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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 3: Paläoklima bis zum Beginn des Quartärs
Unsere Erde …
Uranus, Neptun
SOLARES PLANETENSYSTEM
… weist hinsichtlich Abstand von der Sonne, Größe und Struktur (feste Oberfläche, Topographie)
genau die optimalen Bedingen auf, die zu einem günstigen Klima geführt haben.
Nur so waren die Bildung/Existenz von Wasser, Luft und Boden und folglich die Entwicklung von Leben möglich. 2
Astrophysikalischer Exkurs: Vergleich der physikalischen Charakteristika der Sonne und einiger Planeten
Himmelskörper Venus Erde Mars Jupiter Sonne Mittlerer Sonnenabstand in 106 km 108,2 149,6 227,9 778,3 - Äquatorialradius in km 6051 6378 3390 7.17•104 6.96•105
Masse in kg 4.87•1024 5.98•1024 0.65•1024 1.90•1027 1.97•1030
Mittlere Dichte in kg m-3 5250 5517 3930 1330 1409 Solare Strahlungsflussdichte in Wm-2 2613 1368 589 51 6.3•107 Albedo (mit Atmospäre) in % 75 30 15 ? - Mittlere Oberflächentemperatur in °C 462 15 - 50 - 130 5780∗) Treibhauseffekt in °C 466 33 3 ? - Mittleres Molekulargewicht der Atmosphäre 44 29 44 2 2 Atmosphär. Druck an der Oberfläche in hPa 90000 1000 7 > 100 ? Hauptbestandteile der Atmosphäre (gerundet)
CO2 (98%) N2 (2%)
N2 (78%) O2 (21%) Ar (0.9%)
CO2 (0.04%)
CO2 (96%) N2 (3%) Ar (1%)
H2 (88%) He (11%)
H2 (71%) He (27%)
∗) Photosphäre; Quellen: FABIAN (1992), GRAEDEL und CRUTZEN (1994), KEPPLER (1990), hier nach Schönwiese (2008).
**)
**) Der lange Zeit zitierte Wert von 15 °C ist für 1961-1990 durch 14 °C ersetzt worden (CRU, 1999). Neuerdings (2015-2019) sind 14,7 °C (also wiederum rund 15 °C) erreicht worden (CRU, 2019). 3
Kriterien für die Klimawirksamkeit von Spurengasen:1. Strahlungseigenschaften (IR-Absorptionsbanden)2. Relativ lange atmosphärische Verweilzeit
Entscheidend ist letztlich der Einfluss auf den Strahlungshaushalt, so dass auch O3 und einige Aerosole (z.B. Sulfat und Ruß) klimawirksam sind.
G.P. Hekstra, 1989, mod., hier nach Schönwiese, 1992
Störungszeit des anthropogenen Anteils: 100 - 300 Jahre (IPCC, 2007); Verweilzeit des gesamten CO2 dagegen wie hier angegeben nur ca. 5 - 10 Jahre.
4
Zum Treibhauseffekt (I): Planck´sches Strahlungs-gesetz und Absorptions-banden einiger klima-wirksamer Spurengase
bodennah
Tropo-pause
Bei Gasen lässt sich die Klima-wirksamkeit weitgehend darauf zurückführen, dass sie nur im Bereich der terrestrischen Ausstrahlung (IR) Absorptions-banden aufweisen bzw. die Absorption in diesem Wellen-längenbereich gegenüber der-jenigen im Bereich der solaren Einstrahlung überwiegt. Weil dadurch der „Treibhauseffekt“verstärkt wird, spricht man auch von „Treibhausgasen“.
5Fortak, 1982, u.a.; Schönwiese, 2013
Zum Treibhauseffektes (II): globale Energieflüsse
Theoretische Berechnungen zeigen, dass ohne atmosphärische Rück-strahlung und somit ohne Atmosphäre die Erdoberflächentemperatur bei - 18 °C liegen würde (bei derzeitiger Albedo der Erde einschließlich Atmosphäre!). Die Differenz zur tatsächlich beobachten bodennahen globalen Mitteltemperatur von + 15 °C (33 °C) wird als „Treibhauseffekt“bezeichnet, und zwar zunächst als natürlicher.
Houghton et al., 1996; Schönwiese, 2013 6
Zur Berechnung des natürlichen Treibhauseffektes
Solare Einstrahlung = Terrestrische Ausstrahlung(Strahlungsgleichgewicht): S0/4(1-A) = εσT4
Mit S0 = 1366 Wm-2, A = 0.3, ε = 1 und σ = 5.6697 10-8 (Stefan-Boltzmann-Konst.) folgt:
CKKT °−≅≈=∗−
= − 1825582.254106697.5
)3.01)(4/1366(4 8
Mit Beobachtung T = 15 °C folgt ein Effekt von → 33 K. Für A = 0.15 (Erdoberfläche) ergibt sich jedoch T = 267.6 K = -5.4 °C → 20.4 K.
S0: „Solarkonstante“A: Albedoε: Emissionsvermögen
7
Prinzip des Treibhauseffekts1. Jeder Körper strahlt aufgrund seiner Oberflächentempe-ratur Energie aus, so auch die Sonne (UV, Licht, Wärme).
2. Ein Teil der Sonnenenergie wird in der Atmosphäre absorbiert bzw. gestreut.
AtmosphäreWeltraum
3. Einen weiteren Teil absorbiert die Erdoberfläche und erwärmt sich.
6. Wärmeflüsse kompensieren den Energieüberschuss.
O3 H2O
H2O, CO2, CH4, N2O, FCKW, O3 ,...
Erde
Sonne
4. Die Erde strahlt Wärme aus. 5. Einen Teil davon absorbieren die „Treibhausgase“, strahlen z.T. zurück und reduzieren die Abkühlung der Erdoberfläche.
8
Klimaentwicklung seit der Entstehung der Erde
°C
Abkühlung der heißen Urerde durch Abstrahlung und Umwandlung der CO2- in eine N2/O2-Atmosphäre
9Viele Quellen, hier nach Schönwiese 2013
Evolution der Erde
Oschmann et al., 2000, ergänzt; * derzeitige Bestschätzungen, Schönwiese, 2019
Mill. Jahre v.h.relative atmosph. Konzentration
CO2
Cyano- Bakterien
10
4.600
Physikalische Evolution seit 13,82 Mrd. Jahren („Urknall“); Erdalter 4,57 Mrd. J.*
Zur Evolution der Atmosphäre (CO2)• Die frühe Atmosphäre bestand hauptsächlich
aus CO2, wie das heute noch bei Venus (98 %) und Mars (96 %) der Fall ist.
• Ab ca. 3,2 Mrd. J.v.h. begann sich ein Teil davon im entstehenden Ozean zu lösen.
• Ab ca. 2,6 Mrd. J.v.h. entzog das im Ozean entstehende pflanzliche Leben dem Ozean CO2, wodurch wesentlich mehr atmosphärisches CO2 dort gelöst wurde.
• Allmählich wurde der gesamte geologische C-Kreislauf wirksam (Verwitterung usw. → F30).
• Schließlich (seit ca. 0,5 Mrd. J.v.h.) führte die Photosynthese der Landpflanzen zum gegen-wärtigen Zustand. 11
Übersicht der geo-
logischen Zeitalter
Quellen: Lexikon der Geo-wissenschaften, 2002; hier nach Schönwiese, 2013; ergänzt nach Oschmann, 2016.
Zeit
Mill. Jahre v.h. Ära (Zeitalter) Formation (Periode)
ab 1,6 (1,5-3)
Neozoikum (Känozoikum,
Quartär (Holozän seit rund 12000 J. v.h., davor Pleistozän)
ab 65 Tertiär (Subperioden/Serien: Pliozän ab 5, Miozän ab 23,
Oligozän ab 35, Eozän ab 54, Paläozän ab 65 Mill. J.v.h.)
ab 142 Mesozoikum Kreide ab 205 Jura ab 250 Trias ab 290 Paläozoikum Perm ab 355 Karbon ab 410 Devon ab 438 Silur ab 510 Ordovizium ab 570 Kambrium
ab 2500 Präkambrium Proterozoikum
ab 4000 Archaikum
Ab 4600 Hadaikum
12
Übersicht der geologischen Zeitalter und Klima
Quellen: Lexikon der Geowissenschaften, 2002; Frakes, 1979, u.a.; hier nach Schönwiese, 2013
Zeitalter (Ära)
Periode (System)
Epoche (Serie)
Zeit ab Mill. J.v.h.
Ereignis O B E
Klima
Neozoikum (Känozoikum)
Quartär Holozän Pleistozän
0,011 1,6
• Warmzeit des Quartären Eiszeitalters Quartäres Eiszeitalter (seit ca. 2-3 Mill. J.v.h.)
Tertiär Pliozän Miozän Oligozän Eozän Paläozän
5 23 35 54 65
⇑a ∇5
Weitere markante Abkühlung, verstärkte Variabilität Variabel, Vereisung zeitweise wieder geschrumpft Kühler und beginnende Vereisung der Antarktis Warm und feucht Noch sehr warm (akryogen) und sehr feucht
Mesozoikum Kreide Oberkreide Unterkreide
100 142
⇑b Sehr warm und meist sehr trocken
Jura Malm Dogger Lias
159 180 205
∇4
Warm and sehr trocken, im Malm vorübergehend kühler
Trias Keuper Muschelkalk Buntsandstein
227 242 250
Warm und sehr trocken
Paläozoikum Perm Zechstein Rotliegendes
255 290
∇3 ●
Wärmer werdend und trocken Permokarbonisches Eiszeitalter (c. 320-260 Mill. J.v.h.)
Karbon Pennsylvanium Mississippium
323 355
⇑c Warm und sehr feucht, später abkühlend
Devon Oberdevon Mitteldevon Unterdevon
370 391 410
∇2 ⇑d
Warm und relativ trocken
Silur Obersilur Untersilur
438
●
Warm, zeitweise sehr feucht Silur-Ordovizisches Eiszeitalter (ca. 450-440 Mill. J.v.h.)
Ordovizium Oberordov. Unterordov.
510
⇑e ∇1 Warm and feucht, später kühler werdend
Kambrium 570 Warm und feucht (?) Präkambrium Protero-
zoikum Neo- Meso- Paläo-
2 500
⇑? ∇? • •
Mehrere Präkambrische Eiszeitalter (ca. 620, 750, 950 Mill. J.v.h., dazwischen sehr warme Epochen Sog. Huronisches Eiszeitalter (ca. 2.3 Mill. J.v.h.)
Archaikum 4 600 ? Extensiv warm O = Orogonesen: a) West-Alpidische, b) Ost-Alpidische, c) Europäisch-Variskische, d) beginnende Variskische (bis ins Karbon reichend), e) Kaledonische B = Bioereignisse (Artensterben), ungefähre Zeitangaben: 1→ 450, 2→ 370, 3→ 250, 4→ 210, 5→ 65 Mill, Jahre v.h.; E = Eiszeitalter (→ Klima)
13
Hadaikum, Archaikum
Nordhemisphärisch gemittelte Temperaturänderungen in der letzten Jahrmilliarde
Totalvereisung?
Präkambrische Eiszeitalter
UU
U
14E = Eiszeitalter, U = unipolar. Viele Quellen, insbes. Clark, 1984, hier nach Schönwiese, 1994
Relative globale Temperaturänderungen gegenüber heute seit dem Kambrium
heutiges Niveau
E 3 E 2 E 1
WW
WW
Tertiär
Quartär
W: Akryogenes Warmklima (ohne Eisvorkommen)E 3: Silur-Ordovizisches Eiszeitalter (südhemisphärisch)E 2: Permokarbonisches Eiszeitalter (südhemisphärisch)E 1: Quartäres Eiszeitalter (global, seit ca. 2-3 Mill. Jahren v.h.)
15Bradley, 1999; hier nach Bubenzer u. Radtke, 2007
Die Ursachen der Klimaänderungen in der Zeitskala 109-106 Jahre
• Kontinentaldrift → bei polständiger Situation großer Kontinente können sich permanente Schnee- und Eisbedeckungen ausbilden → Eis-Albedo-Rückkopplung → Eiszeitalter.
• Orogenese → Gebirge mit relativ hohem Schneeanteil im Niederschlag → ähnl. wie oben.
• Meteoreinschläge → direkte Schädigung der Flora (und Fauna), Abkühlungseffekte durch atmosphärische Trübung (relativ kurzzeitig).
• Die atmosphärische Zusammensetzung reagiert und bewirkt Rückkopplungen (insbes. Mit CO2).
16
„Tektonische Platten“ und Kontinentaldrift
17Quelle: Ridley, 1979; verändert nach Schönwiese, 2013.
Land-Meer-Verteilung in früheren Zeitaltern
Frisch u. Meschede, 2005; hier nach Bubenzer und Radtke, 2007
Pangäa
GondwanaTethys-Meer
18
Paläogeographie vor 440 Mill. Jahren(spätes Ordovizium) und Relativbewegung des
geographischen Südpols aufgrund der Kontinentaldrift
Das Silur-Ordovizi-sche Eiszeitalter ist um 440 Mill. Jahren v.h. im Bereich des heutigen Nordafrika (somit unipolar) auf-getreten, als der geographische. Süd-pol eine „landstän-dige“ Position ein-nahm (Gondwana). Bald darauf begann sich jedoch der At-lantik zu öffnen.
Bildung d. Atlantik im Devon
Kombiniert nach Smith et al., 1982, und Frakes, 1979, hier nach Schönwiese, 2013
19
Paläogeographie vor 320 Mill. Jahren (oberes Karbon)
Für das Permo-karbonische Eis-zeitalter (vor ca. 300 Mill. J.) war die landständige Position des Süd-pols noch günsti-ger als im Ordo-vizium (Pangäa). Aber auch dieses Eiszeitalter war unipolar.
Smith et al., 1982
20
Der Meteorologe Alfred Wegener (1880-1930) entwickelte die Kontinentaldrift-Hypothese, die heute als Plattentektonik, angetrieben vom „Sea Floor Spreading“, bezeichnet wird, und war zugleich ein engagierter Polarforscher. Es starb bei einer Expedition in Grönland. 21
Übersicht der geologischen Zeitalter und „Bio Events“
Quellen: Lexikon der Geowissenschaften, 2002; Frakes, 1979, u.a.; hier nach Schönwiese, 2013
Zeitalter (Ära)
Periode (System)
Epoche (Serie)
Zeit ab Mill. J.v.h.
Ereignis O B E
Klima
Neozoikum (Känozoikum)
Quartär Holozän Pleistozän
0,011 1,6
• Warmzeit des Quartären Eiszeitalters Quartäres Eiszeitalter (seit ca. 2-3 Mill. J.v.h.)
Tertiär Pliozän Miozän Oligozän Eozän Paläozän
5 23 35 54 65
⇑a ∇5
Weitere markante Abkühlung, verstärkte Variabilität Variabel, Vereisung zeitweise wieder geschrumpft Kühler und beginnende Vereisung der Antarktis Warm und feucht Noch sehr warm (akryogen) und sehr feucht
Mesozoikum Kreide Oberkreide Unterkreide
100 142
⇑b Sehr warm und meist sehr trocken
Jura Malm Dogger Lias
159 180 205
∇4
Warm and sehr trocken, im Malm vorübergehend kühler
Trias Keuper Muschelkalk Buntsandstein
227 242 250
Warm und sehr trocken
Paläozoikum Perm Zechstein Rotliegendes
255 290
∇3 ●
Wärmer werdend und trocken Permokarbonisches Eiszeitalter (c. 320-260 Mill. J.v.h.)
Karbon Pennsylvanium Mississippium
323 355
⇑c Warm und sehr feucht, später abkühlend
Devon Oberdevon Mitteldevon Unterdevon
370 391 410
∇2 ⇑d
Warm und relativ trocken
Silur Obersilur Untersilur
438
●
Warm, zeitweise sehr feucht Silur-Ordovizisches Eiszeitalter (ca. 450-440 Mill. J.v.h.)
Ordovizium Oberordov. Unterordov.
510
⇑e ∇1 Warm and feucht, später kühler werdend
Kambrium 570 Warm und feucht (?) Präkambrium Protero-
zoikum Neo- Meso- Paläo-
2 500
⇑? ∇? • •
Mehrere Präkambrische Eiszeitalter (ca. 620, 750, 950 Mill. J.v.h., dazwischen sehr warme Epochen Sog. Huronisches Eiszeitalter (ca. 2.3 Mill. J.v.h.)
Archaikum 4 600 ? Extensiv warm O = Orogonesen: a) West-Alpidische, b) Ost-Alpidische, c) Europäisch-Variskische, d) beginnende Variskische (bis ins Karbon reichend), e) Kaledonische B = Bioereignisse (Artensterben), ungefähre Zeitangaben: 1→ 450, 2→ 370, 3→ 250, 4→ 210, 5→ 65 Mill, Jahre v.h.; E = Eiszeitalter (→ Klima)
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Hadaikum, Archaikum
Die fünf bekannten großen „Bio-Ereignisse“ („Bio Events“, B) sind größten-teils wahrscheinlich durch gewaltige Meteorein-schläge (für ▼5 erwiesen) oder riesige Vulkan-ausbrüche verursacht worden, die zu starken Abkühlungen führten. Die Folge war jeweils ein Massensterben (Fauna und Flora) und somit ein drastischer Rückgang der Biodiversität.
(Vgl. dazu auch die folgende Folie)
Erdgeschichtliche Entwicklung in den letzten 600 Mill. J.:
Oschmann et al., 2000
- Fauna
- Atmosphäre
- Solarstrahlung
- Vulkanismus
- Klima (Temperatur)
- Land-Meer-Verteilung
23
Der langsame (geolog./paläoklimatol.) C-Kreislauf
Karbonat (CaCO3)-Verwitterung ähnlichatmosph.CO2
nimmt ab atmosph. CO2nimmt zu
Karbonatbildung am OzeanbodenCa + CO2 + ½ O2 — CaCO3
ozean. u. atmosph. CO2 nehmen zu
ozean. u. atmosph. CO2 nehmen ab
In den großen paläoklimatologischen Zeitskalen dominieren beim Kohlenstoffkreislauf die Vorgänge der Verwitterung, Karbonatbildung
und Mineralisation von Kalk im Ozean sowie der Vulkanismus.
* Hydrogenkarbonat HCO3entsteht aus H2O und CO2 (eigentlich HCO3
− + H+)
24Oschmann et al., 2000 (Abbildung); Hoffmann et al., 2001 (Text)
Rekonstruktionen und Thesen zum Kommen und Gehen des Klimazustands „Schneeball Erde“
Hoffmann et al., 2000
1. Vor ca. 700-800 Mill. J. gruppierten sich viele relative kleine Kontinente in den Tropen → starke (chemische) Verwitterung.
2. Dies sowie die Karbonat-Bildung am Ozeanboden entzogen der Atmosphäre viel CO2 → Vereisung der Erde (ganz oder größtenteils). 25
Die Beendigung des Klimazustands „Schneeball Erde“
3. Der Vulkanismus führte der Atmosphäre wieder CO2 zu. Da die wichtigen Senken Ozean (Eisbedeckung) und Vegetation (stark geschrumpft) fehlten, war dieser Vorgang sehr wirksam.
4. Diese enorme CO2-Zunahme ließ die Temperatur wieder stark ansteigen (zunehmender Treibhauseffekt), die Eisbedeckung ging zurück und die wieder einsetzende Verdunstung (insbes. Ozean → Zunahme der Luftfeuchte) sorgte für eine (positive) Rückkopplung. So wurde der Übergang zum Zustand des akryogenen Warmklimas ermöglicht.
Die These „Schneeball Erde“ ist zwar inzwischen weitgehend aner-kannt, es gibt aber auch Kritik. So wird bezweifelt, ob damals die Erde wirklich total vereist gewesen ist, weil die Indizien dafür nur bruchstückhaft sind. Auch neuere Klimamodelle lassen Zweifel zumindest an der Vereisung der Tropenzone. 26
Klimasimulation der „Schneeball-Erde“
Zeit: ca. 700 Mill. Jahre vor heute (Präkambrium); — Kontinentgrenzen
27Hyde et al., 2000; verändert nach Bubenzer und Radtke, 2007
Atmosphärische CO2-Konzentration im Tertiär
IPCC, 2014
ppm
Jahrmillionen v.h.
Industrie-zeitalter {
wahrscheinlicher Bereich
28
Atmosphärische CO2-Konzentration seit 3,5 Mill. Jahren
IPCC, 2014
ppm
Jahrmillionen v.h.Industriezeitalter
{
Genauere Rekonstruktionen für das späte Quartär und das Industriezeitalter folgen in späteren Vorlesungen.
29
Relative globale Temperaturänderungen seit dem Tertiär
Tertiär
Antarktis vereist
Westantarkt. Schelfeisschmilzt? Neuvereisung,
auch Ozean u. Nordhemisph. erfassend
Zunehmende Schnee- und Eisbedeckung erhöht die Sensitivität des Klimas?
TertiärQuartär (klim.)
30Verschiedene Quellen, hier nach Bubenzer und Radtke, 2007
Vielen Dank für Ihr Interesse
Homepage des Autors:http://www.geo.uni-frankfurt.de/iau/klima
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