Paläozän/Eozän-Temperaturmaximum

Das Paläozän/Eozän-Temperaturmaximum (PETM) vor etwa 55,8 Millionen Jahren war eine nach geologischen Maßstäben sehr kurze, aber extreme Erwärmungsphase, deren Dauer je nach wissenschaftlicher Analyse auf 170.000 bis 200.000 Jahre veranschlagt wird. Der damalige globale Temperaturanstieg erfolgte auf der Basis eines bereits vorhandenen Warmklimas und war mit einem stark erhöhten Eintrag von Treibhausgasen in die Erdatmosphäre und Weltmeere verbunden. Während des PETM stieg die globale Temperatur innerhalb von wahrscheinlich 4.000 Jahren um durchschnittlich 6 °C (nach anderen Studien kurzzeitig um bis zu 8 °C) von etwa 18 °C im späten Paläozän auf mindestens 24 °C am Beginn des Eozäns, wobei eine neuere Analyse erheblich höhere Werte veranschlagte.^[1]

Die Wärmeanomalie an der Paläozän-Eozän-Grenze war mit einem ausgeprägten Konzentrationsabfall des stabilen Kohlenstoffisotops ¹³C verknüpft. Dies deutet darauf hin, dass sich am Beginn des PETM eine große Menge an ¹³C-abgereichertem Kohlenstoff in Atmo- und Hydrosphäre verteilte. Inzwischen liefern verschiedene Sedimentproben und Isotopenuntersuchungen aussagekräftige Erkenntnisse über die veränderten Umweltbedingungen sowohl in tropischen als auch in den höheren Breiten der nördlichen und südlichen Hemisphäre. Auf diese Weise konnte zum Beispiel durch das Verhältnis der Kohlenstoff-Isotope ¹³C und ¹²C ein deutlicher Vegetationsrückgang in Verbindung mit ausgeprägten Dürreperioden während der Wärmeanomalie nachgewiesen werden.

In den Geowissenschaften und besonders in der Paläoklimatologie wird das PETM häufig unter dem Aspekt analysiert, welche Auswirkungen ein massiver, auf wenige Jahrtausende beschränkter Kohlenstoffeintrag in das Klimasystem hat. Dabei werden oft Vergleiche zu den gegenwärtigen anthropogenen Kohlenstoffdioxid-Emissionen und dem Anstieg ihrer Konzentration in der Erdatmosphäre (siehe: Kohlenstoffdioxid in der Erdatmosphäre) gezogen.

Dauer der Erwärmungsphase

Über den benötigten Zeitraum vom Beginn der Erwärmung bis hin zur Erreichung des Temperaturmaximums gibt es in der Wissenschaft eine Reihe unterschiedlicher und zum Teil widersprüchlicher Angaben. Während bis vor kurzem eine „Anlaufzeit“ von rund 18.000 Jahren als realistischer Wert angesehen wurde, beruft sich eine im Jahr 2013 erschienene Publikation auf eine Sedimentfolge im Marlboro-Ton des Salisbury Embayments, die nach Isotopenmessungen eine Freisetzung von 3.000 Gigatonnen Kohlenstoff in nur 13 Jahren nahelegt.^[2] Diese These fand in der wissenschaftlichen Literatur jedoch kaum Unterstützung und führte zu mehreren kritischen Stellungnahmen.^[3] Die Autoren einer im März 2016 erschienenen Studie veranschlagten die Dauer der Erwärmungsphase aufgrund eines Abgleichs zwischen der Kohlenstoff-Signatur δ¹³C und der Sauerstoff-Signatur δ¹⁸O auf annähernd 4.000 Jahre.^[4] Demnach verlief der jährliche Kohlenstoffeintrag in einer Größenordnung von 0,6 bis 1,1 Gigatonnen parallel zur damit gekoppelten Erwärmung. Da das thermisch relativ träge Klimasystem einschließlich der Ozeane ohne signifikante Verzögerung auf den Anstieg der atmosphärischen Treibhausgas-Konzentration reagierte, wird eine innerhalb weniger Jahre stattgefundene Kohlenstoff-Injektion ausgeschlossen.

Neuere Untersuchungen scheinen die Annahme zu belegen, dass sich während eines globalen Warmklimas auch die Klimasensitivität entsprechend erhöht. Für das PETM wird unter Einbeziehung aller kurz- und langfristig wirksamen Rückkopplungsfaktoren eine Klimasensitivität im Bereich von 3,7 bis 6,5 °C postuliert.^[5]

Nach dem Abflauen des PETM und einer längeren „Erholzeit“ (englisch Recovery phase) kam es 2 Millionen Jahre später mit dem Eocene Thermal Maximum 2 (ETM-2, 53,6 mya) zu einer weiteren starken Klimaerwärmung mit einer Dauer von ebenfalls maximal 200.000 Jahren.^[6] Dieser schlossen sich im Zeitraum vor 53,3 bis 52,8 Millionen Jahren drei kürzere und schwächer ausgeprägte Wärmeanomalien an.

Klimatische und biologische Folgen des PETM

Verschiedene Untersuchungen belegen, dass die Ozeane während des PETM erhebliche Wärmemengen speicherten. Für subpolare Gewässer (westliche sibirische See) wurden 27 °C ermittelt,^[7] und Sedimentbohrkerne aus der Küstenregion vor Tansania belegen Temperaturen bis maximal 40 °C.^[8] Dies bewirkte in Verbindung mit einem erheblichen Input von Kohlenstoffdioxid eine Versauerung der Meere bis in tiefere Schichten und die Entstehung anoxischer Milieus.^[9] Insgesamt kam es in den Meeren im Verlauf des PETM zu einer Entwicklung, die zumindest im Ansatz starke Ähnlichkeit mit einem Ozeanischen anoxischen Ereignis aufwies. Begünstigt wurde dieser Prozess durch eine deutliche Abschwächung beziehungsweise Verlagerung der Tiefenwasserströmungen sowie durch die erhöhte Einschwemmung festländischer Verwitterungsprodukte in die Ozeane aufgrund rasch verlaufender Erosionsvorgänge.^[10] Darüber hinaus stieg im Verlauf des Temperaturmaximums der Meeresspiegel aufgrund der thermischen Expansion (Wärmeausdehnung) des Ozeanwassers um 3 bis 5 Meter.^[11] Eisschilde, die hätten abschmelzen können, gab es nicht.

Auch wenn der klimatische Ausnahmezustand des PETM nach erdgeschichtlichem Maßstab nur von kurzer Dauer war, beeinflusste er nachhaltig die Biodiversität und Paläoökologie des gesamten Planeten. Die Ausdehnung der tropischen Klimazone bis in höhere Breiten führte zu weiträumigen Migrationsbewegungen von Flora und Fauna.^[12] Obwohl bei steigenden Temperaturen der Wasserdampfgehalt der Luft und damit die Niederschlagsneigung zunehmen, herrschte während des PETM in vielen Gebieten offenbar ein arides Klima, verbunden mit einer Abnahme der Pflanzenvielfalt einschließlich der Ausbildung von Trockenstress-Symptomen. Es wird angenommen, dass polarnahe Regionen eine erhöhte Niederschlagsintensität verzeichneten,^[13] im Gegensatz dazu traten Dürreperioden vor allem in den Subtropen auf.^[14]

Schnelle morphologische Veränderungen und evolutionäre Anpassungen geschahen nicht nur in terrestrischen Habitaten, sondern vielfach auch im Ozean. Hier kam es zu einem Massensterben der benthischen Foraminiferen mit einem Artenschwund zwischen 30 und 50 Prozent, mit hoher Wahrscheinlichkeit bedingt durch die Erwärmung der tieferen ozeanischen Schichten um etwa 4 bis 5 °C und einem damit verbundenen Sauerstoff-Defizit. An der Destabilisierung der marinen Biotope hatte darüber hinaus die Versauerung des Meerwassers mit einer relativ starken Abnahme des pH-Werts entscheidenden Anteil. Davon in Mitleidenschaft gezogen, jedoch nur partiell vom Aussterben bedroht waren in der Tiefsee angesiedelte Organismen (Seeigel, Muscheln, Schnecken) sowie nahezu alle Planktongruppen.

Der meridionale Temperaturgradient (das Temperaturgefälle vom Äquator zu den Polargebieten) war zur Zeit des PETM erheblich flacher als im übrigen Känozoikum. Dies gilt auch für die oberflächennahen Regionen der Ozeane. Die Temperaturdifferenz der Meere zwischen äquatorialen und polaren Bereichen betrug über große Teile des Paläozäns 17 °C (gegenwärtig: 22 °C) und verringerte sich während des PETM auf 6 °C.^[15]S. 436 Dadurch herrschte in den Polargebieten ein warm-gemäßigtes Klima.

Auf die rasch zunehmende Erwärmung reagierten einige Familien und Gattungen der Säugetiere mit einer deutlichen Tendenz zur Kleinwüchsigkeit (englisch Dwarfing). Dies betraf sowohl räuberische Lebensformen wie die ausgestorbenen Creodonta und Oxyaenidae^[16] als auch die frühen Vertreter der Pferdeverwandten.^[17] Darüber hinaus konnte anhand von Ichnofossilien nachgewiesen werden, dass sich kleinere Lebensformen (zum Beispiel Insekten oder Würmer der Klasse Clitellata) ebenfalls den veränderten Umweltbedingungen anpassten und bis zu 46 Prozent ihrer ursprünglichen Größe einbüßten.^[18] Als Gründe für die Reduzierung der Körpermaße gelten die mit dem extremen Warmklima einhergehenden Dürreperioden und der dadurch bedingte Mangel an ausreichender Nahrung mit entsprechender Rückwirkung auf Pflanzenfresser und indirekt auf Carnivoren. Zusätzlich begünstigten der unmittelbare Einfluss des tropischen Klimas sowie stark schwankende Niederschlagsraten laut mehreren Studien phänotypische Reaktionen beziehungsweise mikroevolutionäre Veränderungen im Hinblick auf das Größenwachstum.^[19]

Eine Tendenz zur „Verzwergung“ erfasste auch viele marine Arten, darunter die Ostrakoden (Muschelkrebse). Speziell diese Entwicklung resultierte sehr wahrscheinlich aus der Erwärmung und Versauerung der Tiefseeregionen und einer damit verknüpften Störung der Remineralisierungsprozesse von organischem Kohlenstoff.^[20] Vergleichbare, aber etwas weniger ausgeprägte biologische Entwicklungen wurden für die Dauer des nachfolgenden Eocene Thermal Maximum 2 ebenfalls festgestellt.

Mögliche Ursachen und damit verbundene Mechanismen

Die Entdeckung der Wärmeanomalie des PETM ist relativ jungen Datums und geschah eher zufällig gegen Ende der 1980er-Jahre. Die ursprüngliche Zielsetzung der daran beteiligten Forscher lautete, im Rahmen des Ocean Drilling Program anhand von Sedimentproben genauere Daten über das Massenaussterben an der Kreide-Paläogen-Grenze zu sammeln.^[15]S. 435 Bei der Analyse der Bohrkerne, die auch die Zeit des Paläozän-Eozän-Übergangs einschloss, wurden Hinweise auf eine abrupte Erwärmung der damaligen Tiefsee vor rund 56 Millionen Jahren gefunden. In wissenschaftlicher Form publiziert wurden die neuen Erkenntnisse erstmals 1991 in der Fachzeitschrift Nature.^[21]

In den Jahrzehnten danach entwickelte sich das Paläozän/Eozän-Temperaturmaximum zu einem der Schwerpunkte paläoklimatologischer Forschung, zumeist auf interdisziplinärer Basis und dokumentiert in mehreren tausend Studien. Viele Details zum Fragenkomplex des PETM konnten inzwischen relativ umfassend mithilfe von Isotopenanalysen und der Auswertung eines breiten Spektrums an Proxydaten geklärt werden. Für die Kernfrage nach der genauen Ursache des PETM steht die Antwort indes noch aus. Die folgenden Abschnitte beschreiben jene Hypothesen, die aktuell im Mittelpunkt der wissenschaftlichen Diskussion stehen.

Plattentektonik und Vulkanismus

Als primäre Ursache für die abrupte Erwärmung am Beginn des PETM favorisieren mehrere Studien die Nordatlantische Magmatische Großprovinz (englisch North Atlantic Igneous Province, auch Thulean Plateau), die während der Bildung und Ausdehnung des Nordatlantiks entstand. Die magmatischen beziehungsweise vulkanischen Prozesse setzten bereits im unteren Paläozän ein (etwa 64 bis 63 mya), reichten in stark abgeschwächter Form bis in das frühe Miozän und verzeichneten mehrere erhöhte Aktivitätszyklen, unter anderem vor 57 bis 53 Millionen Jahren, wobei abwechselnd intrusive und effusive Phasen entlang der divergierenden Plattenränder auftraten.^[22] Die dabei aus dem Erdmantel aufsteigenden Flutbasalte besaßen eine Ausdehnung von ungefähr 1,3 bis 1,5 Millionen km² und bedeckten Teile von Grönland, Island, Norwegen, Irland und Schottland.^[23] Allerdings sind der Umfang sowie die genaue zeitliche Einordnung der vulkanischen Emissionen und ihre Auswirkungen auf das damalige Erdklimasystem immer noch umstritten und Gegenstand einer wissenschaftlichen Kontroverse. Während einige Arbeiten eine CO₂-Freisetzung von mehreren tausend Gigatonnen aus vulkanischen Quellen innerhalb eines schmalen Zeitfensters postulieren,^[24] widersprechen andere Studien dieser Auffassung, indem sie betonen, dass das PETM hauptsächlich mit der Freisetzung von Methan in Verbindung steht.^[25]

Nach dieser Hypothese wurden durch die Ausdehnung des Nordatlantiks, eventuell in Verbindung mit Erdbeben und unterseeischen Hangrutschen, umfangreiche Methanhydrat-Vorkommen destabilisiert, worauf sich große Mengen des freigesetzten Gases in der Atmosphäre verteilten.^[26]

Methan-Hypothese

In der Fachliteratur der letzten Jahrzehnte zirkulieren stark differierende Angaben von 300 bis weit über 2.000 ppm für die atmosphärische CO₂-Konzentration unmittelbar vor Beginn des PETM.^[27] Neuere Studien berechneten einen Korridor zwischen 840 und maximal 1.680 ppm als wahrscheinlichste Größe, wobei für die Zeit des Temperaturmaximums eine CO₂-Zunahme von nur wenigen hundert ppm postuliert wurde.^[28] Dem gegenüber wird auch die Auffassung eines Kohlenstoffdioxid-Anstiegs um etwa 70 Prozent im Vergleich zur Prä-PETM-Zeit vertreten.^[25] Doch selbst diese signifikante Steigerung kann den globalen Temperaturanstieg von 6 bis 8 °C nur zum Teil erklären. Allgemein wird in der Wissenschaft deshalb ein zusätzlicher Klimafaktor in Form einer Methan-Freisetzung aus unterseeischen Methanhydrat-Lagerstätten angenommen.^[29]

Im Ozean entsteht Methan durch den biochemischen Prozess der Methanogenese. Bei Übersättigung des Wassers mit Methan sowie unter hohem Druck und bei niedrigen Temperaturen kann das Gas zu metastabilem Methanhydrat kristallisieren, hauptsächlich an den Kontinentalsockeln ab einer Mindesttiefe von etwa 300 Metern. Die spezifischen Eigenschaften und die umfangreichen Lagerstätten von Methanhydrat führten in der Wissenschaft zu der weit verbreiteten Annahme, dass während des PETM instabil gewordene Methanhydrat-Reservoire große Mengen an Treibhausgas an die Atmosphäre abgaben und damit wesentlich zum Erwärmungseffekt beitrugen (wobei Methan in der Atmosphäre nur eine kurze Verweildauer beziehungsweise Halbwertszeit von 12 Jahren aufweist und durch den Sauerstoff zu Kohlenstoffdioxid und Wasser oxidiert wird). Diese relativ simple These hielt jedoch einer kritischen Überprüfung nicht in allen Punkten stand und wurde zu einem Gedankenmodell unter Einbeziehung alternativer kohlenstoffhaltiger Lagerstätten und Sedimentschichten erweitert („Seafloor-Hypothese“). Dabei musste berücksichtigt werden, dass der Kohlenstoff-Eintrag weniger in kurzzeitigen Schüben, sondern offenbar relativ kontinuierlich über Jahrtausende erfolgte.^[27][4]

Neue Unterstützung erhielt die Hypothese durch eine 2023 publizierte Studie, nach der vieles darauf hindeutet, dass das freigesetzte Methan aus hydrothermalen Quellen stammt. Da sich diese Quellen in seichten Gewässern befanden, konnte das Methan in die Atmosphäre gelangen und konnte nicht im Meerwasser gelöst werden.^[30]

Impakt-Hypothese

Während der 22 Millionen Jahre des Eozäns ereignete sich eine überdurchschnittlich hohe Anzahl an Asteroiden- oder Kometeneinschlägen auf der Erde, wie zum Beispiel der Montagnais- oder der Chesapeake-Bay-Impakt.^[31] Diese Häufung war jedoch kein periodisches Ereignis im Sinne der Nemesis-Hypothese, sondern geschah laut einer 2017 veröffentlichten statistischen Analyse rein zufällig.^[32] Die Möglichkeit, dass Impakt-Ereignisse größeren Ausmaßes einen wesentlichen Einfluss auf das PETM und die folgenden Wärmeanomalien ausgeübt haben könnten, ist jedoch weitgehend inkonsistent mit dem vorliegenden Datenmaterial und gilt in der Wissenschaft als Außenseiter-These.^[33]

Möglicher Einfluss der Milanković-Zyklen

Eine im Jahr 2012 veröffentlichte Studie hat die zyklischen Veränderungen der Erdbahnparameter als Ursache der eozänen Temperaturmaxima zur Grundlage.^[34] Die Hypothese beruht auf der Voraussetzung, dass bei ausgeprägter Exzentrizität der Erdbahn und einer gleichzeitigen Maximalneigung der Erdachse der damit gekoppelte Erwärmungstrend dazu führte, dass vor allem in der Antarktis binnen kurzer Zeit enorme Mengen an Treibhausgasen aus tauenden Permafrostböden in die Atmosphäre gelangten. Nach einer intensiven Warmklima-Phase, in der durch beschleunigte Verwitterungsprozesse ein Großteil des emittierten Kohlenstoffdioxids wieder gebunden wurde, kühlte die Erde langsam ab, ehe der von den Orbitalparametern gesteuerte Kreislauf erneut einsetzte.

Ob unter den klimatischen Bedingungen nahe der Paläozän-Eozän-Grenze (Ausdehnung subtropischer Klimazonen bis in höhere Breiten, flacher Temperaturgradient und Polare Verstärkung) antarktische Permafrostböden in nennenswertem Umfang existierten, erscheint nach derzeitigem Kenntnisstand fraglich. Ähnliches gilt für das polarnahe Festland im Norden.^[13] Belegte Abkühlungen der Südpolregion erfolgten erst im Zeitraum nach den Wärmeanomalien (52 mya) sowie verstärkt mit saisonalem Schneefall im Mittleren Eozän (41 mya).^[35] Dessen ungeachtet rückt eine möglicherweise zentrale Rolle der Milanković-Zyklen bei Klimawandelereignissen und speziell auf den Ablauf des Kohlenstoffzyklus zunehmend in den Fokus der Forschung.^[36]

Sonderstellung des PETM

Auf der Suche nach einem widerspruchsfreien Modell des Paläozän/Eozän-Temperaturmaximums liegt ein Forschungsansatz eventuell darin, dass sich dem PETM und dem Eocene Thermal Maximum 2 in kurzem zeitlichem Abstand drei kürzere und weniger prägnante Wärmeanomalien anschlossen.^[27] Dies könnte ein Indiz für eine geophysikalische Konstellation sein, die sich in schwächer werdender Ausprägung innerhalb von knapp 3 Millionen Jahren mehrmals wiederholte. In den folgenden Serien des Känozoikums bis hin zur geologischen Gegenwart traten vergleichbare Ereignisse nicht mehr auf. Somit kommt dem frühen Eozän unter paläoklimatologischen Aspekten eine besondere Bedeutung zu.

Das Ypresium, die unterste chronostratigraphische Stufe des Eozäns, verläuft zeitlich fast parallel zu dem sogenannten Eozänen Klimaoptimum, eine von subtropischen bis tropischen Bedingungen geprägte Epoche, die vor ungefähr 49 bis 48 Millionen Jahren endete, ohne dass das Extremklima der darin eingebetteten Wärmeanomalien nochmals erreicht wurde.^[37] Danach begann ein langsamer und anfangs fast schleichender Abkühlungstrend (unter anderem bedingt durch das Azolla-Ereignis),^[13] der sich am Eozän-Oligozän-Übergang (33,9 bis 33,7 mya) erheblich beschleunigte, neben einem großen Artensterben den rapiden Abfall der atmosphärischen CO₂-Konzentration verzeichnete und gleichzeitig mit der Entstehung des Antarktischen Eisschilds den Beginn des Känozoischen Eiszeitalters markierte.^[38]

Vergleich mit der Gegenwart

Nach übereinstimmendem wissenschaftlichem Urteil war das Paläozän/Eozän-Temperaturmaximum die prägnanteste und am schnellsten auftretende natürliche Erwärmungsphase des gesamten Känozoikums, also der letzten 66 Millionen Jahre. Im Unterschied zu vergleichbaren erdgeschichtlichen Temperaturanomalien, wie jener an der Perm-Trias-Grenze, stieg während des PETM die Treibhausgas-Konzentration massiv an, ohne dass eine adäquate Freisetzung von Stickoxiden, Schwefeldioxid und Schwefelwasserstoff erfolgt wäre. Demzufolge werden in der Fachliteratur zunehmend Parallelen zur aktuellen Globalen Erwärmung gezogen, verbunden mit der Fragestellung, ob das PETM eine „Blaupause“ für die künftige Klimaentwicklung darstellt.^[39] In dem Zusammenhang äußern jedoch einige Autoren die Vermutung, dass die gegenwärtigen, sehr rasch erfolgenden Umweltveränderungen einschließlich einer möglichen Destabilisierung der Biosphäre zu einem spezifischen Klimazustand führen könnten, für den in der bekannten Erdgeschichte keine Entsprechung existiert.^[40]

Die an der Paläozän-Eozän-Grenze freigesetzte Kohlenstoffmenge wurde 2008 in der Fachliteratur auf 3.000 bis annähernd 7.000 Gigatonnen geschätzt,^[41] wobei einzelne Studien sogar ein Volumen im Bereich von 10.000 Gigatonnen veranschlagen. Dem gegenüber belaufen sich die bisherigen anthropogenen Kohlenstoff-Emissionen auf rund 645 Gigatonnen (das entspricht über 2.300 Gigatonnen CO₂). In der Forschung herrscht weitgehend Einigkeit darüber, dass der Klimagasausstoß bisher im 21. Jahrhundert im Jahresdurchschnitt jenen des PETM um etwa das Zehnfache übertrifft.^[4] Entsprechend rasch wird sich auch der damit gekoppelte Klimawandel verstärken, falls die Freisetzung von Kohlenstoffdioxid beziehungsweise Methan in den nächsten Jahrzehnten nicht drastisch verringert wird. Sollte dies nicht gelingen, wird die Entwicklung mit hoher Wahrscheinlichkeit einen ähnlichen Verlauf wie vor 55,8 Millionen Jahren nehmen. Es gibt Hinweise, dass zur damaligen Zeit die meisten Treibhausgase in einem relativ frühen Stadium des Paläozän/Eozän-Temperaturmaximums freigesetzt wurden, über Jahrtausende ohne signifikanten Konzentrationsabfall in der Atmosphäre verharrten und anschließend nur sehr langsam abgebaut wurden.^[42] Diese Beobachtung korrespondiert weitgehend mit den Erkenntnissen über die aktuelle Klimaentwicklung. Bei dieser wird ab einer CO₂-Konzentration von 500 ppm und darüber ein Selbstverstärkungseffekt der Temperaturzunahme im Rahmen einer längeren Warmzeit erwartet,^[43][44] was unter anderem zum Ausfall eines kompletten Eiszeitzyklus in rund 30.000 bis 50.000 Jahren führen würde.^[45][46]

Abgesehen von den kaum vergleichbaren Ökosystemen der beiden Epochen besteht ein wesentlicher Unterschied zwischen dem Beginn des PETM und der Gegenwart darin, dass die Basistemperaturen, auf denen die nachfolgende Erwärmung beruhte, relativ stark differieren. Die Durchschnittstemperatur für die eisfreie Welt des späten Paläozäns lag bei 18 °C, während der globale Wert für das 20. Jahrhundert 14 bis 15 °C betrug. Das lässt den Schluss zu, dass der anthropogen bedingte Klimawandel in absehbarer Zeit bzw. bei moderater Ressourcennutzung nicht das Extremklima des PETM erreichen wird. Allerdings dürfte das Eintreten eines möglichen „Worst-Case-Szenarios“ dennoch gravierend sein, vor allem durch den teilweise unkalkulierbaren Einfluss der Kippelemente im Erdsystem in Zusammenhang mit der Verschiebung der Klima- und Vegetationszonen sowie dem weitgehenden Abschmelzen des westantarktischen und grönländischen Eisschilds und entsprechendem Anstieg des Meeresspiegels um mehrere Dutzend Meter.^[47][48] Ein weiteres Gefährdungspotenzial bilden die am Meeresgrund lagernden „Vorräte“ von Methanhydrat im Umfang von über 10 Billionen Tonnen (10.000 Gigatonnen), die bei Beibehaltung des gegenwärtigen Erwärmungstrends zunehmend destabilisiert werden könnten.^[49]

Siehe auch

• Abrupter Klimawechsel

Literatur

• Peter Ward, Joe Kirschvink: Eine neue Geschichte des Lebens. Wie Katastrophen den Lauf der Evolution bestimmt haben. Deutsche Verlags Anstalt, München 2016. ISBN 978-3-421-04661-1.
• Jens Boenigk, Sabina Wodniok: Biodiversität und Erdgeschichte. Springer Verlag, Berlin – Heidelberg 2014 (Springer Spektrum), DOIː 10.1007/978-3-642-55389-9, ISBN 978-3-642-55388-2.

Weblinks

• Big discovery for biogenic magnetite, Peter C. Lippert, 13 November, 2008
• Lars Fischer: Methan löste einst globalen Hitzeschock aus in Spektrum.de vom 19. Oktober 2023
• World Without Ice, Artikel in National Geographic Magazine, Oktober 2011

Einzelnachweise

1. ↑ Gordon N. Inglis, Fran Bragg, Natalie J. Burls, Margot J. Cramwinckel, David Evans, Gavin L. Foster, Matthew Huber, Daniel J. Lunt, Nicholas Siler, Sebastian Steinig, Jessica E. Tierney, Richard Wilkinson, Eleni Anagnostou, Agatha M. de Boer, Tom Dunkley Jones, Kirsty M. Edgar, Christopher J. Hollis, David K. Hutchinson, Richard D. Pancost: Global mean surface temperature and climate sensitivity of the early Eocene Climatic Optimum (EECO), Paleocene–Eocene Thermal Maximum (PETM), and latest Paleocene. In: Climate of the Past. Band 16, Nr. 5, Oktober 2020, S. 1953–1968, doi:10.5194/cp-16-1953-2020 (englisch). 
2. ↑ James D. Wright, Morgan F. Schaller: Evidence for a rapid release of carbon at the Paleocene-Eocene thermal maximum. In: Proceedings of the National Academy of Sciences. Band 110, Nr. 40, Oktober 2013, S. 15908–15913, doi:10.1073/pnas.1309188110 (PDF). 
3. ↑ Peter Stassen, Robert P. Speijer, Ellen Thomas: Unsettled puzzle of the Marlboro clays. In: PNAS. Band 111, Nr. 12, 2014, S. E1066–E1067, doi:10.1073/pnas.1321839111 (englisch). 
4. ↑ ^{a b c} Richard E. Zeebe, Andy Ridgwell, James C. Zachos: Anthropogenic carbon release rate unprecedented during the past 66 million years. In: Nature Geoscience. Band 9, Nr. 4, April 2016, S. 325–329, doi:10.1038/ngeo2681 (englisch, Online [PDF]). 
5. ↑ Gary Shaffer, Matthew Huber, Roberto Rondanelli, Jens Olaf Pepke Pedersen: Deep time evidence for climate sensitivity increase with warming. In: Geophysical Research Letters. Band 43, Nr. 12, Juni 2016, S. 6538–6545, doi:10.1002/2016GL069243 (englisch, Online [PDF]). 
6. ↑ Appy Sluijs, Stefan Schouten, Timme H. Donders, Petra L. Schoon, Ursula Röhl, Gert-Jan Reichart, Francesca Sangiorgi, Jung-Hyun Kim, Jaap S. Sinninghe Damsté, Henk Brinkhuis: Warm and wet conditions in the Arctic region during Eocene Thermal Maximum 2. In: Nature Geoscience. Band 2, Nr. 11, Oktober 2009, S. 777–780, doi:10.1038/ngeo668 (englisch, Online [PDF]). 
7. ↑ Joost Frieling, Alina I. Iakovleva, Gert-Jan Reichart, Galina N. Aleksandrova, Zinaida N. Gnibidenko, Stefan Schouten, Appy Sluijs: Paleocene-Eocene warming and biotic response in the epicontinental West Siberian Sea. In: geology. Band 42, Nr. 9, September 2014, S. 767–770, doi:10.1130/G35724.1 (englisch, Online [PDF]). 
8. ↑ T. Aze, P. N. Pearson, A. J. Dickson, M. P. S. Badger, P. R. Bown, R. D. Pancost, S. J. Gibbs, B. T. Huber, M. J. Leng, A. L. Coe, A. S. Cohen, G. L. Foster: Extreme warming of tropical waters during the Paleocene-Eocene Thermal Maximum. In: geology. Band 42, Nr. 9, Juli 2014, S. 739–742, doi:10.1130/G35637.1 (englisch, Online [PDF]). 
9. ↑ Donald E. Penman, Bärbel Hönisch, Richard E. Zeebe, Ellen Thomas, James C. Zachos: Rapid and sustained surface ocean acidification during the Paleocene-Eocene Thermal Maximum. In: Oceanography. Band 29, Nr. 5, Mai 2014, S. 357–369, doi:10.1002/2014PA002621 (englisch, Online [PDF]). 
10. ↑ Donald E. Penman: Silicate weathering and North Atlantic silica burial during the Paleocene-Eocene Thermal Maximum. In: Geology. Band 44, Nr. 9, September 2016, S. 731–734, doi:10.1130/G37704.1 (englisch, Online [PDF]). 
11. ↑ A. Sluijs, L. van Roij, G. J. Harrington, S. Schouten, J. A. Sessa, L. J. LeVay, G.-J. Reichart, C. P. Slomp: Warming, euxinia and sea level rise during the Paleocene–Eocene Thermal Maximum on the Gulf Coastal Plain: implications for ocean oxygenation and nutrient cycling. In: Climate of the Past. Band 10, Nr. 4, Juli 2014, S. 1421–1439, doi:10.5194/cp-10-1421-2014 (englisch, Online [PDF]). 
12. ↑ Francesca A. McInerney, Scott L. Wing: The Paleocene-Eocene Thermal Maximum: A Perturbation of Carbon Cycle, Climate, and Biosphere with Implications for the Future. In: Annual Review of Earth and Planetary Sciences. Band 39, Mai 2011, S. 489–516, doi:10.1146/annurev-earth-040610-133431 (englisch, Online [PDF]). 
13. ↑ ^{a b c} David R. Greenwood, James F. Basinger, Robin Y. Smith: How wet was the Arctic Eocene rainforest? Estimates of precipitation from Paleogene Arctic macrofloras. In: Geology. Band 38, Nr. 1, Januar 2010, S. 15–18, doi:10.1130/G30218.1 (englisch, Online [PDF]). 
14. ↑ Mary J. Kraus, Francesca A. McInerney, Scott L. Wing, Ross Secord, Allison A. Baczynski, Jonathan I. Bloch: Paleohydrologic response to continental warming during the Paleocene–Eocene Thermal Maximum, Bighorn Basin, Wyoming. In: Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology. Band 370, Januar 2013, S. 196–208, doi:10.1016/j.palaeo.2012.12.008 (englisch, Online [PDF]). 
15. ↑ ^{a b} Eine neue Geschichte des Lebens. Wie Katastrophen den Lauf der Evolution bestimmt haben. 2016, ISBN 978-3-421-04661-1. 
16. ↑ Stephen G. B. Chester, Jonathan I. Bloch, Ross Secord, Doug M. Boyer: A New Small-Bodied Species of Palaeonictis (Creodonta, Oxyaenidae) from the Paleocene-Eocene Thermal Maximum. In: Journal of Mammalian Evolution. Band 17, Nr. 4, Dezember 2010, S. 227–243, doi:10.1007/s10914-010-9141-y (englisch, Online [PDF]). 
17. ↑ Ross Secord, Jonathan I. Bloch, Stephen G. B. Chester, Doug M. Boyer, Aaron R. Wood, Scott L. Wing, Mary J. Kraus, Francesca A. McInerney, John Krigbaum: Evolution of the Earliest Horses Driven by Climate Change in the Paleocene-Eocene Thermal Maximum. In: Science. Band 335, Nr. 6071, Februar 2012, S. 959–962, doi:10.1126/science.1213859 (englisch, Online). 
18. ↑ Jon J. Smith, Stephen T. Hasiotis, Mary J. Kraus, Daniel T. Woody: Transient dwarfism of soil fauna during the Paleocene–Eocene Thermal Maximum. In: PNAS. Band 106, Nr. 42, Oktober 2009, S. 17655–17660, doi:10.1073/pnas.0909674106 (englisch, Online). 
19. ↑ Abigail R. D. Ambrosia, William C. Clyde, Henry C. Fricke, Philip D. Gingerich, Hemmo A. Abels: Repetitive mammalian dwarfing during ancient greenhouse warming events. In: Science Advances. Band 3, Nr. 3, März 2017, doi:10.1126/sciadv.1601430 (englisch). 
20. ↑ Tatsuhiko Yamaguchi, Richard D. Norris, André Bornemann: Dwarfing of ostracodes during the Paleocene–Eocene Thermal Maximum at DSDP Site 401 (Bay of Biscay, North Atlantic) and its implication for changes in organic carbon cycle in deep-sea benthic ecosystem. In: Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology. Band 346–347, Nr. 6384, August 2012, S. 130–144, doi:10.1016/j.palaeo.2012.06.004 (englisch, Online [PDF]). 
21. ↑ J. P. Kenneth, L. D. Stott: Abrupt deep-sea warming, palaeoceanographic changes and benthic extinctions at the end of the Palaeocene. In: Nature. Band 353, September 1991, S. 225–229, doi:10.1038/353225a0 (englisch, Online [PDF]). 
22. ↑ Camilla M. Wilkinson, Morgan Ganerød, Bart W. H. Hendriks, Elizabeth A. Eide: Compilation and appraisal of geochronological data from the North Atlantic Igneous Province (NAIP). In: Geological Society, London, Special Publications (Lyell Collection). Band 447, November 2016, S. 69–103, doi:10.1144/SP447.10 (englisch, Online). 
23. ↑ Michael Storey, Robert A. Duncan, Carl C. Swisher: Paleocene-Eocene Thermal Maximum and the Opening of the Northeast Atlantic. In: Science. Band 316, Nr. 5824, April 2007, S. 587–589, doi:10.1126/science.1135274 (englisch, Online [PDF]). 
24. ↑ Marcus Gutjahr, Andy Ridgwell, Philip F. Sexton, Eleni Anagnostou, Paul N. Pearson, Heiko Pälike, Richard D. Norris, Ellen Thomas, Gavin L. Foster: Very large release of mostly volcanic carbon during the Palaeocene–Eocene Thermal Maximum. In: Nature. Band 548, August 2017, S. 573–577, doi:10.1038/nature23646 (englisch, Online). 
25. ↑ ^{a b} Alexander Gehler, Philip D. Gingerich, Andreas Pack: Temperature and atmospheric CO₂ concentration estimates through the PETM using triple oxygen isotope analysis of mammalian bioapatite. In: PNAS. Band 113, Nr. 28, Juli 2016, S. 7739–7744, doi:10.1073/pnas.1518116113 (englisch). 
26. ↑ John Maclennan, Stephen M. Jones: Regional uplift, gas hydrate dissociation and the origins of the Paleocene–Eocene Thermal Maximum. In: Earth and Planetary Science Letters (Elsevier). Band 245, Nr. 1–2, Mai 2008, S. 65–80, doi:10.1016/j.epsl.2006.01.069 (englisch, Online). 
27. ↑ ^{a b c} John A. Higgins, Daniel P. Schrag: Beyond methane: Towards a theory for the Paleocene–Eocene Thermal Maximum. In: Earth and Planetary Science Letters. Nr. 345, März 2006, S. 523–537, doi:10.1016/j.epsl.2006.03.009 (englisch, Online [PDF]).  Online (Memento desOriginals vom 21. Oktober 2016 im Internet Archive)  Info: Der Archivlink wurde automatisch eingesetzt und noch nicht geprüft. Bitte prüfe Original- und Archivlink gemäß Anleitung und entferne dann diesen Hinweis.@1@2Vorlage:Webachiv/IABot/pdfs.semanticscholar.org
28. ↑ K. J. Meissner, T. J. Bralower, K. Alexander, T. Dunkley Jones, W. Sijp, M. Ward: The Paleocene-Eocene Thermal Maximum: How much carbon is enough? In: Paleoceanography. Band 29, Nr. 10, Oktober 2014, S. 946–963, doi:10.1002/2014PA002650 (englisch, Online). 
29. ↑ Richard E. Zeebe, James C. Zachos, Gerald R. Dickens: Carbon dioxide forcing alone insufficient to explain Palaeocene–Eocene Thermal Maximum warming. In: Nature Geoscience. Band 2, Nr. 8, Juli 2009, S. 576–580, doi:10.1038/ngeo578 (englisch, Online [PDF]). 
30. ↑ Christian Berndt, Sverre Planke, Carlos A. Alvarez Zarikian, Joost Frieling, Morgan T. Jones, John M. Millett, Henk Brinkhuis, Stefan Bünz, Henrik H. Svensen, Jack Longman, Reed P. Scherer, Jens Karstens, Ben Manton, Mei Nelissen, Brandon Reed, Jan Inge Faleide, Ritske S. Huismans, Amar Agarwal, Graham D. M. Andrews, Peter Betlem, Joyeeta Bhattacharya, Sayantani Chatterjee, Marialena Christopoulou, Vincent J. Clementi, Eric C. Ferré, Irina Y. Filina, Pengyuan Guo, Dustin T. Harper, Sarah Lambart, Geoffroy Mohn, Reina Nakaoka, Christian Tegner, Natalia Varela, Mengyuan Wang, Weimu Xu, Stacy L. Yager: Shallow-water hydrothermal venting linked to the Palaeocene–Eocene Thermal Maximum. In: Nature Geoscience. 3. August 2023, ISSN 1752-0908, S. 1–7, doi:10.1038/s41561-023-01246-8 (nature.com [abgerufen am 29. August 2023]). 
31. ↑ Morgan F. Schaller, Megan K. Fung, James D. Wright, Miriam E. Katz, Dennis V. Kent: Impact ejecta at the Paleocene-Eocene boundary. In: Science. Band 354, Nr. 6309, Oktober 2016, S. 225–229, doi:10.1126/science.aaf5466 (englisch, Online [PDF]). 
32. ↑ Matthias M. M. Meier, Sanna Holm-Alwmark: A tale of clusters: no resolvable periodicity in the terrestrial impact cratering record. In: Monthly Notices of the Royal Astronomical Society. Band 467, Nr. 3, Juni 2017, S. 2545–2551, doi:10.1093/mnras/stx211 (englisch). 
33. ↑ Richard E. Zeebe, Gerald R. Dickens, Andy Ridgwell, Appy Sluijs, Ellen Thomas: Onset of carbon isotope excursion at the Paleocene-Eocene thermal maximum took millennia, not 13 years. In: PNAS. Band 111, Nr. 12, März 2014, doi:10.1073/pnas.1321177111 (englisch). 
34. ↑ Robert M. DeConto, Simone Galeotti, Mark Pagani, David Tracy, Kevin Schaefer, Tingjun Zhang, David Pollard, David J. Beerling: Past extreme warming events linked to massive carbon release from thawing permafrost. In: Nature. Band 484, Nr. 7392, April 2012, S. 87–91, doi:10.1038/nature10929 (englisch, Online [PDF]). 
35. ↑ Linda C. Ivany, Kyger C. Lohmann, Franciszek Hasiuk, Daniel B. Blake, Alexander Glass, Richard B. Aronson, Ryan M. Moody: Eocene climate record of a high southern latitude continental shelf: Seymour Island, Antarctica. In: The Geological Society of America (GSA) Bulletin. Band 120, Nr. 5/6, Juni 2008, S. 659–678, doi:10.1130/B26269.1 (englisch, Online [PDF]). 
36. ↑ Richard E. Zeebe, Thomas Westerhold, Kate Littler, James C. Zachos: Orbital forcing of the Paleocene and Eocene carbon cycle. In: Paleoceanography (AGU Publications). Mai 2017, doi:10.1002/2016PA003054 (englisch, Online [PDF]). 
37. ↑ Caitlin R. Keating-Bitonti, Linda C. Ivany, Hagit P. Affek, Peter Douglas, Scott D. Samson: Warm, not super-hot, temperatures in the early Eocene subtropics. In: Geology. Band 39, Nr. 8, August 2011, S. 771–774, doi:10.1130/G32054.1 (englisch, Online [PDF]). 
38. ↑ Mark Pagani, Matthew Huber, Zhonghui Liu, Steven M. Bohaty, Jorijntje Henderiks, Willem Sijp, Srinath Krishnan, Robert M. DeConton: The Role of Carbon Dioxide During the Onset of Antarctic Glaciation. In: Science. Band 334, Nr. 6060, Dezember 2011, S. 1261–1264, doi:10.1126/science.1203909 (englisch, Online [PDF]).  Online (Memento desOriginals vom 20. Februar 2019 im Internet Archive)  Info: Der Archivlink wurde automatisch eingesetzt und noch nicht geprüft. Bitte prüfe Original- und Archivlink gemäß Anleitung und entferne dann diesen Hinweis.@1@2Vorlage:Webachiv/IABot/pdfs.semanticscholar.org
39. ↑ Noah S. Diffenbaugh, Christopher B. Field: Changes in Ecologically Critical Terrestrial Climate Conditions. In: Science. Band 341, Nr. 6145, August 2013, S. 486–492, doi:10.1126/science.1237123 (englisch, Online). 
40. ↑ Gerta Keller, Paula Mateo, Jahnavi Punekar, Hassan Khozyem, Brian Gertsch, Jorge Spangenberg, Andre Mbabi Bitchong, Thierry Adatte: Environmental changes during the Cretaceous-Paleogene mass extinction and Paleocene-Eocene Thermal Maximum: Implications for the Anthropocene. In: Gondwana Research. Band 56, April 2018, S. 69–89, doi:10.1016/j.gr.2017.12.002 (englisch, Online [PDF]). 
41. ↑ K. Panchuk, A. Ridgwell, L. R. Kump: Sedimentary response to Paleocene-Eocene Thermal Maximum carbon release: A model-data comparison. In: Geology. Band 36, Nr. 4, April 2008, S. 315–318, doi:10.1130/G24474A.1 (englisch, Online). 
42. ↑ Gabriel J. Bowen, Bianca J. Maibauer, Mary J. Kraus, Ursula Röhl, Thomas Westerhold, Amy Steimke, Philip D. Gingerich, Scott L. Wing, William C. Clyde: Two massive, rapid releases of carbon during the onset of the Palaeocene–Eocene thermal maximum. In: Nature Geoscience. Band 8, Nr. 6071, Januar 2015, S. 44–47, doi:10.1038/ngeo2316 (englisch, Online [PDF]). 
43. ↑ Susan Solomon, Gian-Kasper Plattner, Reto Knutti, Pierre Friedlingstein: Irreversible climate change due to carbon dioxide emissions. In: PNAS. Band 106, Nr. 6, Februar 2009, S. 1704–1709, doi:10.1073/pnas.0812721106 (englisch). 
44. ↑ David Archer: The Long Thaw. How Humans Are Changing the Next 100,000 Years of Earth's Climate. Princeton University Press, Princeton und Woodstock 2009, ISBN 978-0-691-13654-7. 
45. ↑ A. Ganopolski, R. Winkelmann, H. J. Schellnhuber: Critical insolation–CO₂ relation for diagnosing past and future glacial inception. In: Nature. Band 529, Nr. 7585, Januar 2016, S. 200–203, doi:10.1038/nature16494 (englisch, Online). 
46. ↑ Richard E. Zeebe: Time-dependent climate sensitivity and the legacy of anthropogenic greenhouse gas emissions. In: pnas. Band 110, Nr. 34, August 2013, S. 13739–13744, doi:10.1073/pnas.1222843110 (englisch). 
47. ↑ Peter U. Clark, Jeremy D. Shakun, Shaun A. Marcott, Alan C. Mix, Michael Eby, Scott Kulp, Anders Levermann, Glenn A. Milne, Patrik L. Pfister, Benjamin D. Santer, Daniel P. Schrag, Susan Solomon, Thomas F. Stocker, Benjamin H. Strauss, Andrew J. Weaver, Ricarda Winkelmann, David Archer, Edouard Bard, Aaron Goldner, Kurt Lambeck, Raymond T. Pierrehumbert, Gian-Kasper Plattner: Consequences of twenty-first-century policy for multi-millennial climate and sea-level change. In: Nature Climate Change. Band 6, April 2016, S. 360–369, doi:10.1038/nclimate2923 (englisch, Online [PDF]). 
48. ↑ Timothy M. Lenton, H. Held, Elmar Kriegler, J. W. Hall, Wolfgang Lucht, Stefan Rahmstorf, Hans Joachim Schellnhuber: Tipping elements in the Earth's climate system. In: PNAS. Band 105, Nr. 6, Februar 2008, S. 1786–1793, doi:10.1073/pnas.0705414105 (englisch). 
49. ↑ Susan L. Hautala, Evan A. Solomon, H. Paul Johnson, Robert N. Harris, Una K. Miller: Dissociation of Cascadia margin gas hydrates in response to contemporary ocean warming. In: Geophysical Research Letters. Band 41, Nr. 23, Dezember 2014, S. 8486–8494, doi:10.1002/2014GL061606 (englisch, Online [PDF]).