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Klimageschichte Seminarbeitrag Markus Johann Mühlbauer
Seminar: Wetter und Klima WS 2012/13
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Inhaltsverzeichnis
Teil I: Ursachen ........................................................................................................................................ 3
Schwankungen der Sonneneinstrahlung ................................................................................................. 3
Treibhausgase .......................................................................................................................................... 5
Plattentektonik ........................................................................................................................................ 5
Vulkanismus ............................................................................................................................................ 5
Teil II: Klimageschichte ............................................................................................................................ 7
Präkambrium (Erdfrühzeit, 4567~541 Mya) ............................................................................................ 7
Ära: Paläozoikum (Erdalterum) ............................................................................................................... 8
System: Kambrium (541–485,4 Mya) ...................................................................................................... 8
Ordovizium (485,4-443,4 Mya) ............................................................................................................... 9
Silur (443,4–419,2 Mya) .......................................................................................................................... 9
Devon (419,2–358,9 Mya) ..................................................................................................................... 10
Karbon (358,9–298,9) ............................................................................................................................ 10
Perm (298,9–252,2 Mya) ....................................................................................................................... 11
Ära: Mesozoikim (Erdmittelalter) .......................................................................................................... 11
Trias (252,2–201,3 Mya) ........................................................................................................................ 12
Jura (201,3–145 Mya) ............................................................................................................................ 12
Kreide (145–66 Mya) ............................................................................................................................. 13
Ära: Känozoikum (Erdneuzeit) ............................................................................................................... 13
Paläogen (66–23,03 Mya) ...................................................................................................................... 14
Neogen (23,03–2,588 Mya) ................................................................................................................... 14
Quartär (2,588Mya-jetzt) ...................................................................................................................... 15
Klima der Menschheitsgeschichte ......................................................................................................... 16
Klimatische Ereignisse seit der Antike ................................................................................................... 16
Teil III: Methoden und Klimazeugen ..................................................................................................... 19
Datenquellen ......................................................................................................................................... 19
Aufzeichnungen ..................................................................................................................................... 19
Dendrochronologische Analysen ........................................................................................................... 19
Korallenriffe ........................................................................................................................................... 20
Pollenanalysen....................................................................................................................................... 20
Sedimentsanalysen ................................................................................................................................ 20
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Eisbohrkerne.......................................................................................................................................... 20
Isotopenanalysen .................................................................................................................................. 21
Uranzerfall ............................................................................................................................................. 21
Radiokarbondatierung ........................................................................................................................... 22
Delta-Wert ............................................................................................................................................. 22
18O ........................................................................................................................................................ 22
13C ........................................................................................................................................................ 23
Sauerstoffisotopenstufe ........................................................................................................................ 24
Quellenverzeichnis: ............................................................................................................................... 25
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Teil I: Ursachen
Die Paläoklimatologie ist eine multidisziplinäre Wissenschaft, die sich mit dem Klima der
Vergangenheit befasst. Neben der Motivation die Klimaverhältnisse der untersuchten Zeiträume zu
bestimmen wird auch häufig beabsichtigt, Erklärungen für eine Veränderung in den klimatischen
Verhältnissen einzelner Zeitabschnitte zu finden. Die Anlässe für eine Veränderung des Klimas
werden häufig in kosmische und irdische Ursachen unterteilt. Im Folgenden werden die wichtigsten
zum heutigen Zeitpunkt identifizierten Ursachen vorgestellt.
Schwankungen der Sonneneinstrahlung
Die Intensität der auf der Erde ankommenden Strahlung hängt in großen Maß von der Entfernung
der Erde zur Sonne und ihrer Ausrichtung ab. Die Exzentrizität der Erdbahn um die Sonne schwankt
aufgrund der Anziehungskräfte der restlichen Planten ungefähr zwischen 0,005 und 0,06. Diese
Schwankung unterliegt mehreren Zyklen. Die wichtigsten vier Zyklen dauern zwischen 95000 Jahren
und 131000 Jahren und überlagern sich zu einem Zyklus von ungefähr 100000 Jahren. Ein weiterer
Zyklus dauert etwa 413000 Jahre und ein letzter, deutlich schwächerer Ausgeprägter Zyklus hat eine
Periode von ungefähr 2,1 Mio Jahren.
Quelle: FU-Berlin, Physikalische Geologie
Neben der Exzentrizität unterliegen auch die Neigung der Erdachse periodischen Schwankungen. Sie
schwankt zwischen 21,5° und 24,5° mit einer Peeriodendauer von etwa 41000 Jahren.
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Quelle: FU-Berlin, Physikalische Geologie
Aufgrund der permanenten Gravitationskräfte, die auf die Erde wirken kommt es zu einer
Präzessionsbewegung der Erdachse. Diese kreist mit einer Periode von 21000 Jahren um die
Senkrechte.
Quelle: FU-Berlin, Physikalische Geologie
Eine weitere Ursache für die Variation der auf der Erde eintreffenden Strahlung wird von der
schwankenden Sonnenaktivität verursacht. Diese unterliegt mehreren Zyklen. Die bedeutendsten
hiervon sind der Schwabezyklus mit einer Periode von 11 Jahren und der Gleisbergzyklus mit einer
Periode von 80 Jahren. Alle 1470 Jahre scheint sich eine rasche Klimaänderung zu vollziehen, die
Daansgard-Oeschger-Ereignisse. Die bisher identifizierten Ereignisse lassen sich gut durch die
Überlagerung zweier bekannter Sonnenaktivitätszyklen mit einer Periode von 210 bzw. 86,5 Jahren
erklären, diese Theorie ist jedoch noch umstritten.
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Die intensivsten Schwankungen im 100000-Jahres-Rhythmus werden als Milanković-Zyklen
bezeichnet. Der serbische Mathematiker Milutin Milanković befasste sich mit der
Strahlungsintensität der Sonne und formulierte eine Theorie, nach der die Strahlungsintensität in der
warmen Jahreszeit wichtiger für die Akkumulation eines Eisschildes sei, als die Strahlungsintensität in
der kalten Jahreszeit.
Kehl: (nach Wöhl) Sonnenaktivität seit 1600 Quelle: Vegetationsökologie Tropischer & Subtropischer Klimate, TU Berlin
Treibhausgase
Die Konzentration der Treibhausgase H2O CO2 und CH4 in der Atmosphäre unterliegt biogenen und
seit der Neuzeit anthropogenen Einflüssen, wodurch sich der Treibhauseffekt als Reaktion auf
irdische Ereignisse interpretieren lässt.
Plattentektonik
Die Kontinentaldrift der Plattentektonik hat mehrere klimabedeutsame Auswirkungen. Eine erhöhte
Aktivität führt in ihrer Folge zu stärkeren Erosionsereignissen. Diese wiederum bindet im Rahmen der
mit ihr verbundenen verstärkten Sedimentation mehr organischen Kohlenstoff als sonst üblich und
entzieht diesem somit dem organischen Kohlenstoffkreislauf.
Durch die Unterschiede in der Landdeckung der verschiedenen Breitengrade und der verschiedenen
Auswirkungen von Sonneneinstrahlung auf Land oder Meer verändern sich mit der Kontinentaldrift
die klimatischen Bedingungen. Dies führt insbesondere bei der Landdeckung der Polkappen und der
Albedo-Rückkopplungswirkung von Eisschilden zu starker Beeinflussung des Klimas.
Weitere klimawirksame Auswirkungen der Kontinentaldrift entstehen, wenn sich neue Durchlässe für
Meeresströmungen öffnen, oder diese unterbrochen werden. Die hierdurch veränderte
Meeresströmung führt zu einer teilweise starken Erwärmung oder Abkühlung einzelner Kontinente,
welche sich wiederum auf das Gesamtklima auswirken können.
Vulkanismus
Beim Ausbruch von Vulkanen werden Asche, Gase und Aerosole aus dem Erdinneren in die
Atmosphäre abgegeben. Hier sind vor allem Asche und die Aerosole von Schwefelverbindungen von
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klimabedeutsamer Wirkung, da diese den Anteil der auf der Erdoberfläche ankommenden
Sonnenstrahlung vermindern. Die chemischen Verbindungen, die in nach Vulkanausbrüchen in
Niederschlägen ausfallen können außerdem Einfluss auf die Biosphäre nehmen.
Meteoriteneinschläge haben ähnliche Klimafolgen wie Vulkanausbrüche.
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Teil II: Klimageschichte
Unsere Erde entstand vor ca. 4,6 Milliarden Jahren. Die Geschichte der Erde wird in verschiedene
Phasen untergliedert. Die gröbste Gliederung ist die in die Äonen. Die Erdzeitalter umfassen mehrere
Ären, welche wiederum in Systeme(auch Perioden genannt) unterteilt werden. Klassischerweise wird
der Zeitraum vor dem Paläozoikum nicht in die Systematik miteinbezogen. Im Rahmen von
geologischen Zeitangaben werden häufig die Abkürzungen Myr und Mya für Million years bzw Million
years ago verwendet. Die in den folgenden Abschnitten genannten atmosphärischen O2 und CO2-
Konzenztrationen stellen sofern nicht anders genannt die geschätzten Durchschnittswerte dar, der
Schätzfehler steigt dabei in Abhängigkeit der vergangenen Zeit und der Höhe des beobachteten
Wertes. Die Sauerstoff Werte wurden dabei über Kohlestoff isotope
Präkambrium (Erdfrühzeit, 4567~541 Mya)
Das Präkambrium untergliedert sich in die Äonen Hadaikum(4567-4000 Mya), Archaikum(4000-
2500 Mya) und Proterozoikum(2500-541 Mya). Zu Beginn des Hadaikums war die Erde nicht von
einer Erdkruste umgeben, man geht davon aus, dass diese erst durch die Abkühlung durch
Meteoriteneinschläge und durch den Wärmeverlust von Abstrahlung entstanden ist. Gegen Ende des
Hadaikums sanken die Oberflächentemperaturen der Erde auf unter 100°C, so dass das
atmosphärische Wasser kondensieren und erste Gewässer bilden konnte. Die Ursprünge unserer
heutigen Atmosphäre werden gemeinhin im Archaikum angesiedelt.
Über das Klima dieser Äonen ist wenig bekannt. Es gilt als gesichert, dass die Strahlung der Sonne um
25% bis 30% weniger intensiv war als zum heutigen Zeitpunkt, obwohl man gleichzeitig davon
ausgeht, dass die Temperaturen auf der Erde höher als heute waren. Dieses Phänomen ist als
Paradoxon der jungen schwachen Sonne bekannt. Mögliche Erklärungen für diesen vermeintlichen
Widerspruch liefern Ansätze, die von einer deutlich höheren Konzentration von Treibhausgasen
(entweder durch deutlich höhere Kohlendioxidanteile, oder andere Schwefelhaltige Treibhausgase
bzw. die Kombinationen dieser Gase) in der Atmosphäre der frühen Erde ausgehen. Gegen Ende des
Zeitalters im Proterozoikum gibt es Hinweise auf starke Vereisungen. Die Theorie der Schneeballerde
geht von einer Eisdecke aus, die den Erdball fast oder sogar gänzlich umschloss. Nachweisbare
Kaltzeitperioden im Präkambrium sind die Huronische Eiszeit (2400-2100 Mya), die Sturtische
Eiszeit(735-640 Mya) und die Marinoische Eiszeit (650-635 Mya). Weitere, aber regional beschränkte
Vereisungsspuren lassen sich für die Gaskiers-Vereisung (580 Mya) nachweisen. Als Gegenargumente
gegen eine vollständige Vereisung des Planten werden unter anderem die Existenz und Entwicklung
von Photosynthese betreibenden Organismen, und der geologischen Nachweis von Fließgewässern
angeführt.
Gemeinhin der Zeitpunkt der Entstehung des Lebens bereits im späten Haidaikum angesetzt. Über
diese frühen Lebensformen ist wenig bekannt, bedeutende Theorien zur Entstehung des Lebens sind
die der Ursuppe und die Hypothese der RNA-Welt. Im Archaikum können erste Spuren des Lebens
über Chemofossilien und Stromatolithen (biogene Mineralformationen, die aus dem Wachstum von
Mirkoorganismen entstehen) nachgewiesen werden. Man geht bereits im Archaikum von der
Existenz von modernen Zellen wie Prokaryonten und Eukaryonten, insbesondere von Vorfahren
unserer heutigen Cyanobakterien (ehemals als Blaualgen bezeichnet) aus. Der von diesen Zellen
generierte Sauersoff wurde jedoch im Rahmen von Oxidationsprozessen verbraucht, und erst zu
Beginn des Proterozoikum in der Atmosphäre angereichert. Dieser Atmosphärische Sauerstoff bildet
auch die Grundlage für den Beginn der Ausbildung einer Ozonschicht, welche vermutlich im
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anschließenden Kambrium fortgesetzt wurde. Für das Proterozoikum können die ersten mehrzelligen
Lebewesen fossil nachgewiesen werden.
Ära: Paläozoikum (Erdalterum)
Das Zeitalter des Paläozoikum ist charakterisiert durch die Eroberung des Festlandes durch die
urzeitliche Flora und Fauna. und die Wanderung der Kontinente nach Norden. Es unterteilt sich in die
Äonen Kambrium, Ordovizium, Silur, Devon Karbon und Perm.
System: Kambrium (541–485,4 Mya)
Ron Blakey: Kambrium
Quelle: Wikimedia Commons
Das Festland des Kambriums gliederte sich in die Kontinente Gondwana, Laurentia, Baltica und Sibira.
Der größte dieser Kontinente, Gondwana, war trotz seiner Lage am Südpol nahezu das ganze
Kambrium über eisfrei. Der CO2-Gehalt ist während der Periode wahrscheinlich kontinuierlich
angestiegen und erreichte am Übergang zum Ordovizium seinen Höchststand im gesamten
Phanerozoikum (geschätzt bis zu 20-facher heutiger Wert). Mit dem CO2 stiegen auch die Temperatur
und der Meeresspiegel an. Der Sauerstoffgehalt der Atmosphäre wird auf das etwa 0,6-fache des
heutigen Anteils geschätzt.
Ein besonderes Charakteristikum des Kambriums ist die kambrische Radiation. Zwar wurden bereits
gegen Ende des Präkambrium die Stämme der meisten Tier- und Pflanzenarten ausgebildet, aber die
Anzahl verschiedener Organismen stieg zu Beginn dieser Periode auf ein Vielfaches an. Die exakten
Ursachen für dieses plötzliche Ansteigen des Artenreichtums sind nicht bekannt, es bildet aber die
Grundlage unserer heutigen biologischen Vielfalt. Als erste riffbildende Spezies treten die heute
ausgestorbenen Archaeocyathiden (Schwämme) auf. Als Vorfahren oder nahe Verwandte der
Vertebrata (Wirbeltiere) bilden sich die Cephalochordata(Schädellose) aus. Gegen Ende des
Kambriums ereignet sich (vermutlich aufgrund des gesunkenen Meeresspiegels) eines der größten
Massenaussterben in der Geschichte unseres Planeten (ca. 80% der höheren Organismen)
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Ordovizium (485,4-443,4 Mya)
Ron Blakey: Ordovizium
Quelle: Wikimedia Commons
Im Ordovizium wandert der Kontinent Laurentia zum Äquator und Baltika entfernt sich weiter von
Gondwana. Klimatisch geht man von einer Fortführung der kambrischen Verhältnisse aus. Der
CO2-Gehalt der Luft sinkt jedoch wieder, während der Sauerstoffgehalt weiter ansteigt. Gegen Ende
der Periode kommt es mit dem Ordovizisch-Silurischen Eiszeitalter zu einer raschen Abkühlung um
ca. 5°C, die mit einem Massenaussterben einhergeht (ca. 50% der höheren Organismen).
Im Ordovizum treten die ersten landbewohnenden Organismen auf. Hierzu gehören Moose aus dem
Reich der Pflanzen und die Vorfahren der Arbuskulären Mykorrhizapilze. Sporen dieser Arten
konnten fossil in Sedimenten nachgewiesen werden. Die Kohlenstofffixierung durch diese ersten
landbewohnenden Pflanzen wird als eingängigste Erklärung für das Ordovizisch-Silurische Eiszeitalter
angesehen. Im Reich der Tiere bilden sich unter den riffbildenden Organismen die ersten Vertreter
der Korallen aus. Mit den Agnatha (Kieferlosen) treten im Ordovizium die ersten nachweisbaren
Vertreter der Vertebrata in Erscheinung.
Silur (443,4–419,2 Mya)
Ron Blakey: Silur
Quelle: Wikimedia Commons
Im Ordovizium kollidieren Laurentia und Baltica und bilden den Großkontinent Laurussia aus. Nach
dem Ordovizisch-Silurischen Eiszeitalter stieg die Temperatur der Erde wieder an. Der
Sauerstoffgehalt der Atmosphäre stieg weiter an und die CO2-Konzentarion stieg nach der Reduktion
im Ordovizium wieder an (ca. 12-fache heutige Konzentration). Obwohl tendenziell wärmer als das
Ordovizium finden sich im Silur gelegentliche Spuren von Inlandsvereisung.
Im Siur entsanden die ersten holzbildenen Pflanzen. Die Vertebrata entwickeln sich über die
Gnathostomata(kiefertragende Wirbeltiere) zu den Osteichthyes(Knochenfische) weiter.
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Devon (419,2–358,9 Mya)
Ron Blakey: Devon
Quelle: Wikimedia Commons
In der Periode des Devon verschmolzen Laurentia und Baltica weiterhin zu Laurussia, welches sich
auf Gondwana zubewegte. Der atmosphärische CO2-Gehalt wurde ausgehend vom Silur um ein
Viertel reduziert (ca. 9-fache heutige Konzentration)
Die Landpflanzen des Devon differenziere sich zu den verschiedenen Gattungen der Psilophytopsida
(Urfarne) und Lycopodiopsida (Bärlappgewächse) und gehen erste nachweisbare Symbiosen mit
Mykhorizzapilzen ein. Die Photosyntheseaktivität dieser Landpflanzen gilt als Grundlage für den
starken Anstieg des atmosphärischen Sauerstoffgehaltes im nachfolgenden Karbon.Im Devon treten
Coelacanthiformes (Quastenflosser) und schließlich die ersten Tetrapoden (Landwirbeliere) auf, als
´wichtigste Vertreter letzterer seinen hier die Amphibien Ichthyostega und Acanthostega genannt.
Gegen Ende des Devon ereignete sich ein Massenaussteben.
Karbon (358,9–298,9)
Ron Blakey: Karbon
Quelle: Wikimedia Commons
Im Karbon kam es zur ersten Kollision zwischen Laurussia und Gondwana, was die Grundlage zur
Bildung des Superkontinentes Pangäa bildete. Durch die Photosyntheserate der Landpflanzen
erreichte Sauerstoffkonzentration der Erdatmosphäre erstmals den heutigen Wert, überschritt
diesen sogar und erreichte ihr Maximum in der Erdgeschichte (im Durchschnitt des Karbon ca.
1,6-fache der heutigen Konzentration). Werte über 35% O2 gelten als unwahrscheinlich, da
angenommen wird, dass höhere Konzentrationen eine zu massiven Waldbränden geführt hätten,
welche die Entwicklung bestandesbildender Holzpflanzen unmöglich gemacht hätte. Solche Brände
sind jedoch nicht fossil belegt. Der im Devon begonnene Abbau des atmosphärischen CO2 wurde
fortgesetzt (ca. 3fache heutige Konzentration). Im Karbon kam es wahrscheinlich zu mehreren
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Wärme und Kälteperioden, welche auch in eine Theorie für die massiven Kohlablagerungen, die
dieser Zeit ihren Namen gaben, eine wichtige Rolle spielen. Demnach hätten abrupte glaziale
Meeresspiegelschwankungen zu häufigen Überschwemmungen küstennaher Wälder geführt, welche
nun die Grundlage unsere heutigen Kohleflöze bilden.
Zu den holzbildenden Spezies kommen im Devon die Equisetopsida (Riesenschahtelhalme) hinzu.
Weiterhin entstehen in Gondwana die ersten Samenpflanzen und aus diesen die ersten echten
Bäume.
Die hohe Sauerstoffkonzentration ermöglichte die Entstehung von Arthropoden enormen Ausmaßes
(Riesentausendfüssler, Riesenlibellen). Im Karbon bilden sich auch erste Vertreter der Insecta und
Reptilia aus.
Perm (298,9–252,2 Mya)
Ron Blakey: Perm
Quelle: Wikimedia Commons
Im Perm schritt die Verschmelzung von Pangäa aus Gondwana und Laurussia fort. Östlich der
Kollisionszone bildete sich, halbmondförmig von den Kontinenten umschlossen das Urmeer der
Tethys aus. Aber schon gegen Ende des Perm zeigen sich erste Anzeichen für ein
Auseinanderbrechen des neugeformten Superkontinentes Pangäa. Das Klima des Perm zeichnet sich
wahrscheinlich durch mehrere große Treibhauseffekte aus. Der mächtigste dieser Effekte wird auf
den Ausbruch des Sibirischen Trap (eigentlich mehrere Vulkanausbüche in der Region heutigen
Sibirien) zurückgeführt. Dieser ereignete sich gegen Ende des Perm und soll die Temperatur der
Erdoberfläche um ca. 5°C erhöht haben. Das damit in Verbindung gebrachte Massenaussterben ist
das stärkste fossil belegte Aussterben der Erdgeschichte (95% der maritimen und 65% der
Terrestrischen höheren Organismen)
In der Flora des Perm entwickeln sich die Gymnospermen(Nacktsamer) zu den dominanten
Vertretern der Landpflanzen und lösen die weniger trockenheits- und kälteresistenten Vertreter der
karbonen Flora ab. Zoologisch bildeten sich im Perm eine Vielzahl verschiedener Klassen der Reptila
aus, welche die Domianz unter den Landlebewesen übernahmen. Unter diesen befanden sich die
Therapsiden, welche als Vorfahren der Säugetiere gelten.
Ära: Mesozoikim (Erdmittelalter)
Das Mesozoikum ist wohl am bekanntesten für die Dinosaurier, welche in diesem Zeitalter gelebt
haben. Diese entstanden in dieser Ära, dominierten sie und verschwanden nach dem Ende dieser Ära
wieder fast vollständig. Die Ära gliedert sich in die Systeme der Trias, Jura und Kreide.
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Trias (252,2–201,3 Mya)
Ron Blakey: Trias
Quelle: Wikimedia Commons
In der Trias wanderte Pangäa nach Norden, weder der Nord- noch der Südpol waren von feste Land
bedeckt. Das Auseinanderdriften der Bestandteile von Pangäa schritt fort. Das Klima in Pangäa war
warm. Im Vergleich zum Perm verdoppelte sich der CO2-Anteil der Atmosphäre wieder (auf ca. 6-
fachen heutigen Wert) der Sauerstoffanteil sank wieder auf ca. 80% des heutigen Niveaus. Das Klima
der Trias war vermutlich von Monsunen geprägt und vermutlich trocken und warm bis heiß.
In der Pflanzenwelt treten die ersten Angiospermen (Bedecktsamer) auf. Die Untergliederung der
Reptilien schreitet weiter fort, und es entstehen die ersten echten Dinosaurier.
Jura (201,3–145 Mya)
Ron Blakey: Jura
Quelle: Wikimedia Commons
Die Zerteilung Pangäas schreite im Jura fort. Im Süden trennt sich Antarctica vom zukünftigen
Südamerika. In den auseinanderdriftenden Teilkontinenten werden bereits die Konturen der
heutigen Kontinente ersichtlich. Die CO2-Konzentration in der Atmosphäre wird langsamer als im
Trias aber weiterhin angereichert (ca. 7facher heutiger Wert). Der Sauerstoffgehalt stieg erneut an
und erreichte durchschnittlich das 1,3fache des heutigen Werte. Das allgemeine Klima wird ähnlich
wie das im Trias als warm angenommen.
Im Jura differenzieren sich die Gymnospermen weiter, es entstehen die Familien der Cupressaceae
(Zypresengewächse) und Pinaceae (Kiefernartige)sowie die Ordnung der Ginkoales(Ginkos). Mit dem
Hadrocodium wui tritt der erste Vertreter der Mammalia(Säugetiere) und mit dem Archaeopteryx ein
Bindegleid zwischen den Dinosauriern und modernen Vögeln in Erscheinung.
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Kreide (145–66 Mya)
Ron Blakey: Kreide
Quelle: Wikimedia Commons
In der Kreide setzt sich das Auseinanderdriften der Kontinente aus dem Jura fort. Südamerika trennt
sich von Afrika und Australia trennt sich langsam von dem nach Süden driftenden Antartica. Im Laufe
der Kreide wird die Tethys gänzlich von Landmassen umschlossen. Während der Sauerstoffgehalt der
Atmosphäre weiter ansteigt (auf ca. 1,5-fache des heutigen Gehaltes) sinkt die CO2-Konzentration
wieder geringfügig auf ungefähr den Wert des Trias (ca. 6-fache heutige Konzentration). Das Klima in
der Kreide war eher warm und die Pole waren eisfrei. Gegen Ende der Kreidezeit kam es zu einem
Massenaussterben, das zum einen auf das Yucatan-Ereignis (Meteoriteneinschlag) zum anderen auf
den ansteigenden Vulkanismus zum Ende dieser Periode zurückgehführt wird.
In der Kreide beginnen die Angiospermen die bisher dominanten Gymnospermen als dominante
Landpflanzen zu verdrängen. Die Kreide gilt außerdem als die Blütezeit der Dinosaurier. Funde
jüngerer Zeit legen nahe, dass sich anders als bisher angenommen bereits in der Kreide größere
Raubsäuger entwickelten. Mit dem Artensterben am Ende der Kreide verschwanden fast alle Saurier
mit Ausnahme der Vögel und die ökologischen Nischen für die Radiation der Säugetiere im Paläogen
wurden frei.
Ära: Känozoikum (Erdneuzeit)
Das Kanäozoikum ist die Jüngste Ära des Phanerozoikums. Es ist in drei (oder zwei) Systeme
gegliedert, wobei das letzte immer noch andauert. Im Laufe des Kanäozoikusm verlangsamt sich die
Kontinentaldrift. Das Urmeer Tethys verschwindet und die Kontinente erreichen Ihre heutige
Position. Gegen Ende des Känozoikums beginnt eine Kaltphase, die immer noch andauert. Die
Systeme des Kanäozoikus sind das Paläogen, das Neogen und das Quartär. In manchen, vorwiegend
älteren Systematiken aber auch in der Bodenkunde werden Paläogen und Neogen zum Tertiär
zusammengefügt.
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Paläogen (66–23,03 Mya)
Ron Blakey: Paläogen
Quelle: Wikimedia Commons
Im Paläogen bewegten sich die Kontinente weiter auf ihre heutigen Positionen zu. Australien trennt
sich um 37-33 Mya endgültig von der Antarktis und wanderte weiter nach Norden. Die nun
einsetzende Umströmung der Antarktis führt wahrscheinlich zu der raschen Abkühlung, die mit dem
ersten Auftreten von Eisschilden auf dem antartktischen Festland belegt wird. Mit der Kollision von
Indien mit Asien beginnt die Auffaltung des Himalaya. Die Sauerstoffkonzentration der Luft sinkt auf
das etwa 1,3fache des heutigen Wertes und die CO2-Konzentration geht auf das doppelte des
heutigen Wertes zurück. Gegen Ende des Paläogens kam es zu einer weiteren Abkühlung der Erde.
Neogen (23,03–2,588 Mya)
Ron Blakey: Neogen
Quelle: Wikimedia Commons
Vor 20-21 Myr öffnete sich die Drakestrasse und ermöglichte somit einen ununterbrochenen
Zirkumpolarstrom, was letztendlich zu einer Abkühlung der Antarktis führte. Um die 13 Myr war
schliesslich eine ungehinderte Umströmung der Antarktis möglich, dies korreliert mit stärker
zunehmenden Vereisung ab diesem Zeitpunkt. Vor ca. 10 Myr begann sich die Panamapassage zu
schließen (dieser Prozess endete ca. 2,75 Mya). Hierdurch wurde der Meeresstrom entlang der Küste
Südamerikas umgelenkt, was zur Entstehung des heutigen Golfstroms führte. Im Laufe des Neogens
sanken der Sauerstoff- und CO2-Gehalt der Atmosphäre auf ungefähr den heutigen Anteil. Über das
Neogen hinweg kommt es zu einer langsamen Abkühlung, welche schließlich in den Kaltzeiten des
Pleistozän(1ste Epoche des Quartär) mündete. Um 7-3Mya entsteht das Grönlandeis und im gleiche
n Zeitraum entstehen die ersten Gletscher der Anden. Seit 5 Mya lässt sich von Eisschollen
transportiertes Geröll in den Sedimentierungszonen rund um die Antarktis nachweisen.
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Im Neogen begann die Radiation der warmblütigen Vögel und Säugetiere, welche die vorhandenen
ökologischen Nischen rasch besetzten.
Quartär (2,588Mya-jetzt)
Ron Blakey: Quartär
Quelle: Wikimedia Commons
Das Quartär gliedert sich in die Epochen des Pleistozäns und des Holozäns. Während das Pleistozän
eine Phase wechselnder Kalt und Warmzeiten bezeichnet, steht die Epoche des Holozäns für die
aktuelle Warmzeit, in der wir uns momentan befinden. Zu Beginn des Holozäns sank der CO2-Gehalt
der Atmosphäre weiter ab, bevor er in seinem Späteren Verlauf wieder anstieg.
Die Kaltzeiten des Pleistozän werden in der Regel regional nach ihren Ablagerungen benannt. In
Süddeutschland z.B. nach den Flüssen, die sich am nördlichsten Punkt der Ausdehnung ihrer
Gletscher befinden. Diese Praxis hat dazu geführt, dass dieselben Eiszeiten in Süd- und
Nordeutschland unterschiedliche Namen tragen können. Ein vereinheitlichtes weltweites System zur
Identifikation dieser periodischen Vereisungen stellt das in Abschnitt III vorgestellte MIS (marine
isotopic stage) System dar. Im Süddeutschen Raum wurden folgende Kaltzeiten nachgewiesen:
1. das Biberglazail, (wird teilweise als MIS 40, 44 48 und 50 aber auch als MIS 66-68 datiert wird
und ist lag somit je nach MIS Einordnung vor 1,5-1,3 Myr oder 1,9 -1,8 Myr zurück)
2. das Donau-Glazial (MIS 26.28, 1000-950 tsd a
3. die Günz-Kaltzeit, (MIS 16-20, vor 800- 600 tsd a, seltener als MIS 22 vor 900 tsd a)
4. die Haslach-Kaltzeit (MIS 14 vor 550-500 tsd a)
5. die Mindel-Kaltzeit (MIS 12 vor 460-400 tsd a)
6. die Riß-Kaltzeit( MIS 6-10, vor 350-120 tsd a)
7. die Würm-Kaltzeit(MIS 2, vor 115-11,5 tsd a)
Der Beginn des Pleistozän korreliert auch mit dem Beginn der Steinzeit in Afrika (2,5 Mya), so dass
man das Quartär auch als das Zeitalter der Menschlichen Kultur bezeichnet werden kann.
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Klima der Menschheitsgeschichte
Die Geschichte des Homo Sapiens unterteilt man grob in dem der niedergeschriebenen
Geschichtsschreibung (Historie) und die davor liegende Ur- und Frühgeschichte. Diese Grenze ist
jedoch eher kulturgeschichtlicher Art und sie kann somit je nach Region stark variieren. Die
periodischen klimatischen Schwankungen der Historie werden gemeinhin als Pessima (Kälteperioden)
und Optima(Wärmeperioden) bezeichnet.
Kehl: Klimaschwankungen der letzten 11000 Jahre, nach Daansgard&Johnson (69) und
Schönwiese(95); Quelle: Vegetationsökologie Tropischer & Subtropischer Klimate, TU Berlin
Über bedeutende klimatische Ereignisse der Frühgeschichte ist wenig bekannt, es gibt jedoch
Beobachtungen mittels Proxydaten, über welche länger andauernde Zeiträume identifiziert werden
können. So ließ sich für den Zeitraum von ca. 8000-4000 v.Chr. z.B. ein Optimum identifizieren, das
als Atlantikum oder im englischen Sprachraum als Holocene Thermal Maximum (HTM) bekannt ist. In
diese Zeit fallen die Übergänge der Jäger- und Sammlerkultur zur Agrarkultur.
Klimatische Ereignisse seit der Antike
In der römischen Kaiserzeit kam es zu einer Warmzeit, die als römisches Optimum bekannt ist.
Dieses erstreckte sich ungefähr über den Zeitraum von Christi Geburt bis ungefähr 400-450 n.Chr. In
dieser Zeit stieg die Temperatur in Europa um ca. 1,2-15°C. Als Nachweise für diese Entwicklung kann
man beispielshaft die Tatsache anführen, dass sich in dieser Zeit Wein in der Provinz Britannien
kultivieren lies. Als weitere Anhaltspunkte bieten die Bevölkerungsentwicklung und die Verbreitung
klimasensitiver Arten.
Dem Optimum der Römerzeit folgte das sogenannte Pessimum der Völkerwanderungszeit. Der
Anfang dieses Zeitraumes wird je nach Quelle zwischen 250-450 n.Chr geschätzt. Das Pessimum
dauerte bis ungefähr zum Jahre 750 im Norden und Westen Europas an, in Mitteleuropa sogar bis
850. In dieser Zeit sank die Temperatur auf die vor dem Römischen Optimum zurück. In manchen
Theorien wird diese Verschlechterung als Impuls für die große Völkerwanderung dieser Zeit
angesehen, andere Theorien schreiben diesen Impuls eher dem Einfall der Hunnen zu. Neben einer
generellen Abkühlung war das Klima des Pessimums auch durch einen kontinentaleren Charakter
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geprägt, was kältere, nässere Winter und wärmere trockenere Sommer bedeutet. Im gesamten
Zeitraum kam es immer wieder zu Hungerjahren und Dürren.
Der Zeitraum 1000-1300 n.Chr. ist als Mittelalterliches Optimum bekannt. Die Angaben zur
Erwärmung während dieser Zeit schwanken zwischen +4 und +1,2°C. In diesem Zeitraum erfolgte die
Expansion der Wikinger, und eine enormes Bevölkerungswachstum (je nach Quelle wird bis zu einer
Verdreifachung der Bevölkerung in Mitteleuropa ausgegangen). Hinweise für die klimatischen
Verhältnisse dieser Zeit finden wir z.B. in grönländischen Erdbestattungen die in dem Bereich
heutiger Permafrostböden liegen, den Anbau wärmeliebender Feldfrüchte sowie der Abwesenheit
von Treibeis. Mit der Erwärmung beginnt der Meeresspiegel anzusteigen und in Norddeutschland
werden zum Schutz vor Sturmfluten die ersten Deiche errichtet.
Auf das mittelalterliche Optimum folgte das als „Kleine Eiszeit“ bekannte Pessimum, das sich vom
15ten bis zum 19ten Jahrhundert erstreckte. Da für diese Zeit eine bessere Quelldaten existieren,
sind wesentlich detailliertere Aussagen als über frühere Zeiträume möglich. Zu Beginn der Kleinen
Eiszeit ereignet sich auch ein Rückgang der Sonnenaktivität, das sogenannte Spörer-Minimum. Da
sich dieses noch vor dem Beginn der systematischen Beobachtung der Sonnenflecken ereignete,
kann es nur indirekt über die 13C- und 14C-Konzentration in dendrochronologisch datierten
Baumringen nachgewiesen werden. 1600 n.Chr. bricht der Huayanaputina im Süden Perus aus. Die
Verdunkelung der Atmosphäre durch dieses Ereignis führte 1601 n.Chr. zum kältesten Winter der
Kleinen Eiszeit und zu Hungersnöten in Russland in den Jahren 1601-1603 n.Chr.. Eine zweite Periode
verringerter Sonnenaktivität, das Maunders-Minimum ereignete sich von 1645-1705 n.Chr. Im
Sommer 1783 .Chr. beginnt eine 8monatige Ausbruchsserie des Vulkans Laki auf Island bei dem
insgesamt über 120 Mio. Tonnen Schwefeldioxid frei werden. In Folge dieses Ausbruches und der
daraus resultierenden Verdunkelung in Verbindung mit dem Sauren Regens stirbt ein Viertel der
isländischen Bevölkerung und es kommt zu starken Nebelerscheinungen in ganz Europa. Im Mittel
kühlt die nördliche Hemisphäre infolge des Ausbruches um 1,5 ab. Mit dem Dalton-Minimum
ereignet sich über den Zeitraum 1790-1830 n.Chr. ein drittes Minimum an Sonnenaktivität während
der kleinen Eiszeit. In diesen Zeitraum fällt auch der Ausbruch des Vulkan Tambora auf Sumatra. Die
Verdunklung durch die vulkanische Asche führt zu Ernteausfällen auf der ganzen Welt. Das Jahr nach
diesem Vulkanausbruch ist im englischen und deutschen Sprachraum als Jahr ohne Sommer bekannt
und war das kälteste seit Beginn der Wetteraufzeichnungen.
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Globale Temperatur in Gegenüberstellung beobachteter und rekonstruierter Sonneaktivität Quelle: cosmosportal
Nach dem Ausklang der Kleinen Eiszeit beginnt sich das Klima allmählich zu erwärmen. Seit 1850 ist
das Klima weltweit um ca. 1°C angestiegen. Als Ursache hierfür wird neben einem natürlichen
Optimum auch die gestiegene Konzentration des Treibhausgases CO2 in der Atmosphäre angesehen,
dessen Erhöhung zum größten Teil anthropogenen Ursprunges ist. Dieses wurde erstmals 1957 von
Charles Keeling in einer langjährigen Messreihe beobachtet.
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Teil III: Methoden und Klimazeugen
Datenquellen
Bei den Quellen für Klimadaten werden solche unterschieden, bei denen die Klimadaten direkt
ablesbar sind, und solche, die zwar keine Klimadaten enthalten, aber trotzdem Rückschlüsse über das
Klima zulassen. Die Informationen aus den letzteren Quellen werden als Proxydaten bezeichnet.
Weitere Gliederungen der Proxydaten in verschiedene Kategorien existieren, so unterscheiden die
Geologen z.B. biologische, morphologische und lithogenetische Klimazeugen.
Aufzeichnungen
Seit Erfindung der Schrift hält der Mensch Daten für die Nachwelt fest. Bereits in den frühen
Chroniken und Annalen der Kloster und Städte des Mittelalters finden sich immer wieder Hinweise
auf das Klima. Diese sind jedoch auf mitteilenswerte Ereignisse wie Katastrophen oder besonders
ertragreiche Jahre beschränkt. Ab dem 15ten Jahrhundert finden sich erste systematische
regelmäßige Wetterbeobachtungen in der Form von Wetterjournalen. Weitere Quellen für
systematische Wetterbeobachtungen sind Reisejournale, die sowohl für Schiffs- als auch für
Landreisen angelegt wurden. Im 16ten Jahrhundert kommen die ersten Messinstrumente auf, so
dass die zunächst rein verbalen Beschreibungen der Journale nun durch Messdaten ergänzt werden.
Moderne verlässliche Instrumente existieren seit dem 18ten Jahrhundert. Im 20sten Jahrhunderts
werdend die terrestrischen Wetteraufzeichnungen durch die Messungen von Wetterballonen du
Satelliten ergänzt.
Neben diesen direkten Quellen existieren auch noch Aufzeichnungen, die sich als gute Proxydaten für
die Klimaentwicklung eignen. Hierzu gehören vor allem landwirtschaftlichen Ertragsdaten, die in den
Aufzeichnungen der Abgaben- und Steuerbücher gefunden werden können. Neben dem Ertrag, kann
bei Weinanbau auch noch die Qualität des Weines als Aussage über das Klima des Produktionsjahres
herangezogen werden.
Dendrochronologische Analysen
Im Rahmen der Geschichtswissenschaften werden seit längerer dendrochronologische Zeitreihen
aufgestellt. Diese dienten ursprünglich zur exakten Datierung hölzerner Objekte. Grundlage für
dieses Verfahren bildet die Eigenschaft von Bäumen unterschiedliche Holzstrukturen am Anfang der
Vegetationsperiode (Frühholz) und zu ihrem Ende (Spätholz) auszubilden. Die Breite dieser
abwechselnden Ringe mit einer markanten Grenze zwischen dem Spätholz eines Jahres und dem
Frühholz des nächsten Jahres lassen Rückschlüsse auf das Klima im Jahr ihrer Entstehung zu. Indem
man die Stirnflächen unterschiedlich alter Holzstücke einer Region miteinander vergleicht, können so
Zeitreihen über viel hundert Jahre erstellt werden. Diese Daten kann man nun aber auch als
Proxydaten nutzen, um Informationen über das Klima der Jahre ihrer Entstehung zu erhalten. Da ein
Großteil der Holzzellen im Xylems(Holzkörper) bereits im Jahr seine Entstehung abstirbt, können
Jahrringe auch für chemische oder Isotopenanalysen mit hoher zeitlicher Auflösung verwandt
werden. In Äquatornähe können unter bestimmten Umstanden, wie saisonalen Schwankungen
aufgrund von Regenzeiten ebenfalls jahrringähnliche Strukturen ausgebildet werden.
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Korallenriffe
Ähnlich wie Jahrringe können auch die Wachstumsringe von Korallen als herangezogen werden. Die
Tatsache, dass Korallen an einem Riff wachsen lassen sogar eine ununterbrochene klimatische
Einordnung Teils über mehrere tausend Jahre zu. Auch hier können über die Analyse des Kalkes in
den Wachstumsringen hohe zeitliche Auflösungen bei chemischen Und Isotopenanalysen erzielen.
Pollenanalysen
Aus den klimatischen Ansprüchen heutiger Pflanzen können Rückschlüsse über das Klima in dem ihre
Vorfahren lebten gezogen werden. Hierzu eignen sich insbesondere die Pollen anemophiler
(windbestäubter) Pflanzen, da diese gleichmäßig verteilt und in großer Menge erzeugt werden.
Ablagerungen von Pollen findet man sowohl in limnischen, maritimen und aeolischen Sedimenten,
als auch in Mooren. Je mehr Pollen gefunden werden, desto größer war die Ähnlichkeit des
Entstehungsjahres mit dem ökologischen Optimum der betrachteten Pflanzen. Bei der Pollenanalyse
muss jedoch stets auch die Ausbreitungsgeschwindigkeit der betrachteten Pflanzen berücksichtigt
werden, die häufig deutlich langsamer als die klimatische Veränderung voranschreitet. So wird zum
Beispiel die Rückwanderungsgeschwindigkeit vieler Baumarten bei der Wiederbesiedlung des
Lebensraumes nördlich der Alpen mit Pollenanalysen rekonstruiert.
Sedimentsanalysen
Die Sedimente in limnischen und maritimen Systemen enthalten sowohl mineralische Ablagerungen
aus chemischer Fällung, aus physikalischem Transport, oder organischen Ursprungs. An günstigen
Standorten mit wenig Perturbation können diese Ablagerungen gut für die Rückschlüsse über die
Klimageschichte verwendet werden. Unterscheiden sich die Ablagerungen saisonal in ihrer
Zusammensetzung, so kommt es zur Bildung von Warven. Ähnlich wie bei der Dendrochronologie
kann das Alter von Warven durch Abzählen ihrer Schichten eindeutig bestimmt werden. Von
besonderem Interesse bei der Analyse maritimer Sedimente der Foraminifera. Diese einzelligen
Eukaryonten besitzen charakteristische Gehäuse aus Calzit. Da das Gehäuse nur während der
Lebenszeit der Einzeller ausgebildet wird, kann dieses über Isotopenanalyse für Aussagen über die
Entstehungszeit des Sedimentes herangezogen werden.
Eisbohrkerne
Die jährlichen Ablagerungen auf Inlandseisschilden und Gletschern bilden ähnliche Jahresschichten
wie Sedimente aus. Hierbei wird das unterliegende aufgrund der zunehmenden Last der
aufliegenden Eisschichten immer stärker kompremiert, so dass es zu Lufteinschlüssen kommt und die
Schichtdichte immer weiter abnimmt. In der Regel erfolgen die Lufteinschlüsse in einer Tiefe von 80-
100m, was einem zeitlichen Versatz von ca. 2500 Jahren entspricht. Über die Stärke einer
Jahresschicht lässt sich die jährliche Niederschlagsmenge rekonstruieren. Zur Analyse von
Lufteinschlüssen werden Bohrkernabschnitte in einer Vakuumkammer zertrümmert und die
entstehenden Gase mit einem Gasspektrometer analysiert. Neben den im Eis eingeschlossenen
Gasen werden auch die Strukturierung des Eises, die isotopische Zusammensetzung des Eises sowie
im Eis eingeschlossene Staub analysiert.
Bei der Wahl eines geeigneten Bohrstandortes sollte darauf geachtet werden, dass das Bohrloch
möglichst im Zentrum des Eisfeldes liegt (Eisscheitel), da in den Außenbereichen Fließerscheinungen
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der tieferen Eisschichten zum Rand hin auftreten. Weiterhin ist eine möglichst homogene
Auflagefläche des Eisschildes Vorteilhaft, da sonst Störungen im Eisfluss bei den
Kompressionsvorgängen erfolgen. Trotz einer guten Wahl eines Bohrstandortes kann es vorkommen,
dass zum Ausgleich des Eisflusses Modellrechnungen erstellt werden müssen, z.B. weil es in
bestimmten Zeiträumen des Untersuchten Bohrkernes zu Abschmelzvorgängen gekommen ist.
Meistens können Einzeljahre aufgrund der unterschiedlichen Korngrößen und Formen des in den
verschiedenen Jahreszeiten entstehenden Eises noch viele tausend Jahre später mit dem Auge
identifiziert werden.
Neben den visuell identifizierbaren Jahresschichten der jüngeren Zeit können tieferliegende
Schichten mit weiteren Methoden datiert werden. Auch hierfür können die bereits
erwähnten Eisflussmodelle herangezogen werden. Eine weitere Datierungsmethode besteht
in der Identifikation bekannter Ereignisse in sogenannten Leitschichten, wie
Ascheablagerungen bekannter Vulkanausbrüche. Einzelne Jahresschichten können
außerdem über saisonal schwankende Salz- und Staubablagerungen und der daraus
resultierenden Veränderung der elektrischen Leitfähigkeit der Eisschichten identifiziert
werden.
Eisbohrkern mit deutlich sichtbarer Jahresschichtung Quelle: Wikimedia Commons
Der hier abgebildete Bohrkern entstand bei den GISP2-Bohrungen im Grönlandeis. Er stammt
aus einer Tiefe von 1837-1838 m und ist ca. 16250 alt. Der abgebildete Ausschnitt
repräsentiert in etwa 38 Jahre.
Isotopenanalysen
Bei den Analysen mittels Isotopen muss zwischen den Analysen radioaktiver Isotope und denen von
stabilen Isotopen unterscheiden werden. Bei der Untersuchung radioaktiver Isotope wird mittels
deren Zerfallsrate ein Alter berechnet. Als grober Anhaltspunkt kann davon ausgegangen werden,
dass eine Altersbestimmung bis zum 5- bis 6-fachen der Halbwertszeit eine zuverlässige
Altersbestimmung ermöglicht. Die Analysen stabiler Isotope erfolgt auf Basis derer unterschiedlicher
physikalischer Eigenschaften und der damit verbundenen unterschiedlichen Verteilungen in
Abhängigkeit von klimatischen Parametern. Im Folgenden werden einige ausgewählte
Isotopensignale der Paläoklimatologie besprochen.
Uranzerfall 238U und 235U haben mit Uran-Radium-Reihe zu 205Pb und der Uran-Actinium-Reihe zu207Pb beide
radioaktive Zerfallsreihen, welche in stabilen Isotopen desselben Elements enden.
Das radioaktive Zerfall des Isotop 238U zu 205Pb eine Halbwertszeit von 4,5 Mrd. Jahren, 235U zu 207Pb
hingegen nur eine von 207 Mio. Jahren hat, und das Verhältnis von 238U und 235U zueinander als stabil
angenommen werden, kann aus dem Verhältnis der Bleiisotope zueinander eine Altersbestimmung
erfolgen.
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Eine weitere wichtige Methode der Paläoklimatologie basiert auf der Umwandlung von 238U in 230Th.
Bei Biologischen und Kalkbildenden Prozessen wird nur 238U, nicht aber Thorium eingebaut, da
letzteres nicht wasserlöslich ist. 230Th hat eine deutlich geringere Halbwertszeit von nur 75000
Jahren. Auf dieser Weise kann aus dem Verhältnis von 238U zu 230Th eine Altersbestimmung erfolgen.
Radiokarbondatierung
Die Radiokarbondatierung ist die bedeutendste Methode zur Datierung biogener Proben des Holozän. Diese beruht auf dem konstanten Verhältnis von 14C zu 12C in der Biosphäre, da 14C über Neutronenstrahlen aus 14N in der Atmosphäre entsteht. Dieses Verhältnis wird von jedem Lebewesen über Atmung übernommen. Stirbt das Lebewesen ab, wird der Nachschub an 14C unterbrochen und nimmt durch radioaktiven Zerfall (Halbwertszeit ~5739 a) konstant ab. Über das Verhältnis von 14C zu 12C in einer Probe kann deren Alter für einen Zeitraum von ca. 60000 Jahren relativ exakt bestimmt
werden. Mittels C-Analysen (Delta-Wert, s.u.) von Dendrochroniken kann die Radiokarbonmethode von den Auswirkungen schwankender Strahlungsintensitäten bereinigt und dadurch weiter präzisiert werden.
Delta-Wert
Der Delta-Wert dient zur Häufigkeitsanalyse stabiler Isotope. Dabei wird der Unterschied im
Verhältnis zweier Isotope in einer Probe zum Standardverhältnis in Prozent angegeben. Bei
chemischen, physikalischen und biologischen Prozessen können durch die unterschiedlichen
Eigenschaften beider Isotope Abweichungen in deren Verteilung entstehen, dieser Vorgang wird als
Fraktionierung bezeichnet. Mit dieser Methode können nur solche Prozesse untersucht werden, bei
denen nur ein Teil des verfügbaren Elementes umgewandelt wird, da sonst keine Fraktion erfolgen
kann. Die Formel für alle Delta-Werte lautet:
wobei R für das Verhältnis der zwei Isotope steht.
18O
Das Sauerstoffisotop 18O ist schwerer als das normale 16O und hat infolgedessen eine geringere
Wahrscheinlichkeit zu verdunsten, und eine höhere zu kondensieren. Als Folge dieser Eigenschaften
entsteht eine temperaturabhängige unterschiedliche Verteilung beider Isotope im Wasserkreislauf.
Die Formel für den Unterschied wird wie folgt berechnet, wobei der Standardwert dem im Vienna
Standard Mean Ocean Water festgelegten Verhältnis entspricht. In Inlandseisschilden kann ein
Rückgang von bis zu 0,62‰-0,33‰ je 1°C Erwärmung beobachtet werden. Dabei gilt zu beachten,
dass der korrespondierende 180-Wert je Grad von Eisbohrkernen deutlich höher als der maritimer
Sedimente ist, da Letzterer nur den Fraktionisierungsprozess der Verdunstung von Meerwasser
unterliegt, während bei Eis eine zusätzliche Fraktionierung beim Niederschlag erfolgt.
Ein weiterer ähnlicher Zeiger existiert mit dem Deuteriumverhältnis 2H.
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13C
Mit dem Kohlenstoffisotop 13C wird die Photosyntheserate nachgewiesen. Organismen bevorzugen
bei der Photosynthese das leichtere 12C., wodurch der atmosphärische 3C-Wert in Phasen stärkerer
Photosyntheseaktivität (und damit verbundener Nettoproduktion an Biomasse) steigt. Berner
rekonstruierte über sedimentär gebundenen Kohlenstoff und die 13C-Methode die
Sauerstoffkonzentration der Atmosphäre bis in das Kambrium zurück. Untersuchungen von
Lufteinschlüssen in Bernstein bestätigten die von Berner rekonstruierten Werte. Ausgehend von 13C
erstellte Berner ferner das GEOCARB-Modell, mit Hilfe dessen er über Berücksichtigung von
geologischen und Biologischen Rückkopplungsprozessen den CO2-Gehalt von der frühen Erde
rekonstruieren konnte.
O2-Gehalt der Atmosphäre nach Berner Quelle: Scott, A.C.; The Pre-Quaternary history of fire
CO2-Gehalt der Atmosphäre nach Berner (GEOCARB II) Quelle: Onlineskript der UC Santa Cruz
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Sauerstoffisotopenstufe
Bei der Sauerstoffisotopenstufe oder Marine Isotope Stage (MIS) wird die Fraktionierung von
Sauerstoff dazu genutzt, eine Skala für die Warm- und Kaltzeiten des Quartärs anhand des 18O-Wertes aus den Sedimenten von Foraminiferenschalen erstellt. Die Phasen werden dabei
abwechselnd mit ungeraden Ziffern für Warmzeiten und geraden für Kaltzeiten ausgehend von der
heutigen Warmzeit als Stufe 1 in umgekehrter chronologischer Reihenfolge durchnummeriert.
Ursprünglich wurden 103 Isotopenstufen für das Quartär bestimmt, später identifizierte Perioden
wurden durch das anfügen von Buchstaben in die Chronologie eingefügt.
Maritime Isotopenstadien Quelle: FU-Berlin, Physikalische Geologie
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Quellenverzeichnis:
Bücher:
Glaser, Rüdiger; Klimageschichte Mitteleuropas Mauelhagen, Franz; Klimageschichte der Neuzeit Ruddiman, William ;, Earth‘s climate - past and future Strassburger, Eduard; Lehrbuch der Botanik Schütt, P., Schuck, H.J., Stimm, B.; Lexikon der Baum- und Straucharten Sonst. Veröffentlichungen: Scott, A.C.; The Pre-Quaternary history of fire; Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology 164 (2000) Berner, R.A.; Kothavala, Z.; GEOCARB III: a revised model of athmospheric CO2 over phanerozoic time; American Journal of Science, Vol. 301, (2001) Seminararbeiten:
Baumann, F, Spaltenberger T.; Eisbohrkerne der Arktis und Antarktis; Uni Tübingen Seminar Quartärforschung WS 03/04 Schregele, R.; Klimageschichte; UR, Seminar Wetter und Klima WS 09/10 Treutinger, F.; Eiszeiten; UR, Seminar Wetter und Klima WS 09/10
Internetquellen:
Lernmodul “Eiszeitalter der Erdgeschichte” der FU Berlin:
http://www.geo.fu-berlin.de/fb/e-learning/pg-net/themenbereiche/klimaschwankungen/eiszeitalter/
Hergarten, S; Onlineskript Tektonische Geopmorphologie; Uni Graz
http://geol43.uni-graz.at/05W/650031/
Cheng, Weixin; Onlineskript ENVS 23: The Physical and Chemical Environment; UC Santa Cruz
http://www.ic.ucsc.edu/~wxcheng/envs23/
Kehl, H.; ErLäuterungen zu: Vegetationsökologie Tropischer & Subtropischer Klimate; TU Berlin
http://lv-twk.oekosys.tu-berlin.de/project/lv-twk/index.htm
Cosmosportal.org
Wikimedia Commons