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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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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.


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


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


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


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


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


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


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


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


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


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


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


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.

18

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.

19

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.

20

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.

22

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.

23

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

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