Klimawandel, auch Klimaänderung, Klimawechsel oder Klimaschwankung, bezeichnet die Veränderung des Klimas auf der Erde und erdähnlichen Planeten. Ein Klimawandel kann eine Abkühlung oder Erwärmung über unterschiedlich lange Zeiträume beinhalten. Die gegenwärtige, vor allem durch den Menschen verursachte (anthropogene) globale Erwärmung ist ein Beispiel für einen (noch nicht abgeschlossenen) Klimawandel. Hierfür wird der Begriff umgangssprachlich meist synonym gebraucht, dann jedoch durch vorangestellten Artikel als Der Klimawandel.

Mit dem Begriff Klimaschwankung werden gelegentlich Klimaänderungen umschrieben, die nur wenige Dekaden andauern^[1] oder zyklischer Natur mit variabler Periode sind. Zyklische Schwankungen werden auch als Klimafluktuationen bezeichnet, relativ rasche zyklische Wechsel auch als Klimaoszillation.^[2] Eine Epoche vergleichsweise kalten Klimas bezeichnet man im Zusammenhang mit solchen Schwankungen manchmal als Klimapessimum, eine relativ warme Phase als Klimaoptimum^[3][4] oder Wärmeoptimum.^[5] Optimum und Pessimum sind eine Konvention in der Systematik der Klimaschwankungen und keine Wertung. Sie können leicht zu Fehlinterpretationen führen^[6] und werden deshalb in der neueren Fachliteratur zunehmend durch den Begriff Klimaanomalie ersetzt. In der öffentlichen Diskussion werden die Bezeichnungen Klimawandel und globale Erwärmung oftmals synonym verwendet. Diese Gleichsetzung könnte zu Missverständnissen führen, da gravierende Klimawandel-Ereignisse während der gesamten Erdgeschichte auftraten, somit nicht auf die Gegenwart beschränkt sind und darüber hinaus auch globale Abkühlungsprozesse umfassen.

Ein Klimawandel auf globaler Ebene beruht im Wesentlichen auf einer Veränderung des Strahlungsantriebs, der das Erdklimasystem aus einem stabilen thermisch-radiativen Gleichgewicht in ein neues Gleichgewicht überführt. Der Strahlungsantrieb resultiert aus den atmosphärischen Konzentrationen von Treibhausgasen wie Kohlenstoffdioxid (CO₂), Methan (CH₄) und Wasserdampf (H₂O), aus der variierenden Sonneneinstrahlung auf Grund der Milanković-Zyklen sowie aus dem Rückstrahlvermögen (Albedo) der Erdoberfläche einschließlich der Ozeane. Der Klimazustand während der letzten Jahrhunderttausende war der eines Eiszeitalters und wurde hauptsächlich von den Milanković-Zyklen gesteuert, die die Sonneneinstrahlung in Zeiträumen von mehreren Jahrtausenden signifikant veränderten und so den Anstoß für den Wechsel von Kalt- und Warmzeiten gaben.^[7] Unter Berücksichtigung der oben genannten Faktoren konnten zum Beispiel 11 dieser Warmzeiten (auch Interglaziale oder Zwischeneiszeiten) während der letzten 800.000 Jahre detailliert beschrieben und charakterisiert werden.^[8]

Eine spezielle Form des Klimawandels sind abrupte Klimawechsel. Sie wurden in der Erdgeschichte durch Impaktereignisse, Eruptionen von Supervulkanen, großflächige Magmaausflüsse, stark erhöhte Treibhausgas-Emissionen, schnelle Veränderungen von Meeresströmungen oder durch kurzfristige Rückkopplungsprozesse im Klimasystem ausgelöst, oft in Verbindung mit biologischen Krisen beziehungsweise Massenaussterben. Mit der Misox-Schwankung (international 8.2 kiloyear event) ereignete sich im frühen Holozän ein sehr rasch auftretender, aber vergleichsweise moderater Klimawechsel.^[9]

Ursachen für natürliche Klimaveränderungen

Klimaveränderungen können viele verschiedene Ursachen haben und beruhten in der Erdgeschichte oftmals auf einer Kombination mehrerer Faktoren. Zahlreiche zyklische und nicht-zyklische Prozesse und Ereignisse wirken auf das Erdklima ein und verstärken oder neutralisieren sich gegenseitig. Die meisten dieser Einflussgrößen sind mittlerweile wissenschaftlich genau verstanden und allgemein akzeptiert, andere sind als grundsätzlicher Kausalzusammenhang plausibel, aber noch nicht quantifiziert, und einige sind aufgrund von guten Korrelationen der vermuteten Einflussgrößen mit bestimmten Klimadaten naheliegend, ihre Wirkungszusammenhänge sind aber im Detail noch nicht endgültig geklärt. Generell wird zwischen positiven und negativen Rückkopplungen unterschieden, wobei positive als sich selbst verstärkende Rückkopplungen bezeichnet werden (wie Eis-Albedo-Rückkopplung oder Wasserdampf-Rückkopplung) und negative als sich selbstständig abschwächende bzw. stabilisierende Rückkopplungen. Ein negativ rückgekoppeltes System wird also Störungen eines Gleichgewichtszustandes abschwächen und zum Gleichgewichtszustand zurückkehren.

Die Sonne

Von jenen Faktoren, die das irdische Klima von Beginn an prägten und bis heute bestimmen, spielt der Einfluss der Sonne die wichtigste Rolle. Die in einem thermonuklearen Fusionsprozess erzeugte und abgestrahlte solare Energie ist die Grundlage für die Entstehung und Entwicklung des Lebens auf der Erde. Die langjährig gemittelte Strahlungsintensität in Form der Solarkonstante beträgt gegenwärtig 1367 W/m². Bedingt durch die Exzentrizität der Erdbahn variiert deren Stärke im Verlauf eines Jahres zwischen 1325 W/m² und 1420 W/m². Jedoch ist das Maß der Sonnenstrahlung an der Erdoberfläche wesentlich geringer als außerhalb der Atmosphäre. So beläuft sich die Einstrahlung der sommerlichen Mittagssonne in Zentraleuropa bei klarem Himmel auf etwa 700 W/m², im Winter hingegen nur auf knapp 250 W/m².

Die Bezeichnung Solarkonstante ist etwas irreführend, da diese – wenngleich innerhalb enger Grenzen – zyklischen Schwankungen unterliegt (etwa 0,1 Prozent sowohl im sichtbaren Bereich als auch in der Gesamtstrahlung) und ursächlich an die Maxima- und Minimaperioden der Sonnenflecken und damit an die unterschiedlichen Aktivitätsperioden der Sonne gekoppelt sind.^[10]

Diese Schwankungen beruhen auf mehr oder minder regelmäßigen Veränderungen des solaren Magnetfelds und gehen mit einer sichtbaren Fluktuation der Sonnenflecken einher. Die beiden Hauptzyklen sind der Schwabe-Zyklus (11 Jahre) und der Hale-Zyklus (22 Jahre). Neben dem Gleißberg-Zyklus (85 ± 15 Jahre) wurde eine Reihe längerfristiger Zyklen postuliert. Das sind im Wesentlichen

• der Suess- oder de-Vries-Zyklus (180–210 Jahre),
• ein 1470-Jahres-Zyklus, der eventuell mit den Dansgaard-Oeschger-Ereignissen der letzten Eiszeit korreliert,^[11]
• der Hallstatt- oder Bray-Zyklus (2400 ± 200 Jahre), möglicherweise die Auswirkung einer alle 2318 Jahre stattfindenden Konstellation der großen Planeten (Gasriesen) im Sonnensystem.^[12]

Allerdings kann die Sonne auch jahrzehntelang eine verringerte Aktivität verzeichnen und gewissermaßen in einer „Stillstandsphase“ verharren. Der englische Astronom Edward Maunder untersuchte 1890 die historisch dokumentierte Anzahl der Sonnenflecken und fand eine Pause in den 11-Jahres-Zyklen zwischen 1645 und 1720 (Maunder-Minimum), die ungefähr in der Mitte der sogenannten „Kleinen Eiszeit“ lag. Jedoch waren kühlere Klimaabschnitte in historischer Zeit (ebenso Wärmeperioden wie die Mittelalterliche Klimaanomalie) regional und zeitlich uneinheitlich verteilt und traten global nur selten und lediglich für wenige Jahrzehnte auf.^[13] Entsprechend beschränkte sich die Kernphase der Kleinen Eiszeit – vom Ende des 16. bis etwa zur Mitte des 19. Jahrhunderts – sehr wahrscheinlich in unterschiedlich starker Ausprägung auf die Nordhemisphäre.^[14] Dies relativiert den Einfluss der Sonne insofern, da neben den Schwankungen der solaren Einstrahlung auch Faktoren wie vulkanische Aktivitäten, Änderungen der atmosphärischen Zirkulationsmuster sowie der Nordatlantischen Oszillation zu berücksichtigen sind.^[15]

Für weiter zurückliegende Epochen kann die magnetische Aktivität der Sonne mithilfe der kosmogenen, durch Höhenstrahlung gebildeten Radionuklide ¹⁴C und ¹⁰Be ermittelt werden.^[16] Im Prinzip liefert die C14-Methode präzisere Resultate (DeVries-Effekt), ist aber aufgrund der vergleichsweise geringen Halbwertszeit des ¹⁴C-Isotops von 5.730 Jahren auf längeren Zeitskalen nicht mehr anwendbar. Im Unterschied dazu beträgt die Halbwertszeit des Beryllium-Isotops ¹⁰Be 1,51 Millionen Jahre und eignet sich deshalb für einen Analysezeitraum bis zu 10 Millionen Jahre. Die Konzentration von ¹⁰Be korreliert mit der kosmischen Strahlung und damit indirekt mit der Stärke des Erdmagnetfelds und der Sonnenaktivität. Zudem weisen hohe ¹⁰Be-Anteile – gleichbedeutend mit geringer Sonnenaktivität – auf ebenfalls erhöhte Aerosolkonzentrationen in der Atmosphäre hin.

Die seit 1978 mit Satelliten gemessenen Änderungen der Solarkonstante und Sonnenaktivität sind zu gering, um als Erklärung für die Temperaturentwicklung der letzten Jahrzehnte in Frage zu kommen^[17][18][19] Alle Datensätze deuten darauf hin, dass sich seit Mitte des 20. Jahrhunderts die globale Temperaturentwicklung weitgehend von der Sonnenaktivität abgekoppelt hat.^[20] Demnach beträgt der zusätzliche Strahlungsantrieb durch die Sonne seit Beginn der Industrialisierung etwa 0,12 W/m², während die anthropogenen Treibhausgase mit steigender Tendenz derzeit etwa 2,65 W/m² zur Erwärmung beisteuern.^[21]

Auf der gesamten Zeitskala der Erd- und Klimageschichte hat die Entwicklung der Sonne als Hauptreihenstern im Hertzsprung-Russell-Diagramm primäre Bedeutung. Nach einer relativ kurzen Phase als Protostern begann sie vor 4,6 Milliarden Jahren mit der Energieproduktion durch den Prozess der Kernfusion, bei dem der im Sonnenkern eingelagerte Vorrat an Wasserstoff durch die Proton-Proton-Reaktion allmählich in Helium umgewandelt wird. Dieses Stadium dauert rund 11 Milliarden Jahre, wobei in diesem Zeitraum die Leuchtkraft und der Radius der Sonne konstant zunehmen werden beziehungsweise bereits deutlich zugenommen haben. Das bedeutet, dass die Sonne am Beginn ihrer Existenz (und gleichzeitig am Beginn der Erdgeschichte) nur 70 Prozent der gegenwärtigen Strahlungsleistung aufwies und dass sich diese Strahlung kontinuierlich alle 150 Millionen Jahre um etwa 1 Prozent bis auf den heutigen Wert erhöhte. Dieses sogenannte Paradoxon der schwachen jungen Sonne (englisch Faint Young Sun Paradox) verkörpert nicht nur einen elementaren Klimafaktor über Jahrmilliarden, sondern führt auch zu grundlegenden Fragen zur Entstehung und zur Kontinuität des irdischen Lebens, die aktuell auf breiter Basis interdisziplinär diskutiert werden, vor allem im Hinblick auf die Atmosphärenchemie.^[22]

Variabilität der Erdbahnparameter (Milanković-Zyklen)

Die Erdbahn um die Sonne, die Präzession der Erdrotationsachse sowie die Neigung der Erdachse und damit die wechselnden Einfallswinkel der Sonneneinstrahlung auf der Nord- und Südhemisphäre unterliegen verschiedenen Zyklen mit einer Dauer von 25.800 bis etwa 100.000 beziehungsweise 405.000 Jahren. Sie wurden zuerst von dem serbischen Astrophysiker und Mathematiker Milutin Milanković (1879–1958) untersucht und berechnet. Die durch die Milanković-Zyklen verursachten Schwankungen der Insolation auf die Erdoberfläche fallen relativ geringfügig aus, fungieren jedoch im Klimasystem als „Impulsgeber“ und gelten als Hauptursache für den Wechsel der Warm- und Kaltphasen innerhalb des gegenwärtigen Eiszeitalters.^[7]

Obwohl der Prozess einer sich allmählich verändernden Insolation erhebliche Zeiträume beansprucht, kann er über Jahrtausende messtechnisch nachgewiesen werden. So belegen Sedimentbohrkerne aus der Tiefsee ein holozänes Klimaoptimum vor etwa 8000 bis 6000 Jahren, dessen Temperaturwerte auf globaler Basis erst gegen Ende des 20. Jahrhunderts wieder erreicht wurden. Durch die Abnahme der Sonneneinstrahlung in nördlichen Breiten während des Sommermaximums, gekoppelt an die Periodizität der Milanković-Zyklen, fand seitdem ein leichter Temperaturrückgang von durchschnittlich 0,1 bis 0,15 °C pro Jahrtausend statt.^[23] Dieser Abkühlungstrend würde normalerweise dazu führen, dass auf das Interglazial des Holozäns in 30.000 bis 50.000 Jahren eine neue Kaltzeit folgt. Ob dieses Ereignis wie prognostiziert eintritt oder ob die gegenwärtige Warmzeit von längerer Dauer sein wird, hängt zum größten Teil davon ab, in welchem Umfang anthropogene und natürliche Treibhausgase zukünftig in die Atmosphäre gelangen.^[24]

Die periodischen Veränderungen der Erdbahnparameter sind als stabile Einflussgröße über große Teile des Phanerozoikums nachweisbar, selbst in den vorwiegend tropisch geprägten Klimata der Kreidezeit.^[25] So konnte der Großzyklus mit 405.000 Jahren nach neuen Analysen bis in die Obertrias vor rund 215 Millionen Jahren zurückverfolgt und chronologisch eingeordnet werden.^[26] Auch für die während des Permokarbonen Eiszeitalters auftretenden Klimaschwankungen im späten Karbon (etwa 315 bis 299 mya) wird den Milanković-Zyklen ein signifikanter Einfluss zugeschrieben.^[27] Ähnliches gilt für die mit abrupten Klimawechseln und zwei Massenaussterben verknüpften Krisenzeiten im Oberdevon (Kellwasser- beziehungsweise Hangenberg-Ereignis).^[28]

Jahrzehntelang nahm die Fachwelt von den als spekulativ beurteilten Berechnungen Milanković’ kaum Notiz. Seit den 1980er Jahren ist die Theorie jedoch in modifizierter und erweiterter Form fester Bestandteil von Paläoklimatologie und Quartärforschung und wird vielfach als wichtiger erdgeschichtlicher Einflussfaktor sowie als Instrument zur Rekonstruktion der Eiszeitphasen herangezogen.^[24][26] In der nachstehenden Tabelle sind die wichtigsten Eckdaten der Milanković-Zyklen zusammengefasst.

Treibhausgase, Kohlenstoffdioxid

In der irdischen Atmosphäre sind mehr als 20 Treibhausgase natürlichen und anthropogenen Ursprungs nachweisbar, darunter hochwirksame Klimagase wie Distickstoffmonoxid (Lachgas), Schwefelhexafluorid und Carbonylsulfid. Obwohl im Hinblick auf prägnante Klimawandel-Ereignisse der Vergangenheit neben dem Wasserdampf nahezu ausschließlich Kohlenstoffdioxid und Methan eine primäre Rolle spielten, ist die Bedeutung der übrigen Treibhausgase durchaus relevant, da sie gegenwärtig in ihrer Gesamtwirkung fast dasselbe Treibhauspotential wie das Kohlenstoffdioxid aufweisen.^[29]

Im Unterschied zu Stickstoff, Sauerstoff und allen Edelgasen sind Treibhausgase dank ihrer molekularen Struktur infrarot-strahlungsaktiv. So kann beispielsweise CO₂ die solare Wärmeenergie bei Wellenlängen von 4,26 µm und 14,99 µm absorbieren und diese in Richtung Erdoberfläche re-emittieren. Aufgrund dieses Treibhauseffekts, der bereits 1824 von Joseph Fourier erstmals beschrieben wurde, erhöht sich die oberflächennahe Durchschnittstemperatur im mathematisch-physikalischen Modell um annähernd 33 °C auf +14 bis +15 °C. Ohne Treibhauswirkung würde die untere Atmosphäre im globalen Mittel lediglich −18 °C aufweisen und zu einer kompletten Vereisung des Planeten führen (wobei das Temperaturniveau aufgrund mehrerer Wechselwirkungen wahrscheinlich noch weiter absinken würde).

Das wichtigste und seinem Einfluss nach stärkste Treibhausgas ist der Wasserdampf, dessen Anteil am natürlichen Treibhauseffekt zwischen 36 und 70 Prozent schwankt.^[30] Da der atmosphärische Wasserdampfgehalt unmittelbar von der Lufttemperatur abhängt, nimmt seine Konzentration bei niedrigeren Durchschnittstemperaturen ab und steigt während einer Erwärmungsphase an (Wasserdampf-Rückkopplung), wobei nach der Clausius-Clapeyron-Gleichung die Atmosphäre pro Grad Temperaturzunahme 7 Prozent mehr Wasserdampf aufnehmen kann.

Die atmosphärische Konzentration von Kohlenstoffdioxid wird üblicherweise in ppm (= Teile pro Million) angegeben, die von Methan in ppb (= Teile pro Milliarde). Bedingt durch menschliche Einflüsse hat sich seit Beginn des Industriezeitalters der Gehalt an Kohlenstoffdioxid auf über 400 ppm erhöht (vorher 280 ppm) und der von Methan auf 1.800 ppb (vorher 800 ppb). Dies sind die höchsten Konzentrationen seit mindestens 800.000 Jahren.^[31] Mit hoher Wahrscheinlichkeit traten auch während der letzten 14 Millionen Jahre (seit dem Klimaoptimum des Mittleren Miozäns) keine signifikant höheren CO₂-Werte als im bisherigen 21. Jahrhundert auf.^[32] Es gab gleichwohl erdgeschichtliche Epochen mit erheblich größeren CO₂-Anteilen, wie im Kambrium vor rund 500 Millionen Jahren, als die Kohlenstoffdioxid-Konzentration im Bereich von 5.000 bis 6.000 ppm lag. Rückschlüsse zur Gegenwart sind allerdings problematisch, da die damaligen Bedingungen (unter anderem die im Vergleich zu heute um 4 bis 5 Prozent verminderte Sonneneinstrahlung, das komplette Fehlen von Landpflanzen und damit verbunden ein veränderter organischer Kohlenstoffzyklus) in keiner Weise auf das Holozän übertragbar sind.

Nicht immer waren Kohlenstoffdioxid und/oder Methan die Hauptfaktoren eines Klimawandels. Sie fungierten in der Erdgeschichte manchmal als „Rückkopplungsglieder“, die begonnene Entwicklungen je nach geophysikalischer Konstellation verstärkten, beschleunigten oder abschwächten.^[33] In diesem Zusammenhang sind neben den Erdbahnparametern auch Feedbacks wie die Eis-Albedo-Rückkopplung, die Vegetationsbedeckung, Verwitterungsprozesse und die Variabilität des Wasserdampfgehaltes in der Atmosphäre zu berücksichtigen.^[34]

Über die gesamte Dauer des Phanerozoikums betrachtet nahm die CO₂-Konzentration im Laufe von 540 Millionen Jahren ab; dabei schwankte sie stark. So lagen vor rund 300 Millionen Jahren während des Permokarbonen Eiszeitalters, am Übergang vom Karbon zum Perm, die CO₂-Werte bei durchschnittlich 300 ppm^[27] und sanken im frühen Perm möglicherweise auf etwa 100 ppm.^[35] 50 Millionen Jahre später, während der Supertreibhaus-Phase an der Perm-Trias-Grenze, erreichte hingegen das CO₂-Äquivalent aufgrund großflächiger Flutbasalt-Ausflüsse und weiterer Rückkopplungsprozesse in geologisch sehr kurzer Zeit ein Level von etwa 3.000 ppm.^[36]

Basierend auf den Erkenntnissen und Daten der Paläoklimatologie wird in der Wissenschaft übereinstimmend angenommen, dass der gegenwärtig zu beobachtende Klimawandel im vorhergesagten weiteren Verlauf rascher vonstatten gehen wird als alle bekannten Erwärmungsphasen des Känozoikums (das heißt während der letzten 66 Millionen Jahre).^[37][38] Selbst während des Paläozän/Eozän-Temperaturmaximums – ein extrem ausgeprägtes Warmklima von rund 200.000 Jahren Dauer – hatte der atmosphärische Kohlenstoffeintrag und die damit gekoppelte Temperaturzunahme im jährlichen Durchschnitt erheblich geringere Steigerungsraten als gegenwärtig.^[39] Im Unterschied zu früheren Annahmen wird sich der zusätzliche anthropogene CO₂-Eintrag selbst bei einem weitgehenden Emissionsstopp nur allmählich verringern und in signifikantem Umfang noch in mehreren tausend Jahren nachweisbar sein.^[40] Darauf aufbauend postulieren einige Studien unter Einbeziehung der Erdsystem-Klimasensitivität eine längere Warmzeit im Bereich von 50.000 bis 100.000 Jahren.^[41] Als zusätzliche Gefährdungspotenziale wurden verschiedene Kippelemente im Erdsystem identifiziert, die bei weiterer Erwärmungszunahme kurzfristig eine Reihe irreversibler Prozesse auslösen würden.^[42] Eine 2019 veröffentlichte Simulation deutet darauf hin, dass bei einer CO₂-Konzentration über 1.200 ppm Stratocumuluswolken zerfallen könnten, was zur Intensivierung der globalen Erwärmung beitragen würde.^[43] Dieser Prozess könnte unter diesen Voraussetzungen sowohl während der starken Erwärmungsphasen im Eozän als auch während des Klimaoptimums der Oberkreide zur Geltung gekommen sein.

Die Plattentektonik

Die Plattentektonik als „Antriebsmotor“ aller großräumigen tektonischen Vorgänge in der äußeren Erdhülle (Lithosphäre) ist in erdgeschichtlichem Maßstab einer der wichtigsten Klimafaktoren mit einer Vielzahl von damit verbundenen Prozessen und Auswirkungen. Dazu zählen die Entstehung von Faltengebirgen (Orogenese), die verschiedenen Formen des Vulkanismus (Hotspots bzw. Manteldiapire, Magmatische Großprovinzen u. a.), die Bildung Mittelozeanischer Rücken, das „Abtauchen“ ozeanischer Kruste unter kontinentale Lithosphärenplatten (Subduktion) sowie die Kontinentaldrift, jeweils mit direkten Folgen für die atmosphärische Konzentration von Treibhausgasen und damit auf den Klimazustand der Erde.

Nach geographischer Definition existieren auf der Erde sieben Kontinente,^[44] wobei deren gegenwärtige Lage und Anzahl das Ergebnis einer Entwicklung ist, die vor mehr als 150 Millionen Jahren einsetzte. Während des Paläozoikums und über Teile des Mesozoikums prägten hingegen Groß- und Superkontinente das topographische Bild der Erde. Als Superkontinent gilt eine Landmasse, die nahezu alle Kontinentalplatten in sich vereint. Der erdgeschichtlich jüngste Superkontinent Pangaea, entstanden durch die Verschmelzung der beiden Großkontinente Laurussia und Gondwana, existierte vom Oberkarbon bis in das Mesozoikum (vor 310 bis 150 Millionen Jahren). Die Kollision der Kontinentalplatten führte zu einer Auffaltung der Krustengesteine und zur Entstehung einer Hochgebirgskette entlang der Plattengrenzen. Als sich die Verhältnisse stabilisierten, wurden Verwitterungs- und Abtragungsprozesse zu einem relevanten Klimafaktorː Sie entzogen der Atmosphäre große Mengen an Kohlenstoffdioxid und trugen auf diese Weise tendenziell zu einer weltweiten Abkühlung bei. Millionen Jahre später, nach einer Phase tektonischer Ruhe, brachen die Kontinentalschilde unter erheblicher Zunahme des Flutbasalt-Vulkanismus an ihren „Nahtstellen“ wieder auseinander, was zu einem erneuten Anstieg der CO₂-Konzentration führte.

Charakteristisch für Groß- und Superkontinente sind ein ausgeprägtes Kontinentalklima mit einer Jahres-Temperaturamplitude bis 50 °C, großflächige Trocken- und Wüstengebiete im Landesinneren sowie eine gering ausgeprägte Artenvielfalt im Faunenbereich.^[45] Auf dem Höhepunkt ihrer Ausdehnung erstreckte sich Pangaea von der Nordpolarregion bis in die Antarktis und besaß einschließlich aller Schelfmeere eine Fläche von 138 Millionen km², wovon 73 Millionen km² auf das südkontinentale Gondwana entfielen.^[46] Der lange Zeit die südliche Hemisphäre dominierende Großkontinent Gondwana entstand bereits vor etwa 600 Millionen Jahren und umfasste die Kerngebiete (Kratone) von Südamerika, Afrika, Antarktika, Australien, Arabien, Madagaskar, Neuguinea und Indien. Im Laufe seiner geologischen Geschichte wurden weite Gebiete Gondwanas mehrmals von Gletschern und Eisschilden bedeckt, zuerst während der Anden-Sahara-Eiszeit (auch Hirnantische Eiszeit oder Silur-Ordovizische Eiszeit). Diese begann vor rund 460 Millionen Jahren im Oberen Ordovizium, erreichte ihren Höhepunkt auf der letzten ordovizischen Stufe des Hirnantiums und endete im Unteren Silur vor 430 Millionen Jahren.

Während des Permokarbonen Eiszeitalters (Karoo-Eiszeit) wurde Gondwana erneut zum Zentrum großflächiger Vereisungen. Dies betraf vor 359 bis 318 Millionen Jahren das heutige südliche Afrika sowie große Teile Südamerikas. In einer zweiten Vereisungsphase im Pennsylvanium vor 318 bis 299 Millionen Jahren verlagerten sich die Eisschilde auf die Kratone von Indien und Australien, ehe während des Dwyka-Glazials (bis vor 280 Millionen Jahren) das südliche Afrika abermals vergletscherte. Die Permokarbone Eiszeit war das zweitlängste Eiszeitalter der Erdgeschichte. Es umfasste einen großen Teil des Karbons und endete im Verlauf des Perms vor etwa 265 Millionen Jahren.^[47] Die über Jahrmillionen kaum veränderte Position Gondwanas im Umkreis der Antarktis trug wesentlich zur Entstehung der beiden paläozoischen Glazialperioden bei, da polarnahes Festland aufgrund der relativ hohen Albedo schneller und effektiver vereist als offene Meereszonen und dieser Prozess durch die Eis-Albedo-Rückkopplung an Eigendynamik gewinnt.

Wie nahezu jeder natürliche Klimawandel beruhte auch das Ereignis des Permokarbonen Eiszeitalters auf mehreren Faktoren. Das waren zusätzlich zu der oben geschilderten Festlandsvereisung die folgenden, sich gegenseitig verstärkenden Mechanismen:

• Durch die in der „Steinkohlenzeit“ des Karbons weiter zunehmende Vegetationsbedeckung in Verbindung mit der Ausbreitung tief wurzelnder und das Erdreich aufspaltender Gewächse^[48] sowie umfangreichen Inkohlungsprozessen fiel die atmosphärische CO₂-Konzentration auf einen bis dahin einmaligen Tiefstwert.^[49] Diese Entwicklung trug maßgeblich dazu bei, dass gegen Ende der Epoche und im frühen Perm mehrere ausgeprägte Klimawechsel stattfanden, mit einer an die verschiedenen Kalt- und Warmphasen gekoppelten Schwankungsbreite des CO₂-Levels von 150 bis 700 ppm.^[27]
• Bedingt durch den extrem hohen Sauerstoffgehalt von 33 bis 35 Prozent traten im Oberen Karbon die wahrscheinlich verheerendsten Wald- und Flächenbrände der Erdgeschichte auf,^[50] mit der möglichen Nebenwirkung eines weltumspannenden, das Sonnenlicht dämpfenden Rauch- und Dunstnebels.^{[51]S. 443 f.}
• Nachdem sich Laurussia und Gondwana zum Superkontinent Pangaea und damit zu einer riesigen Festlandsbarriere vereinigt hatten, stockte der Wasser- und Wärmeaustausch der äquatorialen Meeresströmungen, und antarktisches Kaltwasser strömte an den Küsten Gondwanas entlang nach Norden. Dies trug dazu bei, den bereits herrschenden Abkühlungstrend nochmals zu intensivieren.

Ein weiteres Beispiel für die klimatische Relevanz der Plattentektonik bietet die jüngere Erdgeschichte mit der Entstehung der heute etwa 480 Seemeilen breiten Drakestraße, die den Atlantik mit dem Pazifischen Ozean verbindet. Bis vor 40 Millionen Jahren waren Antarktika und Südamerika – als umfangreicher Rest des ehemaligen Großkontinents Gondwana – durch eine Landbrücke miteinander verbunden, ehe sich die Drakestraße allmählich zu öffnen begann. Dadurch entstand im Südpolarmeer die stärkste Meeresströmung der Erde, der Antarktische Zirkumpolarstrom, der Antarktika von nun an im Uhrzeigersinn umkreiste, den Kontinent von der Zufuhr wärmeren Meerwassers abschnitt und die Grundlage für die Bildung des Antarktischen Eisschildes schuf. Somit war Antarktika nicht nur geographisch, sondern auch thermisch isoliert. Die erste signifikante Vereisung an der Eozän-Oligozän-Grenze vor 33,7 Millionen Jahren war gleichbedeutend mit dem Beginn des Känozoischen Eiszeitalters,^[52] und im Pliozän vor rund fünf Millionen Jahren erreichte die Eisbedeckung erstmals die heutige Ausdehnung von etwa 14 Millionen km².

Der Vulkanismus

Große Vulkanausbrüche der Kategorie VEI-6 oder VEI-7 auf dem Vulkanexplosivitätsindex bewirken eine mehrjährige Abkühlung der oberflächennahen Luftschichten aufgrund der weiträumigen Verteilung von Gasen und vulkanischer Asche in der Atmosphäre. Insbesondere Gase können dabei bis in die Stratosphäre (17 bis 50 km Höhe) gelangen. Über drei Prozesse, bekannt als Gas-zu-Partikel- (GPC, gas-to-particle conversion), Tropfen-zu-Partikel- (DPC, drop-to-particle conversion) bzw. Klumpen-zu-Partikel-Umwandlung (BPC, bulk-to-particle conversion), werden dabei ausgeworfene Partikel und Gase zu Aerosolen. Durch die Höhenströmungen (Starkwindbänder) breiten sich diese in der Stratosphäre aus, wo sie über Absorption, Streuung und Reflexion die transmittierte solare Einstrahlung verändern. Diese Prozesse haben einen direkten Einfluss auf die Temperatur in allen Luftschichten.

Der Effekt ist nach einer vulkanischen Eruption über den Verlauf der Zeit nicht gleich. Je nach Entstehungsprozess besitzen Aerosole typische Radien von r < 0,1 μm bis r > 1 μm. In Abhängigkeit von den Radien und den entsprechenden Säuberungsmechanismen haben Aerosole eine Verweildauer, die Zeiträume im Sekunden- und Minutenbereich bis hin zu einigen Jahren umfassen kann, bevor sie durch Auswaschung (Eis, Schnee oder Regen), Ablagerung durch Gravitation oder Koagulation (Gerinnung, kleine Partikel vereinigen sich zu einem großen Partikel) aus der Atmosphäre entfernt werden.^[53] Damit ergibt sich ein zeitlich variabler Nettoeffekt auf die Lufttemperatur. Zuerst absorbieren die großen Partikel Sonnenstrahlung und erwärmen damit die Atmosphäre (positiver Netteoeffekt), fallen dann aber schnell aus der Luftsäule. Danach werden die kleinen und mittelgroßen Partikel wichtiger, die die Sonnenstrahlung reflektieren und streuen und damit die Lufttemperatur absinken lassen (negativer Nettoeffekt). Dieser negative Nettoeffekt wird bei stärkerer Ausprägung auch als vulkanischer Winter bezeichnet.^[54]

Die Eruption des Laki-Kraters auf Island im Sommer 1783 bewirkte wahrscheinlich den extrem kalten Winter 1783/84 in Nordeuropa und Nordamerika sowie Überschwemmungen in Deutschland im Frühjahr 1784.^[55] Im April 1815 war der Ausbruch des Vulkans Tambora auf der heute zu Indonesien gehörenden Insel Sumbawa maßgeblich am „Jahr ohne Sommer“ (1816) beteiligt. Von dem Kälteeinbruch betroffen waren vor allem große Gebiete Nordamerikas sowie von West- und Südeuropa. Gegenwärtig umfasst der jährliche vulkanische CO₂-Ausstoß ein Volumen von 180 bis 440 Megatonnen.^[56][57] Die anthropogenen CO₂-Emissionen liegen einige Größenordnungen darüber und erreichten in den letzten Jahren jeweils rund 36 Gigatonnen.

Supervulkane

Aufgrund ihrer Auswurfmenge von über 1000 km³ an Lava, Asche und Aerosolen (Tephra) haben Supervulkane in prähistorischer Zeit das Klima über Jahrzehnte hinweg beeinflusst und eine abrupte globale Abkühlung ausgelöst. Auf dem Vulkanexplosivitätsindex sind sie mit dem Wert VEI-8 in die höchste Kategorie eingestuft. Im Gegensatz zu den meisten anderen Vulkanen hinterlassen Supervulkane nach einem Ausbruch, bedingt durch die Größe ihrer Magmakammer, keine Vulkankegel, sondern riesige Calderen. Die bisher letzte Eruption eines Supervulkans ereignete sich auf der nördlichen Hauptinsel Neuseelands vor rund 26.500 Jahren im Gebiet des heutigen Lake Taupo. Ein weiterer Ausbruch fand mit der Toba-Explosion vor 74.000 Jahren auf Sumatra statt. Gegenwärtig existieren mehrere potenzielle Supervulkane, die bei einem erneuten Ausbruch die Kategorie VEI-8 erreichen könnten. Der bekannteste von ihnen befindet sich unter dem Yellowstone-Nationalpark im US-amerikanischen Bundesstaat Wyoming.^[58] Für die jüngere Erdgeschichte seit dem Oligozän konnten bisher über 40 derartige Ereignisse eindeutig nachgewiesen werden.^[59] Dauerhafte klimatische und ökologische Folgen durch Supervulkane sind jedoch nicht belegt.

Magmatische Großprovinzen

In erdgeschichtlichem Rahmen waren sogenannte Magmatische Großprovinzen (englisch Large Igneous Provinces) die Ursache für tiefgreifende und relativ rasch verlaufende Klimawandel-Ereignisse.^[60] Dabei handelt es sich um den großvolumigen Austritt magmatischer Gesteine aus dem Erdmantel, überwiegend in Form von Flutbasalten, die sich im Verlauf von einigen Hunderttausend Jahren gelegentlich über Millionen km² ausbreiteten. In Abhängigkeit von Ausmaß und Dauer der Flutbasalt-Freisetzung gelangten erhebliche Mengen an Kohlenstoffdioxid in die Atmosphäre, daneben in signifikantem Umfang auch Chlorwasserstoff, Fluor und Schwefeldioxid. Im Unterschied zum „normalen“ Vulkanismus bewirkten die Aktivitäten einer Magmatischen Großprovinz keine aerosolbedingte Abkühlung, sondern führten im Gegenteil zu einer weltweiten Temperaturzunahme, im Extremfall gekoppelt mit einer zusätzlichen Erwärmungsspirale unter Mitwirkung von Methan beziehungsweise Methanhydrat aus ozeanischen Lagerstätten.^[36] Sehr wahrscheinlich stehen die meisten Massenaussterben der Erdgeschichte mit dem großflächigen Ausfluss von Flutbasalten und der anschließenden Destabilisierung terrestrischer und mariner Biotope in direkter Verbindung.^[60]

Bekannte Magmatische Großprovinzen, die in unterschiedlich starker Weise einen Einfluss auf Klima und Biodiversität ausübten, sind der Sibirische Trapp (Perm-Trias-Grenze, 252 mya), der Dekkan-Trapp im heutigen Westindien (Kreide-Paläogen-Grenze, 66 mya)^[61] sowie der nordamerikanische Columbia-Plateaubasalt (Mittleres Miozän, Hauptaktivität 17 bis 14 mya).^[62]

Weitere klimawirksame Faktoren

Weitere Faktoren, die das Klima nachhaltig beeinflussen können bzw. in der Vergangenheit beeinflusst haben:

• Die Albedo als Maß des Rückstrahlvermögens nicht selbst leuchtender Oberflächen, im Erdsystem abhängig von der Ausdehnung der Ozeane, Eisschilde, Wüsten und Vegetationszonen
• Organismen, die im Laufe der Erdgeschichte durch Fixierung oder Produktion von Treibhausgasen klimawirksame Effekte hervorgerufen haben, wie Korallen, Methanbildner, das Phytoplankton und Pflanzen wie der Schwimmfarn Azolla
• Veränderungen der atmosphärischen Zirkulation, Monsun
• Veränderungen der Meeresströmungen: Thermohaline Zirkulation, Nordatlantische Oszillation, Southern Oscillation Index, El Niño (ENSO)
• Meeresspiegelschwankungen (Eustasie), hervorgerufen entweder durch die Bindung von Wasser in kontinentalen Eisschilden (bzw. deren Abschmelzen) oder durch Änderungen des Ozeanbeckenvolumens infolge tektonischer Verschiebungen
• Der Wärmeinhalt der Ozeane
• Der Mond durch seinen Einfluss auf die Gezeiten und damit auf die großen Meeresströmungen
• Der temperaturabhängige Wasserdampfgehalt der Atmosphäre und die Wolkenbildung^[63][43]
• Die Vegetationsbedeckung in ihrer Funktion als Kohlenstoffsenke
• Verwitterungsprozesse binden über längere Zeiträume atmosphärisches CO₂ in der Lithosphäre (Carbonat-Silicat-Zyklus) und kommen in Abhängigkeit von den jeweiligen Umweltbedingungen wie Warm- oder Kaltzeiten unterschiedlich stark zur Geltung
• Der positive Rückkopplungseffekt der Eis-Albedo-Rückkopplung

Anthropogene Klimaveränderung

Neben den natürlichen Faktoren beeinflusst der Mensch das Klima vor allem seit Beginn der Industrialisierung in ganz erheblichem und immer weiter zunehmendem Maß: Der „Zwischenstaatliche Ausschuss für Klimaänderungen“ (Intergovernmental Panel on Climate Change) (IPCC), der den Stand der Wissenschaft im Auftrag der Vereinten Nationen zusammenfasst, kam 2007 zu dem Schluss, dass die Erwärmung der Erdatmosphäre seit Beginn der Industrialisierung hauptsächlich durch die Anreicherung von Treibhausgasen durch den Menschen hervorgerufen wird.^[65] In der Forschung herrscht weitgehend Einigkeit darüber, dass die durch menschliche Aktivitäten bedingte Klimagas-Freisetzung während des bisherigen 21. Jahrhunderts im Jahresdurchschnitt erheblich schneller verläuft als dies bei allen bekannten Erwärmungsphasen der letzten 66 Millionen Jahre der Fall war.^[39] Der IPCC schreibt in seinem 2013 erschienenen fünften Sachstandsbericht, dass es extrem wahrscheinlich ist, dass die Menschen mehr als 50 % der 1951–2010 beobachteten Erwärmung verursacht haben. Nach der besten Schätzung stimmt der menschliche Einfluss auf die Erwärmung in etwa mit der insgesamt beobachteten Erwärmung während dieses Zeitraums überein.^[66] Eine neuere Untersuchung beziffert die Wahrscheinlichkeit, dass der in den letzten 60 Jahren registrierte Anstieg der Globaltemperatur ohne anthropogene Treibhausgas-Emissionen ähnlich hoch ausgefallen wäre, mit lediglich 0,001 %.^[67]

Der sich voraussichtlich in den nächsten Jahrzehnten weiter verstärkende Klimawandel besitzt das Potential, neben gravierenden Umweltveränderungen^[68] weltweite und in erheblichem Ausmaß erfolgende Migrationsbewegungen auszulösen („Klima“- bzw. „Umweltflucht“).^[69][70]

Siehe auch

• Abrupter Klimawechsel
• Forschungsgeschichte des Klimawandels
• Klimageschichte, Paläoklimatologie, Klimatologie, Historische Klimatologie, Klimaschutz
• Klimanotstand
• Temperaturextrema
• Treibhauseffekt
• Wetteranomalie von 535/536, Mittelalterliche Warmzeit, Jahr ohne Sommer (1816), Hitzewelle 2003