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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)

22

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