Klimawandel und Energiewende. Dietmar Schäffer

das schwere Wasser z.B. im Meerwasser anreichern. Im Gletschereis an Land, das aus wieder kondensiertem und dann gefrorenem Wasserdampf entsteht, ist hingegen das leichte Wasser angereichert. Der Effekt wird dadurch verstärkt, dass ebenfalls verdunstetes schweres Wasser aufgrund seines höheren Gewichtes schon früher wieder als Niederschlag fällt und so Gletschergebiete in geringerer Menge erreicht, als leichtes Wasser.

      Aufgrund des Verhältnisses von schwerem zu leichtem Wasser kann man Rückschlüsse auf die Temperaturverhältnisse zur Entstehungszeit des Gletschereises ziehen¹².

      In den letzten Jahrzehnten wurden vor allem Eisbohrkerne aus Grönland und aus der Antarktis analysiert. Da das Eis sowohl in Grönland, als auch in der Antarktis an vielen Stellen in Jahresschichten (Abbildung 3) erhalten ist, kann die Temperatur relativ hoch aufgelöst rekonstruiert werden. Die Methode funktioniert aber nicht auf ein Jahr genau, da es eine gewisse Zeit dauert, bis sich eine Schneedecke in Gletschereis umwandelt. Während dieser Zeit kann durch Tauprozesse Wasser auch in tiefere Schneeschichten gelangen und dadurch das Verhältnis von leichtem zu schwerem Wasser noch nachträglich verfälschen. Mit Eisbohrkernen aus der Antarktis konnte man das Klima bis etwa 900.000 Jahre in die Vergangenheit rekonstruieren¹³, mit Eisbohrkernen aus Grönland etwa 130.000 Jahre¹⁴.

      Abbildung 3: Eisbohrkern aus 1.837 m Tiefe, GISP2-Eisbohrkern Grönland mit deutlich erkennbaren Jahresschichten (Quelle: US National Ice Core Laboratory).

      Die Sauerstoff-Isotopen-Methode funktioniert nicht nur mit Gletschereis. Verschiedene Meeresorganismen, insbesondere Foraminiferen (Wurzelfüßer), enthalten Sauerstoff in ihren Zellskeletten aus Kalk (CaCO₃). Diese Zellskelette sind artspezifisch und ähnlich stabil, wie Pollen oder Sporen. Sie können ebenfalls fossil überliefert werden. Da sie schweren und leichten Sauerstoff abhängig von der Temperatur, die zur Zeit der Bildung der Zellskelette herrschte, enthalten, können auch fossile Foraminiferen zur Temperaturrekonstruktion verwendet werden. Über die Analyse von fossilen Foraminiferen kann die Temperatur bis einige hundert Millionen Jahre in die Vergangenheit rekonstruiert werden¹⁵.

      Abbildung 4: Mikroskopische Aufnahme von 10 marinen Foraminiferen (Quelle: Randolph Femmer, USGS).

      Allgemein kann man sagen: je tiefer die Temperatur ist, umso mehr reichert sich ¹⁸O im Ozean an, weil mehr ¹⁶O im Gletschereis an Land gebunden ist. Gleichzeitig ist in einer Kaltzeit in der Atmosphäre im Verhältnis mehr ¹⁶O, als während einer Warmzeit.

      6.2.4 Klimarekonstruktion mit Dendrochronologie

      Eine weitere Methode, mit der die Klimaverhältnisse von heute zurück bis zum Ende der letzten Kaltzeit vor etwa 12.000 Jahren rekonstruiert werden können, beruht auf den Jahresringen von Bäumen. Es ist seit langer Zeit bekannt, dass die Breite der Jahresringe von Bäumen von den Witterungsverhältnissen abhängt. Man greift dabei sowohl auf noch lebende Bäume und Altholz in Wäldern zurück, als auch auf Bäume, die z.B. in Form von Bauholz in historischen Gebäuden oder als Moorholz erhalten sind. Durch überlappende Baumringmuster ist es möglich, lückenlose Baumringarchive bis zurück zum Ende der letzten Kaltzeit zu erstellen und daraus die Klimaentwicklung der letzten ca. 12.000 bis 15.000 Jahre zu rekonstruieren. So ist beispielsweise mit dem Hohenheimer Jahrringkalender ein lückenloses Archiv bis zum Jahr 10.642 vor Christus verfügbar¹⁶.

      Abbildung 5: Schema der Jahresring-Analyse zur Klimarekonstruktion (Eigene Grafik, nach spektrum.de, geändert).

      6.3 Paläöklima rekonstruiert

      6.3.1 Allgemeines

      Das Klima definiert sich durch die schon erwähnten Klimaelemente. Die Temperatur ist nur eines der Klimaelemente und in den folgenden Kapiteln geht es in erster Linie um die Rekonstruktion von Temperaturen.

      6.3.2 Erdatmosphäre und Klima im Präkambrium

      Über das Klima des Präkambriums (4,6 Milliarden Jahre bis 540 Millionen Jahre) gibt es nur relativ wenige Proxydaten. Sicher ist, dass die Oberfläche der Erde unmittelbar nach der Erdentstehung vor 4,58 Milliarden Jahren glutflüssig war. Vor etwa 4,4 Milliarden Jahren begann dann die differenzierte Bildung der Schichten – Erdkern, Erdmantel und Erdkruste entstanden. Vor rund 4,2 Milliarden Jahren hatte sich die Erdoberfläche schließlich auf weniger als 100° C abgekühlt. Aus Vulkanen ausgestoßener Wasserdampf begann zu kondensieren und das Wasser sammelte sich langsam zu den ersten Meeren. Die Kontinentaldrift setzte ein, nachdem vor ca. 4 Milliarden Jahren die Erdkruste in große Platten auseinandergebrochen war¹⁷.

      Die Uratmosphäre bestand vor mehr als 4 Milliarden Jahren zunächst aus etwa 80% Wasserdampf (H₂O), 10% Kohlendioxid (CO₂), 7% Schwefelwasserstoff (H₂S) und Spuren von Stickstoff (N₂), Wasserstoff (H₂), Kohlenstoffmonoxid (CO), Helium (He), Methan (CH₄) und Ammoniak (NH₃)¹⁸.

      Nachdem ein großer Teil des Wasserdampfes kondensiert war und sich die ersten Meere gebildet hatten, sah die Zusammensetzung der Atmosphäre komplett anders aus. Sie war reich an Stickstoff und Kohlendioxid, das wie auch Methan von den ersten Lebewesen produziert wurde.

      Kohlendioxid konnte sich in den neu entstandenen Ozeanen lösen, durch Dissoziation entstanden Hydrogencarbonat-Ionen (HCO₃^-), Carbonat-Ionen (CO₃^2-) und Wasserstoff-Ionen (H+). Wegen des niedrigen pH-Wertes konnten allerdings zunächst keine Carbonate ausfallen. Erst als durch den Verbrauch von Kohlendioxid zum Aufbau von Biomasse der pH-Wert der Meere langsam anstieg und das Wasser weniger sauer wurde, konnten Carbonate ausfallen und mächtige Ablagerungen am Meeresgrund bilden. Vor etwa 3,4 Milliarden Jahren bestand die Atmosphäre dann zum größten Teil aus Stickstoff, ein wenig Wasserdampf und aus Spuren von Kohlendioxid und anderen Gasen.

      Vor etwa 3,5 Milliarden Jahren entstanden die ersten Lebewesen, die durch Photosynthese Sauerstoff (O₂) freisetzten¹⁹. Über mehr als eine Milliarde Jahre reagierte der Sauerstoff aber sofort mit anderen Stoffen (vor allem Fe(II) und H₂S) in seiner Umgebung und reicherte sich nicht in der Atmosphäre an. Erst vor 2,3 Milliarden Jahren war die Konzentration dieser Stoffe so weit gesunken, dass sich von Algen und Cyanobakterien gebildeter Sauerstoff in der Atmosphäre anreichern konnte.

      Die ungefähre Entwicklung von Niederschlag und Temperatur im Vergleich zu heutigen Verhältnissen zeigt Abbildung 6.

      Abbildung 6: Ungefähre Entwicklung von Niederschlag und Temperatur seit 3,8 Milliarden Jahren im Vergleich zu heutigen Verhältnissen (Eigene Grafik, nach commons.wikimedia.org, geändert).

      6.3.3 Temperaturen im Paläozoikum und Mesozoikum

      Für den Zeitraum zwischen 540 und 66 Mio. Jahren vor unserer Zeit liegen verschiedene Proxydaten vor, die eine wesentlich bessere Rekonstruktion der Klimadaten (insbesondere der Temperatur) als für die Zeit des Präkambriums ermöglichen.

      Erstmals erreichte die Sauerstoffkonzentration in der Atmosphäre ihren heutigen Wert (21%) im Paläozoikum vor ca. 400 Mio. Jahren²⁰. In den ersten etwa 100 Mio. Jahren des Paläozoikums lag der CO₂-Gehalt zwischen 4.000 und 6.000 ppm, es folgte eine Phase mit Werten in einer ähnlichen Größenordnung wie heute (400 ppm). Vor 250 bis 100 Mio. Jahren lag der CO₂-Gehalt wieder deutlich über 1.0 ppm²¹.

      Während des gesamten Paläozoikums lagen die Temperaturen höher als heute. Lediglich vor etwa 300 Mio. Jahren gab es eine Phase mit tieferen Temperaturen. Die Temperaturdifferenz zwischen den wärmsten und kältesten Phasen betrug etwa 16° C. Abbildung 7 zeigt den rekonstruierten Temperaturverlauf bezogen auf die heutige Durchschnittstemperatur^{22 23}.

      Abbildung