeit zu weiteren ausgedehnten Glazialphasen. Es wird angenommen, dass während dieser Kaltzeiten eine Serie von Schneeball-Erde-Ereignissen auftrat, mit einer fast vollständigen Vereisung der Landmassen und Ozeane über eine Dauer von jeweils mehreren Millionen Jahren.[17][18] Dieser Wechsel von längeren Warm- zu kürzeren Kaltzeiten setzte sich im weiteren Verlauf der Erd- und Klimageschichte bis in die geologische Gegenwart fort.

In Abhängigkeit von den Einflüssen des Erdsystems war die Atmosphäre immer wieder starken Veränderungen unterworfen. Die Sauerstoff-, Kohlenstoffdioxid- und Methan-Anteile schwankten zum Teil erheblich und spielten direkt oder indirekt eine entscheidende Rolle bei einer Reihe von Klimawandel-Ereignissen. Biologische Krisen korrelierten in den letzten 540 Millionen Jahren mehrmals mit einer Abkühlungsphase (mit einem weltweiten Temperaturrückgang von 4 bis 5 °C), häufiger jedoch mit starken Erwärmungen im Bereich von 5 bis 10 °C. Im letzteren Fall trug ein Bündel von Nebenwirkungen (Vegetationsrückgang, Ausgasungen von Gift- und Schadstoffen, Sauerstoffdefizite, Versauerung der Ozeane etc.) dazu bei, die irdische Biosphäre weiter zu destabilisieren.[19][20]

 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). Werte für 2050 und 2100 basieren auf dem fünften Sachstandsbericht des IPCC unter Annahme einer steigenden Kohlenstoffdioxid-Konzentration nach dem RCP-8.5-Szenario. Zum Vergleich: Der Beginn der Steinzeit wird auf vor 2,6 Millionen Jahren datiert; der archaische Homo sapiens entstand in der Zeitspanne zwischen 300.000 und 200.000 Jahren vor heute.

Klimawandel-Ereignisse im Phanerozoikum

Paläozoikum (Erdaltertum)

 
Die zu den Gliederfüßern zählende Klasse der Trilobiten trat vom Kambrium bis zum Perm in großer Artenvielfalt auf.

Vor 541 Millionen Jahren begann mit dem Phanerozoikum das jüngste Äon der Erdgeschichte. Zugleich markiert dieser Zeitpunkt den Beginn des Paläozoikums mit dem geologischen System des Kambriums. Während der Kambrischen Explosion entstanden innerhalb von nur 5 bis 10 Millionen Jahren die damaligen Vertreter aller heute existierenden Tierstämme. Unter klimatischen Aspekten war das Kambrium eine Periode mit zum Teil extrem erhöhtem Vulkanismus,[21] mit globalen Temperaturwerten um 20 °C oder zum Teil darüber und einer atmosphärischen CO2-Konzentration über 5.000 ppm (bei gleichzeitig verminderter Strahlungsleistung der Sonne um etwa 5 Prozent). Diese Umweltbedingungen beeinflussten die chemische Beschaffenheit der Ozeane, sodass die marinen Biotope durch Schwefeldioxid- und Kohlenstoffdioxid-Eintrag, Sauerstoffverknappung (Hypoxie) sowie durch die bakterielle Erzeugung und Freisetzung von Schwefelwasserstoff häufig an ihre Grenzen gelangten. Daraus resultierten signifikante Störungen des Kohlenstoffzyklus, verbunden mit mehreren biologischen Krisen beziehungsweise Massensterben.[22]

Das im Kambrium herrschende Warmklima setzte sich im anschließenden Ordovizium (485,4 bis 443,4 mya) zunächst fort. Vor etwa 460 Millionen Jahren begann jedoch ein allmählicher, in das Ordovizische Eiszeitalter mündender Abkühlungsprozess. Diese Entwicklung hing vor allem mit der Vegetationsausbreitung auf dem Festland zusammen, die wahrscheinlich in Form moosartiger Pflanzen und früher Pilzformen bereits ab dem Mittleren Kambrium erfolgte und sich im Ordovizium verstärkt fortsetzte.[23] Die dichter werdende Pflanzendecke entwickelte sich dabei zu einem elementaren Klimafaktor, da sie erheblich zur beschleunigten chemischen Verwitterung der Erdoberfläche und damit zu einer deutlichen Reduzierung der CO2-Konzentration beitrug.[24][25] Während der letzten ordovizischen Stufe des Hirnantiums (445,2 bis 443,4 mya) kam es zu einer Intensivierung der Kaltzeitbedingungen mit einer raschen Ausdehnung von Meereisflächen und kontinentalen Eisschilden, wobei die Oberflächentemperatur äquatorialer Ozeane um 8 °C abnahm und die weltweiten Durchschnittstemperaturen auf etwa 11 bis 13 °C sanken.[26] Parallel dazu geschah eines der folgenschwersten Massenaussterben der Erdgeschichte, mit einem geschätzten Artenschwund ozeanischer Lebensformen bis 85 Prozent,[27] eventuell mitverursacht von länger andauernden ozeanischen anoxischen Ereignissen und einer Schwermetallbelastung der Meere.[28]

Das Silur (443,4 bis 419,2 mya) war geprägt von tiefgreifenden plattentektonischen Prozessen und mehreren Aussterbewellen,[29] hingegen blieb der Klimazustand nach dem Abklingen des Ordovizischen Eiszeitalters im Wesentlichen stabil. Dies änderte sich grundlegend im Oberdevon vor 372 und 359 Millionen Jahren mit dem Kellwasser- beziehungsweise Hangenberg-Ereignis. Beide Krisenzeiten hatten eine Dauer von wenigen 100.000 Jahren, verzeichneten den Zusammenbruch mehrerer Ökosysteme und wiesen einen raschen Wechsel von Kalt- und Warmphasen auf, mit Schwankungen des Meeresspiegels im Bereich von 100 Metern. Als mögliche Ursachen der Massenaussterben werden in der Fachliteratur verschiedene Faktoren in Betracht gezogen, darunter die Auswirkungen eines Megavulkanismus,[30] tiefgreifende geochemische Veränderungen der Ozeane mit vermehrter Freisetzung von hochgiftigem Schwefelwasserstoff[31] oder einen durch die abnehmende Kohlenstoffdioxid-Konzentration deutlich verstärkten Einfluss der Milanković-Zyklen,[32] verbunden mit einem plötzlichen Umkippen des gesamten Klimasystems.[33] Durch die massive Ablagerung von organischem Kohlenstoff in Schwarzschiefer-Sedimenten reduzierte sich der CO2-Gehalt um rund 50 Prozent und lag am Ende des Devons bei etwa 1.000 ppm.[34] Die Tendenz einer fortschreitenden Verringerung der CO2-Konzentration blieb über die gesamte „Steinkohlenzeit“ des Karbons (358,9 bis 298,9 mya) bestehen und könnte zu einem atmosphärischen Anteil von etwa 100 ppm am Beginn des Perms (298,9–252,2 mya) geführt haben.[35] Großen Einfluss auf diese Entwicklung hatte die zunehmende Ausbreitung tief wurzelnder und das Erdreich aufspaltender Gewächse in Verbindung mit verstärkter Bodenerosion und umfangreichen Inkohlungsprozessen,[36] die maßgeblich zur Entstehung des 80 bis 100 Millionen Jahre währenden Permokarbonen Eiszeitalters beitrugen.[37][38]

An der Perm-Trias-Grenze trat zusammen mit dem größten Massenaussterben des Phanerozoikums eine rapide und extrem starke Erwärmung auf, in deren Verlauf, gekoppelt mit zahlreichen Nebenwirkungen, die Temperaturen der Festlandsbereiche und der oberen Meeresschichten um 8 bis 10 °C zunahmen.[39][40] Als Auslöser und Hauptursache für den weltweiten Kollaps der Ökosysteme gelten die Ausgasungen des Sibirischen Trapps, der in seinen Aktivitätsphasen eine Fläche von 7 Millionen km² mit Flutbasalten bedeckte. Auf dem Höhepunkt der globalen Krise, deren Dauer in der neueren Fachliteratur auf maximal 30.000 Jahre veranschlagt wird,[41] erreichte die Treibhausgas-Konzentration mit signifikanten Methan-Anteilen einen sehr hohen CO2-Äquivalentwert,[42] während der Sauerstoffgehalt in gegenläufiger Weise von 30 Prozent am Beginn des Perms auf 10 bis 15 Prozent sank. In der Folge dauerte es zum Teil mehr als 10 Millionen Jahre, bis sich die durch extreme Erwärmung, Großbrände, sauren Regen und Sauerstoffreduzierung geschädigten Biotope schrittweise erneuert hatten.[43][44]

Mesozoikum (Erdmittelalter)

 
Anordnung der Kontinente im Mittleren Jura

Mit der Trias (252,2 bis 201,3 mya) begann das überwiegend von einem Warmklima geprägte Mesozoikum, wobei die globalen Durchschnittstemperaturen nach anfänglichen heftigen Fluktuationen zunächst 2 bis 3 °C über den Werten des bisherigen 21. Jahrhunderts lagen. An der Trias-Jura-Grenze bewirkte die Entstehung der 11 Millionen km² umfassenden Zentralatlantischen Magmatischen Provinz aufgrund umfangreicher CO2-Emissionen eine Erwärmungsspitze im Bereich von +4 bis +6 °C und zusammen mit einer weltweiten Schadstoffbelastung ein weiteres Massenaussterben.[45][46] Für die wechselhafte Klimageschichte des Juras (201,3 bis 145 mya) sind mehrere Abkühlungsphasen belegt, die laut einigen Studien zur Bildung von kontinentalen Eisschilden geführt haben könnten.[47] Andere Publikationen postulieren einen eher moderaten Temperaturrückgang und bewerten die Existenz größerer Eiskappen als unwahrscheinlich.[48] Eine umfassende Analyse der prägnanten und sehr rasch verlaufenden Meeresspiegelschwankungen im Jura kommt zu dem Ergebnis, dass die Veränderungen des Meerwasservolumens ohne die Annahme einer Glazialeustasie rätselhaft bleiben.[49]

Im Unterschied dazu konnten für die Kreide (145 bis 66 mya) mehrere Vereisungsprozessse definitiv nachgewiesen werden. Eine breit angelegte geologische Untersuchung südaustralischer Regionen erbrachte eindeutige Hinweise, unter anderem in Form von Tilliten, Dropstones und Diamiktit, dass auf dem Kontinent im Verlauf der Unterkreide mehr oder minder ausgeprägte Gletscherbildungen stattfanden.[50] Nach wechselnden klimatischen Bedingungen am Beginn der Epoche entstand im Klimaoptimum der Mittleren und Oberen Kreide die wahrscheinlich intensivste Treibhausphase des Phanerozoikums, mit einem stark schwankenden, bei einem ungefähren Mittelwert von 1.000 bis 1.500 ppm liegenden CO2-Level[51][52] und eventuell mitverursacht von lang anhaltenden Superplume-Aktivitäten beziehungsweise einer stark erhöhten Plattenkonvergenz.[53]

Eine Besonderheit der Kreide war die Häufung von ozeanischen anoxischen Ereignissen, wobei jenes an der Cenomanium-Turonium-Grenze (93,9 mya) globale Dimensionen erreichte und das wahrscheinlich die markanteste Störung des Kohlenstoffkreislaufs der letzten 100 Millionen Jahre verursachte, mit prägnanten klimatischen und biologischen Auswirkungen.[54] Gegen Ende der Kreide setzte eine allmähliche Abkühlung über Millionen Jahre ein, im Maastrichtium (72,0 bis 66,0 mya) mit mehreren kurzzeitigen Klimawechseln und einer Abnahme der Kohlenstoffdioxid-Konzentration auf ca. 420 bis 650 ppm.[55][56]

Känozoikum (Erdneuzeit)

 
Topographische Karte von Antarktika ohne Eisbedeckung. Berücksichtigt sind die isostatische Landhebung sowie der erhöhte Meeresspiegel, die Darstellung entspricht ungefähr der Situation vor 35 Mill. Jahren.

Der Asteroideneinschlag an der Kreide-Paläogen-Grenze vor 66 Millionen Jahren, der etwa 75 Prozent der damaligen Arten auslöschte,[57][58] eventuell verbunden mit einem globalen Dauerfrostklima über mehrere Jahre,[59] bildet den Übergang vom Mesozoikum zum Känozoikum. Nach der Stabilisierung des Erdklimasystems und der relativ zügig verlaufenden Regeneration der Biosphäre herrschte zu Beginn des Paläozäns (der ersten Serie des Känozoikums) zunächst ein warm-gemäßigtes Klima, das jedoch im weiteren Verlauf zunehmend subtropischer wurde. Einige Studien nennen für das frühe und mittlere Paläozän mit 300 bis 450 ppm geringere CO2-Werte als in der späten Kreide,[56] während andere Arbeiten auf der Basis von Multiproxy-Auswertungen einen Mittelwert von 600 ppm mit entsprechend höherer Globaltemperatur berechneten.[60]

An der Grenze zum Eozän (56 mya) entstand mit dem Paläozän/Eozän-Temperaturmaximum (PETM) die erste und ausgeprägteste von mehreren Wärmeanomalien. Durch massive Emissionen aus vulkanischen oder ozeanischen Quellen gelangten innerhalb kurzer Zeit mehrere tausend Gigatonnen Kohlenstoffdioxid und Methan in die Atmosphäre, und die Globaltemperatur stieg von etwa 18 °C im späten Paläozän während des Höhepunkts der rund 200.000 Jahre dauernden Anomalie auf mindestens 24 °C,[61] möglicherweise auf deutlich höhere Werte.[62] Als primäre Ursache für die abrupte Erwärmung am Beginn des PETM favorisieren mehrere Studien den CO2-Ausstoß der Nordatlantischen Magmatischen Großprovinz, die während der Bildung des Nordatlantiks entstand.[63] Diese Annahme ist jedoch umstritten und konkurriert mit anderen Erklärungsansätzen.[64] Als gesichert gilt, dass die Ausdehnung der tropischen Klimazone bis in höhere Breiten weiträumige Migrationsbewegungen von Flora und Fauna bewirkte und vielfältige biologische Auswirkungen sowohl in terrestrischen als auch in marinen Habitaten hatte.[65]

Das Eozäne Klimaoptimum fand seinen Abschluss mit dem Azolla-Ereignis vor rund 49 Millionen Jahren, das eine deutliche CO2-Reduktion zur Folge hatte und den Beginn einer allmählichen globalen Abkühlung markierte.[66] Ungefähr zur selben Zeit endete die Hauptphase der anfangs mit heftigem Flutbasalt-Vulkanismus einhergehenden Kollision der Indischen Kontinentalplatte mit der Eurasischen Platte. Im Zuge der Auffaltung des Himalaya und anderer Gebirgsketten (Alpidische Orogenese) wurden Erosions- und Verwitterungsprozesse und die damit gekoppelte Kohlenstoffbindung zu einem Klimafaktor, der die Abkühlungstendenz weiter verstärkte.[67]

Ein scharfer klimatischer Einschnitt ereignete sich an der Eozän-Oligozän-Grenze (33,9 mya) mit dem Beginn des Känozoischen Eiszeitalters. Innerhalb eines sehr kurzen Zeitraums, der möglicherweise nur einige Jahrtausende umfasste, kam es zu einem rapiden Abfall der atmosphärischen CO2-Konzentration mit einer weltweiten Abkühlung einschließlich der Ozeane und der beginnenden Entstehung des antarktischen Eisschilds.[68][69]

❮ System Serie Stufe ≈ Alter (mya)
❮ Q
 
u
 
a
 
r
 
t
 
ä
 
r 		Holozän Megha­layum 0
⬍
0,004
Nordgrip­pium 0,004
⬍
0,008
Grönlan­dium 0,008
⬍
0,012
Pleisto­zän Taran­tium 0,012
⬍
0,126
Ionium
(Chibanium) 		0,126
⬍
0,781
Calabrium 0,781
⬍
1,806
Gelasium 1,806
⬍
2,588
früher früher früher älter

Die Quartären Kaltzeitperioden als jüngste Abschnitte des Känozoischen Eiszeitalters begannen vor rund 2,7 Millionen Jahren mit weiträumigen Vergletscherungen auf der nördlichen Hemisphäre. In der Wissenschaft herrscht die Auffassung vor, dass die zunehmende arktische Vergletscherung mit einem deutlichen Rückgang der globalen CO2-Konzentration in Verbindung steht, wodurch vor allem die Sommermonate kühler ausfielen. Einige Studien konstatieren eine erste Abkühlungsphase im ausklingenden Pliozän (3,2 mya) und eine zweite im frühen Pleistozän (2,4 mya), wobei der CO2-Gehalt von ursprünglich 375 bis 425 ppm auf 275 bis 300 ppm sank, mit einer weiteren Abnahme während der folgenden Kaltzeitzyklen.[70][71] Zum wahrscheinlich ersten Mal während des Phanerozoikums waren damit die polarnahen Festlandsbereiche beider Hemisphären von Eisschilden bedeckt.

Die letzten 11.700 Jahre des Quartärs bilden das Interglazial (Zwischeneiszeit) des Holozäns und damit die geologische Gegenwart. Dieser Zeitraum umfasst alle bekannten Hochkulturen sowie die gesamte historisch belegte Menschheitsgeschichte einschließlich der modernen Zivilisation. Während des Holozäns herrschte bis vor kurzem ein nach erdgeschichtlichen Maßstäben stabiles Globalklima mit einem Temperaturkorridor von ungefähr ±0,6 °C.[72] Das Ausbleiben von geophysikalischen, biologischen und klimatischen Krisen wird als Garant dafür betrachtet, dass abgesehen von regional begrenzten Einschnitten eine relativ gleichmäßige kulturelle und technologische Entwicklung der menschlichen Gesellschaften stattfinden konnte.

Ursachen für natürliche Klimaveränderungen im Erdsystem

Klimaveränderungen beruhten in der Erdgeschichte oftmals auf einer Kombination mehrerer Faktoren. Die meisten dieser Klimafaktoren sind mittlerweile wissenschaftlich genau verstanden und zum Teil messtechnisch belegt, andere sind als grundsätzlicher Kausalzusammenhang allgemein anerkannt, und einige sind aufgrund von guten Korrelationen der vermuteten Einflussgrößen mit bestimmten klimatischen Entwicklungen naheliegend, im Detail aber noch nicht endgültig geklärt. Generell wird zwischen positiven und negativen Rückkopplungen unterschieden, wobei positive als selbstverstärkende Rückkopplungen bezeichnet werden (wie Eis-Albedo-Rückkopplung oder Wasserdampf-Rückkopplung) und negative als sich selbst abschwächende oder stabilisierende Rückkopplungen. Ein negativ rückgekoppeltes System wird somit Störungen seiner energetischen Balance ausgleichen und zum ursprünglichen Klimazustand zurückkehren.

Auch während einer erdgeschichtlich ereignisarmen Periode war das Klima nie wirklich stabil und auch abseits der großen Umweltkrisen deutlichen Schwankungen über Zeiträume von mehreren 10.000 oder 100.000 Jahren unterworfen. Als Gründe hierfür kommen in erster Linie Veränderungen der Vegetationsbedeckung mit Rückwirkungen auf Albedo und Kohlenstoffzyklus in Frage, darüber hinaus länger anhaltende vulkanische Aktivitäten mit entsprechender Freisetzung von CO2, Aerosolen und Schwefeldioxid oder regional auftretende plattentektonische Prozesse wie die Öffnung beziehungsweise Schließung von Meeresstraßen, jeweils verbunden mit einer Verlagerung, Intensivierung oder Abschwächung atmosphärischer und ozeanischer Zirkulationsmuster.

In einigen Hypothesen wird die Auffassung vertreten, dass auf der Skala der Erdgeschichte der Klimaverlauf nicht nur von terrestrischen Faktoren, sondern auch von variierenden kosmischen Strahlungseinflüssen gesteuert wird. So sollen laut dieser Annahme die Kaltzeiten des Phanerozoikums mit regelmäßigen Spiralarmdurchgängen der Sonne und ihrer Heliosphäre korrelieren.[73] Periodisch auftretende kosmische Einflüsse auf die biologische und klimatische Entwicklung sind jedoch nach aktuellem Forschungsstand nur schwach belegt und spielen bestenfalls eine untergeordnete Rolle.[74][75]

Sonne

Von jenen Faktoren, die das irdische Klima von Beginn an prägten und bis heute bestimmen, spielt der externe Einfluss der Sonne auf das Erdklimasystem die wichtigste Rolle. Die in einem thermonuklearen Fusionsprozess erzeugte und abgestrahlte solare Energie ist die Grundlage für die Entstehung und Entwicklung des Lebens auf der Erde. Nach der im Jahr 2015 erfolgten Festlegung durch die Internationale Astronomische Union beträgt die mittlere Strahlungsintensität in Form der Solarkonstante außerhalb der Erdatmosphäre 1361 W/m². Aufgrund der Exzentrizität der Erdbahn variiert deren Stärke im Jahresverlauf zwischen 1325 W/m² und 1420 W/m². Jedoch ist die Insolation an der Erdoberfläche wesentlich geringer und beläuft sich bei sommerlicher Mittagssonne in Zentraleuropa bei klarem Himmel auf etwa 700 W/m², im Winter hingegen nur auf knapp 250 W/m².

Die Bezeichnung Solarkonstante ist etwas irreführend, da diese – wenngleich innerhalb enger Grenzen – zyklischen Schwankungen unterliegt (etwa 0,1 Prozent sowohl im sichtbaren Bereich als auch in der Gesamtstrahlung) und ursächlich an die Maxima- und Minimaperioden der Sonnenflecken und damit an die unterschiedlichen Aktivitätsperioden der Sonne gekoppelt sind.[76]

 
Entstehung eines Sonnenflecks: Gebündelte Magnetfeldlinien dringen aus dem Inneren der Sonne zur Oberfläche vor.

Diese Schwankungen beruhen auf mehr oder minder regelmäßigen Veränderungen des solaren Magnetfelds und gehen mit einer sichtbaren Fluktuation der Sonnenflecken einher. Die beiden Hauptzyklen sind der Schwabe-Zyklus (11 Jahre) und der Hale-Zyklus (22 Jahre). Neben dem Gleißberg-Zyklus (85 ± 15 Jahre) wurde eine Reihe längerfristiger Zyklen postuliert. Das sind im Wesentlichen

Allerdings kann die Sonne auch jahrzehntelang eine verringerte Aktivität verzeichnen und gewissermaßen in einer „Stillstandsphase“ verharren. Der englische Astronom Edward Maunder untersuchte 1890 die historisch dokumentierte Anzahl der Sonnenflecken und fand eine Pause in den 11-Jahres-Zyklen zwischen 1645 und 1720 (Maunder-Minimum), die ungefähr in der Mitte der sogenannten „Kleinen Eiszeit“ lag. Jedoch waren kühlere wie wärmere Klimaabschnitte (z. B. Wärmeperiode im Mittelalter) regional und zeitlich uneinheitlich verteilt und traten global nur selten und lediglich für wenige Jahrzehnte auf.[79] Entsprechend beschränkte sich die Kernphase der Kleinen Eiszeit – vom Ende des 16. bis etwa zur Mitte des 19. Jahrhunderts – sehr wahrscheinlich in unterschiedlich starker Ausprägung auf die Nordhemisphäre.[80] Dies relativiert den Einfluss der Sonne insofern, da neben den Schwankungen der solaren Einstrahlung auch Faktoren wie vulkanische Aktivitäten, Änderungen der atmosphärischen Zirkulation sowie der Nordatlantischen Oszillation zu berücksichtigen sind.[81]

 
Rekonstruierte Sonnenaktivität der letzten 2000 Jahre

Für weiter zurückliegende Epochen kann die magnetische Aktivität der Sonne mithilfe der kosmogenen, durch Höhenstrahlung gebildeten Radionuklide 14C und 10Be ermittelt werden.[82] Im Prinzip liefert die C14-Methode bei Verwendung einer Kalibrationskurve präzisere Resultate (DeVries-Effekt), kann aber aufgrund der vergleichsweise geringen Halbwertszeit des 14C-Isotops von 5.730 Jahren für längere Zeitskalen nicht eingesetzt werden. Im Unterschied dazu beträgt die Halbwertszeit des Beryllium-Isotops 10Be 1,51 Millionen Jahre und eignet sich deshalb für einen Analysezeitraum bis zu 10 Millionen Jahre. Die Konzentration von 10Be korreliert mit der kosmischen Strahlung und damit indirekt mit der Stärke des Erdmagnetfelds und der Sonnenaktivität. Zudem weisen hohe 10Be-Anteile – gleichbedeutend mit geringer Sonnenaktivität – auf ebenfalls erhöhte Aerosolkonzentrationen in der Atmosphäre hin.

Die seit 1978 mit Satelliten gemessenen Änderungen der Solarkonstante und Sonnenaktivität sind zu gering, um als Erklärung für die Temperaturentwicklung der letzten Jahrzehnte in Frage zu kommen.[83][84][85] Alle Datensätze deuten darauf hin, dass sich seit Mitte des 20. Jahrhunderts die globale Temperaturentwicklung weitgehend von der Sonnenaktivität abgekoppelt hat.[86] Demnach beträgt der zusätzliche Strahlungsantrieb durch die Sonne seit Beginn der Industrialisierung etwa 0,11 W/m², während die anthropogenen Treibhausgase mit steigender Tendenz derzeit rund 2,8 W/m² zur Erwärmung beisteuern.[87]

Auf der gesamten Zeitskala der Erd- und Klimageschichte hat die Entwicklung der Sonne als Hauptreihenstern im Hertzsprung-Russell-Diagramm primäre Bedeutung. Nach einer relativ kurzen Phase als Protostern begann sie vor 4,6 Milliarden Jahren mit der Energiewandlung durch den Prozess der Kernfusion, bei dem der im Sonnenkern vorhandene Vorrat an Wasserstoff durch die Proton-Proton-Reaktion allmählich in Helium umgewandelt wird. Dieses Stadium dauert rund 11 Milliarden Jahre, wobei in diesem Zeitraum die Leuchtkraft und der Radius der Sonne konstant zunehmen. Das bedeutet, dass die Sonne am Beginn ihrer Existenz (und gleichzeitig am Beginn der Erdgeschichte) nur 70 Prozent der gegenwärtigen Strahlungsleistung aufwies und dass diese Strahlung im Durchschnitt alle 150 Millionen Jahre um etwa 1 Prozent bis auf den heutigen Wert zunimmt und auch weiter zunehmen wird. Dieses sogenannte Paradoxon der schwachen jungen Sonne (englisch Faint Young Sun Paradox) verkörpert nicht nur einen elementaren Klimafaktor über Jahrmilliarden, sondern führt auch zu grundlegenden Fragen zur Entstehung und zur Kontinuität des irdischen Lebens, die aktuell auf breiter Basis interdisziplinär diskutiert werden, vor allem in den Atmosphärenwissenschaften.[88]

Erdumlaufbahn, Präzession und Achsneigung

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, sind jedoch für einen sich ändernden Bestrahlungsanteil der Hemisphären mit ihrem unterschiedlichen Landmassenanteil verantwortlich und fungieren im Klimasystem somit als „Impulsgeber“. Sie gelten als Hauptursache für den Wechsel der Warm- und Kaltphasen innerhalb des gegenwärtigen Eiszeitalters.[2] Zum Beispiel bewirkte die von den Orbitalparametern eingeleitete leichte Temperaturerhöhung einen Anstieg der atmosphärischen CO2-Konzentration, was in der Folge zu einer weiteren Erwärmung und zu einem Übergang von einer Kalt- zu einer Warmzeit führte, wobei beide Anstiege nach neueren Untersuchungen in vielen Fällen fast synchron verliefen.[89]

Obwohl der Prozess einer sich allmählich verändernden Insolation erhebliche Zeiträume beansprucht, kann er über Jahrtausende messtechnisch nachgewiesen werden. So belegen Sedimentbohrkerne aus der Tiefsee ein holozänes Klimaoptimum vor etwa 8.000 bis 6.000 Jahren, dessen Temperaturwerte auf globaler Basis erst im 21. Jahrhundert wieder erreicht und inzwischen wahrscheinlich übertroffen wurden.[90] Durch die Abnahme der Sonneneinstrahlung in nördlichen Breiten während des Sommermaximums, gekoppelt an die Periodizität der Milanković-Zyklen, fand seitdem ein leichter Temperaturrückgang von durchschnittlich 0,10 bis 0,12 °C pro Jahrtausend statt.[72] Dieser Abkühlungstrend würde normalerweise dazu führen, dass auf das Interglazial des Holozäns in 30.000 bis 50.000 Jahren eine neue Kaltzeit folgt. Ob dieses Ereignis wie prognostiziert eintritt oder ob die gegenwärtige Warmzeit von längerer Dauer sein wird, hängt zum größten Teil davon ab, in welchem Umfang anthropogene und natürliche Treibhausgase zukünftig in die Atmosphäre gelangen.[91]

Die periodischen Veränderungen der Erdbahnparameter sind als stabile Einflussgröße über große Teile des Phanerozoikums nachweisbar, selbst in den vorwiegend tropisch geprägten Klimata der Kreidezeit.[92] So konnte der Großzyklus mit 405.000 Jahren nach neuen Analysen bis in die Obertrias vor rund 215 Millionen Jahren zurückverfolgt und chronologisch eingeordnet werden.[93] Auch für die während des Permokarbonen Eiszeitalters auftretenden Klimaschwankungen im späten Karbon (etwa 315 bis 299 mya) wird den Milanković-Zyklen ein signifikanter Einfluss zugeschrieben.[38] Nach neueren Erkenntnissen könnten die periodischen Veränderungen der Exzentrizität auch den Kohlenstoffkreislauf innerhalb der verschiedenen Erdsphären beeinflussen.[94] Dies gilt besonders für die Klimaentwicklung im Verlauf des Känozoikums, wobei der Exzentrizitätszyklus als zeitlicher Maßstab für eine genauere Analyse der verschiedenen Klimazustände und deren Übergänge eingesetzt wird.[95]

Jahrzehntelang nahm die Fachwelt von den als spekulativ beurteilten Berechnungen Milanković’ kaum Notiz. Seit den 1980er Jahren ist die Theorie jedoch in modifizierter und erweiterter Form fester Bestandteil von Paläoklimatologie und Quartärforschung und wird vielfach als wichtiger erdgeschichtlicher Einflussfaktor sowie als Instrument zur Rekonstruktion der Kaltzeitphasen herangezogen.[91][93] In der nachstehenden Tabelle sind die wichtigsten Eckdaten der Milanković-Zyklen zusammengefasst.

 
Maximaler und minimaler Neigungsbereich der Erdachse
Erdbahnparameter Zyklusdauer Schwankungsbreite Gegenwärtiger Status
Präzession der Erdrotationsachse ca. 025.800 Jahre 360° (Vollkreis) innerhalb eines kompletten Zyklus Entwicklung zur prägnanteren Ausbildung der Jahreszeiten auf der Nordhemisphäre mit längeren Wintern
Neigungswinkel der Erdachse zur Ekliptik ca. 041.000 Jahre zwischen 22,1° und 24,5° 23,43° (mit Tendenz zum Minimum)
Exzentrizität der Erdumlaufbahn ca. 100.000 bzw. 405.000 Jahre1) von 0,0006 (fast kreisförmig) bis 0,058 (leicht elliptisch) 0,016 (mit Tendenz zur kreisförmigen Umlaufbahn)
1) 
Nächstes Minimum der Exzentrizität mit 0,0023 in 27.500 Jahren, absolutes Minimum mit 0,0006 in über 400.000 Jahren

Treibhausgase

 
Klimaänderungen im Lauf der Klimageschichte
 
Der CO2-Gehalt der Atmosphäre der letzten 60 Millionen Jahre bis zum Jahr 2007. Die Vergletscherung der Arktis und Antarktis während des Känozoischen Eiszeitalters fällt in diesen Zeitraum.

In der irdischen Atmosphäre sind mehr als 20 Treibhausgase natürlichen und anthropogenen Ursprungs nachweisbar, darunter hochwirksame Klimagase wie Distickstoffmonoxid (Lachgas), Schwefelhexafluorid und Carbonylsulfid. Obwohl im Hinblick auf prägnante Klimawandel-Ereignisse der Vergangenheit neben dem Wasserdampf nahezu ausschließlich Kohlenstoffdioxid und Methan eine primäre Rolle spielten, ist die Bedeutung der übrigen Treibhausgase durchaus relevant, da sie gegenwärtig in ihrer Gesamtwirkung fast dasselbe Treibhauspotential wie das Kohlenstoffdioxid aufweisen.[96]

Im Unterschied zu Stickstoff, Sauerstoff und allen Edelgasen sind Treibhausgase dank ihrer molekularen Struktur infrarot-strahlungsaktiv. So kann beispielsweise CO2 die solare Wärmeenergie bei Wellenlängen von 4,26 µm und 14,99 µm absorbieren und diese in Richtung Erdoberfläche re-emittieren. Aufgrund dieses Treibhauseffekts, der bereits 1824 von Joseph Fourier erstmals beschrieben wurde, erhöht sich die oberflächennahe Durchschnittstemperatur im mathematisch-physikalischen Modell um annähernd 33 °C auf +14 bis +15 °C. Ohne Treibhauswirkung würde die untere Atmosphäre im globalen Mittel lediglich −18 °C aufweisen und zu einer kompletten Vereisung des Planeten führen (wobei das Temperaturniveau aufgrund mehrerer Wechselwirkungen wahrscheinlich noch weiter absinken würde).

Das wichtigste und seinem Einfluss nach stärkste Treibhausgas ist der Wasserdampf, dessen Anteil am natürlichen Treibhauseffekt je nach geographischen Gegebenheiten beziehungsweise Klimazone zwischen 36 und 70 Prozent schwankt.[97] Da der atmosphärische Wasserdampfgehalt unmittelbar von der Lufttemperatur abhängt, nimmt seine Konzentration bei niedrigeren Durchschnittstemperaturen ab und steigt während einer Erwärmungsphase an (Wasserdampf-Rückkopplung), wobei nach der Clausius-Clapeyron-Gleichung die Atmosphäre pro Grad Temperaturzunahme 7 Prozent mehr Wasserdampf aufnehmen kann.

Die atmosphärische Konzentration von Kohlenstoffdioxid wird üblicherweise in ppm (= Teile pro Million) angegeben, die von Methan in ppb (= Teile pro Milliarde). Bedingt durch menschliche Einflüsse hat sich seit Beginn des Industriezeitalters der Gehalt an Kohlenstoffdioxid auf über 400 ppm erhöht (vorher 280 ppm) und der von Methan auf knapp 1.900 ppb (vorher 800 ppb). Dies sind die höchsten Konzentrationen seit mindestens 800.000 Jahren.[98] Mit hoher Wahrscheinlichkeit traten auch während der letzten 14 Millionen Jahre (seit dem Klimaoptimum des Mittleren Miozäns) keine signifikant höheren CO2-Werte als im bisherigen 21. Jahrhundert auf.[99] Es gab gleichwohl erdgeschichtliche Epochen mit erheblich größeren CO2-Anteilen, wie im Kambrium vor rund 500 Millionen Jahren, als die Kohlenstoffdioxid-Konzentration im Bereich von 5.000 bis 6.000 ppm lag. Rückschlüsse zur Gegenwart sind allerdings problematisch, da die damaligen Bedingungen (unter anderem die im Vergleich zu heute um 4 bis 5 Prozent verminderte Sonneneinstrahlung, das komplette Fehlen von Landpflanzen und damit verbunden ein veränderter organischer Kohlenstoffzyklus) in keiner Weise auf das Holozän übertragbar sind.

Nicht immer waren Kohlenstoffdioxid und/oder Methan die Hauptfaktoren eines Klimawandels. Sie fungierten in der Erdgeschichte manchmal als „Rückkopplungsglieder“, die begonnene Entwicklungen je nach geophysikalischer Konstellation verstärkten, beschleunigten oder abschwächten.[100] In diesem Zusammenhang sind neben den Erdbahnparametern auch Feedbacks wie die Eis-Albedo-Rückkopplung, die Vegetationsbedeckung, Verwitterungsprozesse und die Variabilität des Wasserdampfgehaltes in der Atmosphäre zu berücksichtigen.[101]

Über die gesamte Dauer des Phanerozoikums betrachtet nahm die CO2-Konzentration im Laufe von 540 Millionen Jahren ab; dabei schwankte sie stark. So lagen vor rund 300 Millionen Jahren während des Permokarbonen Eiszeitalters, am Übergang vom Karbon zum Perm, die CO2-Werte bei durchschnittlich 300 ppm[38] und sanken im frühen Perm möglicherweise auf etwa 100 ppm.[35] 50 Millionen Jahre später, während der Supertreibhaus-Phase an der Perm-Trias-Grenze, erreichte hingegen das CO2-Äquivalent aufgrund großflächiger Flutbasalt-Ausflüsse und weiterer Rückkopplungsprozesse in geologisch sehr kurzer Zeit ein Level von etwa 3.000 ppm.[43]

Basierend auf den Erkenntnissen und Daten der Paläoklimatologie wird in der Wissenschaft übereinstimmend angenommen, dass der gegenwärtig zu beobachtende Klimawandel im vorhergesagten weiteren Verlauf rascher vonstattengehen wird als alle bekannten Erwärmungsphasen des Känozoikums (das heißt während der letzten 66 Millionen Jahre).[102][103] Selbst während der Wärmeanomalie des Paläozän/Eozän-Temperaturmaximums (PETM) hatte der atmosphärische Kohlenstoffeintrag und die damit gekoppelte Temperaturerhöhung im jährlichen Durchschnitt erheblich geringere Steigerungsraten als gegenwärtig.[61]

Im Unterschied zu früheren Annahmen wird sich der zusätzliche anthropogene CO2-Eintrag selbst bei einem weitgehenden Emissionsstopp nur allmählich verringern und in signifikantem Umfang noch in mehreren tausend Jahren nachweisbar sein,[104] da Kohlenstoffdioxid in der Erdatmosphäre durch natürliche physikalische und biogeochemische Prozesse im Erdsystem nur sehr langsam abgebaut wird. Das deutsche Bundesumweltamt geht davon aus, dass nach 1000 Jahren noch etwa 15 bis 40 Prozent in der Atmosphäre verbleiben.[105] Aufgrund dieser Faktenlage postulieren einige Studien unter Einbeziehung der Erdsystem-Klimasensitivität eine längere Warmzeit im Bereich von 50.000 bis 100.000 Jahren.[106] Als zusätzliche Gefährdungspotenziale wurden verschiedene Kippelemente im Erdsystem identifiziert, die bei weiterer Erwärmungszunahme kurzfristig eine Reihe irreversibler Prozesse auslösen würden.[107] Eine 2019 veröffentlichte Simulation deutet darauf hin, dass bei einer CO2-Konzentration über 1.200 ppm Stratocumuluswolken zerfallen könnten, was zur Intensivierung der globalen Erwärmung beitragen würde.[108] Dieser Prozess könnte unter diesen Voraussetzungen sowohl während der starken Erwärmungsphasen im Eozän als auch während des Klimaoptimums der Oberkreide zur Geltung gekommen sein.

Plattentektonik

 
Schematische Darstellung der Prozesse entlang der Plattengrenzen und den damit einhergehenden tektonischen Aktivitäten

Die Plattentektonik als „Antriebsmotor“ aller großräumigen Vorgänge in der äußeren Erdhülle (Lithosphäre) ist in erdgeschichtlichem Maßstab einer der wichtigsten Klimafaktoren mit einer Vielzahl von damit verbundenen Prozessen und Auswirkungen. Dazu zählen die Entstehung von Faltengebirgen (Orogenese), die verschiedenen Formen des Vulkanismus (Hotspots bzw. Manteldiapire, Magmatische Großprovinzen u. a.), die Bildung Mittelozeanischer Rücken, das „Abtauchen“ ozeanischer Kruste unter kontinentale Lithosphärenplatten (Subduktion) sowie die Kontinentaldrift, jeweils mit direkten Folgen für die atmosphärische Konzentration von Treibhausgasen und damit auf den Klimazustand der Erde.

Nach geographischer Definition existieren auf der Erde sieben Kontinente,[109] wobei deren gegenwärtige Lage und Anzahl das Ergebnis einer Entwicklung ist, die vor mehr als 150 Millionen Jahren einsetzte. Während des Paläozoikums und über Teile des Mesozoikums prägten hingegen Groß- und Superkontinente das topographische Bild der Erde. Als Superkontinent gilt eine Landmasse, die nahezu alle Kontinentalplatten in sich vereint. Der erdgeschichtlich jüngste Superkontinent Pangaea, entstanden durch die Verschmelzung der beiden Großkontinente Laurussia und Gondwana, existierte vom Oberkarbon bis in das Mesozoikum (vor 310 bis 150 Millionen Jahren). Die Kollision der Kontinentalplatten führte zu einer Auffaltung der Krustengesteine und zur Entstehung einer Hochgebirgskette entlang der Plattengrenzen. Als sich die Verhältnisse stabilisierten, wurden Verwitterungs- und Abtragungsprozesse zu einem relevanten Klimafaktorː Sie entzogen der Atmosphäre große Mengen an Kohlenstoffdioxid und trugen auf diese Weise tendenziell zu einer weltweiten Abkühlung bei. Millionen Jahre später, nach einer Phase tektonischer Ruhe, brachen die Kontinentalschilde unter erheblicher Zunahme des Flutbasalt-Vulkanismus an ihren „Nahtstellen“ wieder auseinander, was zu einem erneuten Anstieg der CO2-Konzentration führte.

 
Kontinentaldrift der letzten 150 Millionen Jahre

Charakteristisch für Groß- und Superkontinente sind ein ausgeprägtes Kontinentalklima mit einer Jahres-Temperaturamplitude bis 50 °C, großflächige Trocken- und Wüstengebiete im Landesinneren sowie eine relativ geringe Artenvielfalt im Faunenbereich.[110] Auf dem Höhepunkt ihrer Ausdehnung erstreckte sich Pangaea von der Nordpolarregion bis in die Antarktis und besaß einschließlich aller Schelfmeere eine Fläche von 138 Millionen km², wovon 73 Millionen km² auf das südkontinentale Gondwana entfielen.[111] Der lange Zeit die südliche Hemisphäre dominierende Großkontinent Gondwana entstand bereits vor etwa 600 Millionen Jahren und umfasste die Kerngebiete (Kratone) von Südamerika, Afrika, Antarktika, Australien, Arabien, Madagaskar, Neuguinea und Indien. Im Laufe seiner geologischen Geschichte wurden weite Gebiete Gondwanas mehrmals von Gletschern und Eisschilden bedeckt, zuerst während des Ordovizischen Eiszeitalters (auch Hirnantische Eiszeit oder Anden-Sahara-Eiszeit). Es begann vor rund 460 Millionen Jahren im Oberen Ordovizium, erreichte seinen Höhepunkt auf der letzten ordovizischen Stufe des Hirnantiums und endete im Unteren Silur vor 430 Millionen Jahren.

Während des Permokarbonen Eiszeitalters (Karoo-Eiszeit) wurde Gondwana erneut zum Zentrum umfangreicher Vereisungen. Dies betraf vor 359 bis 318 Millionen Jahren das heutige südliche Afrika sowie große Teile Südamerikas. In einer zweiten Vereisungsphase im Pennsylvanium vor 318 bis 299 Millionen Jahren verlagerten sich die Eisschilde auf die Kratone von Indien und Australien, ehe während des Dwyka-Glazials (bis vor 280 Millionen Jahren) das südliche Afrika abermals vergletscherte. Die Permokarbone Eiszeit war das zweitlängste Eiszeitalter der Erdgeschichte. Es umfasste einen großen Teil des Karbons und endete im Verlauf des Perms vor etwa 265 Millionen Jahren.[112] Die über Jahrmillionen kaum veränderte Position Gondwanas im Umkreis der Antarktis trug wesentlich zur Entstehung der beiden paläozoischen Glazialperioden bei, da polarnahes Festland aufgrund der relativ hohen Albedo schneller und effektiver vereist als offene Meereszonen und dieser Prozess durch die Eis-Albedo-Rückkopplung an Eigendynamik gewinnt.

 
Der Superkontinent Pangaea im Unterperm vor ca. 280 Millionen Jahren

Wie nahezu jeder natürliche Klimawandel beruhte auch das Ereignis des Permokarbonen Eiszeitalters auf mehreren Faktoren. Das waren zusätzlich zu der oben geschilderten Festlandsvereisung die folgenden, sich gegenseitig verstärkenden Mechanismen:

  • Durch die während des Karbons weiter zunehmende Vegetationsbedeckung in Verbindung mit der Ausbreitung tief wurzelnder und das Erdreich aufspaltender Gewächse[36] sowie umfangreichen Inkohlungsprozessen fiel die atmosphärische CO2-Konzentration auf einen bis dahin einmaligen Tiefstwert.[37] Diese Entwicklung trug maßgeblich dazu bei, dass gegen Ende der Epoche und im frühen Perm mehrere ausgeprägte Klimawechsel stattfanden, mit einer an die verschiedenen Kalt- und Warmphasen gekoppelten Schwankungsbreite des CO2-Levels von 150 bis 700 ppm.[38]
  • Bedingt durch den extrem hohen Sauerstoffgehalt von 33 bis 35 Prozent traten im Oberen Karbon die wahrscheinlich verheerendsten Wald- und Flächenbrände der Erdgeschichte auf,[113] mit der möglichen Nebenwirkung eines weltumspannenden, das Sonnenlicht dämpfenden Rauch- und Dunstnebels.[114]S. 443 f.
  • Nachdem sich Laurussia und Gondwana zum Superkontinent Pangaea und damit zu einer riesigen Festlandsbarriere vereinigt hatten, stockte der Wasser- und Wärmeaustausch der äquatorialen Meeresströmungen, und antarktisches Kaltwasser strömte an den Küsten Gondwanas entlang nach Norden. Dies trug dazu bei, den bereits herrschenden Abkühlungstrend nochmals zu intensivieren.

Ein weiteres Beispiel für die klimatische Relevanz der Plattentektonik bietet die jüngere Erdgeschichte mit der Entstehung der heute etwa 480 Seemeilen breiten Drakestraße, die den Atlantik mit dem Pazifischen Ozean verbindet. Bis in das späte Eozän existierte zwischen Antarktika und Südamerika – als umfangreicher Rest des ehemaligen Großkontinents Gondwana – eine aufgrund mehrerer plattentektonischer Prozesse zunehmend fragiler werdende Landbrücke, ehe sich die Drakestraße unter ständiger Vertiefung zu öffnen begann.[115] Dadurch entstand im Südpolarmeer die stärkste Meeresströmung der Erde, der Antarktische Zirkumpolarstrom, der Antarktika von nun an im Uhrzeigersinn umkreiste, den Kontinent von der Zufuhr wärmeren Meerwassers abschnitt und die Grundlage für die Bildung des Antarktischen Eisschildes schuf. Somit war Antarktika nicht nur geographisch, sondern auch thermisch isoliert. Die erste signifikante Vereisung an der Eozän-Oligozän-Grenze vor 33,9 Millionen Jahren war gleichbedeutend mit dem Beginn des Känozoischen Eiszeitalters,[116] und im Verlauf des Pliozäns erreichte die Eisbedeckung erstmals die heutige Ausdehnung von etwa 14 Millionen km².

Vulkanismus

Vulkanische Eruptionen der Stärke 5 oder 6 auf dem Vulkanexplosivitätsindex besitzen das Potenzial, eine aerosolbedingte, mit mehreren Rückkopplungen verbundene globale Abkühlung von etwa −0,3 bis −0,5 °C über einige Jahre zu bewirken, wie dies unter anderem für den Ausbruch des Pinatubo 1991 nachgewiesen wurde.[117] Insbesondere Gase können dabei bis in die Stratosphäre (17 bis 50 km Höhe) gelangen. Über drei Prozesse, bekannt als Gas-zu-Partikel- (GPC, gas-to-particle conversion), Tropfen-zu-Partikel- (DPC, drop-to-particle conversion) bzw. Klumpen-zu-Partikel-Umwandlung (BPC, bulk-to-particle conversion), werden dabei ausgeworfene Partikel und Gase zu Aerosolen. Durch die Höhenströmungen (Starkwindbänder) breiten sich diese in der Stratosphäre aus, wo sie über Absorption, Streuung und Reflexion die transmittierte solare Einstrahlung verändern. Diese Prozesse haben einen direkten Einfluss auf die Temperatur in allen Luftschichten.

Die Auswirkungen einer vulkanischen Eruption können im weiteren Zeitverlauf sehr unterschiedlich sein. Je nach Entstehungsprozess besitzen Aerosole typische Radien von r < 0,1 μm bis r > 1 μm. In Abhängigkeit von den Radien und den entsprechenden Säuberungsmechanismen haben Aerosole eine Verweildauer, die Zeiträume von wenigen Minuten bis hin zu einigen Jahren umfassen, bevor sie durch Auswaschung (Eis, Schnee oder Regen), Ablagerung durch Gravitation oder Koagulation (Gerinnung, kleine Partikel vereinigen sich zu einem großen Partikel) aus der Atmosphäre entfernt werden.[118] Damit ergibt sich ein zeitlich variabler Nettoeffekt auf die Lufttemperatur. Zuerst absorbieren die großen Partikel Sonnenstrahlung und erwärmen damit die Atmosphäre (positiver Netteoeffekt), fallen dann aber schnell aus der Luftsäule. Danach gewinnen die kleinen und mittelgroßen Partikel an Bedeutung, da sie die Sonnenstrahlung reflektieren und streuen und damit die Lufttemperatur absinken lassen (negativer Nettoeffekt). Dieser negative Nettoeffekt wird bei stärkerer Ausprägung auch als vulkanischer Winter bezeichnet.[119]

Zwei in geringem zeitlichem Abstand erfolgende Vulkanausbrüche waren vermutlich die Auslöser der ausgeprägten Klimaanomalie der Jahre 536 bis 550, die sich möglicherweise aufgrund verschiedener Rückkopplungen bis in das 7. Jahrhundert hinein ausdehnte, weite Teile der Erdoberfläche abkühlte und regional zu Dürren und Missernten führte (Late Antique Little Ice Age).[120] Die Eruption des Laki-Kraters auf Island im Sommer 1783 gilt als wahrscheinliche Ursache für den extrem kalten Winter 1783/84 in Nordeuropa und Nordamerika.[121] Im April 1815 war der Ausbruch des Vulkans Tambora auf der heute zu Indonesien gehörenden Insel Sumbawa maßgeblich am „Jahr ohne Sommer“ (1816) beteiligt. Von dem Kälteeinbruch betroffen waren vor allem große Gebiete Nordamerikas sowie von West- und Südeuropa. Gegenwärtig umfasst der jährliche vulkanische CO2-Ausstoß ein Volumen von 180 bis 440 Megatonnen.[122][123] Die anthropogenen CO2-Emissionen liegen einige Größenordnungen darüber und erreichten in den letzten Jahren jeweils rund 36 Gigatonnen.

Supervulkane

Aufgrund ihrer Auswurfmenge von über 1000 km³ an Lava, Asche und Aerosolen (Tephra) haben Supervulkane in prähistorischer Zeit das Klima über Jahrzehnte hinweg beeinflusst und eine abrupte globale Abkühlung ausgelöst. Auf dem Vulkanexplosivitätsindex sind sie mit dem Wert VEI-8 in die höchste Kategorie eingestuft. Im Gegensatz zu den meisten anderen Vulkanen hinterlassen Supervulkane nach einem Ausbruch, bedingt durch die Größe ihrer Magmakammer, keine Vulkankegel, sondern riesige Calderen. Die bisher letzte Eruption eines Supervulkans ereignete sich auf der nördlichen Hauptinsel Neuseelands vor rund 26.500 Jahren im Gebiet des heutigen Lake Taupō, einem See, der in der Caldera des einstigen Vulkan Taupō entstanden ist. Ein weiterer Ausbruch fand mit der Toba-Explosion vor 74.000 Jahren auf Sumatra statt. Gegenwärtig existieren mehrere potenzielle Supervulkane, die bei einem erneuten Ausbruch die Kategorie VEI-8 erreichen könnten. Der bekannteste von ihnen befindet sich unter dem Yellowstone-Nationalpark im US-amerikanischen Bundesstaat Wyoming.[124] Die Geschichte dieses Hotspots lässt sich über 17 Millionen Jahre zurückverfolgen und verzeichnet in dieser Zeit eine Reihe von Ausbrüchen, darunter zwei Supereruptionen im jüngeren Miozän (8,99 und 8,72 mya).[125] Seit dem Beginn des Oligozäns (33,9 mya) wurden weltweit über 40 derartige Ereignisse eindeutig nachgewiesen.[126] Dauerhafte klimatische und ökologische Folgen durch Supervulkane sind jedoch nicht belegt.

Magmatische Großprovinzen

 
Der Columbia-Plateaubasalt, eine hauptsächlich im Miozän aktive Magmatische Großprovinz im Westen der USA

In erdgeschichtlichem Rahmen waren sogenannte Magmatische Großprovinzen (englisch Large Igneous Provinces) die Ursache für tiefgreifende und relativ rasch verlaufende Klimawandel-Ereignisse.[127] Dabei handelt es sich um den großvolumigen Austritt magmatischer Gesteine aus dem Erdmantel, überwiegend in Form von Flutbasalten, die sich im Verlauf von einigen Hunderttausend Jahren gelegentlich über Millionen km² ausbreiteten. In Abhängigkeit von Ausmaß und Dauer der Flutbasalt-Freisetzung gelangten erhebliche Mengen an Kohlenstoffdioxid in die Atmosphäre, daneben in signifikantem Umfang auch Chlorwasserstoff, Fluor und Schwefeldioxid. Im Unterschied zum „normalen“ Vulkanismus bewirkten die Aktivitäten einer Magmatischen Großprovinz keine aerosolbedingte Abkühlung, sondern führten im Gegenteil zu einer weltweiten Temperaturzunahme, im Extremfall gekoppelt mit einer zusätzlichen Erwärmungsspirale unter Mitwirkung von Methan beziehungsweise Methanhydrat aus ozeanischen Lagerstätten.[43] Sehr wahrscheinlich stehen die meisten Massenaussterben der Erdgeschichte mit dem großflächigen Ausfluss von Flutbasalten und der anschließenden Destabilisierung terrestrischer und mariner Biotope in direkter Verbindung.[127]

Bekannte Magmatische Großprovinzen, die in unterschiedlich starker Weise einen Einfluss auf Klima und Biodiversität ausübten, sind der Sibirische Trapp (Perm-Trias-Grenze, 252 mya), der Dekkan-Trapp im heutigen Westindien (Kreide-Paläogen-Grenze, 66 mya)[128] sowie der nordamerikanische Columbia-Plateaubasalt (Mittleres Miozän, Hauptaktivität 16,7 bis 15,9 mya).[129][130]

Weitere klimawirksame Faktoren

 
Die gegenwärtige Thermohaline Zirkulation (ohne antarktischen Zirkumpolarstrom)

Weitere Faktoren, die das Klima nachhaltig beeinflussen können bzw. in der Vergangenheit beeinflusst haben:

Anthropogene Klimaveränderung

 
Globale durchschnittliche Temperaturanomalie 1850–2016[132]
 
Ursachen der gegenwärtig beobachteten globalen Erwärmung (Zeitraum 1750–2011) (Stand 2018)

Neben den natürlichen Faktoren beeinflusst der Mensch das Klima vor allem seit Beginn der Industrialisierung in erheblichem und weiter zunehmendem Umfang: Der „Zwischenstaatliche Ausschuss für Klimaänderungen“ (Intergovernmental Panel on Climate Change) (IPCC), der den Stand der Wissenschaft im Auftrag der Vereinten Nationen zusammenfasst, kam 2007 zu dem Schluss, dass die Erwärmung der Atmosphäre und der Ozeane seit Beginn der Industrialisierung vor allem auf der Freisetzung von Treibhausgasen durch den Menschen beruht,[133] wobei die zunehmende Kohlenstoffdioxid-Konzentration und ihr messbarer Einfluss auf die Strahlungsbilanz den Hauptfaktor des Erwärmungsprozesses bildet.[90] Aktuelle Analysen kommen zu dem Ergebnis, dass die anthropogenen Klimagas-Emissionen im bisherigen 21. Jahrhundert im Jahresdurchschnitt jene des Paläozän/Eozän-Temperaturmaximums um etwa das Zehnfache übertreffen.[61] Bis zum Ende des 21. Jahrhunderts rechnet der IPCC abhängig von verschiedenen Faktoren wie der weiteren Emissionsentwicklung im ungünstigsten Fall (repräsentativer Konzentrationspfad RCP 8.5), der sehr stark auf die Nutzung fossiler Energien setzt, mit einem Temperaturanstieg im wahrscheinlichen Bereich von 2,6 °C bis 4,8 °C (Mittelwert=3,7 °C). Im günstigsten Szenario (RCP 2.6), das sehr ambitionierte Klimaschutzmaßnahmen modelliert, umfasst die wahrscheinliche Spannbreite 0,3 °C bis 1,7 °C (Mittelwert=1,0 °C).[134]:60

Der IPCC schreibt in seinem 2014/2015 erschienenen fünften Sachstandsbericht, dass es extrem wahrscheinlich ist, dass die Menschen mehr als 50 Prozent der 1951–2010 beobachteten Erwärmung verursacht haben. Nach der besten Schätzung stimmt der menschliche Einfluss auf die Erwärmung in etwa mit der insgesamt beobachteten Erwärmung während dieses Zeitraums überein.[134]:5 Eine Analyse von 2014 beziffert die Wahrscheinlichkeit, dass der in den letzten 60 Jahren registrierte Anstieg der Globaltemperatur ohne anthropogene Treibhausgas-Emissionen ähnlich hoch ausgefallen wäre, mit lediglich 0,001 %.[135] Mehrere Studien stellen übereinstimmend fest, dass im Unterschied zu vorindustriellen Klimaschwankungen der aktuelle Erwärmungsprozess gleichzeitig auf allen Kontinenten auftritt, in seiner rapiden Entwicklung von keiner Klimaveränderung der letzten zweitausend Jahre übertroffen wird[136][137] und wahrscheinlich auch ohne vergleichbares Beispiel in der jüngeren Erdgeschichte ist.[61] Eine detaillierte Auswertung paläoklimatologischer Datenreihen erbrachte das Resultat, dass die im bisherigen 21. Jahrhundert stattgefundene Erwärmung die Temperaturwerte des Holozänen Klimaoptimums (vor etwa 8000 bis 6000 Jahren) mit hoher Wahrscheinlichkeit übertrifft.[138]

Der sich voraussichtlich in den nächsten Jahrzehnten weiter verstärkende Klimawandel besitzt das Potential, neben gravierenden Umweltveränderungen[139] weltweite Konflikte und in erheblichem Ausmaß einsetzende Migrationsbewegungen auszulösen („Klima“- bzw. „Umweltflucht“).[140][141] Ein wesentlicher Aspekt der gegenwärtigen Entwicklung ist der Klimaschutz als übergeordneter Begriff für jene Maßnahmen, die die absehbaren Folgen der globalen Erwärmung abschwächen und nach Möglichkeit verhindern sollen. Als primäre Aufgabe gilt hierbei die nachhaltige und rasche Reduzierung der anthropogenen CO2-Emissionen.[142]

Der Generalsekretär der Weltorganisation für Meteorologie (WMO) Petteri Taalas erklärte Ende 2018, „dass wir die erste Generation sind, die den Klimawandel vollauf versteht, und die letzte Generation, die in der Lage ist, etwas dagegen zu tun“.[143] Jedoch stiegen die anthropogenen CO2-Emissionen im Jahr 2022 auf ein Rekordwert von rund 37 Milliarden Tonnen.[144]

Klimawandel auf Venus und Mars

Seit Beginn des Archaikums vor vier Milliarden Jahren herrschten auf der Erde Bedingungen, unter denen – ungeachtet erheblicher Klimaschwankungen – durchgehend flüssiges Wasser als Lebensgrundlage irdischer Organismen existierte. Im Gegensatz dazu wird in der Wissenschaft vielfach angenommen, dass sowohl die Venus als auch der Mars in früheren Entwicklungsstadien eine relativ lebensfreundliche Umwelt besaßen, die jedoch durch eine Reihe irreversibler Prozesse in den gegenwärtigen Klimazustand transformiert wurde und mit hoher Wahrscheinlichkeit nunmehr außerhalb der habitablen Zone angesiedelt ist.[145]

So besteht die sehr dichte Atmosphäre der Venus aus 96,5 Prozent Kohlenstoffdioxid aus vulkanischen Quellen, das als Auslöser und Antrieb eines Galoppierenden Treibhauseffekts maßgeblich dazu beitrug, dass die Temperatur an der Planetenoberfläche im Mittel über 460 °C erreicht. Eine neuere Hypothese postuliert als Ursache für die extrem hohe CO2-Konzentration, dass vor rund 700 Millionen Jahren umfangreiche Magmaausflüsse große Teile des Planeten erfassten, dabei entsprechende Mengen an Kohlenstoffdioxid freisetzten und nach ihrer Erstarrung eine Barriere bildeten, die eine Wiedereinbindung der Ausgasungen in Verwitterungsgestein verhinderte.[146] Darüber hinaus ist ein Kohlenstoffkreislauf auf der Basis des Carbonat-Silicat-Zyklus ohne ein ausreichendes Vorkommen an flüssigem Wasser – zum Beispiel in Form von Niederschlägen – nicht möglich. Nach verschiedenen Szenarien könnte die Venus vor dieser Zäsur über einen Zeitraum von drei Milliarden Jahren bei Temperaturen zwischen 20 und 50 °C ein stabiles Klima sowie einen weltumspannenden flachen Ozean besessen haben.

 
Kasei Vallis, das größte Stromtal des Mars

Auch für den frühen Mars wird ein ähnliches Klimamodell diskutiert, mit der Annahme einer wesentlich dichteren Atmosphäre, eines komplexen hydrologischen Systems sowie der möglichen Existenz eines Ozeans in der nördlichen Hemisphäre, der ein Drittel der Planetenoberfläche bedeckte.[147] Bestimmte Strukturen der heutigen Marstopographie erinnern an Flussdeltas oder Abflussrinnen und werden häufig als Hinterlassenschaft ehemaliger Fließgewässer gedeutet. Andere Studien widersprechen diesem „Warmklima-Entwurf“ und gehen eher von einer glazial geprägten Frühphase des Planeten aus, mit der Folge eines sehr eingeschränkten Wasserkreislaufs.[148] Einigkeit herrscht darüber, dass die geringe Schwerkraft des Mars und sein nur schwach ausgeprägtes Magnetfeld die weitgehende Abtragung der ursprünglich dichteren Lufthülle durch den Sonnenwind begünstigte, bis hin zum gegenwärtigen Luftdruck, der mit 6,36 hPa (Hektopascal) jenem der irdischen Atmosphäre in 32 bis 35 Kilometer Höhe entspricht. Da die dünne Marsatmosphäre die einfallende Sonnenwärme nur in sehr begrenztem Umfang speichern kann, liegt die durchschnittliche Oberflächentemperatur bei ungefähr −55 °C.

Genauere Aufschlüsse über vergangene Klimawandel-Ereignisse sind für den Mars im Zuge robotischer oder bemannter Raumflugmissionen eher zu erwarten als für die Venus, da die dort herrschenden Umweltbedingungen bodengebundene Forschungsprojekte auf absehbare Zeit kaum zulassen.

Wissenschaftliche Zeitschriften zum Thema Klimawandel

Im Folgenden werden einige international renommierte Fachjournale mit interdisziplinärer Ausrichtung aufgeführt, deren Impact Factor weit über dem Durchschnitt liegt. Die thematischen Schwerpunkte der einzelnen Publikationen sind unterschiedlich, beschreiben jedoch in der Summe umfassend alle Klimawandel-Ereignisse des Phanerozoikums und des Präkambriums unter Einbeziehung angrenzender Fachgebiete. Das beginnt bei der gegenwärtigen globalen Erwärmung mit besonderem Fokus auf Meteorologie, Atmosphärenwissenschaften und Ozeanographie, erstreckt sich über die Darstellung früherer klimatischer Auswirkungen auf die Biosphäre (Paläontologie und Paläobiologie) bis hin zu verschiedenen klimarelevanten Aspekten von Geologie und Geophysik in erdgeschichtlichen Zeiträumen.

Siehe auch

Literatur

Referenzwerke (englisch)

  • Raymond T. Pierrehumbert: Principles of Planetary Climate. Cambridge University Press, 2010, ISBN 978-0-521-86556-2.
  • Thomas N. Cronin: Paleoclimates: understanding climate change past and present. Columbia University Press, New York 2010, ISBN 978-0-231-14494-0.
  • William F. Ruddimann: Earth's Climate – Past and Future. W. H. Freeman, Third Edition 2013, ISBN 978-1-319-15400-4.
  • Raymond S. Bradley: Paleoclimatology. Reconstructing Climates of the Quaternary. 3. Auflage. Academic Press (Elsevier Inc.), Oxford/Amsterdam/Waltham/San Diego 2015, ISBN 978-0-12-386913-5.

Deutschsprachige Literatur

Commons: Klimawandel – Sammlung von Bildern, Videos und Audiodateien
Wiktionary: Klimawandel – Bedeutungserklärungen, Wortherkunft, Synonyme, Übersetzungen

Sammelportale

Einzelnachweise

  1. ↑ ZDF/Terra X/Gruppe 5/Luise Wagner, Jonas Sichert, Andreas Hougardy – Nov. 2019 (Beschreibung der Mediendatei auf Commons). Zugrundeliegendes Klimamodell und Emissionsszenario ist unbekannt.
  2. ↑ a b Richard A. Muller, Gordon J. MacDonald: Spectrum of 100-kyr glacial cycle: Orbital inclination, not eccentricity. In: Proceedings of the National Academy of Sciences. Band 94, Nr. 16, 5. August 1997, ISSN 0027-8424, S. 8329–8334, PMID 11607741, PMC 33747 (freier Volltext) – (pnas.org [abgerufen am 8. März 2017]).
  3. ↑ 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. In: Reviews of Geophysics (AGU Publications). 54. Jahrgang, Nr. 1, März 2016, S. 162–219, doi:10.1002/2015RG000482 (englisch, cam.ac.uk [PDF]).
  4. ↑ Franz Mauelshagen: Klimageschichte der Neuzeit. Wissenschaftliche Buchgesellschaft, Darmstadt 2010, ISBN 978-3-534-21024-4, S. 13.
  5. ↑ Klimafluktuation. In: Lexikon der Geowissenschaften. Spektrum akademischer Verlag, abgerufen am 12. August 2016.
  6. ↑ Brockhaus Enzyklopädie, Band 26, 1996.
  7. ↑ Martin Kappas: Klimatologie. Herausforderung für Natur- und Sozialwissenschaften im 21. Jahrhundert. Spektrum akademischer Verlag, 2009, ISBN 978-3-8274-1827-2.
  8. ↑ Klimaoptimum. In: Lexikon der Geowissenschaften. Spektrum akademischer Verlag, abgerufen am 12. August 2016.
  9. ↑ Christian-Dietrich Schönwiese: Klimaänderungen: Daten, Analysen, Prognosen. Springer, 1995, ISBN 3-540-59096-X, S. 79–80.
  10. ↑ Richard B. Alley, Anna Maria Ágústsdóttir: The 8k event: Cause and consequences of a major Holocene abrupt climate change. In: Quaternary Science Reviews. Geosciences, Mai 2005, abgerufen am 11. Mai 2019.
  11. ↑ James Croll: XIII. On the physical cause of the change of climate during geological epochs. In: Philosophical Magazine Series 4. Band 28, Nr. 187, 1864, doi:10.1080/14786446408643733.
  12. ↑ The Discovery of Global Warming – A History. Abgerufen am 5. September 2020.
  13. ↑ NASA Earth Observatory: Image of the day: The keeling curve (wird nicht mehr aktualisiert)
  14. ↑ Robin M. Canup: Simulations of a late lunar-forming impact (PDF; 2,0 MB), Icarus, Vol. 168, 2004, S. 433–456.
  15. ↑ James F. Kasting, Shuhei Ono: Palaeoclimates: the first two billion years. In: The Royal Society Publishing, Philosophical Transactions B. Juni 2006, doi:10.1098/rstb.2006.1839 (englisch, researchgate.net [PDF]).
  16. ↑ Adam R. Sarafian, Horst R. Marschall, Francis M. McCubbin, Brian D. Monteleone: Early accretion of water in the inner solar system from a carbonaceous chondrite-like source. In: Science. 346. Jahrgang, Oktober 2014, S. 623–626, doi:10.1126/science.1256717 (englisch, whoi.edu [PDF]).
  17. ↑ Alan D. Rooney, Justin V. Strauss, Alan D. Brandon, Francis A. Macdonald: A Cryogenian chronology: Two long-lasting synchronous Neoproterozoic glaciations. In: Geology. 43. Jahrgang, Nr. 5, Mai 2015, S. 459–462, doi:10.1130/G36511.1 (englisch, researchgate.net [PDF]).
  18. ↑ Galen P. Halverson, Ross K. Stevenson, Michelle Vokaty, André Poirier, Marcus Kunzmann, Zheng-Xiang Li, Steven W. Denyszyn, Justin V. Strauss, Francis A. Macdonald: Continental flood basalt weathering as a trigger for Neoproterozoic Snowball Earth. In: Earth and Planetary Science Letters. 446. Jahrgang, Juli 2016, S. 89–99, doi:10.1016/j.epsl.2016.04.016 (englisch, researchgate.net [PDF]).
  19. ↑ Richard J. Twitchett: The palaeoclimatology, palaeoecology and palaeoenvironmental analysis of mass extinction events. In: Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology. 232. Jahrgang, Nr. 2–4, März 2006, S. 190–213, doi:10.1016/j.palaeo.2005.05.019 (englisch, uwc.ac.za [PDF]).
  20. ↑ David P. G. Bond, Stephen E. Grasby: On the causes of mass extinctions. In: Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology. 478. Jahrgang, Juli 2017, S. 3–29, doi:10.1016/j.palaeo.2016.11.005 (englisch).
  21. ↑ F. Jourdan, K. Hodges, B. Sell, U. Schaltegger, M. T. D. Wingate, L. Z. Evins, U. Söderlund, P. W. Haines, D. Phillips, T. Blenkinsop: High-precision dating of the Kalkarindji large igneous province, Australia, and synchrony with the Early-Middle Cambrian (Stage 4–5) extinction. In: Geology. 42. Jahrgang, Nr. 6, Juni 2014, S. 543–546, doi:10.1130/G35434.1 (englisch, cf.ac.uk [PDF]).
  22. ↑ Benjamin C. Gill, Timothy W. Lyons, Seth A. Young, Lee R. Kump, Andrew H. Knoll, Matthew R. Saltzman: Geochemical evidence for widespread euxinia in the Later Cambrian ocean. In: Nature. 469. Jahrgang, Januar 2011, S. 80–83, doi:10.1038/nature09700 (englisch, harvard.edu [PDF]).
  23. ↑ Jennifer L. Morris, Mark N. Puttick, James W. Clark, Dianne Edwards, Paul Kenrick, Silvia Pressel, Charles H. Wellman, Ziheng Yang, Harald Schneider, Philip C. J. Donoghue: The timescale of early land plant evolution. In: PNAS. 115. Jahrgang, Nr. 10, März 2018, S. E2274–E2283, doi:10.1073/pnas.1719588115 (englisch).
  24. ↑ Timothy M. Lenton, Michael Crouch, Martin Johnson, Nuno Pires, Liam Dolan: First plants cooled the Ordovician. In: Nature Geoscience. 5. Jahrgang, Februar 2012, S. 86–89, doi:10.1038/ngeo1390 (englisch, uni-bremen.de [PDF]).
  25. ↑ P. Porada, T. M. Lenton, A. Pohl, B. Weber, L. Mander, Y. Donnadieu, C. Beer, U. Pöschl, Axel Kleidon: High potential for weathering and climate effects of non-vascular vegetation in the Late Ordovician. In: Nature Communications. 7. Jahrgang, August 2016, doi:10.1038/ncomms12 (englisch, nature.com [PDF]).
  26. ↑ Thijs R. A. Vandenbroucke, Howard A. Armstrong, Mark Williams, Florentin Paris, Jan A. Zalasiewicz, Koen Sabbe, Jaak Nõlvak, Thomas J. Challands, Jacques Verniers, Thomas Servais: Polar front shift and atmospheric CO2 during the glacial maximum of the Early Paleozoic Icehouse. In: PNAS. 107. Jahrgang, Nr. 34, August 2010, S. 14983–14986 (englisch, researchgate.net [PDF]).
  27. ↑ David A. T. Hapera, Emma U. Hammarlund, Christian M. Ø. Rasmussen: End Ordovician extinctions: A coincidence of causes. In: Gondwana Research (Elsevier). 25. Jahrgang, Nr. 4, Mai 2014, S. 1294–1307, doi:10.1016/j.gr.2012.12.021 (englisch, researchgate.net [PDF]).
  28. ↑ Thijs R. A. Vandenbroucke, Poul Emsbo, Axel Munnecke, Nicolas Nuns, Ludovic Duponchel, Kevin Lepot, Melesio Quijada, Florentin Paris, Thomas Servais, Wolfgang Kiessling: Metal-induced malformations in early Palaeozoic plankton are harbingers of mass extinctions. In: Nature Communications. 6. Jahrgang, August 2015, doi:10.1038/ncomms8966 (englisch).
  29. ↑ Bradley D. Cramer, Daniel J. Condon, Ulf Söderlund, Carly Marshall, Graham J. Worton, Alan T. Thomas, Mikael Calner, David C. Ray, Vincent Perrier, Ian Boomer, P. Jonathan Patchett, Lennart Jeppsson: U-Pb (zircon) age constraints on the timing and duration of Wenlock (Silurian) paleocommunity collapse and recovery during the “Big Crisis”. In: Geological Society of America (Bulletin). 124. Jahrgang, Nr. 11–12, Oktober 2012, S. 1841–1857, doi:10.1130/B30642.1 (englisch, researchgate.net [PDF]).
  30. ↑ Grzegorz Racki, Michał Rakociński, Leszek Marynowski, Paul B. Wignall: Mercury enrichments and the Frasnian-Famennian biotic crisis: A volcanic trigger proved? In: Geology. 46. Jahrgang, Nr. 6, Juni 2018, S. 543–546, doi:10.1130/G40233.1 (englisch, whiterose.ac.uk [PDF]).
  31. ↑ Daizhao Chen, Jianguo Wang, Grzegorz Racki, Hua Li, Chengyuan Wang, Xueping Ma, Michael T. Whalen: Large sulphur isotopic perturbations and oceanic changes during the Frasnian–Famennian transition of the Late Devonian. In: Journal of the Geological Society (Lyell Collection). 170. Jahrgang, Nr. 3, Mai 2013, S. 465–476, doi:10.1144/jgs2012-037 (englisch, cas.ac.cn [PDF]).
  32. ↑ David De Vleeschouwer, Micha Rakociński, Grzegorz Racki, David P. G. Bond, Katarzyna Sobień, Philippe Claeys: The astronomical rhythm of Late-Devonian climate change (Kowala section, Holy Cross Mountains, Poland). In: Earth and Planetary Science Letters. 365. Jahrgang, März 2013, S. 25–37, doi:10.1016/j.epsl.2013.01.016 (englisch, vub.ac.be [PDF]).
  33. ↑ Sarah K. Carmichael, Johnny A. Waters, Cameron J. Batchelor, Drew M. Coleman, Thomas J. Suttner, Erika Kido, L. M. Moore, Leona Chadimová: Climate instability and tipping points in the Late Devonian: Detection of the Hangenberg Event in an open oceanic island arc in the Central Asian Orogenic Belt. In: Gondwana Research. 32. Jahrgang, April 2016, S. 213–231, doi:10.1016/j.gr.2015.02.009 (englisch, uncg.edu [PDF]).
  34. ↑ Sandra Isabella Kaiser, Markus Aretz, Ralph Thomas Becker: The global Hangenberg Crisis (Devonian–Carboniferous transition): review of a first-order mass extinction. In: Geological Society, London, Special Publications. 423. Jahrgang, August 2016, S. 387–437, doi:10.1144/SP423.9 (englisch, researchgate.net [PDF]).
  35. ↑ a b Georg Feulner: Formation of most of our coal brought Earth close to global glaciation. In: PNAS. 114. Jahrgang, Nr. 43, Oktober 2017, S. 11333–11337, doi:10.1073/pnas.1712062114 (englisch).
  36. ↑ a b Alexander J. Hetherington, Joseph G. Dubrovsky, Liam Dolan: Unique Cellular Organization in the Oldest Root Meristem. In: Current Biology. 26. Jahrgang, Nr. 12, Juni 2016, S. 1629–1633, doi:10.1016/j.cub.2016.04.072 (englisch, core.ac.uk [PDF]).
  37. ↑ a b Peter Franks: New constraints on atmospheric CO2 concentration for the Phanerozoic. In: Geophysical Research Letters. 31. Jahrgang, Nr. 13, Juli 2014, doi:10.1002/2014GL060457 (englisch, droyer.web.wesleyan.edu (Memento des Originals vom 12. August 2014 im Internet Archive) [abgerufen am 4. Mai 2017]).  Info: Der Archivlink wurde automatisch eingesetzt und noch nicht geprüft. Bitte prüfe Original- und Archivlink gemäß Anleitung und entferne dann diesen Hinweis.@1@2Vorlage:Webachiv/IABot/droyer.web.wesleyan.edu
  38. ↑ a b c d Isabel P. Montañez, Jennifer C. McElwain, Christopher J. Poulsen, Joseph D. White, William A. DiMichele, Jonathan P. Wilson, Galen Griggs, Michael T. Hren: Climate, pCO2 and terrestrial carbon cycle linkages during late Palaeozoic glacial–interglacial cycles. In: Nature Geoscience. 9. Jahrgang, Nr. 11, November 2016, S. 824–828, doi:10.1038/ngeo2822 (englisch, researchgate.net [PDF]).
  39. ↑ Michael M. Joachimski, Xulong Lai, Shuzhong Shen, Haishui Jiang, Genming Luo, Bo Chen, Jun Chen, Yadong Sun: Climate warming in the latest Permian and the Permian–Triassic mass extinction. In: Geology. 40. Jahrgang, Nr. 3, März 2012, S. 195–198, doi:10.1130/G32707 (englisch, ucsc.edu [PDF]).
  40. ↑ Yadong Sun, Michael M. Joachimski, Paul B. Wignall, Chunbo Yan, Yanlong Chen, Haishui Jiang, Lina Wang, Xulong Lai: Lethally Hot Temperatures During the Early Triassic Greenhouse. In: Science. 338. Jahrgang, Nr. 6105, Oktober 2012, S. 366–370, doi:10.1126/science.1224126 (englisch, edu.br [PDF]).
  41. ↑ Shu-Zhong Shen, Jahandar Ramezani, Jun Chen, Chang-Qun Cao, Douglas H. Erwin, Hua Zhang, Lei Xiang, Shane D. Schoepfer, Charles M. Henderson, Quan-Feng Zheng, Samuel A. Bowring, Yue Wang, Xian-Hua Li, Xiang-Dong Wang, Dong-Xun Yuan, Yi-Chun Zhang, Lin Mu, Jun Wang, Ya-Sheng Wu: A sudden end-Permian mass extinction in South China. In: GSA Bulletin (The Geological Society of America). 131. Jahrgang, September 2018, S. 205–223, doi:10.1130/B31909.1 (englisch, researchgate.net [PDF]).
  42. ↑ Michael J. Benton: Hyperthermal-driven mass extinctions: killing models during the Permian–Triassic mass extinction. In: Philosophical Transactions of the Royal Society A. 376. Jahrgang, Nr. 2130, Oktober 2018, doi:10.1098/rsta.2017.0076 (englisch).
  43. ↑ a b c Michael J. Benton, Andrew J. Newell: Impacts of global warming on Permo-Triassic terrestrial ecosystems. In: Gondwana Research. 25. Jahrgang, Nr. 4, Mai 2014, S. 1308–1337, doi:10.1016/j.gr.2012.12.010 (englisch, psu.edu [PDF]).
  44. ↑ Zhong-Qiang Chen, Michael J. Benton: The timing and pattern of biotic recovery following the end-Permian mass extinction. In: Nature Geoscience. 5. Jahrgang, Nr. 6, Juni 2012, S. 375–383, doi:10.1038/ngeo1475 (englisch, fossilhub.org [PDF]).
  45. ↑ Terrence J. Blackburn, Paul E. Olsen, Samuel A. Bowring, Noah M. McLean, Dennis V. Kent, John Puffer, Greg McHone, E. Troy Rasbury, Mohammed Et-Touhami: Zircon U-Pb Geochronology Links the End-Triassic Extinction with the Central Atlantic Magmatic Province. In: Science. 340. Jahrgang, Nr. 6135, Mai 2013, S. 941–945, doi:10.1126/science.1234204 (englisch, ufl.edu [PDF]).
  46. ↑ J. H. F. L. Davies, H. Bertrand, N. Youbi, M. Ernesto, U. Schaltegger: End-Triassic mass extinction started by intrusive CAMP activity. In: Nature Communications. 8. Jahrgang, Mai 2017, doi:10.1038/ncomms15596 (englisch).
  47. ↑ Yannick Donnadieu, Gilles Dromart, Yves Goddéris, Emmanuelle Pucéat, Benjamin Brigaud, Guillaume Dera, Christophe Dumas, Nicolas Olivier: A mechanism for brief glacial episodes in the Mesozoic greenhouse. In: Paleoceanography (American Geophysical Union). 26. Jahrgang, Nr. 3, September 2011, doi:10.1029/2010PA002100 (englisch, wiley.com).
  48. ↑ Hubert Wierzbowski, Mikhail A. Rogov, Bronisław A. Matyja, Dmitry Kiselev, Alexei Ippolitov: Middle–Upper Jurassic (Upper Callovian–Lower Kimmeridgian) stable isotope and elemental records of the Russian Platform: Indices of oceanographic and climatic changes. In: Global and Planetary Change. 107. Jahrgang, 2013, S. 196–212, doi:10.1016/j.gloplacha.2013.05.011 (englisch, researchgate.net [PDF]).
  49. ↑ Bilal U. Haq: Jurassic Sea-Level Variations: A Reappraisal. In: GSA Today (Geological Society of America). 28. Jahrgang, Nr. 1, Januar 2018, S. 4–10, doi:10.1130/GSATG359A.1 (englisch, geosociety.org [PDF]).
  50. ↑ N. F. Alley, S. B. Hore, L. A. Frakes: Glaciations at high-latitude Southern Australia during the Early Cretaceous. In: Australian Journal of Earth Sciences (Geological Society of Australia). April 2019, doi:10.1080/08120099.2019.1590457 (englisch, researchgate.net [PDF]).
  51. ↑ Yongdong Wang, Chengmin Huang, Bainian Sun, Cheng Quan, Jingyu Wu, Zhicheng Lin: Paleo-CO2 variation trends and the Cretaceous greenhouse climate. In: Earth-Science Reviews. 129. Jahrgang, Februar 2014, S. 136–147, doi:10.1016/j.earscirev.2013.11.001 (englisch, researchgate.net [PDF]).
  52. ↑ Mingzhen Zhang, Shuang Dai, Baoxia Du, Liming Ji, Shusheng Hu: Mid-Cretaceous Hothouse Climate and the Expansion of Early Angiosperms. In: Acta Geologica Sinica (Geological Society of China). 92. Jahrgang, Nr. 5, Oktober 2018, S. 2004–2025, doi:10.1111/1755-6724.13692 (englisch, geojournals.cn [PDF]).
  53. ↑ Madison East, R. Dietmar Müller, Simon Williams, Sabin Zahirovic, Christian Heine: Subduction history reveals Cretaceous slab superflux as a possible cause for the mid-Cretaceous plume pulse and superswell events. In: Gondwana Research. 79. Jahrgang, März 2020, S. 125–139, doi:10.1016/j.gr.2019.09.001 (englisch, cloudfront.net [PDF]).
  54. ↑ James S. Eldrett, Ian Jarvis, John S. Lignum, Darren R. Gröcke, Hugh C. Jenkyns, Martin A. Pearce: Black shale deposition, atmospheric CO2 drawdown, and cooling during the Cenomanian-Turonian Oceanic Anoxic Event. In: Paleoceanography and Paleoclimatology. 26. Jahrgang, Nr. 3, September 2011, doi:10.1029/2010PA002081 (englisch).
  55. ↑ Vanessa C. Bowman, Jane E. Francis, James B. Riding: Late Cretaceous winter sea ice in Antarctica? In: Geology. 41. Jahrgang, Nr. 12, Dezember 2013, S. 1227–1230, doi:10.1130/G34891.1 (englisch, researchgate.net [PDF]).
  56. ↑ a b Margret Steinthorsdottir, Vivi Vajda, Mike Poled: Global trends of pCO2 across the Cretaceous–Paleogene boundary supported by the first Southern Hemisphere stomatal proxy-based pCO2 reconstruction. In: Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology. 464. Jahrgang, Dezember 2016, S. 143–152, doi:10.1016/j.palaeo.2016.04.033 (englisch, sciencedirect.com [PDF]).
  57. ↑ Stephen L. Brusatte, Richard J. Butler, Paul M. Barrett, Matthew T. Carrano, David C. Evans, Graeme T. Lloyd, Philip D. Mannion, Mark A. Norell, Daniel J. Peppe, Paul Upchurch, Thomas E. Williamson: The extinction of the dinosaurs. In: Biological Reviews, Cambridge Philosophical Society (Wiley Online Library). 90. Jahrgang, Nr. 2, Mai 2015, S. 628–642, doi:10.1111/brv.12128 (englisch).
  58. ↑ Michael J. Henehan, Andy Ridgwell, Ellen Thomas, Shuang Zhang, Laia Alegret, Daniela N. Schmidt, James W. B. Rae, James D. Witts, Neil H. Landman, Sarah E. Greene, Brian T. Huber, James R. Super, Noah J. Planavsky, Pincelli M. Hull: Rapid ocean acidification and protracted Earth system recovery followed the end-Cretaceous Chicxulub impact. In: PNAS. 116. Jahrgang, Nr. 43, Oktober 2019, doi:10.1073/pnas.1905989116 (englisch).
  59. ↑ Julia Brugger, Georg Feulner, Stefan Petri: Baby, it's cold outside: Climate model simulations of the effects of the asteroid impact at the end of the Cretaceous. In: Geophysical Research Letters. 44. Jahrgang, Nr. 1, Januar 2017, S. 419–427, doi:10.1002/2016GL072241 (englisch).
  60. ↑ Jennifer B. Kowalczyk, Dana L. Royer, Ian M. Miller, Clive W. Anderson, David J. Beerling, Peter J. Franks, Michaela Grein, Wilfried Konrad, Anita Roth‐Nebelsick, Samuel A. Bowring, Kirk R. Johnson, Jahandar Ramezani: Multiple Proxy Estimates of Atmospheric CO2 From an Early Paleocene Rainforest. In: Paleoceanography and Paleoclimatology. 33. Jahrgang, Nr. 12, Dezember 2018, S. 1427–1438, doi:10.1029/2018PA003356 (englisch, semanticscholar.org [PDF]).
  61. ↑ a b c d Richard E. Zeebe, Andy Ridgwell, James C. Zachos: Anthropogenic carbon release rate unprecedented during the past 66 million years. In: Nature Geoscience. 9. Jahrgang, Nr. 4, April 2016, S. 325–329, doi:10.1038/ngeo2681 (englisch, lta.org [PDF]).
  62. ↑ Gordon N. Inglis, Fran Bragg, Natalie J. Burls, Margot J. Cramwinckel, David Evans, Gavin L. Foster, Matthew Huber, Daniel J. Lunt, Nicholas Siler, Sebastian Steinig, Jessica E. Tierney, Richard Wilkinson, Eleni Anagnostou, Agatha M. de Boer, Tom Dunkley Jones, Kirsty M. Edgar, Christopher J. Hollis, David K. Hutchinson, Richard D. Pancost: Global mean surface temperature and climate sensitivity of the early Eocene Climatic Optimum (EECO), Paleocene–Eocene Thermal Maximum (PETM), and latest Paleocene. In: Climate of the Past. 16. Jahrgang, Nr. 5, Oktober 2020, S. 1953–1968, doi:10.5194/cp-16-1953-2020 (englisch).
  63. ↑ Camilla M. Wilkinson, Morgan Ganerød, Bart W. H. Hendriks, Elizabeth A. Eide: Compilation and appraisal of geochronological data from the North Atlantic Igneous Province (NAIP). In: Geological Society, London, Special Publications (Lyell Collection). 447. Jahrgang, November 2016, S. 69–103, doi:10.1144/SP447.10 (englisch, lyellcollection.org).
  64. ↑ Alexander Gehler, Philip D. Gingerich, Andreas Pack: Temperature and atmospheric CO2 concentration estimates through the PETM using triple oxygen isotope analysis of mammalian bioapatite. In: PNAS. 113. Jahrgang, Nr. 28, Juli 2016, S. 7739–7744, doi:10.1073/pnas.1518116113 (englisch).
  65. ↑ Francesca A. McInerney, Scott L. Wing: The Paleocene-Eocene Thermal Maximum: A Perturbation of Carbon Cycle, Climate, and Biosphere with Implications for the Future. In: Annual Review of Earth and Planetary Sciences. 39. Jahrgang, Mai 2011, S. 489–516, doi:10.1146/annurev-earth-040610-133431 (englisch, researchgate.net [PDF]).
  66. ↑ Henk Brinkhuis, Stefan Schouten, Margaret E. Collinson, Appy Sluijs, Jaap S. Sinninghe Damsté, Gerald R. Dickens, Matthew Huber, Thomas M. Cronin, Jonaotaro Onodera, Kozo Takahashi, Jonathan P. Bujak, Ruediger Stein, Johan van der Burgh, James S. Eldrett, Ian C. Harding, André F. Lotter, Francesca Sangiorgi, Han van Konijnenburg-van Cittert, Jan W. de Leeuw, Jens Matthiessen, Jan Backman, Kathryn Moran: Episodic fresh surface waters in the Eocene Arctic Ocean. In: Nature. 441. Jahrgang, 2006, S. 606–609, doi:10.1038/nature04692 (englisch, ul.pt [PDF; abgerufen am 25. Mai 2017]).
  67. ↑ Dennis V. Kent, Giovanni Muttoni: Equatorial convergence of India and Early Cenozoic climate trends. In: PNAS. 105. Jahrgang, Nr. 42, Oktober 2008, S. 16065–16070, doi:10.1073/pnas.0805382105 (englisch, pnas.org).
  68. ↑ Mark Pagani, Matthew Huber, Zhonghui Liu, Steven M. Bohaty, Jorijntje Henderiks, Willem Sijp, Srinath Krishnan, Robert M. DeConton: The Role of Carbon Dioxide During the Onset of Antarctic Glaciation. In: Science. 334. Jahrgang, Nr. 6060, Dezember 2011, S. 1261–1264, doi:10.1126/science.1203909 (englisch, yale.edu [PDF]).
  69. ↑ 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. In: Science. 352. Jahrgang, Nr. 6281, April 2016, S. 76–80, doi:10.1126/science.aab0669 (englisch, core.ac.uk [PDF]).
  70. ↑ K. T. Lawrence, S. Sosdian, H. E. White, Y. Rosenthal: North Atlantic climate evolution through the Plio-Pleistocene climate transitions. In: Earth and Planetary Science Letters. 300. Jahrgang, Nr. 3–4, Dezember 2010, S. 329–342, doi:10.1016/j.epsl.2010.10.013 (englisch, psu.edu [PDF]).
  71. ↑ Matteo Willeit, Andrey Ganopolski, Reinhard Calov, Alexander Robinson, Mark Maslin: The role of CO2 decline for the onset of Northern Hemisphere glaciation. In: Quaternary Science Reviews. 119. Jahrgang, Juli 2015, S. 22–34, doi:10.1016/j.quascirev.2015.04.015 (englisch, psu.edu [PDF]).
  72. ↑ a b Peter Marcott, Jeremy D. Shakun, Peter U. Clark, Alan C. Mix: A Reconstruction of Regional and Global Temperature for the Past 11,300 Years. In: Science. 6124. Jahrgang, Nr. 269, März 2013, S. 1198–1201, doi:10.1126/science.1228026 (englisch, core.ac.uk [PDF]).
  73. ↑ Nir J. Shaviv: Toward a solution to the early faint Sun paradox: A lower cosmic ray flux from a stronger solar wind. In: Journal of Geophysical Research. 108. Jahrgang, A12, Dezember 2003, doi:10.1029/2003JA009997 (englisch).
  74. ↑ Anatoly D. Erlykin, David A. T. Harper, Terry Sloan, Arnold W. Wolfendale: Mass extinctions over the last 500 myr: an astronomical cause? In: Palaeontology. 60. Jahrgang, Nr. 2, März 2017, S. 159–167, doi:10.1111/pala.12283 (englisch, wiley.com [PDF]).
  75. ↑ Dana L. Royer, Robert A. Berner, Isabel P. Montañez, Neil J. Tabor, David J. Beerling: CO2 as a primary driver of Phanerozoic climate. In: GSA Today (American Geophysical Union). 14. Jahrgang, Nr. 3, März 2004, S. 4–10, doi:10.1130/1052-5173(2004)014<4:CAAPDO>2.0.CO;2 (englisch, geosociety.org [PDF]).
  76. ↑ Daniel Siegel: Globaler Klimawandel durch die Sonne? Schwankungen in der Strahlungsintensität (PDF; 17 MB). Kiepenheuer-Institut für Sonnenphysik, Freiburg 2010.
  77. ↑ 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. 438. Jahrgang, November 2005, S. 208–211, doi:10.1038/nature04121 (englisch, awi.de [PDF]).
  78. ↑ Nicola Scafetta, Franco Milani, Antonio Bianchini, Sergio Ortolanic: On the astronomical origin of the Hallstatt oscillation found in radiocarbon and climate records throughout the Holocene. In: Earth-Science Reviews. 162. Jahrgang, Juni 2016, S. 24–43, doi:10.1016/j.earscirev.2016.09.004 (englisch, researchgate.net [PDF]).
  79. ↑ Klaus Dethloff u. a.: Nonlinear Dynamics of the Climate System. In: Hubertus Fischer u. a. (Hrsg.): The Climate in Historical Times. Springer, 2004, ISBN 3-540-20601-9, Kap. 2, S. 33.
  80. ↑ John A. Matthews, Keith R. Briffa: The 'Little Ice Age': Re-evaluation of an Evolving Concept. In: Geografiska Annaler: Series A, Physical Geography. 2005, doi:10.1111/j.0435-3676.2005.00242.x.
  81. ↑ Mathew J. Owens, Mike Lockwood, Ed Hawkins, Ilya Usoskin, Gareth S. Jones, Luke Barnard, Andrew Schurer, John Fasullo: The Maunder Minimum and the Little Ice Age: an update from recent reconstructions and climate simulations. In: Journal of Space Weather and Space Climate. 7. Jahrgang, Dezember 2017, doi:10.1051/swsc/2017034 (englisch, semanticscholar.org [PDF]).
  82. ↑ Friedhelm Steinhilber, Jose A. Abreu, Jürg Beer, Irene Brunner, Marcus Christl, Hubertus Fischer, Ulla Heikkilä, Peter W. Kubik, Mathias Mann, Ken G. McCracken, Heinrich Miller, Hiroko Miyahara, Hans Oerter, Frank Wilhelms: 9,400 years of cosmic radiation and solar activity from ice cores and tree rings. In: PNAS. 109. Jahrgang, Nr. 16, April 2012, S. 5967–5971, doi:10.1073/pnas.1118965109 (englisch).
  83. ↑ P. Foukal, C. Fröhlich, H. Spruit, T. M. L. Wigley: Variations in solar luminosity and their effect on the Earth’s climate. In: Nature. 443. Jahrgang, September 2006, S. 24–43, doi:10.1038/nature05072 (englisch, cam.ac.uk [PDF]).
  84. ↑ Mike Lockwood, Claus Fröhlich: Recent oppositely directed trends in solar climate forcings and the global mean surface air temperature. In: Proceedings of the Royal Society A. 463. Jahrgang, Nr. 2086, Oktober 2007, doi:10.1098/rspa.2007.1880 (englisch, royalsocietypublishing.org).
  85. ↑ Judith L. Lean, David H. Rind: How natural and anthropogenic influences alter global and regional surface temperatures: 1889 to 2006. In: Geophysical Research Letters. 35. Jahrgang, Nr. 18, September 2008, doi:10.1029/2008GL034864 (englisch, wiley.com).
  86. ↑ Antonello Pasini, Umberto Triacca, Alessandro Attanasio: Evidence of recent causal decoupling between solar radiation and global temperature. In: Environmental Research Letters. 7. Jahrgang, Nr. 3, September 2012, doi:10.1088/1748-9326/7/3/034020 (englisch).
  87. ↑ G. Myhre, D. Shindell u. a.: Anthropogenic and Natural Radiative Forcing. In: T. F. Stocker u. a. (Hrsg.): Climate Change 2013: The Physical Science Basis. Contribution of Working Group I to the Fifth Assessment Report of the Intergovernmental Panel on Climate Change. 2013, S. 661, 688–691 (ipcc.ch [PDF; 19,4 MB]).
  88. ↑ Jacob D. Haqq-Misra, Shawn D. Domagal-Goldman, Patrick J. Kasting, James F. Kasting: A Revised, Hazy Methane Greenhouse for the Archean Earth. In: Astrobiology. Vol. 8, Nr. 6, S. 1127–1137 (2008). doi:10.1089/ast.2007.0197.
  89. ↑ F. Parrenin, V. Masson-Delmotte, P. Köhler, D. Raynaud, D. Paillard, J. Schwander, C. Barbante, A. Landais, A. Wegner, J. Jouze: Synchronous Change of Atmospheric CO2 and Antarctic Temperature During the Last Deglacial Warming. In: Science. 339. Jahrgang, Nr. 6123, März 2013, S. 1060–1063, doi:10.1126/science.1226368 (englisch, harvard.edu [PDF]).
  90. ↑ a b D. R. Feldman, W. D. Collins, P. J. Gero, M. S. Torn, E. J. Mlawer, T. R. Shippert: Observational determination of surface radiative forcing by CO2 from 2000 to 2010. In: Nature. 519. Jahrgang, März 2015, S. 339–343, doi:10.1038/nature14240 (englisch, umbc.edu [PDF]).
  91. ↑ a b A. Ganopolski, R. Winkelmann, H. J. Schellnhuber: Critical insolation–CO2 relation for diagnosing past and future glacial inception. In: Nature. 529. Jahrgang, Nr. 7585, Januar 2016, S. 200–203, doi:10.1038/nature16494 (englisch).
  92. ↑ Edwin Kemper: Das Klima der Kreidezeit. (= Geologisches Jahrbuch. Reihe A, Heft 96). Herausgegeben von der Bundesanstalt für Geowissenschaft und Rohstoffe und den Geologischen Landesämtern in der Bundesrepublik Deutschland, E. Schweizerbart'sche Verlagsbuchhandlung, Stuttgart 1987, ISBN 3-510-96400-4, S. 105, S. 111 ff.
  93. ↑ a b Dennis V. Kent, Paul E. Olsen, Cornelia Rasmussen, Christopher Lepre, Roland Mundil, Randall B. Irmis, George E. Gehrels, Dominique Giesler, John W. Geissman, William G. Parker: Empirical evidence for stability of the 405-kiloyear Jupiter–Venus eccentricity cycle over hundreds of millions of years. In: PNAS. 115. Jahrgang, Nr. 24, Juni 2018, S. 6153–6158, doi:10.1073/pnas.1800891115 (englisch).
  94. ↑ Ilja J. Kocken, Margot J. Cramwinckel, Richard E. Zeebe, Jack J. Middelburg, Appy Sluijs: The 405 kyr and 2.4 Myr eccentricity components in Cenozoic carbon isotope records. In: Climate of the Past. 15. Jahrgang, Januar 2019, S. 91–104, doi:10.5194/cp-15-91-2019 (englisch, hawaii.edu [PDF]).
  95. ↑ Thomas Westerhold, Norbert Marwan, Anna Joy Drury, Diederik Liebrand, Claudia Agnini, Eleni Anagnostou, S. K. Barnet, Steven M. Bohaty, David De Vleeschouwer, Fabio Florindo, Thomas Frederichs, David A. Hodell, Ann E. Holbourn, Dick Kroon, Vittoria Lauretano, Kate Littler, Lucas J. Lourens, Mitchell Lyle, Heiko Pälike, Ursula Röhl, Jun Tian, Roy H. Wilkens, Paul A. Wilson, James C. Zachos: An astronomically dated record of Earth’s climate and its predictability over the last 66 million years. In: Science. 369. Jahrgang, Nr. 6509, September 2020, S. 1383–1387, doi:10.1126/science.aba6853 (englisch, ucsc.edu [PDF]).
  96. ↑ V. Ramanathan, R. J. Cicerone, H. B. Singh, J. T. Kiehl: Trace gas trends and their potential role in climate change. In: Journal of Geophysical Research. 90. Jahrgang, D3, Juni 1985, S. 5547–5566, doi:10.1029/JD090iD03p05547 (englisch, escholarship.org [PDF]).
  97. ↑ Stefan Rahmstorf: Klimawandel – einige Fakten. In: Aus Politik und Zeitgeschichte (APuZ 47/2007).
  98. ↑ Animation von CIRES/NOAAː Darstellung der Kohlenstoffdioxid-Konzentration in der Atmosphäre anhand verschiedener Zeitskalen.
  99. ↑ Yi Ge Zhang, Mark Pagani, Zhonghui Liu, Steven M. Bohaty, Robert DeConto: A 40-million-year history of atmospheric CO2. In: The Royal Society (Philosophical Transactions A). 371. Jahrgang, Nr. 2001, September 2013, doi:10.1098/rsta.2013.0096 (englisch, yale.edu [PDF]).
  100. ↑ James Hansen, Makiko Sato, Pushker Kharecha, David Beerling, Robert Berner, Valerie Masson-Delmotte, Mark Pagani, Maureen Raymo, Dana L. Royer, James C. Zachos: Target Atmospheric CO2: Where Should Humanity Aim? In: The Open Atmospheric Science Journal. Vol. 2, 2008, S. 217–231, doi:10.2174/1874282300802010217 online (PDF; 1,4 MB)
  101. ↑ Eric Monnin, Andreas Indermühle, André Dällenbach, Jacqueline Flückiger, Bernhard Stauffer, Thomas F. Stocker, Dominique Raynaud, Jean-Marc Barnola: Atmospheric CO2 Concentrations over the Last Glacial Termination. In: Science. Vol. 291, No. 5501, 5. Januar 2001, S. 112–114, doi:10.1126/science.291.5501.112
  102. ↑ Noah S. Diffenbaugh, Christopher B. Field: Changes in Ecologically Critical Terrestrial Climate Conditions. In: Science. 341. Jahrgang, Nr. 6145, August 2013, S. 486–492, doi:10.1126/science.1237123 (englisch, researchgate.net).
  103. ↑ Frequently Asked Question 6.2: Is the Current Climate Change Unusual Compared to Earlier Changes in Earth’s History? Climate Change 2007: Working Group I: The Physical Science Basis. IPCC, 2007, abgerufen am 20. Mai 2016 (englisch).
  104. ↑ Susan Solomon, Gian-Kasper Plattner, Reto Knutti, Pierre Friedlingstein: Irreversible climate change due to carbon dioxide emissions. In: PNAS. 106. Jahrgang, Nr. 6, Februar 2009, S. 1704–1709, doi:10.1073/pnas.0812721106 (englisch).
  105. ↑ Die Treibhausgase. Umweltbundesamt Deutschland, abgerufen am 5. Februar 2021.
  106. ↑ Richard E. Zeebe: Time-dependent climate sensitivity and the legacy of anthropogenic greenhouse gas emissions. In: PNAS. 110. Jahrgang, Nr. 34, August 2013, S. 13739–13744, doi:10.1073/pnas.1222843110 (englisch).
  107. ↑ Timothy M. Lenton, Hermann Held, Elmar Kriegler, Jim W. Hall, Wolfgang Lucht, Stefan Rahmstorf, Hans Joachim Schellnhuber: Tipping elements in the Earth’s climate system. In: PNAS. 105. Jahrgang, Nr. 6, 2008, S. 1786–1793, doi:10.1073/pnas.0705414105.
  108. ↑ a b Kyle G. Pressel, Colleen M. Kaul, Tapio Schneider: Possible climate transitions from breakup of stratocumulus decks under greenhouse warming. In: Nature Geoscience. 12. Jahrgang, Nr. 3, März 2019, S. 163–167, doi:10.1038/s41561-019-0310-1 (englisch, researchgate.net [PDF]).
  109. ↑ Lesson 1 starter activity: Ranking the seven continents (PDF). Veröffentlichung der Royal Geographical Society.
  110. ↑ Neil J. Tabor: Wastelands of tropical Pangea: High heat in the Permian. In: Geology. 41. Jahrgang, Nr. 5, März 2013, S. 623–624, doi:10.1130/focus052013.1 (englisch, geoscienceworld.org).
  111. ↑ Spencer G. Lucas, Joerg W. Schneider, Giuseppe Cassinis: Non-marine Permian biostratigraphy and biochronology: an introduction. In: Spencer G. Lucas, Giuseppe Cassinis, Joerg W. Schneider (Hrsg.): Non-Marine Permian Biostratigraphy and Biochronology. Geological Society, Special Publications, 265, London 2006, S. 1–14. online (PDF)
  112. ↑ Isabel P. Montañez, Neil J. Tabor, Deb Niemeier, William A. DiMichele, Tracy D. Frank, Christopher R. Fielding, John L. Isbell, Lauren P. Birgenheier, Michael C. Rygel: CO2-Forced Climate and Vegetation Instability During Late Paleozoic Deglaciation. In: Science. 315. Jahrgang, Nr. 5808, Januar 2007, S. 87–91, doi:10.1126/science.1134207 (englisch, ufl.edu [PDF]).
  113. ↑ Andrew C. Scott: The diversification of Paleozoic fire systems and fluctuations in atmospheric oxygen concentration. In: PNAS. 103. Jahrgang, Nr. 29, Mai 2006, S. 10861–10865, doi:10.1073/pnas.0604090103 (englisch, pnas.org).
  114. ↑ Peter Ward, Joe Kirschvink: Eine neue Geschichte des Lebens. Wie Katastrophen den Lauf der Evolution bestimmt haben. 2016, ISBN 978-3-421-04661-1.
  115. ↑ Roy Livermore, Adrian Nankivell, Graeme Eagles, Peter Morris: Paleogene opening of Drake Passage. In: Earth and Planetary Science Letters. 236. Jahrgang, Nr. 1–2, Juli 2005, S. 459–470, doi:10.1016/j.epsl.2005.03.027 (englisch, awi.de [PDF]).
  116. ↑ Mark Pagani, Matthew Huber, Zhonghui Liu, Steven M. Bohaty, Jorijntje Henderiks, Willem Sijp, Srinath Krishnan, Robert M. DeConton: The Role of Carbon Dioxide During the Onset of Antarctic Glaciation. In: Science. 334. Jahrgang, Nr. 6060, Dezember 2011, S. 1261–1264, doi:10.1126/science.1203909 (englisch, yale.edu [PDF]).
  117. ↑ Brian J. Soden, Richard T. Wetherald, Georgiy L. Stenchikov, Alan Robock: Global Cooling After the Eruption of Mount Pinatubo: A Test of Climate Feedback by Water Vapor. In: Science. 296. Jahrgang, April 2002, S. 727–730, doi:10.1126/science.296.5568.727 (englisch, umd.edu [PDF]).
  118. ↑ H. R. Pruppacher, J. D. Klett: Microphysics of Clouds and Precipitation. In: Springer Netherlands (Hrsg.): Atmospheric and Oceanographic Sciences Library. 2. Auflage. Nr. 18. Springer Science, 2010, ISBN 978-0-306-48100-0.
  119. ↑ Dennis Hartmann: Global Physical Climatology. Hrsg.: Elsevier. 2. Auflage. Elsevier Science, 2015, ISBN 978-0-08-091862-4.
  120. ↑ Ulf Büntgen, Fredrik Charpentier Ljungqvist, Michael McCormick, Nicola Di Cosmo, Michael Sigl, Johann Jungclaus, Sebastian Wagner, Paul J. Krusic, Jan Esper, Jed O. Kaplan, Michiel A. C. de Vaan, Jürg Luterbacher, Lukas Wacker, Jürg Kirdyanov: Cooling and societal change during the Late Antique Little Ice Age from 536 to around 660 AD. In: Nature Geoscience. 9. Jahrgang, Nr. 3, März 2016, S. 231–236, doi:10.1038/ngeo2652 (englisch, uni-mainz.de [PDF]).
  121. ↑ Anne-Lise Chenet, Frédéric Fluteau, Vincent Courtillot: Modelling massive sulphate aerosol pollution, following the large 1783 Laki basaltic eruption. In: Earth and Planetary Science Letters. 236. Jahrgang, Nr. 3–4, August 2005, S. 721–731, doi:10.1016/j.epsl.2005.04.046 (englisch, ipgp.fr [PDF]).
  122. ↑ Thomas Wagner, Christoph Hörmann, Marloes Penning de Vries, Holger Sihler: Globale Überwachung von Vulkanemissionen mit Satelliteninstrumenten. Forschungsbericht 2011, Max-Planck-Institut für Chemie
  123. ↑ pubs.usgs.gov. Volcano Hazards Program, USGS (U.S. Geological Survey).
  124. ↑ Robert B. Smith, Lawrence W. Braile: Crustal Structure and Evolution of an Explosive Silicic Volcanic System at Yellowstone National Park. In Geology of Yellowstone Park Area; 33rd Annual Field Conference Guidebook, 1982, S. 233–250.
  125. ↑ Thomas R. Knott, Michael J. Branney, Marc K. Reichow, David R. Finn, Simon Tapster, Robert S. Coe: Discovery of two new super-eruptions from the Yellowstone hotspot track (USA): Is the Yellowstone hotspot waning? In: Geology. Juni 2020, doi:10.1130/G47384.1 (englisch, npshistory.com [PDF]).
  126. ↑ Ben G. Mason, David M. Pyle, Clive Oppenheimer: The size and frequency of the largest explosive eruptions on Earth. In: Bulletin of Volcanology. 66. Jahrgang, Nr. 8, Dezember 2004, S. 735–748, doi:10.1007/s00445-004-0355-9 (englisch, researchgate.net [PDF]).
  127. ↑ a b David P. G. Bond, Paul B. Wignall: Large igneous provinces and mass extinctions: An update. In: The Geological Society of America (GSA) Special Paper. 505. Jahrgang, September 2014, S. 29–55, doi:10.1130/2014.2505(02) (englisch, researchgate.net [PDF]).
  128. ↑ Mark A. Richards, Walter Alvarez, Stephen Self, Leif Karlstrom, Paul R. Renne, Michael Manga, Courtney J. Sprain, Jan Smit, Loÿc Vanderkluysen, Sally A. Gibson: Triggering of the largest Deccan eruptions by the Chicxulub impact. In: Geological Society of America Bulletin. April 2015, doi:10.1130/B31167.1 (englisch, researchgate.net [PDF]).
  129. ↑ Barbara P. Nash, Michael E. Perkins: Neogene Fallout Tuffs from the Yellowstone Hotspot in the Columbia Plateau Region, Oregon, Washington and Idaho, USA. In: PLOS One. Oktober 2012, S. e44205, doi:10.1371/journal.pone.0044205 (englisch).
  130. ↑ Jennifer Kasbohm, Blair Schoene: Rapid eruption of the Columbia River flood basalt and correlation with the mid-Miocene climate optimum. In: Science Advances. 4. Jahrgang, Nr. 9, September 2018, doi:10.1126/sciadv.aat8223 (englisch, sciencemag.org [PDF]).
  131. ↑ Joel R. Norris, Robert J. Allen, Amato T. Evan, Mark D. Zelinka, Christopher W. O’Dell, Stephen A. Klein: Evidence for climate change in the satellite cloud record. In: Nature. 536, 2016, S. 72, doi:10.1038/nature18273.
  132. ↑ Weltorganisation für Meteorologie, Pressemitteilung 4/2017, 21. März 2017: Climate breaks multiple records in 2016, with global impacts (21. März 2017)
  133. ↑ IPCC Fourth Assessment Report: Climate Change 2007 (AR4) Intergovernmental Panel on Climate Change, 2007
  134. ↑ a b IPCC: Climate Change 2014: Synthesis Report. Contribution of Working Groups I, II and III to the Fifth Assessment Report of the Intergovernmental Panel on Climate Change. Hrsg.: Core Writing Team, R.K. Pachauri and L.A. Meyer. IPCC, Genf, Schweiz 2015, ISBN 978-92-9169-143-2, S. 5 (ipcc.ch [PDF]).
  135. ↑ Philip Kokic, Steven Crimp, Mark Howden: A probabilistic analysis of human influence on recent record global mean temperature changes. In: Climate Risk Management. 3, 2014, S. 1–12, doi:10.1016/j.crm.2014.03.002.
  136. ↑ 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. 571. Jahrgang, Juli 2019, S. 550–554, doi:10.1038/s41586-019-1401-2 (englisch, researchgate.net [PDF]).
  137. ↑ PAGES 2k Consortium: Consistent multidecadal variability in global temperature reconstructions and simulations over the Common Era. In: Nature Geoscience. 12. Jahrgang, Nr. 8, August 2019, S. 643–649, doi:10.1038/s41561-019-0400-0, PMC 6675609 (freier Volltext) – (englisch).
  138. ↑ 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: Nature Scientific Data. 7. Jahrgang, Juni 2020, doi:10.1038/s41597-020-0530-7 (englisch).
  139. ↑ J. Hansen, M. Sato, P. Hearty, R. Ruedy, M. Kelley, V. Masson-Delmotte, G. Russell, G. Tselioudis, J. Cao, Eric Rignot, I. Velicogna, E. Kandiano, K. von Schuckmann, P. Kharecha, A. N. Legrande, M. Bauer, K.-W. Lo: Ice melt, sea level rise and superstorms: evidence from paleoclimate data, climate modeling, and modern observations that 2 °C global warming is highly dangerous. In: Atmospheric Chemistry and Physics (Discussions). 15. Jahrgang, Nr. 14, 2015, S. 20059–20179, doi:10.5194/acpd-15-20059-2015 (englisch, atmos-chem-phys-discuss.net [PDF]).
  140. ↑ nytimes.com, 19. April 2017, Jessica Benko: How a Warming Planet Drives Human Migration (23. Apr. 2017)
  141. ↑ Rafael Reuveny: Climate change-induced migration and violent conflict. In: Political Geography (Elsevier). 26. Jahrgang, Nr. 6, August 2007, S. 656–673, doi:10.1016/j.polgeo.2007.05.001 (englisch, csun.edu [PDF]).
  142. ↑ H. Damon Matthews, Ken Caldeira: Stabilizing climate requires near-zero emissions. In: Geophysical Research Letters. 35. Jahrgang, Nr. 4, Februar 2008, doi:10.1029/2007GL032388 (englisch, csun.edu [PDF]).
  143. ↑ „Die letzte Generation, die in der Lage ist, etwas dagegen zu tun“. In: welt.de. 29. November 2018, abgerufen am 16. Februar 2020.
  144. ↑ CO₂-Emissionen weltweit in den Jahren 1960 bis 2022. In: Statista. 5. Juli 2024, abgerufen am 8. Juli 2024.
  145. ↑ Dirk Schulze-Makuch, Louis N. Irwin, Alberto G. Fairén: Drastic environmental change and its effects on a planetary biosphere. In: Icarus. 225. Jahrgang, Nr. 1, Juli 2013, S. 775–780, doi:10.1016/j.icarus.2013.05.001 (englisch, brown.edu [PDF]).
  146. ↑ M. J. Way, Anthony D. Del Genio: Venusian Habitable Climate Scenarios: Modeling Venus Through Time and Applications to Slowly Rotating Venus‐Like Exoplanets. In: JGR Planets. 125. Jahrgang, Nr. 5, Mai 2020, doi:10.1029/2019JE006276 (englisch, arxiv.org [PDF]).
  147. ↑ Gaetano Di Achille, Brian M. Hynek: Ancient ocean on Mars supported by global distribution of deltas and valleys. In: Nature Geoscience. 3. Jahrgang, Nr. 7, Juli 2010, S. 4459–4463, doi:10.1038/ngeo891 (englisch, arizona.edu [PDF]).
  148. ↑ Ashley M. Palumbo, James W. Head: Early Mars Climate History: Characterizing a “Warm and Wet” Martian Climate With a 3-D Global Climate Model and Testing Geological Predictions. In: Geophysical Research Letters. 45. Jahrgang, Oktober 2018, S. 10249–10258, doi:10.1029/2018GL079767 (englisch, brown.edu [PDF]).
Abgerufen von „https://de.wikipedia.org/w/index.php?title=Klimawandel&oldid=250119453#Klimapessimum“