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 so genannten „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 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. Untersuchungen dieser Art sind Forschungsgegenstand des Paläomagnetismus. Das Alter aller marinen Sedimente ist durch den plattentektonischen Prozess der Subduktion begrenzt. Da Ozeanböden 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 von 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).

Außer den oben genannten Methoden gibt es eine Vielzahl weiterer Analyseverfahren wie die Strontiumisotopenanalyse oder die Kalium-Argon-Datierung. Für die geochronologische Altersbestimmung eignen sich Zirkonkristalle aufgrund der darin enthaltenen Anteile der radioaktiven Nuklide 235U, 238U und 232Th. Das auf der Erde nur in Spuren vorhandene radioaktive Beryllium-Isotop 10Be korreliert mit der kosmischen Strahlung sowie mit hohen Aerosol-Konzentrationen. 10Be-Isotope in Eisbohrkernen werden zudem in Hinblick auf den Zusammenhang zwischen Sonnenaktivität und Temperaturentwicklung analysiert. Darüber hinaus wird für geologische und paläoklimatologische Untersuchungen eine Reihe von Eisen-, Chrom- und Edelgas-Isotopen herangezogen. In letzter Zeit kommt die 40Ar/39Ar-Datierung vermehrt zum Einsatz, da diese Methode erheblich präzisere Ergebnisse als die herkömmliche Kalium-Argon-Datierung garantiert. Eine noch junge Entwicklung ist die spezielle Verwendung des 39Argon-Isotops zur Analyse von Gletschereis und ozeanischem Tiefenwasser.[22]

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.[23]

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]

Die Erde dürfte bereits bei ihrer Entstehung eine Uratmosphäre besessen haben, deren Hauptanteile Wasserstoff und Helium waren und die darüber hinaus Spuren von Methan, Ammoniak und einigen Edelgasen enthielt. Dieses Gasgemisch existierte nur relativ kuze Zeit, da sich durch die thermischen Auswirkungen mehrerer Impaktkatastrophen und den Einfluss des Sonnenwindes sowie des solaren Magnetfelds vor allem die leichten Elemente rasch in den interplanetaren Raum verflüchtigten.

Die erste Atmosphäre der Erde entstand vor 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 %.

Vermutlich gab es auf der jungen Erde bereits in einem frühen Stadium große Mengen an flüssigem Wasser, sodass sich gegen Ende des Hadaikums, vor rund 4 Milliarden Jahren, die ersten ozeanischen Becken bildeten.[24] Zur Herkunft des irdischen Wassers gibt es mehrere Theorien, wobei neben einem rein erdgebundenen Ursprung auch vermehrt extraterrestrische Quellen wie Protoplanetare Scheiben, Kometen oder Meteoriten diskutiert werden.[25] 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 2,4 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.[26] 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,[27] 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.[28] 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.[29]

Vor allem das Kohlenstoffdioxid trug in Form eines „CO2-Thermostats“ wesentlich dazu bei, dass der Temperaturkorridor der Erde über Jahrmilliarden relativ konstant blieb, 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 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.[30] 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).[31] 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 2 Millionen km². Durch die starke Zunahme anoxischer Zonen in den Ozeanen fiel schätzungsweise die Hälfte aller marinen Lebewesen der Katastrophe zum Opfer.[32]
  • 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 7 Millionen km² und war mindestens 600.000 Jahre aktiv.[33] 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 zur Trias beitrugen.
  • Dekkan-Trapp (Region Dekkan, westliches Indien), vor ca. 66 Millionen Jahren (Oberkreide/Maastrichtium).[34] Die ursprüngliche Ausdehnung des Trapps dürfte 1,5 Millionen km² 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.[35] 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).[36] 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 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 310 bis 150 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 138 Millionen km², wovon 73 Millionen km² auf die südliche Hemisphäre mit dem ehemaligen Großkontinent Gondwana entfielen.[37]

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.[38] Im Fall von Pangaea entstand zudem parallel zum Äquator zwischen 30° nördlicher und 30° südlicher Breite ein saisonal auftretender, sehr starker Monsun-Einfluss („Mega-Monsun“), von dessen Niederschlägen vor allem die küstennahen Regionen profitierten.[39]

Darüber hinaus lässt sich eine Grundbedingung für das Entstehen einer weiträumigen Vereisung – nämlich die Bedeckung von mindestens einer Polarregion durch große Landflächen – anhand der geografischen Position von Gondwana beziehungsweise Pangaea eindeutig belegenː Einige Regionen dieser Kontinente lagen über einen Zeitraum von mindestens 80 Millionen Jahren in der Antarktis oder in deren unmittelbarer Nähe, im Mississippium vor 359 bis 318 Millionen Jahren das heutige südliche Afrika sowie große Bereiche Südamerikas. In der zweiten Vereisungsphase (Pennsylvanium vor 318 bis 299 Millionen Jahren) verlagerten sich die Kernzonen der Eisschilde im Zuge der allmählichen Drehbewegung von Pangaea auf die Kratone von Indien und Australien. Die Permokarbone Eiszeit war das zweitlängste Eiszeitalter der Erdgeschichte. Es 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[40] 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 Erdbahn 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 und zum Teil die Intensität 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 Rückkopplungseffekte 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° 23,43° (mit Tendenz zum Minimum)
Exzentrizität der Erdumlaufbahn ca. 100.000 bzw. 400.000 Jahre von 0,005 (fast kreisförmig) bis 0,058 (leicht elliptisch) 0,016 (mit Tendenz zur kreisförmigen Umlaufbahn)

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.[41] 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.[42]

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.[43] 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.[44]

Seit dem ersten sicheren Beleg eines Gammablitzes (gamma-ray burst, abgekürzt GRB) im Jahr 1973 werden Gammablitz-Szenarien als Auslöser früherer Umweltkrisen diskutiert.[45] 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.[46] Obwohl ein derartiger Zusammenhang nicht grundsätzlich ausgeschlossen werden kann, fand die Idee in der Fachwelt aufgrund des Fehlens einer belastbaren Datenbasis keine Akzeptanz.[47] 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 derzeit bei der Globalen Erwärmung) mit einer Vielzahl von Wechselwirkungen verknüpft ist.[48] Von den unten aufgeführten Faktoren kommt dem Effekt der schwächer werdenden Eis-Albedo-Rückkopplung gegenwärtig eine besondere Bedeutung zu, vor allem im Hinblick auf die Polare Verstärkung.[49]

Bedeutende paläoklimatische Ereignisse[Bearbeiten]

Die Erde bildete sich vor 4,57 Milliarden Jahren aus mehreren miteinander kollidierenden Protoplaneten unterschiedlicher Größe. Ihre heutige Masse soll sie der Kollisionstheorie zufolge durch einen Zusammenprall mit einem marsgroßen Himmelskörper namens Theia erhalten haben.[50] Das Aufeinandertreffen Theias mit der Protoerde geschah laut Computerberechnungen mit der nach kosmischen Maßstäben geringen Geschwindigkeit von 4 km/s und war keine Frontalkollision (die beide Planeten zerstört hätte), sondern ein hartes Aneinanderschrammen. Dadurch wurden Teile des Erdmantels und zahlreiche Trümmerstücke von Theia in den Orbit geschleudert, aus denen sich innerhalb von 10.000 Jahren der zu Beginn glutflüssige Mond formte.[51] Dessen Abstand zur Erde betrug anfangs lediglich 60.000 km. Daher übertraf die lunare Gravitationswirkung den heutigen Wert um das 125-fache und übte einen stark formenden Einfluss auf den noch ungefestigten Erdmantel aus. Dieser Effekt wurde dadurch verstärkt, dass die Dauer einer Erdrotation und somit die Tageslänge während des Hadaikums im Bereich von zehn bis zwölf Stunden lag.[52]. Als vor vier Milliarden Jahren die ersten Ozeane und vermutlich auch erste „Festlandsinseln“ entstanden, erzeugte der Gezeitenwechsel extreme Flutwellen, die unablässig über die Erde rollten.

Ungefähr zur selben Zeit begann eine Serie von Impakt-Ereignissen, ausgelöst durch zahlreiche Planetesimale (Vorstufen von Protoplaneten). Dieses Große Bombardement (englisch Late Heavy Bombardment) geschah vor 4,1 bis 3,8 Milliarden Jahren und wurde nach der Analyse von Mondgestein postuliert, das während der Apollo-Missionen gesammelt wurde. Eine auf der Anzahl der bekannten Mondkrater basierende Berechnung ergab, dass über 20.000 Planetesimale mit einer Größe zwischen 1 km und 50 km innerhalb dieses Zeitraums auf die Erde gestürzt sein könnten. Allerdings wird in jüngeren Studien sowohl die Intensität als auch das relativ knapp bemessene Zeitfenster des Großen Bombardements zunehmend in Zweifel gezogen.[53][54]

Über die klimatischen Bedingungen der frühesten Erdgeschichte sind mangels verwertbarer Daten keine gesicherten Aussagen möglich. Erst ab der Zeit vor 3,8 Milliarden Jahren existieren fossile Spuren und geologische Proxys, aus denen sich überwiegend hypothetische Rückschlüsse auf das Klimasystem ableiten lassen. Auf Basis dieser fragmentarischen Hinweise wird angenommen, dass mit Ausnahme der lokalen Pangolavereisung vor 2,9 Milliarden Jahren im gesamten Archaikum, bedingt durch hohe Treibhausgas-Konzentrationen, ein relativ warmes Klima herrschte. Diese Phase endete im frühen Proterozoikum mit dem Übergang in eine lange währende Eiszeit.

Äonothem Ärathem System ≈ Alter
(mya)
Phanerozoikum
Dauer: 542 Ma
Känozoikum
Erdneuzeit
Dauer: 65,5 Ma
Quartär 2,588–0
Neogen 23,03–2,588
Paläogen 66–23,03
Mesozoikum
Erdmittelalter
Dauer: 185,5 Ma
Kreide 145–66
Jura 201,3–145
Trias 252,2–201,3
Paläozoikum
Erdaltertum
Dauer: 291 Ma
Perm 298,9–252,2
Karbon 358,9–298,9
Devon 419,2–358,9
Silur 443,4–419,2
Ordovizium 485,4–443,4
Kambrium 541–485,4
Prä­kambrium Proterozoikum
Dauer: 1.958 Ma
Neoproterozoikum
Neues
Proterozoikum
Dauer: 458 Ma
Ediacarium 635–541
Cryogenium 850–635
Tonium 1.000–850
Mesoproterozoikum
Mittleres
Proterozoikum
Dauer: 600 Ma
Stenium 1.200–1.000
Ectasium 1.400–1.200
Calymmium 1.600–1.400
Paläoproterozoikum
Frühes
Proterozoikum
Dauer: 900 Ma
Statherium 1.800–1.600
Orosirium 2.050–1.800
Rhyacium 2.300–2.050
Siderium 2.500–2.300
Archaikum
Dauer: 1.500 Ma
Neoarchaikum
Dauer: 300 Ma
2.800–2.500
Mesoarchaikum
Dauer: 400 Ma
3.200–2.800
Paläoarchaikum
Dauer: 400 Ma
3.600–3.200
Eoarchaikum
Dauer: 400 Ma
4.000–3.600
Hadaikum
Dauer: 600 Ma
4.600–4.000

Paläoproterozoische Vereisung[Bearbeiten]

Die Paläoproterozoische Vereisung oder Huronische Eiszeit (nach dem Huronsee an der Grenze zwischen den USA und Kanada) begann vor 2,4 Milliarden Jahren und war mit einer Dauer von etwa 300 Millionen Jahren das längste Eiszeitalter der Erdgeschichte. Geologische Klimazeugen aus dieser Epoche sind unter anderem in Nordamerika, Skandinavien, Indien sowie im südlichen Afrika zu finden und deuten auf einen globalen Kälteeinbruch hin. Etliche Studien nehmen darüber hinaus ein Schneeball-Erde-Ereignis an, das zu einer vollständigen Eisbedeckung der Erde einschließlich der äquatorialen Zone und der Ozeane führte.[55]

Die Klimamechanismen der Paläoproterozoischen Vereisung sind nur lückenhaft dokumentiert, da über Art und Umfang der damaligen plattentektonischen Prozesse wie Gebirgsbildungen beziehungsweise über das Größenverhältnis zwischen ozeanischer und kontinentaler Erdkruste keine gesicherten Erkenntnisse vorliegen. Ebenfalls kaum nachweisbar ist der für spätere Eiszeitalter typische Wechsel verschiedener Kalt- und Warmzeiten.[56] Allgemeine Akzeptanz findet hingegen die Hypothese, dass das Eiszeitklima des frühen Paläoproterozoikums eng mit der Großen Sauerstoffkatastrophe (englisch Great Oxigenation Event) vor 2,4 Milliarden Jahren verknüpft sein könnte.[57]

Am Beginn des Paläoproterozoikums wies die irdische Atmosphäre eine relativ hohe Methankonzentration, aber nur geringe Spuren an freiem Sauerstoff auf. Zwar produzierten Cyanobakterien schon vor mehr als 3 Milliarden Jahren mittels der oxygenen Photosynthese als „Abfallprodukt“ ihres Stoffwechsels große Mengen an O2, doch wurde der Sauerstoff bei der Oxidation von organischen Verbindungen, Schwefelwasserstoff und zweiwertigen Eisen-Ionen Fe2+ in dreiwertige Eisen-Ionen Fe3+ vollständig verbraucht. Nach Abschluss dieser intensiven Oxidationsphase entstand ein Überschuss an freiem Sauerstoff, der sich sowohl in der Atmosphäre als auch im Ozean anzureichern begann. Letzteres führte zum Massenaussterben der Organismen in sauerstofffreien Biotopen (obligat anaerobe Organismen), die der toxischen Wirkung des Sauerstoffs fast vollzählig zum Opfer fielen. Dieses Ereignis zählt zu den größten Krisen in der Geschichte der Lebens, gleichwohl eröffnete es der Evolution neue Wege im Hinblick auf eine effizientere Nutzung des Energiestoffwechsels bei vielen Lebensformen.

In der Atmosphäre oxidierte der Sauerstoff mithilfe der UV-Strahlung den größten Teil des Methanvorkommens zu Kohlenstoffdioxid und Wasser. Da Methan über ein erheblich größeres Treibhauspotenzial als CO2 verfügt, kam es in der Folge zu einem abrupten Klimawandel, und die Temperaturen sanken für 300 Millionen Jahre auf ein eiszeitliches Niveau. Der atmosphärische Sauerstoffanteil war bis in das Proterozoikum hinein nur unwesentlichen Schwankungen unterworfen und pendelte zumeist zwischen 2 bis 3 Prozent. Erst mit Beginn des Kambriums vor rund 540 Millionen Jahren trat allmählich eine signifikante Erhöhung ein.

Die Schneeball-Erde-Hypothese[Bearbeiten]

Hauptartikel: Schneeball Erde

Die ausgeprägten Eiszeitzyklen im späten Proterozoikum hinterließen eine Vielzahl deutlicher Spuren auf fast allen Kontinenten. Eine genaue zeitliche Einordnung und die Abgrenzung dieser Zyklen untereinander ist jedoch schwierig und mit großen Unsicherheiten behaftet. Allgemein werden vier oder fünf proterozoische Glazial-Ereignisse vermutet, von denen die folgenden näher definiert werden konnten:[58]

  • Sturtische Eiszeit, vor etwa 760 bis 680 Millionen Jahren (globale Vereisung, möglicherweise in mehreren Phasen)
  • Marinoische Eiszeit, vor etwa 660 bis 635 Millionen Jahren (globale Vereisung)
  • Gaskiers-Eiszeit, vor etwa 582 bis 580 Millionen Jahren (wahrscheinlich nur regional)
Schema der verschiedenen Warm- und Kaltzeiten im Verlauf der Erdgeschichte

Einige Indizien sprechen dafür, dass sich während der Sturtischen und der Marinoischen Eiszeit eine Serie von Schneeball-Erde-Events ereignete, mit einer völligen Vereisung aller Landmassen und Ozeane über eine Dauer von jeweils mehreren Millionen Jahren. Eine wesentliche Stütze dieser relativ jungen Hypothese, die seit den 1990er Jahren umfassend geprüft wird, sind mächtige glazigene Ablagerungen, die an vielen Orten der Erde zu finden sind und die sich paläomagnetischen Untersuchungen zufolge zum Teil in unmittelbarer Äquatornähe gebildet haben.[59] Als mögliche Ursache der wiederkehrenden Vereisungsvorgänge wird eine zyklische Klimakonstellation unter Einbeziehung von Plattentektonik, Verwitterung, Abtragung und Kohlenstoffdioxid-Bindung angenommen, die sich solange wiederholte, bis eine oder mehrere ihrer Komponenten (beispielsweise durch Kontinentalverschiebungen) aus dem Kreislauf ausscherten. Zusätzlich könnte eine selbstverstärkende Eis-Albedo-Rückkopplung die weltweite Abkühlung auf bis zu –50 °C gefördert und erheblich beschleunigt haben.[60] Der natürliche Kohlenstoffzyklus kam auf diese Weise fast zum Erliegen, und in den Meeren sank die Biomasseproduktion auf ein Minumum. Dies änderte sich erst, als das ungenutzte atmosphärische Reservoir vulkanischer CO2-Emissionen einen extrem hohen Schwellenwert erreichte (eventuell im Bereich von 100.000 ppm), der das Dauerfrost-Klima zum Kippen brachte und ein globales Tauwetter auslöste. Innerhalb von etwa 40.000 Jahren verwandelte sich die Erde von einem tiefgefrorenen Schneeball unter chaotischen Witterungsbedingungen (Überflutungen, Starkregen, Wirbelstürme) in ein „Supertreibhaus“ mit tropischen Temperaturen von mindestens 40 °C.

Obwohl das plakative Bild von der Erde als riesigem Schneeball eine gewisse Popularität erlangte und auch außerhalb der Fachliteratur zirkulierte, mehrten sich die Stimmen, die der Hypothese entschieden widersprachen. Einige der ermittelten Datensätze sind nach Ansicht der Kritiker nicht ausreichend verifiziert oder lassen sich mehrdeutig interpretieren[61], was unter anderem zum Gegenentwurf einer „Matschball Erde“ führte.[62] Vor allem jedoch hätte eine Millionen Jahren andauernde Komplettvereisung die Photosynthese sauerstoffproduzierender Organismen verhindert und zum Aussterben fast aller marinen Lebewesen geführt. Wie die meisten Details des Schneeball-Szenarios ist auch dieser Kritikpunkt ein Gegenstand kontroverser wissenschaftlicher Diskussionen.[63] Fest steht gegenwärtig nur, dass die Schneeball-Erde-Hypothese weder bestätigt noch widerlegt ist und deshalb einer weiteren Überprüfung bedarf.

Nach dem Ende der Gaskiers-Eiszeit erfolgte eine offenbar dauerhafte globale Erwärmung, und der Sauerstoffgehalt stieg zuerst in den Ozeanen und mit Beginn des Kambrium auch in der Atmosphäre signifikant an. Diese Zunahme gilt als Grundvoraussetzung für das Erscheinen erster komplexer Eukaryoten und für die Entwicklung der Ediacara-Fauna.[64]

Massenaussterben im Paläozoikum[Bearbeiten]

Hauptartikel: Massenaussterben

Nach Aussage des australischen Meeresbiologen John Veron lassen sich Massenaussterben (englisch Mass Extinction Events) in zwei verschiedene Kategorien einordnen: nämlich ob sie durch eine unmittelbare Mitwirkung des Kohlenstoffzyklus verursacht wurden oder ob sie unabhängig davon stattfanden. Eine biologische Krise durch eine extrem rasche Zu- oder Abnahme der Treibhausgas-Konzentration würde beispielsweise unter die erste Kategorie fallen, während für Impakt-Katastrophen oder eine plattentektonisch bedingte Absenkung des Meeresspiegels die zweite Gruppe reserviert ist.[65] Zusätzlich sind bei jedem Aussterbe-Ereignis die in der Vergangenheit herrschenden Umweltbedingungen von Bedeutung. So wie jede erdgeschichtliche Epoche ihre eigene biologische und klimatische Signatur besitzt, unterscheiden sich auch die verschiedenen Evolutionskrisen im Hinblick auf Ursachen, Dauer und Folgen.

Umfassende Analysen bekannter Massenaussterben führten in letzter Zeit zu einem vertieften Verständnis der Mechanismen und Zusammenhänge dieser Ereignisse. Die Fachliteratur zu diesem Themenbereich hat sich seit den 1980er Jahren annähernd verzehnfacht und berücksichtigt zunehmend interdisziplinäre Forschungen.[66] Daraus resultierte die Erkenntnis, dass Massenaussterben nicht zwangsläufig an langfristige geologische Prozesse gekoppelt sein müssen, sondern häufig einen katastrophischen und zeitlich eng begrenzten Verlauf nehmen.

Kambrium[Bearbeiten]

Ozeanisches Leben im Kambrium (Diorama im Museum Mensch und Natur, München)

Vor 541 Millionen Jahren begann mit dem geologischen System des Kambrium das Paläozoikum (Erdaltertum). Während der unmittelbar darauf stattfindenden Kambrischen Explosion entwickelten sich innerhalb von nur 5 bis 10 Millionen Jahren die damaligen Vertreter fast aller heute existierenden Tierstämme inklusive ihrer seitdem nicht mehr veränderten morphologischen Baupläne.

Die rasche Zunahme der Biodiversität als Folge der Kambrischen Explosion führte gleichzeitig zu einem Anstieg des so genannten Hintergrundaussterbens, das als permanente Begleiterscheinung der biologischen Evolution in der ersten Hälfte des Paläozoikums ein relativ hohes Niveau erreichte. Eine Abgrenzung zwischen dem natürlichen Artenaustausch und „echten“ Aussterbe-Ereignissen ist daher schwierig, zumal einige kambrische Schichten im Hinblick auf die fossile Überlieferung nur spärliches Material enthalten. Für das Kambrium werden zwei große und mehrere kleine Aussterbewellen angenommen, über deren Dauer und Intensität wenig bekannt ist. Ein kambrisches Massenaussterben vor 510 Millionen Jahren konnte jedoch vor kurzem rekonstruiert werden, wobei offenbar vulkanische Aktivitäten sowie die Bildung anoxischer Zonen in den Ozeanen eine mitentscheidende Rolle spielten.[32]

Unter paläoklimatischen Gesichtspunkten war das Kambrium eine Periode mit erhöhtem Vulkanismus, mit Durchschnittstemperaturen um 20 °C sowie einer atmosphärischen CO2-Konzentration von über 5000 ppm. Diese Faktoren beeinflussten nachhaltig die chemische Beschaffenheit des Meerwassers, sodass die ozeanischen Lebensgemeinschaften durch Sauerstoffverknappung, Schwefeldioxid-Eintrag und das Absacken des ph-Werts häufig an ihre biologischen Grenzen gelangten.[67]

Ordovizium[Bearbeiten]

Die Anden-Sahara-Eiszeit begann vor rund 460 Millionen Jahren im Oberen Ordovizium, erreichte ihren Höhepunkt auf der letzten ordovizischen Stufe des Hirnantiums und endete im Silur vor 430 Millionen Jahren. Anhand eiszeitlicher Ablagerungen kann die Bewegung des Großkontinents Gondwana über den Südpol in chronologischer Abfolge rekonstruiert werden. Der Kernbereich der Vereisung lag vor 450 bis 440 Millionen Jahren in der heutigen Sahara, wanderte dann westwärts in Richtung Südamerika (Brasilien und unteres Amazonasgebiet) und weitete sich vor 430 Millionen Jahren auf die Region der damals noch nicht existierenden Andenkette aus.

Eine Besonderheit der Anden-Sahara-Eiszeit besteht darin, dass ungeachtet eines CO2-Levels von anfangs 4000 ppm eine langfristige globale Abkühlung einsetzte. Als Erklärungen werden die Kontinentalbedeckung der Antarktis, ein verstärkter Verwitterungseffekt durch das Erscheinen der ersten Landpflanzen sowie eine möglicherweise größere Schwankungsbreite der Erdachse angeführt. Daneben muss vor allem die im Vergleich zur Gegenwart geringere Sonneneinstrahlung berücksichtigt werden, die bei ungefähr 1310 W/m2 lag (Solarkonstante im Holozän 1367 W/m2).[68]

Auf dem Höhepunkt der Vereisungsphase ereignete sich vor 443 Millionen Jahren eines der folgenschwersten Massenaussterben der Erdgeschichte. Die Schätzungen zur Aussterberate der davon betroffenen Arten schwanken erheblich und belaufen sich auf bis zu 85 Prozent. Als Grund wird zumeist eine Kombination verschiedener Einflüsse wie die allgemeine Abkühlung, eine Senkung des Meeresspiegels sowie ein starker Vulkanismus angegeben.[69] Alternativ wurde verschiedentlich eine extraterrestrische Ursache in Form eines Gammablitzes vorgeschlagen.[70] Zwar stimmt die rasche Dezimierung der die oberen Meereszonen bewohnenden Organismen mit der Strahlungshypothese überein, es fehlen jedoch darüber hinaus weitere faktische Belege.

Devon[Bearbeiten]

Ansicht einer Waldlandschaft im Devon

Kennzeichen des Devon ist eine biologische Doppelkrise: das Kellwasser-Ereignis an der Frasnium-Famennium-Grenze vor 372 Millionen Jahren und an der Schwelle vom Oberdevon zum Karbon 13 Millionen Jahre später das schwächer ausgeprägte Hangenberg-Aussterben. Von den Ereignissen betroffen waren 70 Prozent aller marinen Lebensformen, vor allem die Faunengruppen flacher tropischer Meere. Die Biodiversität des Phytoplanktons nahm so stark ab, dass die ursprüngliche Artenvielfalt erst im Jura wieder erreicht wurde (Phytoplankton-Blackout).[71]

Als Hauptgrund des devonischen Massenaussterbens gilt eine Abkühlung am Ende der Epoche, entweder als einmaliger abrupter Kälteeinbruch oder als kurzzeitiger Wechsel mehrerer Warm- und Kaltphasen. Ein wichtiger Faktor dieses Klimaumschwungs war mit großer Wahrscheinlichkeit die Verringerung des atmosphärischen CO2-Gehalts. Zu Beginn des Devon noch weit jenseits der 1000-ppm-Marke liegend, wurden erhebliche Mengen Kohlenstoff der Atmosphäre entzogen und in der sich allmählich ausbreitenden Waldvegetation gespeichert.

Der karbonische Tropenwald-Kollaps[Bearbeiten]

In populären Darstellungen ist die „Steinkohlenzeit“ des Karbon oft ein Synonym für feuchtheiße Klimata und tropische Urwälder, die ganze Kontinente bedeckten. Dieses Bild entspricht nur teilweise den damaligen Gegebenheiten. Zwar setzte sich die seit dem Devon bestehende Tendenz zur Bildung ausgedehnter Wald- und Sumpflandschaften bis in das Oberkarbon fort, wobei Bärlapppflanzen wie die Schuppenbäume eine Größe von bis zu 40 Metern erreichten. Doch selbst auf dem Höhepunkt der karbonischen Vegetationsausbreitung gab es in den kontinentalen Zentralbereichen große Trockengebiete mit wüstenähnlichem Charakter. Die globale Temperatur betrug zu Beginn des Karbon 20 °C, nahm jedoch über die Dauer der Periode stetig ab und entsprach mit einem Durchschnittswert von 15 °C ungefähr dem heutigen Niveau.[72] Dieser Abwärtstrend steht in engem Zusammenhang mit dem Permokarbonischen Eiszeitalter (Karoo-Eiszeit), das sich im Unterkarbon mit der beginnenden Vergletscherung der innerhalb des südlichen Polarkreises liegenden Landmassen ankündigte.

Parallel zur Kaledonischen Gebirgsbildung hatten sich bereits im Silur die beiden Kontinente Laurentia (Nordamerika) und Baltica (Nordeuropa und Russische Tafel) zum neuen Großkontinent Laurussia zusammengeschlossen, während auf der südlichen Hemisphäre der bis in antarktische Regionen reichende Großkontinent Gondwana dominierte. Im Laufe des Devon rückten Laurussia und Gondwana immer enger zusammen, um sich im Oberkarbon vor 310 Millionen Jahren zum Superkontinent Pangaea zu vereinigen. Damit verbunden war die mit erhöhtem Vulkanismus einhergehende Variszische Gebirgsbildung, doch das dabei freigesetzte Kohlenstoffdioxid wurde durch Verwitterungsprozesse und vor allem durch die Biomasseproduktion der karbonischen Flora der Atmosphäre rasch wieder entzogen. Demzufolge sank die Kohlenstoffdioxid-Konzentration gegen Ende der Epoche erstmals in der Erdgeschichte unter 400 ppm[73] und fiel wenig später im Perm kurzfristig auf 300 ppm.[74] Im Gegensatz dazu stieg der Sauerstoff-Anteil auf den Rekordwert von 35 Prozent. Dies trug wesentlich zum Größenwachstum verschiedener Gliederfüßer wie der Riesenlibelle Meganeura bei, barg jedoch die Gefahr großflächiger Waldbrände.[75]

Hypothetische Darstellung des karbonischen Waldsterbens

Vor 305 Millionen Jahren im Kasimovium kam es zum plötzlichen Zusammenbruch der in Äquatornähe angesiedelten Regenwälder (englisch Carboniferous Rainforest Collaps) und damit zum ersten pflanzlichen Massenaussterben.[76] Die tropischen Wälder wurden innerhalb einer kurzen Zeitspanne bis auf einige Vegetationsinseln dezimiert, und ebenso verschwanden viele Feucht- und Sumpfgebiete.[77] Vom Verlust dieser Lebensräume besonders betroffen waren die Amphibien, von denen die meisten Arten ausstarben.[78]

Im späten Karbon und während der Übergangsphase zum Perm entstanden neue Waldbiotope, die an ein kühleres und trockenes Klima mit jahreszeitlich bedingten Temperaturschwankungen angepasst waren. Ein prägnantes Beispiel für diesen Wandel ist die kälteresistente und laubabwerfende Glossopteris-Flora im südlichen Teil von Gondwana, die sich dort zum vorherrschenden Pflanzentypus entwickelte.

Welche Faktoren an der Umweltkrise im Karbon mitwirkten, ist noch nicht hinreichend geklärt. Relativ sicher scheint zu sein, dass sich verschiedene Rückkopplungen im Erdklimasystem zu einem „Tipping-Point“ kumulierten, bei dessen Erreichen der bis dahin stabile Gleichgewichtszustand schlagartig kippte.

Die Perm-Trias-Krise[Bearbeiten]

Gegen Ende des Perm, an der Grenze zur Trias, ereignete sich ein nach geologischen Begriffen rapider Klimawandel mit gravierenden Auswirkungen auf die Artenvielfalt von Flora[76] und Fauna. Als Hauptursache favorisiert werden heftige vulkanische Aktivitäten mit extrem hohen Ausgasungen im Gebiet des heutigen Sibirien, die mehrere Hunderttausend Jahre andauerten und dabei sieben Millionen km² mit Basalt bedeckten (was etwa 80 % der Fläche Australiens entspricht). Bis zum Beginn der Trias starben 96 % aller Meeresbewohner und 75 % der Landlebewesen aus. Davon betroffen waren – ein bis heute singuläres Ereignis – auch zahlreiche Insektenarten. Somit markiert die Perm-Trias-Grenze das wahrscheinlich umfassendste Massenaussterben der Erdgeschichte.

Aussterbe-Ereignisse bei marinen Lebewesen während des Phanerozoikums mit dem „Peak“ der Perm-Trias-Krise in der Mitte

Die Rekonstruktion der Geschehnisse lässt auf mehrere Erwärmungsphasen schließen. Zuerst erhöhte sich die globale Temperatur durch die zunehmende CO2-Konzentration (2000 ppm) in relativ kurzer Zeit um 5 °C. Der Sibirische Trapp emittierte darüber hinaus Milliarden Tonnen an giftigem Schwefeldioxid, das als Schwefelsäure im Regenwasser gleichermaßen ozeanische und kontinentale Biotope schädigte. Analysen der 18O/16O-Isotope aus dieser Zeit dokumentieren eine rasche Erwärmung der oberen Meeresschichten um mindestens 8 °C. Die Temperaturzunahme führte nicht nur zur Bildung und Ausbreitung sauerstofffreier Zonen, sondern destabilisierte wahrscheinlich auch die Methanhydrat-Lagerstätten der ozeanischen Schelfgebiete, wodurch große Mengen an Methan in die Atmosphäre diffundierten. Der zusätzliche Eintrag an Treibhausgasen führte zu einem CO2-Äquivalentwert von über 3000 ppm sowie in der nächsten Phase zu einem Temperatursprung von nochmals 5 °C. Der Sauerstoffgehalt sank aufgrund der inzwischen stark dezimierten Vegetationsbedeckung bis auf 15 % oder lag zeitweilig noch darunter.[7][79]

Als eine weitere mögliche Ursache für den Zusammenbruch fast aller Ökosysteme wird die Massenvermehrung von bestimmten marinen Einzellern erwogen, die ihre Stoffwechselprodukte in Form von Halogenkohlenwasserstoffen oder Methan an die Atmosphäre abgaben.[80][81] Die Gesamtdauer des Massenaussterbens wurde bis vor kurzem auf 200.000 Jahre geschätzt, aktuellen Forschungsergebnissen zufolge verringert sich dieser Zeitraum nunmehr auf etwa 60.000 Jahre und wurde mithilfe neuer Datierungsmethoden der Untersten Trias vor 252,5 Millionen Jahren zugeordnet.[82] Die aktuelle Datenlage spricht für eine plötzliche Naturkatastrophe und macht allmähliche Umweltveränderungen weniger wahrscheinlich.

Über den oder die Auslöser der Perm-Trias-Krise gibt es derzeit mehrere Hypothesen, darunter auch die Annahme eines großen Meteoriteneinschlags.[83] Im Jahr 2006 wurde anhand von Satellitendaten in der südpolaren Wilkesland-Region eine Schwereanomalie festgestellt. Radarbilder lieferten Hinweise auf die Existenz eines 480 km großen Einschlagkraters tief unter dem antarktischen Eisschild mit einem vermutlichen Alter von 250 Millionen Jahren. Damit wäre der Wilkesland-Krater der größte bekannte Impakt der Erdgeschichte, dessen Zerstörungspotenzial das des Chicxulub-Meteoriten an der Kreide-Tertiär-Grenze erheblich übertroffen hätte. Solange jedoch kein direkter Nachweis erfolgt, zum Beispiel durch geologische Tiefenbohrungen, gilt der Wilkesland-Einschlag vorerst als hypothetisches Ereignis.

Ein weiteres großes Massenaussterben fand vor 201,5 Millionen Jahren an der Trias-Jura-Grenze statt (engl. Triassic-Jurassic Extinction Event). Für dieses Ereignis wird ebenfalls ein Megavulkanismus als primäre Ursache angenommen (Zentralatlantische Magmatische Provinz), mit vergleichbaren klimatischen Auswirkungen wie die Eruptionen des Sibirischen Trapps. Auch in diesem Fall erfolgte das Verschwinden vieler Faunengruppen innerhalb von wenigen 10.000 Jahren.[84]

Ozeanische anoxische Ereignisse[Bearbeiten]

Ein Ozeanisches anoxisches Ereignis (englisch Anoxic Oceanic Event, abgekürzt OAE) beruht auf einem Sauerstoff-Defizit (unter 2 mg/l) in allen Meeresbereichen mit Ausnahme der oberflächennahen Wasserschicht.[85] Nach gegenwärtigem Kenntnisstand traten die letzten OAEs in gemäßigter Form während des Paläozän-Eozän-Temperaturmaximums (PETM) vor mehr als 50 Millionen Jahren auf, sind jedoch relativ häufig im Mesozoikum und sehr wahrscheinlich auch im Paläozoikum mit einer Reihe von Aussterbe-Ereignissen verknüpft.[86] Ein signifikantes anoxisches Ereignis basiert im Normalfall auf mehreren Voraussetzungen:

  • eine atmosphärische Kohlenstoffdioxid-Konzentration von deutlich über 1000 ppm
  • ein weltweit subtropisches bis tropisches Klima und gleichzeitige Erwärmung der Ozeane mit entsprechend reduzierter Sauerstoffbindung (aus dem Oberen Ordovizium ist allerdings ein OAE während einer globalen Abkühlung dokumentiert)
  • eine zum Stillstand gekommene Tiefenwasserzirkulation zwischen den Polarregionen und dem Äquator
  • die Überdüngung der Meere mit festländischen Verwitterungsprodukten aufgrund rasch verlaufender Erosionsprozesse

Zur Zeit gibt es mit stark zunehmender Tendenz einige hundert hypoxische oder anoxische Zonen (englisch oft Dead Zones genannt) mit einer Gesamtausdehnung von rund 250.000 km², wie zum Beispiel die Ostsee, die nördliche Adria oder das Mississippidelta im Golf von Mexiko. Für das kreidezeitliche OAE 2 wird angenommen, dass 5 Prozent der Meere sauerstofffrei waren,[87] wobei im Zuge eines großen Massenaussterbens wie der Perm-Trias-Krise das anoxische Milieu erheblich umfangreicher gewesen sein dürfte.

Ausgeprägte anoxische Ereignisse erstreckten sich zumeist über mehrere hunderttausend Jahre, konnten in Ausnahmefällen jedoch über 2 Millionen Jahre andauern. Regelmäßige Begleiterscheinungen einer Sauerstoffverknappung waren eine das Meerwasser grün färbende Algenblüte sowie die bakterielle Erzeugung von großen Mengen an Schwefelwasserstoff (H2S), dessen Geruch nach faulen Eiern vermutlich weite Küstenbereiche erfasste. Ein Indikator für die Bestimmung anoxischer Ereignisse sind die in einer sauerstofffreien Umgebung entstandenen marinen Schwarzschiefersedimente, die sich aus Faulschlamm am Grund des Ozeans bilden und gehäuft in kreidezeitlichen Ablagerungsschichten vorkommen. Da das Alter der ozeanischen Kruste begrenzt ist, beschränkt sich die Suche nach OAEs vor mehr als 150 bis 200 Millionen Jahren ausschließlich auf das heutige Festland.

Kreide-Tertiär-Grenze[Bearbeiten]

Hauptartikel: Kreide-Tertiär-Grenze
Hauptartikel: Chicxulub-Krater

Im Juni 1980 publizierte das Forschungsteam um den Physiker und Nobelpreisträger Luis Walter Alvarez und dessen Sohn, den Geologen Walter Alvarez, ihre Entdeckung einer Iridium-Anomalie an der Kreide-Tertiär-Grenze.[88] Die sich daraus ergebende Annahme eines großen Meteoriteneinschlags, der zum Aussterben unter anderem der Dinosaurier führte, war der Beginn einer langen Diskussion über das Für und Wider der von Vater und Sohn Alvarez vorgelegten Hypothese.

Auf der Suche nach der möglichen Einschlagstelle des Impaktors fand man 1991 auf der mexikanischen Halbinsel Yucatán einen von jüngeren Sedimenten bedeckten, 180 km großen Krater unterhalb der Ortschaft Chicxulub Puerto. Damit war die Wissenschaftskontroverse um den so genannten Chicxulub-Einschlag jedoch nicht beendet. Auch wenn der Krater hinsichtlich Alter und Größe dem Anforderungsprofil eines „Global Killers“ entsprach, wurden mehrere Gegenhypothesen vorgebracht, darunter jene, dass nicht der Impakt, sondern der magmatische Ausbruch der indischen Dekkan Trapps das Massenaussterben an der KT-Grenze forciert hatte. Zudem schienen Sedimentuntersuchungen zu bestätigen, dass der Chicxulub-Krater 300.000 Jahre vor der eigentlichen KT-Grenzschicht entstanden war.[89]

Diese „Vordatierung“ stieß von Anfang an auf Kritik[90] und wird angesichts der jüngsten Forschungsergebnisse als sehr unwahrscheinlich eingestuft. Die Anwendung verfeinerter Datierungsmethoden und Analysetechniken mit sehr geringen Toleranzbereichen führte zu dem Resultat, dass Impakt-Ereignis und KT-Grenzschicht zeitlich präzise übereinstimmen.[91][92] Auch der dem Einschlag folgende Impaktwinter gilt inzwischen als faktisch gesichert.[93] In der Wissenschaft besteht heute größtenteils Einigkeit darüber, dass am Ende der Kreide die Biodiversität und die Stabilität der Ökosysteme im Schwinden begriffen waren, dass es jedoch dem Chicxulub-Einschlag vorbehalten blieb, den Schlusspunkt für die mesozoische Faunenwelt zu setzen.[94]

Darstellung einer Landschaft der späten Kreide (Maastrichtium)

Somit wird ein Szenario als wahrscheinlich betrachtet, dass ein etwa 10 km großer Meteorit mit einer Geschwindigkeit von 20 bis 40 km/s im Gebiet des heutigen Golf von Mexiko in einem tropischen Flachmeer detonierte.[95] Der Impaktor verdampfte dabei innerhalb einer Sekunde, schleuderte aber durch die Wucht der Explosion, die wahrscheinlich auf dem gesamten Erdball zu vernehmen war, einige tausend Kubikkilometer Carbonat- und Evaporitgestein über weite Strecken als glühende Ejekta bis in die Stratosphäre. Neben den unmittelbaren Auswirkungen des Einschlags wie Megatsunamis, einer überschallschnellen Druckwelle sowie Erdbeben im Bereich der Stärke 11 traten weltweit Flächenbrände auf, deren Ausdehnung und Stärke derzeit noch diskutiert wird.[96][97] Innerhalb weniger Tage verteilte sich in der gesamten Atmosphäre eine große Menge an Ruß und Aerosolen, die das Sonnenlicht über Monate hinweg absorbierten und einen globalen Temperatursturz herbeiführten.

Von der nun folgenden biologischen Krise waren die ozeanischen und festländischen Ökosysteme gleichermaßen betroffen. 75 Prozent der Arten fielen dem Massenaussterben zum Opfer, darunter nicht nur die Saurier, sondern auch die Ammoniten, fast alle kalkschalenbildenden Foraminiferen sowie in hohem Ausmaß die Vögel.[98] Nach einer vermutlich mehrere Jahrzehnte dauernden Kältephase begann eine rasche, zu Hitzestress führende Erwärmung, bedingt durch Milliarden Tonnen Kohlenstoffdioxid, die der Einschlag infolge der Verdampfung ozeanischer Böden freigesetzt hatte. Die Dauer des extremen Treibhhaus-Effekts wird auf rund 50.000 Jahre geschätzt, ehe sich das Klima allmählich stabilisierte.[99]

Das Känozoikum[Bearbeiten]

Päläogen[Bearbeiten]

Ära-
them
System Serie ≈ Alter (mya)
Käno-
zoikum
Quartär Holozän 0,0117–0
Pleistozän 2,588–0,0117
Neogen Pliozän 5,333–2,588
Miozän 23,03–5,333
Paläogen Oligozän 33,9–23,03
Eozän 56–33,9
Paläozän 66–56
tiefer tiefer tiefer älter

Mit dem Känozoikum begann vor 66 Millionen Jahren die Erdneuzeit. Zu Beginn des Paläogens existierte mit den verbundenen Landflächen von Australien, Antarktika und Südamerika noch ein umfangreicher Rest des früheren Großkontinents Gondwana. Dessen endgültiger Zerfall geschah vor 45 Millionen Jahren, als sich Australien von Antarktika löste und Südamerika wenig später diesem Trend folgte. Damit entstand in der südlichen Hemisphäre ein System von Meeresströmungen, das bereits stark dem gegenwärtigen ähnelte.

Das Paläogen mit den drei Serien Paläozän, Eozän und Oligozän ist in mehrfacher Hinsicht von Bedeutung. Zum einen wirken manche der in dieser Zeit begonnenen Entwicklungen bis in die geologische Gegenwart nach, und zum anderen steht eine Reihe der damaligen Ereignisse aufgrund markanter Merkmale im Fokus der Forschung. Klimatologisch ist hierbei das Paläozän/Eozän-Temperaturmaximum von besonderem Interesse, da es ein prägnantes Beispiel für einen abrupten Klimawandel darstellt und deshalb Parallelen zur aktuellen Globalen Erwärmung und deren Folgen aufweisen könnte.

Die nachfolgende Tabelle enthält eine chronologische Darstellung jener Umweltveränderungen, die in relativ dichter Abfolge vor 55 bis 33 Millionen Jahren auftraten.

Bezeichnung Beginn Dauer Auswirkung des Ereignisses
Paläozän/Eozän-Temperaturmaximum (PETM) vor 55,5 Millionen Jahren 200.000 Jahre Extrem hohe und rasche globale Erwärmung einschließlich der Ozeane
Eocene Thermal Maximum 2 (ETM-2) vor 53,7 Millionen Jahren 200.000 Jahre Signifikante globale Erwärmung
Azolla-Ereignis vor 49,0 Millionen Jahren 800.000 Jahre Massenvermehrung des Schwimmfarns Azolla im Arktischen Ozean, Abnahme der atmosphärischen CO2-Konzentration
Chesapeake-Bay-Impakt (Nordamerika) vor 35,5 ±0,3 Millionen Jahren wahrscheinlich kurzzeitige Abkühlung Differierende Angaben zur Kratergröße (40 bis 90 km), Einfluss auf das Klima deshalb ungewiss, Megatsunami
Popigai-Impakt (Sibirien) vor 35,7 (33,7?) Millionen Jahren Eventuell länger andauernde Impaktfolgen Kratergröße 90 bis 100 km, wahrscheinlich Temperatursturz mit Impaktwinter
Eozän-Oligozän-Massensterben (Grande Coupure) vor etwa 33,5 Millionen Jahren Relativ kurzfristiges Ereignis Globale Abkühlung und Aussterbe-Ereignis mit anschließendem Faunenwechsel
  • Paläozän/Eozän-Temperaturmaximum (PETM). Nach der Zäsur des Massenaussterbens an der Kreide-Tertiär-Grenze herrschte im Paläozän zunächst ein trockenes, relativ gemäßigtes Klima, das gegen Ende der Epoche zunehmend tropischer und feuchter wurde. Am Übergang zum Eozän erwärmte sich die Erde in sehr kurzer Zeit um etwa 4 °C in äquatorialen Bereichen und bis zu 10 °C in höheren Breiten. Mehrere Untersuchungen zeigen, dass die Ozeane während des PETM erhebliche Wärmemengen speicherten. Für subpolare Gewässer (westliche sibirische See) wurden 27 °C ermittelt,[100] und Sedimentbohrkerne aus der Küstenregion vor Tansania belegen ein Temperaturmaximum um 40 °C.[101] Dies führte zu einer raschen Versauerung der Meere und zur Entstehung anoxischer Milieus mit nachhaltigen Folgen für die ozeanischen Biotope.[102] Die genaue Ursache des PETM ist nach wie vor unbekannt, wenngleich vielfach vermutet wird, dass freigesetztes Methanhydrat das Ereignis maßgeblich beschleunigt und verstärkt hat. Neuere Studien postulieren eine Kohlenstoff-Injektion in die Atmosphäre von 2000 bis 6000 Gigatonnen und veranschlagen für diesen Prozess nur wenige Jahre.[103]
  • Die Wärmeanomalie des Eocene Thermal Maximum 2 glich in seiner Dauer und Auswirkung dem besser erforschten PETM, könnte jedoch ein etwas geringeres Temperaturniveau als dieses erreicht haben. Aus der Zeit vor 53,6 bis 52,8 Millionen Jahren gibt es Hinweise auf drei weitere und schwächer ausgeprägte Wärmeanomalien, deren wissenschaftliche Untersuchung jedoch erst am Anfang steht. Angaben zur atmosphärischen CO2-Konzentration im Unteren Eozän sind aufgrund der gravierenden und kurzfristigen Klimaschwankungen mit großen Unsicherheiten behaftet, allgemein wird ein Durchschnittswert von über 2000 ppm angenommen.[104]
Großer Algenfarn (Azolla filiculoides)
  • Das Azolla-Ereignis war ein Wendepunkt in der Klimageschichte des Känozoikums und hatte weitreichende Folgen bis in die Gegenwart. Der zur Familie der Schwimmfarngewächse zählende Algenfarn (Azolla) kann große Mengen an Stickstoff und Kohlenstoffdioxid speichern und sich unter günstigen Bedingungen massenhaft vermehren. Dieser Fall trat durch eine Verkettung besonderer Umstände ein, als Azolla vor 49 Millionen Jahren den damaligen Arktischen Ozean auf einer Fläche von 4 Millionen km² „besiedelte“.[105] Da im Eozän das Arktische Meer von anderen ozeanischen Strömungen isoliert war und aufgrund fehlender Durchmischung gewissermaßen zum stehenden Gewässer wurde, könnte sich an seiner Oberfläche durch Regen und den Eintrag der Flüsse eine dünne, aber nährstoffreiche Süßwasserschicht gebildet haben, die ein explosives Wachstum von Azolla ermöglichte.[106] Die schwimmende Vegetationsinsel der Algenfarne existierte mehrere Hunderttausend Jahre lang und bewirkte in dieser Zeit durch die Aufnahme von Kohlenstoffdioxid und dessen Einbindung in Sedimentationsprozesse eine rapide CO2-Reduktion von 2000 ppm auf 650 ppm. Damit begann eine allmähliche globale Abkühlung, die schließlich in das Känozoische Eiszeitalter überging.
  • Der Chesapeake-Bay-Krater an der Ostküste der USA steht stellvertretend für rund ein Dutzend Einschlagkrater mit einem Durchmesser von deutlich über 10 km, die während des Paläogens entstanden sind.[107] Mit Schwerpunkt im Eozän trat in kurzen zeitlichen Abständen eine Serie von Impakt-Ereignissen auf,[108] wobei Meteoritentreffer in den Ozeanen bisher kaum dokumentiert sind und deshalb eine hohe Dunkelziffer aufweisen dürften. Im Gegensatz dazu ist aus dem gesamten Neogen mit dem Ries-Ereignis vor 14,6 Millionen Jahren nur ein größerer Einschlag belegt.[109] Ahnlich wie der Chesapeake-Bay-Einschlag, über dessen Dimensionen noch diskutiert wird,[110] herrscht über ähnliche Impakt-Ereignisse aus dieser Epoche hinsichtlich ihres Einflusses auf Umwelt und Klima weitgehend Unklarheit. In der neueren Fachliteratur wird diese Problematik mithilfe von umfangreichem Datenmaterial zunehmend detaillierter erörtert.[111] So könnte nach einer kürzlich publizierten Hypothese die Kollision eines Kometen mit der Erde das Paläozän/Eozän-Temperaturmaximum ausgelöst haben.[103]
  • Der Popigai-Einschlag im nördlichen Sibirien hinterließ einen 90 bis 100 km großen Krater und ist nach dem Chicxulub-Impakt und zusammen mit dem Manicouagan-Ereignis aus der Trias die zweitgrößte Impaktkatastrophe der letzten 500 Millionen Jahre.[112] Je nach Struktur und Zusammensetzung des Meteoriten soll dessen Größe 5 bis 8 km betragen haben. Das Alter des Kraters wurde bisher mit 35,7 Millionen Jahre angegeben, eine neuere Datierung nennt 33,7 Millionen Jahre als wahrscheinlichsten Wert.[113] Danach würde der Popigai-Einschlag mit dem Artensterben des Grande Coupure an der Grenze zwischen Eozän und Oligozän (englisch Eocene-Oligocene Extinction Event) zeitlich übereinstimmen.[114] Neben der plötzlichen Auslöschung von 60 Prozent der europäischen Säugetiergattungen könnte auch die abrupte Abkühlung der Ozeane vor etwa 34 Millionen Jahren mit einem oder mehreren Impakten in Verbindung stehen. Diese Möglichkeit wird von anderen Studien jedoch abgelehnt und als gering bewertet.[115]

Neogen und Quartär[Bearbeiten]

Hauptartikel: Eiszeitalter
Temperaturverlauf während der letzten 540 Millionen Jahre (Kambrium bis geologische Gegenwart)

Der mit dem Azolla-Ereignis beginnende Umschwung von warm- in kaltzeitliche Klimata (international häufig als „transition from greenhouse to icehouse conditions“ charakterisiert) führte am Beginn des Oligozäns vor etwa 33 Millionen Jahren zu ersten Vereisungen in der Antarktis. In dieser Zeit begann die Ausbreitung der an aride Bedingungen angepassten C4-Pflanzen (vor allem Gräser), die für die Photosynthese zudem erheblich weniger Kohlenstoffdioxid benötigen als C3-Pflanzen. Der globale Abkühlungstrend, gekoppelt mit einer allmählichen Reduzierung der CO2-Konzentration, verlief jedoch nicht linear, sondern wurde zuerst von einer Erwärmungsphase im späten Oligozän und anschließend von einem Klimaoptimum im Miozän vor 19 bis 15 Millionen Jahren unterbrochen.[116] Auf dem Höhepunkt des miozänen Klimaoptimums stieg der CO2-Gehalt von 350 ppm am Beginn des Miozäns kurzzeitig auf 500 ppm,[117] (nach anderen Quellen auf über 600 ppm),[118] und die Jahresdurchschnittstemperatur für Mitteleuropa erhöhte sich auf 22 °C. Im Zuge der weltweiten Erwärmung wurden die Wald-Habitate zurückgedrängt, und an ihre Stelle traten Steppen- und Graslandschaften. Gleichzeitig verloren die damaligen Antarktisgletscher einen Großteil ihrer Masse oder schmolzen ganz ab. Unter dem Einfluss starker Erosions- und Verwitterungsprozesse sank die CO2-Konzentration gegen Ende des Optimums wieder unter 400 ppm, und mit einer abrupten Temperaturabsenkung von 7 °C begann eine kühlere Klimaphase mit einer erneuten Zunahme des Antarktischen Eisschilds. Das Miozän gilt als „Modellfall“ für das Verständnis rascher Klimawandel-Ereignisse sowie für das langfristige Zusammenwirken von Silikatverwitterung, Erosion, Kohlenstoffbindung und atmosphärischem CO2.[117]

Das Neogen und seine wechselhafte Klimageschichte entwickelte sich außerdem zum Forschungsfeld für die Bestimmung der Klimasensitivität. Dabei geht es um die wissenschaftlich und klimapolitisch relevante Fragestellung, wie hoch die globale Erwärmung bei einer Verdoppelung des vorindustriellen CO2-Werts von 280 ppm auf 560 ppm ausfallen würde. Labortechnische Messungen unter Ausschluss aller äußeren Faktoren ergaben eine Temperaturzunahme von 1,2 °C, bei Einbeziehung von schnell wirkenden Rückkopplungen (zum Beispiel Wasserdampf-, Eis-Albedo- und Aerosol-Rückkopplung) ist derzeit eine Klimasensitivität von 3 °C am wahrscheinlichsten.[119] Darüber hinaus wird anhand von verschiedenen Klimazuständen versucht, die Klimasensitivität unter Berücksichtigung sämtlicher kurz- und langfristigen Rückkopplungsmechanismen über die Dauer erdgeschichtlicher Zeiträume zu bestimmen. Danach liegt die so genannte Erdsystem-Klimasensitivität im Bereich von 4 bis 6 °C,[120] wobei manche Studien zu deutlich höheren Resultaten kommen.[121]

Im Frühen und Mittleren Pliozän lag die globale Temperatur ungefähr 2,5 bis 4 °C über dem vorindustriellen Niveau, und die CO2-Konzentration fluktuierte im selben Zeitraum zwischen 365 und 415 ppm.[121] Ein geologisch bedeutendes Ereignis mit lokalen klimatischen Auswirkungen war das mehrmalige Austrocknen des Mittelmeers und dessen zeitweilige Umwandlung in eine Salzwüste (Messinische Salinitätskrise) an der Grenze zwischen Miozän und Pliozän vor 6 bis 5 Millionen Jahren.[122]

Die gegenwärtige Thermohaline Zirkulation (ohne antarktischen Zirkumpolarstrom)

Weitreichende globale Folgen hatte hingegen die Entstehung der Landenge von Panama, als die Pazifische Platte mit der Karibischen Platte kollidierte, wodurch die Verbindung zwischen Pazifischem Ozean und Atlantik unterbrochen wurde. Es wird angenommen, dass sich der Wasseraustausch zwischen den beiden Weltmeeren vor 4,6 Millionen Jahren erstmals signifikant verminderte und vor 2,7 Millionen Jahren mit der vollständigen Schließung der Landenge endgültig zum Erliegen kam. Daraus resultierte die Entstehung des Golfstroms, der fortan Meerwasser aus tropischen Breiten nach Norden transportierte, wodurch sich in der Arktis die Luftfeuchtigkeit und damit das Niederschlagspotenzial erhöhte. Die anfängliche Erwärmung der nordatlantischen Regionen ging jedoch rasch in den Klimazustand der Quartären Eiszeit über, als sich der Neigungswinkel der Erdachse einem neuen Minimum näherte. Mit der Tendenz zu schneereichen Wintern und kühleren Sommermonaten auf der Nordhemisphäre begann eine selbstverstärkende Kältephase, die das globale Klima über 2,7 Millionen Jahre bis in das Holozän prägte[123][124]

Fennoskandischer Eisschild und alpine Vergletscherung während der Weichsel- beziehungsweise Würm-Kaltzeit

Aufgrund ihrer jungen und sehr umfangreichen Ablagerungen ist die Quartäre Eiszeit seit weit über hundert Jahren die am intensivsten erforschte Epoche der Erdgeschichte, mit einer Fülle von geologischen, paläontologischen und klimatischen Belegen.

Die Klimazukunft der Erde[Bearbeiten]

Mögliche Dauer der anthropogenen globalen Erwärmung[Bearbeiten]

Die geologische Gegenwart des Holozäns als jüngster Abschnitt der Erdgeschichte begann nach dem Ende der Quartären Eiszeit vor 11.700 Jahren. Dieser Zeitraum umfasst alle bekannten Hochkulturen sowie die gesamte historisch belegte Menschheitsgeschichte einschließlich der modernen Zivilisation. Während des Holozäns herrschte ein durchgehend stabiles Globalklima mit einem Temperaturkorridor von maximal ±1 °C.[125] Das Ausbleiben von geophysikalischen, biologischen und klimatischen Krisen wird als Garant dafür betrachtet, dass abgesehen von lokal begrenzten Einschnitten eine relativ gleichmäßige kulturelle und technologische Entwicklung der menschlichen Gesellschaften stattfinden konnte.

Sedimentbohrkerne aus der Tiefsee belegen ein holozänes Klimaoptimum vor etwa 8000 bis 7000 Jahren, dessen Temperaturwerte erst gegen Ende des 20. Jahrhunderts wieder erreicht wurden. Durch die Abnahme der Sonneneinstrahlung in nördlichen Breiten während des Sommermaximums fand seitdem ein leichter Temperaturrückgang von 0,1 °C pro Jahrtausend statt.[125] Dieser Abkühlungstrend, gekoppelt an die Periodizität der Milanković-Zyklen, würde normalerweise dazu führen, dass auf das Interglazial des Holozäns in rund 30.0000 Jahren eine neue Kaltzeit folgt. Ob dieses Ereignis wie prognostiziert eintritt, hängt unter anderem von der künftigen klimatischen Entwicklung in Verbindung mit der Freisetzung anthropogener und natürlicher Treibhausgase ab, wobei neben der Zunahme von CO2 auch eine wachsende Ausgasung von Methan aus ozeanischen Methanhydratlagern beobachtet wird.[126] Nach den Emissions-Szenarien 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 erhöhen.[127] Während eine Erwärmung von gegenwärtig 0,8 °C auf 2 °C im Hinblick auf ökonomische, soziologische und ökologische Folgen als einigermaßen beherrschbar gilt, würde eine Entwicklung über den 2-°C-Grenzwert hinaus die Risiken durch Faktoren wie Kippelemente mit kurzfristig auftretenden Rückkopplungseffekten in unkontrollierbarer Weise anwachsen lassen.[128][129]

Selbst ein vergleichsweise moderater Temperaturanstieg wäre nach den Worten des Klimatologen Stefan Rahmstorf im Kontext der letzten 11.000 Jahre ein außergewöhnliches Ereignis: „Wir sind dabei, uns weit aus dem Holozän herauszukatapultieren.“[130] Die Tatsache des gegenwärtigen Klimawandels in Verbund mit anderen Faktoren wie Artensterben, Versauerung der Ozeane oder Reduzierung natürlicher Biotope führte zum Entwurf des Anthropozäns (altgriechisch: Das menschengemachte Neue), das nach den Vorstellungen britischer Geologen als jüngste Epoche in das chronostratigraphische System der Erdgeschichte implementiert werden sollte.[131] Der Beginn des Anthropozäns würde demzufolge mit den Anfängen der Industrialisierung um das Jahr 1800 korrespondieren.[132] Die Entscheidung über den künftigen Status des Anthropozäns liegt bei der International Commission on Stratigraphy (ICS), in deren Working Group on the ’Anthropocene’ die verschiedenen Aspekte des Vorschlags derzeit eingehend geprüft werden.[133]

Unabhängig von der offiziellen Anerkennung des Anthropozäns wird die gegenwärtige globale Erwärmung selbst bei einer spürbaren Reduzierung der Treibhausgas-Emissionen nach Ansicht vieler Wissenschaftler das Klimasystem über Jahrtausende hinweg beeinflussen.[134][135] Einige Studien gehen noch einen Schritt weiter und postulieren unter Einbeziehung der Erdsystem-Klimasensitivität eine sich selbst verstärkende Erwärmungsphase mit einer Dauer ähnlich dem Paläozän/Eozän-Temperaturmaximum.[136] Eine lang anhaltende Warmzeit im Bereich von 100.000 Jahren, wie sie in verschiedenen Szenarien skizziert wird, würde das Bild das Erde gravierend verändern, vor allem durch die Verschiebung der Klima- und Vegetationszonen und das weitgehende Abschmelzen des antarktischen und grönländischen Eisschildes mit entsprechendem Anstieg des Meeresspiegels um mehrere Dutzend Meter.

Die fernere Zukunft[Bearbeiten]

Prognosen über die Klimaentwicklung der Erde für die nächsten Millionen Jahre sind als spekulativ zu betrachten, da die daran beteiligten Wirkmechanismen nur eine grobe Abschätzung erlauben. Prinzipiell spricht jedoch nichts dagegen, dass das Känozoische Eiszeitalter von einer Warmzeit mit eisfreien Polregionen und tropischer Vegetation abgelöst wird, wie dies zum Beispiel im Eozän vor 50 Millionen Jahren der Fall war. Dabei spielt die künftige Lage der Kontinentalplatten eine mitentscheidende Rolle. Auf der Basis des gegenwärtigen plattentektonischen Zyklus würde sich im Verlauf von 50 bis 200 Millionen Jahren die folgende Festlandsverteilung ergeben:[137]

  • Afrika: Die östlich des Großen Afrikanischen Grabenbruchs gelegene Somaliaplatte dürfte sich bereits in wenigen Millionen Jahren von Afrika abspalten und ostwärts in Richtung Indien wandern. Der übrige Kontinent wird sich weiter nach Norden bewegen und mit der Eurasischen Platte zu einem Großkontinent verschmelzen, der allmählich nach Nordosten driftet. Anstelle des verdrängten Mittelmeers entsteht dann an der Nahtstelle der beiden Kontinentalplatten ein neues Hochgebirge mit wesentlich größeren Ausmaßen als die Alpen.
  • Antarktika: Nachdem der Kontinent seit dem späten Mesozoikum stets in unmittelbarer Nähe der Südpolregion positioniert war, wird er sich künftig nach Norden bewegen und in geschätzten 150 bis 200 Millionen Jahren den Äquator erreichen. Ähnliches gilt für Australien, das sich relativ zügig weiter nordwärts verlagert und bereits in etwa 80 Millionen Jahren mit Japan kollidieren könnte.
  • Nordamerika und Südamerika: Die beiden Kontinente werden sich voraussichtlich an ihrer schmalsten Stelle wieder trennen, wobei Nordamerika (ohne das inzwischen abgelöste Niederkalifornien, aber zusammen mit Grönland und Neufundland) sich zuerst westwärts dreht und dann, in mehr als 100 Millionen Jahren, weiter nach Süden driftet. Ungefähr zur selben Zeit wird Grönland eine Lage zwischen 20° und 30° südlicher Breite einnehmen. Unterdessen dehnt sich der Atlantische Ozean entlang der Spreizungszone des Mittelatlantischen Rückens weiter aus, während der Pazifik im gleichen Maße schrumpft.

Nach dieser Projektion werden in absehbarer Zeit keine Landmassen in den Polargebieten liegen, demzufolge wird künftigen Vereisungsphasen nur eine geringe Wahrscheinlichkeit eingeräumt. Da die Sonneneinstrahlung sukzessive weiter ansteigt, wird die Solarkonstante in 200 bis 250 Millionen Jahren die Schwelle von 1400 W/m2 überschreiten. Die meisten Szenarien rechnen damit, dass sich die plattentektonischen Prozesse in etwa 500 Millionen Jahren durch die allmähliche Erkaltung des Erdinneren verlangsamen und abschwächen. Somit dürfte ein signifikantes Ungleichgewicht zwischen erosionsbedingter Kohlenstoffbindung und CO2-Ausgasung entstehen. Der Atmosphäre wird mehr CO2 entzogen als neu hinzukommt, und im Zuge dieser Entwicklung wird das Kohlenstoffdioxid auf eine für C3-Pflanzen existenzbedrohende Konzentration von unter 150 ppm sinken.[138] Hingegen dauert es mehr als eine Milliarde Jahre, bis für C4-Pflanzen die Untergrenze von 10 ppm erreicht ist, doch zu diesem Zeitpunkt wird es mit ziemlicher Sicherheit keine Biosphäre in der heutigen Form mehr geben.[139]

Der Lebenszyklus der Sonne

Auf die Frage, über welchen Zeitraum atmosphärisches CO2 verfügbar sein wird, geben die verschiedenen Studien stark abweichende Antworten. Rascher und nachhaltiger als der versiegende Kohlenstoffzyklus wird die solare Einstrahlung ihre Wirkung entfalten. In 800 bis 900 Millionen Jahren wird sie die Atmosphäre so extrem erwärmen, dass die meisten Ökosysteme zwangsläufig kollabieren werden. Höher organisiertes Leben ist ab diesem Zeitpunkt auf der Erdoberfläche kaum mehr möglich. Eventuelle Anpassungsstrategien der betroffenen Organismen dürften vermutlich nutzlos sein, da der hohe Verdunstungsfaktor der Meere mit entsprechender Wasserdampf-Rückkopplung einen galoppierenden Treibhauseffekt hervorrufen wird. In einer Milliarde Jahre könnte die Erde zu einer Welt der Bakterien werden, die in geschützten Bereichen wie zum Beispiel in tieferen Meeresschichten noch eine Weile überdauern. Doch die Ozeane sind auf längere Sicht ebenfalls ein gefährdetes Habitat. Mit der vollständigen Verdunstung des Oberflächenwassers bleibt dem Leben, das wahrscheinlich nur noch aus Prokaryoten besteht, als letzte Rückzugsmöglichkeit das Innere der Lithosphäre.

Im weiteren Verlauf ihrer Entwicklung zum Roten Riesenstern wird die Sonne große Teile der Erdkruste zum Schmelzen bringen und in Magmaseen verwandeln. Damit endet die biologisch und klimatisch relevante Naturgeschichte des Planeten in ähnlicher Form, wie sie begonnen hat: mit der Erde als glühender, steriler Himmelskörper, umgeben von einem Mantel heißer Gase.

Siehe auch[Bearbeiten]

Literatur[Bearbeiten]

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Weblinks[Bearbeiten]

Einzelnachweise[Bearbeiten]

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