Klimawandel

Veränderung des Klimas auf der Erde

Klimawandel, auch Klimaänderung, Klimawechsel oder Klimaschwankung, bezeichnet die Veränderung des Klimas auf der Erde und erdähnlichen Planeten, unabhängig davon, ob die Ursachen auf natürlichen oder menschlichen (anthropogenen) Einflüssen beruhen. Die gegenwärtige, vor allem durch den Menschen verursachte globale Erwärmung ist ein Beispiel für einen Klimawandel. Ein Klimawandel kann eine Abkühlung oder Erwärmung über unterschiedliche Zeiträume bezeichnen.

Der Begriff Klimaschwankung bezeichnet gelegentlich speziell Klimaänderungen, die nur wenige Dekaden andauern[1] oder zyklischer Natur mit variabler Periode sind. Zyklische Schwankungen werden auch als Klimafluktuationen bezeichnet, relativ rasche zyklische Wechsel auch als Klimaoszillation.[2] Eine Epoche vergleichsweise kalten Klimas bezeichnet man im Zusammenhang mit solchen Schwankungen manchmal als Klimapessimum, eine relativ warme Phase als Klimaoptimum[3][4] oder Wärmeoptimum.[5] Die Begriffe Optimum und Pessimum sind eine Konvention in der Systematik der Klimaschwankungen und keine Wertung. Sie können leicht fehlinterpretiert werden.[6]

Der Klimazustand während der letzten Jahrhunderttausende ist der eines Eiszeitalters und im Wesentlichen auf den Einfluss der Milanković-Zyklen zurückzuführen, die die Sonneneinstrahlung in Zeiträumen von Jahrtausenden veränderten und so den Wechsel zwischen Kalt- und Warmphasen bewirkten.[7] Die Strahlung der Sonne bestimmt den Energiehaushalt auf der Erdoberfläche mittels der eintreffenden solaren Strahlung. Ein Klimawandel findet dann statt, wenn sich der Strahlungsantrieb verändert und das Erdsystem aus einem stabilen thermisch-radiativem Equilibrium in neues Equilibrium überführt wird. Der Strahlungsantrieb wird dabei durch die atmosphärischen Konzentrationen von Treibhausgasen wie Kohlenstoffdioxid (CO2), Methan (CH4) und Wasserdampf (H2O) sowie durch die variierende Sonneneinstrahlung gesteuert. Unter Berücksichtigung dieser Faktoren konnten zum Beispiel 11 Interglaziale (Zwischeneiszeiten) während der letzten 800.000 Jahre detailliert beschrieben und charakterisiert werden.[8]

Abrupte Klimawechsel wurden in der Erdgeschichte durch Asteroiden, Vulkanausbrüche, kurzfristig auftretende Treibhausgas-Emissionen oder durch Rückkopplungsprozesse im Klimasystem ausgelöst, oft in Verbindung mit biologischen Krisen beziehungsweise Massenaussterben.

Klimaänderungen im Lauf der Klimageschichte
Temperaturveränderungen der letzten 12.000 Jahre
Temperaturänderungen der letzten 2000 Jahre

Inhaltsverzeichnis

Ursachen für natürliche KlimaveränderungenBearbeiten

Klimaveränderungen können viele verschiedene Ursachen haben. Zahlreiche zyklische und nicht-zyklische Prozesse und Ereignisse wirken auf das Erdklima ein und verstärken oder neutralisieren sich gegenseitig. Einige dieser Einflussgrößen sind mittlerweile wissenschaftlich genau verstanden und allgemein akzeptiert, andere sind als grundsätzlicher Kausalzusammenhang plausibel, aber noch nicht quantifiziert, wieder andere sind aufgrund von guten Korrelationen der vermuteten Einflussgrößen mit bestimmten Klimadaten naheliegend, ihre Wirkungszusammenhänge sind aber noch nicht genau verstanden. Generell wird zwischen positiven und negativen Rückkopplungen unterschieden, wobei positive als sich selbst verstärkende Rückkopplungen bezeichnet werden (wie Eis-Albedo-Rückkopplung oder Wasserdampf-Rückkopplung) und negative als sich selbstständig abschwächende bzw. stabilisierende Rückkopplungen. Ein negativ rückgekoppeltes System wird also Störungen eines Gleichgewichtszustandes abschwächen und zum Gleichgewichtszustand zurückkehren.

Die SonneBearbeiten

Die Sonne und die von ihr ausgestrahlte Solarenergie sind die treibende Kraft für den energetischen Antrieb des irdischen Wetters und Klimas. Offenbar hängen sowohl langfristige Klimaveränderungen als auch unser tägliches Wetter eng mit den Aktivitäten unserer Sonne zusammen.

Zudem kommt von der Sonne ein ständiger Sonnenwind, der aus einem beständigen Strom elektrisch geladener Teilchen besteht und dessen Stärke stark variiert. Die Erfassung der Wechselwirkung zwischen der sich ändernden Sonnenaktivität und dem Magnetfeld unseres Planeten untersucht die Wissenschaft unter dem Begriff „Weltraumwetter“. Dieses Weltraumwetter ist am anschaulichsten durch die sog. Polarlichter (Aurora Borealis auf der Nordhalbkugel und Aurora Australis auf der Südhalbkugel) gezeigt.

Die solaren Schwankungen lassen sich durch regelmäßige Änderungen im Magnetfeld der Sonne erklären. Das magnetische Verhalten der Sonne unterliegt wiederkehrenden zyklischen Schwankungen. Ein solcher Sonnenfleckenzyklus, also der Zeitraum zwischen einem Solarmaximum und einem erneuten Solarmaximum, dauert etwa elf Jahre. Auf dem Zyklus-Höhepunkt, der das letzte Mal 2001 erreicht worden ist, wird der Sonnenwind zu einem regelrechten Sonnensturm. Auf der Sonnenoberfläche ereignen sich dann gewaltige Eruptionen, die große Mengen energiereicher Partikel ins All schleudern. Die dabei freigesetzten Urgewalten entsprechen dabei etwa der Explosion von 66 Milliarden Hiroshima-Bomben. Die ersten Beobachtungen der Sonnenflecken gehen auf das Jahr 1610 zurück. Damals wurden diese unter anderen von Galileo Galilei mit einem Fernrohr gemacht. Regelmäßige Zählungen gibt es seit 1860 vom astronomischen Observatorium in Zürich.

Im Wesentlichen erforschen die Wissenschaftler drei Mechanismen, die den Zusammenhang zwischen Sonnenaktivität und der Wetter- und Klimaentwicklung auf der Erde erklären könnten:

  • Die von der Sonne abgegebenen UV-Strahlung mit Folgen für die Ozonbildung in der Erdatmosphäre. Dies führt zu Veränderungen in der Ozonschicht und hat so Rückwirkung für den Energiehaushalt des Erdsystems und damit die globale Zirkulation der Luftmassen.
  • Die Veränderung der elektrischen Eigenschaften der äußeren Erdatmosphäre unter dem ankommenden Sonnenwind, was sich auch auf die unteren Schichten der Atmosphäre auswirkt. Die Wissenschaftler gehen davon aus, dass dieser vom Sonnenwind beeinflusste kosmische Partikelregen die Wolkenbildung der Erdatmosphäre begünstigt. Zunehmende Bewölkung schirmt zwar einerseits die Sonneneinstrahlung ab, behindert aber andrerseits die Abstrahlung („Treibhauseffekt“).
  • Verstärkter Einfluss der kosmischer Strahlung auf die Erdatmosphäre während des Sonnenminimums. Ursache dieses Einflusses ist die veränderliche Sonnenaktivität. Die Teilchen des Sonnenwindes schirmen in solchen Phasen die Erde weniger gegen den Schauer der schwereren und sehr energiereichen Partikel ab, die als kosmische Strahlung aus dem Weltraum auf unseren Planeten treffen.

Gegenwärtig sind die Antriebsmechanismen der verschiedenen solaren Aktivitätsschwankungen und ihre Wechselwirkungen untereinander noch relativ wenig erforscht. Neben dem 11-jährigen Schwabe-Zyklus und dem 22-jährigen Hale-Zyklus gibt es weitere Aktivitätszyklen wie den Gleißberg-Zyklus (85 ± 15 Jahre) sowie einige Zyklen im Zeitrahmen von Jahrtausenden. Allerdings kann die Sonne auch jahrzehntelang eine verringerte Aktivität aufweisen. Edward Maunder untersuchte 1890 die historisch dokumentierten Sonnenflecken und fand eine „Pause“ in den 11-Jahres-Zyklen zwischen 1645 und 1720 (Maunderminimum), die auffallend mit der „Kleinen Eiszeit“ korrespondiert.

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 Energieproduktion durch den Prozess der Kernfusion, bei dem der im Sonnenkern eingelagerte 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 werden beziehungsweise bereits deutlich zugenommen haben. Das bedeutet, dass die Sonne am Beginn ihrer Existenz (und gleichzeitig am Beginn der Erdgeschichte) nur 70 Prozent der gegenwärtigen Strahlungsleistung aufwies und dass sich diese Strahlung kontinuierlich alle 150 Millionen Jahre um 1 Prozent bis auf den heutigen Wert erhöhte. 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 im Hinblick auf die Atmosphärenchemie.[9]

Die Erdbahn um die Sonne und die Neigung der ErdachseBearbeiten

Hauptartikel: Milanković-Zyklen

Sowohl die Erdbahn um die Sonne als auch die Neigung der Erdachse und damit die Einstrahlwinkel der Sonnenstrahlen in verschiedenen Breiten der Erde unterliegen verschiedenen Zyklen mit einer Dauer von 25.800 bis etwa 100.000 Jahren, die zuerst von dem serbischen Astrophysiker und Mathematiker Milutin Milanković untersucht und berechnet wurden und daher heute als Milanković-Zyklen bezeichnet werden. Die durch die Milanković-Zyklen verursachten Schwankungen der Energieeinstrahlung in die Atmosphäre erreichen zum Teil signifikante Ausmaße und gelten heute als die Hauptursache für den Wechsel der Warm- und Kaltphasen innerhalb eines Eiszeitzyklus.[7]

In der nachfolgenden 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. 400.000 Jahre von 0,005 (fast kreisförmig) bis 0,058 (leicht elliptisch) 0,016 (mit Tendenz zur kreisförmigen Umlaufbahn)

TreibhausgaseBearbeiten

Gegenwärtig sind mehr als 20 Treibhausgase natürlichen und anthropogenen Ursprungs in der irdischen Atmosphäre 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 (CO2) und Methan (CH4) eine primäre Rolle spielten, ist die Bedeutung der übrigen Treibhausgase durchaus relevant, da sie zusammen fast dasselbe Treibhauspotential wie das Kohlenstoffdioxid aufweisen.[10]

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 in seiner Gesamtwirkung stärkste Treibhausgas ist der Wasserdampf, dessen Anteil am natürlichen Treibhauseffekt zwischen 36 und 70 Prozent schwankt.[11] Da der atmosphärische Wasserdampfgehalt in starkem Maße von der Lufttemperatur abhängt, nimmt seine Konzentration bei niedrigeren Durchschnittstemperaturen ab und steigt während einer Erwärmungsphase an (Wasserdampf-Rückkopplung).

Die atmosphärische Konzentration von Kohlenstoffdioxid wird üblicherweise in ppm (= Teile pro Million) angegeben, die von Methan in ppb (= Teile pro Milliarde). Bedingt durch menschliche Einflussnahme hat sich seit Beginn des Industriezeitalters der Gehalt an Kohlenstoffdioxid auf über 400 ppm erhöht (vorher 280 ppm) und der von Methan auf 1800 ppb (vorher 800 ppb). Dies sind die höchsten Konzentrationen seit mindestens 800.000 Jahren.[12] Mit hoher Wahrscheinlichkeit traten jedoch auch während der letzten 14 Millionen Jahre (seit dem Klimaoptimum des Mittleren Miozäns) keine signifikant höheren CO2-Werte als im bisherigen 21. Jahrhundert auf.[13] Dennoch gab es erdgeschichtliche Epochen mit erheblich größeren CO2-Anteilen, wie im Kambrium vor rund 500 Millionen Jahren, als die Kohlenstoffdioxid-Konzentration im Bereich von 5000 bis 6000 ppm lag. Rückschlüsse zur Gegenwart sind allerdings problematisch, da die damaligen Bedingungen (unter anderem die im Vergleich zu heute um 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. Manchmal fungierten sie in der Erdgeschichte als „Rückkopplungsglieder“, die begonnene Entwicklungen je nach geophysikalischer Konstellation verstärkten, beschleunigten oder abschwächten.[14] 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.[15]

Über die gesamte Dauer des Phanerozoikums betrachtet nahm die CO2-Konzentration im Laufe von 540 Millionen Jahren stetig ab. Jedoch erfolgte diese Entwicklung nicht linear, sondern war starken Schwankungen unterworfen. So lagen vor rund 300 Millionen Jahren während des Permokarbonen Eiszeitalters, am Übergang vom Karbon zum Perm, die CO2-Werte bei nur 300 ppm,[16] ehe sie 50 Millionen Jahre später im Supertreibhaus der Perm-Trias-Grenze in geologisch sehr kurzer Zeit mindestens das zehnfache Ausmaß erreichten.[17]

Aufbauend auf den Erkenntnissen und Daten der Paläoklimatologie herrscht in der Wissenschaft große Einigkeit darüber, dass der gegenwärtig zu beobachtende Klimawandel im vorhergesagten weiteren Verlauf rascher vonstatten gehen wird als alle bekannten Erwärmungsphasen der letzten 50 Millionen Jahre.[18][19] Selbst während des Paläozän/Eozän-Temperaturmaximums – ein extrem ausgeprägtes Warmklima von rund 200.000 Jahren Dauer – hatte der atmosphärische Kohlenstoffeintrag und die damit gekoppelte Temperaturzunahme im jährlichen Durchschnitt erheblich geringere Steigerungsraten als gegenwärtig.[20] Im Unterschied zu früheren Annahmen wird sich der zusätzliche anthropogene CO2-Eintrag auch bei einem weitgehenden Emissionsstopp nur allmählich verringern und in signifikantem Umfang noch in mehreren tausend Jahren nachweisbar sein.[21] Darauf aufbauend postulieren einige Studien unter Einbeziehung der Erdsystem-Klimasensitivität eine längere Warmzeit im Bereich von 50.000 bis 100.000 Jahren.[22] Als zusätzliche Gefährdungspotenziale wurden verschiedene Kippelemente im Erdsystem identifiziert, die bei weiterer Erwärmungszunahme kurzfristig eine Reihe irreversibler Prozesse auslösen würden.[23]

Die KontinentaldriftBearbeiten

 
Kontinentaldrift der letzten 150 Millionen Jahre

Die wohl wichtigste und schlüssigste Erklärung für die starke zeitliche Veränderung der mittleren Globaltemperatur – in Bezug auf sehr lange Zeitskalen – ist die Kontinentaldrift, also die Bewegung der Landmassen auf der Erde. Die Anordnung der Kontinente war nicht immer so, wie wir sie heute kennen. So bildeten das heutige Südamerika, Afrika, die arabische Halbinsel, Indien, Australien und Antarktika bis vor 150 Millionen Jahren den Großkontinent Gondwana mit einer Fläche von ungefähr 73 Millionen km². Dieser wanderte im Laufe des Phanerozoikums mehrmals über den geografischen Südpol, was unter anderem dazu führte, dass das Gebiet der heutigen Sahara im Ordovizium vor etwa 450 Millionen Jahren großflächig von Gletschern bedeckt war (Anden-Sahara-Eiszeit oder auch Hirnantische Vereisung).

Die Theorie, die die Kontinentaldrift als Grundlage hat, besagt, dass der Niederschlag an den Polen verstärkt eine Chance hat, Eis oder Schnee zu bilden, wenn sich dort Land befindet, da Land sehr viel mehr Sonnenstrahlen reflektiert als Wasser. Durch die stärkere Reflexion des Lichts kommt es dort zu einer lokalen Abkühlung und es entsteht Eis. Dieses Eis ist aufgrund seiner hohen Albedo noch besser dazu geeignet, Sonnenstrahlen zu reflektieren. Es kommt zu einer positiven Rückkopplung mit sinkenden Temperaturen und einer immer weiter fortschreitenden Eisbildung. Durch das im Eis gebundene Wasser sinkt jedoch auch der Meeresspiegel. Damit verbunden ist eine kleinere Wasseroberfläche und es kann daher aus den Meeren auch weniger Wasser verdunsten. Dies führt dazu, dass die Niederschläge im globalen Mittel zurückgehen und das Eis in der Folge auch weniger schnell wächst. Liegen die Pole im gegensätzlichen Fall über dem Meer, so ist es nur bei sehr tiefen Temperaturen möglich, dass sich Meereis bildet. Die gegenüber dem Meereswasser höhere Albedo führt auch hier zu einer sich selbst verstärkenden Eisbildung.

Die sich selbst verstärkende weltweite Abkühlung kommt erst dann zur Umkehr, wenn der CO₂-Gehalt der Atmosphäre stark angestiegen ist. Dieser natürliche Treibhauseffekt entsteht dadurch, dass das von Vulkanen ausgestoßene CO₂ wegen der großflächigen Vereisung weniger stark in Gesteinen und Biomasse gebunden wird und somit klimawirksam wird.

Gegenwärtig liegt am geografischen Südpol der etwa 14 Millionen km² umfassende Kontinent Antarktika.[24] Bis vor 40 Millionen Jahren waren Antarktika und Südamerika zu einem Festlandsblock verschmolzen, ehe sich die Drakestraße allmählich öffnete. 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 der Kontinent nicht nur geografisch, sondern auch thermisch isoliert. Die erste signifikante Vereisung im Oligozän vor mehr als 30 Millionen Jahren war gleichbedeutend mit dem Beginn des Känozoischen Eiszeitalters, und im Pliozän vor rund fünf Millionen Jahren erreichte die Eisbedeckung erstmals die heutige Ausdehnung.

Der VulkanismusBearbeiten

Große Vulkanausbrüche können zu einer mehrjährigen Abkühlung der erdoberflächennahen Luft führen. Gase und Asche werden dann weit hinauf in die Atmosphäre geschleudert. Insbesondere die 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) und Klumpen-zu-Partikel (BPC, bulk-to-particle conversion), können dabei die ausgeworfene Asche und Gase zu Aerosolen werden. Durch starke Winde werden diese dann global in der Stratosphäre verteilt und über Absorption, Streuung und Reflexion können Aerosole dann die transmittierte solare Strahlung verändern. Dadurch verändert sich die Lufttemperatur der Erde in allen Luftschichten. Der Effekt ist jedoch nicht gleich über den Verlauf der Zeit nach einer vulkanischen Eruption. Das hängt mit der größenabhängigen Verweilzeit der Aerosole in der Atmosphäre zusammen. Aerosole haben abhängig von ihrem Entstehungsprozess typische Radien von r < 0.1μm bis r > 1μm, diese Radien bestimmen, wie lange die Aerosol in der Atmosphäre verweilen, 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. Abhängig vom Radius und dem dementsprechenden Säuberungsmechanismus haben Aerosole eine typische Verweilzeit von Sekunden (sehr große Partikel, r ~ 103 μm) über Minuten (sehr kleine Partikel, r ~ 10−3 μm) bis zu Jahren (mittelgroße Partikel, r ~ 1 μm).[25] 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 werden die kleinen und mittelgroßen Partikel wichtiger, die die Sonnenstrahlung reflektieren und streuen und damit die Lufttemperatur senken (negativer Nettoeffekt). Dieser negativer Nettoeffekt ist auch als nuklearer Winter bekannt.[26]

Der Vulkanausbruch des Laki-Kraters auf Island im Sommer 1783 hat wahrscheinlich zu dem extrem kalten Winter 1783/84 in Nordeuropa und Nordamerika sowie zu Überschwemmungen in Deutschland im Frühjahr 1784 geführt (siehe Vasold 2004, unter Literatur). Im April 1815 brach der Vulkan Tambora auf Sumbawa, einer Insel, die heute in Indonesien liegt, aus und verursachte offenbar das „Jahr ohne Sommer“ (1816).

Aufgrund ihrer Auswurfmenge an Lava, Asche und Aerosolen 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 letzte Eruption eines Supervulkans ereignete sich auf der nördlichen Hauptinsel Neuseelands vor rund 26.500 Jahren im Gebiet des heutigen Lake Taupo. 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.[27]

In erdgeschichtlichem Rahmen waren sogenannte Magmatische Großprovinzen (englisch Large Igneous Provinces) die Ursache für tiefgreifende und relativ rasch verlaufende Klimawandel-Ereignisse. 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 vulkanischen Aktivitäten wurden erhebliche klimawirksame Mengen an Kohlenstoffdioxid freigesetzt, daneben in signifikantem Umfang auch Chlorwasserstoff, Fluor und Schwefeldioxid. Mittelfristig führte der CO2-Ausstoß nicht nur zu einer weltweiten Temperaturzunahme, sondern setzte im Extremfall eine zusätzliche Erwärmungsspirale unter Mitwirkung von Methan in Gang.[17]

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)[28] sowie der nordamerikanische Columbia-Plateaubasalt (Mittleres Miozän, 17 bis 14 mya).[29]

Weitere wichtige FaktorenBearbeiten

 
Globales Förderband“ der Meeresströmungen
(„Thermohaline Zirkulation“)

Weitere Faktoren, die das Klima beeinflussen können, sind

Anthropogene KlimaveränderungBearbeiten

 
Globale durchschnittliche Temperaturanomalie 1850 - 2016[30]

Neben natürlichen Faktoren kann auch der Mensch das Klima beeinflussen. So kam die „Zwischenstaatliche Sachverständigengruppe für Klimaveränderungen“ (Intergovernmental Panel on Climate Change) (IPCC), die den Stand der Wissenschaft im Auftrag der Vereinten Nationen zusammenfasst, 2007 zu dem Schluss, dass die Erwärmung der Erdatmosphäre seit Beginn der Industrialisierung hauptsächlich durch die Anreicherung von Treibhausgasen durch den Menschen hervorgerufen wird.[31] Der IPCC schreibt in seinem 2013 erschienenen fünften Sachstandsbericht, dass es extrem wahrscheinlich ist, dass die Menschen mehr als 50 % 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.[32]

Siehe auchBearbeiten

LiteraturBearbeiten

  • Marita Vollborn, Vlad Georgescu: Prima Klima. Wie sich das Leben in Deutschland ändert. Lübbe, Bergisch Gladbach 2008, ISBN 978-3-7857-2319-7.
  • Sybille Bauriedl (Hrsg.): Wörterbuch Klimadebatte. transcript, Bielefeld 2015, ISBN 978-3-8376-3238-5.
  • Kurt Brunner: Ein buntes Klimaarchiv. Malerei, Graphik und Kartographie als Klimazeugen. In: Naturwissenschaftliche Rundschau. 56, Nr. 4, 2003, ISSN 0028-1050, S. 181–186.
  • Kurt Brunner: Karten als Klimazeugen. In: Mitteilungen der Österreichischen Geographischen Gesellschaft. Nr. 147, 2005, S. 237–264.
  • Elmar Buchner, Norbert Buchner: Klima und Kulturen. Die Geschichte von Paradies und Sintflut. Greiner, Remshalden 2005, ISBN 3-935383-84-3.
  • Tillmann Buttschardt: Klimaänderung. Was weiß die Wissenschaft? In: Umweltwissenschaften und Schadstoff-Forschung. 17, Nr. 3, 2005, ISSN 0934-3504, S. 166–170.
  • Johann Feichter: Aerosole und das Klimasystem. In: Physik in unserer Zeit. 34, Nr. 2, 2003, ISSN 0031-9252, S. 72–79.
  • Jörg F.W. Negendank: Gehen wir in eine neue Kaltzeit? In: Umweltwissenschaften und Schadstoff-Forschung. 17, Nr. 4, 2005, ISSN 0934-3504, S. 242–247.
  • Christian-D. Schönwiese: Globaler Klimawandel im Industriezeitalter. In: Geographische Rundschau. 56, Nr. 1, 2004, ISSN 0016-7460, S. 4–9.
  • Klaus Heine, Hans-Peter Niller: Die Anden Südamerikas: Geoarchive für Umweltveränderungen und Klimawandel. In: Geographische Rundschau. 56, Nr. 3, 2004, ISSN 0016-7460, S. 4–13.
  • Manfred Vasold: Die Eruptionen des Laki von 1783/84. Ein Beitrag zur deutschen Klimageschichte. In: Naturwissenschaftliche Rundschau. 57, Nr. 11, 2004, ISSN 0028-1050, S. 602–608.
  • Christian-D. Schönwiese: Globaler und regionaler Klimawandel. Indizien der Vergangenheit, Modelle der Zukunft. In: Umweltwissenschaften und Schadstoff-Forschung. 17, Nr. 3, 2005, ISSN 0934-3504, S. 171–175.
  • Axel Tillemans: Die Erde Schwankt im Eiszeittakt. In: Bild der Wissenschaft. 10/2005. Leinfelden-Echterdingen 2005, S. 42 (Online [abgerufen am 28. März 2013]).
  • Jahn-Peter Frahm: Moose als Indikatoren des Klimawandels. In: Gefahrstoffe, Reinhaltung der Luft. 67, Nr. 6, 2007, ISSN 0949-8036, S. 269–273.
  • Claudia Kemfert: Gutes Klima fürs Geschäft. Wirtschaftsinnovation statt Klimadepression. Murmann, Hamburg 2008, ISBN 978-3-86774-047-0.
  • Harald Kohl: Der Mensch ändert das Klima. Vierter Sachstandsbericht des IPCC. In: Physik in unserer Zeit. 39, Nr. 4, 2008, ISSN 0031-9252, S. 176–182.
  • Stefan Rahmstorf & Hans Joachim Schellnhuber: Der Klimawandel: Diagnose, Prognose, Therapie. 7. vollst. überarb. & aktualis. Aufl. 2012. C. H. Beck, München 2012. ISBN 978-3-406-63385-0 [Buch]; ISBN 978-3-406-63593-9 [eBook]
  • Wei-Yin Chen, Maximilian Lackner et al.: Handbook of Climate Change Mitigation. Springer, New York 2012. ISBN 978-1-4419-7990-2 [Print]; ISBN 978-1-4419-7991-9 [eBook]
  • Oktober 2010, Landeshauptstadt Stuttgart, Referat Städtebau und Umwelt, Amt für Umweltschutz, Abteilung Stadtklimatologie, in Verbindung mit der Abteilung Kommunikation (Hrsg.), Schriftenreihe des Amtes für Umweltschutz - Heft 3/2010: Der Klimawandel – Herausforderung für die Stadtklimatologie. ISSN 1438-3918

WeblinksBearbeiten

SammelportaleBearbeiten

EinzelnachweiseBearbeiten

  1. Franz Mauelshagen: Klimageschichte der Neuzeit. Wissenschaftliche Buchgesellschaft, Darmstadt 2010, ISBN 978-3-534-21024-4, S. 13.
  2. Klimafluktuation. In: Lexikon der Geowissenschaften. Spektrum akademischer Verlag, abgerufen am 12. August 2016.
  3. Brockhaus Enzyklopädie, Band 26, 1996.
  4. Martin Kappas: Klimatologie. Herausforderung für Natur- und Sozialwissenschaften im 21. Jahrhundert. Spektrum akademischer Verlag, 2009, ISBN 978-3-8274-1827-2.
  5. Klimaoptimum. In: Lexikon der Geowissenschaften. Spektrum akademischer Verlag, abgerufen am 12. August 2016.
  6. Christian-Dietrich Schönwiese: Klimaänderungen: Daten, Analysen, Prognosen. Springer, 1995, ISBN 3-540-59096-X, S. 79–80.
  7. 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]).
  8. A. Berger, M. Cruci, D. A. Hodell, C. Mangili, J. F. McManus, B. Otto-Bliesner, K. Pol, D. Raynaud, L. C. Skinner, P. C. Tzedakis, E. W. Wolff, Q. Z. Yin, A. Abe-Ouchi, C. Barbante, V. Brovkin, I. Cacho, E. Capron, P. Ferretti, A. Ganopolski, J. O. Grimalt, B. Hönisch, K. Kawamura, A. Landais, V. Margari, B. Martrat, V. Masson-Delmotte, Z. Mokeddem, F. Parrenin, A. A. Prokopenko, H. Rashid, M. Schulz, N. Vazquez Riveiros (Past Interglacials Working Group of PAGES): Interglacials of the last 800,000 years. (PDF) In: Reviews of Geophysics (AGU Publications). 54, Nr. 1, März 2016, S. 162–219. doi:10.1002/2015RG000482.
  9. 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.
  10. V. Ramanathan, R. J. Cicerone, H. B. Singh, J. T. Kiehl: Trace gas trends and their potential role in climate change. (PDF) In: Journal of Geophysical Research. 90, Nr. D3, Juni 1985, S. 5547–5566. doi:10.1029/JD090iD03p05547.
  11. Stefan Rahmstorf: Klimawandel – einige Fakten. In: Aus Politik und Zeitgeschichte (APuZ 47/2007)
  12. Animation von CIRES/NOAAː Darstellung der Kohlenstoffdioxid-Konzentration in der Atmosphäre anhand verschiedener Zeitskalen.
  13. Yi Ge Zhang, Mark Pagani, Zhonghui Liu, Steven M. Bohaty, Robert DeConto: A 40-million-year history of atmospheric CO2. (PDF) In: The Royal Society (Philosophical Transactions A). 371, Nr. 2001, September 2013. doi:10.1098/rsta.2013.0096.
  14. 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 (PDF)
  15. 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
  16. D. J. Beerling: Low atmospheric CO2 levels during the Permo-Carboniferous glaciation inferred from fossil lycopsids. In: pnas. 99, Nr. 20, August 2002. doi:10.1073/pnas.202304999.
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  19. 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 (englisch, html) IPCC. 2007. Abgerufen am 20. Mai 2016.
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  23. 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, Nr. 6, 2008, S. 1786–1793. doi:10.1073/pnas.0705414105.
  24. Definition von Antarktika. (Im allgemeinen Sprachgebrauch wird die am Südpol liegende Landmasse oft als Antarktis bezeichnet. Die korrekten geografischen Bezeichnungen lauten Antarktika für den Kontinent und Antarktis für die südpolare Region.)
  25. 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.
  26. Dennis Hartmann: Global Physical Climatology. Hrsg.: Elsevier. 2. Auflage. Elsevier Science, 2015, ISBN 978-0-08-091862-4.
  27. 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.
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  29. 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. doi:10.1371/journal.pone.0044205.
  30. Weltorganisation für Meteorologie, Pressemitteilung 4/2017, 21. März 2017: Climate breaks multiple records in 2016, with global impacts (21. März 2017)
  31. IPCC Fourth Assessment Report: Climate Change 2007 (AR4) Intergovernmental Panel on Climate Change, 2007
  32. IPCC, 2014: 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 [Core Writing Team, R.K. Pachauri and L.A. Meyer (eds.)]. IPCC, Geneva, Switzerland, Seite 5.