Paläoklimatologie

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Die Paläoklimatologie gilt als wichtiger Teilbereich der Klimatologie, wird allerdings, da ihr Forschungsfeld die gesamte Erdgeschichte umfasst, der Historischen Geologie zugeordnet. Als interdisziplinär geprägte Wissenschaft verwendet sie Erkenntnisse aus Paläontologie, Paläogeografie, Meteorologie, Ozeanografie sowie aus einigen anderen Fachgebieten wie der Atmosphären- und Geophysik. Die Hauptaufgabe der Paläoklimatologie besteht darin, anhand von Messungen, Analysen sowie Datenreihen aus so genannten Klimaarchiven (Proxydaten), die klimatischen Verhältnisse der erdgeschichtlichen Vergangenheit in Form einer Klimageschichte zu rekonstruieren und die Mechanismen von Klimawandel-Ereignissen in den verschiedenen Erdzeitaltern zu entschlüsseln. Dabei wurden in den letzten Jahrzehnten zunehmend Erkenntnisse aus der Astronomie und der Astrophysik berücksichtigt.

Mit den Methoden der Paläoklimatologie können in vermehrtem Umfang fundierte Aussagen über die vergangene und künftige Klimaentwicklung der Erde getroffen werden. Letzteres betrifft sowohl bereits begonnene Entwicklungen wie die Globale Erwärmung als auch weiter in der Zukunft liegende Ereignisse wie zum Beispiel mögliche Eiszeiten. Darüber hinaus werden paläoklimatologische Erkenntnisse zur genaueren Bestimmung der Klimasensitivität[1] ebenso herangezogen wie zur Erforschung der Ursachen und Folgen von abrupten Klimawechseln.

Forschungsgeschichte[Bearbeiten]

Die Entwicklung vom 17. bis 19. Jahrhundert[Bearbeiten]

Bereits im 17. Jahrhundert fand Nicolaus Steno mit dem Stratigraphischen Grundgesetz eine fundierte Erklärung zur Entstehung von Sedimentgesteinen. Er erkannte zutreffend, dass verschiedene Gesteinsschichten verschiedene Stadien der Erdgeschichte repräsentieren. Fossilienfunde im Hochgebirge, zum Beispiel von versteinerten Meeresmuscheln, lieferten deutliche Indizien, dass die Geschichte der Erde nicht statisch verlief, sondern von tiefgreifenden dynamischen Prozessen geprägt war. Mit der Entwicklung der Geologie zur modernen Wissenschaft ab 1750 begann die geologische Kartierung und die Erstellung erster stratigraphischer Profile. Daraus resultierte zu Beginn des 19. Jahrhunderts die damals revolutionäre Erkenntnis, dass die Urzeit der Erde einen erheblich größeren Zeitraum umfassen musste als die historisch belegte Menschheitsgeschichte. Die analysierten Schichten, Sedimente und Fossilien legten die Annahme eines Jahrtausende währenden Ablagerungs- und Versteinerungsprozesses nahe. Zudem fanden sich vor allem im Voralpengebiet, in der norddeutschen Tiefebene oder in Skandinavien ungewöhnliche geologische Relikte in Form von Moränen, Drumlins und erratischen Blöcken (Findlinge), die auf eine großflächige Vergletscherung hindeuteten. Ebenfalls in die ersten Jahrzehnte des 19. Jahrhunderts fiel die anfangs noch grobe Einteilung der Erdgeschichte in verschiedene geologische Perioden. Parallel dazu erfolgte die Einordnung dieser Perioden in die geologische Zeitskala, wenngleich die wahren zeitlichen Dimensionen bis in das 20. Jahrhundert hinein auf Grund unzureichender geochronologischer Analyseverfahren stark unterschätzt wurden. Zudem entstanden die ersten wissenschaftlichen Beschreibungen vorzeitlicher Lebensräume einschließlich ihrer klimatischen Bedingungen.

Louis Agassiz

Als Wegbereiter der Paläoklimatologie im deutschen Sprachraum gilt der Botaniker und Geologe Karl Friedrich Schimper (1803 –1867), der erstmals fossil belegte Spuren von Witterungseinflüssen, wie Regen, Wind und Hagelschlossen, beschrieb. Daneben vertrat er den Gedanken eines „Weltwinters“, der weite Teile Mitteleuropas mit Eis bedeckt hatte. Internationale Bekanntheit erlangte der Schweizer Naturforscher Louis Agassiz (1807–1873), der 1846 in die USA auswanderte und dort seine wissenschaftliche Laufbahn fortsetzte. Auf der Grundlage intensiver Feldstudien in den Schweizer Alpen kam Agassiz ebenfalls zu der Überzeugung, dass bestimmte Geländeformationen nur unter dem Einfluss einer allgemeinen Vereisung entstanden sein konnten. Die Ideen von Schimper und Agassiz führten zu einer jahrzehntelangen, kontrovers geführten Diskussion. Viele Forscher standen der neuen Eiszeittheorie ablehnend gegenüber und bevorzugten stattdessen alternative Erklärungsmodelle. So galten die in manchen Gegenden häufig anzutreffenden Findlingsblöcke als vulkanische Auswürfe. Das war umso verwunderlicher, da die sehr viel ältere Permokarbone Vereisung, gut dokumentiert durch geologische Untersuchungen in Indien, Südafrika und Australien, schon längst Eingang in die Fachliteratur gefunden hatte.[2]

Erst zwischen 1870 und 1880 wurde angesichts einer Fülle konsistenter Belege die Existenz des Quartären Eiszeitalters allgemein akzeptiert. Ein ähnliches Schicksal widerfuhr dem schwedischen Physiker und Chemiker Svante Arrhenius (1859 –1927). In seinem Werk Über den Einfluss von Kohlensäure in der Luft auf die Bodentemperatur (1896) berechnete er als erster die genaue Treibhauswirkung von Kohlenstoffdioxid, wies auf Konzentrationsschwankungen dieses Gases während der Eiszeitzyklen hin und vermutete eine kommende globale Erwärmung durch menschliche CO2-Emissionen.[3] Arrhenius' Arbeiten zu diesem Themenkomplex galten lange als unsicher und spekulativ, sie wurden jedoch mit einiger Verzögerung in den 1950er Jahren in vollem Umfang bestätigt.

Das 20. Jahrhundert[Bearbeiten]

Das 20. Jahrhundert brachte den Geowissenschaften einen Zustrom neuer Erkenntnisse, von denen auch die Paläoklimatologie profitierte, die nunmehr über eine zunehmend breitere und zuverlässigere Basis verfügte. Zu einem Meilenstein der Eiszeit- und Quartärforschung wurde das in den Jahren 1901 bis 1909 von Albrecht Penck und Eduard Brückner herausgegebene dreibändige Standardwerk Die Alpen im Eiszeitalter, das die vier alpinen Eiszeiten Günz, Mindel, Riss und Würm umfassend beschrieb und eine wegweisende stratigraphische Basis zu diesem Themenbereich etablierte. 1911 benutzte der britische Geologe Arthur Holmes erstmals die Uran-Blei-Zerfallsreihe zur absoluten Altersbestimmung von Gesteinsschichten. Seine Messungen ergaben für den Beginn des Kambriums ein Alter von etwa 600 Millionen Jahren (aktuell: 541 Millionen Jahre). Holmes‘ Resultate wurden zunächst vielfach bezweifelt, korrespondieren jedoch relativ genau mit der modernen geologischen Zeitskala.

Die farbig dargestellten paläobiogeografischen Verbreitungsgebiete von Cynognathus, Mesosaurus, Glossopteris und Lystrosaurus erlauben die Rekonstruktion des südlichen Großkontinents Gondwana. Gleichzeitig sind sie Belege für die Existenz der Plattentektonik, deren Grundlagen zuerst von Alfred Wegener formuliert wurden.

Ein weiterer Pionier der Paläoklimatologie war der Polarforscher und Geowissenschaftler Alfred Wegener (1880 –1930), der Begründer der erst in den 1960er Jahren anerkannten Kontinentalverschiebungstheorie. Um seine These zu stützen, wonach die gegenwärtige Anordnung der Kontinente nur eine geologische Momentaufnahme darstellt, sammelte Wegener eine Vielzahl von „Klimazeugen“, die belegen sollten, dass die großen Landmassen in früheren geologischen Perioden fernab ihrer heutigen Position lagen und wahrscheinlich Teile des einstigen Urkontinents Pangaea waren. Unter anderem verwies er auf die unter warmzeitlichen Bedingungen entstandenen Kohlevorkommen in der Antarktis, auf die Fossilfunde subtropischer Baumarten auf Spitzbergen oder auf die Entdeckung, dass die Sahara im späten Ordovizium zum Teil von Gletschern bedeckt war.

Als Vater der modernen, systematisch betriebenen Paläoklimatologie gilt Martin Schwarzbach (1907–2003). Sein Lehrbuch Das Klima der Vorzeit (Erstauflage 1950) wurde über einen Zeitraum von vier Jahrzehnten immer wieder aktualisiert und überarbeitet. Als Vertreter des klassischen Aktualismus berücksichtigte Schwarzbach die vielfältigen neuen Ansätze der Paläoklimatologie und ihre rasche Entwicklung zu einer breit gefächerten interdisziplinären Wissenschaft jedoch nur am Rande.

Die Paläoklimatologie im 21. Jahrhundert[Bearbeiten]

Dank präziser und hoch entwickelter Analysemethoden, verbunden mit einem vertieften Verständnis der klimarelevanten Regelmechanismen, wuchs das Grundlagenwissen der Paläoklimatologie in den letzten Jahrzehnten rapide an. Gelegentlich bewirkten dabei Forschungsresultate aus anderen naturwissenschaftlichen Disziplinen eine Revision der bisherigen Lehrmeinungen. Zum Beispiel wiesen der Astrophysiker und Buchautor Carl Sagan und sein Co-Autor George Mullen 1972 in einer Studie darauf hin, dass die Sonne am Beginn der Erdgeschichte vor 4,5 Milliarden Jahren etwa dreißig Prozent weniger Wärmestrahlung emittierte als heute.[4] Mit dem Faint Young Sun Paradox (Paradoxon der schwachen jungen Sonne) ergaben sich elementare Fragen zur Entstehung und zur Kontinuität des irdischen Lebens, die nicht nur die Paläoklimatologie betreffen, sondern aktuell auf breiter Basis interdisziplinär diskutiert werden, vor allem in der Atmosphärenphysik.[5]

Computergenerierte Karte des Chicxulub-Kraters auf der Basis der gemessenen Schwereanomalien

Ein ähnliches Interesse wie das Paradoxon entfachte im Jahre 1980 die Entdeckung einer global nachgewiesenen Iridium-Anomalie an der Kreide-Tertiär-Grenze. Die erhöhte Konzentration des auf der Erde sehr seltenen Edelmetalls Iridium in einer dünnen Sedimentschicht (dem sog. „Grenzton“) führte zur Annahme eines Asteroideneinschlags am Ende des Erdmittelalters vor 66 Millionen Jahren, der das gesamte Ökosystem schwer belastete und ein weltweites Massenaussterben bewirkte.[6] Als wahrscheinlicher Ort des Einschlags gilt der Chicxulub-Krater im Golf von Mexiko nahe der Halbinsel Yucatán. Inzwischen wurden mithilfe von Satelliten Dutzende weiterer Impaktkrater geortet (einige davon fast vollständig erodiert oder verschüttet), die deutlich belegen, dass in geologischen Zeiträumen die Erde relativ häufig mit kosmischen Objekten unterschiedlicher Größe kollidierte. Zugleich verdichteten sich die Hinweise, dass im Laufe der Erdgeschichte gravierende Klimaschwankungen und damit einhergehende Massenaussterben öfter als ursprünglich angenommen auftraten.[7] Ursachen und Folgen derartiger Krisen werden gegenwärtig intensiv erforscht, um mögliche Parallelen zur anthropogenen globalen Erwärmung zu finden.

Als wichtiges Instrument bei der Darstellung vergangener und zukünftiger Klimaszenarien haben sich Modellberechnungen mittels Computer etabliert. Klimamodelle stellen auf Grund ihrer komplexen Struktur und ihrer Anzahl an zusätzlichen Parametern hohe Anforderungen an die Rechenkapazität eines Computersystems. Die meisten Modelle werden dabei an realen Klimaverläufen der Vergangenheit kalibriert, sodass sie beispielsweise das Klima des letzten Eiszeitalters weitgehend korrekt nachbilden können. Bei der Modellierung klimatischer Entwicklungen sind die im Laufe von Jahrtausenden wechselnden Erdbahnparameter, die so genannten Milanković-Zyklen, zu einer signifikanten Einflussgröße geworden. Unter Einbeziehung dieser Zyklen war es möglich, den charakteristischen Ablauf der Quartären Eiszeit mit ihren Warm- und Kaltzeiten, einschließlich des Treibhauseffekts und der Eis-Albedo-Rückkopplung, auf ein solides theoretisches Fundament zu stellen.[8]

Methoden und Analysewerkzeuge der Paläoklimatologie[Bearbeiten]

Zuverlässige und relativ lückenlose Daten zu Wetter und Klima stehen der Meteorologie und Klimatologie nur für den Zeitraum der letzten 150 Jahre zur Verfügung. Um fundierte Aussagen über die Klimata früherer Epochen treffen zu können, verfügt die moderne Paläoklimatologie über eine Reihe spezieller Mess- und Bestimmungsmethoden, von denen einige erst in jüngster Zeit entwickelt wurden. Zum Standardinstrumentarium gehören die so genannten Klimaproxys als indirekte Klima-Anzeiger, die in natürlichen Archiven wie Baumringen, Stalagmiten, Eisbohrkernen, Korallen, See- oder Ozeansedimenten, Pollen oder schriftlichen Aufzeichnungen zu finden sind. Klimaproxys werden nicht nur zur Rekonstruktion vergangener Klimazonen verwendet, sondern liefern darüber hinaus Informationen zu Sonnenaktivität, Niederschlagsintensität, Luftzusammensetzung und chemischer Beschaffenheit urzeitlicher Meere. Um falsche Resultate möglichst auszuschließen, müssen Klimaproxys mit modernen, instrumentell ermittelten Datenreihen verglichen und an diesen kalibriert werden.

Klimaproxys und Klimazeugen[Bearbeiten]

Geologische und paläontologische Klimazeugen wurden vereinzelt bereits im 17. und 18. Jahrhundert mit langfristigen Schwankungen des Klimas in Verbindung gebracht. So vermutete der englische Universalgelehrte Robert Hooke 1686 aufgrund von Fossilienfunden aus der Jurazeit, dass das südenglische Klima in weit zurückliegenden Epochen erheblich wärmer gewesen sein musste.

Im Zuge der intensiven Erforschung der Quartären Eiszeit ab Mitte des 19. Jahrhunderts wurde eine Fülle geologischer Relikte entdeckt, die auf eine lang währende Kaltphase hindeuteten. Vor allem der weite Teile Mittel- und Nordeuropas bedeckende Fennoskandische Eisschild sowie die alpinen Vorlandgletscher hatten charakteristische Spuren in den verschiedensten Geländeformationen hinterlassen beziehungsweise waren an der Entstehung dieser Formationen in Form von Trogtälern oder Grundmoränen direkt beteiligt. Diese Vorgänge sind Forschungsgegenstand der Glazialmorphologie, die darüber hinaus zahlreiche weitere Zeugen eiszeitlicher Gletscherbewegungen und glazialer Prozesse untersucht, wie Geschiebemergel, Gletscherschliffe, Dropstones, Lösssedimente sowie Periglaziale Lagen[9]. Mithilfe geologischer, paläontologischer und radiometrischer Methoden konnten sechs große Eiszeiten mit einer Gesamtdauer von 540 Millionen Jahren während der letzten 2,4 Milliarden Jahre nachgewiesen werden.

Geologische und paläontologische Nachweisverfahren werden auch für frühere Warmzeiten angewandt, wobei hier zusätzlich zwischen feuchten (humiden) und trockenen (ariden) Klimata unterschieden wird. Als Datierungs- und Untersuchungsobjekte eignen sich Lage und Ausdehnung urzeitlicher Korallenriffe, die Zusammensetzung von Tonmineralen einschließlich der Schichtsilikate, Lagerstätten von Lignit (Schieferkohle), das Sedimentgestein Evaporit sowie die verschiedenen Formen von physikalischer, chemischer und biotischer Verwitterung in erdgeschichtlichen Zeiträumen.

Nachfolgend ist eine Reihe weiterer Klimaproxys aufgeführt, die in der Paläoklimatologie häufig verwendet werden.

Hohlbohrer für die Entnahme dendrochronologischer Proben, darunter zwei Bohrkerne
  • Mit der Dendrochronologie lässt sich durch eine Jahresring-Auswertung das jährliche Baumwachstum in Abhängigkeit von Witterung, Umwelt und Klima rekonstruieren. Für einzelne europäische Baumarten wurden auf diese Weise lückenlose Jahresringtabellen über einen Zeitraum von 10.000 Jahren erstellt. Momentaner „Rekordhalter“ ist der Hohenheimer Jahrringkalender[10], an dem die mitteleuropäische Klimaentwicklung von der Gegenwart bis in die Jüngere Dryaszeit vor 14.600 Jahren zurückverfolgt werden kann.[11] Unter optimalen Voraussetzungen ist es möglich, jedem Baumring das genaue Jahr seiner Entstehung zuzuordnen. So wurde zum Beispiel die Wetteranomalie der Jahre 535 und 536 unter Einbeziehung der Dendrochronologie wissenschaftlich bestätigt.[12]
  • Die Palynologie (Pollenanalyse) ist unter der Bezeichnung Pollenstratigraphie ein Teilbereich der Paläontologie und hat zuletzt in der Paläoklimatologie ebenfalls an Bedeutung gewonnen. Dank ihrer globalen Verbreitung und ihrer großen Widerstandsfähigkeit gegenüber Umwelteinflüssen und geologischen Prozessen eignen sich urzeitliche Pollen, Sporen und Mikrofossilien (zusammengefasst unter dem Begriff Palynomorphe) vom Präkambrium bis in die geologische Gegenwart hervorragend als Leitfossilien. Darüber hinaus können aus der lokalen Häufigkeit und Artenvielfalt der Palynomorphe nicht nur die damaligen klimatischen Bedingungen, sondern sogar komplexe Ökosysteme rekonstruiert werden.[13]
  • Die Warvenchronologie, auch Bändertondatierung genannt, basiert auf der genauen Zählung von Ablagerungsschichten (Warven) in Still- und Fließgewässern wie Seen oder Flüssen. Hierzu eignen sich besonders Gewässer, die regelmäßig von starker Schneeschmelze betroffen sind. Falls die Zählung in einen absoluten Zeitrahmen eingebunden werden kann, ermöglicht dies eine Altersangabe in Warvenjahren. Bei entsprechender Kalibrierung und Abgleich der Warvenjahre mit anderen Chronologieverfahren sind ähnlich wie in der Dendrochronologie paläoklimatologische Detailanalysen auf der Grundlage kleinskaliger Zeiträume möglich. Der Anwendungsbereich der Warvenchronologie erstreckt sich über einen Zeitrahmen von etlichen hundert bis etwa 30.000 Jahren und reicht in Einzelfällen darüber hinaus.[14]
Antarktischer Eisbohrkern im polarisierten Licht (AWI)
  • Eisbohrkerne gehören zu den genauesten Klimaarchiven und werden deshalb sehr methodisch analysiert und ausgewertet. Im Unterschied zu Gebirgsgletschern, deren Bohrkerne lediglich regionale und zeitlich begrenzte Klimaverläufe zeigen, lassen der grönländische und der antarktische Landeisschild detaillierte Rückschlüsse auf das gesamte Erdklima zu. Während das älteste untersuchte Grönland-Eis einen Zeitraum von rund 123.000 Jahren abdeckt und damit die Eem-Warmzeit einschließt, konnte im Rahmen des Projekts EPICA ein Antarktis-Bohrkern mit einem Gesamtalter von 900.000 Jahren geborgen werden.[15] Die „fossilen“ Luftbläschen innerhalb eines Eisbohrkerns liefern Hinweise auf die Zusammensetzung der Atmosphäre während der Quartären Eiszeit und hier vor allem auf die Kohlenstoffdioxid- und Methan-Konzentrationen, die innerhalb eines Eiszeitzyklus mit seinen Kalt- und Warmphasen starken Schwankungen unterliegen. Außerdem liefern Eisbohrkerne Daten zur Sonnenaktivität, zu Lufttemperaturen, zu Verdunstungs- und Kondensationsprozessen sowie zu Anomalien des Erdmagnetfeldes. Im Eis eingeschlossene Staubpartikel sind Indikatoren für Wind und atmosphärische Zirkulation und speichern zudem die Spuren möglicher Vulkanausbrüche und Meteoriteneinschläge.
Schema einer konvergenten Plattengrenze mit Subduktion ozeanischer Lithosphäre unter kontinentale Lithosphäre
  • Ozeanische Sedimente. Die über Jahrmillionen auf den Kontinentalschelfen oder in der Tiefsee entstandenen Ablagerungsschichten werden hinsichtlich ihres Ursprungs in biogene (abgestorbene Organismen), lithogene (Gesteine) und hydrogene (lösliche chemische Verbindungen) Sedimente unterteilt. Die Bohrkernproben biogener Sedimente erlauben Rückschlüsse auf die geografische Verbreitung bestimmter Lebewesen in verschiedenen geologischen Epochen, lithogene Sedimente sind ein Archiv für Zustandsänderungen von Meeresströmungen, während hydrogene Sedimente oftmals Hinweise auf vergangene Klimaschwankungen enthalten. Durch die Auswertung eisenhaltiger Sedimente und Magmaschichten der ozeanischen Erdkruste konnte zudem eine Reihe von Polumkehrungen nachgewiesen werden. Das Alter aller marinen Sedimente ist durch den plattentektonischen Prozess der Subduktion begrenzt. Da Ozanböden ständig in die Tiefen des Erdmantels „abtauchen“, andererseits an den Spreizungszonen permanent neu gebildet werden, beträgt das Durchschnittsalter der gesamten ozeanischen Kruste etwa 80 Millionen Jahre. Lediglich einzelne Regionen erreichen ein Alter von maximal 200 Millionen Jahren.[16] Aufgrund dieser natürlichen Zeitbarriere sind die Impaktkrater großer Asteroiden- oder Kometeneinschläge in die präkambrischen oder paläozoischen Meere nicht mehr nachweisbar.
  • Tropfsteine wie Stalagmiten und Stalaktiten (nicht immer ganz zutreffend auch Speläothem genannt) kommen weltweit vor und sind fast zwangsläufig in den Höhlen von Karst- und Kalkgesteingebieten zu finden. Tropfsteine entstehen aus dem mit Kohlenstoffdioxid angereicherten Oberflächenwasser (zum Beispiel Regen oder Schmelzwasser), das auf seinem Weg durch Spalten und poröses Material organische Säuren aufnimmt, die im Verbund mit dem Kohlenstoffdioxid das im Gestein enthaltene Calciumcarbonat lösen. Solange die Umgebungsbedingungen der jeweiligen Höhle konstant bleiben, bilden sich durch einsickernde Wassertropfen dünne Kalkschichten, die im Laufe der Zeit zu Stalagmiten (vom Höhlenboden) oder zu Stalaktiten (von der Höhlendecke) „heranwachsen“. Das Verhältnis der Sauerstoffisotope im Tropfsteinkalk, die Dicke der Wachstumslagen und die Anteile diverser Spurenelemente summieren sich zu einem zuverlässigen Klimakalender, der sogar abrupte und kurzzeitige Umschwünge wie die Dansgaard-Oeschger-Ereignisse der letzten Eiszeit verzeichnet. Tropfsteine können – je nach Dauer der Wasser- und damit der Calciumcarbonatzufuhr − sehr lange wachsen und erreichen mitunter ein Alter von mehreren Hunderttausend Jahren.

Isotopenanalyse und biochemisches Nachweisverfahren[Bearbeiten]

  • Die Radiokarbonmethode, auch 14C-Datierung genannt, ist ein Verfahren zur Altersbestimmung vorwiegend organischer Substanzen. Aus den natürlichen Schwankungen des radioaktiven Kohlenstoff-Isotops 14C und des stabilen Isotops12C können die Zyklen der Sonnenaktivität, Veränderungen des geomagnetischen Dipolfeldes sowie der Austausch zwischen Kohlenstoffsenken und Atmosphäre berechnet werden.[17] Zeitlicher Anwendungsbereich: 300 bis etwa 60.000 Jahre.
  • δ13C (Delta-C-13) ist das Maß für das Verhältnis des stabilen Kohlenstoff-Isotops 13C/12C zwischen einer Probe und einem definierten Standard. Die auf diese Weise entdeckte Verschiebung des δ13C-Verhältnisses in 3,5 Milliarden Jahre alten Gesteinsformationen gilt als starkes Indiz für die Existenz früher Lebensformen. Die δ13C-Signatur erlaubt zudem die Bestimmung der atmosphärischen Kohlenstoffdioxid-Konzentration in verschiedenen Erdzeitaltern. Die Freisetzung großer Mengen Methanhydrat wie während des Paläozän/Eozän-Temperaturmaximums hat ebenfalls signifikante Auswirkungen auf die globale δ13C-Signatur.[18]
Fossile Foraminiferen werden oft als Klimaproxys verwendet
  • δ18O (Delta-O-18) beschreibt das Verhältnis der stabilen Sauerstoff-Isotope 18O/16O. Dieses vielfältig einsetzbare Messverfahren eignet sich für die Rekonstruktion von Niederschlagstemperaturen und dient zudem als Indikator von Prozessen der Isotopenfraktionierung wie der Methanogenese. In der Paläoklimatologie werden18O/16O-Daten als Temperaturproxy von fossilen Korallen und Foraminiferen sowie von Eisbohrkernen, Tropfsteinen und Süßwassersedimenten verwendet.[19] Zeitlicher Anwendungsbereich: Känozoikum bis Paläozoikum, zum Teil darüber hinaus (mindestens 600 Millionen Jahre).
  • δ15N (Delta-N-15) ist das Maß für das Verhältnis der stabilen Stickstoff-Isotope 15N zu 14N. Mit dieser Methodik werden verschiedene Formen des Stickstoffkreislaufs untersucht, so zum Beispiel die Rate, mit der Stickstoff vom einem Ökosystem aufgenommen und umgesetzt wird.[20]
  • TEX86 (Tetraether-Index von 86 Kohlenstoffatomen) bezeichnet eine biochemische Methode zur Ermittlung der Meeresoberflächentemperatur früherer Klimata. Zu diesem Zweck wird die Zellmembran bestimmter mariner Einzeller analysiert.[21] Zeitlicher Anwendungsbereich: Jura, Kreidezeit und gesamtes Känozoikum (ca. die letzten 200 Millionen Jahre).

Langfristig wirksame Klimafaktoren im Kontext der Erdgeschichte[Bearbeiten]

Die Sonne[Bearbeiten]

Hauptartikel: Hauptreihenstern
Hauptartikel: Sternaufbau
Physikalische Struktur der Sonne (NASA)

Von allen Faktoren, die das irdische Klima von Beginn an prägten und bis heute bestimmen, spielt der Einfluss der Sonne die wichtigste Rolle. Die in einem thermonuklearen Fusionsprozess erzeugte und abgestrahlte solare Energie ist die Grundvoraussetzung für die Entstehung und Entwicklung des Lebens auf der Erde. Die langjährig gemittelte Strahlungsintensität in Form der Solarkonstante beträgt gegenwärtig 1367 W/m2. Bedingt durch die Exzentrizität der Erdbahn variiert die Stärke der einfallenden Sonnenstrahlung im Laufe eines Jahres zwischen 1325 W/m2 und 1420 W/m2. Die Bezeichnung Solarkonstante ist etwas irreführend, da diese – wenngleich innerhalb enger Grenzen – zyklischen Schwankungen unterliegt (etwa 0,1 % sowohl im sichtbaren Bereich als auch in der Gesamtstrahlung). Diese Schwankungen sind ursächlich an die Maxima- und Minimaperioden der Sonnenflecken und damit an die unterschiedlichen Aktivitätszyklen der Sonne gekoppelt.[22]

Auf der gesamten Zeitskala der Erdgeschichte 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 exothermen 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 % der gegenwärtigen Wärmestrahlung emittierte und dass sich diese Strahlung alle 150 Millionen Jahre kontinuierlich um 1 Prozent bis auf den heutigen Wert erhöhte.

Die Atmosphäre[Bearbeiten]

Vermutlich besaß die Erde bereits bei ihrer Entstehung eine Uratmosphäre, die sich überwiegend aus Wasserstoff und Helium zusammensetzte und darüber hinaus Anteile von Methan, Ammoniak und einigen Edelgasen enthielt. Dieses Gasgemisch existierte nur wenige hundert Millionen Jahre, da sich durch die thermischen Auswirkungen mehrerer Impaktkatastrophen und den Einfluss des Sonnenwindes vor allem die leichten Elemente rasch in den interplanetaren Raum verflüchtigten.

Die erste Atmosphäre der Erde entstand vor etwas mehr als vier Milliarden Jahren und war im Wesentlichen das Resultat eines extrem starken Vulkanismus mit entsprechend intensiven Ausgasungen von Kohlenstoffdioxid, Stickstoff und Schwefeldioxid. Da auf der erhitzten Erdoberfläche Niederschläge sofort verdampften, dominierte Wasserdampf mit einem Anteil von etwa 80 % die sehr dichte und heiße Lufthülle. Danach folgten Kohlenstoffdioxid und Schwefelwasserstoff mit Anteilen von etwa 10 % beziehungsweise 6 %. Zur Herkunft des irdischen Wassers gibt es mehrere Theorien, wobei neben einem rein irdischen Ursprung auch vermehrt extraterrestrische Quellen wie Protoplanetare Scheiben, Kometen oder Meteoriten diskutiert werden.[23]

Gegen Ende des Hadaikums, vor rund 4 Milliarden Jahren, bildeten sich auf der inzwischen abgekühlten Erdoberfläche die ersten ozeanischen Becken. Mit der Entstehung und Ausbreitung des Lebens im Laufe des Eoarchaikums vor 4 bis 3,6 Milliarden Jahren nahmen Einzeller wie die Archaeen erstmals direkten Einfluss auf die Atmosphäre, indem sie mit ihren Stoffwechselprodukten den Methangehalt allmählich erhöhten. Gleichzeitig wurde Kohlenstoffdioxid der Atmosphäre entzogen und in großen Mengen im Meerwasser gelöst. Da das Kohlenstoffdioxid wesentlich zum Aufbau von Biomasse beitrug, stieg in einem mehrstufigen Prozess der ph-Wert der Meere, wodurch es in der Folge zur Ausfällung und umfangreichen Ablagerung von Carbonaten kam. Der reaktionsträge (inerte) Stickstoff war an diesen biochemischen Prozessen nicht beteiligt, seine Konzentration nahm daher im Laufe der Zeit ständig zu, bis er vor 3,4 Milliarden Jahren, als die Entwicklung der zweiten Atmosphäre ihren Abschluss fand, zu deren Hauptbestandteil wurde.

Sauerstoffgehalt der Atmosphäre während der letzten Jahrmilliarde

Die Bildung der dritten Atmosphäre ist eng mit dem Auftreten von freiem Sauerstoff verknüpft. Mit großer Wahrscheinlichkeit existierten bereits vor mehr als 3 Milliarden Jahren Cyanobakterien, die die oxygen-phototrophe Photosynthese nutzten. Der dabei freigesetzte Sauerstoff gelangte vorerst nicht in die Atmosphäre, sondern wurde bei der Oxidation verschiedener im Wasser gelöster Eisenverbindungen und Sulfide verbraucht. Erst nach Abschluss dieses lange andauernden Oxidationsvorgangs konnte der verfügbare Überschuss als freier Sauerstoff in die Atmosphäre vordringen. Dort löste er vor 2,3 Milliarden Jahren aufgrund seiner oxidativen Wirkung einen Zusammenbruch der Methankonzentration aus. Diese als Große Sauerstoffkatastrophe bezeichnete Zäsur führte zum Massenaussterben fast aller anaeroben Lebensformen und anschließend zu einem gravierenden Klimawandel. Es gilt als sehr wahrscheinlich, dass die 300 Millionen Jahre dauernde Paläoproterozoische Vereisung (auch Huronische Eiszeit genannt) die unmittelbare Folge aus Methanverknappung und Sauerstoffzunahme ist.

Gegen Ende des Präkambriums, möglicherweise auch etwas später, diffundierte Sauerstoff in signifikanten Mengen bis in die Stratosphäre, und es bildete sich auf der Basis des Ozon-Sauerstoff-Zyklus eine Ozonschicht. Diese schützte fortan die Erdoberfläche vor der UV-Strahlung der Sonne und ermöglichte so die spätere Besiedlung der Kontinente durch Flora und Fauna. Kurz nach Beginn des Erdaltertums nahm der atmosphärische Sauerstoffgehalt rasch zu und erreichte am Beginn des Karbon vor rund 350 Millionen Jahren erstmals den heutigen Wert von 21 %, um dann bis auf 35 % anzusteigen. Im weiteren Verlauf der Erd- und Klimageschichte war die Atmosphäre in Abhängigkeit von biologischen und geophysikalischen Einflüssen immer wieder starken Veränderungen unterworfen. Die Sauerstoff-, Kohlenstoffdioxid- und Methan-Konzentrationen schwankten zum Teil erheblich und spielten direkt oder indirekt eine entscheidende Rolle bei einer Reihe von Klimawandel-Ereignissen.

Treibhausgase[Bearbeiten]

Hauptartikel: Treibhauseffekt

Obwohl es eine ganze Reihe von klimarelevanten Treibhausgasen wie Distickstoffmonoxid (Lachgas) oder Carbonylsulfid gibt, sind in Bezug auf die klimatische Entwicklung in geologischen Zeiträumen nahezu ausschließlich Kohlenstoffdioxid (CO2) und Methan (CH4) von Bedeutung. Im Unterschied zu Stickstoff, Sauerstoff und allen Edelgasen sind Treibhausgase dank ihrer molekularen Struktur infrarot-strahlungsaktiv, das heißt, sie können Wärmeenergie bei bestimmten Wellenlängen absorbieren und diese in Richtung Boden emittieren. Aufgrund dieses Treibhauseffekts erhöht sich die durchschnittliche Temperatur an der Erdoberfläche um etwa 33 °C auf +15 °C. Ohne Treibhauswirkung würde die bodennahe Atmosphäre im globalen Mittel lediglich −18 °C aufweisen, was eine völlige Vereisung des Planeten zur Folge hätte. Das wichtigste und in seiner Gesamtwirkung stärkste Treibhausgas ist der Wasserdampf, dessen Anteil am natürlichen Treibhauseffekt zwischen 36 und 70 Prozent schwankt.[24] Jedoch ist der atmosphärische Wasserdampfgehalt nicht direkt beeinflussbar, da er in starken Maße mit der Luftfeuchtigkeit und Temperatur korreliert.

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 knapp 400 ppm erhöht (vorher 280 ppm) und der von Methan auf 1.800 ppb (vorher 800 ppb). Dies sind die höchsten Konzentrationen seit mindestens 800.000 Jahren,[25] dennoch gab es Zeiten mit erheblichen größeren Anteilen, wie im Paläozoikum vor rund 500 Millionen Jahren, als die CO2-Konzentration 6.000 ppm betrug. Vergleiche und Rückschlüsse zur Gegenwart sind allerdings problematisch, da die damaligen Bedingungen (unter anderem die verminderte Strahlungsleistung der Sonne und das komplette Fehlen von Landpflanzen) in keiner Weise auf das Holozän übertragbar sind.

Paläotemperaturkurve vom Erdaltertum (Paläozoikum) bis zur geologischen Gegenwart (Holozän)

Nicht immer waren Kohlenstoffdioxid und/oder Methan die Hauptfaktoren eines Klimawandels. Manchmal fungierten sie in der Erdgeschichte als „Rückkopplungsglieder“, die begonnene Entwicklungen verstärkten, beschleunigten oder abschwächten.[26] In diesem Zusammenhang sind neben den Erdbahnparametern auch Feedbackprozesse wie die Eis-Albedo-Rückkopplung, die Vegetationsbedeckung und die Variabilität des Wasserdampfgehaltes in der Atmosphäre zu berücksichtigen.[27]

Treibhausgase und hier vor allem das Kohlenstoffdioxid trugen wesentlich dazu, den Temperaturkorridor der Erde über Jahrmilliarden konstant zu halten, sodass unter diesen Bedingungen flüssiges Wasser und damit verbunden das Leben existieren konnten. Dennoch kam es immer wieder zu Grenzsituationen, wie den Schneeball-Erde-Ereignissen im Neoproterozoikum oder dem Supertreibhaus an der Perm-Trias-Grenze, die jeweils gravierende Umweltveränderungen bewirkten und oftmals ein Massenaussterben nach sich zogen.

Vulkanismus[Bearbeiten]

Hauptartikel: Vulkanisches Gas

Während Methan durch verschiedene biotische, chemische und geologische Prozesse entsteht, stammt das atmosphärische CO2 ursprünglich von den Ausgasungen vulkanischer und plattentektonischer Aktivitäten. Im Gegenzug wird Kohlenstoffdioxid durch Verwitterung und Sedimentation laufend in die Erdkruste eingelagert und auf diese Weise der Lufthülle beziehungsweise dem Ozean wieder entzogen. Somit entstehen mehrere, miteinander verknüpfte Kreisläufe unterschiedlicher Dauer, an denen Litho-, Hydro-, Bio- und Atmosphäre beteiligt sind. In der Lithosphäre, der äußeren Gesteinsschicht der Erde, sind über 99 % des globalen Kohlenstoffvorrats von geschätzten 75 Millionen Gigatonnen gespeichert.

Gegenwärtig emittieren die irdischen Vulkane eine „moderate“ CO2-Durchschnittsmenge von 200 bis 300 Megatonnen pro Jahr.[28] Der anthropogene CO2-Ausstoß liegt einige Größenordnungen darüber und erreichte im Jahr 2012 rund 35 Gigatonnen.

Eine kurze Phase intensiven Vulkanismus oder einzelne Ausbrüche mit der Stärke VEI-7 (wie der des Tambora im Jahr 1815) bewirken eine globale Abkühlung über mehrere Jahre, die vor allem auf der Dämpfung des Sonnenlichts durch Asche- und Aerosolpartikel beruht. Auf geologischen Zeitskalen sind Vulkane hingegen seit Beginn der Erdgeschichte ein wichtiger Faktor im langfristigen anorganischen Kohlenstoff-Kreislauf. Es gab Zeiten, vor allem im Präkambrium, in denen die Kohlenstoffzyklen fast vollständig zum Stillstand kamen und erst durch den permanenten vulkanischen CO2-Eintrag in die Atmosphäre wieder aktiviert wurden. Andererseits können lang andauernde Eruptionsprozesse die irdische Biosphäre erheblich destabilisieren. Nachfolgend sind die folgenschwersten klimatischen und biologischen Krisen der letzten 540 Millionen Jahre aufgeführt, an denen vulkanische Ereignisse maßgeblich beteiligt waren.

  • Kalkarindji-Vulkanprovinz (Westaustralien), vor ca. 510 Millionen Jahren (Kambrium, Übergang 4. zur 5. Stufe).[29] Das Kalkarindji-Ereignis, ausgelöst durch eine Serie von großflächigen Eruptionen, steht wahrscheinlich in direkter Verbindung mit dem ersten großen Massenaussterben von mehrzelligen Organismen aufgrund gravierender Klima- und Umweltveränderungen. Die damals freigesetzten Flutbasalte bedecken noch heute eine Fläche von zwei Millionen Quadratkilometern. Durch die starke Zunahme anoxischer Zonen in den Ozeanen fiel schätzungsweise die Hälfte aller marinen Lebewesen der Katastrophe zum Opfer.[30]
  • Sibirischer Trapp (West- und Nordsibirisches Tiefland, Mittelsibirisches Bergland), vor ca. 250 Millionen Jahren (Perm-Trias-Grenze). Der Sibirische Trapp erstreckte sich ursprünglich über ein Gebiet von wahrscheinlich sieben Millionen Quadratkilometern und war mindestens 600.000 Jahre aktiv.[31] Vieles deutet darauf hin, dass die vulkanischen Ausgasungen, die neben Kohlenstoffdioxid auch riesige Mengen an Schwefeldioxid und Stickoxiden freisetzten, maßgeblich zum größten bekannten Massenaussterben der Erdgeschichte am Übergang vom Perm zum Trias beitrugen.
  • Dekkan-Trapp (Region Dekkan, westliches Indien), vor ca. 66 Millionen Jahren (Oberkreide/Maastrichtium).[32] Die ursprüngliche Ausdehnung des Trapps dürfte 1,5 Millionen Quadratkilometer betragen haben. Über die Dauer seiner Entstehung gibt es unterschiedliche Angaben, die von 500.000 bis zu mehreren Millionen Jahren reichen. Als Verursacher des Massenaussterbens an der Kreide-Tertiär-Grenze kommt der Dekkan-Trapp nach überwiegender wissenschaftlicher Meinung wohl nicht in Frage, Konsens besteht hingegen darüber, dass durch ihn das irdische Ökosystem bereits vor dem Einschlag des Chicxulub-Meteoriten stark beeinträchtigt wurde.
Supervulkane[Bearbeiten]
Hauptartikel: Supervulkan
Reliefkarte der Long Valley Caldera, Kalifornien, ein vor 760.000 Jahren aktiver Supervulkan. Die rote Linie kennzeichnet den Rand der 37 km breiten Caldera. Quelle: Long Valley Observatory (LVO) des USGS

Supervulkane zählen hinsichtlich ihrer Explosivkraft und ihrer Auswurfmenge an Lava, Asche und Aerosolen zu den verheerendsten Ereignissen der jüngeren Erdgeschichte. 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. Der letzte Ausbruch 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. Nach der kontrovers diskutierten Toba-Katastrophen-Theorie stand die damalige Menschheit kurz vor dem Aussterben und musste einen so genannten „genetischen Flaschenhals“ passieren. Es gibt 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.[33] Dieser Hot Spot ist seit mindestens 17 Millionen Jahren aktiv, wobei seine letzten Eruptionen im Durchschnitt etwa alle 650.000 Jahre erfolgten. Die Magmakammer des Yellowstone-Supervulkans besitzt ein Volumen von mindestens 15.000 km³.

Da alle Supervulkan-Ausbrüche in prähistorischer Zeit stattfanden, lassen sich die Folgen nur in Umrissen dokumentieren. Wahrscheinlich sind das Auftreten heftiger Erdbeben sowie – je nach geografischer Lage des Vulkans – die Entstehung von Tsunamis. Durch den Ausstoß von pyroklastischem Material wurde in einem Umkreis von mindestens 100 km innerhalb kürzester Zeit jedes Leben vernichtet. Die mit vulkanischer Asche bedeckte Fläche war indes wesentlich größer und dürfte Millionen Quadratkilometer umfasst haben. Ereignisse dieser Größenordnung haben das globale Klima über Jahrzehnte oder darüber hinaus verändert und durch die in der Atmosphäre verteilten Aerosole und Staubpartikel einen vulkanischen Winter ausgelöst. Sehr wahrscheinlich kam es dabei zu lokalen Massenaussterben mit einer starken Abnahme der Biodiversität.

Lage und Anordnung der Kontinente[Bearbeiten]

Hauptartikel: Kontinentaldrift
Hauptartikel: Thermohaline Zirkulation
Der Superkontinent Pangaea im Unterperm vor ca. 280 Millionen Jahren

Nach geografischer Definition gibt es auf der Erde sieben Kontinente (wobei Nord- und Südamerika separat gezählt werden).[34] Das über geologische Zeiträume erfolgte Auseinanderdriften der Kontinentalplatten und ihre weiträumig verteilte Anordnung sind das Ergebnis einer Entwicklung, die bereits vor mehr als 150 Millionen Jahren einsetzte. Während des Paläozoikums und über Teile des Mesozoikums prägten hingegen Groß- und Superkontinente das topografische Bild der Erde. Als Folge dieses Zusammenschlusses entstanden Luft- und Meeresströmungen, die zum Teil erheblich von den gegenwärtigen Wettersystemen und Klimazonen abwichen.

Als Superkontinent wird eine Landmasse bezeichnet, die nahezu alle Kontinentalplatten beziehungsweise Kratone in sich vereint. Seit dem Präkambrium ist eine Reihe von Superkontinenten bekannt, von denen einige aufgrund unzureichender stratigraphischer Belege nur hypothetischen Charakter haben. Dennoch gilt es als wahrscheinlich, dass die Entstehung und der Zerfall von Superkontinenten in plattentektonische Zyklen von jeweils mehreren Hundert Millionen Jahren eingebettet sind. Der erdgeschichtlich jüngste Superkontinent Pangaea existierte vom späten Paläozoikum bis in das Mesozoikum (vor 300 bis 135 Millionen Jahren), wenngleich erste Anzeichen eines Zerfalls bereits in der späten Trias auftraten. Auf dem Höhepunkt seiner Ausdehnung erstreckte sich Pangaea von der Nordpolarregion bis in die Antarktis und besaß einschließlich aller Schelfmeere eine Fläche von schätzungsweise 138 Millionen km², wovon 73 Millionen km² auf die südliche Hemisphäre mit dem ehemaligen Großkontinent Gondwana entfielen.[35]

Kennzeichnend für Groß- und Superkontinente sind ein ausgeprägtes Kontinentalklima mit einer Jahres-Temperaturamplitude von bis zu 50 °C, großflächige Trocken- und Wüstengebiete im Landesinneren sowie eine gering ausgeprägte Artenvielfalt im Faunenbereich. Im Fall von Pangaea entstand zudem parallel zum Äquator zwischen 30° nördlicher und 30° südlicher Breite ein stabiles und sehr starkes Monsun-System („Mega-Monsun“), von dessen Niederschlägen vor allem die küstennahen Regionen profitierten.[36]

Darüber hinaus lässt sich eine Grundbedingung für die Entstehung einer weiträumigen Vereisung – nämlich die Bedeckung von mindestens einer Polarregion durch große Landflächen – anhand der geografischen Position von Gondwana und im Anschluss von Pangaea eindeutig nachweisenː Einige Regionen dieser Kontinente lagen über einen Zeitraum von 80 Millionen Jahren in unmittelbarer Nähe der Antarktis, vor allem das heutige südliche Afrika und große Bereiche Südamerikas. Später verlagerten sich die Kernzonen der Eisschilde im Zuge der kontinentalen Drift auf die Kratone von Indien und Australien. Die Permokarbone Eiszeit war eine der längsten Vereisungsphasen der Erdgeschichte. Sie umfasste einen großen Teil des Karbon und endete im Verlauf des Perm vor etwa 270 Millionen Jahren.

Eine Kollision von Kontinentalschilden bewirkte stets eine Auffaltung der Krustengesteine und die Entstehung von Gebirgsketten (Kollisionsgebirge). Regelmäßig kam es dabei an den Plattengrenzen zu einem lang anhaltenden Vulkanismus mit entsprechendem Einfluss auf das globale Klima. Sobald sich die Verhältnisse stabilisierten und der Vulkanismus abflaute, wurden Verwitterungs- und Abtragungsprozesse zum dominierenden Klimafaktorː Sie entzogen der Atmosphäre große Mengen an Kohlenstoffdioxid und trugen auf diese Weise zu einer weltweiten Abkühlung bei. Verstärkt wurde dieser Vorgang durch den Umstand, dass erosionshemmende Graslandschaften eine relativ späte Entwicklung sind und erst im Känozoikum weltweit in Erscheinung traten. Nach einer mehr oder minder langen Phase tektonischer Ruhe brachen die Kontinentalschilde unter heftigen vulkanischen Eruptionen an ihren „Nahtstellen“ wieder auseinander, wodurch sich neue Klimazonen und ozeanische Strömungen etablieren konnten.

Ein Beispiel hierfür bietet die heute etwa 480 Seemeilen breite Drakestraße, die den Atlantik mit dem Pazifischen Ozean verbindet. Bis vor 40 Millionen Jahren waren Antarktika[37] 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 Antarktika 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 von etwa 14 Millionen km².

Erdbahnparameter[Bearbeiten]

Hauptartikel: Milanković-Zyklen
Präzessionsbewegung der Erdachse

Die Annahme, dass gravierende Klimawandel-Ereignisse, wie sie zuletzt während des Pleistozäns stattfanden, in engem Zusammenhang mit der Variabilität der Erdbahnparameter stehen, geht auf den Geophysiker und Mathematiker Milutin Milanković (1879–1958) zurück. Seine in jahrelanger Arbeit erstellten Berechnungen, deren Zusammenfassung er 1941 veröffentlichte, berücksichtigen die periodisch erfolgenden Schwankungen der elliptischen Erdbahn (Exzentrizität), die Neigung der Erdachse sowie das Kreiseln des Erdkörpers um seine Rotationsachse (Präzession). Die Präzession wird im Wesentlichen durch gravitative Wechselwirkungen zwischen Sonne, Erde und Mond verursacht, an der unterschiedlich ausgeprägten Exzentrizität der Erd-Umlaufbahn sind darüber hinaus die massereichen Planeten Jupiter und Saturn beteiligt. Die nach Milanković benannten Zyklen haben eines gemeinsamː Jede ihrer Veränderungen beeinflusst automatisch die Verteilung der Sonneneinstrahlung auf der Erde. Da nach gegenwärtiger Erkenntnislage die Milanković-Zyklen jedoch zu schwach sind, um als primärer Antrieb von Klimaänderungen in Frage zu kommen, scheinen sie im Klimasystem in erster Linie als „Impulsgeber“ zu fungieren. Bei der Modellierung von Klimaverläufen müssen daher zusätzliche Faktoren und Rückkopplungs-Effekte herangezogen werden.

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° 23,44° (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)

Die Milanković-Zyklen sind als stabile Einflussgröße über einen Zeitraum von 500 Millionen Jahren im gesamten Phanerozoikum nachweisbar, selbst in den vorwiegend tropisch geprägten Klimata der Kreidezeit.[38]. Eine dauerhafte signifikante Wirkung zeigten die Zyklen speziell während der Quartären Eiszeit. Dies führte in der Wissenschaft zu der Überlegung, ob ein hoher atmosphärischer Anteil an Kohlenstoffdioxid, wie ihn die Erdgeschichte fast durchgehend verzeichnete, den Einfluss der Erdbahnparameter ab einem Schwellenwert von 350 ppm aufwärts abpuffern und entsprechend dämpfen könnte.[39]

Jahrzehntelang 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 zum festen Bestandteil von Paläoklimatologie und Quartärforschung geworden und wird zur Rekonstruktion der Eiszeitzyklen auf breiter Basis verwendet.

Hypothetische extraterrestrische Einflüsse[Bearbeiten]

Supernovae und Gammablitze[Bearbeiten]

Künstlerische Darstellung einer Gammablitz-Quelle, deren Energie in zwei diametral angeordneten Jets gebündelt ist.

Schon 1954 vermutete der deutsche Paläontologe Otto Heinrich Schindewolf, dass möglicherweise kosmische Katastrophen für rasche Klima- und Faunenwechsel in der Erdgeschichte verantwortlich sein könnten, weshalb einschneidende Umweltveränderungen unter dem Aspekt einer Strahlenbelastung durch Supernovae-Ausbrüche geprüft werden sollten.[40] Wahrscheinlich hätte die hochenergetische Strahlung einer erdnahen Supernova erhebliche Folgen für die irdische Atmosphäre, wie zum Beispiel durch die Umwandlung von Stickstoff in Stickoxide und einer daraus resultierenden Zerstörung der Ozonschicht. Vor allem das ordovizische Massenaussterben (spätes Ordovizium vor 440 Millionen Jahren) wird häufig mit einer außerirdischen Ursache in Verbindung gebracht. Ein Indiz für ein derartiges Ereignis wäre eine Supernova-Signatur in Form einer Anomalie des Eisen-Isotops 60Fe, wie sie in einer sehr frühen präkambrischen Gesteinsschicht bereits nachgewiesen wurde.[41]

Seit dem ersten sicheren Beleg eines Gammablitzes (gamma-ray burst, abgekürzt GRB) im Jahr 1973 werden Gammablitz-Szenarien als Auslöser früherer Umweltkrisen diskutiert.[42]. Herkunft und Entstehung der meisten Gammablitze sind noch nicht restlos geklärt. Sie dauern häufig nur wenige Sekunden, setzen aber in diesem Zeitraum mehr Energie frei als die Sonne während ihrer gesamten bisherigen Existenz. Daher besteht zumindest theoretisch die Möglichkeit, dass selbst weiter entfernte Gammablitz-Quellen das Potenzial besitzen, die irdische Biosphäre nachhaltig zu schädigen.

Kosmische Strahlung[Bearbeiten]

Unter Kosmischer Strahlung (oder Kosmischer Höhenstrahlung) versteht man den im Normalfall relativ gleichmäßigen Partikelstrom aus verschiedenen Regionen des Universums, der mit den Gasmolekülen der äußeren Erdatmosphäre kollidiert, woraus ein Schauer sekundärer Teilchen entsteht. In neuerer Zeit wurde verschiedentlich versucht, einen Einfluss der kosmischen Strahlung auf das Klima in erdgeschichtlichen Zeiträumen nachzuweisen.[43] Obwohl ein derartiger Zusammenhang nicht grundsätzlich ausgeschlossen werden kann, fand die Idee in der Fachwelt aufgrund des Fehlens einer belastbaren Datenbasis keine Akzeptanz.[44] Somit bleibt die angenommene Wirkung der Kosmischen Strahlung auf das irdische Klima vorerst eine nur schwach abgesicherte Hypothese.

Weitere klimawirksame Faktoren[Bearbeiten]

Zusätzlich zu den oben beschriebenen Punkten gibt es eine Reihe weiterer Mechanismen, die in Abhängigkeit von den jeweils herrschenden Klimabedingungen zu unterschiedlichen Zeiten unterschiedlich stark ausgeprägt waren. Manche dieser Mechanismen sind in einen langfristigen Zyklus eingebunden, wie zum Beispiel die verschiedenen Formen der Verwitterungsprozesse, die während der gesamten Erdgeschichte ein wichtiger Einflussfaktor waren. Andere Faktoren kamen hingegen im Laufe von mehreren Hundert Millionen Jahren nur selten zur Geltung, konnten jedoch innerhalb geologisch kurzer Zeiträume die irdische Biosphäre nachhaltig umgestalten. Viele Klimakomponenten erfüllen die Funktion von „Stellschrauben“ in einem komplexen System, das auf jede Teilveränderung mit einer Veränderung der Gesamtstruktur reagiert. Deshalb sind klimatische Ereignisse auf monokausaler Basis praktisch ausgeschlossen, da selbst ein primär durch Treibhausgase verursachter weltweiter Temperaturanstieg (wie gegenwärtig bei der Globalen Erwärmung) mit einer Vielzahl von Wechselwirkungen verknüpft ist.[45]

Siehe auch[Bearbeiten]

Literatur[Bearbeiten]

  • William F. Ruddimann: Earth's Climate - Past and Future. Palgrave Macmillan, 2001, ISBN 0-7167-3741-8.
  • Raymond T. Pierrehumbert: Principles of Planetary Climate. Cambridge University Press, 2010, ISBN 978-0-521-86556-2.
  • Christian-Dietrich Schönwiese: Klimatologie. 4., überarb. u. aktual. Auflage. UTB, Stuttgart 2013, ISBN 978-3-8252-3900-8.
  • Christian Schönwiese: Klimaänderungen. Daten, Analysen, Prognosen. Springer, Berlin Heidelberg 1995, ISBN 3-540-59096-X.
  • Karl-Heinz Ludwig: Eine kurze Geschichte des Klimas. Von der Entstehung der Erde bis heute. Beck, München 2006, ISBN 3-406-54746-X.
  • Martin Schwarzbach: Das Klima der Vorzeit. Eine Einführung in die Paläoklimatologie. 5. Auflage. Enke, Stuttgart 1993, ISBN 3-432-87355-7.
  • József Pálfy: Katastrophen der Erdgeschichte. Globales Artensterben?. Schweizerbart, Stuttgart 2005, ISBN 3-510-65211-8.
  • Monika Huch, Günter Warnecke, Klaus Germann (Hrsg.): Klimazeugnisse der Erdgeschichte. Perspektiven für die Zukunft. Springer, Berlin Heidelberg 2001, ISBN 3-540-67421-7.
  • Edwin Kemper: Das Klima der Kreidezeit. Geologisches Jahrbuch Reihe A, Heft 96. Herausgegeben von der Bundesanstalt für Geowissenschaft und Rohstoffe und den Geologischen Landesämtern in der Bundesrepublik Deutschland, E. Schweizerbart'sche Verlagsbuchhandlung, Stuttgart 1987, ISBN 978-3-510-96400-0.
  • Jürgen Ehlers: Das Eiszeitalter. Spektrum Akademischer Verlag, Heidelberg 2011, ISBN 978-3-8274-2326-9.
  • 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, Hanau, 2. Auflage 2012, ISBN 978-3-89336-589-0.

Weblinks[Bearbeiten]

Einzelnachweise[Bearbeiten]

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  2. Jürgen Ehlers, Das Eiszeitalter, Seite 16.
  3. Svante Arrhenius: On the Influence of Carbonic Acid in the Air upon the Temperature of the Ground. In: Philosophical Magazine and Journal of Science 41, 1896, S. 239–276 globalwarmingart.com (PDF, 8 MB)
  4. Sagan, C., Mullen, G. (1972): Earth and Mars: Evolution of Atmospheres and Surface Temperatures (PDF; 467 kB). Science, 177: 52–56. doi:10.1126/science.177.4043.52.
  5. Haqq-Misra, Jacob D.; Domagal-Goldman, Shawn D.; Kasting, Patrick J.; und Kasting, James F. (2008): A Revised, Hazy Methane Greenhouse for the Archean Earth, Astrobiology Volume 8, Number 6, 2008. doi:10.1089/ast.2007.0197
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  38. Edwin Kemper, Das Klima der Kreidezeit
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