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6 Klimageschichte

6.1 Warum Klimageschichte?

Viele Kritiker der Theorie, der aktuelle Klimawandel sei zum größten Teil vom Menschen verursacht, verweisen darauf, dass sich das Klima auf der Erde schon immer geändert hat. Daran besteht kein Zweifel. Deshalb ist es für die Klimaforschung auch von großem Interesse, warum sich das Klima in früheren Zeiten ohne menschlichen Einfluss geändert hat. Klimaänderungen der Vergangenheit liefern wichtige Daten für die Optimierung von Klimamodellen, mit deren Hilfe Projektionen der künftigen Klimaentwicklung erstellt werden.

Eine Tatsache muss man dabei im Blick haben – global flächendeckende Messungen der wesentlichen Klimaelemente gibt es frühestens seit Inbetriebnahme von Wettersatelliten im Jahr 1966. Als zuverlässig gelten die Satellitendaten ab 1979, ältere Satellitendaten werden heute praktisch nicht zur Analyse des Klimawandels herangezogen.

Werfen wir also zunächst einen Blick auf die Klimageschichte der Erde (Paläoklima), die wichtigsten Methoden, mit deren Hilfe sie rekonstruiert wird und auf die Faktoren, die das Klima während der Erdgeschichte ohne menschliches Zutun beeinflusst haben.

6.2 Methoden der Klimarekonstruktion

6.2.1 Klimaproxys – Archive der Klimageschichte

Die Klimaelemente der erdgeschichtlichen Vergangenheit sind direkten Messungen nicht zugänglich. Man greift deshalb bei der Rekonstruktion des Klimas auf natürliche Archive, sogenannte Proxys, zurück. Da die Methoden zur Rekonstruktion des Klimas aus den Proxydaten relativ aufwändig sind und keine flächendeckenden, sondern nur punktuelle Rekonstruktionen zulassen, liefern sie natürlich nur Anhaltspunkte für frühere klimatische Verhältnisse. Die Genauigkeit ist wesentlich geringer, als bei heutigen direkten Messungen.

6.2.2 Klimarekonstruktion mit Biostratigraphie

Die von Blütenpflanzen gebildeten Pollen sowie die Sporen von Farnen, Bärlappgewächsen, Moosen und Pilzen haben mehrere Dinge gemeinsam. Sie werden nicht nur in riesiger Zahl gebildet, sondern haben eine artspezifische Form (Abbildung 2) und außerdem sehr stabile Wände, die aus Sporopollenin bestehen. Dank der äußerst widerstandsfähigen Wände können Pollen und Sporen sogar fossil überliefert werden. Mit Hilfe in uralten Sedimentgesteinen gefundener und gut erhaltener fossiler Pollen und Sporen ist es möglich, die Pflanzen- und Pilzarten zu bestimmen, die zur Entstehungszeit der Sedimente in der Umgebung gewachsen sind. Daraus können Rückschlüsse auf die klimatischen Verhältnisse zu dieser Zeit gezogen werden^{9 10}, da verschiedene Pflanzenarten ganz unterschiedliche Ansprüche an das Klima ihres Standortes stellen. Natürlich ist mit dieser Methode keine genaue Rekonstruktion des Paläoklimas möglich, aber es können gute Anhaltspunkte für die klimatischen Verhältnisse während der Erdgeschichte gewonnen werden – bis etwa 500 Millionen Jahre in die Vergangenheit. Wesentlich ältere Sedimentgesteine sind nicht erhalten, da sie durch plattentektonische Vorgänge eingeschmolzen wurden.

Abbildung 2: Artspezifische Pollenformen (Quelle: Dartmouth College Electron Microscope Facility).

6.2.3 Klimarekonstruktion mit Sauerstoff-Isotopen

Sauerstoff kommt, wie viele chemische Elemente, in Form verschiedener Isotope vor¹¹. Isotope verhalten sich chemisch identisch, unterscheiden sich aber in ihrem Gewicht. Gemeinsam ist allen Varianten von Sauerstoff die Zahl von 8 Protonen im Atomkern und die Zahl von 8 Elektronen in der Atomhülle.

Sie unterscheiden sich aber in der Zahl der Neutronen im Atomkern. Im Isotop ¹⁶O befinden sich im Atomkern 8 Neutronen und 8 Protonen, das Isotop ¹⁷O hat 9 Neutronen und 8 Protonen und im schwersten Isotop ¹⁸O sind es 10 Neutronen und 8 Protonen. ¹⁶O ist das häufigste der 3 Isotope (99,75%), die schweren Isotope sind nur mit 0,037% (¹⁷O) und 0,2% (¹⁸O) vertreten.

Das unterschiedliche Gewicht der Isotope hat auch auf ihre physikalischen Eigenschaften Auswirkungen. So verdunstet Wasser (H₂O), das ein leichtes ¹⁶O-Isotop enthält, schon bei minimal tieferer Temperatur, als Wasser mit einem schweren ¹⁸O-Isotop. Damit kann sich über lange Zeiträume das schwere Wasser z.B. im Meerwasser anreichern. Im Gletschereis an Land, das aus wieder kondensiertem und dann gefrorenem Wasserdampf entsteht, ist hingegen das leichte Wasser angereichert. Der Effekt wird dadurch verstärkt, dass ebenfalls verdunstetes schweres Wasser aufgrund seines höheren Gewichtes schon früher wieder als Niederschlag fällt und so Gletschergebiete in geringerer Menge erreicht, als leichtes Wasser.

Aufgrund des Verhältnisses von schwerem zu leichtem Wasser kann man Rückschlüsse auf die Temperaturverhältnisse zur Entstehungszeit des Gletschereises ziehen¹².

In den letzten Jahrzehnten wurden vor allem Eisbohrkerne aus Grönland und aus der Antarktis analysiert. Da das Eis sowohl in Grönland, als auch in der Antarktis an vielen Stellen in Jahresschichten (Abbildung 3) erhalten ist, kann die Temperatur relativ hoch aufgelöst rekonstruiert werden. Die Methode funktioniert aber nicht auf ein Jahr genau, da es eine gewisse Zeit dauert, bis sich eine Schneedecke in Gletschereis umwandelt. Während dieser Zeit kann durch Tauprozesse Wasser auch in tiefere Schneeschichten gelangen und dadurch das Verhältnis von leichtem zu schwerem Wasser noch nachträglich verfälschen. Mit Eisbohrkernen aus der Antarktis konnte man das Klima bis etwa 900.000 Jahre in die Vergangenheit rekonstruieren¹³, mit Eisbohrkernen aus Grönland etwa 130.000 Jahre¹⁴.

Abbildung 3: Eisbohrkern aus 1.837 m Tiefe, GISP2-Eisbohrkern Grönland mit deutlich erkennbaren Jahresschichten (Quelle: US National Ice Core Laboratory).

Die Sauerstoff-Isotopen-Methode funktioniert nicht nur mit Gletschereis. Verschiedene Meeresorganismen, insbesondere Foraminiferen (Wurzelfüßer), enthalten Sauerstoff in ihren Zellskeletten aus Kalk (CaCO₃). Diese Zellskelette sind artspezifisch und ähnlich stabil, wie Pollen oder Sporen. Sie können ebenfalls fossil überliefert werden. Da sie schweren und leichten Sauerstoff abhängig von der Temperatur, die zur Zeit der Bildung der Zellskelette herrschte, enthalten, können auch fossile Foraminiferen zur Temperaturrekonstruktion verwendet werden. Über die Analyse von fossilen Foraminiferen kann die Temperatur bis einige hundert Millionen Jahre in die Vergangenheit rekonstruiert werden¹⁵.

Abbildung 4: Mikroskopische Aufnahme von 10 marinen Foraminiferen (Quelle: Randolph Femmer, USGS).

Allgemein kann man sagen: je tiefer die Temperatur ist, umso mehr reichert sich ¹⁸O im Ozean an, weil mehr ¹⁶O im Gletschereis an Land gebunden ist. Gleichzeitig ist in einer Kaltzeit in der Atmosphäre im Verhältnis mehr ¹⁶O, als während einer Warmzeit.

6.2.4 Klimarekonstruktion mit Dendrochronologie

Eine weitere Methode, mit der die Klimaverhältnisse von heute zurück bis zum Ende der letzten Kaltzeit vor etwa 12.000 Jahren rekonstruiert werden können, beruht auf den Jahresringen von Bäumen. Es ist seit langer Zeit bekannt, dass die Breite der Jahresringe von Bäumen von den Witterungsverhältnissen abhängt. Man greift dabei sowohl auf noch lebende Bäume und Altholz in Wäldern zurück, als auch auf Bäume, die z.B. in Form von Bauholz in historischen Gebäuden oder als Moorholz erhalten sind. Durch überlappende Baumringmuster ist es möglich, lückenlose Baumringarchive bis zurück zum Ende der letzten Kaltzeit zu erstellen und daraus die Klimaentwicklung der letzten ca. 12.000 bis 15.000 Jahre zu rekonstruieren. So ist beispielsweise mit dem Hohenheimer Jahrringkalender ein lückenloses Archiv bis zum Jahr 10.642 vor Christus verfügbar¹⁶.

Abbildung 5: Schema der Jahresring-Analyse zur Klimarekonstruktion (Eigene Grafik, nach spektrum.de, geändert).

6.3 Paläöklima rekonstruiert

6.3.1 Allgemeines

Das Klima definiert sich durch die schon erwähnten Klimaelemente. Die Temperatur ist nur eines der Klimaelemente und in den folgenden Kapiteln geht es in erster Linie um die Rekonstruktion von Temperaturen.

6.3.2 Erdatmosphäre und Klima im Präkambrium

Über das Klima des Präkambriums (4,6 Milliarden Jahre bis 540 Millionen Jahre) gibt es nur relativ wenige Proxydaten. Sicher ist, dass die Oberfläche der Erde unmittelbar nach der Erdentstehung vor 4,58 Milliarden Jahren glutflüssig war. Vor etwa 4,4 Milliarden Jahren begann dann die differenzierte Bildung der Schichten – Erdkern, Erdmantel und Erdkruste entstanden. Vor rund 4,2 Milliarden Jahren hatte sich die Erdoberfläche schließlich auf weniger als 100° C abgekühlt. Aus Vulkanen ausgestoßener Wasserdampf begann zu kondensieren und das Wasser sammelte sich langsam zu den ersten Meeren. Die Kontinentaldrift setzte ein, nachdem vor ca. 4 Milliarden Jahren die Erdkruste in große Platten auseinandergebrochen war¹⁷.

Die Uratmosphäre bestand vor mehr als 4 Milliarden Jahren zunächst aus etwa 80% Wasserdampf (H₂O), 10% Kohlendioxid (CO₂), 7% Schwefelwasserstoff (H₂S) und Spuren von Stickstoff (N₂), Wasserstoff (H₂), Kohlenstoffmonoxid (CO), Helium (He), Methan (CH₄) und Ammoniak (NH₃)¹⁸.

Nachdem ein großer Teil des Wasserdampfes kondensiert war und sich die ersten Meere gebildet hatten, sah die Zusammensetzung der Atmosphäre komplett anders aus. Sie war reich an Stickstoff und Kohlendioxid, das wie auch Methan von den ersten Lebewesen produziert wurde.

Kohlendioxid konnte sich in den neu entstandenen Ozeanen lösen, durch Dissoziation entstanden Hydrogencarbonat-Ionen (HCO₃^-), Carbonat-Ionen (CO₃^2-) und Wasserstoff-Ionen (H+). Wegen des niedrigen pH-Wertes konnten allerdings zunächst keine Carbonate ausfallen. Erst als durch den Verbrauch von Kohlendioxid zum Aufbau von Biomasse der pH-Wert der Meere langsam anstieg und das Wasser weniger sauer wurde, konnten Carbonate ausfallen und mächtige Ablagerungen am Meeresgrund bilden. Vor etwa 3,4 Milliarden Jahren bestand die Atmosphäre dann zum größten Teil aus Stickstoff, ein wenig Wasserdampf und aus Spuren von Kohlendioxid und anderen Gasen.

Vor etwa 3,5 Milliarden Jahren entstanden die ersten Lebewesen, die durch Photosynthese Sauerstoff (O₂) freisetzten¹⁹. Über mehr als eine Milliarde Jahre reagierte der Sauerstoff aber sofort mit anderen Stoffen (vor allem Fe(II) und H₂S) in seiner Umgebung und reicherte sich nicht in der Atmosphäre an. Erst vor 2,3 Milliarden Jahren war die Konzentration dieser Stoffe so weit gesunken, dass sich von Algen und Cyanobakterien gebildeter Sauerstoff in der Atmosphäre anreichern konnte.

Die ungefähre Entwicklung von Niederschlag und Temperatur im Vergleich zu heutigen Verhältnissen zeigt Abbildung 6.

Abbildung 6: Ungefähre Entwicklung von Niederschlag und Temperatur seit 3,8 Milliarden Jahren im Vergleich zu heutigen Verhältnissen (Eigene Grafik, nach commons.wikimedia.org, geändert).

6.3.3 Temperaturen im Paläozoikum und Mesozoikum

Für den Zeitraum zwischen 540 und 66 Mio. Jahren vor unserer Zeit liegen verschiedene Proxydaten vor, die eine wesentlich bessere Rekonstruktion der Klimadaten (insbesondere der Temperatur) als für die Zeit des Präkambriums ermöglichen.

Erstmals erreichte die Sauerstoffkonzentration in der Atmosphäre ihren heutigen Wert (21%) im Paläozoikum vor ca. 400 Mio. Jahren²⁰. In den ersten etwa 100 Mio. Jahren des Paläozoikums lag der CO₂-Gehalt zwischen 4.000 und 6.000 ppm, es folgte eine Phase mit Werten in einer ähnlichen Größenordnung wie heute (400 ppm). Vor 250 bis 100 Mio. Jahren lag der CO₂-Gehalt wieder deutlich über 1.0 ppm²¹.

Während des gesamten Paläozoikums lagen die Temperaturen höher als heute. Lediglich vor etwa 300 Mio. Jahren gab es eine Phase mit tieferen Temperaturen. Die Temperaturdifferenz zwischen den wärmsten und kältesten Phasen betrug etwa 16° C. Abbildung 7 zeigt den rekonstruierten Temperaturverlauf bezogen auf die heutige Durchschnittstemperatur^{22 23}.

Abbildung 7: Rekonstruierter Temperaturverlauf für Paläozoikum und Mesozoikum im Vergleich zum Durchschnitt der Jahre 1961 – 1990 (Nulllinie). Die Originaldaten wurden für seichte tropische Gewässer ermittelt und repräsentieren sehr wahrscheinlich nicht die Schwankungsbreite der globalen Lufttemperatur. In grober Näherung wurden die Daten zur Erstellung des Diagramms deshalb um den Faktor 2 gestreckt. Zahlreiche verfälschende Faktoren beeinflussen die Interpretation dieser sehr alten Proben, es stehen auch insgesamt nur für 52 Zeitpunkte Messdaten zur Verfügung. Die Rekonstruktion ist deshalb als qualitative Darstellung wärmer und kälterer Perioden zu betrachten und eher nicht als quantitativ aussagefähig. (nach Royer et al. 2004, vereinfacht).

6.3.4 Temperaturen im Paläozän, Eozän, Oligozän und Miozän

Während des gesamten Zeitraumes von 66 bis 5,3 Mio Jahren vor unserer Zeit ergaben die Rekonstruktionen im Vergleich zu heute deutlich höhere Temperaturen. Die Temperaturdifferenz zwischen den kältesten und wärmsten Phasen lag bei etwa 11° C. Abbildung 8 zeigt den rekonstruierten Temperaturverlauf^{24 25}, bezogen auf die heutige Durchschnittstemperatur.

6.3.5 Temperaturen im Pliozän und frühen Pleistozän

Im Pliozän und frühen Pleistozän 5,3 bis 1 Mio. Jahre vor unserer Zeit lagen die Temperaturen relativ nahe am heutigen Niveau. Bis vor etwa 2,8 Mio. Jahren war es etwas wärmer als heute, dann begann eine langsame Abkühlung, die den Beginn der letzten Eiszeit vor rund 2 Mio. Jahren markiert. Abbildung 9 zeigt den Verlauf wieder bezogen auf das heutige Temperaturniveau²⁶:

Abbildung 8: Rekonstruierter Temperaturverlauf für Paläozän, Eozän, Oligozän und Miozän im Vergleich zum Durchschnitt der Jahre 1961 – 1990 (Nulllinie). Die Rekonstruktion kann aufgrund der vielen Messdatenpunkte (ca. 17.000) als quantitative Darstellung betrachtet werden (nach Zachos et al. 2008, vereinfacht).

Abbildung 9: Rekonstruierter Temperaturverlauf für das Pliozän und das frühe Pleistozän im Vergleich zum Durchschnitt der Jahre 1961 – 1990 (Nulllinie). Die Rekonstruktion beruht auf Sauerstoffisotopendaten von 57 global verteilten Messstellen (nach Lisiecki et al. 2005, vereinfacht).

6.3.6 Temperaturen im späten Pleistozän

Das späte Pleistozän umfasst einen großen Teil der letzten Eiszeit und endet vor 11.700 Jahren. Insgesamt lagen die Temperaturen unter dem heutigen Niveau²⁷. Deutlich erkennbar sind aber einige kurze Interglaziale mit höheren Temperaturen – zu diesen Zeiten gab es gewissermaßen eine „Eiszeitpause“.

Abbildung 10: Rekonstruierter Temperaturverlauf für das späte Pleistzozän im Vergleich zum Durchschnitt der Jahre 1961 – 1990 (Nulllinie), Grundlage sind Daten aus den Eisbohrkernen des EPICA Dome C Bohrkerns in der Zentral-Antarktis. Zum Ausgleich der polaren Verstärkung wurden die Werte, wie es übliche Praxis ist, halbiert. (nach Jouzel et al. 2007, vereinfacht).

6.3.7 Temperaturen im Holozän

Die umfangreichsten Proxydaten sind für den Zeitraum seit dem Ende der letzten Kaltzeit vor ca. 11.700 Jahren verfügbar. Entsprechend gut kann damit das postglaziale („nacheiszeitliche“) Klima rekonstruiert werden, wobei wir streng genommen nicht in der Nacheiszeit leben, sondern in einer Wärmephase der immer noch andauernden Eiszeit. Am Ende der letzten Kaltzeit stieg die Durchschnittstemperatur im Laufe einiger tausend Jahre deutlich um ca. 5° C bis 6° C an und pendelt seit über 10.000 Jahren in einem relativ engen Bereich von etwa +/-3° C um das heutige Niveau^{28 29 30}.

Jahre vor heute

Abbildung 11: Rekonstruierter Temperaturverlauf für das Holozän im Vergleich zum Durchschnitt der Jahre 1961 – 1990 (Nulllinie), Grundlage sind Daten aus den Eisbohrkernen des EPICA Dome C Bohrkerns in der Zentral-Antarktis. (nach Marcott et al. 2013, vereinfacht).

6.3.8 Zusammenfassung

In der Erdgeschichte gab es enorme Schwankungen der Temperaturen, dafür liefern viele wissenschaftliche Untersuchungen gute Anhaltspunkte. Für die Einordnung des aktuellen Klimawandels mit höheren Temperaturen als im Vergleichszeitraum 1961 bis 1990 und auch für die Entwicklung von Klimamodellen stellen sich einige Fragen:

· Welche Faktoren haben in früheren Zeiten zu Klimaänderungen geführt?

· Gibt es diese Faktoren heute noch?

· Wie groß ist der Anteil dieser Faktoren an der aktuellen Klimaänderung, wenn es diese Faktoren noch gibt?

Diese Fragen sind die Themen der folgenden Kapitel.