Klimawandel

Begriff und Grundprinzip

Klimawandel, auch Klimaveränderung, Klimaänderung oder Klimawechsel, bezeichnet eine weltweit auftretende Veränderung des Klimas auf der Erde oder auf erdähnlichen Planeten und Monden mit Atmosphäre. Eine solche Veränderung kann eine Abkühlung oder Erwärmung über sehr unterschiedliche Zeiträume sein. Wetterlagen innerhalb eines bestehenden Klimazustands oder einer Klimazone sind vom Klimawandel zu unterscheiden: Ein Klimawandel verändert die Wahrscheinlichkeit, mit der bestimmte Wetterlagen auftreten.

Ein globaler Klimawandel beruht im Wesentlichen auf einer Veränderung des Strahlungsantriebs. Dieser führt das Erdklimasystem aus einem thermisch-radiativen Gleichgewicht in ein neues Gleichgewicht. Der Strahlungsantrieb wird vor allem durch die Konzentration von Treibhausgasen, die Sonneneinstrahlung und das Rückstrahlvermögen der Erdoberfläche, die Albedo, bestimmt. Wichtige Treibhausgase sind Kohlenstoffdioxid (CO₂), Methan (CH₄) und Wasserdampf (H₂O).

Die gegenwärtige, besonders durch den Menschen verursachte globale Erwärmung ist ein sehr schnell verlaufender und noch nicht abgeschlossener Klimawandel. Die dadurch hervorgerufene oder erwartete ökologische und soziale Krise wird als Klimakrise oder Klimakatastrophe bezeichnet. Abrupte Klimawechsel können durch Supervulkane, großflächige Magmaausflüsse, starke Treibhausgas-Emissionen, rasche Änderungen von Meeresströmungen oder kurzfristige Rückkopplungen entstehen. Sie können regional, etwa bei den Dansgaard-Oeschger-Ereignissen, oder weltweit auftreten.

Klimaschwankungen dauern oft nur wenige Jahrzehnte oder verlaufen zyklisch. Begriffe wie Klimafluktuation, Klimaoszillation, Klimaoptimum und Klimapessimum beschreiben solche Phasen. Optimum und Pessimum sind dabei Konventionen und keine Wertungen; neuere Fachliteratur verwendet häufig Klimaanomalie. Ein Beispiel ist die Misox-Schwankung, das international als 8.2 kiloyear event bezeichnete Ereignis des frühen Holozäns.

Erforschung und Entwicklung der Atmosphäre

Die Vorstellung eines veränderlichen Klimas wurde bereits im 17. und 18. Jahrhundert unter anderem mit Fossilfunden tropischer Lebewesen in Europa begründet. Jean Baptiste Joseph Fourier beschrieb 1824 erstmals die Grundzüge des atmosphärischen Treibhauseffekts. John Tyndall wies Anfang der 1860er-Jahre durch Messungen die Klimawirksamkeit von Wasserdampf, Kohlenstoffdioxid und Ozon nach. James Croll entwickelte eine Theorie der quartären Kaltzeitzyklen, die später von Milutin Milanković und Wladimir Köppen erweitert wurde. Svante Arrhenius diskutierte 1896 die Folgen menschlicher CO₂-Emissionen und sagte 1906 einen Temperaturanstieg durch industrielle CO₂-Freisetzung voraus. Ab 1958 belegte Charles David Keeling mit kontinuierlichen Messungen die steigende CO₂-Konzentration; die Keeling-Kurve gilt als wichtigster Umweltdatensatz des 20. Jahrhunderts.

Die Erde entstand vor 4,57 Milliarden Jahren. Die Kollision mit dem marsgroßen Himmelskörper Theia vor 4,52 Milliarden Jahren soll zur heutigen Erdmasse und zur Entstehung des Mondes beigetragen haben. Gesicherte Klimadaten gibt es erst seit etwa 4,0 bis 3,8 Milliarden Jahren. Die frühe Erde besaß wahrscheinlich zunächst eine Uratmosphäre aus Wasserstoff und Helium. Sie verflüchtigte sich rasch. Eine erste Atmosphäre entstand vor mehr als vier Milliarden Jahren durch starken Vulkanismus. Sie enthielt ungefähr 80 Prozent Wasserdampf, etwa 10 Prozent Kohlenstoffdioxid und etwa 6 Prozent Schwefelwasserstoff.

Mit der Entstehung der Ozeane und der Ausbreitung des Lebens veränderte sich die Atmosphäre. Archaeen erhöhten durch ihre Stoffwechselprodukte den Methangehalt; zugleich wurde CO₂ im Meer gelöst und als Carbonat abgelagert. Stickstoff reicherte sich an und wurde vor 3,4 Milliarden Jahren zum Hauptbestandteil der zweiten Atmosphäre. Cyanobakterien betrieben wahrscheinlich bereits vor mehr als drei Milliarden Jahren oxygen-phototrophe Photosynthese. Nachdem Sauerstoff nicht mehr vollständig durch Eisenverbindungen und Sulfide gebunden wurde, gelangte er in die Atmosphäre. Vor 2,4 Milliarden Jahren führte die Große Sauerstoffkatastrophe zum Zusammenbruch der Methankonzentration, zum Massenaussterben vieler anaerober Organismen und wahrscheinlich zur 300 Millionen Jahre dauernden Huronischen Eiszeit.

Weitere große Vereisungen waren die Sturtische und die Marinoische Eiszeit vor etwa 717 beziehungsweise 635 Millionen Jahren. Während möglicher Schneeball-Erde-Ereignisse könnten Landmassen und Ozeane jeweils mehrere Millionen Jahre fast vollständig vereist gewesen sein. In den letzten 540 Millionen Jahren gingen biologische Krisen mehrfach mit Abkühlungen von 4 bis 5 °C, häufiger jedoch mit Erwärmungen von 5 bis 10 °C einher.

Klimageschichte des Phanerozoikums

Das Phanerozoikum begann vor 541 Millionen Jahren mit dem Kambrium. Während der Kambrischen Explosion entstanden innerhalb von 5 bis 10 Millionen Jahren Vertreter aller heute existierenden Tierstämme. Das Kambrium war durch starken Vulkanismus, globale Temperaturen um 20 °C oder darüber und mehr als 5.000 ppm CO₂ gekennzeichnet. Hypoxie, Schwefelwasserstoff und Störungen des Kohlenstoffkreislaufs belasteten die Ozeane.

Im Ordovizium (485,4 bis 443,4 mya) setzte vor etwa 460 Millionen Jahren eine Abkühlung ein. Die Ausbreitung moosartiger Pflanzen und früher Pilze verstärkte die chemische Verwitterung und senkte den CO₂-Gehalt. Im Hirnantium (445,2 bis 443,4 mya) sanken die globalen Durchschnittstemperaturen auf etwa 11 bis 13 °C; die Temperatur äquatorialer Ozeane nahm um 8 °C ab. Das damit verbundene Massenaussterben vernichtete möglicherweise bis zu 85 Prozent der ozeanischen Arten.

Das Silur (443,4 bis 419,2 mya) war klimatisch nach dem Ende der ordovizischen Eiszeit überwiegend stabil. Im Oberdevon führten das Kellwasser-Ereignis vor 372 Millionen Jahren und das Hangenberg-Ereignis vor 359 Millionen Jahren zu Ökosystemzusammenbrüchen, raschen Kalt-Warm-Wechseln und Meeresspiegelschwankungen bis 100 Meter. Im Karbon (358,9 bis 298,9 mya) senkten Pflanzen, Verwitterung und Inkohlung den CO₂-Gehalt möglicherweise bis auf etwa 100 ppm zu Beginn des Perms. Dies trug zum 80 bis 100 Millionen Jahre dauernden Permokarbonen Eiszeitalter bei.

An der Perm-Trias-Grenze vor 252,2 Millionen Jahren verursachten die Ausgasungen des Sibirischen Trapps eine Erwärmung der Landflächen und oberen Meere um 8 bis 10 °C. Die Konzentration der Treibhausgase stieg stark, während der Sauerstoffgehalt von 30 auf 10 bis 15 Prozent sank. Das größte Massenaussterben des Phanerozoikums dauerte nach neueren Angaben höchstens 30.000 Jahre; die Erholung der Ökosysteme benötigte teilweise mehr als 10 Millionen Jahre.

Im Mesozoikum war das Klima überwiegend warm. An der Trias-Jura-Grenze führte die Zentralatlantische Magmatische Provinz mit 11 Millionen km² Ausdehnung zu einer Erwärmung von 4 bis 6 °C und einem weiteren Massenaussterben. Für den Jura (201,3 bis 145 mya) sind Abkühlungsphasen belegt, die Bildung größerer Eisschilde ist jedoch umstritten. In der Kreide (145 bis 66 mya) sind Vereisungen nachgewiesen. Das Klimaoptimum der mittleren und oberen Kreide war wahrscheinlich die intensivste Treibhausphase des Phanerozoikums, mit durchschnittlich etwa 1.000 bis 1.500 ppm CO₂. Gegen Ende der Kreide kühlte sich das Klima ab; im Maastrichtium lagen die CO₂-Werte bei etwa 420 bis 650 ppm.

Das Känozoikum begann vor 66 Millionen Jahren mit dem Asteroideneinschlag an der Kreide-Paläogen-Grenze, der etwa 75 Prozent der Arten auslöschte. Beim Paläozän/Eozän-Temperaturmaximum vor 56 Millionen Jahren stiegen die Temperaturen während einer rund 200.000 Jahre dauernden Anomalie von etwa 18 auf mindestens 24 °C. Die Ursache, darunter CO₂-Ausstoß der Nordatlantischen Magmatischen Großprovinz, ist teilweise umstritten. Das Azolla-Ereignis vor rund 49 Millionen Jahren senkte den CO₂-Gehalt und leitete eine Abkühlung ein. An der Eozän-Oligozän-Grenze vor 33,9 Millionen Jahren begann mit der Bildung des antarktischen Eisschilds das Känozoische Eiszeitalter.

Die quartären Kaltzeiten begannen vor etwa 2,7 Millionen Jahren. Der CO₂-Gehalt sank dabei von 375 bis 425 ppm auf 275 bis 300 ppm und nahm in späteren Kaltzeitzyklen weiter ab. Das Holozän umfasst die letzten 11.700 Jahre. Bis vor kurzem war sein Globalklima mit einem Temperaturkorridor von ungefähr ±0,6 °C vergleichsweise stabil.

Natürliche Klimafaktoren

Natürliche Klimaveränderungen beruhen meist auf mehreren gleichzeitig wirkenden Faktoren. Positive Rückkopplungen verstärken eine Veränderung, negative Rückkopplungen schwächen sie ab und stabilisieren das System. Wichtige natürliche Einflussgrößen sind:

• Die Sonne liefert die Grundlage für das Erdklima. Die Solarkonstante beträgt außerhalb der Atmosphäre 1361 W/m² und schwankt wegen der Exzentrizität der Erdbahn im Jahresverlauf zwischen 1325 und 1420 W/m². Ihre Aktivität verändert sich unter anderem im Schwabe-Zyklus von 11 Jahren und im Hale-Zyklus von 22 Jahren. Weitere Zyklen sind der Gleißberg-Zyklus von 85 ± 15 Jahren, der Suess- oder de-Vries-Zyklus von 180 bis 210 Jahren sowie längere Zyklen von 1470 und 2400 ± 200 Jahren. Das Maunder-Minimum dauerte von 1645 bis 1720. Seit 1978 gemessene Schwankungen der Sonnenaktivität sind jedoch zu gering, um die Erwärmung der letzten Jahrzehnte zu erklären. Der zusätzliche solare Strahlungsantrieb seit Beginn der Industrialisierung beträgt etwa 0,11 W/m², derjenige anthropogener Treibhausgase derzeit rund 2,8 W/m². Die Sonne besaß zu Beginn ihrer Existenz nur 70 Prozent ihrer heutigen Strahlungsleistung.

• Die Milanković-Zyklen beschreiben Änderungen der Präzession, der Achsneigung und der Exzentrizität der Erdbahn. Ihre Zyklen dauern etwa 25.800 bis 100.000 beziehungsweise 405.000 Jahre. Die Achsneigung schwankt zwischen 22,1° und 24,5°; gegenwärtig beträgt sie 23,43°. Die Exzentrizität reicht von 0,0006 bis 0,058 und beträgt gegenwärtig 0,016. Diese Veränderungen sind ein wichtiger Impulsgeber für den Wechsel von Kalt- und Warmzeiten.

• Treibhausgase absorbieren Infrarotstrahlung. Der natürliche Treibhauseffekt erhöht die globale Durchschnittstemperatur rechnerisch um etwa 33 °C auf +14 bis +15 °C; ohne ihn läge sie bei ungefähr −18 °C. Wasserdampf ist das wichtigste natürliche Treibhausgas und kann nach der Clausius-Clapeyron-Gleichung pro Grad Erwärmung 7 Prozent mehr Feuchtigkeit aufnehmen. CO₂ und Methan können sowohl Antrieb als auch Rückkopplung einer Klimaentwicklung sein.

• Die Plattentektonik verändert Kontinente, Meeresstraßen, Gebirge, Meeresströmungen und Vulkanismus. Gebirgsbildung und Verwitterung binden CO₂. Die Öffnung der Drakestraße ermöglichte den Antarktischen Zirkumpolarstrom, der Antarktika thermisch isolierte und die Bildung des antarktischen Eisschilds begünstigte. Superkontinente wie Pangaea fördern dagegen ausgeprägtes Kontinentalklima, Trockenheit im Landesinneren und veränderte Meeresströmungen.

• Vulkanismus kann kurzfristig abkühlen oder langfristig erwärmen. Große Eruptionen führen durch Aerosole häufig zu einer Abkühlung von etwa 0,3 bis 0,5 °C über einige Jahre. Supervulkane stoßen über 1000 km³ Material aus und werden als VEI-8 eingestuft. Magmatische Großprovinzen setzen dagegen über lange Zeit große Mengen CO₂ sowie weitere Gase frei und können globale Erwärmungen und Massenaussterben auslösen. Beispiele sind der Sibirische Trapp, der Dekkan-Trapp und der Columbia-Plateaubasalt.

Weitere Faktoren sind Albedo, Vegetation und Organismen, Wolken, Wasserdampf, Monsun und atmosphärische Zirkulation, Meeresströmungen wie ENSO und die Nordatlantische Oszillation, der Wärmeinhalt der Ozeane, Meeresspiegelschwankungen, der Mond sowie der Carbonat-Silicat-Zyklus. Kosmische Strahlung als Klimafaktor ist nur schwach belegt.

Anthropogene Erwärmung und Folgen

Seit Beginn der Industrialisierung beeinflusst der Mensch das Klima vor allem durch die Freisetzung von Treibhausgasen. Der IPCC kam 2007 zu dem Schluss, dass die Erwärmung von Atmosphäre und Ozeanen seitdem hauptsächlich anthropogen ist; der Anstieg der CO₂-Konzentration und sein Einfluss auf die Strahlungsbilanz sind der wichtigste Faktor. Seit dem Industriezeitalter stieg CO₂ von 280 auf über 400 ppm, Methan von 800 auf knapp 1.900 ppb. Beide Werte sind die höchsten seit mindestens 800.000 Jahren.

Der fünfte IPCC-Sachstandsbericht bewertet es als extrem wahrscheinlich, dass der Mensch mehr als 50 Prozent der Erwärmung von 1951 bis 2010 verursacht hat. Eine Untersuchung von 2014 schätzte die Wahrscheinlichkeit, dass die Erwärmung der letzten 60 Jahre ohne anthropogene Treibhausgase ähnlich stark gewesen wäre, auf lediglich 0,001 Prozent. Die heutige Erwärmung tritt gleichzeitig auf allen Kontinenten auf und ist in ihrer Geschwindigkeit durch keine Klimaveränderung der letzten 2.000 Jahre übertroffen. Wahrscheinlich übertrifft sie inzwischen auch die Temperaturen des holozänen Klimaoptimums vor etwa 8.000 bis 6.000 Jahren.

Für das Ende des 21. Jahrhunderts nennt der IPCC je nach Emissionsentwicklung unterschiedliche Werte. Im ungünstigsten Szenario RCP 8.5 liegt der wahrscheinliche Temperaturanstieg bei 2,6 bis 4,8 °C, der Mittelwert bei 3,7 °C. Im ambitionierten Klimaschutzszenario RCP 2.6 beträgt die wahrscheinliche Spannbreite 0,3 bis 1,7 °C, der Mittelwert 1,0 °C.

Der zusätzliche anthropogene CO₂-Anteil verschwindet selbst bei einem weitgehenden Emissionsstopp nur langsam. Nach 1.000 Jahren verbleiben nach Angaben des deutschen Umweltbundesamtes noch etwa 15 bis 40 Prozent in der Atmosphäre. Einige Studien erwarten deshalb unter Einbeziehung der Erdsystem-Klimasensitivität eine verlängerte Warmzeit von 50.000 bis 100.000 Jahren. Bei weiterer Erwärmung könnten Kippelemente irreversible Prozesse auslösen; eine Simulation von 2019 nennt bei mehr als 1.200 ppm CO₂ einen möglichen Zerfall von Stratocumuluswolken. Der Klimaschutz soll die Folgen der Erwärmung begrenzen und vor allem anthropogene CO₂-Emissionen nachhaltig und rasch reduzieren. Der Artikel weist außerdem auf mögliche Umweltveränderungen, Konflikte und Migration hin. 2022 erreichten die anthropogenen CO₂-Emissionen rund 37 Milliarden Tonnen.

Klimawandel auf Venus und Mars sowie Fachliteratur

Venus und Mars gelten als Beispiele dafür, dass sich planetare Klimasysteme grundlegend verändern können. Die Venus besitzt eine sehr dichte Atmosphäre mit 96,5 Prozent CO₂ aus vulkanischen Quellen. Ein galoppierender Treibhauseffekt führt zu einer mittleren Oberflächentemperatur von über 460 °C. Als mögliche Erklärung für die hohe CO₂-Konzentration werden umfangreiche Magmaausflüsse vor rund 700 Millionen Jahren diskutiert, die eine spätere Bindung des Gases durch Verwitterung erschwert haben könnten. Modelle nehmen an, dass die Venus zuvor bis zu drei Milliarden Jahre lang bei 20 bis 50 °C und mit einem flachen globalen Ozean lebensfreundlicher gewesen sein könnte.

Für den frühen Mars werden eine dichtere Atmosphäre, ein komplexer Wasserkreislauf und möglicherweise ein Ozean in der nördlichen Hemisphäre diskutiert. Flussdeltas und Abflussrinnen der heutigen Oberfläche werden häufig als Spuren früherer Gewässer gedeutet; andere Studien nehmen eine stärker vereiste Frühphase an. Die geringe Schwerkraft und das schwache Magnetfeld begünstigten den Verlust der Atmosphäre durch den Sonnenwind. Der heutige Luftdruck beträgt 6,36 hPa und entspricht ungefähr dem Druck der Erdatmosphäre in 32 bis 35 Kilometern Höhe. Die mittlere Oberflächentemperatur liegt bei etwa −55 °C.

Die abschließende Übersicht nennt international renommierte, interdisziplinäre Fachzeitschriften zur Klimaforschung. Sie behandeln unter anderem gegenwärtige Erwärmung, Meteorologie, Atmosphärenwissenschaften, Ozeanographie, Paläoklimatologie, Paläontologie, Geologie und Geophysik. Beispiele sind Nature Climate Change, Nature Geoscience, Geophysical Research Letters, Geology, Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, Gondwana Research, Earth and Planetary Science Letters und Quaternary Science Reviews.