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Version vom 27. Januar 2021, 16:10 Uhr

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

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

Die wichtigsten Klimafaktoren im Überblick

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

Die Sonne

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. 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 Leuchtkraft und Radius der Sonne konstant zunehmen. Das bedeutet, dass sie am Beginn ihrer Existenz (und gleichzeitig am Beginn der Erdgeschichte) nur 70 Prozent der gegenwärtigen Strahlungsleistung aufwies und dass sich diese Strahlung im Durchschnitt alle 150 Millionen Jahre um etwa 1 Prozent bis auf den heutigen Wert erhöhte und weiter erhöhen wird.^[1] Das noch nicht völlig geklärte Paradoxon der schwachen jungen Sonne (englisch Faint Young Sun Paradox) beschreibt nicht nur den Widerspruch zwischen der geringen Leuchtkraft der Sonne in ihrer Frühgeschichte und dem relativ warmen Erdklima, sondern berührt auch grundlegende Fragen zur Entstehung und zur Kontinuität des irdischen Lebens, die aktuell auf breiter Basis interdisziplinär diskutiert werden, vor allem in den Atmosphärenwissenschaften.^[2]

Vulkanismus

Der Vulkanismus ist seit Beginn der Erdgeschichte ein elementarer Klimafaktor mit sehr unterschiedlichen Erscheinungsformen (unter anderem Schildvulkane, Hotspots bzw. Manteldiapire, Magmatische Großprovinzen). Die permanente Freisetzung von Kohlenstoffdioxid durch vulkanische Ausgasungen (derzeit etwa 180 bis 440 Megatonnen jährlich)^[3] gleicht die durch Verwitterung und Sedimentation bedingte CO₂-Reduzierung weitgehend aus und trug im späten Präkambrium entscheidend zur Überwindung der Schneeball-Erde-Stadien bei. Andererseits ist auch eine mehrmalige Destabilisierung der Biosphäre durch stark erhöhte vulkanische Aktivitäten eindeutig nachgewiesen.^[4]

Eine Phase intensiven Vulkanismus oder einzelne Ausbrüche mit der Stärke VEI-6 oder VEI-7 bewirken durch Asche- und Aerosolpartikel eine regionale oder weltweite Abkühlung über mehrere Jahre und führten in historischer Zeit oft zu Missernten, strengeren Wintern und zur Zerstörung von Kulturräumen.

Supervulkane haben aufgrund ihrer Auswurfmenge von über 1000 km³ an Lava, Asche und Aerosolen (Tephra) in prähistorischer Zeit das Klima über Jahrzehnte hinweg beeinflusst und einen Vulkanischen Winter ausgelöst. Auf dem Vulkanexplosivitätsindex sind sie mit dem Wert VEI-8 in die höchste Kategorie eingestuft. Für die letzten 34 Millionen Jahre wurden weltweit über 40 derartige Ereignisse nachgewiesen.^[5] Dauerhafte klimatische und ökologische Folgen durch Supervulkane sind jedoch nicht belegt.

In erdgeschichtlichem Rahmen waren Magmatische Großprovinzen (englisch Large Igneous Provinces) oftmals die Ursache für einen tiefgreifenden und rasch verlaufenden Klimawandel. Dabei handelt es sich um den großvolumigen Austritt magmatischer Gesteine aus dem Erdmantel, meist in Form von Flutbasalten, die sich im Verlauf von einigen Hunderttausend Jahren gelegentlich über Millionen km² ausbreiteten. Abhängig von Ausmaß und Dauer der Flutbasalt-Freisetzung gelangten erhebliche Mengen an Kohlenstoffdioxid in die Atmosphäre, daneben 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 globalen Erwärmung mit zahlreichen Nebenwirkungen. Sehr wahrscheinlich wurden die meisten Massenaussterben der Erdgeschichte von weiträumigen magmatischen Ausflüssen mit anschließender Destabilisierung terrestrischer und mariner Biotope verursacht.

Treibhausgase

Treibhausgase sind strahlungsbeeinflussende gasförmige Stoffe in der Atmosphäre, die den Antrieb des Treibhauseffekts bilden, unter anderem Wasserdampf, Kohlenstoffdioxid, Methan, troposphärisches Ozon und Distickstoffmonoxid. Das in seiner Gesamtwirkung stärkste Treibhausgas ist der Wasserdampf, dessen Anteil am natürlichen Treibhauseffekt zwischen 36 und 70 Prozent schwankt. Da der atmosphärische Wasserdampfgehalt unmittelbar von der Lufttemperatur abhängt, nimmt seine Konzentration bei niedrigeren Durchschnittstemperaturen ab und steigt während einer Erwärmungsphase an (Wasserdampf-Rückkopplung beziehungsweise Clausius-Clapeyron-Gleichung).

Plattentektonik

Die Plattentektonik bildet gewissermaßen den Motor für klimatische Veränderungen in geologischen Zeiträumen. Ihr Einfluss auf das Erdklima beschränkt sich dabei nicht nur auf die Entstehung vulkanischer Zonen, auch Gebirgsbildungen, Lage und Größe der Kontinente und damit verbundene Wettersysteme beziehungsweise ozeanische Strömungen stehen mit der Plattentektonik in direktem Zusammenhang. Durch Verwitterung in Kalkstein gebundener Kohlenstoff kann wieder in die Atmosphäre freigesetzt werden, wenn die entsprechenden Gesteinsschichten im Zuge plattentektonischer Verschiebungen und in Verbindung mit erhöhten vulkanischen Aktivitäten subduziert werden (vgl. Anorganischer Kohlenstoffzyklus).

Albedo

Albedo ist das Maß des Rückstrahlvermögens nicht selbst leuchtender Oberflächen. Eis- und Schneeflächen besitzen eine Albedo von ungefähr 0,80 (was einer Rückstrahlung von 80 Prozent entspricht), während freie Meeresoberflächen eine Albedo von rund 0,20 aufweisen und demzufolge mehr Wärmeenergie aufnehmen als sie reflektieren. Die mittlere sphärische Albedo der Erde beträgt derzeit etwa 0,3. Sie hängt von der Ausdehnung der Ozeane, Eisschilde, Wüsten und Vegetationszonen ab (einschließlich der Wolkenbedeckung und Aerosolkonzentration) und kann sich zusammen mit der Strahlungsbilanz verändern.

Chemische Verwitterung

Verwitterungsprozesse bewirken tendenziell eine Abkühlung und kommen in Abhängigkeit vom jeweiligen Klimazustand unterschiedlich stark zur Geltung. Aufgrund chemischer Verwitterung wird der Atmosphäre permanent Kohlenstoffdioxid entzogen und in der Lithosphäre gebunden. Ein Teil des eingelagerten CO₂ wird über Millionen Jahre durch die Ausgasungen kontinentaler oder ozeanischer Vulkane der Atmosphäre wieder zugeführt.^[6] Unter den gegenwärtigen geophysikalischen Bedingungen würde ein kompletter Austausch des atmosphärischen Kohlenstoffdioxids auf der Basis des Carbonat-Silicat-Zyklus ungefähr 500.000 Jahre benötigen.

Aeeosole und Wolken

Wolkenbildungen haben einen großen Einfluss auf den Energiehaushalt beziehungsweise die Strahlungsbilanz der Erde und damit auf das Klimasystem. Die Wirkungszusammenhänge sind jedoch noch nicht vollständig geklärt. Neuere Studien gehen von der Möglichkeit aus, dass hohe CO₂-Konzentrationen einen negativen Einfluss auf die Entstehung von Stratocumuluswolken ausüben könnten, was einen zusätzlichen Erwärmungseffekt bedeuten würde.^[7]

Klimaproxys und Messmethoden

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

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

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

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

Ein noch sehr junges, im 21. Jahrhundert entwickeltes Verfahren ist die Atom Trap Trace Analysis (ATTA). Es handelt sich dabei um eine magneto-optische „Atomfalle“ (MOT) unter Einsatz von Laserphysik zur Spurenanalyse und Altersbestimmung seltener Edelgas-Isotope. Zur Anwendung kommen hauptsächlich die Kryptondatierung auf der Basis des Isotops ⁸¹Kr (Halbwertszeit 230.000 Jahre) in Verbindung mit dem stabilen Isotop ⁸³Kr sowie die Detektierung des Argon-Isotops ³⁹Ar (Halbwertszeit 269 Jahre).^[9]^[10] Analysiert werden mit diesen sehr präzisen Methoden im Rahmen der Quartärforschung vor allem Gletscher, alte Eisschichten und ozeanisches Tiefenwasser, wobei jedes Atom des Probenmaterials einzeln gezählt wird.

Frühe Klimageschichte

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

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

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

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

Paläoproterozoische Vereisung

Die früheste nachgewiesene Abkühlungsphase der Erdgeschichte trat vor 2,9 Milliarden Jahren in Form des Pongola-Glazials auf, das jedoch vermutlich nur ein relativ kurzzeitiges Ereignis mit regionalen Gletscherbildungen war. Mit einer Dauer von ungefähr 300 Millionen Jahren wesentlich ausgeprägter verlief die vor 2,4 Milliarden Jahren einsetzende Paläoproterozoische Vereisung (auch Huronische Eiszeit). Geologische Klimazeugen einschließlich paläomagnetischer Auswertungen aus Nordamerika, Skandinavien, Indien sowie im südlichen Afrika deuten auf einen globalen Kälteeinbruch mit einem wahrscheinlich länger währenden Schneeball-Erde-Stadium hin.^[12]^[13]

In der Wissenschaft überwiegt die Annahme, dass das Eiszeitklima im frühen Paläoproterozoikum die unmittelbare Folge der sogenannten Großen Sauerstoffkatastrophe (in der Fachliteratur Great Oxigenation Event) sein könnte.^[14] Die Sauerstoffzunahme in den Ozeanen führte zum Massenaussterben der bisher dominierenden obligat anaeroben Organismen, die der toxischen Wirkung des Sauerstoffs fast vollzählig zum Opfer fielen. Diese Zäsur zählt zu den größten Krisen in der Geschichte der Lebens, gleichwohl eröffnete sie der Evolution neue Wege im Hinblick auf effizientere Formen des Energiestoffwechsels.

Die Atmosphäre war ebenfalls einem tiefgreifenden Wandel unterworfen. In der Lufthülle hatte die Verweildauer von Methan bisher mindestens einige Jahrtausende betragen. Unter den nun herrschenden oxidierenden Bedingungen erfolgte der weitgehende Zusammenbruch der Methankonzentration und die Aufspaltung des Gases in Kohlenstoffdioxid und Wasser. Da Methan über über ein erheblich größeres Treibhauspotential als CO₂ verfügt, kam es zu einer deutlichen Abschwächung des Treibhauseffekts in Verbindung mit einem abrupten Klimawechsel auf dauerhaft kaltzeitlichem Niveau.

Die „langweilige Milliarde“

Nach dem Abklingen der Paläoproterozoischen Vereisung und der Konsolidierung des Klimas auf einem höheren Temperaturlevel begann eine aus heutiger Perspektive relativ ereignisarme Epoche, die in der Fachliteratur gelegentlich als „langweilige Milliarde“ (englisch The boring billion) bezeichnet wird. Allerdings wirkte sich diese lange währende „Stillstandsphase“ nachteilig auf die biologische Evolution aus. Es gibt Hinweise, dass die marinen Sauerstoff- und Sulfatkonzentrationen auf niedrigem Niveau stagnierten und die mittelproterozoischen Ozeane aufgrund anoxischer Bedingungen einschließlich des Auftretens von Schwefelwasserstoff ein nur bedingt lebensfreundliches Milieu für aerobe Lebensformen bildeten.^[15] Auch der atmosphärische Sauerstoff verharrte in diesem Zeitraum konstant bei einem Anteil zwischen 2 und 3 Prozent.

Die plattentektonischen Prozesse entwickelten ebenfalls geringere Aktivitäten. Der erste Kontinent Ur, in seiner Größe vermutlich vergleichbar mit dem heutigen Australien, könnte bereits vor rund 3 Milliarden Jahren existiert haben, gilt jedoch als weitgehend hypothetisch. Besser belegt ist der Superkontinent Kenorland, dessen Entstehung mit dem Beginn der Paläoproterozoischen Vereisung korrespondiert. Vor 1,8 Milliarden Jahren entstand der Superkontinent Columbia und nach einer längeren Pause der Superkontinent Rodinia (1100 mya), wobei verschiedene Studien das Resümee ziehen, dass Columbia in seiner Spätphase nur teilweise fragmentiert wurde und gegen Ende des Mesoproterozoikums einen „fließenden“ Übergang zum nachfolgenden Rodinia vollzog.^[16] Diese Annahme entspricht dem relativ ruhigen klimatischen und geologischen Status während der boring billion.^[17]

Die Schneeball-Erde-Stadien im Cryogenium

Im Laufe des Neoproterozoikums, das vor einer Milliarde Jahre begann, entstanden die ersten mehrzelligen Pflanzen und wirbellosen Tiere. Diese Entwicklung war vermutlich eng mit einer Sauerstoffzunahme in den Meeren verknüpft, wobei auch andere Faktoren wie geochemische Einflüsse und einige tektonische Unruheherde eine Rolle gespielt haben dürften.

Vor rund 800 Millionen Jahren setzte der Zerfall des Superkontinents Rodinia ein. In Verbindung mit einigen über längere Zeiträume aktiven Superplumes beziehungsweise Manteldiapiren (einschließlich der umfangreichen Freisetzung von Flutbasalten) bildete sich an den Plattengrenzen eine Reihe sich verbreiternder Grabenbrüche, die eine zunehmende Fragmentierung des Kontinents signalisierten. Darauf folgte im Zuge der panafrikanischen Orogenese (ca. 600 mya) die Entstehung des nur „kurzlebigen“ Superkontinents Pannotia. Obwohl sich die einzelnen Theorien graduell unterscheiden, wird übereinstimmend angenommen, dass die Vereisungsphasen der Erde im Cryogenium (720 bis 635 mya) während der Sturtischen (717 bis 660 mya) und der Marinoischen Eiszeit (640 bis 635 mya) auf dem Zusammenwirken verschiedener Komponenten beruht. Im Mittelpunkt steht dabei die Annahme sehr rasch verlaufender Verwitterungsproresse, die der Atmosphäre umfangreiche Mengen an Kohlenstoffdioxid entzogen und auf diese Weise zu einer deutlichen Abkühlung des Planeten beitrugen.^[18]^[19]^[20] Der natürliche Kohlenstoffkreislauf kam deshalb fast zum Stillstand, und in den Meeren sank die Biomasseproduktion auf ein Minimum. Dies änderte sich erst, als das ungenutzte atmosphärische Reservoir vulkanischer CO₂-Emissionen einen extrem hohen Schwellenwert erreichte, der das Dauerfrost-Klima zum Kippen brachte und ein globales Tauwetter auslöste. Nach diesem Szenario verwandelte sich die Erde innerhalb von etwa 40.000 Jahren von einem tiefgefrorenen Schneeball unter chaotischen Umweltbedingungen in ein „Supertreibhaus“ mit tropischen Temperaturen.

Obwohl das plakative Bild von der Erde als riesigem Schneeball eine gewisse Popularität erlangte, wurde dieser Hypothese auch entschieden widersprochen,^[21], was unter anderem zum Gegenentwurf einer „Matschball-Erde“ führte.^[22] Vor allem jedoch hätte eine viele Millionen Jahre dauernde Komplettvereisung die Photosynthese sauerstoffproduzierender Organismen verhindert und zur Verödung fast aller marinen Habitate geführt. Wie die meisten Details des Schneeball-Erde-Zustands steht auch dieser Kritikpunkt im Fokus kontroverser wissenschaftlicher Diskussionen.^[23]

Phanerozoikum

Vor 541 Millionen Jahren begann mit dem Phanerozoikum (übersetzt etwa Zeitalter des sichtbaren Lebens) das jüngste und somit bis in die Gegenwart reichende Äon der Erdgeschichte. Zugleich markiert dieser Zeitpunkt mit dem geologischen System des Kambriums den Beginn des Erdaltertums (Paläozoikum). Die Benennung dieses Äons beruht darauf, dass ab dem Kambrium durchgehend Fossilien gefunden werden, die nicht nur „mikroskopische“ Ausmaße aufweisen, wie dies vorher (mit Ausnahme der Ediacara-Fauna) in den präkambrischen Schichten sehr häufig der Fall war.

Die älteren Abschnitte des Phanerozoikums verzeichneten eine stetige Zunahme der atmosphärischen Sauerstoff-Konzentration, die vor rund 350 Millionen erstmals das heutige Niveau erreichte. Bereits am Beginn des Äons existierte wahrscheinlich eine die kurzwellige UVB-Strahlung der Sonne absorbierende Ozonschicht als Voraussetzung für die spätere Besiedelung des Festlandes durch tierische Lebensformen.

Paläozoikum (Erdaltertum)

Kambrium

Nahezu zeitgleich mit dem Beginn des Kambriums kam es zur Kambrischen Explosion, in deren Verlauf innerhalb der folgenden 5 bis 10 Millionen Jahre – vermutlich begünstigt durch eine deutliche Sauerstoffzunahme – die damaligen Vertreter fast aller heute existierenden Tierstämme inklusive ihrer seitdem nicht mehr veränderten morphologischen Baupläne entstanden. Zusätzlich wird davon ausgegangen, dass im Gegensatz zu früheren Annahmen die Besiedelung des Festlands durch moosartige Pflanzen (Bryophyten) und frühe Pilzformen wahrscheinlich bereits im Mittleren Kambrium einsetzte.^[24] Die rasche Zunahme der Biodiversität im Zuge der Kambrischen Explosion führte zu einem rapiden Anstieg des sogenannten Hintergrundaussterbens, das als permanente Begleiterscheinung der Evolution besonders im Kambrium ein sehr hohes Niveau erreichte.

Unter klimatischen Gesichtspunkten war das Kambrium eine Periode mit zum Teil extrem erhöhtem Vulkanismus, mit einem globalen Warmklima um 20 °C oder darüber und einer atmosphärischen CO₂-Konzentration von mindestens 5000 ppm (bei verminderter Leuchtkraft der Sonne um etwa 5 Prozent). Diese Faktoren beeinflussten nachhaltig die chemische Beschaffenheit der Ozeane, so dass die marinen Lebensgemeinschaften durch Schwefeldioxid-Eintrag, Sauerstoffverknappung sowie Versauerung und damit verbundenem Absacken des pH-Werts häufig an ihre biologischen Grenzen gelangten. Zudem wurde gegen Ende der Epoche eine signifikante Störung des Kohlenstoffzyklus nachgewiesen.^[25] Insgesamt werden für das Kambrium mindestens zwei große und mehrere kleine Aussterbewellen angenommen.^[26] Davon betroffen waren neben anderen Tiergruppen vor allem Trilobiten (Dreilappkrebse), Conodonten und Brachiopoden (Armfüßer).

Paläogeographisch wurde die südliche Hemisphäre von dem im späten Neoproterozoikum (600 mya) entstandenen Großkontinent Gondwana dominiert, der unter anderem die Landflächen beziehungsweise Kratone von Afrika, Südamerika, Indien, Australien und Antarktika in sich vereinte. Ebenfalls südlich des Äquators lagen die drei kleineren Kontinente Laurentia (umfasste Teile Nordamerikas und Grönlands) sowie Baltica und Sibiria. Auf der nördlichen Erdhälfte existierten zu dieser Zeit lediglich einige Mikrokontinente beziehungsweise Inselbögen, die sich aus dem weltumspannenden Panthalassa-Ozean erhoben.

Ordovizium

Im unteren Ordovizium setzte sich das Warmklima des Kambriums zunächst fort. Die atmosphärische CO₂-Konzentration lag anfangs bei 4000 bis 5000 ppm, und es herrschten auch in höheren Breiten milde Klimabedingungen ohne Vereisungsspuren auf den damals in Südpolnähe liegenden Landflächen. Dies änderte sich mit Beginn des Ordovizischen Eiszeitalters (auch Hirnantische Eiszeit oder Anden-Sahara-Eiszeit) vor etwa 460 Millionen Jahren, in dessen Verlauf nach moderatem Beginn weite Teile der südlichen Hemisphäre vergletscherten. Die Kältephase erreichte ihr Maximum während der letzten ordovizischen Stufe des Hirnantiums (445,2 bis 443,4 mya) und endete im Silur vor 430 Millionen Jahren. Anhand glazialer Ablagerungen konnte die Drift des Großkontinents Gondwana über den Südpol in chronologischer Abfolge rekonstruiert werden. Das Zentrum der Vereisung lag vor 450 bis 440 Millionen Jahren auf der Arabischen Platte, erreichte anschließend die heutige Sahara, dehnte über die damals durchgehende Landverbindung westwärts in Richtung Südamerika (Brasilien und unteres Amazonasgebiet) aus und griff vor 430 Millionen Jahren in etwas abgeschwächter Form auf die Region der damals noch nicht existierenden Andenkette über.

Trotz einer Reihe konkurrierender Erklärungsansätze^[27] wird als Hauptgrund für die Entstehung des Eiszeitalters die zunehmende Vegetationsbedeckung angesehen. Der dichter werdende Pflanzenbewuchs entwickelte sich dabei zu einem elementaren Klimafaktor, da er die chemische Verwitterung der Erdoberfläche beschleunigte und so eine erhöhte Einbindung von atmosphärischem Kohlenstoffdioxid und eine damit gekoppelte weltweite Abkühlung in Gang setzte.^[28]^[29] Bis zum Hirnantium nahm die Oberflächentemperatur äquatorialer Ozeane um 8 °C ab, und die globale Durchschnittstemperatur sank auf 11 bis 13 °C.^[30]

Parallel dazu geschah eines der folgenschwersten Massenaussterben der Erdgeschichte. Die Schätzungen zur Aussterberate der davon betroffenen Arten schwanken erheblich und belaufen sich auf bis zu 85 Prozent.^[31] In der Wissenschaft besteht größtenteils Einigkeit darüber, dass die biologische Krise gegen Ende des Ordoviziums auf einer Kombination verschiedener Faktoren beruht, zu denen vermutlich auch ein starker Vulkanismus zählte. Dessen Ausgasungen in Form von Schwefeldioxid und Stickoxiden könnten die ozeanischen Biotope erheblich geschädigt haben.^[32] Diese Annahme wird durch das Auftreten mehrerer Ozeanischer anoxischer Ereignisse gestützt, die während des Hirnantiums und im frühen Silur die marinen Lebensräume zusätzlich destabilisierten.^[33] Neuere Studien postulieren in dem Zusammenhang tiefgreifende geochemische Veränderungen, in deren Verlauf giftige Schwermetalle am Meeresgrund freigesetzt wurden,^[34] unter gleichzeitiger Reduzierung lebenswichtiger Spurenelemente wie Selen.^[35]^[36]

Das aktuelle Eiszeitalter

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

Die erste größere Vergletscherung der antarktischen Festlandsbereiche erfolgte im Zuge einer rasch verlaufenden globalen Abkühlung am Eozän-Oligozän-Übergang vor 33,9 bis 33,7 Millionen Jahren.^[37] Die bei einem CO₂-Schwellenwert um 600 ppm einsetzende, aber noch stark schwankende Vereisung der südpolaren Gebiete wurde anfangs von den zyklischen Veränderungen der Erdbahnparameter gesteuert und markiert den Beginn des Känozoischen Eiszeitalters.^[38]

Dessen jüngster Abschnitt begann mit der Quartären Kaltzeit vor etwa 2,6 Millionen Jahren und führte zur weiträumigen Vereisung der nordpolaren Regionen einschließlich Grönlands. Einige Studien konstatieren eine erste Abkühlungsphase im späten Pliozän (3,2 mya) und eine zweite nach Beginn des Pleistozäns (2,4 mya), in deren Verlauf die atmosphärische CO₂-Konzentration von ursprünglich 375 bis 425 ppm auf 275 bis 300 ppm sank und während der folgenden Kaltzeitzyklen weiter abnahm.^[39]^[40]

Für die letzten 800.000 Jahre wurden elf Interglaziale identifiziert und detailliert beschrieben. Die Dauer dieser Zwischeneiszeiten betrug im Normalfall etwa 10.000 bis 30.000 Jahre, lediglich für den Zeitraum der interglazialen Marinen Isotopenstufe 11c (MIS 11c) werden maximal 40.000 Jahre veranschlagt.^[41] Aktuell dauert ein Kaltzeitzyklus etwas mehr als 100.000 Jahre und ist damit nach übereinstimmender wissenschaftlicher Auffassung an die gleich langen Veränderungen der Erdumlaufbahn (Exzentrizität) gekoppelt. Diese Periode trat in voller Ausprägung erstmals im frühen Mittelpleistozän vor rund 700.000 Jahren auf. Vorher – das heißt seit Beginn des Quartärs – betrug die Zyklusdauer lediglich 41.000 Jahre und korrelierte zu dieser Zeit mit den Schwankungen der Erdrotationsachse. Zur Ursache dieses „Umspringens“ auf einen längeren Warm-Kalt-Zyklus werden in der Fachliteratur verschiedene Erklärungsansätze diskutiert.^[42]

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

Kaltzeiten des Quartärs im Alpenraum und Norddeutschland
Alpenraum (Namensgeber)	Norddeutschland (Namensgeber)	Zeit (1000 Jahre vor heute)	Marine Sauerstoff-Isotopenstufe (MIS)
-	Brüggen-Kaltzeit (Brüggen)	ca. 2200	?
Biber-Kaltzeit (Biberbach)	–	ca. 1900–1800 oder ca. 1500–1300	MIS 68–66 oder MIS 50–40
-	Eburon-Kaltzeit (Eburonen)	ca. 1400	?
Donau-Kaltzeit (Donau)	–	ca. 1000–950	MIS 28–26
-	Menap-Kaltzeit (Menapier)	990–800	?
Günz-Kaltzeit (Günz)	–	800–600	MIS 20–16
Mindel-Kaltzeit (Mindel)	-	475–370^[43]	MIS 12
-	Elster-Kaltzeit (Weiße Elster)	400–320	MIS 10
Riß-Kaltzeit (Riß)	Saale-Kaltzeit (Saale)	350–120 (Riß), 300–130 (Saale)	MIS 10–6 (Riß), MIS 8–6 (Saale)
Würm-Kaltzeit (Würm)	Weichsel-Kaltzeit (Weichsel)	115–10	MIS 4–2

Während der quartären Kaltzeiten nahmen die Inlandeisschilde und die Gebirgsgletscher weltweit erheblich an Umfang und Volumen zu und bedeckten dabei etwa 32 Prozent des Festlands (gegenwärtig 10 Prozent). Vor allem auf der Nordhalbkugel der Erde waren große Teile Europas, Asiens und Nordamerikas vergletschert. Viele Vereisungsspuren (zum Beispiel Trogtäler, Moränen, Gletscherschliffe, die Glaziale Serie) haben sich dort bis heute erhalten. Durch die Bildung kontinentaler Eismassen wurde den Meeren massiv Wasser entzogen (Glazialeustasie). Auf dem Höhepunkt der letzten Kaltzeit vor etwa 22.000 Jahren lag der Meeresspiegel um 120 m tiefer und die globale Durchschnittstemperatur im Vergleich zur vorindustriellen Epoche rund 6 °C niedriger.^[44] Dadurch entstanden zahlreiche Landbrücken, und Schelfmeere wie die Nordsee fielen großflächig trocken. Eine besondere Rolle spielte die Landbrücke über die heutige Beringstraße, die Nordasien mit Nordamerika verband, da sie den Austausch zahlreicher Tier- und Pflanzenarten sowie die Besiedlung des amerikanischen Kontinents durch den Menschen ermöglichte.

Die globale Abkühlung bewirkte in der gemäßigten Zone die Reduzierung der Waldbestände, und an ihre Stelle traten Steppen- und Graslandschaften (Tundrenvegetation), während sich Savannen in den subtropischen Gebieten ausbreiteten. Aufgrund der fragmentierten Lebensräume entstand im Faunenbereich eine Reihe neuer Arten. Die scheinbar widrigen Umweltbedingungen während der Kaltzeitphasen gaben den Anstoß für rasche evolutionäre Entwicklungen mit einer Zunahme der Biodiversität in den folgenden Warmzeiten. Charakteristisch für glazial geprägte Biotope waren beispielsweise Mammuts, Mastodonten, Saigas, Säbelzahnkatzen, Höhlenlöwen und Höhlenbären. Diese Vertreter der eiszeitlichen Megafauna verschwanden fast vollständig im Zuge der Quartären Aussterbewelle mit dem Höhepunkt im Umkreis der Pleistozän-Holozän-Grenze.^[45] Auch lebten Homo heidelbergensis, der aus ihm hervorgegangene Neandertaler und der vor rund 40.000 Jahren aus Afrika zugewanderte moderne Mensch (Homo sapiens) während des Quartären Eiszeitalters in Europa.

Erdbahnparameter

Die Erdbahn um die Sonne, die Präzession der Erdrotationsachse sowie die Neigung der Erdachse und damit die wechselnden Einfallswinkel der Sonneneinstrahlung auf der Nord- und Südhemisphäre unterliegen verschiedenen Zyklen mit einer Dauer von 25.800 bis etwa 100.000 beziehungsweise 405.000 Jahren. Sie wurden zuerst von dem serbischen Astrophysiker und Mathematiker Milutin Milanković (1879–1958) im Hinblick auf geowissenschaftliche Fragestellungen untersucht und berechnet. Die durch die Milanković-Zyklen verursachten Schwankungen der Insolation auf die Erdoberfläche fallen relativ geringfügig aus, fungieren jedoch im Klimasystem als „Impulsgeber“ und gelten als Hauptursache für den Wechsel der Warm- und Kaltphasen innerhalb des gegenwärtigen Eiszeitalters. Zum Beispiel führte eine von den Orbitalparametern eingeleitete leichte Erwärmung der unteren Luftschichten zur erhöhten CO₂-Freisetzung aus den sich ebenfalls erwärmenden Ozeanen mit der Folge einer weiteren Temperaturzunahme, wobei diese Prozesse nach neueren Untersuchungen nur einen geringen Zeitversatz aufwiesen und in einigen Fällen fast synchron erfolgten.^[46] Zusätzlich trugen positive Feedbacks wie die Eis-Albedo-Rückkopplung sowie der Anstieg des atmosphärischen Wasserdampfgehalts zur Verstärkung des angestoßenen Klimawandels bei.

Eine dauerhafte Wirkung entfalteten die Zyklen speziell während der Quartären Kaltzeit, wobei Stärke und Einfluss verschiedener Klimafaktoren aufgrund der zeitlichen Nähe dieser Epoche relativ genau definiert werden können. Dies führte in der Wissenschaft zu der Überlegung, ob ein hoher atmosphärischer Anteil an Kohlenstoffdioxid, wie ihn die Erdgeschichte häufig verzeichnete, das Veränderungspotenzial der Erdbahnparameter ab einem bestimmten Grenzwert abpuffern und entsprechend dämpfen könnte.^[47]

Über Jahrzehnte nahm die Fachwelt von den als spekulativ beurteilten Milankovic-Zyklen kaum Notiz. Seit den 1980er Jahren ist die Theorie jedoch in modifizierter und erweiterter Form (unter Einbeziehung der von Milutin Milanković nicht berücksichtigten Erdbahnebene) zum festen Bestandteil von Paläoklimatologie und Quartärforschung geworden und wird zur Rekonstruktion der quartären Klimaverläufe auf breiter Basis angewendet.^[48]

Dansgaard-Oeschger-Ereignisse

Dansgaard-Oeschger-Ereignisse (benannt nach dem Paläoklimatologen Willi Dansgaard und dem Physiker Hans Oeschger) werden seit ihrer Entdeckung in den 1980er Jahren erforscht und bezeichnen extrem rasche Temperaturerhöhungen im Bereich des Nordatlantiks während der letzten Kaltzeit. Dabei kam es zu einem plötzlichen Anstieg der Temperaturen bis 10 °C innerhalb eines Jahrzehnts. Diese etwa alle 1470 Jahre auftretenden Warmphasen flauten nur langsam ab, und es dauerte oft mehrere Jahrhunderte, bis der kaltzeitliche „Normalzustand“ in diesem Gebiet wieder erreicht war. Die Periodizität dieser Klimaanomalien wurde in der Fachliteratur zwei zyklisch auftretenden Aktivitätsphasen der Sonne zugeschrieben, die sich in regelmäßigen Abständen überlagern.^[49] Aus der Würm- beziehungsweise der Weichsel-Kaltzeit, die vor 115.000 Jahren begann und vor knapp 12.000 Jahren endete, lassen sich in Klimaarchiven 26 Dansgaard-Oeschger-Ereignisse nachweisen, vor allem in grönländischen Eisbohrkernen sowie in den Tiefseeablagerungen des Atlantiks. Nach dem Übergang in das Holozän traten diese abrupten Klimaschwankungen nicht mehr auf, da die schwach ausgeprägte Fluktuation der Sonneneinstrahlung die stabilen Atlantikströmungen der letzten 10.000 Jahre nicht mehr beeinflussen konnte. Allerdings gibt es Hinweise, dass ähnliche, räumlich begrenzte Temperatursprünge auch während der Eem-Warmzeit vor 126.000 bis 115.000 Jahren stattfanden.

Beitrag der Korallenriffe zur letzten Temperaturerhöhung

Im Zeitraum von vor 16.000 bis 10.000 Jahren vor unserer Zeit

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

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

Die aktuelle Warmzeit

Auch in der aktuellen Warmzeit, dem Holozän, traten noch einige Klimaveränderungen auf, die jedoch im Vergleich zu früheren geologischen Epochen reativ moderat ausfielen. In Annäherung an die Jetztzeit gelingt die Rekonstruktion des Klimas immer detaillierter und vielfältiger. Doch sind die ältesten drei Viertel des Holozäns noch nicht vollständig erforscht. Erst mit der Entwicklung der ersten Hochkulturen wird die Beobachtung genauer. Forschungen in der Sahara und Seebodenuntersuchungen im Mittelmeer ergaben, dass in Nordafrika vor etwa 10.000 Jahren nicht die heutige Wüste vorherrschend war, sondern eine Grassavanne, die von einer Vielzahl von Tieren bevölkert war und Menschen Lebensraum bot. Davon zeugen fossile Pflanzen ebenso wie Fels- und Höhlenmalereien. Eine These geht von einer zyklischen Begrünung der Wüstengebiete Nordafrikas aus, deren Zykluszeit etwa 22.000 Jahre beträgt.^[51] Demzufolge ist eine stetige langfristige Änderung des Klimas Teil eines natürlichen Zyklus, in dem es „Gewinner und Verlierer“ gibt.

Der Wechsel von der letzten Kaltzeit zur aktuellen Warmzeit verlief relativ schnell, dauerte aber trotzdem mehrere tausend Jahre. Dies hing vor allem damit zusammen, dass die großen Eisschilde nicht so schnell schmelzen konnten. Der Fennoskandische Eisschild war etwa vor 7000 Jahren verschwunden und damit im Unterschied zu den Schilden in Nordamerika und Nordasien relativ schnell abgeschmolzen. Der Laurentische Eisschild in Nordamerika war erst vor 4000 Jahren völlig aufgelöst. Ein vollständiges Abschmelzen des heutigen Antarktischen Eisschildes würde mindestens 15.000 Jahre dauern und gleichbleibend hohe CO₂-Werte erfordern, die über dem gegenwärtigen Niveau liegen.^[52]

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

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

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

Für die Klimageschichte in historischer Zeit, vor allem die Europas und des Nordatlantikraums, wurden verschiedene Periodisierungen vorgeschlagen. Eine einflussreiche Einteilung, die sich primär auf Europa bezieht, stammt von Schönwiese, der auf ältere Arbeiten, zum Beispiel von Flohn und Lamb, zurückgriff.^[54]^[55] Ihr zufolge gab es in der Zeit zwischen etwa 100 v. Chr. und 500 n. Chr. das „Optimum der Römerzeit“. Als diese Klimaepoche langsam zu Ende ging und sich das Klima abkühlte („Pessimum der Völkerwanderungszeit“), kam die Zeit der großen Völkerwanderungen (etwa um 370 bis 570 n. Chr.). Weil es viele Parallelen zwischen Klima- und Menschengeschichte gibt, kann ein Zusammenhang nicht ausgeschlossen werden. Ab etwa 800 n. Chr. folgte die Mittelalterliche Warmzeit. Sie wurde mit wirtschaftlichem wie demografischem Aufschwung und einer kulturellen Blüte des Hochmittelalters – Stichwort: Bau von Kathedralen und anderen imposanten Bauwerken – in Verbindung gebracht.^[56] Anfangs hielt sich der Niederschlag noch in Grenzen, was sich gegen Ende dieser Phase änderte, als die Niederschlagsraten stark anstiegen. Aus dieser Zeit stammen viele deutsche Ortsnamen, die auf Weinanbau hinweisen, obwohl zwischenzeitlich der Weinanbau dort nicht mehr möglich war.

Auf das Optimum des 11.–14. Jahrhunderts folgte wieder eine Klimawende mit niedrigeren Temperaturen beginnend etwa im 15. Jh. Das Klima der Nördlichen Hemisphäre war im 17. Jh. weniger als 1 °C kühler im Vergleich zur Durchschnittstemperatur des 20. Jahrhunderts, mit einer lokal stärkeren Abkühlung in Regionen nahe dem Nordatlantik.^[57] Für das globale Klima wird eine Abkühlung von rund 0,2 °C gegenüber dem Mittelalterlichen Optimum vermutet.^[58] Obwohl der Begriff Eiszeit hierfür eine Übertreibung darstellt, wird diese Zeit die Kleine Eiszeit genannt.

Als weiteres Beispiel für den Zusammenhang zwischen menschlicher Kulturentwicklung und Klimageschichte werden oftmals die Wikinger genannt. 982 n. Chr. ließen sie sich das erste Mal auf Grönland nieder und waren über mehrere Jahrhunderte dort ansässig. Durch die zunehmende Abkühlung im nordatlantischen Raum nahm die Besiedelung der Insel ein mehr oder weniger jähes Ende. Bis vor kurzem wurde angenommen, dass neben wirtschaftlichen und soziologischen Gründen die schlechter werdenden klimatischen Bedingungen wesentlich dazu beitrugen, dass um 1500 die letzte normannische Siedlung auf Grönland aufgegeben wurde.^[59] Allerdings kommen aktuelle Untersuchungen zu konträren Ergebnissen. So hatte die Mittelalterliche Warmzeit im Bereich von Grönland praktisch keine Auswirkungen auf das dortige Klima, und die grönländischen Gletscher erreichten zwischen den Jahren 975 und 1275 fast ihre maximale Ausdehnung. Eine über Jahrhunderte dauernde Phase milder Temperaturen wäre nach der neuen Datenlage demnach ausgeschlossen.^[60]

Die Kleine Eiszeit wird von einigen Klimaforschern und Historikern als ein Faktor in der von vielfachen politischen, ökonomischen und sozialen Erschütterungen erfassten Epoche der frühen Neuzeit gesehen, für die der Begriff „Krise des 17. Jahrhunderts“ geprägt wurde. Die ausgeprägt kalten Winter beeinflussten indes möglicherweise auch die kulturelle Entwicklung Europas: Bis etwa 1500 waren Winterbilder in der europäischen Kunst eine Rarität – durch die Gemälde eines Hendrick Avercamp und eines Pieter Bruegel der Ältere (typisch ist sein Die Jäger im Schnee von ca. 1565) – wurden sie ein Genre in der bildenden Kunst vor allem West- und Nordeuropas.^[61]

Klare Belege für Erwärmungs- oder Abkühlungsphasen, die mehrere Jahrzehnte lang weltweit gleichzeitig stattfanden, gibt es nicht für die Zeit vom Jahr 1 bis vor Beginn der Industrialisierung.^[62]^[63]

El Niño und La Niña

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

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

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

Günstige Bedingungen für das Auftreten von El Niños gab es innerhalb der letzten drei Jahrhunderte in Abständen von etwa zwei bis acht Jahren, wobei die meisten nur relativ schwach ausgeprägt waren.^[64] Im 20. Jahrhundert wurden größere El-Niño-Ereignisse in den Jahren 1925/1926, 1972/1973 und 1982/1984 registriert. Der El Niño von 1997/1998 trug maßgeblich dazu bei, dass 1998 zum bis dahin global wärmsten Jahr seit Beginn der systematischen Temperaturaufzeichnungen wurde. Ein verwandtes Klimaphänomen gibt es im Atlantik in Form der Nordatlantischen Oszillation.

Mögliche Auswirkungen der globalen Erwärmung

Die Erkenntnisse der Klimaforschung besagen, dass die anthropogenen Treibhausgasemissionen seit Beginn der Industrialisierung den natürlichen Treibhauseffekt wesentlich verstärken und damit einen zunehmenden Einfluss auf das Klima ausüben. Die globalen Durchschnittstemperaturen nahmen während des 20. Jahrhunderts um 0,74 °C ± 0,18 °C zu. Am ausgeprägtesten ist die Erwärmung von 1976 bis heute. Sie lag nach Angaben der Weltorganisation für Meteorologie (WMO) im bisherigen Verlauf des 21. Jahrhunderts bei 1,1 °C.^[66] Auf der Grundlage der Emissionsszenarien des Intergovernmental Panel on Climate Change (IPCC) im aktuellen Fünften Sachstandsbericht könnte sich die globale Durchschnittstemperatur im ungünstigsten Fall bis Ende des 21. Jahrhunderts um mehr als 4 °C gegenüber dem vorindustriellen Wert erhöhen und sich bei Aktivierung mehrerer Kippelemente im Erdklimasystem, verbunden mit einer Reihe irreversibler Rückkopplungen, weiter verstärken.^[67]^[68] Eine derartige Entwicklung würde das Bild der Erde nachhaltig verändern, vor allem durch die Verschiebung der Klima- und Vegetationszonen und das weitgehende Abschmelzen des westantarktischen und grönländischen Eisschilds mit entsprechendem Anstieg des Meeresspiegels.^[69]

Mehrere Studien stellen übereinstimmend fest, dass im Unterschied zu vorindustriellen Klimaschwankungen der aktuelle Klimawandel gleichzeitig auf allen Kontinenten auftritt, in seinem rapiden Verlauf von keiner klimatischen Veränderung der letzten zweitausend Jahre übertroffen wird^[70]^[63] und wahrscheinlich auch ohne vergleichbares Beispiel in der jüngeren Erdgeschichte ist.^[71]

Ein wesentlicher Aspekt der gegenwärtigen globalen Erwärmung ist ihre Auswirkung auf die nächste prognostizierte Glazialphase. Der nach dem Klimaoptimum des Holozäns einsetzende Abkühlungstrend von ≈ 0,1 °C pro Jahrtausend gilt als Vorbote und erstes Anzeichen eines nahenden Kaltzeitklimas.^[72] Demnach würde die nächste Kaltzeit unter normalen Rahmenbedingungen erst in einigen zehntausend Jahren eintreten. Dieser für ein Interglazial wie das Holozän ungewöhnlich lange Zeitraum könnte sich bei einer gleichbleibend hohen CO₂-Konzentration auf mehr als 100.000 Jahre ausdehnen und damit nahezu verdoppeln.^[73] Das würde den Ausfall eines kompletten Kaltzeitzyklus aufgrund menschlicher Eingriffe in das Klimasystem bedeuten.^[47]

Siehe auch

Klimageschichtlich relevante Fachgebiete:
Klimageschichtliche Epochen:
Klimageschichtliche Anomalien in historischer Zeit:

Weblinks

Commons: Paleoclimatology – Sammlung von Bildern, Videos und Audiodateien

International Chronostratigraphic Chart 2020/03 (Regelmäßig aktualisierte Chronostratigraphische Zeittafel der International Commission on Stratigraphy)
Historical Climatology
Klimageschichte des Mittelmeers (PDF-Datei; 264 kB)
Das Klima der Vergangenheit (PDF-Datei; 269 kB) (UmweltWissen – Bayerisches Landesamt für Umwelt)
DFG Science TV: „Polares Klimaarchiv“ – Bohren in der Arktis: Klimaforschung für die Zukunft – Video-Serie zur Klimaforschung in der Arktis

Literatur

Deutschsprachige Bücher mit Schwerpunkt Paläoklimatologie

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

Deutschsprachige Bücher mit Schwerpunkt Historische Klimatologie

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

Englischsprachige Bücher

Raymond S. Bradley: Paleoclimatology. Reconstructing Climates of the Quaternary. Academic Press (Elsevier Inc.) Oxford, Amsterdam, Waltham, San Diego, Third Edition 2015, ISBN 978-0-12-386913-5.
Thomas N. Cronin: Paleoclimates: understanding climate change past and present. Columbia University Press, New York 2010, ISBN 978-0-231-14494-0.
Raymond S. Bradley, Norman Law: Climate change and society; Nelson Thornes; Cheltenham 2001.
Thomas J. Crowley, G. R. North, Paleoclimatology, Oxford University Press, New York, 1991.
William F. Ruddiman: Earth’s climate. Past and Future. W.H. Freeman and Sons; New York 2001.
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 [[Paläogeographie|Paläogeographisch]] wurde die südliche [[Erdoberfläche#Gliederung nach Hemisphären|Hemisphäre]] von dem im späten [[Neoproterozoikum]] (600 mya) entstandenen Großkontinent [[Gondwana]] dominiert, der unter anderem die Landflächen beziehungsweise [[Kraton]]e von [[Afrika]], [[Südamerika]], [[Indien]], [[Australien]] und [[Antarktika]] in sich vereinte. Ebenfalls südlich des [[Äquator]]s lagen die drei kleineren Kontinente [[Laurentia (Kontinent)|Laurentia]] (umfasste Teile [[Nordamerika]]s und [[Grönland]]s) sowie [[Baltica (Kontinent)|Baltica]] und [[Sibiria]]. Auf der nördlichen Erdhälfte existierten zu dieser Zeit lediglich einige Mikrokontinente beziehungsweise Inselbögen, die sich aus dem weltumspannenden [[Panthalassa]]-Ozean erhoben.
+==== Ordovizium ====
+Im unteren [[Ordovizium]] setzte sich das Warmklima des ''Kambriums'' zunächst fort. Die atmosphärische CO<sub>2</sub>-Konzentration lag anfangs bei 4000 bis 5000 ppm, und es herrschten auch in höheren Breiten milde Klimabedingungen ohne Vereisungsspuren auf den damals in Südpolnähe liegenden Landflächen. Dies änderte sich mit Beginn des [[Eiszeitalter#Ordovizischen Eiszeitalters|Ordovizischen Eiszeitalters]] (auch ''Hirnantische Eiszeit'' oder ''Anden-Sahara-Eiszeit'') vor etwa 460 Millionen Jahren, in dessen Verlauf nach moderatem Beginn weite Teile der südlichen Hemisphäre vergletscherten. Die Kältephase erreichte ihr Maximum während der letzten ordovizischen Stufe des [[Hirnantium]]s (445,2 bis 443,4 mya) und endete im [[Silur]] vor 430 Millionen Jahren. Anhand glazialer Ablagerungen konnte die Drift des Großkontinents ''Gondwana'' über den Südpol in chronologischer Abfolge rekonstruiert werden. Das Zentrum der Vereisung lag vor 450 bis 440 Millionen Jahren auf der [[Arabische Platte|Arabischen Platte]], erreichte anschließend die heutige Sahara, dehnte über die damals durchgehende Landverbindung westwärts in Richtung Südamerika (Brasilien und unteres Amazonasgebiet) aus und griff vor 430 Millionen Jahren in etwas abgeschwächter Form auf die Region der damals noch nicht existierenden [[Anden]]kette über.
+[[Datei:Nmnh fg09.jpg|mini|hochkant=1.0|Marines Biotop im Ordovizium, [[Diorama]] im [[National Museum of Natural History]] (Washington) ]]
+Trotz einer Reihe konkurrierender Erklärungsansätze<ref name="10.1126/sciadv.aax4184">{{cite journal | author=Birger Schmitz | coauthors=Kenneth A. Farley, Steven Goderis, Philipp R. Heck, Stig M. Bergström, Samuele Boschi, Philippe Claeys, Vinciane Debaille, Andrei Dronov, Matthias van Ginneken, David A. T. Harper, Faisal Iqbal, Johan Friberg, Shiyong Liao, Ellinor Martin, Matthias M. M. Meier, Bernhard Peucker-Ehrenbrink, Bastien Soens, Rainer Wieler, Fredrik Terfelt | year=2019 | month=September | title=An extraterrestrial trigger for the mid-Ordovician ice age: Dust from the breakup of the L-chondrite parent body | journal=Science Advances | volume=5 | issue=9 | pages= | url= | doi=10.1126/sciadv.aax4184 | format= | language=en}}</ref> wird als Hauptgrund für die Entstehung des Eiszeitalters die zunehmende Vegetationsbedeckung angesehen. Der dichter werdende Pflanzenbewuchs entwickelte sich dabei zu einem elementaren Klimafaktor, da er die chemische Verwitterung der Erdoberfläche beschleunigte und so eine erhöhte Einbindung von atmosphärischem Kohlenstoffdioxid und eine damit gekoppelte weltweite Abkühlung in Gang setzte.<ref name="10.1038/ngeo1390">{{cite journal | author=Timothy M. Lenton | coauthors=Michael Crouch, Martin Johnson, Nuno Pires, Liam Dolan | year=2012 | month=Februar | title=First plants cooled the Ordovician | journal=Nature Geoscience | volume=5 | pages=86–89 | doi=10.1038/ngeo1390 | url=http://www.geo.uni-bremen.de/~apau/dynamic_climate/CCYCLE/lenton_et_al_2012.pdf | format=PDF | language=en}}</ref><ref name="10.1038/ncomms12">{{cite journal | author=P. Porada | coauthors=T. M. Lenton, A. Pohl, B. Weber, L. Mander, Y. Donnadieu, C. Beer, U. Pöschl, A. Kleidon | year=2016 | month=August | title=High potential for weathering and climate effects of non-vascular vegetation in the Late Ordovician | journal=Nature Communications | volume=7 | issue= | pages= | url=https://www.nature.com/articles/ncomms12113.pdf?origin=ppub | doi=10.1038/ncomms12 | format=PDF | language=en}}</ref> Bis zum Hirnantium nahm die Oberflächentemperatur äquatorialer Ozeane um 8&nbsp;°C ab, und die globale Durchschnittstemperatur sank auf 11 bis 13&nbsp;°C.<ref name="10.1073/pnas.1003220107">{{cite journal | author=Thijs R. A. Vandenbroucke | coauthors=Howard A. Armstrong, Mark Williams, Florentin Paris, Jan A. Zalasiewicz, Koen Sabbe, Jaak Nõlvak, Thomas J. Challands, Jacques Verniers, Thomas Servais | year=2010 | month=August | title=Polar front shift and atmospheric CO<sub>2</sub> during the glacial maximum of the Early Paleozoic Icehouse | journal=PNAS | volume=107 | issue=34 | pages=14983–14986 | url=https://www.researchgate.net/profile/Howard_Armstrong/publication/45583382_Polar_front_shift_and_atmospheric_CO2_during_the_glacial_maximum_of_the_Early_Paleozoic_Icehouse/links/02e7e521216798982d000000/Polar-front-shift-and-atmospheric-CO2-during-the-glacial-maximum-of-the-Early-Paleozoic-Icehouse.pdf | format=PDF | language=en}}</ref>
+Parallel dazu geschah eines der folgenschwersten [[Massenaussterben]] der Erdgeschichte. Die Schätzungen zur Aussterberate der davon betroffenen Arten schwanken erheblich und belaufen sich auf bis zu 85 Prozent.<ref name="10.1016/j.gr.2012.12.021">{{cite journal | author=David A. T. Hapera | coauthors=Emma U. Hammarlund, Christian M. Ø. Rasmussen | year=2014 | month=Mai | title=End Ordovician extinctions: A coincidence of causes | journal=Gondwana Research (Elsevier) | volume=25 | issue=4 | pages=1294–1307 | doi=10.1016/j.gr.2012.12.021 | url=http://www.researchgate.net/profile/Christian_Rasmussen2/publication/256938435_End_Ordovician_extinctions_a_coincidence_of_causes/links/0c960536752df12eef000000.pdf | format=PDF | language=en}}</ref> In der Wissenschaft besteht größtenteils Einigkeit darüber, dass die biologische Krise gegen Ende des Ordoviziums auf einer Kombination verschiedener Faktoren beruht, zu denen vermutlich auch ein starker Vulkanismus zählte. Dessen Ausgasungen in Form von [[Schwefeldioxid]] und [[Stickoxide]]n könnten die ozeanischen Biotope erheblich geschädigt haben.<ref>{{cite journal | author=Seth A. Young, Matthew R. Saltzman, Kenneth A. Foland, Jeff S. Linder, Lee R. Kump | title=A major drop in seawater <sup>87</sup>Sr/<sup>86</sup>Sr during the Middle Ordovician (Darriwilian): Links to volcanism and climate? | journal=Geology | year=2009 | volume=37 | issue=10 | pages=951–954 | url=https://personal.ems.psu.edu/~lrk4/pdfs/Young_etalGeology2009.pdf | doi=10.1130/G30152A.1 | language=en}}</ref> Diese Annahme wird durch das Auftreten mehrerer [[Ozeanisches anoxisches Ereignis|Ozeanischer anoxischer Ereignisse]] gestützt, die während des Hirnantiums und im frühen [[Silur]] die marinen Lebensräume zusätzlich destabilisierten.<ref name="Emma U. Hammarlund">{{cite journal | author=Emma U. Hammarlund | coauthors=Tais W. Dahl, David A. T. Harper, David P. G. Bond, Arne T. Nielsen, Christian J. Bjerrum, Niels H. Schovsbo, Hans P. Schönlaub, Jan A. Zalasiewicz, Donald E. Canfield | year=2012 | month=Mai | title=A sulfidic driver for the end-Ordovician mass extinction | journal=Earth and Planetary Science Letters | volume=331–332 | pages=128–139 | doi=10.1016/j.epsl.2012.02.024 | url=https://s3.amazonaws.com/academia.edu.documents/45852345/A_sulfidic_driver_for_the_end-Ordovician20160522-25149-18tbgvh.pdf?response-content-disposition=inline%3B%20filename%3DA_sulfidic_driver_for_the_end-Ordovician.pdf&X-Amz-Algorithm=AWS4-HMAC-SHA256&X-Amz-Credential=AKIAIWOWYYGZ2Y53UL3A%2F20190922%2Fus-east-1%2Fs3%2Faws4_request&X-Amz-Date=20190922T101028Z&X-Amz-Expires=3600&X-Amz-SignedHeaders=host&X-Amz-Signature=45ffc0ece6de31f663d62aaf67bd503f2b9e3fe7e29c03c1fa265989ab0d7e94 | format=PDF | language=en}}</ref> Neuere Studien postulieren in dem Zusammenhang tiefgreifende geochemische Veränderungen, in deren Verlauf giftige Schwermetalle am Meeresgrund freigesetzt wurden,<ref name="10.1038/ncomms8966">{{cite journal | author=Thijs R. A. Vandenbroucke | coauthors=Poul Emsbo, Axel Munnecke, Nicolas Nuns, Ludovic Duponchel, Kevin Lepot, Melesio Quijada, Florentin Paris, Thomas Servais, Wolfgang Kiessling | year=2015 | month=August | title=Metal-induced malformations in early Palaeozoic plankton are harbingers of mass extinctions | journal=Nature Communications | volume=6 | doi=10.1038/ncomms8966 | language=en}}</ref> unter gleichzeitiger Reduzierung lebenswichtiger Spurenelemente wie [[Selen]].<ref name="10.1016/j.gr.2015.10.001">{{cite journal | author=John A. Long | coauthors=Ross R. Large, Michael S. Y. Lee, Michael J. Benton, Leonid V. Danyushevsky, Luis M. Chiappe, Jacqueline A. Halpin, David Cantrill, Bernd Lottermoser | year=2016 | month=August | title=Severe selenium depletion in the Phanerozoic oceans as a factor in three global mass extinction events | journal=Gondwana Research | volume=36 | pages=209–218 | url=https://wp.ufpel.edu.br/cdrehmer/files/2017/08/03-Aus%C3%AAncia-de-sel%C3%AAnio-como-causa-de-extin%C3%A7%C3%A3o-em-massa.pdf | doi=10.1016/j.gr.2015.10.001 | format=PDF | language=en}}</ref><ref name="10.1016/j.palaeo.2016.11.005">{{cite journal | author=David P. G. Bond | coauthors=Stephen E. Grasby | year=2017 | month=Juli | title=On the causes of mass extinctions | journal=Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology | volume=478 | issue=15 | pages=3–29 | doi=10.1016/j.palaeo.2016.11.005 | language=en}}</ref>
 == Das aktuelle Eiszeitalter ==

„Klimageschichte“ – Versionsunterschied

Version vom 27. Januar 2021, 16:10 Uhr

Inhaltsverzeichnis

Die wichtigsten Klimafaktoren im Überblick

Die Sonne

Vulkanismus

Treibhausgase

Plattentektonik

Albedo

Chemische Verwitterung

Aeeosole und Wolken

Klimaproxys und Messmethoden

Frühe Klimageschichte

Paläoproterozoische Vereisung

Die „langweilige Milliarde“

Die Schneeball-Erde-Stadien im Cryogenium

Phanerozoikum

Paläozoikum (Erdaltertum)

Kambrium

Ordovizium

Das aktuelle Eiszeitalter

Erdbahnparameter

Dansgaard-Oeschger-Ereignisse

Beitrag der Korallenriffe zur letzten Temperaturerhöhung

Die aktuelle Warmzeit

El Niño und La Niña

Mögliche Auswirkungen der globalen Erwärmung

Siehe auch

Weblinks

Literatur

Deutschsprachige Bücher mit Schwerpunkt Paläoklimatologie

Deutschsprachige Bücher mit Schwerpunkt Historische Klimatologie

Englischsprachige Bücher

Einzelnachweise

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Die wichtigsten Klimafaktoren im Überblick

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