Teil 5: Paläo- u. historisches Klima im Holozän · durch eine markante Erwärmung ca. 11600...

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Christian-D. Schönwiese Universität Frankfurt/Main

Institut für Atmosphäre und Umwelt© ESA/EUMETSAT: METEOSAT 8 SG – multi channel artificial composite colour image, 23-5-2003, 12:15 UTC

Teil 5: Paläo- u. historisches Klima im Holozän

Nordhemisphärisch gemittelte Temperaturänderungen in der letzten Jahrmillion

Viele Quellen, insbes. Clark et al., 1984, hier nach Schönwiese, 1994

Die Neo-Warmzeit wird häufig (insbe-sondere in der Geologie) als Holozänbezeichnet, außerdem (u.a.Geographie) auch als Postglazial bzw. Nacheiszeit.

Temperaturänderungen in der späten Würm-Kaltzeit (Pleistozän) und Übergang ins Holozän

Nach der Würm-Kaltzeit mit ihren Dansgaard-Oeschger - Ereignissen erfolgte, überlagert von der Jüngeren Dryaszeit (YD, auch Jüngere Tundrenzeit genannt), der Übergang ins Holozän. Da YD recht abrupt durch eine markante Erwärmung ca. 11600 J.v.h. (Jahre vor heute)endete, kann dies als Beginn des Holozäns angesehen werden. Um 8200 J.v.h. ist nochmals eine abrupte Abkühlung eingetreten (sog. 8,2 ka-Ereignis), jedoch wesentlich schwächer ausgeprägt als YD.

Bubenzer u. Radtke, 2007; Rahmstorf, 2003

Viele Quellen, insbesondere Clark, 1984, hier nach Schönwiese, 1994

Kaltzeit-Niveau ca. 10-11 °C

Rasche Erwärmung im 20. Jh.

*Nach neueren Rekonstruktionen kälteste Epoche des Holozän

Nordhemisphärisch gemittelte Temperaturvariationen der letzten 10 000 Jahre (Neo-Warmzeit = Holozän= Postglazial = Nacheiszeit)

Übers. Landolt-Börnstein, V/6, Obs. Glob. Climate, Sw (2005); akt. IPCC (2014)

Periode Zeit Klima-Charakteristika (Holozän) Subatlantik Seit 2500

J.v.h. Seit ca. 1850/1900: rezente (globale) Erwärmung; ca. 1300 - 1900: “Kleine Eiszeit” (IPCC: 1450-1850); ca. 950 - 1250: Mittelalterliche Warm-Periode (“Mittelalterliches Klima-Optimum”); ca. 450-700: Kalt-Periode (“Pessimum der Völkerwanderungszeit”); ca. 300 v.C. - 400 n.C.: Warm-Periode (“Klima-Optimum der Römerzeit”); Frühes Subatlantik relativ kalt

Subboreal 6000 - 2500 J.v.h.

Spätes Subboreal relativ warm, bes. ca. 3000 J.v.h.; um 1500 v.C. (3500 J.v.h.) kälteste Epoche des Holozän (“Holozän-Pessimum”, “Piora Oszillation”); ca. 6000-4000 J.v.h. sehr warm, jedoch von Fluktuationen überlagert

Atlantik 9000 - 6000 J.v.h.

Wärmste Epoche des Holozän (“Optimum des Holozän”, “Altithermum”), kulminierend um 6000 J.v.h. (Südhemisphäre zusätzlich um ca. 8000-9000 J.v.h.), jedoch von ausgeprägten Fluktuationen überlagert

Boreal 9000-10500 J.v.h.

Mehr oder weniger graduelle Erwärmung, führend zum hohen Temperaturniveau des Atlantik

Präeboreal 10500-11600 J.v.h.

Endgültiges Ende der Würm-Kaltzeit, gekenn-zeichnet durch eine erneute rapide Erwärmung

Jüngere Dryas-Zeit

11600-12800 J.v.h.

Zwischenzeitliche rapide Abkühlung beim Übergang von der Würm-Kaltzeit ins Holozän.

Isoliniendes Eis-rückzugsin Nord-amerika

Noch vor ca. 5000 J. haben restliche Rückzugs-gebietebestanden (vgl. Pfeile).

Lamb, 1977

Isolinien des Eisrückzugs in Skandinavien

Hier sind bereits um 8000 J.v.h. die letzten größeren Eisflächen verschwunden (vgl. Pfeile).

Lamb, 19777

Übergang Würm-Kaltzeit → Holozän: Meeresspiegelanstieg

- 130 m

8Fleming und Milne, 2005; globalicwarming.com, 2006

Holozänes Optimum (Altithermum) ~ 6000 J.v.h.

Klimamodellsimulation der Temperaturanomalien9Braconnot et al., 2007

Klimamodellsimulation der Niederschlagsanomalien10Braconnot et al., 2007

Global Lake Status Data Base; Wanner et al., 2008

Diese Indizien weisen insbesondere für Nordafrika auf sehr feuchte Bedingungen hin, auf feuchte u.a. auch für Asien und Mittelamerika, während sich Europa und Nordamerika sehr uneinheitlich zeigen. 11

Rekonstruktion der Niederschlagsanomalien

Holozänes Opt. : Simulation der „grünen Sahara“

CLIMBER/BIOME, Claußen et al., 1997

6000 J.v.h.12

Römerzeit- Völkerwand.- Mittelalt.- „Kleine RezenteOptimum Pessimum Opt. Eiszeit“ Erwärmung

Gletscher-Flächen-änderungenin den letzten 2000 Jahren in den Alpen … können als Orientierung für die relativ langfristigen Temperatur-änderungenin Mitteleuropa angesehen werden.Holzhauser, 1983; Furrer, 1991 13

Die letzten ca. 2000 Jahre (0-1998)(TNH; relativ zu 1961-1990)

Unsicherheit

Nach IPCC (2007) gibt es 11 Alternativen → Balken (Unsicherheit)

0 200 400 600 800 1000 1200 1400 1600 1800 2000 Zeit in Jahren

TNH-Rekonstruktionen 850-2000 n.C., Stand 2014

IPCC, 2014

Die Strahlungsantriebe sind ein wichtiges Konzept zur vergleichenden Interpretation der Klimaänderungen.

Perzentile

9 versions 12 models

Ursachen der Klimaänderungen im Holozän• Sonnenaktivität• Vulkanismus• Interne Vorgänge und Wechselwirkungen im

Klimasystem (insbesondere hinsichtlich der atmosphärischen u. ozeanischen Zirkulation: ENSO, NAO usw., siehe nächste Vorlesungen)

• In historischer Zeit (letzte Jahrtausende) und insbesondere im Industriezeitalter (seit ca. 1800/1850, vgl. Neoklima, nächste Vorlesung) tritt der Klimafaktor Mensch hinzu: Emission klimawirksamer Spurengase und Partikel sowie Veränderungen der Erdoberfläche mit Modifikation der dortigen Energie- und Massenflüsse. 16

Klimafaktor Sonnenaktivität

Sonnenflecken, Aufnahme im sichtbaren Bereich

Aufnahme im UV-Bereich

Klimafaktor SonnenaktivitätDie Sonnenflecken sind relativ dunkle und somit kühle Areale auf der Photosphäre (sichtbare Sonnenoberfläche). Sie werden durch Sonnenfackeln, Protuberanzen u.ä. überkompensiert, so dass die „unruhige Sonne“ (relativ starke Fleckenaktivität) etwas stärker ausstrahlt als die „ruhige“.

Diese Sonnenaktivität verläuft in verschiedenen Zyklen:• 11-jähriger Schwabe-Zyklus (genauer: 8-15 Jahre);• 22-jähriger Hale-Zyklus;• 40-50-jähriger Schove-Zyklus;• 75-90-jähriger Gleissberg-Zyklus;• 180-200-jähriger José-Zyklus • und weniger gut gesicherte längere ZyklenAußerdem gibt es sog. solare Minima, d.h. Zeitintervalle mit extrem wenig Sonnenaktivität (z.B. Maunder-Min., ~ 1635-1715).Starke (bzw. schwache) Sonnenaktivität wärmt (bzw. kühlt) die gesamte Atmosphäre (also Troposphäre und Stratosphäre). 18

Quellen: Waldmeier, 1961; Eddy, 1967; Schove, 1983, SIDC (ab 1700), 2017; bearbeitet

Zur Sonnenaktivität als Klimafaktor

Die Sonnenflecken wurden gleich nach der Erfindung des Fernrohrs 1610 entdeckt und seitdem als sog. Züricher Sonnenflecken-Relativzahlen (SRZ) dokumentiert.

Sonnenflecken-Relativzahlen 1600-2017

1600 1650 1700 1750 1800 1850 1900 1950 2000

Zeit in Jahren

1600-1699 historische Daten, ab 1700 SIDC

Maunder-Min.

Dalton-Min.

50-jähr. Glättung

Flecken als Indikatoren der Sonnen-aktivität

Sonnenflecken-Relativzahlen 1761-2003

1760 1780 1800 1820 1840 1860 1880 1900 1920 1940 1960 1980 2000

Zeit in Jahren

Wie großist der Strahlungs-effekt?

Parallel zu den Sonnenflecken schwankt die Sonneneinstrah-lung („Solarkonstante“) im Promillebereich.

Strahlungsantrieb (IPCC, 2014):0,05 (±0,05) Wm-2 (seit 1750). Jahr

Satellitenmessungen der Sonneneinstrahlung

(Quelle: SIDC, Brüssel)

(Quelle: Weltstrahlungszentrum, Davos)

Diese Zeitreihe geht von Satellitenmessungen der „Solarkonstanten“ aus und korreliert sie mit historischen Indizien der Sonnenaktivität, insbesondere SRZ. Daraus ergibt sich seit ca. 1800 ein Trend von ca. 3 Wm-2 (Amplitude des quasi-11-jährigen Zyklus ca. 1 Wm-2, somit auch hier ca. 0,1 % der Solarkonstanten). Quelle: J. Lean, Center for Space Research, Washington, USA, 2010.

Rekonstruktion der „Solarkonstanten“ seit 1500

Rekonstruktion der Solarkonstanten (Lean)

1500 1550 1600 1650 1700 1750 1800 1850 1900 1950 2000

Rekonstruktion der Sonnenaktivität seit 850

Antarktis und Grönland: 10Be-Analysen aus Eisbohrungen14C (14C): Baumringanalysen (nach Stuiver et al., 1980, 1989)GSN: Grouped sunspot numbers (Sonnenflecken-Relativzahlen)

Usoskin et al., 2003

Dm: Dalton-Minimum; Mm: Maunder-Min.; Sm: Spörer-Min.; Wm: Wolf-Min.; Om: Oort-Min.; MM: Mittelalterliches Maximum. Diese Episoden sind wahr-scheinlich effektiver als die Zyklen (ca. 11, 22, 40-50, 75-90 usw. Jahre). 22

Sonnenaktivität, Rekonstruktion (Usoskin et al., 2003)

TNH-Rekonstruktionen

IPCC, 2014

Usoskin et al., 2003

Klimafaktor VulkanismusExplosive Vulkanausbrüche schleudern Gase und Partikel bis in die Stratosphäre.

Klimawirksam sind dabei vor allem die aus schwefelhaltigen Gasen (nach ca. 2-3 Monaten) in der Stratosphäre entstehen-den Sulfat - Partikelschichten (Verweildauer ca. 2-4 Jahre).

Sie streuen verstärkt die Sonneneinstrahlung (geringere Transmission, Abkühlung der Troposphäre) und absorbieren verstärkt die terrestrische Ausstrahlung (Erwärmung der Stratosphäre).

Pinatubo, 12.6. 2001 24

Bei Vulkaneruptionen emittierte magmatische Gase• Wasserdampf (H2O) 35-90 %• Kohlendioxid (CO2) 5-50 %• Schwefeldioxid (SO2) 2-30 %• Weitere Schwefel- (z.B. H2S) sowie Chlor- und

Fluor-Verbindungen

Klimawirksam sind vor allem die aus SO2 in der Strato-sphäre entstehenden Sulfat (H2SO4)-Partikelschichten, wobei in neuerer Zeit die SO2-Emission durch die Eruption des Pinatubo mit ca. 15 Mt besonders groß war.

Der CO2-Ausstoß durch den gesamten Vulkanismus wird auf ca. 9(±3)•1012 mol/Jahr geschätzt. Zum Vergleich: energiebedingte anthropogene Emission im Jahr 1990: 500•1012 mol*; der vulkanische Anteil lag somit bei 2 %.

Schmincke, 1986, 1992* Mit M(CO2)=44→22 Gt (2012: 36 Gt; M: Molekulargew.) 25

Klimawirksamkeit eines explosiven Vulkanausbruchs

VulkanSchmincke, 1993

Terr. Strahlung

1: Zunahme der stratosphärischen Rückstreuung der Solarstrahlung (stark)2: Zunahme der stratosphärischen Absorption der Solarstrahlung (gering)3: Höhere Albedo für Solarstrahlung durch die Eruptionswolke (mittel)4: Zunahme der Absorption von terrestrischer Strahlung (stark) 26

Der “Volcanic Explosivity Index” (VEI, Smithsonian Institution, USA)

VEI 1 2 3 4 5 6 7 8 *

Kategorie gering mäßig mäßig groß

groß sehr groß

… … “Super-vulkan”

Tephra, Vol. in km3

<0,001 #)

0,001-0,01

0,01-0,1

0,1-1 1-10 10-100 100-1000 >1000

Auswurf-höhe* in km

0,1-1 1-5 3-15 10-25 >25 >25 >25 >25

#) entspr. 106 m3 (1km3=109m3) Quelle: Simkin et al. (Smithsonian Institution), 1981

* Beispiele für Supervulkane: Toba, Sumatra, vor ca. 75 000 Jahren, Tephra ca. 2 800 km3; Yellowstone, USA, vor ca. 2,1 Mill. Jahren, Tephra ca. 2 500 km3; vor ca.640 000 Jahren, Tephra ca. 1 000 km3.

Auswahl großer historischer explosiver Vulkanausbrüche vor 1830 (VEI ≥ 5)

Jahr Vulkan Region VEI Jahr Vulkan Region VEI

1640 vC Santorin * Griechenland 7 1641 Mt. Parker Mindanao, Philipp. 5 79 Vesuv Italien 5 1663 Usu Hokkaido, Japan 5 181 Taupo ** Neuseeland 7 1667+ Tarumae Hokkaido, Japan 5 1452 Kuwae Vanuatu, China 6 1673 Gamkonora Halmahera, Indones. 5 1563 Agua de Pau Azoren, Portugal 5 1680 Tongkoko Sulawesi, Indonesien 5 1586 Kelut Java, Indonesien 5 1707 Fuji Honshu, Japan 5 1593 Raung Java, Indonesien 5 1721 Katla Island 5 1600 Huaynaputina Peru 6 1756 Katla Island 5 1625 Katla Island 5 1764 Michoacan(Jorullo) Mexiko 5 1630 Furnas Azoren, Porugal 5 1795 Mt. Westphal Aleuten 5 1631 Vesuv Italien 5 1815 Tambora*** Sumbawa, Indones. 7 1640 Komagatake Hokkaido, Japan 5 1822 Galunggung Java, Indonesien 5 * Tephra ca. 100 km3 ** Tephra ca. 50-60 km3 *** Tephra 160 km3 + und 1739, VEI 5 Quellen: Smithsonian Institution, Global Volcanism Program, Abruf Aug. 2007; Wikipedia, Abruf Aug. 2013

Auswahl großer historischer explosiver Vulkanausbrüche ab 1800

Jahr Vulkan Region VEI* Tephra in km3

Aerosol in Mt **

Sulfatanteil, in Mt **

1815 Tambora Indonesien 7 160 150 52 1883 Krakatau Indonesien 6 20 55 2,9 1902 Santa Maria Guatemala 6 20 ~20 0,6 1912 Katmai USA (Alaska) 6 28 ~30 12 1963 Agung Indonesien 4 1 20 2,8 1980 St. Helens USA 5 1,2 Gering 0,1 1982 El Chichón Mexiko 5 2,3 12 0,1 1991 Pinatubo Philippinen 5 11 20-30 15*** 2008 Kasatochi*** USA (Aleuten) 4 ? ? ? 2011 Puyehue Chile (Anden) 5 ? ? ?

* Volcanic explosivity index (US Smithsonian Instit.) ** Stratosphäre, Nordhem. ***SO2 *** Im gleichen Jahr Ausbruch des Okmok (auch Aleuten), ähnliche Stärke Quelle: Schmincke, 1993; Wikipedia, Abruf Aug. 2013

Maximale Strahlungsantriebe: Tambora (1816) 26 Wm-2, Pinatubo (1992) 3 Wm-2, somit jeweils im Jahr nach der Eruption, danach rasch abklingend.

Auswahl großer historischer explosiver Vulkanausbrüche ab 1800

Jahr Vulkan Region VEI* Tephra in km3

Aerosol in Mt **

Sulfatanteil, in Mt **

1815 Tambora Indonesien 7 160 150 52 1883 Krakatau Indonesien 6 20 55 2,9 1902 Santa Maria Guatemala 6 20 ~20 0,6 1912 Katmai USA (Alaska) 6 28 ~30 12 1963 Agung Indonesien 4 1 20 2,8 1980 St. Helens USA 5 1,2 Gering 0,1 1982 El Chichón Mexiko 5 2,3 12 0,1 1991 Pinatubo Philippinen 5 11 20-30 15*** 2008 Kasatochi*** USA (Aleuten) 4 ? ? ? 2011 Puyehue Chile (Anden) 5 ? ? ?

* Volcanic explosivity index (US Smithsonian Instit.) ** Stratosphäre, Nordhem. ***SO2 *** Im gleichen Jahr Ausbruch des Okmok (auch Aleuten), ähnliche Stärke Quelle: Schmincke, 1993; Wikipedia, Abruf Aug. 2013

Holozän: klimawirksame Spurengase (Kohlendioxid CO2und Methan CH4)(Rekonstruktion der atmosphärischen Konzentration)Hier zeichnet sich vor allem der drastische Anstieg im Industriezeitalter ab. Werte für 2017 (nach NOAA, 2018): CO2 405 ppm, CH4 1,85 ppm; näheres siehe Ursachen-diskussion zum Neoklima, nächste Vorlesung).

IPCC, 2007; ergänzt 30

Schwere Sturmfluten in der südl. NordseeregionRömerzeit- Völkerwand.- Mittelalt.- „Kleine RezenteOptimum Pessimum Opt. Eiszeit“ Erwärmung

*) nach anderen Quellen „nur“ 60 000 - 100 000 Tote; derartige historische Dokumentationen sind prinzipiell sehr unsicher.

31Vorlesung zum Thema Extremereignisse folgt (Teil 9) Schuurmans, 1981; ergänzt.

Klimawandel in verschiedenen Zeitskalen:

bodennahe Lufttemperatur,

Mittelung über die Nordhemisphäre

Viele Quellen, hier nach Schönwiese, 2013

Mittlere meridionale Temperaturprofile der Nordhemisphäre bei verschiedenen Klimazuständen

a: Kaltzeit (z.B. Würm);

b: derzeit (Holozän); c: stark ausgeprägte

Warmzeit (z.B. Eem);d: akryogenes Warm-

klima (z.B. Kreide)

Quelle: Eissmann und Hänsel, 1991, hier vereinfacht nach Schönwiese, 2013

Vergleichswerte der Temperatur und des Niederschlags (mittlere Jahreswerte) für verschiedene Klimazustände

Viele Quellen, hier nach Schönwiese, 2013; akt. nach IPCC (2014)

Klimaepoche (Dauer

bzw. Höhepunkt)

Zeitbezug Mitteltemperatur,

Nordhemisphäre

Mitteltemperatur,

Deutschland

Mittl. Niederschlag,

Deutschland

„Kleine Eiszeit“ ***) 1300 - 1900 n.C. - 0.5 K *) - 1 K *) - (?)

Mittelalterl. „Optimum“ 950 - 1250 n.C. ~ 0 K *) + 0.5 K *) + (?)

Holozänes „Optimum“ 6•103 J.v.h. + 1 K *) + 1.5 K *) ∼ 0 **)

Würm-Kaltzeit 20•103 J.v.h. - 4.5 K - (12 - 14) K - 500 mm

Eem-Warmzeit 120•103 J.v.h. + 1.5 K + (2 - 3) K + 300 mm

Mittel-Tertiär 30•106 J.v.h. + 4 K + (6 - 8) K + 400 mm

Kreide 100•106 J.v.h. + 9 K ? ?

*) gegenüber der letzten CLINO-Periode 1961 - 1990 **) Nordafrika > + 300 mm ***) nach IPCC (2014) 1450-1850

Vielen Dank für Ihr Interesse

Homepage des Autors:http://www.geo.uni-frankfurt.de/iau/klima

Teil 5: Paläo- u. historisches Klima im Holozän · durch eine markante Erwärmung ca. 11600...

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