Paläozän/Eozän-Temperaturmaximum

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Das Paläozän/Eozän-Temperaturmaximum (PETM) vor etwa 55,5 Millionen Jahren war eine nach geologischen Maßstäben sehr kurze, aber extreme Erwärmungsphase von etwa 200.000 Jahren Dauer. Der globale Temperaturanstieg erfolgte auf der Basis eines bereits vorhandenen Warmklimas und war mit einem stark erhöhten Eintrag von Treibhausgasen in Atmosphäre und Weltmeere verbunden. Die Temperaturen stiegen während des PETM innerhalb von wahrscheinlich 4.000 Jahren um 6 °C (nach anderen Studien kurzzeitig um bis zu 8 °C) von etwa 18 °C im späten Paläozän auf über 23 °C am Beginn des Eozäns.

Die Wärmeanomalie an der Paläozon-Eozän-Grenze war mit einem ausgeprägten Konzentrationsabfall des stabilen Kohlenstoffisotops 13C verknüpft. Dies deutet darauf hin, dass sich am Beginn des PETM eine große Menge an 13C-abgereicherten Kohlenstoffs in Atmosphäre und Hydrosphäre verteilte. Inzwischen liefern verschiedene Sedimentproben und Isotopenuntersuchungen aussagekräftige Erkenntnisse über die veränderten Umweltbedingungen sowohl in tropischen als auch in hohen nördlichen Breiten. Auf diese Weise konnte zum Beispiel durch das Verhältnis der Kohlenstoff-Isotope 13C und 12C ein deutlicher Vegetationsrückgang für die Dauer der Wärmeanomalie nachgewiesen werden.

In den Geowissenschaften und besonders in der Paläoklimatologie wird das PETM häufig unter dem Aspekt analysiert, welche Auswirkungen ein massiver, auf wenige Jahrtausende beschränkter Kohlenstoffeintrag in das Klimasystem hat. Dabei werden oftmals Vergleichswerte zu den gegenwärtigen anthropogenen Kohlenstoffdioxid-Emissionen herangezogen.

Dauer der Erwärmungsphase[Bearbeiten | Quelltext bearbeiten]

Klimawandel während der letzten 65 Millionen Jahre. Das Ausmaß des PETM wird durch die grobe Auflösung und Mittelung der Klimaproxys wahrscheinlich um einen Faktor 2 bis 3 unterschätzt

Über den benötigten Zeitraum vom Beginn der Erwärmung bis hin zur Erreichung des Temperaturmaximums gibt es in der Wissenschaft eine Reihe unterschiedlicher und zum Teil widersprüchlicher Angaben. Während bis vor Kurzem eine „Anlaufzeit“ von rund 18.000 Jahren als realistischer Wert angesehen wurde, beruft sich eine im Jahr 2013 erschienene Publikation auf eine Sedimentfolge im Marlboro-Ton des Salisbury Embayments, die nach Isotopenmessungen eine Freisetzung von 3.000 Gigatonnen Kohlenstoff in nur 13 Jahren nahelegt.[1] Diese These fand in der wissenschaftlichen Literatur jedoch kaum Unterstützung und führte zu mehreren kritischen Stellungnahmen.[2] Die Autoren einer im März 2016 erschienenen Studie veranschlagten die Dauer der Erwärmungsphase aufgrund eines Abgleichs zwischen der Kohlenstoff-Signatur δ13C und der Sauerstoff-Signatur δ18O auf annähernd 4.000 Jahre.[3] Demnach verlief der jährliche Kohlenstoffeintrag in einer Größenordnung von 0,6 bis 1,1 Petagramm parallel zur damit gekoppelten Erwärmung. Da das thermisch relativ träge Klimasystem einschließlich der Ozeane ohne signifikante Verzögerung auf den Anstieg der atmosphärischen Treibhausgas-Konzentration reagierte, wird eine innerhalb weniger Jahre stattgefundene Kohlenstoff-Injektion ausgeschlossen. Die Gesamtdauer des PETM betrug etwa 180.000 bis 200.000 Jahre. Neuere Untersuchungen scheinen die Annahme zu belegen, dass sich während eines globalen Warmklimas auch die Klimasensitivität entsprechend erhöht. Für das PETM wird unter Einbeziehung aller kurz- und langfristig wirksamen Rückkopplungsfaktoren eine Klimasensitivität im Bereich von 3,7 bis 6,5 °C postuliert.[4]

Nach dem Abflauen des PETM und einer längeren „Erholzeit“ (englisch Recovery phase) kam es 2 Millionen Jahre später mit dem Eocene Thermal Maximum 2 (ETM-2, 53,6 mya) zu einer weiteren starken Klimaerwärmung mit einer Dauer von ebenfalls rund 200.000 Jahren. Dieser schlossen sich vor 53,3 beziehungsweise 52,8 Millionen Jahren zwei kürzere und schwächer ausgeprägte Wärmeanomalien an.

Klimatische und biologische Folgen des PETM[Bearbeiten | Quelltext bearbeiten]

Schalen benthischer (= am Meeresboden lebender) Foraminiferen aus Nordamerika

Aktuelle Untersuchungen belegen, dass die Ozeane während des PETM erhebliche Wärmemengen speicherten. Für subpolare Gewässer (westliche sibirische See) wurden 27 °C ermittelt,[5] und Sedimentbohrkerne aus der Küstenregion vor Tansania belegen Temperaturen bis maximal 40 °C.[6] Dies bewirkte in Verbindung mit einem erheblichen Input von Kohlenstoffdioxid eine rasche Versauerung der oberflächennahen Meeresschichten und die Entstehung anoxischer Milieus mit gravierenden Folgen für die marinen Biotope.[7] Insgesamt kam es in den Meeren im Verlauf des PETM zu einer Entwicklung, die zumindest im Ansatz starke Ähnlichkeit mit einem Ozeanischen anoxischen Ereignis aufwies. Begünstigt wurde dieser Prozess durch eine deutliche Abschwächung beziehungsweise Verlagerung der Tiefenwasserströmungen sowie durch die erhöhte Einschwemmung festländischer Verwitterungsprodukte in die Ozeane aufgrund rasch verlaufender Erosionsvorgänge.[8]

Obwohl der klimatische Ausnahmezustand des PETM nach erdgeschichtlichem Maßstab nur von kurzer Dauer war, beeinflusste er nachhaltig die Biodiversität und Paläoökologie des gesamten Planeten. Die Ausdehnung der tropischen Klimazone bis in höhere Breiten führte zu weiträumigen Migrationsbewegungen von Flora und Fauna.[9] Schnelle morphologische Veränderungen und evolutionäre Anpassungen traten dabei nicht nur in terrestrischen Habitaten, sondern vielfach auch im Ozean auf. Hier kam es zu einem Massensterben der benthischen Foraminiferen mit einem Artenschwund zwischen 30 und 50 Prozent, mit großer Wahrscheinlichkeit bedingt durch die Erwärmung der tieferen ozeanischen Schichten um etwa 4 bis 5 °C und einem damit verbundenen Sauerstoff-Defizit. Ebenfalls in Mitleidenschaft gezogen, jedoch nur partiell vom Aussterben bedroht waren zudem in der Tiefsee angesiedelte Organismen (Seeigel, Muscheln, Schnecken) sowie nahezu alle Planktongruppen.

Der meridionale Temperaturgradient (das Temperaturgefälle vom Äquator zu den Polargebieten) war zur Zeit des PETM erheblich flacher als im übrigen Känozoikum. Dies gilt auch für die oberflächennahen Regionen der Ozeane. Die Temperaturdifferenz der Meere zwischen äquatorialen und polaren Bereichen betrug über große Teile des Paläozäns 17 °C (gegenwärtig: 22 °C) und verringerte sich während des PETMs auf 6 °C.[10]S. 436 Bedingt durch die Nivellierung der Temperaturunterschiede waren Grönland und die Antarktis eisfrei, und in den Polargebieten herrschte ein warm-gemäßigtes Klima. Auf die sich rasch wandelnden Umweltbedingungen reagierten einige Familien und Gattungen der Säugetiere mit einer deutlichen Tendenz zur Kleinwüchsigkeit (englisch Dwarfing). Dies betraf sowohl räuberische Lebensformen wie die ausgestorbenen Creodonta und Oxyaenidae[11] als auch die frühen Vertreter der Pferdeartigen.[12] Als Grund hierfür gelten die mit dem extremen Warmklima einhergehenden Dürreperioden und der dadurch bedingte Mangel an ausreichender Nahrung mit entsprechender Rückwirkung auf Pflanzenfresser und indirekt auf Carnivoren. Eine Tendenz zur „Verzwergung“ erfasste auch viele marine Arten, wie zum Beispiel die Ostrakoden (Muschelkrebse). Diese Veränderungen stehen sehr wahrscheinlich in Zusammenhang mit der damaligen Erwärmung der Tiefseeregionen und einer damit verknüpften Störung der Remineralisierungsprozesse von organischem Kohlenstoff.[13]

Untersuchung einer Sedimentprobe der Arktis[Bearbeiten | Quelltext bearbeiten]

System Serie Stufe ≈ Alter (mya)
höher höher höher jünger
Paläogen Oligozän Chattium 28,1–23,03
Rupelium 33,9–28,1
Eozän Priabonium 38–33,9
Bartonium 41,3–38
Lutetium 47,8–41,3
Ypresium 56–47,8
Paläozän Thanetium 59,2–56
Seelandium 61,6–59,2
Danium 66–61,6
tiefer tiefer tiefer älter

Die Forschungsmission IODP 302 förderte 2004 eine Sedimentprobe vom Lomonossow-Rücken in der zentralen Arktis zutage. Dieser Rücken stellt ein Stück der kontinentalen Kruste dar, die sich während des Paläozäns vom Eurasischen Schelfrand abgespalten hat und nach dem Paläozän in heutige Tiefen abtauchte. Die Sedimente, die dem oberen Paläozän und dem unteren Eozän zuzuordnen sind, befinden sich etwa zwischen 406 und 263 m Sedimenttiefe unterhalb des Meeresbodens.

Vor dem PETM kam der subtropische Dinoflagellat Apectodinium nur in niedrigen Breiten vor. Das plötzliche Auftauchen dieser Art in etwa 387–378,5 m Tiefe der untersuchten Sedimentprobe zeugt von dem erheblichen Anstieg der Arktischen Ozeanoberflächentemperaturen. Der Vergleich von δ13C-Isotopenuntersuchungen in der Arktischen Sedimentprobe mit Messungen für das PETM in anderen Flachwassergebieten stützt die Annahme, dass dieses Intervall dem PETM zuzuordnen ist. Die Messungen mit der TEX86-Methode ergeben, dass die Ozeanoberflächentemperaturen von etwa 18 °C im späten Paläozän bis auf über 23 °C während des PETM anstiegen und dann allmählich wieder bis auf 17 °C absanken. Verschiedene Messungen lassen darauf schließen, dass das hier untersuchte Gebiet küstennah lag und im späten Paläozän stark durch Flusseinträge beeinflusst wurde. Während des PETM verstärkt sich jedoch der Einfluss mariner Bedingungen. Dies wird auf eine Meeresspiegelerhöhung zurückgeführt. Die thermische Ausdehnung des Meerwassers um etwa 5 m auf Grund der Erhöhung der Tiefenwassertemperaturen um 5–8 °C kann eine Ursache hierfür sein.

Klimamodelle, die das frühe Paläozän mit einem atmosphärischen CO2-Gehalt von 2000 ppm simulieren, unterschätzen die Arktischen Ozeanoberflächentemperaturen im Sommer um mindestens 15 °C für das PETM. Der Äquator-Pol-Temperaturgradient wird von den Modellen erheblich überschätzt. Die hohen polaren Temperaturen und der geringere Äquator-Pol-Gradient können nicht nur durch höhere Treibhausgaskonzentrationen erklärt werden. Zudem zeigen Modellsimulationen, dass höhere atmosphärische Wärmetransporte als Ursache unwahrscheinlich sind. Deswegen geht man davon aus, dass bisher nicht in den Modellen betrachtete physikalische Prozesse in Verbindung mit einer hohen Treibhausgaskonzentration dafür verantwortlich sind. Zu einer Erwärmung der hohen Breiten und einer tropischen Abkühlung könnten die Zunahme polarer Stratosphärenbewölkung bzw. die verstärkte Ozeanvermischung durch Hurrikane beigetragen haben.

Weitere Erkenntnisse über die Bedingungen in der Arktis während des PETM geben Untersuchungen über den Wasserkreislauf. Dazu wurden Wasserstoffisotop-Messungen (Δ18O) von n-Alkanen durchgeführt. Beim Transport von Luftpaketen aus dem tropischen und subtropischen Ozean in höhere Luftschichten und zu den Polen hin findet Abkühlung und Kondensation statt. Dies bewirkt eine Absenkung des Deuterium-Anteils. Die Ergebnisse der δD-Messungen in der Sedimentprobe ergeben, dass der Niederschlag in der Arktis im Vergleich zu heutigen Verhältnissen einen erheblich höheren D-Anteil hatte. Die wahrscheinlichste Ursache dafür ist ein verringerter meridionaler und/oder vertikaler Temperaturgradient, der zu einem reduzierten Ausregnen von subtropischem Wasserdampf beim Transport in hohe Breiten führt. Erhöhter Niederschlag in Arktischen Regionen bewirkt eine Abnahme des Salzgehaltes. Für die angenommene erhöhte Wasserzufuhr während des PETM spricht daher auch die Beobachtung, dass in dieser Epoche der Anteil an Dinozysten von Lebewesen, die einen niedrigen Salzgehalt tolerieren, zugenommen hat, sowie ein hoher saisonaler Flusseintrag.

Relevanz heute[Bearbeiten | Quelltext bearbeiten]

Nach übereinstimmendem wissenschaftlichen Urteil war das Paläozän/Eozän-Temperatur-Maximum die prägnanteste und am schnellsten auftretende natürliche Erwärmungsphase des gesamten Känozoikums, also der letzten 66 Millionen Jahre. Im Unterschied zu vergleichbaren erdgeschichtlichen Temperaturanomalien, wie jener an der Perm-Trias-Grenze, stieg während des PETM die Treibhausgas-Konzentration massiv an, ohne dass adäquate Mengen an Stickoxiden, Schwefeldioxid und Schwefelwasserstoff in die Atmosphäre gelangt wären. Demzufolge werden in der Fachliteratur zunehmend Parallelen zur aktuellen Globalen Erwärmung gezogen, verbunden mit der Fragestellung, ob das PETM eine „Blaupause“ für die künftige Klimaentwicklung sein könnte.[14]

Die an der Paläozän-Eozän-Grenze freigesetzte Menge an Kohlenstoffdioxid wird auf maximal 6.800 Gigatonnen geschätzt.[15] Dem gegenüber umfasst das durch menschliche Aktivitäten freigesetzte CO2 etwa 2.000 Gigatonnen (das entspricht 830 Gigatonnen Kohlenstoff). Jedoch herrscht in der Forschung weitgehend Einigkeit darüber, dass die anthropogenen Klimagas-Emissionen des bisherigen 21. Jahrhunderts im Jahresdurchschnitt die Kohlenstoff-Freisetzung während des PETM um etwa das Zehnfache übertreffen.[3] Entsprechend rasch wird sich auch der damit gekoppelte Klimawandel verstärken, falls die Freisetzung von Kohlenstoffdioxid beziehungsweise Methan in den nächsten Jahrzehnten nicht drastisch verringert wird. Sollte dies nicht gelingen, wird die Entwicklung mit hoher Wahrscheinlichkeit einen ähnlichen Verlauf wie vor 55,5 Millionen Jahren nehmen. Es gibt Hinweise, dass zur damaligen Zeit die meisten Treibhausgase in einem relativ frühen Stadium des Paläozän/Eozän-Temperaturmaximums freigesetzt wurden, über Jahrtausende ohne signifikanten Konzentrationsabfall in der Atmosphäre verharrten und anschließend nur sehr langsam abgebaut wurden.[16] Diese Beobachtung korrespondiert weitgehend mit den Erkenntnissen über die aktuelle Klimaentwicklung. Bei dieser wird ab einem CO2-Level von 500 ppm und darüber ein Selbstverstärkungseffekt der Temperaturzunahme im Rahmen einer längeren Warmzeit erwartet,[17][18][19] was unter anderem zum Ausfall eines kompletten Eiszeitzyklus in rund 30.000 bis 50.000 Jahren führen würde.[20][21]

Abgesehen von den kaum vergleichbaren Ökosystemen der beiden Epochen besteht ein wesentlicher Unterschied zwischen dem Beginn des PETM und der Gegenwart darin, dass die Basistemperaturen, auf denen die nachfolgende Erwärmung beruhte, relativ stark differieren. Die Durchschnittstemperatur für die eisfreie Welt des späten Paläozäns lag bei 18 °C, während der globale Wert für das 20. Jahrhundert 14 bis 15 °C betrug. Das lässt den Schluss zu, dass der anthropogen bedingte Klimawandel selbst bei ungünstigstem Verlauf nicht das Extremklima des PETM erreichen wird. Allerdings dürfte das Eintreten eines möglichen „Worst-Case-Szenarios“ dennoch gravierend sein, vor allem durch den teilweise unkalkulierbaren Einfluss der Kippelemente im Erdsystem in Zusammenhang mit der Verschiebung der Klima- und Vegetationszonen sowie dem weitgehenden Abschmelzen der antarktischen und grönländischen Eisschilde und entsprechendem Anstieg des Meeresspiegels um mehrere Dutzend Meter.[22][23]

Siehe auch[Bearbeiten | Quelltext bearbeiten]

Literatur[Bearbeiten | Quelltext bearbeiten]

Einzelnachweise[Bearbeiten | Quelltext bearbeiten]

  1. James D. Wright, Morgan F. Schaller: Evidence for a rapid release of carbon at the Paleocene-Eocene thermal maximum. In: Proceedings of the National Academy of Sciences. Band 110, Nr. 40, Oktober 2013, S. 15908–15913, doi:10.1073/pnas.1309188110 (PDF).
  2. Peter Stassen, Robert P. Speijer, Ellen Thomas: Unsettled puzzle of the Marlboro clays. (html) In: PNAS. 111, Nr. 12, 2014, S. E1066–E1067. doi:10.1073/pnas.1321839111.
  3. a b Richard E. Zeebe, Andy Ridgwell, James C. Zachos: Anthropogenic carbon release rate unprecedented during the past 66 million years. (PDF) In: Nature Geoscience. 9, Nr. 4, April 2016, S. 325–329. doi:10.1038/ngeo2681.
  4. Gary Shaffer, Matthew Huber, Roberto Rondanelli, Jens Olaf Pepke Pedersen: Deep time evidence for climate sensitivity increase with warming. (PDF) In: Geophysical Research Letters. 43, Nr. 12, Juni 2016, S. 6538–6545. doi:10.1002/2016GL069243.
  5. Joost Frieling, Alina I. Iakovleva, Gert-Jan Reichart, Galina N. Aleksandrova, Zinaida N. Gnibidenko, Stefan Schouten, Appy Sluijs: Paleocene-Eocene warming and biotic response in the epicontinental West Siberian Sea. (PDF) In: geology. 42, Nr. 9, September 2014, S. 767–770. doi:10.1130/G35724.1.
  6. T. Aze, P. N. Pearson, A. J. Dickson, M. P. S. Badger, P. R. Bown, R. D. Pancost, S. J. Gibbs, B. T. Huber, M. J. Leng, A. L. Coe, A. S. Cohen, G. L. Foster: Extreme warming of tropical waters during the Paleocene-Eocene Thermal Maximum. (PDF) In: geology. 42, Nr. 9, Juli 2014, S. 739-742. doi:10.1130/G35637.1.
  7. Donald E. Penman, Bärbel Hönisch, Richard E. Zeebe, Ellen Thomas, James C. Zachos: Rapid and sustained surface ocean acidification during the Paleocene-Eocene Thermal Maximum. (PDF) In: Oceanography. 29, Nr. 5, Mai 2014, S. 357–369. doi:10.1002/2014PA002621.
  8. Donald E. Penman: Silicate weathering and North Atlantic silica burial during the Paleocene-Eocene Thermal Maximum. (PDF) In: Geology. 44, Nr. 9, September 2016, S. 731–734. doi:10.1130/G37704.1.
  9. Francesca A. McInerney, Scott L. Wing: The Paleocene-Eocene Thermal Maximum: A Perturbation of Carbon Cycle, Climate, and Biosphere with Implications for the Future. (PDF) In: Annual Review of Earth and Planetary Sciences. 39, Mai 2011, S. 489–516. doi:10.1146/annurev-earth-040610-133431.
  10. Peter Ward, Joe Kirschvink: Eine neue Geschichte des Lebens. Wie Katastrophen den Lauf der Evolution bestimmt haben. 2016, ISBN 978-3-421-04661-1.
  11. Stephen G. B. Chester, Jonathan I. Bloch, Ross Secord, Doug M. Boyer: A New Small-Bodied Species of Palaeonictis (Creodonta, Oxyaenidae) from the Paleocene-Eocene Thermal Maximum. (PDF) In: Journal of Mammalian Evolution. 17, Nr. 4, Dezember 2010, S. 227–243. doi:10.1007/s10914-010-9141-y.
  12. Ross Secord, Jonathan I. Bloch, Stephen G. B. Chester, Doug M. Boyer, Aaron R. Wood, Scott L. Wing, Mary J. Kraus, Francesca A. McInerney, John Krigbaum: Evolution of the Earliest Horses Driven by Climate Change in the Paleocene-Eocene Thermal Maximum. (html) In: Science. 335, Nr. 6071, Februar 2012, S. 959–962. doi:10.1126/science.1213859.
  13. Tatsuhiko Yamaguchi, Richard D. Norris, André Bornemann: Dwarfing of ostracodes during the Paleocene–Eocene Thermal Maximum at DSDP Site 401 (Bay of Biscay, North Atlantic) and its implication for changes in organic carbon cycle in deep-sea benthic ecosystem. (PDF) In: Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology. 346–347, Nr. 6384, August 2012, S. 130–144. doi:10.1016/j.palaeo.2012.06.004.
  14. Noah S. Diffenbaugh, Christopher B. Field: Changes in Ecologically Critical Terrestrial Climate Conditions. (html) In: Science. 341, Nr. 6145, August 2013, S. 486–492. doi:10.1126/science.1237123.
  15. K. Panchuk, A. Ridgwell, L. R. Kump: Sedimentary response to Paleocene-Eocene Thermal Maximum carbon release: A model-data comparison. (html) In: Geology. 36, Nr. 4, April 2008, S. 315–318. doi:10.1130/G24474A.1.
  16. Gabriel J. Bowen, Bianca J. Maibauer, Mary J. Kraus, Ursula Röhl, Thomas Westerhold, Amy Steimke, Philip D. Gingerich, Scott L. Wing, William C. Clyde: Two massive, rapid releases of carbon during the onset of the Palaeocene–Eocene thermal maximum. (PDF) In: Nature Geoscience. 8, Nr. 6071, Januar 2015, S. 44–47. doi:10.1038/ngeo2316.
  17. Susan Solomon, Gian-Kasper Plattner, Reto Knutti, Pierre Friedlingstein: Irreversible climate change due to carbon dioxide emissions. In: PNAS. 106, Nr. 6, Februar 2009, S. 1704–1709. doi:10.1073/pnas.0812721106.
  18. David Archer: The Long Thaw. How Humans Are Changing the Next 100,000 Years of Earth's Climate. Princeton University Press, Princeton und Woodstock 2009, ISBN 978-0-691-13654-7.
  19. Mason Inman: Carbon is forever. (PDF) In: Nature Reports Climate Change. 2, Dezember 2008, S. 156–158. doi:10.1038/climate.2008.12.
  20. 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. 200–293. doi:10.1038/nature16494.
  21. Richard E. Zeebe: Time-dependent climate sensitivity and the legacy of anthropogenic greenhouse gas emissions. In: pnas. 110, Nr. 34, August 2013, S. 13739–13744. doi:10.1073/pnas.1222843110.
  22. Peter U. Clark, Jeremy D. Shakun, Shaun A. Marcott, Alan C. Mix, Michael Eby, Scott Kulp, Anders Levermann, Glenn A. Milne, Patrik L. Pfister, Benjamin D. Santer, Daniel P. Schrag, Susan Solomon, Thomas F. Stocker, Benjamin H. Strauss, Andrew J. Weaver, Ricarda Winkelmann, David Archer, Edouard Bard, Aaron Goldner, Kurt Lambeck, Raymond T. Pierrehumbert, Gian-Kasper Plattner: Consequences of twenty-first-century policy for multi-millennial climate and sea-level change. (PDF) In: Nature Climate Change. 6, April 2016, S. 360–369. doi:10.1038/nclimate2923.
  23. T. M. Lenton, H. Held, E. Kriegler, J. W. Hall, W. Lucht, S. Rahmstorf, H. J. Schellnhuber: Tipping elements in the Earth's climate system. (html) In: PNAS. 105, Nr. 6, Februar 2008, S. 1786–1793. doi:10.1073/pnas.0705414105.

Weblinks[Bearbeiten | Quelltext bearbeiten]