Klimawandel

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Dieser Artikel befasst sich überwiegend mit einer Darstellung der natürlichen Klimafaktoren in zeitlichem Bezug zur Erdgeschichte.
Zum menschlichen Einfluss auf das Klimasystem seit Beginn der Industrialisierung siehe Globale Erwärmung, zu den Konsequenzen siehe Folgen der globalen Erwärmung; zur politischen Auseinandersetzung über das Thema siehe Kontroverse um die globale Erwärmung.

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

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

Ein Klimawandel auf globaler Ebene beruht im Wesentlichen auf einer Veränderung des Strahlungsantriebs, der das Erdklimasystem aus einem stabilen thermisch-radiativen Gleichgewicht in ein neues Gleichgewicht überführt. Der Strahlungsantrieb resultiert aus den atmosphärischen Konzentrationen von Treibhausgasen wie Kohlenstoffdioxid (CO2), Methan (CH4) und Wasserdampf (H2O), aus der variierenden Sonneneinstrahlung auf Grund der Milanković-Zyklen sowie aus dem Rückstrahlvermögen (Albedo) der Erdoberfläche einschließlich der Ozeane. Der Klimazustand während der letzten Jahrhunderttausende war der eines Eiszeitalters und wurde zu einem großen Teil von den Milanković-Zyklen gesteuert, die die Sonneneinstrahlung in Zeiträumen von Jahrtausenden veränderten und so den Wechsel zwischen Kalt- und Warmphasen bewirkten.[7] Unter Berücksichtigung der oben genannten Faktoren konnten zum Beispiel 11 Interglaziale (Zwischeneiszeiten) während der letzten 800.000 Jahre detailliert beschrieben und charakterisiert werden.[8]

Eine spezielle Form des Klimawandels sind Abrupte Klimawechsel. Sie wurden in der Erdgeschichte durch Asteroiden, Vulkanausbrüche, kurzfristig auftretende Treibhausgas-Emissionen oder durch rasch ablaufende Rückkopplungsprozesse im Klimasystem ausgelöst, oft in Verbindung mit biologischen Krisen beziehungsweise Massenaussterben.

Temperaturveränderungen der letzten 12.000 Jahre
Temperaturänderungen der letzten 2000 Jahre

Ursachen für natürliche Klimaveränderungen

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

Die Sonne

Von jenen 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 Grundlage 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 deren Stärke im Verlauf eines Jahres zwischen 1325 W/m2 und 1420 W/m2. Jedoch ist das Maß der Sonnenstrahlung an der Erdoberfläche wesentlich geringer als außerhalb der Atmosphäre. So beläuft sich die Einstrahlung der sommerlichen Mittagssonne in Zentraleuropa bei klarem Himmel auf etwa 700 W/m2, im Winter hingegen nur auf 247 W/m2.

Die Bezeichnung Solarkonstante ist etwas irreführend, da diese – wenngleich innerhalb enger Grenzen – zyklischen Schwankungen unterliegt (etwa 0,1 Prozent sowohl im sichtbaren Bereich als auch in der Gesamtstrahlung) und ursächlich an die Maxima- und Minimaperioden der Sonnenflecken und damit an die unterschiedlichen Aktivitätsperioden der Sonne gekoppelt sind.[9]

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

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

  • der Suess- oder de-Vries-Zyklus (180–210 Jahre),
  • ein 1470-Jahres-Zyklus, der eventuell mit den Dansgaard-Oeschger-Ereignissen der letzten Eiszeit korreliert,[10]
  • der Hallstatt- oder Bray-Zyklus (2400 ± 200 Jahre), möglicherweise die Auswirkung einer alle 2318 Jahre stattfindenden Konstellation der großen Planeten (Gasriesen) im Sonnensystem.[11]

Allerdings kann die Sonne auch jahrzehntelang eine verringerte Aktivität verzeichnen und gewissermaßen in einer „Stillstandsphase“ verharren. Der englische Astronom Edward Maunder untersuchte 1890 die historisch dokumentierte Anzahl der Sonnenflecken und fand eine Pause in den 11-Jahres-Zyklen zwischen 1645 und 1720 (Maunderminimum), die ungefähr in der Mitte der sogenannten „Kleinen Eiszeit“ lag. Jedoch waren kühlere Klimaabschnitte in historischer Zeit (ebenso Wärmeperioden wie die Mittelalterliche Warmzeit) regional und zeitlich uneinheitlich verteilt und traten global nur selten und lediglich für wenige Jahrzehnte auf.[12] Entsprechend beschränkte sich die Kernphase der Kleinen Eiszeit – vom Ende des 16. bis etwa zur Mitte des 19. Jahrhunderts – sehr wahrscheinlich in unterschiedlich starker Ausprägung auf die Nordhemisphäre.[13] Dies relativiert den Einfluss der Sonne insofern, da neben den Schwankungen der solaren Einstrahlung auch Faktoren wie vulkanische Aktivitäten, Änderungen der atmosphärischen Zirkulationsmuster sowie der Nordatlantischen Oszillation zu berücksichtigen sind.

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

Die seit 1978 mit Satelliten gemessenen Änderungen der Solarkonstante und Sonnenaktivität sind zu gering, um als Erklärung für die Temperaturentwicklung der letzten Jahrzehnte in Frage zu kommen[15][16][17] Alle Datensätze deuten darauf hin, dass sich seit Mitte des 20. Jahrhunderts die globale Temperaturentwicklung weitgehend von der Sonnenaktivität abgekoppelt hat.[18] Demnach beträgt der zusätzliche Strahlungsantrieb durch die Sonne seit Beginn der Industrialisierung etwa 0,12 W/m2, während die anthropogenen Treibhausgase mit steigender Tendenz derzeit etwa 2,65 W/m2 zur Erwärmung beisteuern.[19]

Auf der gesamten Zeitskala der Erd- und Klimageschichte hat die Entwicklung der Sonne als Hauptreihenstern im Hertzsprung-Russell-Diagramm primäre Bedeutung. Nach einer relativ kurzen Phase als Protostern begann sie vor 4,6 Milliarden Jahren mit der Energieproduktion durch den Prozess der Kernfusion, bei dem der im Sonnenkern eingelagerte Vorrat an Wasserstoff durch die Proton-Proton-Reaktion allmählich in Helium umgewandelt wird. Dieses Stadium dauert rund 11 Milliarden Jahre, wobei in diesem Zeitraum die Leuchtkraft und der Radius der Sonne konstant zunehmen werden beziehungsweise bereits deutlich zugenommen haben. Das bedeutet, dass die Sonne am Beginn ihrer Existenz (und gleichzeitig am Beginn der Erdgeschichte) nur 70 Prozent der gegenwärtigen Strahlungsleistung aufwies und dass sich diese Strahlung kontinuierlich alle 150 Millionen Jahre um etwa 1 Prozent bis auf den heutigen Wert erhöhte. Dieses sogenannte Paradoxon der schwachen jungen Sonne (englisch Faint Young Sun Paradox) verkörpert nicht nur einen elementaren Klimafaktor über Jahrmilliarden, sondern führt auch zu grundlegenden Fragen zur Entstehung und zur Kontinuität des irdischen Lebens, die aktuell auf breiter Basis interdisziplinär diskutiert werden, vor allem im Hinblick auf die Atmosphärenchemie.[20]

Variabilität der Erdbahnparameter (Milanković-Zyklen)

Hauptartikel: Milanković-Zyklen

Die Erdbahn um die Sonne, die Präzession der Erdrotationsachse sowie die Neigung der Erdachse und damit die wechselnden Einfallswinkel der Sonneneinstrahlung auf der Nord- und Südhemisphäre unterliegen verschiedenen Zyklen mit einer Dauer von 25.800 bis etwa 100.000 beziehungsweise 400.000 Jahren. Sie wurden zuerst von dem serbischen Astrophysiker und Mathematiker Milutin Milanković (1879–1958) untersucht und berechnet. Die durch die Milanković-Zyklen verursachten Schwankungen der Insolation auf die Erdoberfläche fallen relativ geringfügig aus, fungieren jedoch im Klimasystem als „Impulsgeber“ und gelten als Hauptursache für den Wechsel der Warm- und Kaltphasen innerhalb eines Eiszeitalters.[7]

Obwohl der Prozess einer sich allmählich verändernden Insolation erhebliche Zeiträume beansprucht, kann er über Jahrtausende messtechnisch nachgewiesen werden. So belegen Sedimentbohrkerne aus der Tiefsee ein holozänes Klimaoptimum vor etwa 8000 bis 6000 Jahren, dessen Temperaturwerte auf globaler Basis erst gegen Ende des 20. Jahrhunderts wieder erreicht wurden. Durch die Abnahme der Sonneneinstrahlung in nördlichen Breiten während des Sommermaximums, gekoppelt an die Periodizität der Milanković-Zyklen, fand seitdem ein leichter Temperaturrückgang von durchschnittlich 0,1 bis 0,15 °C pro Jahrtausend statt.[21] Dieser Abkühlungstrend würde normalerweise dazu führen, dass auf das Interglazial des Holozäns in 30.000 bis 50.000 Jahren eine neue Kaltzeit folgt. Ob dieses Ereignis wie prognostiziert eintritt oder ob die gegenwärtige Warmzeit von längerer Dauer sein wird, hängt zum größten Teil davon ab, in welchem Umfang anthropogene und natürliche Treibhausgase zukünftig in die Atmosphäre gelangen.[22] Die periodischen Veränderungen der Erdbahnparameter sind als stabile Einflussgröße über einen Zeitraum von 500 Millionen Jahren im gesamten Phanerozoikum nachweisbar, selbst in den vorwiegend tropisch geprägten Klimata der Kreidezeit.[23]

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

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

1 Nächstes Minimum der Exzentrizität mit 0,0023 in etwa 27.500 Jahren, absolutes Minimum mit 0,0006 in über 400.000 Jahren

Treibhausgase, Kohlenstoffdioxid

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

Gegenwärtig sind mehr als 20 Treibhausgase natürlichen und anthropogenen Ursprungs in der irdischen Atmosphäre nachweisbar, darunter hochwirksame Klimagase wie Distickstoffmonoxid (Lachgas), Schwefelhexafluorid und Carbonylsulfid. Obwohl im Hinblick auf prägnante Klimawandel-Ereignisse der Vergangenheit neben dem Wasserdampf nahezu ausschließlich Kohlenstoffdioxid und Methan eine primäre Rolle spielten, ist die Bedeutung der übrigen Treibhausgase durchaus relevant, da sie gegenwärtig in ihrer Gesamtwirkung fast dasselbe Treibhauspotential wie das Kohlenstoffdioxid aufweisen.[24]

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

Das wichtigste und seinem Einfluss nach stärkste Treibhausgas ist der Wasserdampf, dessen Anteil am natürlichen Treibhauseffekt zwischen 36 und 70 Prozent schwankt.[25] Da der atmosphärische Wasserdampfgehalt in starkem Maße von der Lufttemperatur abhängt, nimmt seine Konzentration bei niedrigeren Durchschnittstemperaturen ab und steigt während einer Erwärmungsphase an (Wasserdampf-Rückkopplung).

Die atmosphärische Konzentration von Kohlenstoffdioxid wird üblicherweise in ppm (= Teile pro Million) angegeben, die von Methan in ppb (= Teile pro Milliarde). Bedingt durch menschliche Einflussnahme hat sich seit Beginn des Industriezeitalters der Gehalt an Kohlenstoffdioxid auf über 400 ppm erhöht (vorher 280 ppm) und der von Methan auf 1800 ppb (vorher 800 ppb). Dies sind die höchsten Konzentrationen seit mindestens 800.000 Jahren.[26] Mit hoher Wahrscheinlichkeit traten jedoch auch während der letzten 14 Millionen Jahre (seit dem Klimaoptimum des Mittleren Miozäns) keine signifikant höheren CO2-Werte als im bisherigen 21. Jahrhundert auf.[27] Dennoch gab es erdgeschichtliche Epochen mit erheblich größeren CO2-Anteilen, wie im Kambrium vor rund 500 Millionen Jahren, als die Kohlenstoffdioxid-Konzentration im Bereich von 5000 bis 6000 ppm lag. Rückschlüsse zur Gegenwart sind allerdings problematisch, da die damaligen Bedingungen (unter anderem die im Vergleich zu heute um 5 Prozent verminderte Sonneneinstrahlung, das komplette Fehlen von Landpflanzen und damit verbunden ein veränderter organischer Kohlenstoffzyklus) in keiner Weise auf das Holozän übertragbar sind.

Nicht immer waren Kohlenstoffdioxid und/oder Methan die Hauptfaktoren eines Klimawandels. Manchmal fungierten sie in der Erdgeschichte als „Rückkopplungsglieder“, die begonnene Entwicklungen je nach geophysikalischer Konstellation verstärkten, beschleunigten oder abschwächten.[28] In diesem Zusammenhang sind neben den Erdbahnparametern auch Feedbacks wie die Eis-Albedo-Rückkopplung, die Vegetationsbedeckung, Verwitterungsprozesse und die Variabilität des Wasserdampfgehaltes in der Atmosphäre zu berücksichtigen.[29]

Über die gesamte Dauer des Phanerozoikums betrachtet nahm die CO2-Konzentration im Laufe von 540 Millionen Jahren stetig ab. Jedoch erfolgte diese Entwicklung nicht linear, sondern war starken Schwankungen unterworfen. So lagen vor rund 300 Millionen Jahren während des Permokarbonen Eiszeitalters, am Übergang vom Karbon zum Perm, die CO2-Werte bei nur 300 bis 350 ppm,[30] ehe sie 50 Millionen Jahre später im Supertreibhaus der Perm-Trias-Grenze in geologisch sehr kurzer Zeit mindestens das zehnfache Ausmaß erreichten.[31]

Aufbauend auf den Erkenntnissen und Daten der Paläoklimatologie wird in der Wissenschaft übereinstimmend angenommen, dass der gegenwärtig zu beobachtende Klimawandel im vorhergesagten weiteren Verlauf rascher vonstatten gehen wird als alle bekannten Erwärmungsphasen des Känozoikums (das heißt während der letzten 66 Millionen Jahre).[32][33] Selbst während des Paläozän/Eozän-Temperaturmaximums – ein extrem ausgeprägtes Warmklima von rund 200.000 Jahren Dauer – hatte der atmosphärische Kohlenstoffeintrag und die damit gekoppelte Temperaturzunahme im jährlichen Durchschnitt erheblich geringere Steigerungsraten als gegenwärtig.[34] Im Unterschied zu früheren Annahmen wird sich der zusätzliche anthropogene CO2-Eintrag selbst bei einem weitgehenden Emissionsstopp nur allmählich verringern und in signifikantem Umfang noch in mehreren tausend Jahren nachweisbar sein.[35] Darauf aufbauend postulieren einige Studien unter Einbeziehung der Erdsystem-Klimasensitivität eine längere Warmzeit im Bereich von 50.000 bis 100.000 Jahren.[36] Als zusätzliche Gefährdungspotenziale wurden verschiedene Kippelemente im Erdsystem identifiziert, die bei weiterer Erwärmungszunahme kurzfristig eine Reihe irreversibler Prozesse auslösen würden.[37]

Die Plattentektonik

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

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

Nach geographischer Definition existieren auf der Erde sieben Kontinente,[38] wobei deren gegenwärtige Lage und Anzahl das Ergebnis einer Entwicklung ist, die vor mehr als 150 Millionen Jahren einsetzte. Während des Paläozoikums und über Teile des Mesozoikums prägten hingegen Groß- und Superkontinente das topographische Bild der Erde. Als Superkontinent gilt eine Landmasse, die nahezu alle Kontinentalplatten in sich vereint. Der erdgeschichtlich jüngste Superkontinent Pangaea, entstanden durch die Verschmelzung der beiden Großkontinente Laurussia und Gondwana, existierte vom Oberkarbon bis in das Mesozoikum (vor 310 bis 150 Millionen Jahren). Die Kollision der Kontinentalplatten führte zu einer Auffaltung der Krustengesteine und zur Entstehung einer Hochgebirgskette entlang der Plattengrenzen. Als sich die Verhältnisse stabilisierten, wurden Verwitterungs- und Abtragungsprozesse zu einem relevanten Klimafaktorː Sie entzogen der Atmosphäre große Mengen an Kohlenstoffdioxid und trugen auf diese Weise tendenziell zu einer weltweiten Abkühlung bei. Millionen Jahre später, nach einer Phase tektonischer Ruhe, brachen die Kontinentalschilde unter erheblicher Zunahme des Flutbasalt-Vulkanismus an ihren „Nahtstellen“ wieder auseinander, was zu einem erneuten Anstieg der CO2-Konzentration führte.

Kontinentaldrift der letzten 150 Millionen Jahre

Charakteristisch für Groß- und Superkontinente sind ein ausgeprägtes Kontinentalklima mit einer Jahres-Temperaturamplitude bis 50 °C, großflächige Trocken- und Wüstengebiete im Landesinneren sowie eine gering ausgeprägte Artenvielfalt im Faunenbereich.[39] Auf dem Höhepunkt ihrer Ausdehnung erstreckte sich Pangaea von der Nordpolarregion bis in die Antarktis und besaß einschließlich aller Schelfmeere eine Fläche von 138 Millionen km², wovon 73 Millionen km² auf das südkontinentale Gondwana entfielen.[40] Der lange Zeit die südliche Hemisphäre dominierende Großkontinent Gondwana entstand bereits vor etwa 600 Millionen Jahren und umfasste die Kerngebiete (Kratone) von Südamerika, Afrika, Antarktika, Australien, Arabien, Madagaskar, Neuguinea und Indien. Im Laufe seiner geologischen Geschichte wurden weite Gebiete Gondwanas mehrmals von Gletschern und Eisschilden bedeckt, zuerst während der Anden-Sahara-Eiszeit (auch Hirnantische Eiszeit oder Silur-Ordovizische Eiszeit). Diese begann vor rund 460 Millionen Jahren im Oberen Ordovizium, erreichte ihren Höhepunkt auf der letzten ordovizischen Stufe des Hirnantiums und endete im Unteren Silur vor 430 Millionen Jahren.

Während des Permokarbonen Eiszeitalters (Karoo-Eiszeit) wurde Gondwana erneut zum Zentrum großflächiger Vereisungen. Dies betraf vor 359 bis 318 Millionen Jahren das heutige südliche Afrika sowie große Teile Südamerikas. In einer zweiten Vereisungsphase im Pennsylvanium vor 318 bis 299 Millionen Jahren verlagerten sich die Eisschilde auf die Kratone von Indien und Australien, ehe während des Dwyka-Glazials (bis vor 280 Millionen Jahren) das südliche Afrika abermals vergletscherte. Die Permokarbone Eiszeit war das zweitlängste Eiszeitalter der Erdgeschichte. Es umfasste einen großen Teil des Karbons und endete im Verlauf des Perms vor etwa 265 Millionen Jahren.[41] Die über Jahrmillionen kaum veränderte Position Gondwanas im Umkreis der Antarktis trug wesentlich zur Entstehung der beiden paläozoischen Glazialperioden bei, da polarnahes Festland aufgrund der relativ hohen Albedo schneller und effektiver vereist als offene Meereszonen und dieser Prozess durch die Eis-Albedo-Rückkopplung an Eigendynamik gewinnt.

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

  • Durch die in der „Steinkohlenzeit“ des Karbons weiter zunehmende Vegetationsbedeckung in Verbindung mit umfangreichen Inkohlungsprozessen fiel die atmosphärische CO2-Konzentration auf einen bis dahin einmaligen Tiefstwert.[42] Diese Entwicklung trug maßgeblich dazu bei, dass die globale Temperatur gegen Ende der Epoche und im frühen Perm in höheren Breiten auf ein eiszeitliches Level sank.[43]
  • Bedingt durch den extrem hohen Sauerstoffgehalt von 33 bis 35 Prozent traten im Oberen Karbon die wahrscheinlich verheerendsten Wald- und Flächenbrände der Erdgeschichte auf,[44] mit der Nebenwirkung eines weltumspannenden, das Sonnenlicht dämpfenden Rauch- und Dunstnebels.[45]S. 443 f.
  • Nachdem sich Laurussia und Gondwana zum Superkontinent Pangaea und damit zu einer riesigen Festlandsbarriere vereinigt hatten, stockte der Wasser- und Wärmeaustausch der äquatorialen Meeresströmungen, und antarktisches Kaltwasser strömte an den Küsten Gondwanas entlang nach Norden. Dies trug dazu bei, den bereits herrschenden Abkühlungstrend nochmals zu intensivieren.

Ein weiteres Beispiel für die klimatische Relevanz der Plattentektonik bietet die jüngere Erdgeschichte mit der Entstehung der heute etwa 480 Seemeilen breiten Drakestraße, die den Atlantik mit dem Pazifischen Ozean verbindet. Bis vor 40 Millionen Jahren waren Antarktika und Südamerika – als umfangreicher Rest des ehemaligen Großkontinents Gondwana – zu einem Festlandsblock verschmolzen, ehe sich die Drakestraße allmählich zu öffnen begann. Dadurch entstand im Südpolarmeer die stärkste Meeresströmung der Erde, der Antarktische Zirkumpolarstrom, der Antarktika von nun an im Uhrzeigersinn umkreiste, den Kontinent von der Zufuhr wärmeren Meerwassers abschnitt und die Grundlage für die Bildung des Antarktischen Eisschildes schuf. Somit war Antarktika nicht nur geographisch, sondern auch thermisch isoliert. Die erste signifikante Vereisung an der Eozän-Oligozän-Grenze vor 33,7 Millionen Jahren war gleichbedeutend mit dem Beginn des Känozoischen Eiszeitalters,[46] und im Pliozän vor rund fünf Millionen Jahren erreichte die Eisbedeckung erstmals die heutige Ausdehnung von etwa 14 Millionen km².

Der Vulkanismus

Große Vulkanausbrüche der Kategorie VEI-6 oder VEI-7 auf dem Vulkanexplosivitätsindex bewirken eine mehrjährige Abkühlung der oberflächennahen Luftschichten aufgrund der weiträumigen Verteilung von Gasen und vulkanischer Asche in der Atmosphäre. Insbesondere Gase können dabei bis in die Stratosphäre (17 bis 50 km Höhe) gelangen. Über drei Prozesse, bekannt als Gas-zu-Partikel (GPC, gas-to-particle conversion), Tropfen-zu-Partikel (DPC, drop-to-particle conversion) und Klumpen-zu-Partikel (BPC, bulk-to-particle conversion), werden dabei ausgeworfene Partikel und Gase zu Aerosolen. Durch die Höhenströmungen (Starkwindbänder) breiten sich diese in der Stratosphäre aus, wo sie über Absorption, Streuung und Reflexion die transmittierte solare Einstrahlung verändern. Diese Prozesse haben einen direkten Einfluss auf die Temperatur in allen Luftschichten.

Der Effekt ist jedoch nicht gleich über den Verlauf der Zeit nach einer vulkanischen Eruption. Je nach Entstehungsprozess besitzen Aerosole typische Radien von r < 0,1 μm bis r > 1 μm. In Abhängigkeit von den Radien und den entsprechenden Säuberungsmechanismen haben Aerosole eine Verweildauer, die Zeiträume im Sekunden- und Minutenbereich bis hin zu einigen Jahren umfassen, bevor sie durch Auswaschung (Eis, Schnee oder Regen), Ablagerung durch Gravitation oder Koagulation (Gerinnung, kleine Partikel vereinigen sich zu einem großen Partikel) aus der Atmosphäre entfernt werden.[47] Damit ergibt sich ein zeitlich variabler Nettoeffekt auf die Lufttemperatur. Zuerst absorbieren die großen Partikel Sonnenstrahlung und erwärmen damit die Atmosphäre (positiver Netteoeffekt), fallen dann aber schnell aus der Luftsäule. Danach werden die kleinen und mittelgroßen Partikel wichtiger, die die Sonnenstrahlung reflektieren und streuen und damit die Lufttemperatur absinken lassen (negativer Nettoeffekt). Dieser negative Nettoeffekt wird auch als vulkanischer Winter bezeichnet.[48]

Der Vulkanausbruch des Laki-Kraters auf Island im Sommer 1783 bewirkte wahrscheinlich den extrem kalten Winter 1783/84 in Nordeuropa und Nordamerika sowie Überschwemmungen in Deutschland im Frühjahr 1784 (siehe Vasold 2004, unter Literatur). Im April 1815 war der Ausbruch des Vulkans Tambora auf der heute zu Indonesien gehörenden Insel Sumbawa maßgeblich am „Jahr ohne Sommer“ (1816) beteiligt. Von dem Kälteeinbruch betroffen waren vor allem große Gebiete Nordamerikas sowie von West- und Südeuropa. Gegenwärtig umfasst der jährliche vulkanische CO2-Ausstoß ein Volumen von 210 bis 360 Megatonnen.[49][50] Die anthropogenen CO2-Emissionen liegen einige Größenordnungen darüber und erreichten in den letzten Jahren jeweils rund 36 Gigatonnen.

Supervulkane

Aufgrund ihrer Auswurfmenge von über 1000 km³ an Lava, Asche und Aerosolen (Tephra) haben Supervulkane in prähistorischer Zeit das Klima über Jahrzehnte hinweg beeinflusst und eine abrupte globale Abkühlung ausgelöst. Auf dem Vulkanexplosivitätsindex sind sie mit dem Wert VEI-8 in die höchste Kategorie eingestuft. Im Gegensatz zu den meisten anderen Vulkanen hinterlassen Supervulkane nach einem Ausbruch, bedingt durch die Größe ihrer Magmakammer, keine Vulkankegel, sondern riesige Calderen. Die bisher letzte Eruption eines Supervulkans ereignete sich auf der nördlichen Hauptinsel Neuseelands vor rund 26.500 Jahren im Gebiet des heutigen Lake Taupo. Ein weiterer Ausbruch fand mit der Toba-Explosion vor 74.000 Jahren auf Sumatra statt. Gegenwärtig existieren mehrere potenzielle Supervulkane, die bei einem erneuten Ausbruch die Kategorie VEI-8 erreichen könnten. Der bekannteste von ihnen befindet sich unter dem Yellowstone-Nationalpark im US-amerikanischen Bundesstaat Wyoming.[51]

Magmatische Großprovinzen

In erdgeschichtlichem Rahmen waren sogenannte Magmatische Großprovinzen (englisch Large Igneous Provinces) die Ursache für tiefgreifende und relativ rasch verlaufende Klimawandel-Ereignisse.[52] Dabei handelt es sich um den großvolumigen Austritt magmatischer Gesteine aus dem Erdmantel, überwiegend in Form von Flutbasalten, die sich im Verlauf von einigen Hunderttausend Jahren gelegentlich über Millionen km2 ausbreiteten. In Abhängigkeit von Ausmaß und Dauer der Flutbasalt-Freisetzung gelangten erhebliche Mengen an Kohlenstoffdioxid in die Atmosphäre, daneben in signifikantem Umfang auch Chlorwasserstoff, Fluor und Schwefeldioxid. Im Unterschied zum „normalen“ Vulkanismus bewirkten die Aktivitäten einer Magmatischen Großprovinz keine aerosolbedingte Abkühlung, sondern führten im Gegenteil zu einer weltweiten Temperaturzunahme, im Extremfall gekoppelt mit einer zusätzlichen Erwärmungsspirale unter Mitwirkung von Methan.[31]

Bekannte Magmatische Großprovinzen, die in unterschiedlich starker Weise einen Einfluss auf Klima und Biodiversität ausübten, sind der Sibirische Trapp (Perm-Trias-Grenze, 252 mya), der Dekkan-Trapp im heutigen Westindien (Kreide-Paläogen-Grenze, 66 mya)[53] sowie der nordamerikanische Columbia-Plateaubasalt (Mittleres Miozän, Hauptaktivität 17 bis 14 mya).[54]

Weitere klimawirksame Faktoren

Die gegenwärtige Thermohaline Zirkulation (ohne antarktischen Zirkumpolarstrom)

Weitere Faktoren, die das Klima nachhaltig beeinflussen können:

Anthropogene Klimaveränderung

Globale durchschnittliche Temperaturanomalie 1850–2016[55]

Neben natürlichen Faktoren beeinflusst auch der Mensch das Klima: Der „Zwischenstaatliche Ausschuss für Klimaänderungen“ (Intergovernmental Panel on Climate Change) (IPCC), der den Stand der Wissenschaft im Auftrag der Vereinten Nationen zusammenfasst, kam 2007 zu dem Schluss, dass die Erwärmung der Erdatmosphäre seit Beginn der Industrialisierung hauptsächlich durch die Anreicherung von Treibhausgasen durch den Menschen hervorgerufen wird.[56] In der Forschung herrscht weitgehend Einigkeit darüber, dass die durch menschliche Aktivitäten bedingte Klimagas-Freisetzung während des bisherigen 21. Jahrhunderts im Jahresdurchschnitt erheblich schneller verläuft als dies bei allen bekannten Erwärmungsphasen der letzten 66 Millionen Jahre der Fall war.[34] Der IPCC schreibt in seinem 2013 erschienenen fünften Sachstandsbericht, dass es extrem wahrscheinlich ist, dass die Menschen mehr als 50 % der 1951–2010 beobachteten Erwärmung verursacht haben. Nach der besten Schätzung stimmt der menschliche Einfluss auf die Erwärmung in etwa mit der insgesamt beobachteten Erwärmung während dieses Zeitraums überein.[57] Eine neuere Untersuchung beziffert die Wahrscheinlichkeit, dass der in den letzten 60 Jahren registrierte Anstieg der Globaltemperatur ohne anthropogene Treibhausgas-Emissionen ähnlich hoch ausgefallen wäre, mit lediglich 0,001 %.[58]

Der sich voraussichtlich in den nächsten Jahrzehnten weiter verstärkende Klimawandel besitzt das Potential, neben gravierenden Umweltveränderungen[59] weltweite und in erheblichem Ausmaß erfolgende Migrationsbewegungen auszulösen („Klima“- bzw. „Umweltflucht“).[60][61]

Siehe auch

Literatur

  • Reinhard Böhm: Heiße Luft nach Kopenhagen, Edition Va Bene, Wien - Klosterneuburg 2009, ISBN 978-3-85167-243-5 online
  • Marita Vollborn, Vlad Georgescu: Prima Klima. Wie sich das Leben in Deutschland ändert. Lübbe, Bergisch Gladbach 2008, ISBN 978-3-7857-2319-7.
  • Sybille Bauriedl (Hrsg.): Wörterbuch Klimadebatte. transcript, Bielefeld 2015, ISBN 978-3-8376-3238-5.
  • Kurt Brunner: Ein buntes Klimaarchiv. Malerei, Graphik und Kartographie als Klimazeugen. In: Naturwissenschaftliche Rundschau. Band 56, Nr. 4, 2003, ISSN 0028-1050, S. 181–186.
  • Kurt Brunner: Karten als Klimazeugen. In: Mitteilungen der Österreichischen Geographischen Gesellschaft. Nr. 147, 2005, S. 237–264.
  • Elmar Buchner, Norbert Buchner: Klima und Kulturen. Die Geschichte von Paradies und Sintflut. Greiner, Remshalden 2005, ISBN 3-935383-84-3.
  • Tillmann Buttschardt: Klimaänderung. Was weiß die Wissenschaft? In: Umweltwissenschaften und Schadstoff-Forschung. Band 17, Nr. 3, 2005, ISSN 0934-3504, S. 166–170.
  • Johann Feichter: Aerosole und das Klimasystem. In: Physik in unserer Zeit. Band 34, Nr. 2, 2003, ISSN 0031-9252, S. 72–79.
  • Jörg F.W. Negendank: Gehen wir in eine neue Kaltzeit? In: Umweltwissenschaften und Schadstoff-Forschung. Band 17, Nr. 4, 2005, ISSN 0934-3504, S. 242–247.
  • Christian-D. Schönwiese: Globaler Klimawandel im Industriezeitalter. In: Geographische Rundschau. Band 56, Nr. 1, 2004, ISSN 0016-7460, S. 4–9.
  • Klaus Heine, Hans-Peter Niller: Die Anden Südamerikas: Geoarchive für Umweltveränderungen und Klimawandel. In: Geographische Rundschau. Band 56, Nr. 3, 2004, ISSN 0016-7460, S. 4–13.
  • Manfred Vasold: Die Eruptionen des Laki von 1783/84. Ein Beitrag zur deutschen Klimageschichte. In: Naturwissenschaftliche Rundschau. Band 57, Nr. 11, 2004, ISSN 0028-1050, S. 602–608.
  • Christian-D. Schönwiese: Globaler und regionaler Klimawandel. Indizien der Vergangenheit, Modelle der Zukunft. In: Umweltwissenschaften und Schadstoff-Forschung. Band 17, Nr. 3, 2005, ISSN 0934-3504, S. 171–175.
  • Axel Tillemans: Die Erde Schwankt im Eiszeittakt. In: Bild der Wissenschaft. Band 10/2005. Leinfelden-Echterdingen 2005, S. 42 (Online [abgerufen am 28. März 2013]).
  • Jan-Peter Frahm: Moose als Indikatoren des Klimawandels. In: Gefahrstoffe, Reinhaltung der Luft. Band 67, Nr. 6, 2007, ISSN 0949-8036, S. 269–273.
  • Claudia Kemfert: Gutes Klima fürs Geschäft. Wirtschaftsinnovation statt Klimadepression. Murmann, Hamburg 2008, ISBN 978-3-86774-047-0.
  • Harald Kohl: Der Mensch ändert das Klima. Vierter Sachstandsbericht des IPCC. In: Physik in unserer Zeit. Band 39, Nr. 4, 2008, ISSN 0031-9252, S. 176–182.
  • Stefan Rahmstorf & Hans Joachim Schellnhuber: Der Klimawandel: Diagnose, Prognose, Therapie. 7. vollst. überarb. & aktualis. Aufl. 2012. C. H. Beck, München 2012. ISBN 978-3-406-63385-0 [Buch]; ISBN 978-3-406-63593-9 [eBook]
  • Wei-Yin Chen, Maximilian Lackner et al.: Handbook of Climate Change Mitigation. Springer, New York 2012. ISBN 978-1-4419-7990-2 [Print]; ISBN 978-1-4419-7991-9 [eBook]
  • Oktober 2010, Landeshauptstadt Stuttgart, Referat Städtebau und Umwelt, Amt für Umweltschutz, Abteilung Stadtklimatologie, in Verbindung mit der Abteilung Kommunikation (Hrsg.), Schriftenreihe des Amtes für Umweltschutz - Heft 3/2010: Der Klimawandel – Herausforderung für die Stadtklimatologie. ISSN 1438-3918

Weblinks

 Wiktionary: Klimawandel – Bedeutungserklärungen, Wortherkunft, Synonyme, Übersetzungen

Sammelportale

Einzelnachweise

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  3. Brockhaus Enzyklopädie, Band 26, 1996.
  4. Martin Kappas: Klimatologie. Herausforderung für Natur- und Sozialwissenschaften im 21. Jahrhundert. Spektrum akademischer Verlag, 2009, ISBN 978-3-8274-1827-2.
  5. Klimaoptimum. In: Lexikon der Geowissenschaften. Spektrum akademischer Verlag, abgerufen am 12. August 2016.
  6. Christian-Dietrich Schönwiese: Klimaänderungen: Daten, Analysen, Prognosen. Springer, 1995, ISBN 3-540-59096-X, S. 79–80.
  7. a b Richard A. Muller, Gordon J. MacDonald: Spectrum of 100-kyr glacial cycle: Orbital inclination, not eccentricity. In: Proceedings of the National Academy of Sciences. Band 94, Nr. 16, 5. August 1997, ISSN 0027-8424, S. 8329–8334, PMID 11607741, PMC 33747 (freier Volltext) – (pnas.org [abgerufen am 8. März 2017]).
  8. A. Berger, M. Cruci, D. A. Hodell, C. Mangili, J. F. McManus, B. Otto-Bliesner, K. Pol, D. Raynaud, L. C. Skinner, P. C. Tzedakis, E. W. Wolff, Q. Z. Yin, A. Abe-Ouchi, C. Barbante, V. Brovkin, I. Cacho, E. Capron, P. Ferretti, A. Ganopolski, J. O. Grimalt, B. Hönisch, K. Kawamura, A. Landais, V. Margari, B. Martrat, V. Masson-Delmotte, Z. Mokeddem, F. Parrenin, A. A. Prokopenko, H. Rashid, M. Schulz, N. Vazquez Riveiros (Past Interglacials Working Group of PAGES): Interglacials of the last 800,000 years. (PDF) In: Reviews of Geophysics (AGU Publications). 54, Nr. 1, März 2016, S. 162–219. doi:10.1002/2015RG000482.
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  11. Nicola Scafetta, Franco Milani, Antonio Bianchini, Sergio Ortolanic: On the astronomical origin of the Hallstatt oscillation found in radiocarbon and climate records throughout the Holocene. (PDF) In: Earth-Science Reviews. 162, Juni 2016, S. 24–43. doi:10.1016/j.earscirev.2016.09.004.
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  16. Mike Lockwood, Claus Fröhlich: Recent oppositely directed trends in solar climate forcings and the global mean surface air temperature. (html) In: Proceedings of the Royal Society A. 463, Nr. 2086, Oktober 2007. doi:10.1098/rspa.2007.1880.
  17. Judith L. Lean, David H. Rind: How natural and anthropogenic influences alter global and regional surface temperatures: 1889 to 2006. (html) In: Geophysical Research Letters. 35, Nr. 18, September 2008. doi:10.1029/2008GL034864.
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  21. Peter Marcott, Jeremy D. Shakun, Peter U. Clark, Alan C. Mix: A Reconstruction of Regional and Global Temperature for the Past 11,300 Years. (PDF) In: Science. 6124, Nr. 269, März 2013, S. 1198–1201. doi:10.1126/science.1228026.
  22. A. Ganopolski, R. Winkelmann, H. J. Schellnhuber: Critical insolation–CO2 relation for diagnosing past and future glacial inception. (html) In: Nature. 529, Nr. 7585, Januar 2016, S. 200–203. doi:10.1038/nature16494.
  23. Edwin Kemper: Das Klima der Kreidezeit. (= Geologisches Jahrbuch. Reihe A, Heft 96). Herausgegeben von der Bundesanstalt für Geowissenschaft und Rohstoffe und den Geologischen Landesämtern in der Bundesrepublik Deutschland, E. Schweizerbart'sche Verlagsbuchhandlung, Stuttgart 1987, ISBN 3-510-96400-4, S. 105, S. 111 ff.
  24. V. Ramanathan, R. J. Cicerone, H. B. Singh, J. T. Kiehl: Trace gas trends and their potential role in climate change. (PDF) In: Journal of Geophysical Research. 90, Nr. D3, Juni 1985, S. 5547–5566. doi:10.1029/JD090iD03p05547.
  25. Stefan Rahmstorf: Klimawandel – einige Fakten. In: Aus Politik und Zeitgeschichte (APuZ 47/2007)
  26. Animation von CIRES/NOAAː Darstellung der Kohlenstoffdioxid-Konzentration in der Atmosphäre anhand verschiedener Zeitskalen.
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  33. Frequently Asked Question 6.2: Is the Current Climate Change Unusual Compared to Earlier Changes in Earth’s History? Climate Change 2007: Working Group I: The Physical Science Basis (englisch, html) IPCC. 2007. Abgerufen am 20. Mai 2016.
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  45. Peter Ward, Joe Kirschvink: Eine neue Geschichte des Lebens. Wie Katastrophen den Lauf der Evolution bestimmt haben. 2016, ISBN 978-3-421-04661-1.
  46. Mark Pagani, Matthew Huber, Zhonghui Liu, Steven M. Bohaty, Jorijntje Henderiks, Willem Sijp, Srinath Krishnan, Robert M. DeConton: The Role of Carbon Dioxide During the Onset of Antarctic Glaciation. (PDF) In: Science. 334, Nr. 6060, Dezember 2011, S. 1261–1264. doi:10.1126/science.1203909.
  47. H.R. Pruppacher, J. D. Klett: Microphysics of Clouds and Precipitation. In: Springer Netherlands (Hrsg.): Atmospheric and Oceanographic Sciences Library. 2. Auflage. Nr. 18. Springer Science, 2010, ISBN 978-0-306-48100-0.
  48. Dennis Hartmann: Global Physical Climatology. Hrsg.: Elsevier. 2. Auflage. Elsevier Science, 2015, ISBN 978-0-08-091862-4.
  49. Thomas Wagner, Christoph Hörmann, Marloes Penning de Vries, Holger Sihler: Globale Überwachung von Vulkanemissionen mit Satelliteninstrumenten. Forschungsbericht 2011, Max-Planck-Institut für Chemie
  50. Volcanic Gases and Climate Change Overview. Volcano Hazards Program, USGS (U.S. Geological Survey).
  51. Robert B. Smith, Lawrence W. Braile: Crustal Structure and Evolution of an Explosive Silicic Volcanic System at Yellowstone National Park. In Geology of Yellowstone Park Area; 33rd Annual Field Conference Guidebook, 1982, S. 233–250.
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  53. Mark A. Richards, Walter Alvarez, Stephen Self, Leif Karlstrom, Paul R. Renne, Michael Manga, Courtney J. Sprain, Jan Smit, Loÿc Vanderkluysen, Sally A. Gibson: Triggering of the largest Deccan eruptions by the Chicxulub impact. (PDF) In: Geological Society of America Bulletin. April 2015. doi:10.1130/B31167.1.
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  58. Philip Kokic, Steven Crimp, Mark Howden: A probabilistic analysis of human influence on recent record global mean temperature changes. In: Climate Risk Management. 3, 2014, S. 1–12, doi:10.1016/j.crm.2014.03.002.
  59. J. Hansen, M. Sato, P. Hearty, R. Ruedy, M. Kelley, V. Masson-Delmotte, G. Russell, G. Tselioudis, J. Cao, E. Rignot, I. Velicogna, E. Kandiano, K. von Schuckmann, P. Kharecha, A. N. Legrande, M. Bauer, K.-W. Lo: Ice melt, sea level rise and superstorms: evidence from paleoclimate data, climate modeling, and modern observations that 2 °C global warming is highly dangerous. (PDF) In: Atmospheric Chemistry and Physics (Discussions). 15, Nr. 14, 2015, S. 20059–20179. doi:10.5194/acpd-15-20059-2015.
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  61. Rafael Reuveny: Climate change-induced migration and violent conflict. (PDF) In: Political Geography (Elsevier). 26, Nr. 6, August 2007, S. 656–673. doi:10.1016/j.polgeo.2007.05.001.