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Klimageschichte
Die Klimageschichte dokumentiert Entwicklung, Schwankungen und Auswirkungen des irdischen Klimas, sowohl in erdgeschichtlichem Maßstab als auch in den …
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Gegenstand und Klimaeinflüsse
Die Klimageschichte untersucht Entwicklung, Schwankungen und Folgen des Erdklimas von Jahrzehnten bis zu mehreren hundert Millionen Jahren. Sie ist für die Evolutionsgeschichte wichtig, weil Klima- und Umweltveränderungen oft mit biologischen Krisen und Massenaussterben zusammenhängen. Neben Klimatologie befassen sich Paläoklimatologie und Historische Klimatologie mit vergangenen Klimaten und Wetteranomalien.
Klimafaktoren prägen, stabilisieren oder verändern das Klimasystem. Positive Rückkopplungen verstärken eine Veränderung, negative Rückkopplungen schwächen sie ab und stabilisieren das System. Die Sonne ist der wichtigste externe Faktor: Sie begann vor 4,6 Milliarden Jahren mit Kernfusion und hatte anfangs nur 70 Prozent ihrer heutigen Strahlungsleistung. Im Mittel stieg diese alle 150 Millionen Jahre um etwa 1 Prozent. Das Paradoxon der schwachen jungen Sonne beschreibt den noch nicht vollständig geklärten Gegensatz zwischen der damals schwächeren Sonne und dem relativ warmen Klima des Archaikums.
Vulkanismus setzt dauerhaft CO₂ frei, derzeit etwa 180 bis 440 Megatonnen jährlich. Große Ausbrüche können durch Asche und Aerosole mehrere Jahre abkühlen; VEI-5- oder VEI-6-Ausbrüche können global −0,3 bis −0,5 °C bewirken, wie beim Pinatubo 1991. Magmatische Großprovinzen mit Flutbasalten setzen dagegen über lange Zeit große Mengen CO₂ frei und können globale Erwärmung sowie Massenaussterben auslösen.
Treibhausgase wie Wasserdampf, CO₂, Methan, troposphärisches Ozon, Carbonylsulfid und Distickstoffmonoxid absorbieren Infrarotstrahlung. Der natürliche Treibhauseffekt hebt die mittlere bodennahe Temperatur auf +14 bis +15 °C; ohne ihn läge sie bei −18 °C. Wasserdampf trägt je nach Region 36 bis 70 Prozent zum natürlichen Treibhauseffekt bei und verstärkt Erwärmung: Pro Grad Temperaturanstieg kann Luft 7 Prozent mehr Wasserdampf aufnehmen. Seit Beginn des Industriezeitalters stieg CO₂ von 280 ppm auf über 400 ppm, Methan von 800 auf knapp 1900 ppb. Frühere Erdzeitalter hatten teils viel höhere CO₂-Werte, etwa 5000 bis 6000 ppm im Kambrium; diese Bedingungen sind aber nicht auf die Gegenwart übertragbar.
Plattentektonik verändert Kontinentlage, Gebirge, Vulkanismus und Meeresströmungen. Tropische Kontinente fördern chemische Verwitterung und können CO₂ binden; polnahes Festland vereisst leichter und verstärkt über die Eis-Albedo-Rückkopplung die Abkühlung. Albedo bezeichnet das Rückstrahlvermögen: Schnee und Eis haben etwa 0,80, Meeresoberflächen 0,06 bis 0,22; die mittlere sphärische Albedo der Erde beträgt etwa 0,3.
Klimaarchive und frühe Erde
Breiter verfügbare instrumentelle Temperatur- und Klimadaten gibt es erst seit der zweiten Hälfte des 19. Jahrhunderts. Für ältere Zeiten dienen Klimaproxys, also indirekte Klimaanzeiger aus natürlichen Archiven. Dazu gehören Baumringe, Pollen, Tropfsteine, Warven in Gewässersedimenten, Lössprofile, Korallenriffe, Gletscherspuren sowie Tiefsee- und Eisbohrkerne. Der 2004 im EPICA-Projekt geborgene antarktische Eisbohrkern ist 900.000 Jahre alt. Eingeschlossene Luftbläschen dokumentieren besonders im Quartär CO₂- und Methankonzentrationen, Temperaturen, Sonnenaktivität, Staub, Vulkanismus und Einschläge.
Isotopenmethoden ergänzen diese Archive. Die ¹⁴C-Methode datiert organisches Material von 300 bis maximal 57.000 Jahren. Das Verhältnis ¹⁸O/¹⁶O kann Temperaturen über mehrere hundert Millionen Jahre erschließen. Die ⁴⁰Ar/³⁹Ar-Datierung ist präziser als Kalium-Argon-Datierung; Zirkonkristalle erlauben Analysen radioaktiver Nuklide wie ²³⁵U, ²³⁸U und ²³²Th. Die Atom Trap Trace Analysis nutzt einzelne Atome seltener Edelgas-Isotope, etwa ⁸¹Kr mit 230.000 Jahren Halbwertszeit und ³⁹Ar mit 269 Jahren Halbwertszeit.
Für das Hadaikum vor 4,6 bis 4,0 Milliarden Jahren sind Klimaaussagen unsicher. Ab vor 3,8 Milliarden Jahren erlauben Fossilien und Proxys Rückschlüsse; trotz schwächerer Sonne war das Archaikum vermutlich warm oder mild-gemäßigt. Eine erste, heiße Atmosphäre entstand durch Vulkanismus und bestand vor allem aus Wasserdampf sowie CO₂, Stickstoff und Schwefeldioxid. Archaeen erhöhten später den Methangehalt, während CO₂ im Meer gelöst und als Carbonat abgelagert wurde. Vor 3,4 Milliarden Jahren wurde Stickstoff Hauptbestandteil der Atmosphäre.
Cyanobakterien produzierten durch oxygen-phototrophe Photosynthese Sauerstoff. Zunächst wurde dieser bei Oxidationsprozessen verbraucht; später gelangte er in die Atmosphäre. Die damit verbundene Große Sauerstoffkatastrophe führte wahrscheinlich zum Zusammenbruch von Methan und dadurch zu einer starken Abschwächung des Treibhauseffekts. Die vor 2,4 Milliarden Jahren beginnende Paläoproterozoische Vereisung dauerte ungefähr 300 Millionen Jahre und umfasste wahrscheinlich ein Schneeball-Erde-Stadium. Danach folgte von etwa 1850 bis 850 Millionen Jahren die relativ klimastabile, aber nährstoffarme und in tieferen Meeren oft anoxische „langweilige Milliarde“.
Im Cryogenium, 720 bis 635 Millionen Jahre vor heute, ereigneten sich die Sturtische Eiszeit (ca. 717 bis 660 mya) und die Marinoische Eiszeit (ca. 650 bis 632 mya). Rasche Verwitterung entzog CO₂; vulkanisches CO₂ erreichte nach einem Modell schließlich vermutlich 100.000 ppm und löste globales Tauwetter aus. Ob die Erde vollständig vereist war, ist umstritten; die Gegenhypothese heißt „Matschball-Erde“.
Paläozoikum: Vegetation, Vereisungen und Krisen
Mit dem Phanerozoikum begann vor 541 Millionen Jahren das Zeitalter des sichtbaren Lebens. Im Kambrium herrschten bei mindestens 5000 ppm CO₂ und etwa 5 Prozent geringerer Sonneneinstrahlung als heute Temperaturen um 20 °C oder darüber. Vulkanismus, Sauerstoffmangel und Versauerung belasteten die Meere; mindestens zwei große Aussterbewellen betrafen unter anderem Trilobiten, Conodonten und Brachiopoden.
Im Ordovizium sanken CO₂-Werte von 4000 bis 5000 ppm auf 2000 bis 3000 ppm. Die zunehmende Vegetation beschleunigte Verwitterung und CO₂-Bindung. Während der Hirnantischen Eiszeit sank die globale Temperatur auf 11 bis 13 °C; bis zu 85 Prozent der Arten starben aus. Im Silur war es mit ungefähr 17 °C global warm-gemäßigt, doch Vulkanismus, tektonische Prozesse und spätere Ozeanabkühlung verursachten weitere Krisen. Landpflanzen mit Wurzeln verstärkten nun die Verwitterung.
Im Devon breiteten sich Wälder aus, der Sauerstoffgehalt stieg von 17,5 Prozent auf 21/22 Prozent, und CO₂ nahm ab. Das Kellwasser-Massenaussterben vor 372 Millionen Jahren verringerte die Biodiversität um 70 bis 75 Prozent. Das Hangenberg-Ereignis vor 358,9 Millionen Jahren dauerte etwa 100.000 bis 300.000 Jahre, senkte den Meeresspiegel um mindestens 100 Meter und halbierte die CO₂-Konzentration.
Im Karbon führte dichte Vegetation zusammen mit Inkohlung zu sehr niedrigem CO₂ und zum Permokarbonen Eiszeitalter. Im Pennsylvanium schwankte CO₂ zwischen 150 und 700 ppm; vor 305 Millionen Jahren brachen äquatornahe Regenwälder weitgehend zusammen. Im Perm endete das Eiszeitalter vor 265 bis 260 Millionen Jahren. An der Perm-Trias-Grenze vor 251,9 mya verursachte der Sibirische Trapp das größte bekannte Massenaussterben: 95 Prozent der Meeresbewohner und etwa 75 Prozent der Landlebewesen starben aus.
Mesozoikum und Beginn der Erdneuzeit
Die Trias begann nach der Perm-Krise mit geschädigten Ökosystemen und einer durch Pangaea reichenden ariden Zone. Bei CO₂-Werten um 1000 ppm lagen die globalen Mitteltemperaturen zunächst 2 bis 3 °C über den Werten des bisherigen 21. Jahrhunderts; der Sauerstoffgehalt betrug kaum mehr als 16 Prozent. An der Trias-Jura-Grenze löste die Zentralatlantische Magmatische Provinz (CAMP) ein Massenaussterben mit annähernd 70 Prozent Artenschwund aus. Die damit verbundene Erwärmung betrug ungefähr 4 bis 6 °C und ging mit Ozeanversauerung einher.
Im Jura wechselten Erwärmungs- und Abkühlungsphasen rasch. Für mittleren und oberen Jura sind mögliche polnahe Vergletscherungen umstritten: Einige Daten sprechen für große Eisschilde, andere nur für moderate Abkühlung. In der Kreide gab es neben einer starken Treibhausphase der Oberkreide bei 1000 bis 1500 ppm CO₂ vermutlich auch deutlich kühlere Phasen und mögliche Vereisungen in der Unterkreide. An der Kreide-Paläogen-Grenze vor 66 Millionen Jahren starben Nicht-Vogel-Dinosaurier und 75 Prozent der übrigen Arten überwiegend infolge eines etwa 14 km großen Asteroiden. Er setzte im heutigen Golf von Mexiko 3×10²³ Joule frei und hinterließ den 180 km großen Chicxulub-Krater; Staub, Ruß und Schwefelsäure-Aerosole verursachten einen globalen Temperatursturz.
Im Paläogen folgte auf die Krise zunächst ein Warmklima. Das Paläozän/Eozän-Temperaturmaximum vor 55,8 Millionen Jahren erhöhte die globale Temperatur für höchstens 200.000 Jahre um 6 bis 8 °C, möglicherweise stärker. Mehrere tausend Gigatonnen CO₂ und Methan gelangten in die Atmosphäre. Am Eozän-Oligozän-Übergang vor 33,9 bis 33,7 mya fielen CO₂ und Temperatur rasch; der Meeresspiegel sank um 30 Meter. Die Öffnung der Drakestraße ermöglichte den antarktischen Zirkumpolarstrom, isolierte Antarktika thermisch und leitete die Vereisung des Kontinents sowie das Känozoische Eiszeitalter ein.
Quartäres Eiszeitalter und Holozän
Ein Eiszeitalter ist ein Zeitraum, in dem mindestens eine Polarregion auf dem Festland vergletschert ist; es enthält Kaltzeiten und Warmzeiten. Ein Stadial ist eine kältere, ein Interstadial eine kürzere wärmere Phase innerhalb eines Glazials. Die quartären Kaltzeitzyklen begannen vor etwa 2,6 Millionen Jahren. Für die letzten 800.000 Jahre sind elf Interglaziale nachgewiesen. Zyklen dauerten zunächst 41.000 Jahre und später etwa 100.000 Jahre.
Milanković-Zyklen sind periodische Änderungen von Erdbahn, Achsneigung und Präzession. Ihre Perioden dauern 25.800 bis etwa 100.000 beziehungsweise 405.000 Jahre. Die dadurch kleinen Insolationsänderungen geben im Quartär den Impuls für Warm- und Kaltzeiten; CO₂-Freisetzung aus Ozeanen, Wasserdampf und Eis-Albedo-Rückkopplung verstärken die Veränderungen.
Während der letzten Kaltzeit bedeckten Eisschilde und Gebirgsgletscher etwa 32 Prozent des Festlands, heute sind es 10 Prozent. Vor etwa 22.000 Jahren lag der Meeresspiegel 120 m tiefer und die globale Durchschnittstemperatur rund 6 °C unter dem vorindustriellen Niveau. Die Jüngere Dryaszeit dauerte annähernd 1000 Jahre, kühlte global um −0,6 °C ab und endete beim Übergang zum Holozän wahrscheinlich innerhalb weniger Jahrzehnte. Ihre Ursache ist nicht abschließend geklärt.
Das Holozän begann nach einem über mehrere tausend Jahre verlaufenden Übergang. Sein Temperaturoptimum auf der Nordhalbkugel lag vor rund 8000 bis 6000/5000 Jahren. Danach kühlte es im Mittel um −0,1 °C pro Jahrtausend ab, überlagert von regionalen Schwankungen wie dem 8.2-kiloyear-event und den Piora-Schwankungen. Die mittelalterliche Klimaanomalie hatte keinen einheitlichen globalen Charakter. Die Kleine Eiszeit endete im ausgehenden 19. Jahrhundert; ihr Beginn wird je nach Literatur zwischen 1200 und 1550 angesetzt. Vulkanische Aerosole spielten wahrscheinlich eine wichtige Rolle.
Gegenwärtige Erwärmung und ENSO
El Niño-Southern Oscillation (ENSO) beschreibt wechselnde Strömungsmuster im äquatorialen Pazifik. Normalerweise treiben Passatwinde warmes Oberflächenwasser nach Westen; vor Südamerika steigt kälteres Tiefenwasser auf. Schwächen sich die Passate stark ab, fließt warmes Wasser ostwärts: El Niño. La Niña ist dagegen eine außergewöhnlich kalte Strömung im äquatorialen Pazifik. Starke El-Niños fördern Regen und Überschwemmungen an der südamerikanischen Pazifikküste, während Südostasien und Australien Dürre sowie Busch- und Waldbrände erleben können. Große Ereignisse wurden 1925/1926, 1972/1973, 1982/1984, 1997/1998 und 2015/2016 registriert.
Anthropogene Treibhausgasemissionen verstärken seit der Industrialisierung den natürlichen Treibhauseffekt. Im 20. Jahrhundert stieg die globale Durchschnittstemperatur um 0,74 °C ± 0,18 °C; 2016 lag sie laut WMO 1,1 °C über dem vorindustriellen Niveau. Von 2003 bis 2018 nahm der Strahlungsantrieb um 0,53 W/m² ± 0,11 W/m² zu, durch mehr Treibhausgase und weniger Aerosole. Im ungünstigsten Szenario des Fünften IPCC-Sachstandsberichts könnte die globale Temperatur bis Ende des 21. Jahrhunderts gegenüber vorindustriell um mehr als 4 °C steigen.
Mögliche Folgen sind die Verschiebung von Klima- und Vegetationszonen sowie weitgehendes Schmelzen des westantarktischen und grönländischen Eisschilds mit Meeresspiegelanstieg. Der heutige Klimawandel tritt gleichzeitig auf allen Kontinenten auf und wird im Artikel als rascher als jede Veränderung der letzten 2000 Jahre beschrieben. Unter natürlichen Bedingungen würde die nächste Kaltzeit erst in einigen zehntausend Jahren erwartet; dauerhaft hohe CO₂-Werte könnten sie um mehr als 100.000 Jahre verschieben und möglicherweise einen ganzen Kaltzeitzyklus ausfallen lassen.
