Istoria climatului

De istorie climatice documentele de dezvoltare, fluctuațiile și efecte ale Pământului climatice , atât pe o scară geologică și în epocile mai recente trecut. În funcție de perspectiva timpului, sunt analizate procesele climatice pe parcursul a câteva decenii până la câteva sute de milioane de ani. În plus față de climatologie, de științele pentru cercetarea climei sunt Paleoclimatologie și climatologie istorică , care , la rândul său , este strâns legată de istoria mediului . Ultimele două discipline se ocupă de apariția și influența diferitelor anomalii meteorologice în timpul istoric, inclusiv faze calde și reci pronunțate, perioade de secetă extremă sau consecințele erupțiilor vulcanice violente în ceea ce privește spațiile naturale și societățile umane.

Date fiabile și determinate instrumental privind temperatura și clima au fost disponibile doar pe o bază mai largă din a doua jumătate a secolului al XIX-lea. Pentru o lungă perioadă de timp, informațiile despre perioadele anterioare au fost considerate relativ incerte, dar pot fi din ce în ce mai bune și justificate mai precis. În mod tradițional, sunt utilizate și analizate așa-numitele proxy climatice din arhive naturale, cum ar fi inelele de copaci , miezurile de gheață sau polenul . În plus, o gamă largă de analize diferite de izotopi este utilizată în cercetare, cele mai recente dezvoltări ale căreia permit o precizie a măsurării care până acum nu era de atins. Istoria climei este, de asemenea, importantă pentru istoria evoluției , deoarece dezvoltările biologice și crizele (cum ar fi extincțiile în masă ) care au avut loc pe scări de timp geologice sunt adesea direct legate de schimbări semnificative în climă și mediu.

Cei mai importanți factori climatici dintr-o privire

Factorii climatici sunt acele componente care au un efect fizic, chimic sau biologic asupra sistemului climatic și îl stabilizează, modelează sau modifică în diferite perioade de timp. Mai mulți factori pot interacționa și, sub forma unor procese de feedback pozitiv , o schimbare climatică se întărește sau pe măsură ce fiecare influență opusă se neutralizează în mare parte. Se face o distincție generală între feedback-urile pozitive și negative , feedback-urile pozitive fiind denumite feedback-uri de auto-consolidare și feedback-urile negative fiind denumite feedback-uri de auto-slăbire / stabilizare. Un sistem de feedback negativ va compensa astfel perturbările din echilibrul energetic și va reveni la starea climatică inițială . Următoarele secțiuni descriu acei factori care au avut un impact major asupra evenimentelor climatice de-a lungul unor părți mari ale istoriei pământului.

Soarele

Dezvoltarea luminozității (roșu), a razei (albastru) și a temperaturii efective (verde) a soarelui în timpul existenței sale pe secvența principală , legată de stadiul actual de dezvoltare.

Dintre acei factori care au modelat clima pământului de la început și continuă să-l determine astăzi, influența externă a soarelui asupra sistemului climatic al pământului joacă cel mai important rol. După o fază relativ scurtă ca protostel , a început să transforme energia în urmă cu 4,6 miliarde de ani prin procesul de fuziune nucleară , în care alimentarea cu hidrogen din miezul soarelui este transformată treptat în heliu prin reacția proton-proton . Această etapă durează în jur de 11 miliarde de ani, timp în care luminozitatea și raza soarelui vor continua să crească (vezi diagrama adiacentă). Aceasta înseamnă că la începutul existenței sale (și, în același timp, la începutul istoriei pământului) avea doar 70% din radiația curentă și că această radiație a crescut în medie la fiecare 150 de milioane de ani cu aproximativ 1% până la Valoarea curentă. Paradoxul încă nu pe deplin clarificat al soarelui tânăr slab (engleză Faint Young Sun Paradox ) nu numai că descrie contradicția dintre luminozitatea redusă a soarelui din istoria sa timpurie și climatul relativ cald al pământului în era arhaică , dar atinge și elementele fundamentale. întrebări despre formarea și continuitatea vieții pământești, care sunt în prezent discutate pe o bază largă într-un mod interdisciplinar, în special în științele atmosferice .

La începutul secolului XXI, unele studii au considerat că, pe parcursul istoriei pământului, dezvoltarea climei nu este controlată doar de factori terestri, ci și de influențe variate ale radiațiilor cosmice . Potrivit acestui fapt, perioadele reci din ultimele 541 milioane de ani ar trebui să se coreleze cu pasajele regulate ale brațelor spirale ale soarelui și ale heliosferei sale . Cu toate acestea, conform stării actuale de cercetare, cauzele cosmice ale schimbărilor climatice care apar periodic pe pământ sunt doar insuficient documentate și în cel mai bun caz joacă un rol subordonat.

Vulcanism

Activitatea vulcanică de la începutul istoriei Pământului este un factor fundamental al climei cu manifestări foarte diferite (inclusiv vulcani scut , puncte fierbinți sau Manteldiapire , Provinciile Magmatice Unite ). Eliberarea permanentă a dioxidului de carbon prin extragerea vulcanică (în prezent între 180 și 440 megatoni anual) compensează în mare măsură reducerea CO ₂ cauzată de intemperii și sedimentare și ar fi putut avea o contribuție decisivă la depășirea stadiilor de bulgări de zăpadă din pământul din Precambrian târziu . Pe de altă parte, s-a demonstrat clar și destabilizarea repetată a biosferei datorită activității vulcanice mult crescute. O fază mai lungă de vulcanism intens sau erupții individuale mai mari fac ca particulele de cenușă și aerosoli să se răcească la nivel regional sau mondial pe parcursul mai multor ani și, în vremurile istorice, deseori au dus la eșecuri ale culturilor, la ierni mai dure și la distrugerea zonelor culturale .

Vulcanismul a fost un factor climatic major de-a lungul istoriei pământului.

În vremurile preistorice, super-vulcani au influențat clima timp de decenii și au declanșat o iarnă vulcanică datorită cantității de ejecție de peste 1000 km³ de lavă , cenușă și aerosoli ( tephra ) . În ceea ce privește indicele de explozie vulcanică , acestea sunt clasificate în cea mai înaltă categorie cu valoarea VEI-8. Peste 40 de astfel de evenimente au fost înregistrate în întreaga lume în ultimii 34 de milioane de ani. Cu toate acestea, consecințele climatice și ecologice permanente ale supervulcanilor nu au fost dovedite.

În cadrele erdgeschichtlichem, provinciile magmatice unite ( provinciile mari engleze englezești ) sunt adesea cauza unei schimbări climatice profunde și care se dezvoltă rapid. Aceasta este scăderea volumului mare de roci magmatice din mantaua pământului , mai ales sub formă de bazalturi de inundații , care, de-a lungul a câteva sute de mii de ani, s-au răspândit ocazional pe milioane de km². În funcție de amploarea și durata eliberării bazaltului de inundații, în atmosferă au fost eliberate cantități considerabile de dioxid de carbon , precum și clorură de hidrogen , fluor și dioxid de sulf . Spre deosebire de vulcanismul „normal”, activitățile unei provincii Magmatic Greater nu au provocat răcirea legată de aerosoli, ci dimpotrivă au dus la încălzirea globală cu numeroase efecte secundare. Cele mai multe dintre disparițiile în masă din istoria Pământului au fost foarte probabil cauzate de scurgeri ignee pe scară largă, cu destabilizarea ulterioară a biotopurilor terestre și marine.

Gazele cu efect de seră

Spectre de absorbție a gazelor care apar în atmosfera terestră

Gazele cu efect de seră sunt substanțe gazoase care influențează radiațiile din atmosferă care conduc efectul de seră , cum ar fi vapori de apă (H ₂ O), dioxid de carbon (CO ₂ ), metan (CH ₄ ), ozon troposferic (O ₃ ), sulfură de carbonil ( COS) și oxid de azot (N ₂ O). Spre deosebire de azot , oxigen și toate gazele nobile , gazele cu efect de seră sunt active în radiațiile infraroșii datorită structurii lor moleculare . De exemplu, CO ₂ poate absorbi energia solară termică la lungimi de undă de 4,26  µm și 14,99 µm și, de asemenea, o poate retransmite către suprafața pământului . Datorită acestui efect de seră , temperatura medie aproape de suprafață (pe baza climatului actual) crește cu aproximativ 33 ° C până la +14 până la +15 ° C. Fără efectul de seră, atmosfera inferioară ar avea doar o medie globală de -18 ° C și ar duce la o înghețare completă a planetei.

În ceea ce privește efectul său general, cel mai puternic gaz cu efect de seră este vaporii de apă , a căror pondere în efectul de seră natural variază între 36 și 70% în funcție de condițiile geografice. Deoarece conținutul de vapori de apă din atmosferă este direct dependent de temperatura aerului, concentrația acestuia scade la temperaturi scăzute și crește în timpul unei faze de încălzire, prin care atmosfera poate absorbi cu 7% mai mult vapori de apă cu fiecare grad de creștere a temperaturii (în atmosfera de la suprafață) la 10 ° C aproximativ 7,5 g per kg de aer, pe de altă parte la 30 ° C 26 g / kg). Așa-numitul feedback de vapori de apă este unul dintre cele mai puternice elemente de feedback pozitiv din sistemul climatic al Pământului.

Concentrația atmosferică de dioxid de carbon este de obicei dată în ppm (= părți pe milion), cea a metanului în ppb (= părți pe miliard). Datorită influențelor umane , conținutul de dioxid de carbon a crescut la peste 400 ppm (anterior 280 ppm), iar cel al metanului la aproape 1900 ppb (anterior 800 ppb) de la începutul erei industriale . Acestea sunt cele mai mari concentrații din cel puțin 800.000 de ani. Cu toate acestea, au existat epoci geologice cu proporții semnificativ mai mari de CO ₂ , cum ar fi în Cambrian în urmă cu aproximativ 500 de milioane de ani, când concentrația de dioxid de carbon a fost cuprinsă între 5000 și 6000 ppm. Concluziile despre timpul prezent sunt totuși problematice, însă condițiile de la acea vreme (inclusiv cu 5% mai puțină radiație solară decât astăzi, lipsa extinsă de vegetație terestră și diferitele cicluri de carbon organice asociate ) nu sunt în niciun fel transferabile în prezent.

În ultimii 540 de milioane de ani, concentrația de CO ₂ a scăzut semnificativ. Cu toate acestea, această dezvoltare nu a avut loc liniar, ci a fost supusă unor fluctuații considerabile, cu o gamă de la aproximativ 100 ppm până la câteva 1000 ppm. Spre deosebire de ipotezele anterioare, intrarea suplimentară de CO ₂ în atmosferă - așa cum se întâmplă în prezent cu încălzirea globală - va scădea treptat și va fi detectabilă într-o măsură semnificativă timp de milenii, deoarece gazul este descompus încet doar de natura fizică și biogeochimică. mecanisme.

Tectonica plăcilor și deriva continentală

Schema unei limite a plăcii convergente cu subducția litosferei oceanice sub litosfera continentală

De plăci tectonice ca conducerea tuturor proceselor la scară largă în teaca pământ exterior ( litosfera ) este unul dintre cei mai importanți factori de mediu cu o multitudine de efecte asociate. Acestea includ formarea de munți pliați ( orogenie ), diferitele forme de vulcanism , formarea crestelor oceanice medii , „scufundarea” scoarței oceanice sub plăcile litosferice continentale ( subducție ) și derivarea continentală . Poziția continentelor, care s-a schimbat de-a lungul perioadelor geologice, a avut o influență durabilă asupra dezvoltării climei. Dacă continentele se aflau în condiții de seră umedă (umedă) în zona climatică tropicală , a început o degradare chimică puternic accelerată a rocilor de la suprafață. În decursul istoriei pământului, acest lucru a dus la cantități considerabile de produse meteorice care au fost spălate în ocean și „supra-fertilizate” cu substanțe nutritive. Ca urmare , așa-numitele evenimente anoxice oceanice cu o durată de câțiva 100.000 de ani au avut loc în cazuri extreme - cu riscul de biotopuri marine . Dacă, pe de altă parte, un continent a fost poziționat în imediata vecinătate a polilor, acest lucru a reușit să accelereze și mai mult o tendință de răcire globală, deoarece polarul din apropierea continentului s-a înghețat mai repede și mai eficient decât zonele de mare deschisă și acest proces a căpătat impuls prin feedback-ul de gheață-albedo .

Coliziunea a două mase terestre în cursul derivei continentale a cauzat întotdeauna o pliere a rocilor crustale și formarea lanțurilor montane (munții de coliziune). Vulcanismul pe termen lung la limitele plăcilor a avut loc în mod regulat, cu un impact corespunzător asupra climatului global. De îndată ce condițiile s-au stabilizat și vulcanismul s-a calmat, procesele meteorologice și de eroziune bazate pe ciclul carbonat-silicat au devenit factorul climatic dominantː Au retras cantități mari de dioxid de carbon din atmosferă și au avut astfel tendința de a contribui la răcirea globală. După o fază mai mult sau mai puțin lungă de calm tectonic, scuturile continentale s-au despărțit din nou la „cusăturile” lor sub erupții vulcanice violente, creând noi zone climatice și schimbând tiparele de flux oceanic. În cursul acestei dezvoltări, CO ₂ legat în litosferă de milioane de ani a fost returnat în atmosferă prin degajarea vulcanilor continentali sau oceanici (→ ciclul carbonului anorganic pe termen lung ).

Albedo, aerosoli și nori

Albedo este măsura reflectivitatea suprafețelor care nu sunt ele însele luminoase. Suprafețele de gheață și zăpadă au un albedo de aproximativ 0,80 (ceea ce corespunde unei reflexii de 80%), în timp ce suprafețele libere ale mării au un albedo de 0,06 până la 0,22, în funcție de unghiul de înclinare al iradierii și, în consecință, absorb mai multă energie termică decât reflectă. Albedo sferic mediu al Pământului este în prezent în jur de 0,3. Depinde de întinderea oceanelor, a plăcilor de gheață, a deșerturilor și a zonelor de vegetație (inclusiv acoperirea norilor și concentrația de aerosoli) și se poate modifica odată cu echilibrul radiației .

Aerosolii sunt particule lichide sau solide suspendate conectate la un gaz purtător, care sunt implicate în formarea norilor sub formă de particule higroscopice sub formă de nuclee de condensare și, în funcție de concentrația lor, compoziția chimică și distribuția atmosferică, contribuie în principal la răcire. O apariție ridicată de aerosoli în trecutul geologic s-a bazat aproape exclusiv pe surse vulcanice sau a fost una dintre consecințele imediate ale unui eveniment de impact major (ca factor climatic temporar) . În ultima perioadă, emisiile antropice , cum ar fi produsele industriale de ardere, au contribuit uneori la o creștere semnificativă a conținutului de aerosoli.

În general, erupțiile vulcanice de magnitudine 5 sau 6 pe indicele de explozivitate vulcanică au potențialul de a provoca o scădere a temperaturii globale legată de aerosoli de la -0,3 la -0,5 ° C pe parcursul unui număr de ani, cu reacții multiple, așa cum a fost cazul cu erupția Pinatubo-ului (1991). Datorită curenților de mare altitudine (vânt puternic benzi ), aceste particule fluxuri răspândit în stratosferă, unde se schimbă sau slăbi transmise radiației solare prin absorbție , împrăștiere și de reflexie . Aceste procese au o influență directă asupra temperaturii tuturor straturilor de aer.

În funcție de dimensiunea și densitatea lor optică, formațiunile de nori au o funcție de control asupra balanței energetice sau a balanței de radiații a pământului și, astfel, asupra sistemului climatic. Cu toate acestea, interdependențele nu au fost încă descifrate pe deplin și, prin urmare, reprezintă o problemă centrală în modelarea climatică . Studii mai recente presupun posibilitatea ca concentrații mari de CO ₂ să aibă un efect negativ asupra formării norilor stratocumul , ceea ce ar intensifica și mai mult o tendință de încălzire existentă.

Practici climatice și metode de măsurare

Există o serie de metode diferite de investigație și măsurare pentru a reconstrui condițiile climatice anterioare. Standard Instrumentele includ clima proxy - uri ca indicatori climatice indirecte care pot fi găsite în arhive naturale. Procurările climatice nu sunt utilizate numai pentru reconstituirea zonelor climatice anterioare, ci oferă și informații despre activitatea solară, intensitatea precipitațiilor, compoziția aerului și natura chimică a mărilor primitive. Încă din secolul al XIX-lea, dovezile geologice ale climei, cum ar fi văile , jgheaburile solului sau tăieturile ghețarilor, au fost folosite pentru a demonstra în mod direct o perioadă rece de lungă durată, cu glaciații extinse (pe atunci numite adesea „iarna mondială”), atât în ​​Europa și pe alte continente. Alte arhive climatice care pot fi utilizate pentru a documenta perioadele calde anterioare sunt, de exemplu, localizarea și amploarea recifurilor de corali preistorice sau analiza anumitor sedimente și roci sedimentare care s-au format în condiții tropicale.

Burghiu gol pentru prelevarea de probe dendrocronologice, inclusiv două miezuri de burghiu

În timp ce climatologia istorică folosește pe scară largă înregistrările scrise, cronicile istorice sau artefactele arheologice , paleoclimatologia folosește metode clasice de detecție precum dendrocronologia ( analiza inelului copacului ), palinologia (analiza polenului), stalactitele și cronologia varvenilor (cunoscută și sub denumirea de bandă ), care sunt pe baza evaluării zăcămintelor în suporturile apelor calme și curgătoare. În cursul posibilităților tehnice avansate, sunt examinate din ce în ce mai multe eșantioane de miez de foraj din marea adâncă și din plăcile de gheață polare . În 2004, de exemplu, un miez de gheață cu o vechime de 900.000 de ani a fost recuperat în Antarctica ca parte a proiectului EPICA . Bulele de aer „fosile” din interiorul unui miez de gheață sunt considerate arhive climatice fiabile pentru compoziția atmosferei în timpul cuaternarului și în special pentru concentrațiile de dioxid de carbon și metan, care au fluctuat puternic în timpul diferitelor faze reci și calde. Miezurile de gheață furnizează, de asemenea, date valabile despre activitatea solară, temperaturile aerului, procesele de evaporare și condensare și anomaliile din câmpul magnetic terestru. Particulele de praf prinse în gheață sunt indicatori ai circulației atmosferice și, de asemenea, stochează urmele unor posibile erupții vulcanice și impacturi de asteroizi.

În ultimele decenii, diferite metode de detectare prin analiza izotopilor au fost din ce în ce mai utilizate în paleoclimatologie . O metodă lungă comună este utilizarea carbonului - izotopului ¹⁴ C pentru a determina vârsta materialelor organice. Cu toate acestea, metoda ¹⁴ C acoperă doar un interval relativ restrâns de timp de la 300 la maximum 57.000 de ani. Pe de altă parte, determinarea temperaturii cu ajutorul izotopilor de oxigen ¹⁸ O / ¹⁶ O, pentru care coralii fosili, foraminiferele și sedimentele de apă dulce sunt deosebit de potrivite , acoperă un interval de timp de câteva sute de milioane de ani . O serie de izotopi de beriliu , fier , crom și gaze nobile sunt, de asemenea, potrivite pentru investigații geologice și paleoclimatologice . În ultimul timp, datarea ⁴⁰ Ar / ³⁹ Ar a fost din ce în ce mai utilizată deoarece această metodă, bazată pe argonul cu gaz nobil , permite rezultate mult mai precise decât datarea convențională cu potasiu-argon . Datele geocronologice foarte precise cu abateri relativ mici pot fi obținute folosind cristale de zirconiu , deoarece acestea sunt potrivite pentru analiza nuclidilor radioactivi cuprinși în ele datorită rezistenței lor la căldură și structurii lor de rețea, care a rămas stabilă ca urmare (cum ar fi ²³⁵ U, ²³⁸ U sau ²³² Th = uraniu-235, uraniu -238, toriu-232).

Analiza urmelor capcanelor atomice (ATTA) este un proces foarte tânăr dezvoltat în secolul XXI . Este o „capcană atomică” magneto-optică (MOT) care folosește fizica laserului pentru analiza urmelor și determinarea vârstei izotopilor de gaze nobile rare. Datarea prin cripton bazată pe izotopul ⁸¹ Kr ( timp de înjumătățire 230.000 de ani) în legătură cu izotopul stabil ⁸³ Kr și detectarea izotopului argon ³⁹ Ar (timpul de înjumătățire 269 de ani) sunt utilizate în principal . Cu aceste metode foarte precise, în contextul cercetărilor cuaternare, se analizează mai presus de toate ghețarii, straturile vechi de gheață și apa adâncă oceanică, prin care fiecare atom al materialului eșantion este numărat individual.

Istoria timpurie a climei

Ceas geologic la scară reală, cu cele mai importante vârste din istoria pământului, inclusiv evoluția vieții

Datorită lipsei de date fiabile, se pot face doar afirmații ipotetice sau, în cel mai bun caz, fragmentare, despre cea mai timpurie și haotică etapă a istoriei pământului ( Hadaikum ) în urmă cu 4,6-4,0 miliarde de ani în ceea ce privește condițiile climatice. Abia de acum 3,8 miliarde de ani, după formarea oceanelor și a primelor forme de viață, urmele și proxy-urile fosile („indicatorii climatici”) au permis să se tragă concluzii despre condițiile de mediu. Pe baza acestor dovezi, se presupune că peste părți mari ale Arheanului, în ciuda puterii radiației semnificativ reduse a soarelui în acel moment, a predominat un climat cald sau cel puțin ușor temperat.

Aproape în același timp cu formarea pământului, s-a format o atmosferă primordială formată în principal din elemente ușoare hidrogen și heliu , care, cu toate acestea, s-a evaporat rapid datorită influenței vântului solar , a câmpului magnetic solar și a efectelor termice ale unui posibil serie de impacturi . Prima atmosferă , care există de multă vreme, a fost creată cu mai mult de patru miliarde de ani în urmă ca urmare a vulcanismului permanent și extrem de puternic, cu excesul intens de dioxid de carbon , azot și dioxid de sulf . Deoarece precipitațiile s-au evaporat imediat pe suprafața încălzită a pământului, vaporii de apă au dominat atmosfera foarte densă și fierbinte, cu o pondere de aproximativ 80%.

Odată cu răspândirea vieții în cursul perioadei eoarhice (acum 4000-3600 mya = acum un milion de ani ), organismele unicelulare, cum ar fi archaea, au avut mai întâi o influență directă asupra compoziției atmosferice prin creșterea treptată a conținutului de metan cu produsele lor metabolice . În același timp, dioxidul de carbon a fost retras din atmosferă și dizolvat în apa de mare, provocând precipitații și depuneri extinse de carbonați . Deoarece azotul inert nu a fost implicat în aceste procese, concentrația sa a crescut constant până a devenit componenta sa principală în urmă cu 3,4 miliarde de ani, când dezvoltarea celei de-a doua atmosfere a luat sfârșit.

Înființarea celei de-a treia atmosfere a fost strâns legată de apariția oxigenului liber . Este foarte probabil ca cianobacteriile să fi existat acum mai bine de trei miliarde de ani , folosind fotosinteza fototrofică cu oxigen și eliberând cantități mari de oxigen ca „produs rezidual” al metabolismului lor. Cu toate acestea, acest lucru a fost complet consumat în oxidarea compușilor organici , sulfiți și ioni de fier divalenți Fe ²⁺ în ioni de fier trivalenți Fe ³⁺ (vezi aici benzi de minereu ). La sfârșitul acestui proces de oxidare de lungă durată, proporții mai mari de oxigen s-au difuzat în atmosferă pentru prima dată. Acest lucru a avut consecințe de anvergură asupra stării climatului pământului și asupra dezvoltării vieții.

Glaciația paleoproterozoică

Cea mai timpurie fază de răcire documentată din istoria pământului a avut loc acum 2,9 miliarde de ani sub forma ghețarului Pongola , care, cu toate acestea, a fost probabil doar un eveniment relativ pe termen scurt cu ghețarii regionali. Glaciația paleoproterozoică (cunoscută și sub numele de Epoca de gheață huroniană ) , care a început în urmă cu 2,4 miliarde de ani, a fost mult mai pronunțată cu o durată de aproximativ 300 de milioane de ani . Dovezile climatice geologice, inclusiv evaluările paleomagnetice din America de Nord, Scandinavia, India și Africa de Sud, indică o apăsare de frig la nivel mondial, cu un stadiu de pământ de bulgări de zăpadă, probabil, mai durabil .

În știință, presupunerea predominantă este că climatul epocii glaciare din paleoproterozoicul timpuriu ar putea fi consecința directă a așa-numitei mari catastrofe de oxigen (în literatura de specialitate Marea eveniment de oxigenare ). Creșterea oxigenului în oceane a dus la dispariția în masă a organismelor anaerobe obligatorii dominante anterior , care aproape toate au fost victime ale efectelor toxice ale oxigenului. Acest moment de cotitură este una dintre cele mai mari crize din istoria vieții; cu toate acestea, a deschis noi căi de evoluție în ceea ce privește formele mai eficiente de metabolism energetic .

Atmosfera a fost, de asemenea, supusă unor schimbări profunde. În plicul de aer care a păstrat metan până la acea cantitate de cel puțin câteva mii de ani. În condițiile de oxidare care au prevalat atunci, concentrația de metan s-a prăbușit și gazul a fost divizat în dioxid de carbon și apă. Deoarece metanul are un potențial de încălzire globală semnificativ mai mare decât CO ₂ , a existat o slăbire semnificativă a efectului de seră în legătură cu o schimbare bruscă a climei la un nivel permanent de frig.

„Miliardul plictisitor”

Una dintre posibilele reconstrucții ale supercontinentului Rodinia.

După decăderea glaciației paleoproterozoice și consolidarea climatului la un nivel de temperatură mai ridicat relativ lipsit de evenimente din epoca actuală de perspectivă, fără fluctuații climatice extreme care ocazional în literatură ca „miliard plictisitor” (a început engleza The boring trillion is) și despre perioada anterioară 1850 - 850 milioane de ani în urmă. Cu toate acestea, acest status quo de lungă durată a avut un efect dăunător asupra evoluției biologice. Diferenți biomarkeri indică faptul că straturile oceanice mai adânci la acel moment prezentau condiții anoxice , sulfidice și sărace în nutrienți (inclusiv apariția hidrogenului sulfurat ) și reprezentau un mediu destul de ostil pentru multe organisme dependente de oxigen ( aerobe ).

Procesele tectonice ale plăcilor au dezvoltat, de asemenea, o activitate relativ mică. Primul continent Ur , probabil comparabil ca dimensiune cu Australia de astăzi, ar fi putut exista acum aproximativ 3 miliarde de ani, dar este în mare parte ipotetic. Supercontinentul Kenorland , a cărui formare corespunde cu începutul glaciației paleoproterozoice , este mai bine documentat . Supercontinentul Columbia a apărut acum 1,8 miliarde de ani și , potrivit cercetărilor actuale, a unit total sau parțial masele de pământ ale marelui continent Nuna, care inițial a fost considerat independent . După o perioadă de calm tectonic prelungit, în care lanțurile montane mai vechi au fost erodate treptat fără desfășurarea unor noi lanțuri montane de coliziune , s-a format supercontinentul Rodinia (1100 mya). În unele lucrări, se exprimă, prin urmare, presupunerea că Columbia a fost doar parțial fragmentată și a făcut o tranziție „curgătoare” către Rodinia ulterioară către sfârșitul Mesoproterozoicului . Această ipoteză corespunde scenariului unei faze de oprire climatică și geologică în timpul miliardului plictisitor.

Stadiul pământului de zăpadă în criogeniu

În timpul neoproterozoicului , care a început cu ani înainte de un miliard, primele plante multicelulare au apărut și animale nevertebrate . Această dezvoltare a fost probabil strâns legată de o creștere a oxigenului în oceane, deși alți factori, cum ar fi influențele geochimice și unele pete cu probleme tectonice, ar fi putut juca, de asemenea, un rol.

Dezintegrarea supercontinentului Rodinia a început acum aproximativ 800 de milioane de ani . În legătură cu unele superplume sau diapiri de manta care au fost active pe perioade lungi de timp (inclusiv eliberarea extinsă a bazaltelor de inundații ), s-au format o serie de rupturi de ruptură extinse la limitele plăcilor , care au semnalat o fragmentare crescândă a continentului. Aceasta a fost urmată de dezvoltarea supercontinentului „de scurtă durată” al Panotiei în cursul orogeniei panafricane (aproximativ 600 mii) . Deși teoriile individuale diferă în ceea ce privește gradul, se presupune în unanimitate că fazele de înghețare ale pământului în Cryogenium (720 - 635 mya) în timpul Sturtischen (717 - 660 mya) și epoca de gheață Marino (640 - 635 mya) se bazează asupra interacțiunii diferitelor componente. Accentul se pune pe asumarea unor procese meteorologice foarte rapide, care au retras cantități mari de dioxid de carbon din atmosferă și au contribuit în acest fel la o răcire semnificativă a planetei. Drept urmare, ciclul natural al carbonului aproape că sa oprit, iar producția de biomasă din oceane s-a scufundat la minimum. Acest lucru sa schimbat doar atunci când CO ₂ din emisiile vulcanice din atmosferă a atins un prag extrem de mare de 100.000 ppm , probabil, care a înclinat climatul permafrost și a declanșat un dezgheț la nivel mondial. Conform acestui scenariu, pământul s-a transformat dintr-un bulgăre de zăpadă înghețat în condiții de mediu haotice într-o „super seră” cu temperaturi tropicale în decurs de aproximativ 40.000 de ani.

Deși imaginea izbitoare a pământului ca un bulgăre de zăpadă uriaș a câștigat o anumită popularitate, această ipoteză a fost, de asemenea, decisiv contrazisă, ceea ce, printre altele, a condus la proiectarea alternativă a unui „pământ cu bile de noroi” . Mai presus de toate, se susține, înghețarea completă de-a lungul a milioane de ani ar fi împiedicat fotosinteza organismelor producătoare de oxigen și ar fi condus la deșertificarea aproape tuturor habitatelor marine . La fel ca majoritatea detaliilor stării bulgăre de zăpadă-pământ, acest punct de critică este și centrul discuțiilor științifice controversate.

Neoproterozoicul târziu ( ediacarian ) a înregistrat o încălzire globală semnificativă, deși la un nivel instabil, cu izbitoare, dar numai scurtă, pauză a erei glaciare Gaskier (580 mya). Imediat după destrămarea supercontinentului Pannotia , mai multe cratoni au fuzionat pentru a forma marele continent Gondwana , combinat cu formațiuni montane extinse, vulcanism puternic, poluarea oceanelor cu produse meteorologice continentale spălate din cauza unei rate de eroziune extrem de ridicate și probabil cu fluctuații semnificative ale climei și ale nivelului mării.

Fanerozoic

În urmă cu 541 de milioane de ani, fanerozoicul (tradus ca Epoca vieții vizibile ) a început cel mai recent și astfel s-a extins până în prezentul eon din istoria pământului. În același timp, cu sistemul geologic al Cambrianului , acest moment marchează începutul lumii antice ( paleozoic ). Denumirea acestui eon se bazează pe faptul că începând din Cambrian au fost găsite fosile care nu erau doar „microscopice”, așa cum sa întâmplat foarte des înainte (cu excepția faunei Ediacara ) în straturile precambriene.

Secțiunile mai vechi ale fanerozoicului au înregistrat o creștere constantă a concentrației de oxigen atmosferic, care aproape a atins nivelul de astăzi cu aproximativ 370 până la 360 de milioane de ani în urmă. Deja la începutul eonului exista probabil un strat de ozon care absorbea radiația UV cu unde scurte a soarelui ca o condiție prealabilă pentru colonizarea ulterioară a continentului de către floră și faună .

În prima jumătate a fanerozoicului, mai întâi marele continent Gondwana și apoi supercontinentul Pangea, care unește aproape toate zonele terestre, a determinat aspectul topografic al pământului, cu efecte de durată asupra climei, sistemelor meteorologice și biodiversității. Numărul regiunilor de coastă irigate a scăzut semnificativ, iar zonele aride și deșerturile caracterizate de climatul continental au apărut în zonele continentale centrale fără influența echilibrată a mării . În același timp, biodiversitatea faunei a fost semnificativ mai mică decât pe mai multe continente separate, fiecare cu propria dezvoltare evolutivă. Formarea Pangea a redus, de asemenea , dimensiunea biotopilor de apă superficială de pe baza rafturilor.

Curba de temperatură reconstituită a fanerozoicului care poate fi făcută clic (parțial oarecum simplificată), creată pe baza diverselor date proxy . Datele pentru 2050 și 2100 se bazează pe cel de-al cincilea raport de evaluare al IPCC, presupunând o creștere a concentrației de dioxid de carbon conform scenariului RCP8.5 .

Paleozoic (timpuri străvechi)

Cambrian (începând cu 541 milioane de ani în urmă)

Trilobiți precum Asaphiscus wheeleri se numără printre fosilele cheie din Cambrian.

Aproape în același timp cu începutul Cambriei , a avut loc Explozia Cambriană , în cursul căreia, în următorii 5-10 milioane de ani - probabil ajutată de o creștere semnificativă a oxigenului - reprezentanții a aproape toate filele animale care existau astăzi, inclusiv planurile lor morfologice , care nu s-au schimbat de atunci , au apărut. În plus, se presupune că, spre deosebire de presupunerile anterioare, colonizarea continentului de către plante asemănătoare mușchilor ( briofiți ) și a formelor timpurii de ciuperci a început probabil încă din Cambrianul mijlociu. Creșterea rapidă a biodiversității în cursul exploziei cambiane a dus la o creștere rapidă a așa-numitei extincții de fond , care a atins un nivel foarte ridicat ca o caracteristică permanentă a evoluției, în special în Cambrian.

Din punct de vedere climatic, Cambrianul a fost o perioadă cu vulcanismul uneori extrem de crescut, cu un climat cald global de 20 ° C sau mai mult și o concentrație atmosferică de CO ₂ de cel puțin 5000 ppm (cu o luminozitate redusă a soarelui cu aproximativ 5 la sută). Acești factori au avut un efect de durată asupra compoziției chimice a oceanelor, astfel încât comunitățile marine și- au atins deseori limitele biologice din cauza aportului de dioxid de sulf, a lipsei de oxigen și a acidificării și a scăderii asociate a valorii pH - ului . În plus, o întrerupere semnificativă a ciclului carbonului a fost detectată spre sfârșitul epocii. În general, cel puțin două valuri mari și mai mici de extincție sunt presupuse pentru Cambrian. În plus față de alte grupuri de animale, acest lucru a afectat în principal trilobiți (crabi cu trei lobi), conodonti și brahiopode ( păstăi de braț ).

Paleogeografic , emisfera sudică a fost dominată de marele continent Gondwana , care s-a format la sfârșitul neoproterozoicului (600 mya) și care, cu o suprafață de 73 milioane km² , a unit, printre altele, zonele terestre sau cratonele din Africa , Sud America , India , Australia și Antarctica . De asemenea, la sud de ecuator se aflau cele trei continente mai mici Laurentia (cuprinse părți din America de Nord și Groenlanda ), precum și Baltica și Sibiria . În acea perioadă, pe emisfera nordică existau doar câteva micro-continente sau arcade de insule, care se ridicau din Oceanul Panthalassa global .

Ordovician (începând cu 485,4 milioane de ani în urmă)

În Ordovicianul inferior , clima caldă din Cambrian a continuat și chiar a înregistrat o creștere suplimentară a temperaturii. Concentrația atmosferică de CO _{2 a} fost inițial de 4000 până la 5000 ppm și a existat un climat foarte blând chiar și la latitudini mai mari, fără urme de înghețare în zonele terestre din apropierea Polului Sud la acel moment. Acest lucru s-a schimbat odată cu începutul epocii de gheață ordoviciană (de asemenea , epoca de gheață anti-creier sau epoca de gheață andină-sahariană ) cu aproximativ 460 de milioane de ani în urmă. Se presupune că, datorită răcirii inițial moderate, conținutul de oxigen din oceane a crescut semnificativ, ceea ce, la rândul său - după o oprire prelungită a dezvoltării evoluției - a provocat o creștere a biodiversității. Faza rece a atins maximul în ultima etapă ordoviciană a creierului antium (445,2 până la 443,4 mya) și s-a încheiat în Silurian acum 430 milioane de ani. Deriva marelui continent Gondwana peste Polul Sud ar putea fi reconstituită în ordine cronologică pe baza depozitelor glaciare . Centrul glaciației a fost în urmă cu 450 până la 440 de milioane de ani pe placa arabă și în Sahara de astăzi , se extindea spre vest prin conexiunea terestră continuă spre America de Sud (Brazilia și regiunea inferioară a Amazonului) și a ajuns în urmă cu 430 de milioane de ani într-o oarecum mai slabă formează Regiunea lanțului andin inexistent de atunci .

Biotop marin în Ordovician, diorama în Muzeul Național de Istorie Naturală (Washington)

În ciuda mai multor explicații concurente, acoperirea vegetației în creștere este văzută drept principalul motiv al apariției epocii glaciare. Vegetația densă în creștere s-a transformat într-un factor climatic elementar, deoarece a accelerat degradarea chimică a suprafeței terestre și a pus astfel în mișcare o integrare sporită a dioxidului de carbon atmosferic și răcirea globală asociată. Până la Hirnantium, temperatura suprafeței oceanelor ecuatoriale a scăzut cu 8 ° C, iar temperatura medie globală s-a scufundat la 11-13 ° C. Valorile CO ₂ , care au fost între 2000 și 3000 ppm la sfârșitul lui Ordovician, au scăzut , de asemenea.

În același timp, s-a întâmplat una dintre cele mai importante extincții în masă din istoria pământului. Estimările privind rata de dispariție a speciilor afectate variază considerabil și se ridică la 85%. Există un consens științific larg conform căruia criza biologică de la sfârșitul lui Ordovician s-a datorat unei combinații de factori, inclusiv crearea unor zone fără oxigen și o activitate vulcanică puternică. Dezgazarea lor sub formă de dioxid de sulf și oxizi de azot ar fi putut afecta grav biotopii oceanici. Această presupunere este susținută de apariția mai multor evenimente oceanice anoxice care au destabilizat suplimentar habitatele marine în timpul Hirnantium și în Silurianul timpuriu . În acest context, studii recente postulează modificări geochimice profunde, în cursul cărora au fost eliberate metale grele toxice pe fundul mării, cu o reducere simultană a oligoelementelor vitale, cum ar fi seleniul .

Silurian (începând cu 443,4 milioane de ani în urmă)

După sfârșitul Epocii Glaciare Ordoviciane , regiunea siluriană avea un climat global cald-temperat, cu o medie globală de aproximativ 17 ° C, deși acest lucru a înregistrat și câteva faze scurte de răcire pe uscat și în oceane. Deoarece pământul a fost aproape fără gheață, în afară de ghețarii limitați spațial, nivelul mării a fost predominant la un nivel ridicat, iar marginile continentale au fost inundate de mări extinse de mică adâncime .

În timp ce marele continent sudic Gondwana și-a păstrat în esență poziția și întinderea, plăcile continentale Laurentia și Baltica, care între timp se mutaseră mai spre nord, s-au unit pentru a forma noul mare continent Laurussia și astfel formarea Munților Caledonian Fold . În Obersilur, mai multe blocuri de crustă (cunoscute în mod colectiv ca Hun-Superterran ) s-au separat de partea de nord a Gondwana și au derivat spre Laurussia. Palaeotethys a apărut între superteranul Hun și Gondwana - inițial ca un braț îngust al mării .

Aceste procese tectonice au fost însoțite de vulcanism intens, care a provocat anomalii geochimice și climatice în toate habitatele și a avut un efect de durată asupra ciclului carbonului pe termen scurt și lung. Acest lucru a dus la mai multe crize biologice și evenimente de dispariție, cu accent pe seria Wenlock (433,4 - 427,4 mya). Formele de viață marină ale conodontilor și ale diferitelor grupuri de plancton, cum ar fi graptoliții , în care rata de dispariție a crescut treptat la 95%, au fost afectate în mod special . Spre sfârșitul Silurianului a existat o răcire semnificativă a oceanelor, împreună cu o schimbare a curenților de apă adâncă și apariția mai multor valuri de dispariție.

Evoluția plantelor terestre a făcut progrese rapide în timpul silurianului, și în ceea ce privește dimensiunea lor în creștere. În acest timp au apărut primele plante vasculare , licheni și plante simple de mușchi de urs . Plantele cu rădăcini reale au fost detectate pentru prima dată în Silurianul superior. Acest lucru a sporit influența vegetației asupra solului și, în același timp, asupra eficacității proceselor meteorologice.

Devonian (începând cu 419,2 milioane de ani în urmă)

Reconstrucție live a Ichthyostega

Devon a înregistrat în special pentru pește o creștere rapidă a biodiversității în oceane și parțial în habitatele de apă dulce. Acest lucru a afectat în principal claselor de pește rezervor (Placodermi) și rechinii spinoși . A început și dezvoltarea evolutivă a celacantului și a lungfish . Primele vertebrate terestre au apărut acum 370 de milioane de ani , inclusiv specia amfibie Ichthyostega . În Devonianul superior - inițial în mlaștinile și zonele umede din tropice - peisaje extinse de pădure s-au răspândit, iar conținutul de oxigen a crescut datorită ratei crescute de fotosinteză de la 17,5 la sută în Devonianul central la 21/22 la sută spre sfârșitul epocă. În schimb, concentrația de dioxid de carbon a scăzut constant. La 2000 ppm la începutul Munților Devonian, cantități considerabile de CO _{2 au fost} stocate în centurile de vegetație din ce în ce mai dense. Ca un factor suplimentar, numeroase crize de mediu cu condiții anoxice și euxinice în oceane au asigurat că carbonul organic a fost depozitat în sedimente extinse de ardezie neagră formate din nămol digerat și, de asemenea, retras din atmosferă.

O „rezoluție fină” a Devonianului documentează existența a aproximativ 20 de orizonturi de ardezie neagră mai mult sau mai puțin pronunțate ca o indicație a unei destabilizări recurente a mediului, care este uneori cunoscută sub denumirea de Biocriză centrală până la Devonianul superior . Pe măsură ce nivelul de cunoștințe a crescut, cercetările s-au concentrat pe două domenii principale: pe de o parte, pe dispariția în masă a lui Kellwasser, acum 372 de milioane de ani și pe cel puțin la fel de puternic eveniment Hangenberg de pe pragul Carboniferului în urmă cu 358,9 milioane de ani .

Evenimentul Kellwasser (la nivel internațional și extincția în masă Frasnian-Famennian ) a înregistrat o scădere a biodiversității de 70 până la 75%. Grupurile faunistice din mările tropicale puțin adânci și un număr de „ constructori de recife ” au fost deosebit de afectate , motiv pentru care numărul recifelor de corali din întreaga lume a scăzut semnificativ. În plus, stocurile de fitoplancton au fost atât de reduse, încât biodiversitatea inițială a fost atinsă din nou doar în Jura . În literatura de specialitate există diferite scenarii pentru cauzele crizei Devonianului superior, cum ar fi un efect crescut al ciclurilor Milanković datorită scăderii concentrației de dioxid de carbon , combinat cu o răsturnare bruscă a întregului sistem climatic sau influența radiației un apropiat pamant supernova care distruge stratul de ozon . În plus, anomaliile de mercur sugerează megavolcanismul în timpul evenimentului Kellwasser.

Odată cu evenimentul Hangenberg , care a durat aproximativ 100.000 până la 300.000 de ani, a avut loc o schimbare bruscă de la o fază climatică caldă lungă și relativ stabilă la o perioadă rece pronunțată cu glaciații extinse în regiunile sudice ale Gondwana. Nivelul mării a scăzut cu cel puțin 100 de metri, iar concentrația atmosferică de CO _{2 a} fost redusă cu 50%. Condițiile de răcire și oxigen scăzut din oceane au dus la prăbușirea mai multor ecosisteme și la dispariția în masă a amoniților , brahiopodelor , trilobitelor , conodontilor , stromatoporilor , ostracodelor (crustaceele midiei), peștilor blindați și vertebratelor terestre timpurii ( tetrapode ).

În Devonianul de mai târziu a apărut pentru prima dată un fenomen natural la scară mai mare, care de atunci avea să exercite o puternică influență asupra proceselor de vegetație și sistem pământesc, și anume dezvoltarea pădurilor și a incendiilor sălbatice (în literatura de specialitate incendii sau paleo -focul salbatic ). Descoperirile de cărbune fosil în vecinătatea graniței Devonian-Carbonifer arată activități de incendiu în creștere și, prin urmare, concentrații ridicate de oxigen.

Carbonifer (începând cu 358,9 milioane de ani în urmă)

Evenimentul cu pantă de munte după Tournaisium (358,9 până la 346,7 mya), etapa cronostratigrafică cea mai joasă a carbonului, a arătat o creștere a nivelului mării, cu o extindere reînnoită a mării de raft și stabilirea unui climat cald, totuși, a fost sub nivelul pre-criza. Curba de temperatură s-a aplatizat semnificativ în Tournaisiumul Mijlociu și apoi s-a apropiat de starea climatică a Epocii Glaciare Permocarbonate . Este probabil ca în Carboniferul inferior cu 350 până la 340 de milioane de ani în urmă glaciația continentală din emisfera sudică să se extindă până la paralela 60.

O intensificare a condițiilor de vârstă rece, cu o scădere continuă a conținutului de CO ₂ , a început în Mississippium superior acum 325 milioane de ani și a condus la înaintarea ghețarilor până la paralela 40 sud. Această situație de mediu a persistat în toată Pennsylvania (323,2 - 298,9 mya). Analiza conglomeratelor de roci ( diamictită ) susține ipoteza că procesele temporare de înghețare au avut loc și în regiunile tropicale cu înălțime superioară. În ultimii 10-15 milioane de ani ai Carboniferului, diferite condiții climatice au alternat în succesiune rapidă, cu fluctuații pronunțate ale valorilor CO ₂ între 150 și 700 ppm și fluctuații corespunzătoare ale nivelului mării ( eustazie glaciară ). Ciclurile climatice, probabil controlate de schimbările periodice ale parametrilor orbitei Pământului (cu o temperatură globală de 12 până la 14 ° C în timpul unei faze calde), au fost suprapuse de o tendință în creștere spre secetă și perioade secetoase . În Kasimovium acum 305 de milioane de ani, în cursul primei extincții în masă a vegetației terestre, pădurile tropicale din apropierea ecuatorului s-au prăbușit în mare măsură. Pădurile tropicale au fost decimate, cu excepția câtorva insule de vegetație , și au dispărut și multe zone umede și mlaștini. Artropodele , o mare parte a amfibienilor de atunci și reptilele timpurii cu un mod de viață semi-acvatic au fost afectate în mod deosebit de pierderea acestor biotopi . Datorită fragmentării și deșertificării multor habitate, biodiversitatea vertebratelor terestre de la granița carbon-permiană a scăzut semnificativ.

Reprezentarea libelulei gigant Meganeura din Carboniferul superior

Apariția epocii de gheață Permocarbon a avut probabil mai multe cauze. Un factor major a fost acoperirea vegetației în creștere în timpul „epocii cărbunelui tare” a Carboniferului, odată cu răspândirea plantelor cu rădăcini adânci care împart solul, dintre care unele, ca unele plante cu mușchi (Lycopodiopsida), au atins o înălțime de 40 de metri . Combinația dintre eroziunea crescută a solului și procesele extinse de coalificare a dus la o reducere semnificativă a nivelului de CO ₂ la un nivel unic până acum. În plus, în urmă cu aproximativ 310 milioane de ani, marile continente Laurussia și Gondwana s- au unit în cele din urmă pentru a forma supercontinentul Pangea și astfel pentru a forma o imensă barieră continentală, care a întrerupt schimbul de apă și căldură al curenților oceanici ecuatoriali. Regiunile glaciare din sudul Gondwanei și Pangea au intensificat suplimentar procesul de răcire globală prin feedback-ul alb-gheață . Conținutul de oxigen de la 33 la 35 la sută ar fi putut juca, de asemenea, un rol important în Carboniferul superior, a cărui concentrație ridicată nu numai că a permis creșterea artropodelor, cum ar fi libelula gigantă Meganeura sau milipedul Arthropleura , dar a acționat și ca un accelerator de foc pentru ceea ce este probabil cea mai devastatoare conflagrație din istoria geologică cu efectul secundar al unui fum global și al brumelor care amortizează lumina soarelui.

Permian (începând cu 298,9 milioane de ani în urmă)

Supercontinentul Pangea din Permianul Inferior acum aproximativ 280 de milioane de ani

În Unterperm , ultima masă terestră „independentă” a fuzionat cu Siberia cu supercontinentul Pangea . Ulterior, Pangea s-a extins de la regiunea polară nordică până în Antarctica și a revendicat o suprafață de 138 milioane km², incluzând marea raftului . În zona ecuatorială, Marea Tethys s-a deschis spre est sub forma unui imens golf (vezi figura alăturată). Europa Occidentală și Centrală de astăzi se afla la acea vreme ca parte a supercontinentului în imediata apropiere a ecuatorului și, datorită derivei continentale a întregii mase terestre, sa deplasat în cursul epocii de la aproximativ 5 ° sud la 10 ° nord latitudine.

Permocarbone Ice Age a durat până în Permian și sa încheiat în urmă cu 265 până la 260 de milioane de ani, cu părți din ceea ce este acum Australia pare a fi acoperite de capace de gheață cea mai lungă dintre toate continentale zone. Un studiu mai recent a ajuns la concluzia că volumul atmosferic de CO _{2 a} scăzut în continuare în cel mai timpuriu Permian și ar fi putut scădea la aproximativ 100 ppm pentru o perioadă scurtă de timp. Dacă această ipoteză este confirmată, sistemul terestru s-ar deplasa apoi aproape de punctul de basculare care ar fi transformat planeta în glaciație globală, analog evenimentelor pământului cu bulgări de zăpadă din neoproterozoic . Pe întreaga durată a Permianului, temperatura globală medie cu un conținut de CO ₂ de 900 ppm a fost de aproximativ 16 ° C. Cu toate acestea, aceste informații oferă o imagine greșită, deoarece intervalul de fluctuație al temperaturii globale a fost de cel puțin 10 ° C și, prin urmare, a fluctuat între două extreme.

Așa-numita extincție în masă a Capitaniului a avut loc în urmă cu 260 de milioane de ani , potrivit cercetărilor actuale, un eveniment la nivel mondial care a afectat în mod egal zonele terestre și marine. O conexiune cu bazaltele inundațiilor din Emeishan Trapp, care a avut loc în același timp în ceea ce este acum sudul Chinei, este considerată foarte probabilă în știință. Ciclurile de activitate ale capcanei au durat probabil aproape două milioane de ani și au acoperit o zonă de aproximativ 250.000 km² cu depozite bazaltice în această perioadă.

Cea mai mare dispariție în masă cunoscută din istoria Pământului a urmat la granița permian-triasică (251,9 mya). Cauza principală este considerată a fi activitățile vulcanice la scară largă, cu o degajare considerabilă în zona Siberia de astăzi ( Trapp siberian ), care a durat câteva sute de mii de ani și a acoperit șapte milioane de kilometri pătrați cu bazalt (posibil în legătură cu incendii extinse de cărbune și depozite mondiale de cenușă zburătoare). Până la sfârșitul epocii, 95 la sută din viața marină și aproximativ 75 la sută din viața terestră, inclusiv multe specii de insecte, erau dispărute. În plus față de plantele marine, vegetația terestră a fost, de asemenea, decimată într-o asemenea măsură încât conținutul de oxigen a scăzut rapid la 10-15 la sută.

Studiile izotopice indică faptul că temperatura straturilor superioare ale mării și a atmosferei din apropierea solului a crescut cu cel puțin 8 ° C ca urmare a emisiilor enorme de dioxid de carbon și metan. O altă posibilă cauză a prăbușirii aproape tuturor ecosistemelor este proliferarea protozoarelor marine , care au eliberat produsele lor metabolice în atmosferă sub formă de hidrocarburi halogenate , hidrogen sulfurat sau metan. Potrivit unui studiu publicat în 2018, dispariția în masă a avut loc într-o fereastră de timp de maximum 30.000 de ani, posibil limitată la câteva milenii și ar putea fi atribuită Permianului Superior acum 251.94 milioane de ani folosind metode precise de datare.

Era Mesozoică (Epoca Mesozoică)

Triasic (începând cu 251,9 milioane de ani în urmă)

Consecințele biologice, geofizice și climatice ale dispariției în masă la frontiera permian-triasică s-au extins parțial până la triasicul mediu . În timp ce amoniții , conodontii și foraminiferele s-au recuperat în decurs de 1 până la 3 milioane de ani, majoritatea habitatelor marine au avut nevoie de 8 până la 10 milioane de ani pentru a se regenera. Reînnoirea treptată a ecosferei deteriorate de încălzirea extremă, poluanții, ploile acide și lipsa de oxigen ( „faza de recuperare” ) a fost întreruptă de mai multe ori de alte crize de mediu și evenimente de dispariție , cu accent pe nivelurile inferioare cronostratigrafice Smithium și Spathium . Acest lucru este cel mai evident în extinderea întârziată a pădurilor (constând în principal din coada calului , ginkgos , ferigi copaci și din ce în ce mai multe cicade ), care a cuprins din nou suprafețe mai mari doar după 15 milioane de ani. Un alt factor care a inhibat creșterea vegetației a fost o zonă aridă care traversează Pangea între 50 ° nord și 30 ° latitudine sudică, în care temperaturile de la 35 la 40 ° C au predominat în anumite locuri.

Înfățișarea „dinozaurului cu girafa cu girafa” înălțime de aproximativ 6 metri Tanystropheus din triasicul central și superior

Odată cu Triasicul , a început Epoca Mesozoică , care a fost caracterizată în mare parte de un climat cald , prin care temperaturile medii globale (cu un nivel de CO ₂ în intervalul de 1000 ppm) au fost inițial de 2 până la 3 ° C peste valorile secolul anterior 21 după fluctuații violente inițiale. Corespunzător deficitului de vegetație de lungă durată, conținutul de oxigen a fost cu abia mai mult de 16% pe durata perioadei și chiar și în mări, în special în prima treime a Triasicului, au existat încă multe hipoxice (cu conținut scăzut de oxigen) condiții . În triasicul superior până la formele timpurii, pterosaurii relativ diminutivi s-au dezvoltat (Pterosauria) și deja cu câteva milioane de ani mai devreme au apărut din triasicul mediu, primii dinozauri , inclusiv sauropodii mai mari , care la început aproape exclusiv climatele relativ moderate din nord și sud a Ecuatorului populat. Cu toate acestea, în regiunile tropicale au trăit predominant reptile care nu aparțineau grupului dinozaurilor. Studiile paleontologice au arătat că perioadele de secetă au avut loc în mod regulat în zona ecuatorială cu 215-205 milioane de ani în urmă, adesea în combinație cu incendii la scară largă. Prin urmare, o acoperire vegetativă luxuriantă și stabilă ca bază a vieții pentru erbivorele mari nu ar putea fi stabilită pe termen lung.

Cu excepția despărțirii unor grupuri terane , apariția Pangea s-a schimbat puțin peste milioane de ani. Spre sfârșitul Triasicului, totuși, s-a anunțat un eveniment geologic major odată cu deschiderea a ceea ce va deveni ulterior Atlanticul Central. De-a lungul marginilor plăcilor a ceea ce este acum America de Nord și Europa, au apărut fracturi extinse de rift (sisteme de rift) cu primele intrări marine până în Africa de Nord . Aceste mișcări au dus la granița triasic-jurasică cuprinzătoare apariția a 11 milioane de kilometri pătrați în provincia magmatică a Atlanticului central ( provincia magmatică a Atlanticului central , prescurtată CAMP ), inclusiv Magmaausflüsse dintre cele mai bogate din istoria geologică cunoscută. Acest proces tectonic de plăci a stabilit primul semn al dezintegrării treptate a supercontinentului cu consecințe grave pentru climă și biosferă.

Jurassic (începând cu 201,3 milioane de ani în urmă)

Jura a fost mult timp descrisă în literatura de specialitate ca o epocă relativ calmă, lipsită de evenimente și climaterică stabil în care dinozauri și timpurii mamifere ar putea evolua. Cu toate acestea, această evaluare sa schimbat fundamental în ultimele decenii. În lumina descoperirilor mai recente, secțiunea mijlocie a erei mezozoice a fost o perioadă de extinse procese tectonice și activitate vulcanică, fluctuații mari ale nivelului mării și faze rapide de încălzire și răcire, inclusiv posibile glaciații la latitudini mai mari.

Eliberarea bazaltului de inundații a provinciei magmatice din Atlanticul Central , care a început în vecinătatea graniței Triasic-Jura , este considerată a fi cauza principală a dispariției în masă asociată , care este una dintre „cele cinci mari”, cu o pierdere de specie. de aproape 70 la sută. Conodontii au dispărut complet în mări , iar arhosauria non-dinozaur a fost în mare parte decimată pe uscat . Alte reptile din grupul Diapsida , mulți amfibieni și unii precursori de mamifere au fost, de asemenea, afectați într-o măsură considerabilă . Mai multe studii au ajuns la concluzia că focalizarea extincției în masă ar trebui să fie stabilită cu aproximativ 100.000 de ani înainte de faza de bazalt reală a inundațiilor. În consecință, criza de mediu a început cu o etapă intruzivă , în cursul căreia fluxuri extinse de magmă au pătruns în depozitele de evaporită și carbonat și, în perioade de câteva mii sau zece mii de ani, au provocat degazarea unor cantități considerabile de dioxid de carbon și sulf prin metamorfoză de contact . În etapa următoare, acest lucru a condus la încălzirea globală de aproximativ 4-6 ° C și, în același timp, la o acidificare a oceanelor cu o criză de bio-calcificare în detrimentul organismelor marine calcaroase și, eventual, la o durată mai lungă eliberarea de metan și hidrogen sulfurat produs de bacterii din zonele marine anoxice.

Amenajarea continentelor în jurasicul mediu

Alte centre vulcanice de activitate au apărut în zona Africii de Sud de astăzi și în Proto-Antarctica sub forma fluxurilor de magmă Karoo-Ferrar cu o activitate principală în urmă cu 184 până la 175 milioane de ani în Jurasicul mediu. Aceste procese au fost legate de formarea de rifturi, au acoperit 3 milioane de kilometri pătrați cu depozite magmatice și au condus ulterior la perioade rapide de încălzire și răcire cu o durată de 0,5 până la 1,0 milioane de ani fiecare.

Pentru perioada Jurasicului Mijlociu și Superior diferite date proxy punctuale către instabilitățile climatice, cu o scădere temporară a concentrației de dioxid de carbon de la 700 ppm la aproximativ 500/400 ppm și polar mai aproape de o posibilă regiune de glaciație a emisferei nordice. Alte publicații presupun o răcire moderată și consideră că existența unor calote de gheață mai mari este puțin probabilă în acest context. Un indicator important pentru evidențierea unei faze glaciare sunt creșterea și scăderea pronunțată a nivelului mării, care, datorită schimbării lor foarte rapide, exclude modificările induse tectonic în volumul bazinului oceanic în majoritatea cazurilor. O analiză cuprinzătoare a tendințelor oceanice din Jura ajunge la concluzia că fluctuațiile pronunțate ale nivelului mării (în principal în intervalul de 25 până la 75 de metri) pot fi greu explicate fără presupunerea unor straturi mari de gheață.

Cretacic (începând cu 145,0 milioane de ani în urmă)

Perioada Cretacică de 79 de milioane de ani este adesea privită ca un exemplu arhetipal al unui climat tropical permanent până la latitudini superioare. Cu toate acestea, această perspectivă este pusă din ce în ce mai mult sub semnul întrebării, deși influența unor factori de mediu nu a fost încă clarificată în mod adecvat în unele cazuri (de exemplu, paleotopografia continentelor, nivelul mării sau eliberarea de metan). Cu toate acestea, comunitatea științifică este în prezent de părere că concentrația de CO ₂ pe întreaga durată a cretei a fost parțial supraestimată și subestimată în ceea ce privește gama sa de fluctuație. Este adevărat că , în optimul climatic al Cretacicului superior - eventual cu ajutorul unei durată lungă de activitate superplume în Pacificul de Vest - cu CO ₂ valori cuprinse între 1000 și 1500 ppm, ceea ce a fost , probabil , cea mai puternică faza cu efect de seră Fanerozoic ; În schimb, pentru Cretacicul inferior se postulează o serie de faze semnificative de răcire. În Aptium (126,3-112,9 mya), de exemplu, acoperirea cu gheață marină din regiunile polare nordice ar fi putut exista mult timp, potrivit unui studiu. O evaluare geologică amplă a diferitelor straturi stratigrafice din Australia de Sud, publicată în 2019 , concluzionează, de asemenea, că o formare relativ extinsă de ghețari a avut loc pe continent în cursul Cretacicului inferior. Această evaluare se bazează pe detectarea tillites , dropstones , diamictite și glendonite cristale, formarea care se bazează , fără îndoială , pe procese Producere de Gheață.

O caracteristică specială a Cretacicului a fost acumularea de evenimente anoxice oceanice , cea de la limita Cenomanium - Turonium (93,9 mya) atingând dimensiunile globale și probabil devenind cea mai profundă perturbare a ciclului carbonului din ultimele 100 de milioane de ani. În timpul crizei de mediu anoxice, combinată cu o scădere temporară a temperaturii de aproximativ 4 ° C, diferite tipuri de constructori de plancton și recif, precum și clasa de cefalopode (inclusiv amoniți și belemnite ) au fost sever decimați, iar cu genul Platypterygius , ultimul reprezentanți ai ihtiozaurilor au dispărut .

Mișcarea spre nord a plăcii indiene

După dezintegrarea Pangea , marele continent Gondwana , care a existat încă de la sfârșitul neoproterozoicului , a fost , de asemenea, supus unor fenomene în creștere de dezintegrare, cel mai clar recunoscut prin deschiderea Atlanticului de Sud cu separarea Africii de America de Sud. Subcontinentul indian , inițial situat departe în emisfera sudică și în mod direct la granița Australia și Antarctica, de asemenea , sa desprins și a migrat spre continent eurasiatic , la o viteză de 20 cm pe an, ceea ce este mare pentru procesele tectonice placă . Potrivit unei teorii răspândite, placa indiană din Maastrichtium a trecut de așa-numitul hotspot („reunion hotspot”) în drumul său spre nord . Acest lucru a dus la crearea Dekkan-Trapps , o mare provincie magmatică cu o fostă suprafață de 1,5 milioane de kilometri pătrați. Emisiile vulcanice au fost nu numai responsabile pentru fluctuațiile climatice pe termen scurt în Cretacicul târziu, ci și, conform unor ipoteze, pentru extincția în masă la granița Cretacic-Paleogen în urmă cu 66 de milioane de ani.

În literatura de specialitate mai recentă, pe de altă parte, viziunea, bine documentată de dovezi extinse, predomină că dispariția dinozaurilor (non-aviari) și 75% din celelalte specii se datorează impactului unei dimensiuni de aproximativ 14 km. asteroid cu o eliberare de energie de 3 × 10 a detonat ^{23 de} jouli în ceea ce este acum Golful Mexic, lăsând în urmă craterul Chicxulub de 180 km . Forța exploziei a aruncat peste zece mii de kilometri cubi de ejecte în stratosferă și apoi a căzut ca o ejectă strălucitoare pe tot globul. Pe lângă consecințele primare ale impactului, cum ar fi megatsunami , cutremure de magnitudine 11 sau 12 și o undă de presiune supersonică, s-au creat incendii mari care au încălzit atmosfera pe toate continentele. Ulterior, un nor dens de funingine și particule de praf, soarele absorbit timp de luni sau ani și a declanșat o scădere a temperaturii globale, probabil printr-un strat de așezat într-o perioadă scurtă de timp în jurul planetei acid sulfuric - aerosoli a fost întărit.

Criza globală de mediu a afectat toate nișele ecologice și a lovit mai presus de toate amoniții , marile reptile marine, cum ar fi plesio sau mosasauri , aproape toate foraminiferele calcifere și diferite grupuri de plancton (→ modele de dispariție și supraviețuire folosind exemplul impactului chicxulub ). Odată cu acest moment de cotitură și cu dispariția speciilor dominante anterior, Era Mesozoică s-a încheiat împreună cu Cretacicul. Habitatele orfane au devenit scena unei faze de regenerare rapidă, cu o multitudine de noi linii evolutive de dezvoltare în perioada modernă timpurie a Pământului.

Cenozoic (Epoca Modernă a Pământului)

Paleogen (începând cu 66,0 milioane de ani în urmă)

Reprezentare grafică a Arsinoitherium zitteli , habitat în principal Africa ( Eocen superior până la Oligocen )

Paleogenului (cu cele trei serii Paleocen , Eocen și oligocen ) a schimba inițial rapid și treptat stabilizarea condițiilor climatice după impactul asteroidului important, prin regenerarea biotopurilor terestre a avut loc aparent mai repede decât reînnoirea oceanelor , inclusiv marea adâncime , care probabil a durat mai mult de un milion de ani. Pe lângă păsări, mamiferele au beneficiat în special de nișele ecologice care deveniseră libere . Deja de la 0,4 până la 1,0 milioane de ani de la extincția în masă la granița Cretacic-Paleogen au înregistrat o creștere inițială a biodiversității, precum și o creștere constantă a dimensiunii în cursul următor al Cenozoicului . Învelișul vegetal al zonelor terestre a revenit în curând la starea sa anterioară. După ce plantele „moderne” precum arțarul , stejarul și nucul se stabiliseră tot mai mult în cretă, pe lângă flora mai veche , răspândirea plantelor cu flori ( angiosperme ) și a ierburilor dulci a continuat să crească.

Pe baza evaluărilor multiproxi, se presupune un climat cald pentru paleogenul timpuriu, cu o concentrație de CO ₂ de aproximativ 600 ppm aproximativ corespunzătoare celei din Cretacicul târziu. După o scurtă perioadă de răcire (≈ 59 mya) acum 55,8 milioane de ani, cu temperatura maximă paleocenă / eocenă (PETM), cea mai puternică fază de încălzire din Cenozoic a început cu o creștere a temperaturii la nivel mondial de 6 până la 8 ° C, cu analize mai recente presupunând chiar valori mai mari. Anomalia termică, care a durat maximum 200.000 de ani, a fost declanșată de intrarea pe termen scurt a câtorva mii de gigatoni de dioxid de carbon și metan în atmosferă și a avut un efect de durată asupra paleoecologiei întregii planete. Sursele acestor emisii au fost depășirea vulcanică, depozitele instabile de hidrat de metan pe platoul continental sau dezghețarea solurilor de permafrost . Principala cauză a încălzirii bruște care se întâmplă frecvent se aplică apariția en-gros a provinciei magmatice din Atlanticul de Nord ( provincia engleză nordică a Atlanticului de Nord ) care a luat naștere sau separarea Groenlandei și a Europei în timpul formării și expansiunii Atlanticului de Nord. Procesele magmatice au început încă din paleocenul inferior (aproximativ 64 până la 63 mii), au prezentat mai multe cicluri de activitate crescute și au acoperit zone întinse din Groenlanda, Islanda, Norvegia, Irlanda și Scoția cu depozite de bazalt de inundații. La două milioane de ani după PETM, o altă fază de seră, cu o durată cuprinsă între 170.000 și 200.000 de ani, a avut loc cu Eocene Thermal Maximum 2 (ETM-2).

În timpul Eocenului, clima a fost în mare măsură tropicală, astfel încât nici regiunea polară arctică și nici cea sudică nu au format o acoperire de gheață remarcabilă pentru moment. După evenimentul Azolla (50/49 mya), care, în combinație cu alți factori, a dus la o reducere semnificativă a CO ₂ , a început un proces de răcire treptat și aproape târâtor, pornind de la un nivel de temperatură foarte ridicat. Fluctuațiile climatice pronunțate au fost inițial limitate la latitudini mai mari. Un episod de vârstă rece a fost documentat pentru Antarctica în urmă cu 41 de milioane de ani, iar descoperirile de pietre de picătură de origine groenlandeză în sedimentele de adâncime ale Atlanticului de Nord indică existența temporară a gheții continentale acum 38 - 30 de milioane de ani pe Groenlanda. Schimbarea de la climele de vârstă caldă la cea rece a accelerat considerabil la tranziția Eocen-Oligocen (33,9-37,7 mya). În această perioadă, a existat o scădere rapidă a concentrației atmosferice de CO ₂ , combinată cu răcirea globală, o scădere a nivelului mării de 30 de metri și o extincție majoră a speciilor ( grande coupure ), care a afectat 60% din speciile de mamifere eocene din Europa. . Un factor major în această schimbare a fost apariția strâmtorii Drake , care are acum 480 de mile marine lățime și leagă Atlanticul de Oceanul Pacific . A existat o conexiune terestră între fostele blocuri continentale gondwaniene Antarctica și America de Sud până la Eocenul ulterior, înainte ca strâmtoarea Drake să înceapă treptat să se deschidă. Acest lucru a creat Antarctica Circumpolar curent în sudul Oceanului , care de acum înainte încercuită Antarctica în sensul acelor de ceasornic, tăiat de pe continent de la alimentarea cu apă de mare caldă și , astfel, izolat termic. Glaciația continentului polar sudic, care a început din ce în ce mai mult la începutul oligocenului, marchează începutul erei glaciare cenozoice (→ #Era glaciară actuală ).

Datorită creșterii stratelor de gheață, în special în emisfera sudică, a ajuns la îngrămădirea multor mări de raft. La începutul Oligocenului, de exemplu, Turgaistraße , care formase granița dintre Asia și Europa ca o mare superficială de milioane de ani , a căzut uscat. Aproape în același timp, Oceanul Arctic îndelung izolat și-a găsit drumul în circulația oceanică globală după o fază de tranziție ca o mare sălbatică cu fluxul de apă sărată din Atlanticul de Nord. Pentru Oligocenul ulterior, se presupune o concentrație de CO ₂ în intervalul 400-450 ppm, combinată cu condiții subtropicale până la latitudini medii. Cu toate acestea, această tendință de încălzire nu a fost evidentă în regiunea polară sudică. Există multe indicații că zona centrală a stratului de gheață din Antarctica a atins deja o măsură care a fost asociată cu o sensibilitate redusă la influențele climatice globale.

Neogen (începând cu 23,03 milioane de ani în urmă)

Distribuția munților tineri din punct de vedere geologic în Europa și Asia

Neogenul , subdivizat în seria Miocen și Pliocen , a fost caracterizat de formațiuni montane extinse (→ Orogenia Alpidică ). După ce subcontinentul indian s-a ciocnit cu placa eurasiatică în Eocenul inferior , blocul continental a derivat mai spre nord în timpul Miocenului, determinând Himalaya să se plieze până în prezent . Placa africană s-a deplasat și spre nord și, pe lângă o contracție progresivă a mării marginale eurasiatice Paratethys , a declanșat un val de procese de desfășurare cu punctul culminant în Oligocen / Miocen (inclusiv Alpi , Carpați și Apenini ). În plus, America de Nord a fost și scena formării montane pe scară largă odată cu formarea Munților Stâncoși .

După optimul climatic al Oligocenului ulterior , a avut loc o perioadă de aproximativ 2 milioane de ani de temperaturi mai reci în vecinătatea graniței Oligocen-Miocen, combinată cu o creștere a stratului de gheață din Antarctica și o scădere corespunzătoare a nivelului mării. În cursul următor al Miocenului, clima a fost supusă unor fluctuații puternice. În timpul optimului climatic Miocen de acum 17-15 milioane de ani, conținutul de CO _{2 a} crescut de la 350/400 ppm la valori în jur de 500 ppm. În cursul încălzirii globale, cauzată probabil de emisiile masive de CO ₂ din bazaltul Podișului Columbia , habitatele pădurilor au fost împinse înapoi, iar stepa și pajiștile și-au luat locul. În acest timp, au început să se răspândească plantele C ₄ adaptate condițiilor aride (în special ierburile ), care necesită mult mai puțin dioxid de carbon pentru fotosinteză decât plantele C ₃ , a căror limită inferioară este în jur de 150 ppm, ceea ce reprezintă o amenințare pentru însăși existența planta . Evoluția C ₄ metabolismul, care a început în Oligocenului, este considerată o adaptare biochimic la perioade din ce au loc de secetă și o reacție la scăderea în CO ₂ conținutul în neogen.

Marea Adriatică în Pliocen la 20 de metri mai sus nivelul mării

La sfârșitul optimului climatic în urmă cu 14,8 milioane de ani, concentrația de CO _{2 a} scăzut din nou la 400 ppm sub influența eroziunii puternice și a proceselor meteorologice și, cu o scădere rapidă a temperaturii de 7 ° C în Europa Centrală, a început o fază climatică mai rece. la nivel global, cu o expansiune reînnoită a stratului de gheață din Antarctica. Cu toate acestea, în urmă cu 14-12,8 milioane de ani, temperaturile din Antarctica erau încă între 25 ° C și 30 ° C peste nivelurile actuale, înainte ca regiunea să fie lovită de o lovitură rece. La sfârșitul Miocenului, părți mari din Europa aveau un climat relativ blând și uscat. Cu toate acestea, între 10,2 și 9,8 milioane de ani în urmă și din nou între 9,0 și 8,5 milioane de ani în urmă, s-au dezvoltat două „faze de spălătorie”, în care clima este subtropicală și cu precipitații anuale de peste 1500 mm, în unele cazuri s-a umezit. Cauza principală este suspectată a fi schimbări pe scară largă în tiparele de circulație oceanică în zona Atlanticului .

În prima jumătate a pliocenului , temperatura globală a fost cu aproximativ 2 până la 3 ° C peste nivelurile preindustriale, cu nivelul mării cu aproximativ 20 de metri mai mare decât prezentul, iar concentrația de CO ₂ fluctuând între 365 și 415 ppm în aceeași perioadă. Un eveniment semnificativ din punct de vedere geologic, cu consecințe climatice parțial inexplicabile, a fost închiderea strâmtorii Gibraltar și consecința uscării Mediteranei și transformarea acestuia într-un deșert sărat ( criza de salinitate messiniană ) la granița dintre Miocen și Pliocen în jurul a 6 până la 5 milioane de ani în urmă.

La sfârșitul Pliocenului, cu 3,2 milioane de ani în urmă, imina epocă de gheață cuaternară s-a anunțat cu o răcire treptată de câteva sute de mii de ani . Odată cu tendința spre ierni înzăpezite și luni mai reci de vară , în emisfera nordică a început formarea ghețarilor, întărită de feedback-ul alb-gheață .

Epoca glaciară actuală

În timpul fanerozoicului , care a durat în jur de 541 de milioane de ani , proporția celor trei epoci glaciare care au avut loc în acest eon a fost de aproximativ 30 la sută, comparativ cu durata totală a istoriei pământului, inclusiv perioadele reci din Precambrian, în jur de 11-12 la sută. Conform definiției obișnuite, o epocă de gheață este o perioadă de timp în care zonele continentale ale cel puțin unei regiuni polare sunt ghețate sau acoperite de straturi de gheață . Include atât perioadele reci, cât și perioadele calde intermediare (interglaciare). O altă subdiviziune se bazează pe termenii stadial și interstadial . Un stadial este o fază rece în timpul unui glaciar sau interglaciar (de obicei asociat cu o creștere a capacului de gheață), în timp ce un interstadial este definit ca o fază caldă relativ scurtă între două stadial într-un glaciar . Motivul principal pentru alternarea regulată a perioadelor reci și calde în cuaternar este radiația solară care se schimbă periodic pe sistemul pământesc (→ #Parametrii orbitei pământului ).

Prima glaciație majoră a zonelor continentale din Antarctica a fost sinonimă cu începutul epocii glaciare cenozoice și s-a produs în cursul unei răciri globale rapide la tranziția Eocen - Oligocen în urmă cu 33,9-37,7 milioane de ani. Glaciația regiunilor polare sudice, care a început la un prag de CO ₂ de aproximativ 600 ppm, dar totuși a fluctuat puternic , a fost inițial controlată într-o măsură considerabilă de modificările periodice ale parametrilor orbitei Pământului .

Ghețarii cuaternari au început cu aproximativ 2,6 milioane de ani în urmă și au dus la o glaciație extinsă a regiunilor polare nordice, inclusiv Groenlanda. Unele studii indică o primă fază de răcire la sfârșitul Pliocenului (3,2 mya) și o a doua după începutul Pleistocenului (2,4 mya), timp în care concentrația atmosferică de CO _{2 a} scăzut la 275 până la 300 ppm și a continuat în perioadele glaciare ulterioare a scăzut .

Unsprezece interglaciare au fost identificate și descrise în detaliu în ultimii 800.000 de ani. Durata acestor interglaciare a fost în mod normal în jur de 10.000 până la 30.000 de ani, doar pentru perioada de izotop marin interglaciar de nivel 11c (MIS 11c) se estimează maximum 40.000 de ani. O perioadă rece durează în prezent puțin mai mult de 100.000 de ani și, prin urmare, este legată, conform consensului științific, de modificările orbitei terestre ( excentricitate ) de aceeași lungime . Această perioadă a avut loc în expresie deplină pentru prima dată la începutul Pleistocenului Mijlociu cu aproximativ 700.000 de ani în urmă. Înainte - adică de la începutul cuaternarului - un ciclu cuprindea doar 41.000 de ani și la acel moment corelat cu fluctuațiile axei de rotație a pământului . Sunt discutate diverse explicații pentru cauza acestui „salt peste” la un ciclu mai lung cald-rece.

În Europa Centrală , perioadele reci sunt numite după râuri, care indică, în general, cea mai mare întindere a arboretelor ghețarului respectiv. Ultima perioadă glaciară din regiunea alpină se numește „perioada glaciară Würm”, iar în nordul Europei este cunoscută sub numele de „perioada glaciară Weichsel”. Alte nume sunt „Devensian” în Anglia, „Waldai” în Rusia și „Wisconsin” în America de Nord. În sudul Germaniei, glaciația a început din Alpi, în nordul Europei centrale din Scandinavia . În prezent este îndoielnic dacă glaciațiile din regiunea alpină și din nordul Germaniei au avut loc în același timp în toate cazurile. Din acest motiv, termenii pentru perioadele mai vechi calde și reci din zone separate geografic pot fi folosiți doar sinonim cu restricții.

Reconstrucția curbei medii a temperaturii în ultimii cinci milioane de ani

Reconstrucția curbei de temperatură în timpul epocii fraternale cuaternare folosind diverse miezuri de gheață din EPICA (Proiectul European pentru Înghețarea Gheaței în Antarctica) sau proiectul Vostok

În perioadele glaciare cuaternare, straturile de gheață interioare și ghețarii montani au crescut semnificativ ca mărime și volum la nivel mondial, acoperind aproximativ 32% din continent (în prezent 10%). Părți mari din Europa , Asia și America de Nord au fost înghețate, în special în emisfera nordică . Multe urme de glazură (de exemplu văi , morene , tăieturi de ghețar , seria glaciară ) au fost păstrate acolo până în prezent. Formarea de mase de gheață continentale a lipsit oceanele de cantități masive de apă ( eustazie glaciară ). La înălțimea ultimei perioade glaciare în urmă cu aproximativ 22.000 de ani, nivelul mării a fost cu 120 m mai mic, iar temperatura medie globală a fost cu aproximativ 6 ° C mai mică decât în ​​era preindustrială. Acest lucru a creat numeroase poduri terestre, iar suprafețe mari de mări, cum ar fi Marea Nordului, au căzut uscate. Podul terestru peste astăzi strâmtoarea Bering , care făcea legătura dintre Asia de Nord și America de Nord, a jucat un rol special , deoarece a permis schimbul de numeroase specii de animale și plante, precum și așezarea continentului american de către oameni.

Leu de peșteră cu pradă (desen de Heinrich Harder , în jurul anului 1920)

Răcirea globală a făcut ca acoperirea pădurii să fie redusă în zona temperată , iar stepa și pajiștile ( vegetația tundrei ) i- au luat locul , în timp ce savanele s-au extins în zonele subtropicale . Datorită habitatelor fragmentate , o serie de specii noi au apărut în zona faunei. Condițiile de mediu aparent nefavorabile în perioadele reci au dat impulsul dezvoltărilor rapide evolutive, cu o creștere a biodiversității în perioadele calde ulterioare. Mamuții , saigele , pisicile cu dinți de sabie , leii de peșteră și urșii de peșteră au fost caracteristice faunei din (mai târziu) Pleistocen . Acești reprezentanți ai megafaunei de atunci au dispărut aproape complet în cursul valului de extincție cuaternară, cu accent pe granița dintre Pleistocen și Holocen. Homo heidelbergensis , neanderthalienii care au fost descendenți de la el și oamenii moderni (Homo sapiens) care au imigrat din Africa în urmă cu aproximativ 40.000 de ani, au trăit și ei în Europa în timpul perioadei glaciare cuaternare.

Mai multe studii sugerează că dispariția Hominoidea timpurie (oameni), inclusiv Homo erectus , Homo heidelbergensis și Homo neanderthalensis , se datorează în principal schimbărilor climatice profunde și restructurării asociate a habitatelor, inclusiv reducerea surselor de hrană. În plus, în urmă cu aproximativ 45.000 de ani, primii reprezentanți ai Homo sapiens din Europa au fost aparent expuși unei poluări considerabile a mediului și, după cum sugerează analizele genomului , nu s-au putut stabili pe termen lung. Conform acestor investigații, s-au amestecat mai frecvent cu neanderthalienii rezidenți în această regiune, dar pe de altă parte nu s-au putut descoperi urme ale materialului genetic al acestora în europenii de astăzi. Motivul principal pentru dispariția acestui prim val de imigrație este o erupție vulcanică a Câmpurilor Flegrei din Italia cu puterea VE-7 în urmă cu aproximativ 40.000 de ani, cu rezultatul unui duș extins de cenușă care a ajuns până în Rusia ( ignimbritul campanian ) și o scădere bruscă a temperaturii de-a lungul anilor până la decenii.

Perioada sec mai tânără

După ultimul maxim al epocii glaciare, care sa încheiat cu aproximativ 20.000 de ani în urmă, a început o atenuare lentă, cu o retragere treptată a straturilor de gheață interioare. La sfârșitul glaciarului, care a început acum 14.500 de ani spre sfârșitul Pleistocenului , a existat o schimbare multiplă de la interstadiale mai calde la faze de răcire distincte într-o perioadă foarte scurtă de timp (vezi tabelul de timp adiacent).

O excepție a fost recăderea ascuțită a frigului din perioada mai tânără Dryas (de asemenea, perioada tundrei mai tinere ). Cu o durată de aproape 1000 de ani, aceasta a fost nu numai mai lungă decât etapele climatice anterioare, dar și mai pronunțată având în vedere condițiile recurente de vârstă rece, cu creșterea reînnoită a ghețarilor în emisfera nordică. Scăderea rapidă a temperaturii a afectat în principal Europa și regiunea Atlanticului de Nord și a provocat o răcire globală de -0,6 ° C.

Pe lângă activitatea vulcanică, cauzele izbucnirii la rece sunt și efectele unei supernove din apropierea Pământului, a unui eveniment Heinrich târziu , a unei întreruperi a ciclului termohalin în Atlanticul de Nord sau a unei combinații de mai mulți factori. Un model explicativ mai recent se bazează pe presupunerea că un eveniment de impact al unui asteroid sau al unei comete ar fi putut schimba brusc clima (→ ipoteza impactului ).

O lucrare științifică trage concluzia că reîncălzirea la sfârșitul Dryasului mai tânăr la trecerea la preboreal , prima secțiune a Holocenului , a fost accelerată considerabil prin traversarea unui punct de vârf în sistemul climatic al Pământului și a durat doar câteva decenii. La începutul Holocenului, concentrația de dioxid de carbon a atins nivelul de 260 până la 270 ppm tipic pentru un interglaciar , apoi a scăzut ușor, pentru a crește din nou până la maximum 280 ppm în cursul optimului climatic al Holocenului (cf. → Ipoteza lui Ruddiman ).

Cicluri Milanković

Mișcarea de precesiune a axei pământului, perioadă medie de 25.800 de ani

Orbita Pământului în jurul Soarelui, precesia Pământului e axa de rotație și înclinarea axei Pământului și , astfel , unghiurile în schimbare ale incidenței radiației solare asupra nordică și emisfera sudică sunt supuse unor diferite cicluri cu o durată de 25.800 până la aproximativ 100.000 sau 405.000 de ani. Au fost analizate și calculate mai întâi de astrofizicianul și matematicianul sârb Milutin Milanković (1879–1958) în ceea ce privește problemele geo-științifice . Fluctuațiile de insolație cauzate de ciclurile Milanković sunt relativ minore, dar acționează ca „impulsuri” în sistemul climatic și sunt considerate a fi cauza principală a alternanței dintre fazele calde și reci din actuala epocă glaciare. De exemplu, o ușoară încălzire a straturilor inferioare de aer inițiată de parametrii orbitali a dus la o eliberare crescută de CO ₂ din oceane, care se încălzeau și ele, cu consecința unei creșteri suplimentare a temperaturii, prin care, conform celor mai recente studii, aceste procese au fost doar ușor întârziate și, în unele cazuri, au avut loc aproape sincron. În plus, feedback-ul pozitiv, cum ar fi un feedback slab de gheață-albedo și creșterea conținutului de vapori de apă atmosferici au contribuit la intensificarea schimbărilor climatice inițiate.

Ciclurile au avut un efect de durată, în special în timpul cuaternarului, iar influența lor poate fi determinată relativ precis datorită proximității temporale a acestei epoci. Acest lucru a determinat știința să ia în considerare dacă o proporție atmosferică ridicată de dioxid de carbon, așa cum s-a înregistrat adesea în istoria pământului, ar putea să amortizeze potențialul de modificare a parametrilor orbitei peste o anumită valoare limită și să o amortizeze în consecință.

Timp de decenii, experții au observat cu greu ciclurile Milankovic , care au fost considerate speculative . Acest lucru s-a schimbat fundamental cu publicarea unui studiu senzațional în revista științifică Science în decembrie 1976. De atunci, teoria într-o formă modificată și extinsă (inclusiv planul orbitei terestre, de care Milutin Milanković nu a luat în considerare ) a devenit o parte integrantă a paleoclimatologiei și a cercetărilor cuaternare și este în creștere, de asemenea, utilizată pe o bază mai largă pentru reconstrucția proceselor climatice din era cenozoică .

Evenimente Dansgaard-Oeschger

Evenimentele Dansgaard-Oeschger (numite după paleoclimatologul Willi Dansgaard și fizicianul Hans Oeschger ) au fost cercetate de la descoperirea lor în anii 1980 și descriu creșteri extrem de rapide ale temperaturii în zona Atlanticului de Nord în ultima perioadă glaciară. A existat o creștere bruscă a temperaturilor la 10 ° C în deceniul trecut. Aceste faze calde, care au loc aproximativ la fiecare 1470 de ani, s-au diminuat lent și adesea au trecut câteva secole până când „starea normală” a vârstei reci a fost atinsă din nou în această zonă. Periodicitatea acestor anomalii climatice a fost atribuită în literatura de specialitate la două faze ciclice de activitate a soarelui, care se suprapun la intervale regulate. 26 de evenimente Dansgaard-Oeschger pot fi găsite în arhivele climatice din perioadele glaciare Würm și Vistula , care au început în urmă cu 115.000 de ani și s-au încheiat cu aproape 12.000 de ani în urmă, în special în miezurile de gheață din Groenlanda și în depozitele de adâncime ale Atlanticului. După tranziția în Holocen , aceste fluctuații climatice bruște nu au mai avut loc, deoarece fluctuațiile slabe ale radiației solare nu mai puteau influența curenții atlantici stabili din ultimii 10.000 de ani. Cu toate acestea, există indicii că salturi de temperatură similare, limitate spațial, au avut loc, de asemenea, în timpul perioadei calde a Eem cu 126.000 până la 115.000 de ani în urmă.

Perioada caldă actuală

Reconstrucția istoriei temperaturii pământului în ultimii 12.000 de ani

Deși schimbarea de la ultima perioadă glaciară la cea caldă actuală a continuat foarte rapid în termeni geologici, a durat încă câteva mii de ani. Acest lucru s-a datorat în principal faptului că straturile de gheață continentale s-au topit lent datorită volumului lor. Foaia Fennoscan de gheață a dispărut în urmă cu aproximativ 7.000 de ani și , prin urmare , topit relativ repede în comparație cu scuturile din America de Nord și Asia de Nord , în timp ce Ghetarului Laurentiana în America de Nord au dizolvat doar acum 4000 de ani. Ar fi nevoie de cel puțin 15.000 de ani pentru ca stratul de gheață din estul Antarcticii de astăzi să se topească complet și în mod constant niveluri ridicate de CO ₂ peste nivelurile actuale.

Unele schimbări climatice s-au produs și în perioada caldă a Holocenului, care, comparativ cu criza de mediu majoră din epocile geologice anterioare, au fost destul de moderate, rareori au lăsat semnale climatice uniforme și, cu excepția ultimelor decenii, s-au deplasat în temperatura coridorului de ± 0,6 ° C. Odată cu abordarea crescândă a prezentului, reconstrucția dezvoltării climatice devine din ce în ce mai detaliată, prin care secțiunile mai vechi ale Holocenului de pe diferite continente nu au fost încă pe deplin explorate și devin semnificative doar odată cu apariția primelor culturi avansate . De exemplu, studiile efectuate în sedimentele din Sahara și mediteraneene au arătat că în urmă cu aproximativ 10.000 de ani, Africa de Nord nu era dominată astăzi de deșert , ci o savană de iarbă care era populată de o multitudine de animale și oferea un habitat pentru oameni. Fosile de plante precum roci si pestera picturi dau mărturie despre acest lucru . O teză care a fost susținută în mod repetat în știință se bazează pe o ecologizare ecologică a zonelor deșertice din Africa de Nord, a cărei perioadă este în jur de 22.000 de ani și care ar putea fi, prin urmare, controlată de parametrii orbitali ai sistemului terestru.

Temperatura optimă Holocen (aproape identic cu nivelul climatic al Atlanticului ) a început în emisfera nordică , acum aproximativ 8000 ani și sa încheiat în urmă cu 6000/5000 ani. După aceea, a început o ușoară răcire cu o medie de -0,1 ° C pe mileniu. Cu toate acestea, această tendință slabă, care a existat până în secolul al XIX-lea, a fost umbrită de atât de multe influențe pe termen scurt, încât poate fi recunoscută doar ca o dezvoltare statistic relevantă pe o perioadă mai lungă de timp. O fluctuație tipic climatice pentru Holocen a fost fluctuația Misox ( de asemenea , 8.2 eveniment kiloyear ), cauzată de o cantitate enormă de apă topită care intră în Atlanticul de Nord și întreruperea rezultată a circulației termosaline a Curentul Atlanticului de Nord . A urmat fluctuațiile Piora în urmă cu 6000 până la 5000 de ani, cu focalizări regionale diferite, dar legate de perioade de secetă clar verificabile care au avut un efect vizibil asupra vegetației și faunei și deci și asupra comunităților umane. În acest context, se utilizează termenii pluvial (fază relativ ploioasă) și interpluvial (fază relativ uscată). Această distincție este adecvată deoarece fluctuațiile de temperatură și precipitații nu au fost paralele în toate cazurile.

Evoluția temperaturii medii globale în ultimii 2000 de ani, reconstrucție și, încă din secolul al XIX-lea, măsurători.

Au fost propuse diferite periodizări pentru istoria climei în timpurile istorice, în special pentru cea a Europei și a regiunii Atlanticului de Nord . O clasificare foarte des utilizată, care se referă în primul rând la Europa, vine de la climatologul Ch.-D. Schönwiese , care s-a bazat pe lucrări mai vechi precum cea a lui Flohn și Lamb . După aceea, între 100 î.e.n. Și 400 d.Hr., optimul timpului roman . Pe măsură ce această perioadă s-a apropiat și a răcit clima, așa-numita a început Pessimum Perioada de migrație (aproximativ 450-750 n. Chr.), Inclusiv antichitatea târzie Little Ice Age ( Late Antique Little Ice Age ) în a 6-a și Secolele VII.

Aceasta a fost urmată de perioada medievală caldă , din ce în ce mai des menționată în literatura de specialitate recentă ca anomalie climatică medievală . Începutul și sfârșitul acestei perioade nu pot fi definite decât vag; În general, anii 950-1250 sunt considerați a fi zona centrală a optimului climatic, care în contextul european este adesea asociat cu revoltele economice și demografice, precum și cu perioada de glorie culturală a Evului Mediu Înalt. Cu toate acestea, o perioadă caldă medievală clar definibilă nu este recunoscută la nivel global, iar diferite serii de date din Africa, Asia și America de Sud nu oferă o imagine uniformă. Este probabil ca regiunile individuale din Europa să fi putut fi la fel de calde pe o perioadă mai lungă de timp ca în secolul XX.

Vikingii care s-au stabilit în Groenlanda în 982 d.Hr. și au crescut și crescut animale acolo timp de câteva secole sunt adesea citați drept dovezi ale legăturii dintre dezvoltarea culturală umană și influențele climatice . Datorită răcirii crescânde a zonei Atlanticului de Nord, colonizarea insulei a ajuns la un sfârșit mai mult sau mai puțin brusc (pentru istoria așezării vezi → Grænlendingar ). Până de curând se presupunea că, pe lângă motivele economice și sociologice, condițiile climatice deteriorate au contribuit semnificativ la abandonarea ultimei așezări normande din Groenlanda în jurul anului 1500. Cu toate acestea, studiile actuale au rezultate diferite. Perioada caldă medievală din zona Groenlandei a avut un impact climatic redus sau deloc, iar ghețarii din Groenlanda au atins aproape cea mai mare întindere între anii 975 și 1275. Prin urmare, o nouă fază a temperaturilor blânde din această zonă geografică ar fi exclusă conform noilor date.

Începând cu secolul al XV-lea, a existat o inversare a tendinței către temperaturi mai reci, în special în emisfera nordică. Această perioadă este atât lucrări științifice populare, cât și în literatura tehnică Little Ice Age numită (sau "Little Ice Age" ), în ciuda faptului că există diferențe semnificative față de „realul” Glazialphasen cuaternar. Clima emisferei nordice din secolul al XVII-lea a fost sub 1 ° C sub nivelul de temperatură al secolului al XX-lea, cu o răcire mai pronunțată în regiunile nord-atlantice. În raport cu întregul pământ, temperaturile au scăzut cu aproximativ -0,16 la -0,24 ° C comparativ cu optimul medieval .

Canalele înghețate în Olanda în timpul „Micii ere glaciare” ( acuarelă de Hendrick Avercamp , 1608)

Mai multe motive posibile sunt discutate pentru schimbările climatice în timpul Micii ere glaciare , prin care soarele este probabil exclus ca cauză primară. Deși a exercitat, fără îndoială, o oarecare influență - în special în perioadele de activitate puternic epuizată a petelor solare, cum ar fi Minimul Maunder între 1645 și 1715 - o serie de erupții vulcanice puternice au jucat probabil rolul dominant. Emisia peste atmosferă de aerosoli și gaze vulcanice în atmosferă a umezit razele solare în mod durabil și a rămas un factor determinant al climei timp de decenii. O slăbire temporară a Curentului Golfului ar fi putut contribui și la formarea Micii Epoci Glaciare .

Mica Ice Age este văzută de unii cercetători climatice și istorici ca un factor care influențează relevant în epoca modernă timpurie, care a fost afectat de frămîntări politice, economice și sociale, pentru care a fost inventat termenul „criza a secolului al 17 - lea“.

El Niño și La Niña

Așa cum a indicat El Nino sau mai precis oscilația sudică El Nino (ENSO), s-a desemnat apariția unor modificări ale tiparelor de curgere în sistemul oceanografico - meteorologic din Pacificul ecuatorial . Cauza este o interacțiune puternică între vânturile alizee și ocean. De obicei vântul alizios conduce apele Pacificului de-a lungul ecuatorului spre vest spre Indonezia. Deoarece apa se încălzește sub influența soarelui tropical, este deosebit de cald în vestul Pacificului. În est, pe de altă parte, în largul coastei de vest a Americii de Sud, apa de suprafață îndepărtată este înlocuită cu apă adâncă mai rece. Diferența de temperatură dintre apa rece din est și apa caldă din vest nu numai că creează o acțiune pentru vânturile alizee, ci și un mecanism de feedback prin care sistemul se poate balansa într-o direcție sau alta. Când vântul alizeu se prăbușește, apa caldă curge înapoi spre est. Apoi apare o anomalie de căldură sub forma unui El Niño.

Spre deosebire de El Niño , La Niña este un curent extrem de rece în Pacificul ecuatorial, care poate crea zone extinse de presiune scăzută, în special în Asia de Sud-Est. Ca urmare, estul Pacificului continuă să se răcească. Ploaia abundentă cade apoi în Indonezia și în regiunile înconjurătoare, în timp ce în unele zone seceta extremă predomină în unele zone din America de Sud.

În trei sferturi ale lumii, vremea este influențată semnificativ de un puternic El Niño . De exemplu, pe întreaga coastă sud-americană a Pacificului și parțial și pe coasta de vest a Americii de Nord, apar precipitații abundente și inundații asociate. În contrast, Asia de Sud-Est și Australia se confruntă cu perioade prelungite de secetă cu incendii de pădure și incendii forestiere.

Condițiile favorabile pentru apariția El Niños au existat la intervale de aproximativ doi până la opt ani în ultimele trei secole, majoritatea fiind relativ slabe. În secolul al XX-lea, evenimentele majore din El Niño au fost înregistrate în 1925/1926, 1972/1973 și 1982/1984. El Niño din 1997/1998 a fost unul dintre principalele motive pentru care 1998 a devenit cel mai cald an de când a început înregistrările sistematice de temperatură. El Niño 2015/2016 a fost și mai pronunțat și a adus o contribuție semnificativă la încălzirea globală, atingând noi maxime.

Există un fenomen climatic asociat în Atlantic sub forma oscilării Atlanticului de Nord .

Efectele posibile ale încălzirii globale

Temperaturile medii anuale globale aproape de suprafață din ultimii 140 de ani față de perioada de referință 1951–1980.

Rezultatele cercetărilor climatice indică faptul că emisiile antropogene de gaze cu efect de seră au crescut semnificativ efectul natural de seră de la începutul industrializării și, astfel, au o influență crescândă asupra climei. Temperaturile medii globale au crescut cu 0,74 ° C ± 0,18 ° C în timpul secolului XX. Încălzirea este mai pronunțată din 1976 până astăzi. Potrivit Organizației Meteorologice Mondiale (OMM), temperatura medie globală în 2016 a fost cu 1,1 ° C peste nivelul pre-industrial. Folosind măsurători prin satelit, s-ar putea determina că forțarea radiativă a crescut cu 0,53 W / m² (± 0,11 W / m²) între 2003 și 2018. Această creștere se datorează atât creșterii antropice a concentrațiilor de gaze cu efect de seră, cât și reducerii emisiilor de aerosoli și înseamnă că rămâne mai multă energie în sistemul terestru decât este radiată. Astfel, dezechilibrul crescând va duce la instabilități climatice pe termen lung și va avea un efect de durată asupra bugetului de radiații al Pământului .

Pe baza scenariilor de emisii ale Grupului interguvernamental privind schimbările climatice (IPCC) din actualul al cincilea raport de evaluare , temperatura medie globală ar putea în cel mai rău caz să crească cu mai mult de 4 ° C, comparativ cu valoarea preindustrială până la sfârșitul anului Secolului XXI și dacă mai multe elemente de înclinare sunt activate în sistemul de consolidare a climei pământului , combinat cu o serie de bucle de feedback ireversibile. O astfel de dezvoltare ar schimba permanent imaginea pământului pe termen lung, mai ales prin schimbarea zonelor climatice și de vegetație și topirea extinsă a stratelor de gheață din Antarctica de Vest și Groenlanda, cu o creștere corespunzătoare a nivelului mării.

Mai multe studii sunt de acord că, spre deosebire de fluctuațiile climatice preindustriale, schimbările climatice actuale au loc simultan pe toate continentele, nu au fost depășite în cursul său rapid de vreo schimbare climatică din ultimii două mii de ani și probabil că nu are un exemplu comparabil în întreaga lume. Era cenozoică .

Un aspect cheie al încălzirii globale actuale este impactul său asupra următoarei faze glaciare prognozate. Tendința de răcire de ≈ 0,1 ° C pe mileniu care a început după optimul climatic al Holocenului este considerată a fi un vestitor și primul semn al unui climat apropiat de vârstă rece. Potrivit acestui fapt, în condiții naturale, următoarea perioadă glaciară ar avea loc doar în câteva zeci de mii de ani. Această perioadă, care este neobișnuit de lungă pentru un interglaciar precum Holocenul, s-ar putea extinde la mai mult de 100.000 de ani cu o concentrație constantă ridicată de CO ₂ și astfel ar putea duce la eșecul unui ciclu complet de perioadă rece. În acest context, ipoteza a fost exprimată în știință că schimbările actuale de mediu bazate pe influența umană, inclusiv o posibilă destabilizare a biosferei, ar putea cauza o condiție climatică specifică pentru care nu există un echivalent în istoria cunoscută a pământului.

Pentru o posibilă dezvoltare climatică în perioadele geologice viitoare, consultați secțiunea din articolul Paleoclimatologie → Viitorul îndepărtat .

Link-uri web

• Diagrama cronostratigrafică internațională 2020/03 (Diagrama cronostratigrafică actualizată periodic a Comisiei internaționale pentru stratigrafie )
• Climatologia istorică
• Istoria climatului Mediteranei (fișier PDF; 264 kB)
• Clima trecutului (fișier PDF; 269 kB) (UmweltWissen - Oficiul de Stat Bavarian pentru Mediu)
• DFG Science TV: „Polar Climate Archive” - Foraj în Arctica: Cercetări climatice pentru viitor - Seria video despre cercetările climatice în Arctica

literatură

Cărți în limba germană cu accent pe paleoclimatologie

• Wolfgang Oschmann: Evoluția Pământului. Istoria vieții și a pământului. utb. elementele de bază. Haupt Verlag, Berna 2016, volumul UTB nr. 4401. ISBN 978-3-8252-4401-9 .
• Peter Ward , Joe Kirschvink : O nouă poveste de viață. Cum au determinat catastrofele cursul evoluției. Deutsche Verlags Anstalt, München 2016. ISBN 978-3-421-04661-1 .
• Jens Boenigk, Sabina Wodniok: Biodiversitatea și istoria Pământului. Springer Verlag, Berlin - Heidelberg 2014 (Springer Spectrum), DOIː 10.1007 / 978-3-642-55389-9 , ISBN 978-3-642-55388-2 .
• Karl-Heinz Ludwig: O scurtă istorie a climei. De la crearea pământului până astăzi , toamna 2006, ISBN 3-406-54746-X .
• Monika Huch, Günter Warnecke, Klaus Germann (eds.): Mărturii climatice ale istoriei geologice. Perspective pentru viitor . Cu contribuții ale lui Wolfgang H. Berger, Arthur Block, Werner von Bloh, Werner Buggisch, Klaus Germann, Monika Huch, Gerhard Petschel-Held, Hans-Joachim Schellnhuber, Torsten Schwarz, Hansjörg Streif, Otto H. Wallner, Günter Warnecke, Gerold Wefer . Springer, Berlin / Heidelberg 2001, ISBN 3-540-67421-7 .
• József Pálfy: Dezastre în istoria pământului. Extincția globală a speciilor? Schweizerbart, Stuttgart 2005, ISBN 3-510-65211-8 .
• Christoph Buchal, Christian-Dietrich Schönwiese: Clima. Pământul și atmosfera sa de-a lungul veacurilor . Ed.: Fundația Wilhelm și Else Heraeus, Asociația Centrelor Germane de Cercetare Helmholtz, ediția a II-a. Hanau 2012, ISBN 978-3-89336-589-0 .
• Frank Sirocko: Istoria climei. Konrad Theiss Verlag, Stuttgart 2013, ISBN 978-3-8062-2711-6 .

Cărți în limba germană cu accent pe climatologia istorică

• Heinz Wanner: Clima și oamenii. O istorie de 12.000 de ani. Haupt Verlag, Berna. Ediția I 2016. ISBN 978-3-258-07879-3
• Elmar Buchner / Norbert Buchner: Clima și culturi. Povestea Paradisului și a Potopului. Verlag Bernhard Albert Greiner, Remshalden 2005. ISBN 3-935383-84-3
• Rüdiger Glaser : Istoria climei din Europa Centrală. 1000 de ani de vreme, climă, dezastre. Cu prognoze pentru secolul 21 , ediția a II-a Darmstadt 2008. ISBN 978-3-89678-604-3
• Christian Pfister: Prognoza meteo. 500 de ani de variații climatice și dezastre naturale (1496-1995). Paul Haupt, Berna 1999. ISBN 3-258-05696-X
• Ronald D. Gerste : Cum vremea face istorie: dezastrele și schimbările climatice din cele mai vechi timpuri până astăzi. Klett-Cotta Verlag, Stuttgart 2015. ISBN 978-3-608-94922-3
• Johannes Preiser-Kapeller : Prima recoltă și foamea mare. Clima, pandemiile și schimbarea în lumea veche până în 500 d.Hr. Mandelbaum Verlag, Viena 2021. ISBN 978385476-961-3 .
• Johannes Preiser-Kapeller : Vara lungă și mica eră de gheață. Clima, pandemiile și schimbarea în lumea veche de la 500 la 1500 d.Hr. Mandelbaum Verlag, Viena 2021. ISBN 978385476-889-0 .

Cărți în limba engleză

• Raymond S. Bradley: Paleoclimatologie. Reconstituirea climelor cuaternarului. Academic Press (Elsevier Inc.) Oxford, Amsterdam, Waltham, San Diego, ediția a treia 2015, ISBN 978-0-12-386913-5 .
• Thomas N. Cronin: Paleoclimatele: înțelegerea schimbărilor climatice din trecut și prezent. Columbia University Press, New York 2010, ISBN 978-0-231-14494-0 .
• Raymond S. Bradley, Norman Law: Schimbările climatice și societatea ; Nelson Thornes; Cheltenham 2001.
• Thomas J. Crowley, GR North, Paleoclimatology , Oxford University Press, New York, 1991.
• William F. Ruddimann: Clima Pământului - Trecut și Viitor. WH Freeman, ediția a treia 2013, ISBN 978-1-319-15400-4 .
• George R. McGhee Jr.: Giganți carboniferi și extincție în masă. Lumea epocii glaciare a paleozoicului târziu. Columbia University Press, New York 2018, ISBN 978-0-231-18097-9 .

Dovezi individuale

1. ^ I.-Juliana Sackmann, Arnold I. Boothroyd, Cathleen E. Cramer: Our Sun. III. Prezent și Viitor . (PDF) În: Jurnalul astrofizic . 418, noiembrie 1993, pp. 457-468.
2. ↑ Jacob D. Haqq-Misra, Shawn D. Domagal-Goldman, Patrick J. Kasting, James F. Kasting: A Revised, Hazy Metan Greenhouse for the Archean Earth. În: Astrobiologie. Vol. 8, nr. 6, pp. 1127-1137 (2008). doi: 10.1089 / ast.2007.0197 .
3. ↑ Nir J. Shaviv: Către o soluție la paradoxul timpuriu slab al Soarelui: un flux de raze cosmice mai mic dintr-un vânt solar mai puternic . În: Journal of Geophysical Research . 108, nr. A12, decembrie 2003. doi : 10.1029 / 2003JA009997 .
4. ↑ Anatoly D. Erlykin, David AT Harper, Terry Sloan, Arnold W. Wolfendale: Extincții în masă în ultimii 500 de ani: o cauză astronomică? . (PDF) În: Paleontologie . 60, nr. 2, martie 2017, pp. 159–167. doi : 10.1111 / pala.12283 .
5. ^ Dana L. Royer, Robert A. Berner, Isabel P. Montañez, Neil J. Tabor, David J. Beerling: CO ₂ ca factor principal al climatului fanerozoic . (PDF) În: GSA Today (American Geophysical Union) . 14, nr. 3, martie 2004, pp. 4-10. doi : 10.1130 / 1052-5173 (2004) 014 <4: CAAPDO> 2.0.CO; 2 .
6. ↑ Prezentare generală a gazelor vulcanice și a schimbărilor climatice . Programul Vulcan Hazards, USGS (SUA Geological Survey).
7. ^ Richard J. Twitchett: Paleoclimatologia , paleoecologia și analiza paleoambientală a evenimentelor de extincție în masă . (PDF) În: Paleogeografie, Paleoclimatologie, Paleoecologie . 232, nr. 2-4, martie 2006, pp. 190-213. doi : 10.1016 / j.palaeo.2005.05.019 .
8. ↑ Ben G. Mason, David M. Pyle, Clive Oppenheimer: dimensiunea și frecvența celor mai mari erupții explozive de pe Pământ . (PDF) În: Buletin de vulcanologie . 66, nr. 8, decembrie 2004, pp. 735-748. doi : 10.1007 / s00445-004-0355-9 .
9. ↑ Walter Roedel, Thomas Wagner: Fizica mediului nostru: atmosfera , Springer, Berlin / Heidelberg, ediția a 5-a 2018, ISBN 978-366254257-6 .
10. ^ Stefan Rahmstorf: Schimbările climatice - câteva fapte . În: Din politică și istoria contemporană (APuZ 47/2007).
11. ↑ Animație de către CIRES / NOAAː Reprezentarea concentrației de dioxid de carbon în atmosferă utilizând diferite scale de timp .
12. ↑ Susan Solomon, Gian-Kasper Plattner, Reto Knutti , Pierre Friedlingstein: Schimbări climatice ireversibile din cauza emisiilor de dioxid de carbon . În: PNAS . 106, nr. 6, februarie 2009, pp. 1704-1709. doi : 10.1073 / pnas.0812721106 .
13. ^ Richard E. Zeebe: Sensibilitatea climatică dependentă de timp și moștenirea emisiilor antropogene de gaze cu efect de seră . În: PNAS . 110, nr. 34, august 2013, pp. 13739-13744. doi : 10.1073 / pnas.1222843110 .
14. ↑ Clara L. Blättler, Hugh C. Jenkyns, Linda M. Reynard, Gideon M. Henderson: Creșteri semnificative ale intemperiilor globale în timpul evenimentelor anoxice oceanice 1a și 2 indicate de izotopii de calciu . (PDF) În: Pământ și scrisori de știință planetară . 309, nr. 1-2, septembrie 2011, pp. 77-88. doi : 10.1016 / j.epsl.2011.06.029 .
15. ^ V. Ramanathan, RJ Cicerone, HB Singh, JT Kiehl: Tendințele gazelor de urmărire și rolul lor potențial în schimbările climatice . (PDF) În: Journal of Geophysical Research . 90, nr. D3, iunie 1985, pp. 5547-5566. doi : 10.1029 / JD090iD03p05547 .
16. ^ Brian J. Soden, Richard T. Wetherald, Georgiy L. Stenchikov, Alan Robock: Răcirea globală după erupția Muntelui Pinatubo: un test de feedback climatic de vapori de apă . (PDF) În: Știință . 296, aprilie 2002, pp. 727-730. doi : 10.1126 / science.296.5568.727 .
17. ^ Kyle G. Pressel, Colleen M. Kaul, Tapio Schneider: Posibile tranziții climatice de la ruperea punților de stratocumul sub încălzirea cu efect de seră . În: Nature Geoscience . 12, nr. 3, martie 2019, pp. 163–167. doi : 10.1038 / s41561-019-0310-1 .
18. ↑ F. Wilhelms, H. Miller, MD Gerasimoff, C. Druecker, A. Frenzel, D. Fritzsche, H. Grobe, SB Hansen, SAE Hilmarsson, G. Hoffmann, K. Hörnby, A. Jaeschke, SS Jakobsdottir, P Juckschat, A. Karsten, L. Karsten, PR Kaufmann, T. Karlin, E. Kohlberg, G. Kleffel, A. Lambrecht, A. Lambrecht, G. Lawer, I. Schaermeli, J. Schmitt, SG Sheldon, M Takata , M. Trenke, B. Twarloh, F. Valero-Delgado, D. Wilhelms-Dick: Operația de forare profundă EPICA Dronning Maud Land . (PDF) În: Annals of Glaciology . 55, nr. 68, 2014, pp. 355-366. doi : 10.3189 / 2014AoG68A189 .
19. ↑ Melanie J. Leng, Jim D. Marshall: Interpretarea paleoclimatică a datelor izotopice stabile din arhivele de sedimente ale lacurilor . (PDF) În: Quaternary Science Reviews . 23, nr. 7-8, aprilie 2004, pp. 811-831. doi : 10.1016 / j.quascirev.2003.06.012 .
20. ↑ Christo Buizerta, Daniel Baggenstos, Wei Jiang, Roland Purtschert, Vasilii V. Petrenko, Zheng-Tian Luc, Peter Müller, Tanner Kuhl, James Lee, Jeffrey P. Severinghaus, Edward J. Brook: Radiometric ⁸¹ Kr dating identifies 120,000-year -gheață veche la ghețarul Taylor, Antarctica . În: PNAS . 111, nr. 19, mai 2014, pp. 6876-6881. doi : 10.1073 / pnas.1320329111 .
21. ↑ F. Ritterbusch, S. Ebser, J. Welte, T. Reichel, A. Kersting, R. Purtschert, W. Aeschbach-Hertig, MK Oberthaler: Apele subterane datând cu analiza urmelor capcanei atomice de ³⁹ Ar . În: Scrisori de cercetare geofizică . 41, nr. 19, octombrie 2014, pp. 6758-6764. doi : 10.1002 / 2014GL061120 .
22. ↑ James F. Kasting, Shuhei Ono: Paleoclimatele: primele două miliarde de ani . (PDF): The Royal Society Publishing, Tranzacții filozofice B . Iunie 2006. doi : 10.1098 / rstb.2006.1839 .
23. ↑ A. Mund, RJ Walker, JR Reimink, RL Rudnick, RM Gaschnig: Tungsten-182 în scoarța continentală superioară: dovezi din diamictitele glaciare . (PDF) În: Geologie chimică . 494, septembrie 2018, pp. 144–152. doi : 10.1016 / j.chemgeo.2018.07.036 .
24. ↑ Phillip W. Schmidt, George E. Williams: Paleomagnetismul formării Lorrain, Quebec, și implicații pentru latitudinea glaciației huroniene (PDF), Rezumatele cercetărilor geofizice, vol. 5, 08262, 2003
25. ↑ Robert E. Kopp, Joseph L. Kirschvink, Isaac A. Hilburn, Cody Z. Nash: Pământul cu bile de zăpadă paleoproterozoice: un dezastru climatic declanșat de evoluția fotosintezei oxigenice . În: PNAS . 102, nr. 32, iunie 2005, pp. 11131-11136. doi : 10.1073 / pnas.0504878102 .
26. ^ Heinrich D. Holland: Oxigenarea atmosferei și oceanelor . În: Tranzacții filozofic al Royal Society B . 361, nr. 1470, iunie 2006, pp. 903-915. doi : 10.1098 / rstb.2006.1838 .
27. ↑ Jochen J. Brocks, Gordon D. Love, Roger E. Summons, Andrew H. Knoll, Graham A. Logan, Stephen A. Bowden: dovezi biomarker pentru bacterii de sulf verzi și violete într-o mare paleoproterozoică stratificată . (PDF) În: Natura . 437, octombrie 2005, pp. 866-870. doi : 10.1038 / nature04068 .
28. ↑ Ming Tang, Xu Chu, Jihua Hao, Bing Shen: pauză orogenă în evul mediu al Pământului . În: Știință . 371, nr. 6530, februarie 2021, pp. 728-731. doi : 10.1126 / science.abf1876 .
29. ↑ Nick MW Roberts: Miliardul plictisitor? - Tectonica capacului, creșterea continentală și schimbările de mediu asociate supercontinentului Columbia . În: Geoscience Frontiers . 4, nr. 6, noiembrie 2013, pp. 681-691. doi : 10.1016 / j.gsf.2013.05.004 .
30. ^ Grant M. Young: supercontinentele precambriene, glaciațiile, oxigenarea atmosferică, evoluția metazoanelor și un impact care ar fi putut schimba a doua jumătate a istoriei Pământului . În: Geoscience Frontiers . 4, nr. 3, mai 2013, pp. 247-261. doi : 10.1016 / j.gsf.2012.07.003 .
31. ^ Galen P. Halverson, Ross K. Stevenson, Michelle Vokaty, André Poirier, Marcus Kunzmann, Zheng-Xiang Li, Steven W. Denyszyn, Justin V. Strauss, Francis A. Macdonald: Inundații continentale bazalt meteorizare ca un declanșator pentru Snowball Neoproterozoic Pământul . (PDF) În: Pământ și scrisori de știință planetară . 446, iulie 2016, pp. 89-99. doi : 10.1016 / j.epsl.2016.04.016 .
32. ↑ TM Gernon, TK Hincks, T. Tyrrell, EJ Rohling, MR Palmer: Chimie oceanică Snowball Earth condusă de vulcanismul ridicat al crestei în timpul ruperii Rodinia . (PDF) În: Nature Geoscience . 9 ianuarie 2016, pp. 242–248. doi : 10.1038 / ngeo2632 .
33. ^ ^{A b} Richard J. Squire, Ian H. Campbell, Charlotte M. Allen, Christopher JL Wilson: S -a declanșat suprafața transgondwaneană radiația explozivă a animalelor de pe Pământ? . (PDF) În: Pământ și scrisori de știință planetară . 250, nr. 1-2, octombrie 2006, pp. 116-133. doi : 10.1016 / j.epsl.2006.07 .
34. ^ Philip Allen și James Etienne: provocare sedimentară pentru Snowball Earth. Nature Geoscience, 1, pp. 817-825, 2008.
35. ^ Dorian S. Abbot, Raymond T. Pierrehumbert: Mudball: Surface surface and Snowball Earth deglaciation . În: Journal of Geophysical Research . 115, nr. D3, februarie 2010. doi : 10.1029 / 2009JD012007 .
36. ^ Frank A. Corsetti, Stanley M. Awramik, David Pierce: O microbiota complexă din bulgări de zăpadă vremuri de pe Pământ: microfosile din formațiunea neoproterozoică Kingston Peak, Death Valley, SUA . În: PNAS . 100, nr. 8, aprilie 2003, pp. 4399-4404. doi : 10.1073 / pnas.0730560100 .
37. ^ Judy P. Pu, Samuel A. Bowring, Jahandar Ramezani, Paul Myrow, Timothy D. Raub, Ed Landing, Andrea Mills, Eben Hodgin, Francis A. Macdonald: Dodging bulgări de zăpadă: Geocronologia glaciației Gaskiers și prima apariție a Ediacaran biota . (PDF) În: Geologie . 44, nr. 11, noiembrie 2016, pp. 955-958. doi : 10.1130 / G38284.1 .
38. ↑ Jennifer L. Morris, Mark N. Puttick, James W. Clark, Dianne Edwards, Paul Kenrick, Silvia Pressel, Charles H. Wellman, Ziheng Yang, Harald Schneider, Philip CJ Donoghue: Timescala evoluției timpurii a plantelor terestre . (PDF) În: PNAS . 115, nr. 10, februarie 2018, pp. 2274–2283. doi : 10.1073 / pnas.1719588115 .
39. ^ Benjamin C. Gill, Timothy W. Lyons, Seth A. Young, Lee R. Kump, Andrew H. Knoll, Matthew R. Saltzman: Dovezi geochimice pentru o euinie răspândită în oceanul Cambrian ulterior . În: Natura . 469, ianuarie 2011, pp. 80-83. doi : 10.1038 / nature09700 .
40. ↑ F. Jourdan, K. Hodges, B. Sell, U. Schaltegger, MTD Wingate, LZ Evins, U. Söderlund, PW Haines, D. Phillips, T. Blenkinsop: Datare de înaltă precizie a marii provincii magmatice Kalkarindji, Australia , și sincronie cu dispariția Cambrianului timpuriu-mediu (Etapa 4-5) . (PDF) În: Geologie . 42, nr. 6, iunie 2014, pp. 543-546. doi : 10.1130 / G35434.1 .
41. ^ Samuel L. Goldberg, Theodore M. Present, Seth Finnegan, Kristin D. Bergmann: O înregistrare de înaltă rezoluție a climei paleozoice timpurii . (PDF) În: PNAS . 118, nr. 6, februarie 2021. doi : 10.1073 / pnas.2013083118 .
42. ↑ Birger Schmitz, Kenneth A. Farley, Steven Goderis, Philipp R. Heck, Stig M. Bergström, Samuele Boschi, Philippe Claeys, Vinciane Debaille, Andrei Dronov, Matthias van Ginneken, David AT Harper, Faisal Iqbal, Johan Friberg, Shiyong Liao , Ellinor Martin, Matthias MM Meier, Bernhard Peucker-Ehrenbrink, Bastien Soens, Rainer Wieler, Fredrik Terfelt: Un extraterestru de declanșare pentru vârsta la mijlocul Ordovician gheață: Praful de la destramarea corpului parinte-L chondrite . În: Science Advances . 5, nr. 9, septembrie 2019. doi : 10.1126 / sciadv.aax4184 .
43. ↑ Timothy M. Lenton, Michael Crouch, Martin Johnson, Nuno Pires, Liam Dolan: Primele plante au răcit Ordovicianul . (PDF) În: Nature Geoscience . 5, februarie 2012, pp. 86-89. doi : 10.1038 / ngeo1390 .
44. ↑ P. Porada, TM Lenton, A. Pohl, B. Weber, L. Mander, Y. Donnadieu, C. Beer, U. Pöschl, A. Kleidon: potențial ridicat pentru intemperii și efecte climatice ale vegetației non-vasculare în Târziu Ordovician . (PDF) În: Nature Communications . 7 august 2016. doi : 10.1038 / ncomms12 .
45. ↑ Thijs RA Vandenbroucke, Howard A. Armstrong, Mark Williams, Florentin Paris, Jan A. Zalasiewicz, Koen Sabbe, Jaak Nõlvak, Thomas J. Challands, Jacques Verniers, Thomas Servais: Polar front shift and atmosferic CO ₂ during the glacial maximum of casa de gheață paleozoică timpurie . (PDF) În: PNAS . 107, nr. 34, august 2010, pp. 14983-14986.
46. ↑ David AT Hapera, Emma U. Hammarlund, Christian M. Ø. Rasmussen: sfârșitul extincțiilor ordovicianice: o coincidență a cauzelor . (PDF) În: Gondwana Research (Elsevier) . 25, nr. 4, mai 2014, pp. 1294-1307. doi : 10.1016 / j.gr.2012.12.021 .
47. ↑ David PG Bond, Stephen E. Grasby: Despre cauzele extincțiilor în masă . În: Paleogeografie, Paleoclimatologie, Paleoecologie . 478, nr. 15, iulie 2017, pp. 3-29. doi : 10.1016 / j.palaeo.2016.11.005 .
48. ↑ Seth A. Young, Matthew R. Saltzman, Kenneth A. Foland, Jeff S. Linder, Lee R. Kump: O scădere majoră a apei de mare ⁸⁷ Sr / ⁸⁶ Sr în timpul Ordovicianului Mijlociu (Darriwilian): Legături cu vulcanismul și clima? . În: Geologie . 37, nr. 10, 2009, pp. 951-954. doi : 10.1130 / G30152A.1 .
49. ↑ Emma U. Hammarlund, Tais W. Dahl, David AT Harper, David PG Bond, Arne T. Nielsen, Christian J. Bjerrum, Niels H. Schovsbo, Hans P. Schönlaub, Jan A. Zalasiewicz, Donald E. Canfield : A motor sulfidic pentru sfârșitul extincției în masă ordoviciană . (PDF) În: Pământ și scrisori de știință planetară . 331-332, mai 2012, pp. 128-139. doi : 10.1016 / j.epsl.2012.02.024 .
50. ↑ Thijs RA Vandenbroucke, Poul Emsbo, Axel Munnecke, Nicolas Călugărițe, Ludovic Duponchel, Kevin Lepot, Melesio Quijada, Florentin Paris, Thomas Servais, Wolfgang Kiessling: malformațiilor metal-induse în plancton paleozoic precoce sunt vestitorii extincții în masă . În: Nature Communications . 6 august 2015. doi : 10.1038 / ncomms8966 .
51. ↑ John A. Long, Ross R. Large, Michael SY Lee, Michael J. Benton, Leonid V. Danyushevsky, Luis M. Chiappe, Jacqueline A. Halpin, David Cantrill, Bernd Lottermoser: Reducerea severă a seleniului în oceanele fanerozoice ca factor în trei evenimente globale de dispariție în masă . (PDF) În: Gondwana Research . 36, august 2016, pp. 209-218. doi : 10.1016 / j.gr.2015.10.001 .
52. ^ Gérard M. Stampfli, Jürgen F. von Raumer, Gilles D. Borel: Paleozoic evolution of pre-Variscan terranes: From Gondwana to the Variscan collision . (PDF) În: Geological Society of America Special Paper . 364, 2002, pp. 263-280.
53. ↑ Bradley D. Cramer, Daniel J. Condon, Ulf Söderlund, Carly Marshall, Graham J. Worton, Alan T. Thomas, Mikael Calner, David C. Ray, Vincent Perrier, Ian Boomer, P. Jonathan Patchett, Lennart Jeppsson: U -Constrângeri de vârstă Pb (zircon) asupra calendarului și duratei colapsului și recuperării paleocomunității Wenlock (Silurian) în timpul „Marii Crize” . (PDF) În: Geological Society of America (Buletin) . 124, nr. 11-12, octombrie 2012, pp. 1841-1857. doi : 10.1130 / B30642.1 .
54. ↑ Štěpán Manda, Jiří Frýda: Evenimente limită Silurian-Devonian și influența lor asupra evoluției cefalopodelor: semnificația evolutivă a dimensiunii ouălor de cefalopod în timpul extincțiilor în masă . (PDF) În: Buletinul Geoștiințelor . 85, nr. 3, 2010, pp. 513-540. doi : 10.3140 / bull.geosci.1174 .
55. ↑ Christopher M. Berry, John EA Marshall: Păduri licopside în zona paleoequatorială devoniană târzie timpurie din Svalbard . În: Geologie . 43, nr. 12, decembrie 2015, pp. 1043-1046. doi : 10.1130 / G37000.1 .
56. ^ ^{A b} Susan M. Rimmer, Sarah J. Hawkins, Andrew C. Scott, Walter L. Cressler III: Creșterea focului: cărbune fosil în șisturile marine devoniene târzii ca indicator al expansiunii ecosistemelor terestre, a focului și a schimbărilor atmosferice . (PDF) În: American Journal of Science . 315, nr. 8, octombrie 2015, pp. 713-733. doi : 10.2475 / 08.2015.01 .
57. ↑ RT Becker, P. Königshof, CE Brett: Clima devoniană, nivelul mării și evenimentele evolutive: o introducere . (PDF) În: Geological Society, Londra, publicații speciale . 423, august 2016, pp. 1-10. doi : 10.1144 / SP423.15 .
58. ^ "Criza biotică din Devonianul mediu spre superior", vezi Thomas J. Algeo, Stephen E. Scheckler: Teleconexiuni terestre-marine în Devonian: legături între evoluția plantelor terestre, procesele meteorologice și evenimentele anoxice marine. În: Philosophical Transactions of the Royal Society of London B (Biological Sciences). 353, nr. 1365, 1998, pp. 113-130, doi : 10.1098 / rstb.1998.0195
59. ↑ Marina Kloppischː Comparație organico -geochimică a rocilor selectate de la granița Frasnium / Famennium (Oberdevon) în landul Bergisches și Eifel (PDF). Rapoarte de la Forschungszentrum Jülich, Institutul pentru Chimie și Dinamica Geosferei, 2002.
60. ↑ David De Vleeschouwer, Micha Rakociński, Grzegorz Racki, David PG Bond, Katarzyna Sobień, Philippe Claeys: Ritmul astronomic al schimbărilor climatice devoniene târzii (secțiunea Kowala, Munții Sfintei Cruci, Polonia) . (PDF) În: Pământ și scrisori de știință planetară . 365, martie 2013, pp. 25-37. doi : 10.1016 / j.epsl.2013.01.016 .
61. ^ Sarah K. Carmichael, Johnny A. Waters, Cameron J. Batchelor, Drew M. Coleman, Thomas J. Suttner, Erika Kido, LM Moore, Leona Chadimová: Instabilitate climatică și puncte de basculare în Devonianul târziu: Detectarea evenimentului Hangenberg într-un arc insular oceanic deschis în Centura Orogenică din Asia Centrală . (PDF) În: Gondwana Research . 32, aprilie 2016, pp. 213-231. doi : 10.1016 / j.gr.2015.02.009 .
62. ^ Brian D. Fields, Adrian L. Melott, John Ellis, Adrienne F. Ertel, Brian J. Fry, Bruce S. Lieberman, Zhenghai Liu, Jesse A. Miller, Brian C. Thomas: Supernova declanșează extincțiile din Devonianul final . În: PNAS . August 2020. doi : 10.1073 / pnas.2013774117 .
63. ↑ Grzegorz Racki, Michał Rakociński, Leszek Marynowski, Paul B. Wignall: Îmbogățiri cu mercur și criza biotică Frasnian-Famenniană: s-a dovedit un declanșator vulcanic? . (PDF) În: Geologie . 46, nr. 6, iunie 2018, pp. 543-546. doi : 10.1130 / G40233.1 .
64. ↑ J. Ricci, X. Quidelleur, V. Pavlov, S. Orlov, A. Shatsillo, V. Courtillot: New ⁴⁰ Ar / ³⁹ Ar și K-Ar age of the Viluy pièges (Siberia de Est): Alte dovezi ale unei relații odată cu dispariția în masă Frasnian-Famennian . (PDF) În: Paleogeografie, Paleoclimatologie, Paleoecologie . 386, septembrie 2013, pp. 531-540. doi : 10.1016 / j.palaeo.2013.06.020 .
65. ↑ Leszek Marynowski, Michał Zatoń, Michał Rakociński, Paweł Filipiak, Slawomir Kurkiewicz, Tim J. Pearce: Descifrarea mediilor de depoziție a familiilor superioare Hangenberg Black Shale bazate pe înregistrări multi-proxy . (PDF) În: Paleogeografie, Paleoclimatologie, Paleoecologie . 346-347, august 2012, pp. 66-86. doi : 10.1016 / j.palaeo.2012.05.020 .
66. ^ ^{A b} Sandra Isabella Kaiser, Markus Aretz, Ralph Thomas Becker: The Global Hangenberg Crisis (Devonian - Carboniferous transition): review of a first-order extinction mass . (PDF) În: Geological Society, Londra, publicații speciale . 423, august 2016, pp. 387-437.
67. ↑ ^{a b c} John L. Isbell, Lindsey C. Henry, Erik L. Gulbranson, Carlos O. Limarino, Margaret L. Fraiser, Zelenda J. Koch, Patricia L. Ciccioli, Ashley A. Dineen: Glacial paradoxes during the late Paleozoic epoca de gheață: Evaluarea altitudinii liniei de echilibru ca control al glaciației . (PDF) În: Gondwana Research . 22, nr. 1, iulie 2012, pp. 1-19. doi : 10.1016 / j.gr.2011.11.005 .
68. ↑ Gerilyn S. Soreghan, Dustin E. Sweet, Nicholas G. Heaven: Upland Glaciation in Tropical Pangea: Geologic Evidence and Implications for Late Paleozoic Climate Modeling . (PDF) În: Jurnalul de Geologie . 122, nr. 2, martie 2014, pp. 137-163. doi : 10.1086 / 675255 .
69. ↑ Isabel P. Montañez, Jennifer C. McElwain, Christopher J. Poulsen, Joseph D. White, William A. DiMichele, Jonathan P. Wilson, Galen Griggs, Michael T. Hren: Climate, pCO ₂ și legături ale ciclului de carbon terestru în timpul târziu Cicluri paleozoice glaciare - interglaciare . (PDF) În: Nature Geoscience . 9, nr. 11, noiembrie 2016, pp. 824-828. doi : 10.1038 / ngeo2822 .
70. ↑ Vladimir I. Davydov, James L. Crowley, Mark D. Schmitz, Vladislav I. Poletaev: Calibrarea vârstei zirconului de înaltă precizie U-Pb a scării globale a timpului carbonifer și ciclismului benzii Milankovitch în bazinul Donets, estul Ucrainei . (PDF) În: Geochimie, Geofizică, Geosisteme . 11, nr. 1, februarie 2010. doi : 10.1029 / 2009GC002736 .
71. ^ William A. DiMichele: Dinamica vegetațională Wetland-Dryland în zona tropicală a epocii glaciare a Pennsilvaniei . (PDF) În: International Journal of Plant Science . 175, nr. 2, februarie 2014, pp. 123-164. doi : 10.1086 / 675235 .
72. ↑ Erik L. Gulbranson, Isabel P. Montañez, Neil J. Tabor, C. Oscar Limarino: Aridificare tardivă a pensilvaniei pe marginea sud-vestică a Gondwanei (Bazinul Paganzo, NW Argentina): O expresie regională a unei perturbări climatice globale . (PDF) În: Paleogeografie, Paleoclimatologie, Paleoecologie . 417, ianuarie 2015, pp. 220-235. doi : 10.1016 / j.palaeo.2014.10.029 .
73. ↑ ^{a b} Borja Cascales-Miñana și Christopher J. Cleal: înregistrările fosile ale plantelor reflectă doar două evenimente mari de dispariție . În: Terra Nova . 26, nr. 3, 2013, pp. 195-200. doi : 10.1111 / ter.12086 .
74. ^ William A. DiMichele, Neil J. Tabor, Dan S. Chaney, W. John Nelson: De la zone umede la pete umede: urmărirea mediului și soarta elementelor carbonifere în florile tropicale permiene timpurii . (PDF) În: GSA (Geological Society of America) . Special Paper 399, 2006, pp. 223-248. doi : 10.1130 / 2006.2399 (11) .
75. ↑ Sarda Sahney, Michael Benton, Howard J. Falcon-Lang: prăbușirea pădurii tropicale a declanșat diversificarea tetrapodelor din Pensilvania în Euramerica . (PDF) În: Geologie . 38, nr. 12, noiembrie 2010, pp. 1079-1082. doi : 10.1130 / G31182.1 .
76. ↑ Emma M. Dunne, Roger A. Close, David J. Button, Neil Brocklehurst, Daniel D. Cashmore, Graeme T. Lloyd, Richard J. Butler: Schimbarea diversității în timpul creșterii tetrapodelor și impactul colapsului pădurii tropicale carbonifere ': O expresie regională a unei perturbări climatice globale . În: Proceedings of the Royal Society B (Științe biologice) . 285, nr. 1972, februarie 2018. doi : 10.1098 / rspb.2017.2730 .
77. ↑ Alexander J. Hetherington, Joseph G. Dubrovsky, Liam Dolan: Unique Cellular Organization in the Oldest Root Meristem . În: Biologie actuală . 26, nr. 12, iunie 2016, pp. 1629–1633. doi : 10.1016 / j.cub.2016.04.072 .
78. ^ Peter Franks: Noi constrângeri asupra concentrației atmosferice de CO ₂ pentru fanerozoic . (PDF) În: Scrisori de cercetare geofizică . 31, nr. 13, iulie 2014. doi : 10.1002 / 2014GL060457 .
79. ↑ Arthropleura armata este fosila anului 2015 . Societatea paleontologică
80. ↑ Andrew C. Scott, Timothy P. Jones: Natura și influența focului în ecosistemele carbonifere . În: Paleogeografie, Paleoclimatologie, Paleoecologie . 106, nr. 1-4, ianuarie 1994, pp. 91-112. doi : 10.1016 / 0031-0182 (94) 90005-1 .
81. ↑ Peter Ward, Joe Kirschvink: O nouă poveste de viață. Cum au determinat catastrofele cursul evoluției , Deutsche Verlags Anstalt, München 2016, ISBN 978-3-421-04661-1 , p. 443 f.
82. ↑ Frank Körnerː Modele climatice și de sedimentare ale peri-tetianului, permian continental - Studii interdisciplinare asupra paturilor roșii din bazinul Lodève (S-Franța). Facultatea de Geoștiințe, Geotehnică și Mină a Universității Tehnice Bergakademie Freiberg, 2005. (PDF)
83. ^ Georg Feulner: Formarea majorității cărbunelui nostru a adus Pământul aproape de glaciația globală . În: PNAS . 114, nr. 43, octombrie 2017, pp. 11333–11337. doi : 10.1073 / pnas.1712062114 .
84. ↑ David PG Bond, Paul B. Wignall, Michael M. Joachimski, Yadong Sun, Ivan Savov, Stephen E. Grasby, Benoit Beauchamp, Dierk PG Blomeier: O dispariție bruscă în Permianul Mijlociu (Capitanian) al Tărâmului Boreal (Spitsbergen) și legătura sa cu anoxia și acidificarea . (PDF) În: Geological Society of America Bulletin . Aprilie 2015. doi : 10.1130 / B31216.1 .
85. ↑ He Bin, Yi-Gang Xu, Xiao-Long Huang, Zhen-Yu Luo, Yu-Ruo Shi, Qi-Jun Yang, Song-Yue Yu: Vârsta și durata vulcanismului de inundații Emeishan, China de Sud: Geochimie și zircon SHRIMP Datarea U-Pb a ignimbritelor silicice, a formațiunii post-vulcanice Xuanwei și a tufului de lut la secțiunea haotică . (PDF) În: Pământ și scrisori de știință planetară . 255, martie 2007, pp. 306-323. doi : 10.1016 / j.epsl.2006.12.021 .
86. ↑ Stephen E. Grasby, Hamed Sanei, Benoit Beauchamp: Dispersarea catastrofală a cenușii zburătoare de cărbune în oceane în timpul celei mai recente dispariții permiene . (PDF) În: Nature Geoscience . 4, februarie 2011, pp. 104-107. doi : 10.1038 / ngeo1069 .
87. ^ LT Elkins-Tanton, SE Grasby, BA Black, RV Veselovskiy, OH Ardakani, F. Goodarzi: Dovezi de teren pentru combustia cărbunelui leagă capcanele siberiene de 252 Ma cu întreruperea globală a carbonului . (PDF) În: Geologie . 48, iunie 2020. doi : 10.1130 / G47365.1 .
88. ↑ Michael M. Joachimski, Xulong Lai, Shuzhong Shen, Haishui Jiang, Genming Luo, Bo Chen, Jun Chen și Yadong Sun: Încălzirea climei în cea mai recentă extincție în masă Permian și Permian - Triasic . În: Geologie . 40, nr. 3, ianuarie 2012, pp. 195-198. doi : 10.1130 / G32707.1 .
89. ↑ Yadong Sun, Michael M. Joachimski, Paul B. Wignall, Chunbo Yan, Yanlong Chen, Haishui Jiang, Lina Wang, Xulong Lai: temperaturi fierbinți letale în timpul primei sere triasice . În: Știință . Nr. 366, octombrie 2012. doi : 10.1126 / science.1224126 .
90. ^ Extincții în masă: Peter Ward : Microbii lovesc înapoi, New Scientist 9 februarie 2008; Spiegel, 2009 .
91. ^ Daniel H. Rothman, Gregory P. Fournier, Katherine L. French, Eric J. Alm, Edward A. Boyle, Changqun Cao, Roger E. Convocări: explozie metanogenă în ciclul carbonului final din Permian. În: PNAS. 2014, doi: 10.1073 / pnas.1318106111 .
92. ↑ Shu-Zhong Shen, Jahandar Ramezani, Jun Chen, Chang-Qun Cao, Douglas H. Erwin, Hua Zhang, Lei Xiang, Shane D. Schoepfer, Charles M. Henderson, Quan-Feng Zheng, Samuel A. Bowring, Yue Wang , Xian-Hua Li, Xiang-Dong Wang, Dong-Xun Yuan, Yi-Chun Zhang, Lin Mu, Jun Wang, Ya-Sheng Wu: O dispariție bruscă în masă permiană în sudul Chinei . În: Buletinul GSA (The Geological Society of America) . Septembrie 2018. doi : 10.1130 / B31909.1 .
93. ^ Seth D. Burgess, Samuel A. Bowring, Shuzong Shen: cronologie de înaltă precizie pentru cea mai severă dispariție a Pământului . În: PNAS . 111, nr. 9, 2014. doi : 10.1073 / pnas.1317692111 .
94. ↑ Zhong-Qiang Chen, Michael J. Benton: Momentul și modelul recuperării biotice după extincția în masă a Permianului . (PDF) În: Nature Geoscience . 5, nr. 6, iunie 2012, pp. 375-383. doi : 10.1038 / ngeo1475 .
95. ↑ Michael J. Benton, Andrew J. Newell: Impactul încălzirii globale asupra ecosistemelor terestre Permo-Triasice . (PDF) În: Gondwana Research . 25, nr. 4, mai 2014, pp. 1308-1337. doi : 10.1016 / j.gr.2012.12.010 .
96. ↑ Jessica H. Whiteside, Sofie Lindström, Randall B. Irmis, Ian J. Glasspool, Morgan F. Schaller, Maria Dunlavey, Sterling J. Nesbitt, Nathan D. Smith, Alan H. Turner: Instabilitatea extremă a ecosistemului a suprimat dominanța dinozaurilor tropicali pentru 30 de milioane de ani . În: PNAS . 112, nr. 26, iunie 2015, pp. 7909-7913. doi : 10.1073 / pnas.1505252112 .
97. ^ Tran T. Huynh, Christopher J. Poulsen: Creșterea CO ₂ atmosferică ca posibil declanșator al extincției în masă a triasicului final . (PDF) În: Paleogeografie, Paleoclimatologie, Paleoecologie . 217, nr. 3-4, februarie 2005, pp. 223-242. doi : 10.1016 / j.palaeo.2004.12.004 .
98. ↑ ^{a b} Guillaume Dera, Benjamin Brigaud, Fabrice Monna, Rémi Laffont, Emmanuelle Pucéat, Jean-François Deconinck, Pierre Pellenard, Michael M. Joachimski, Christophe Durlet: Haosuri și coborâșuri climatice într-o lume jurasică tulburată . (PDF) În: Geologie . 53, nr. 3, martie 2011, pp. 215-218. doi : 10.1130 / G31579.1 .
99. ↑ Jessica H. Whiteside, Paul E. Olsen, Timothy Eglinton, Michael E. Brookfield, Raymond N. Sambrotto: izotopii de carbon specifici compușilor din cele mai mari inundații ale erupțiilor bazaltice ale Pământului legate direct de dispariția în masă a triasicului final . În: PNAS . 107, nr. 15, aprilie 2010, pp. 6721-6725. doi : 10.1073 / pnas.1001706107 .
100. ↑ JHFL Davies, H. Bertrand, N. Youbi, M. Ernesto, U. Schaltegger: Extincția de masă end-triasică începută de activitatea intruzivă CAMP . În: Nature Communications . 8 mai 2017. doi : 10.1038 / ncomms15596 .
101. ↑ Thea H. Heimdal, Henrik. H. Svensen, Jahandar Ramezani, Karthik Iyer, Egberto Pereira, René Rodrigues, Morgan T. Jones, Sara Callegaro: Amplasarea pe scară largă a pragului în Brazilia ca factor declanșator al crizei de la sfârșitul triasicului . În: Nature Scientific Reports . 8 ianuarie 2018. doi : 10.1038 / s41598-017-18629-8 .
102. ↑ Sylvain Richoz, Bas van de Schootbrugge, Jörg Pross, Wilhelm Püttmann, Tracy M. Quan, Sofie Lindström, Carmen Heunisch, Jens Fiebig, Robert Maquil, Stefan Schouten, Christoph A. Hauzenberger, Paul B. Wignall: otrăvire cu sulf de hidrogen a superficialului mări după dispariția sfârșitului triasic . (PDF) În: Nature Geoscience . 5, august 2012, pp. 662-667. doi : 10.1038 / NGEO1539 .
103. ↑ Yannick Donnadieu, Gilles Dromart, Yves Goddéris, Emmanuelle Pucéat, Benjamin Brigaud, Guillaume Dera, Christophe Dumas, Nicolas Olivier: Un mecanism pentru scurte episoade glaciare în sera mezozoică . În: Paleoceanografie (Uniunea Geofizică Americană) . 26, nr. 3, septembrie 2011. doi : 10.1029 / 2010PA002100 .
104. ↑ G. Dromart, J.-P. Garcia, S. Picard, F. Atrops, C. Lécuyer, SMF Sheppard: Epoca de gheață la tranziția Jurasicului mijlociu-târziu? . (PDF) În: Pământ și scrisori de știință planetară . 213, nr. 3-4, august 2003, pp. 205-220. doi : 10.1016 / S0012-821X (03) 00287-5 .
105. ↑ Hubert Wierzbowski, Mikhail A. Rogov, Bronisław A. Matyja, Dmitry Kiselev, Alexei Ippolitov: Jurasic mediu - superior (Callovian superior - Kimmeridgian inferior) izotop stabil și înregistrări elementare ale Platformei ruse: Indici de schimbări oceanografice și climatice . (PDF) În: Schimbare globală și planetară . 107, 2013, pp. 196-212. doi : 10.1016 / j.gloplacha.2013.05.011 .
106. ↑ Bilal U. Haq: Variații la nivelul mării jurasice: o reevaluare . (PDF) În: GSA Today (Geological Society of America) . 28, nr. 1, ianuarie 2018, pp. 4-10. doi : 10.1130 / GSATG359A.1 .
107. ^ William W. Hay: Către înțelegerea climatului cretacic - O revizuire actualizată . În: Științele Pământului (Science China) . 60, nr. 1, noiembrie 2016, pp. 5-19. doi : 10.1007 / s11430-016-0095-9 .
108. ↑ Jean-Baptiste Ladant, Yannick Donnadieu: Reglarea paleogeografică a evenimentelor glaciare din timpul super serei Cretacice . (PDF) În: Nature Communications . 7 septembrie 2016. doi : 10.1038 / ncomms1277 .
109. ^ Benjamin J. Fletcher, Stuart J. Brentnall, Clive W. Anderson, Robert A. Berner, David J. Beerling: dioxidul de carbon atmosferic legat de schimbările climatice mezozoice și cenozoice timpurii . (PDF) În: Nature Geoscience . 1, ianuarie 2008, pp. 43-48. doi : 10.1038 / ngeo.2007.29 .
110. ↑ Madison East, R. Dietmar Müller, Simon Williams, Sabin Zahirovic, Christian Heine: Istoria subducției dezvăluie superfluxul de plăci cretacice ca o posibilă cauză a pulsului plumii din Cretacicul mediu și a evenimentelor de superswell . (PDF) În: Gondwana Research . 79, martie 2020, pp. 125-139. doi : 10.1016 / j.gr.2019.09.001 .
111. ↑ Yongdong Wang, Chengmin Huang, Bainian Sun, Cheng Quan, Jingyu Wu, Zhicheng Lin: tendințe de variație Paleo-CO ₂ și climatul de seră Cretacic . (PDF) În: Earth-Science Reviews . 129, februarie 2014, pp. 136-147. doi : 10.1016 / j.earscirev.2013.11.001 .
112. ↑ Madison East, R. Dietmar Müller, Simon Williams, Sabin Zahirovic, Christian Heine: Durata și magnitudinea evenimentelor reci din Cretacic: dovezi din latitudinea înaltă nordică . (PDF) În: Geological Society of America (GSA Bulletin) . 131, nr. 11-12, noiembrie 2019, pp 1979-1994. doi : 10.1130 / B35074.1 .
113. ^ NF Alley, SB Hore, LA Frakes: Glaciații la latitudinea înaltă a Australiei de Sud în timpul Cretacicului timpuriu . În: Australian Journal of Earth Sciences (Geological Society of Australia) . Aprilie 2019. doi : 10.1080 / 08120099.2019.1590457 .
114. ↑ James S. Eldrett, Ian Jarvis, John S. Lignum, Darren R. Grätze, Hugh C. Jenkyns, Martin A. Pearce: Depunere de șist negru, retragere atmosferică de CO ₂ și răcire în timpul evenimentului anoxic oceanic cenomanian-turonian . În: Paleoceanografie și Paleoclimatologie . 26, nr. 3, septembrie 2011. doi : 10.1029 / 2010PA002081 .
115. ↑ Valentin Fischer, Nathalie Bardet, Roger BJ Benson, Maxim S. Arkhangelsky, Matt Friedman: Extincția reptilelor marine în formă de pește asociate cu rate evolutive reduse și volatilitate globală a mediului . În: Comunicațiile naturii . 7 martie 2016. doi : 10.1038 / ncomms10825 .
116. ↑ Vanessa C. Bowman, Jane E. Francis, James B. Riding: Cretacic târziu gheață marină de iarnă în Antarctica? . (PDF) În: Geologie . 41, nr. 12, decembrie 2013, pp. 1227-1230. doi : 10.1130 / G34891.1 .
117. ↑ Margret Steinthorsdottir, Vivi Vajda, Mike Poled: Tendințe globale ale pCO ₂ peste granița Cretacic - Paleogen susținută de prima reconstrucție pCO ₂ bazată pe proxy stomatic din emisfera sudică . În: Paleogeografie, Paleoclimatologie, Paleoecologie . 464, decembrie 2016, pp. 143–152. doi : 10.1016 / j.palaeo.2016.04.033 .
118. ↑ G. Keller, T. Adatte, W. Stinnesbeck, M. Rebolledo-Vieyra, JU Fucugauchi, U. Kramar, Doris Stüben: Impactul Chicxulub este anterior extincției în masă a limitelor KT . În: PNAS . 101, nr. 11, martie 2004, pp. 3753-3758. doi : 10.1073 / pnas.0400396101 .
119. ^ Pincelli M. Hull, André Bornemann, Donald E. Penman, Michael J. Henehan, Richard D. Norris, Paul A. Wilson, Peter Blum, Laia Alegret, Sietske J. Batenburg, Paul R. Bown, Timothy J. Bralower, Cecile Cournede, Alexander Deutsch, Barbara Donner, Oliver Friedrich, Sofie Jehle, Hojung Kim, Dick Kroon, Peter C. Lippert, Dominik Loroch, Iris Moebius, Kazuyoshi Moriya, Daniel J. Peppe, Gregory E. Ravizza, Ursula Röhl, Jonathan D Schueth, Julio Sepúlveda, Philip F. Sexton, Elizabeth C. Sibert, Kasia K. Śliwińska, Roger E. Summons, Ellen Thomas, Thomas Westerhold, Jessica H. Whiteside, Tatsuhiko Yamaguchi, James C. Zachos: On impact and vulcanism across the Limita Cretacic-Paleogen . (PDF) În: Știință . 367, nr. 6475, ianuarie 2020, pp. 266-272. doi : 10.1126 / science.aay5055 .
120. ↑ Steven Goderis, Honami Sato, Ludovic Ferrière, Birger Schmitz, David Burney, Pim Kaskes, Johan Vellekoop, Axel Wittmann, Toni Schulz, Stepan M. Chernonozhkin, Philippe Claeys, Sietze J. de Graaff, Thomas Déhais, Niels J. de Winter , Mikael Elfman, Jean-Guillaume Feignon, Akira Ishikawa, Christian Koeberl, Per Kristiansson, Clive R. Neal, Jeremy D. Owens, Martin Schmieder, Matthias Sinnesael, Frank Vanhaecke, Stijn JM Van Malderen, Timothy J. Bralower, Sean PS Gulick , David A. Kring, Christopher M. Lowery, Joanna V. Morgan, Jan Smit24, Michael T. Whalen, IODP-ICDP Expedition 364 Oamenii de știință: Stratul de iridiu distribuit global conservat în structura de impact Chicxulub . În: Science Advances . 7, nr. 9, februarie 2021. doi : 10.1126 / sciadv.abe3647 .
121. ^ Douglas S. Robertson, Malcolm C. McKenna, Owen B. Toon, Sylvia Hope, Jason A. Lillegraven: Survival in the first hours of the Cenozoic . (PDF) În: Geological Society of America (GSA Bulletin) . 116, nr. 5/6, pp. 760-768. doi : 10.1130 / B25402.1 .
122. ^ Douglas S. Robertson, William M. Lewis, Peter M. Sheehan, Owen B. Toon: Reevaluarea ipotezei focului de căldură . În: Journal of Geophysical Research: Biogeoscience . 110, nr. 1, martie 2013, pp. 329–336. doi : 10.1002 / jgrg.20018 .
123. ↑ Julia Brugger, Georg Feulner, Stefan Petri: Iubito, e frig afară: Simulări climatice ale efectelor impactului asteroidului la sfârșitul Cretacicului . În: Scrisori de cercetare geofizică . 44, nr. 1, ianuarie 2017, pp. 419-427. doi : 10.1002 / 2016GL072241 .
124. ↑ Michael J. Henehan, Andy Ridgwell, Ellen Thomas, Shuang Zhang, Laia Alegret, Daniela N. Schmidt, James WB Rae, James D. Witts, Neil H. Landman, Sarah E. Greene, Brian T. Huber, James R. Super, Noah J. Planavsky, Pincelli M. Hull: acidificarea rapidă a oceanului și recuperarea prelungită a sistemului Pământ au urmat impactul final al Cretacicului Chicxulub . În: PNAS . 116, nr. 43, octombrie 2019. doi : 10.1073 / pnas.1905989116 .
125. ^ Gregory P. Wilson: Mamifere peste granița K / Pg din nord-estul Montanei, SUA: morfologia dentară și modelele de dimensiuni ale corpului dezvăluie selectivitatea extinctiei și umplerea ecospazială alimentată de imigranți . (PDF) În: Paleobiologie . 39, nr. 3, mai 2013, pp. 429-469. doi : 10.1666 / 12041 .
126. ↑ Jennifer B. Kowalczyk, Dana L. Royer, Ian M. Miller, Clive W. Anderson, David J. Beerling, Peter J. Franks, Michaela Grein, Wilfried Konrad, Anita Roth - Nebelsick, Samuel A. Bowring, Kirk R. Johnson, Jahandar Ramezani: Estimări multiple ale proxy-ului CO ₂ atmosferic dintr-o pădure tropicală paleocenică timpurie . (PDF) În: Paleoceanografie și Paleoclimatologie . 33, nr. 12, decembrie 2018, pp. 1427–1438. doi : 10.1029 / 2018PA003356 .
127. ↑ Christopher J. Hollis, Michael JS Tayler, Benjamin Andrew, Kyle W. Taylor, Pontus Lurcock, Peter K. Bijl, Denise K. Kulhaneka, Erica M. Crouch, Campbell S. Nelson, Richard D. Pancost, Matthew Huber, Gary S. Wilson, G. Todd Ventura, James S. Crampton, Poul Schiølera, Andy Phillips: Sedimentare bogată în organice în Oceanul Pacific de Sud asociată cu răcirea climatică a paleocenului târziu . În: Earth-Science Reviews . 134, iulie 2014, pp. 81-97. doi : 10.1016 / j.earscirev.2014.03.006 .
128. ↑ 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: temperatura medie globală de suprafață și sensibilitatea climatică de la începutul Eocen climatic Optimum (EECO), Paleocen –Eocene Thermal Maximum (PETM) și cel mai recent paleocen . În: Clima trecutului . 16, nr. 5, octombrie 2020, pp. 1953–1968. doi : 10.5194 / cp-16-1953-2020 .
129. ^ Francesca A. McInerney, Scott L. Wing: The Paleocene-Eocene Thermal Maximum: A Perturbation of Carbon Cycle, Climate, and Biosphere with Implications for the Future . (PDF) În: Revizuirea anuală a Pământului și a științelor planetare . 39, mai 2011, pp. 489-516. doi : 10.1146 / annurev-earth-040610-133431 .
130. ↑ Robert M. DeConto, Simone Galeotti, Mark Pagani, David Tracy, Kevin Schaefer, Tingjun Zhang, David Pollard, David J. Beerling: Evenimente de încălzire extremă din trecut legate de eliberarea masivă de carbon din permafrostul decongelării . (PDF) În: Natura . 484, nr. 7392, aprilie 2012, pp. 87-91. doi : 10.1038 / nature10929 .
131. ^ Richard E. Zeebe, James C. Zachos, Gerald R. Dickens: Forțarea dioxidului de carbon singură insuficientă pentru a explica încălzirea maximă termică paleocen-eocen . (PDF) În: Nature Geoscience . 2, nr. 8, iulie 2009, pp. 576-580. doi : 10.1038 / ngeo578 .
132. ↑ Camilla M. Wilkinson, Morgan Ganerød, Bart WH Hendriks, Elizabeth A. Eide: Compilare și evaluare a datelor geocronologice din provincia nordică a Atlanticului de Nord (NAIP) . În: Geological Society, Londra, publicații speciale (Colecția Lyell) . 447, noiembrie 2016, pp. 69-103. doi : 10.1144 / SP447.10 .
133. ↑ Michael Storey, Robert A. Duncan, Carl C. Swisher: Paleocen-Eocene Thermal Maximum și Deschiderea Atlanticului de Nord-Est . (PDF) În: Știință . 316, nr. 5824, aprilie 2007, pp. 587-589. doi : 10.1126 / science.1135274 .
134. ↑ 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: Condiții calde și umede în regiunea arctică în timpul eocenului termic maxim 2 . (PDF) În: Nature Geoscience . 2, nr. 11, octombrie 2009, pp. 777-780. doi : 10.1038 / ngeo668 .
135. ↑ Henk Brinkhuis, Stefan Schouten, Margaret E. Collinson, Appy Sluijs, Jaap S. Sinninghe Damsté, Gerald R. Dickens, Matthew Huber, Thomas M. Cronin, Jonaotaro Onodera, Kozo Takahashi, Jonathan P. Bujak, Ruediger Stein, Johan van der Burgh, James S. Eldrett, Ian C. Harding, André F. Lotter, Francesca Sangiorgi, Han van Konijnenburg-van Cittert, Jan W. de Leeuw, Jens Matthiessen, Jan Backman, Kathryn Moran: ape dulci de suprafață episodice în Eocen Oceanul Arctic . (PDF) În: Natura . 441, 2006, pp. 606-609. doi : 10.1038 / nature04692 . Adus la 25 mai 2017.
136. ↑ Linda C. Ivany, Kyger C. Lohmann, Franciszek Hasiuk, Daniel B. Blake, Alexander Glass, Richard B. Aronson, Ryan M. Moody: înregistrare climatică eocenică a unui platou continental cu latitudine sudică înaltă: Insula Seymour, Antarctica . (PDF) În: Buletinul Geological Society of America (GSA) . 120, nr. 5/6, pp. 659-678. doi : 10.1130 / B26269.1 .
137. ↑ James S. Eldrett, Ian C. Harding, Paul A. Wilson, Emily Butler, Andrew P. Roberts: Gheață continentală în Groenlanda în timpul Eocenului și Oligocenului . (PDF) În: Natura . 446, martie 2007, pp. 176-179. doi : 10.1038 / nature05591 .
138. ↑ ^{a b} Mark Pagani, Matthew Huber, Zhonghui Liu, Steven M. Bohaty, Jorijntje Henderiks, Willem Sijp, Srinath Krishnan, Robert M. DeConton: Rolul dioxidului de carbon în timpul declanșării glaciației antarctice . (PDF) În: Știință . 334, nr. 6060, decembrie 2011, pp. 1261-1264. doi : 10.1126 / science.1203909 .
139. ^ Roy Livermore, Adrian Nankivell, Graeme Eagles, Peter Morris: deschidere paleogenă a pasajului Drake . (PDF) În: Pământ și scrisori de știință planetară . 236, nr. 1-2, iulie 2005, pp. 459-470. doi : 10.1016 / j.epsl.2005.03.027 .
140. ↑ Michael Starkz, Wilfried Jokat, Gregor Knorr, Gerrit Lohmann : Prag în circulația Atlanticului de Nord-Oceanul Arctic controlat de afundarea creastei Groenlanda-Scoția . În: Nature Communications (online) . 8 iunie 2017. doi : 10.1038 / ncomms15681 .
141. ↑ Michaela Grein, Christoph Oehm, Wilfried Konrad, Torsten Utescher, Lutz Kunzmann, Anita Roth-Nebelsick: CO ₂ atmosferic de la Oligocenul târziu până la Miocenul timpuriu pe baza datelor de fotosinteză și a caracteristicilor frunzelor fosile . (PDF) În: Paleogeografie, Paleoclimatologie, Paleoecologie . 374, martie 2013, pp. 41-51. doi : 10.1016 / j.palaeo.2012.12.025 .
142. ↑ DW Hauptvogel, SF Pekar, V. Pinca: Dovezi pentru o Antarctică puternic ghețată în timpul „încălzirii” târzii a oligocenului (27,8-24,5 Ma): înregistrări de izotopi stabili de la situl ODP 690 . În: Paleoceanografie și Paleoclimatologie . 32, nr. 4, aprilie 2017, pp. 384-396. doi : 10.1002 / 2016PA002972 .
143. ↑ Helen M. Beddow, Diederik Liebrand, Appy Sluijs, Bridget S. Wade, Lucas J. Louren: Schimbare globală în tranziția Oligocen-Miocen: înregistrări de izotop stabil de înaltă rezoluție de pe site-ul IODP U1334 (Oceanul Pacific ecuatorial) . (PDF) În: Paleoceanografie (Publicații AGU) . 31, nr. 1, ianuarie 2016, pp. 81-97. doi : 10.1002 / 2015PA002820 .
144. ↑ Madelaine Böhme: Optima climatică miocenică: dovezi de la vertebratele ectoterme din Europa Centrală . (PDF) În: Paleogeografie, Paleoclimatologie, Paleoecologie . 195, nr. 3-4, iunie 2003, pp. 389-401. doi : 10.1016 / S0031-0182 (03) 00367-5 .
145. ↑ Wolfram M. Kürschner, Zlatko Kvaček, David L. Dilcher: Impactul fluctuațiilor de dioxid de carbon atmosferic ale Miocenului asupra climei și evoluția ecosistemelor terestre . (PDF) În: PNAS . 105, nr. 2, 2007, pp. 449-453. doi : 10.1073 / pnas.0708588105 .
146. ↑ Jennifer Kasbohm, Blair Schoene: Erupția rapidă a inundației bazaltului râului Columbia și corelația cu optimul climatic mediu Miocen . (PDF) În: Science Advances . 4, nr. 9, septembrie 2018. doi : 10.1126 / sciadv.aat8223 .
147. ↑ Shiming Wang, Wolfram M. Kürschner, Peter D. Clift, Anchun Li, Tiegang Li: Meteorizare / eroziune extremă în timpul optimului climatic Miocen: Dovezi din înregistrarea sedimentelor în Marea Chinei de Sud . În: Scrisori de cercetare geofizică . 36, nr. 19, octombrie 2009. doi : 10.1029 / 2009GL040279 .
148. ^ AR Lewis, DR Marchant, AC Ashworth, SR Hemming, ML Machlus: Schimbările climatice globale majore ale miocenului mediu: dovezi din Antarctica de Est și Munții Transantarctici . (PDF) În: Geological Society of America Bulletin . 119, nr. 11/12, pp. 1449-1461. doi : 10.1130 / 0016-7606 (2007) 119 [1449: MMMGCC] 2.0.CO; 2 .
149. ↑ Madelaine Böhme, August Ilg, Michael Winklhofer: Clima „spălătorie” a Miocenului târziu în Europa . (PDF) În: Pământ și scrisori de știință planetară . 275, nr. 3-4, noiembrie 2008, pp. 393-401. doi : 10.1016 / j.epsl.2008.09.011 .
150. ↑ Madelaine Böhme, Michael Winklhofer, August Ilg: Precipitațiile miocene în Europa: tendințe temporale și gradienți spațiali . (PDF) În: Paleogeografie, Paleoclimatologie, Paleoecologie . 304, nr. 3-4, mai 2011, pp. 212-218. doi : 10.1016 / j.palaeo.2010.09.028 .
151. ^ D. Garcia-Castellanos, A. Villaseñor: Criza salinității mesiniene reglementată de tectonica și eroziunea concurente la Arcul Gibraltar . (PDF) În: Natura . Nr. 480, 2011, pp. 359-363. doi : 10.1038 / nature10651 .
152. ^ ^{A b} Matteo Willeit, Andrey Ganopolski, Reinhard Calov, Alexander Robinson, Mark Maslin: Rolul declinului CO ₂ pentru debutul glaciației emisferei nordice . (PDF) În: Quaternary Science Reviews . 119, iulie 2015, pp. 22–34. doi : 10.1016 / j.quascirev.2015.04.015 .
153. ↑ Simone Galeotti, Robert DeConto, Timothy Naish, Paolo Stocchi, Fabio Florindo, Mark Pagani, Peter Barrett, Steven M. Bohaty, Luca Lanci, David Pollard, Sonia Sandroni, Franco M. Talarico, James C. Zachos: Antarctic Ice Sheet variaibility de-a lungul tranziției climatice la limita Eocen-Oligocen . (PDF) În: Știință . 352, nr. 6281, aprilie 2016, pp. 76-80. doi : 10.1126 / science.aab0669 .
154. ↑ KT Lawrence, S. Sosdian, HE White, Y. Rosenthal: evoluția climatului Atlanticului de Nord prin tranzițiile climatice Plio-Pleistocen . (PDF) În: Pământ și scrisori de știință planetară . 300, nr. 3-4, decembrie 2010, pp. 329-342. doi : 10.1016 / j.epsl.2010.10.013 .
155. ↑ A. Berger, M. Cruci, DA Hodell, C. Mangili, JF McManus, B. Otto-Bliesner, K. Pol, D. Raynaud, LC Skinner, PC Tzedakis, EW Wolff, QZ Yin, A. Abe-Ouchi , C. Barbante, V. Brovkin, I. Cacho, E. Capron, P. Ferretti, A. Ganopolski, JO Grimalt, B. Hönisch, K. Kawamura, A. Landais, V. Margari, B. Martrat, V. Masson-Delmotte, Z. Mokeddem, F. Parrenin, AA Prokopenko, H. Rashid, M. Schulz, N. Vazquez Riveiros (Past Interglacials Working Group of PAGES): Interglaciare din ultimii 800.000 de ani . (PDF) În: Review of Geophysics (AGU Publications) . 54, nr. 1, martie 2016, pp. 162-219. doi : 10.1002 / 2015RG000482 .
156. ^ Adam P. Hasenfratz, Samuel L. Jaccard, Alfredo Martínez-García, Daniel M. Sigman, David A. Hodell, Derek Vance, Stefano M. Bernasconi, Helga (Kikki) F. Kleiven, F. Alexander Haumann, Gerald H. Haug: timpul de ședere al apelor de suprafață din Oceanul Sudic și ciclul de 100.000 de ani al epocii glaciare . În: Știință . 363, nr. 6431, martie 2019, pp. 1080-1084. doi : 10.1126 / science.aat7067 .
157. ^ KA Habbe: Teritoriul alpin german. În: Herbert Liedtke și Joachim Marcinek (Hrsg.): Geografia fizică a Germaniei. Klett-Perthes, Gotha / Stuttgart 2002, ISBN 3-623-00860-5 , p. 606
158. ↑ Jessica E. Tierney, Jiang Zhu, Jonathan King, Steven B. Malevich, Gregory J. Hakim, Christopher J. Poulsen: Răcirea glaciară și sensibilitatea climatică revizuită . În: Natura . 584, nr. 7822, august 2020, pp. 569-573. doi : 10.1038 / s41586-020-2617-x .
159. ↑ Sander van der KAARS, Gifford H. Miller, Chris SM Turney, Ellyn J. Cook, Dirk Nürnberg, Joachim Schönfeld, A. Peter Kershaw, Scott J. Lehman: Oamenii mai degrabă decât clima cauza principală a pleistocenului extincție megafaunal în Australia . În: Nature Communications . 8 ianuarie 2017. doi : 10.1038 / ncomms14142 .
160. ↑ Pasquale Raia, Alessandro Mondanaro, Marina Melchionna, Mirko Di Febbraro, Josè AF Diniz-Filho, Thiago F. Rangel, Philip B. Holden, Francesco Carotenuto, Neil R. Edwards, Matheus S. Lima-Ribeiro, Antonio Profico, Luigi Maiorano , Silvia Castiglione, Carmela Serio, Lorenzo Rook: Extinctiile anterioare ale speciilor homo au coincis cu o vulnerabilitate crescută la schimbările climatice . (PDF) În: Un pământ . 3, nr. 4, octombrie 2020, pp. 480-490. doi : 10.1016 / j.oneear.2020.09.007 .
161. ↑ Kay Prüfer, Cosimo Posth, He Yu, Alexander Stoessel, Maria A. Spyrou, Thibaut Deviese, Marco Mattonai, Erika Ribechini, Thomas Higham, Petr Velemínský, Jaroslav Brůžek, Johannes Krause: O secvență genomică dintr-un craniu uman modern de peste 45.000 de ani vechi din Zlatý kůň din Cehia . În: Nature Ecology & Evolution . Aprilie 2021. doi : 10.1038 / s41559-021-01443-x .
162. ↑ Mateja Hajdinja, Fabrizio Mafessoni, Laurits Skov, Benjamin Vernot, Alexander Hübner, Qiaomei Fu, Elena Essel, Sarah Nagel, Birgit Nickel, Julia Richter, Oana Teodora Moldovan, Silviu Constantin, Elena Endarova, Nikolay Zahariev, Rosen Spasov, Frido Welker, Geoff M. Smith, Virginie Sinet-Mathiot, Lindsey Paskulin, Helen Fewlass, Sahra Talamo, Zeljko Rezek, Svoboda Sirakova, Nikolay Sirakov, Shannon P. McPherron, Tsenka Tsanova, Jean-Jacques Hublin, Benjamin M. Peter, Matthias Meyer, Pontus Skoglund, Janet Kelso, Svante Pääbo: Oamenii paleolitici superiori inițiali din Europa au avut strămoși neandertali recenți . În: Natura . 592, aprilie 2021, pp. 253-257. doi : 10.1038 / s41586-021-03335-3 .
163. ^ ^{A b} Hans Renssen, Aurélien Mairesse, Hugues Goosse, Pierre Mathiot, Oliver Heiri, Didier M. Roche, Kerim H. Nisancioglu, Paul J. Valdes: Multiple causes of the Younger Dryas period cold . (PDF) În: Nature Geoscience . 8, octombrie 2015, pp. 946-949. doi : 10.1038 / NGEO2557 .
164. ↑ Mario Pino, Ana M. Abarzúa, Giselle Astorga, Alejandra Martel-Cea, Nathalie Cossio-Montecinos, R. Ximena Navarro, Maria Paz Lira, Rafael Labarca, Malcolm A. LeCompte, Victor Adedeji, Christopher R. Moore, Ted E. Bunch, Charles Mooney, Wendy S. Wolbach, Allen West, James P. Kennett: Înregistrarea sedimentară din Patagonia, sudul Chile, susține declanșarea impactului cosmic al arderii de biomasă, schimbărilor climatice și extincțiilor megafaunice la 12,8 ka . În: Nature Scientific Reports . 9 martie 2019. doi : 10.1038 / s41598-018-38089-y .
165. ^ Martin Rypdal: Semnalele de avertizare timpurie pentru declanșările intersecțiilor din Groenlanda și Dryas mai tânăr - tranziția preboreală . În: Journal of Climate . 29, nr. 11, iunie 2016, pp. 4047-4056. doi : 10.1175 / JCLI-D-15-0828.1 .
166. ↑ F. Parrenin, V. Masson-Delmotte, P. Köhler, D. Raynaud, D. Paillard, J. Schwander, C. Barbante, A. Landais, A. Wegner, J. Jouze: Synchronous Change of Atmospheric CO ₂ și Temperatura Antarcticii în timpul ultimei încălziri deglaciare . (PDF) În: Știință . 339, nr. 6123, martie 2013, pp. 1060-1063. doi : 10.1126 / science.1226368 .
167. ↑ ^{a b} A. Ganopolski, R. Winkelmann, HJ Schellnhuber: Relație critică de insolare - CO ₂ pentru diagnosticarea începutului glaciar trecut și viitor . În: Natura . 529, nr. 7585, ianuarie 2016, pp. 200-203. doi : 10.1038 / nature16494 .
168. ↑ JD Hays, J. Imbrie, NJ Shackleton: Variații în orbita Pământului: Pacemaker al epocilor de gheață . (PDF) În: Știință . 194, nr. 4270, decembrie 1976, pp. 1121-1132. doi : 10.1126 / science.194.4270.1121 .
169. ↑ A. Berger: Teoria și clima lui Milankovitch . (PDF) În: Recenzii de geofizică . 26, nr. 4, noiembrie 1988, pp. 624-657.
170. ↑ Thomas Westerhold, Norbert Marwan, Anna Joy Drury, Diederik Liebrand, Claudia Agnini, Eleni Anagnostou, SK Barnet, Steven M. Bohaty, David De Vleeschouwer, Fabio Florindo, Thomas Frederichs, David A. Hodell, Ann E. Holbourn, Dick Kroon , Vittoria Lauretano, Kate Littler, Lucas J. Lourens, Mitchell Lyle, Heiko Pälike, Ursula Röhl, Jun Tian, ​​Roy H. Wilkens, Paul A. Wilson, James C. Zachos: O înregistrare datată astronomic a climatului Pământului și a acestuia predictibilitate în ultimii 66 de milioane de ani . (PDF) În: Știință . 369, nr. 6509, septembrie 2020, pp. 1383-1387. doi : 10.1126 / science.aba6853 .
171. ↑ Holger Braun, Marcus Christl, Stefan Rahmstorf , Andrey Ganopolski, Augusto Mangini, Claudia Kubatzki, Kurt Roth, Bernd Kromer: Posibilă origine solară a ciclului climatic glaciar de 1.470 de ani demonstrat într-un model cuplat. În: Natura . Vol. 438 noiembrie 2005, pp. 208–211, doi : 10.1038 / nature04121 ( PDF; 472 kB )
172. ↑ Bazat pe Figura 3 din: Darrell Kaufman, Nicholas McKay, Cody Routson, Michael Erb, Christoph Dätwyler, Philipp S. Sommer, Oliver Heiri, Basil Davis: temperatura globală a suprafeței globale a Holocenului, o abordare de reconstrucție multi-metodă . În: Date științifice . Iunie 2020, doi : 10.1038 / s41597-020-0530-7 . 
173. ↑ Edward Gasson, Robert M. DeConto, David Pollard, Richard H. Levy: Stratul de gheață din antarctica dinamică la începutul Miocenului mijlociu . În: PNAS . 113, nr. 13, martie 2016, pp. 3459-3464. doi : 10.1073 / pnas.1516130113 .
174. ^ Rik Tjallingii, Martin Claussen, Jan-Berend W. Stuut, Jens Fohlmeister, Alexandra Jahn, Torsten Bickert, Frank Lamy, Ursula Röhl: Control coerent la latitudine înaltă și joasă a echilibrului hidrologic nord-african . (PDF) În: Nature Geoscience . 2008, pp. 670-675. doi : 10.1038 / ngeo289 .
175. ↑ Francesco SR Pausata, Marco Gaetani, Gabriele Messori, Alexis Berg, Danielle Maia de Souza, Rowan F.Sage, Peter B. deMenocal: Greening of the Sahara: Past Changes and Future Implications . În: Un pământ . 2, nr. 3, martie 2020, pp. 235–250. doi : 10.1016 / j.oneear.2020.03.00 .
176. ↑ Pagini 2k Rețea: variabilitatea temperaturii la scară continentală în ultimele două milenii . În: Nature Geoscience . bandă 6 , nr. 5 , februarie 2013, p. 339-346 , doi : 10.1038 / ngeo1797 ( nature.com ). 
177. ↑ Christian-Dietrich Schönwiese: Fluctuații climatice (=  Știință de înțeles . Volum 115 ). Springer, Berlin, Heidelberg, New York 1979, pp. 75-84 . 
178. ↑ Christian-Dietrich Schönwiese: Schimbările climatice: date, analize, prognoze . Springer, Berlin, Heidelberg, New York 1995, ISBN 3-540-59096-X , pp. 79-92 . 
179. ↑ Ulf Büntgen, Fredrik Charpentier Ljungqvist, Michael McCormick, Nicola Di Cosmo, Michael Sigl, Johann Jungclaus, Sebastian Wagner, Paul J. Krusic, Jan Esper, Jed O. Kaplan, Michiel AC de Vaan, Jürg Luterbacher, Lukas Wacker, Jürg Kirdyanov : răcire și schimbările sociale în timpul Late Antique Mica epoca de gheata de la 536 la aproximativ 660 AD . (PDF) În: Nature Geoscience . 9, nr. 3, martie 2016, pp. 231–236. doi : 10.1038 / ngeo2652 .
180. ↑ ^{a b} Ronald D. Gerste: Cum vremea face istorie: dezastrele și schimbările climatice de la antichitate până astăzi. Klett-Cotta Verlag, Stuttgart 2015. ISBN 978-3608949223 .
181. ^ William J. D'Andrea, Yongsong Huang, Sherilyn C. Fritz, N. John Anderson: Schimbările climatice bruște ale Holocenului ca factor important pentru migrația umană în Groenlanda de Vest . (PDF) În: PNAS . 108, nr. 24, iunie 2011, pp. 9765-9769. doi : 10.1073 / pnas.1101708108 .
182. ↑ Nicolás E. Young, Avriel D. Schweinsberg, Jason P. Briner, Joerg M. Schaefer: Ghețarul maxim în Golful Baffin în timpul perioadei medievale calde coevente cu așezarea nordică . În: Science Advances . 1, nr. 11, decembrie 2015. doi : 10.1126 / sciadv.1500806 .
183. ^ Schimbările climatice 2001: baza științifică. Contribuția grupului de lucru I la al treilea raport de evaluare al grupului interguvernamental privind schimbările climatice [Houghton, JT, Y. Ding, DJ Griggs, M. Noguer, PJ van der Linden, X. Dai, K. Maskell, CA Johnson (eds.) ] . Cambridge University Press, Cambridge, Regatul Unit și New York, NY, SUA. Adus la 12 noiembrie 2018.
184. ↑ Michael E. Mann, Zhihua Zhang, Scott Rutherford, Raymond S. Bradley, Malcolm K. Hughes, Drew Shindell, Caspar Ammann, Greg Faluvegi, Fenbiao Ni: Global Signatures and Dynamic Origins of the Little Ice Age and Medieval Climate Anomaly . (PDF) În: Știință . 326, nr. 5957, noiembrie 2009, pp. 1256-1260. doi : 10.1126 / science.1177303 .
185. ↑ Georg Feulner: Sunt cele mai recente estimări pentru iradierea solară minimă Maunder în acord cu reconstrucțiile de temperatură? . În: Scrisori de cercetare geofizică . 38, nr. 16, august 2011. doi : 10.1029 / 2011GL048529 .
186. ↑ Stefan Brönnimann, Jörg Franke, Samuel U. Nussbaumer, Heinz J. Zumbühl, Daniel Steiner, Mathias Trachsel, Gabriele C. Hegerl, Andrew Schurer, Matthias Worni, Abdul Malik, Julian Flückiger, Christoph C. Raible: Ultima fază a Micului Epoca de gheață forțată de erupții vulcanice . (PDF) În: Nature Geoscience Letters . 12 iulie 2019, pp. 650-656. doi : 10.1038 / s41561-019-0402-y .
187. ^ Alan D. Wanamaker Jr, Paul G. Butler, James D. Scourse, Jan Heinemeier, Jón Eiríksson, Karen Luise Knudsen, Christopher A. Richardson: Schimbările de suprafață în circulația răsturnării meridionale din Atlanticul de Nord în ultimul mileniu . În: Nature Communications . 3 iunie 2012. doi : 10.1038 / ncomms1901 .
188. ↑ Savin S. Chand, Kevin J. Tory, Hua Ye, Kevin JE Walsh: Creșterea proiectată a frecvenței ciclonului tropical condus de El Nino în Pacific . În: Schimbările climatice ale naturii . 7, februarie 2017, pp. 123-127. doi : 10.1038 / nclimate3181 .
189. ↑ Susanne Haeseler, Markus Ziese: El Niño 2015/16 și consecințele sale climatice comparativ cu 1982/83 și 1997/98. Serviciul meteo german , Departamentul de monitorizare a climei, 13 iunie 2016, accesat la 21 februarie 2021 . 
190. ^ NASA Goddard Institute for Space Studies , 19 ianuarie 2018
191. ^ Clima bate recorduri multiple în 2016, cu impact global. În: Comunicat de presă nr. 04/2017. Organizația Meteorologică Mondială , 21 martie 2017, accesată la 23 mai 2019 . 
192. ↑ Ryan J. Kramer, Haozhe He, Brian J. Soden, Lazaros Oreopoulos, Gunnar Myhre, Piers M. Forster , Christopher J. Smith: Dovezi observaționale ale forțării radiative globale în creștere . În: Scrisori de cercetare geofizică . Martie 2021. doi : 10.1029 / 2020GL091585 .
193. ^ IPCC, 2013: Rezumat pentru factorii de decizie politică. În: Schimbările climatice 2013: baza științei fizice. Contribuția grupului de lucru I la al cincilea raport de evaluare al grupului interguvernamental privind schimbările climatice [Stocker, TF, D. Qin, G.-K. Plattner, M. Tignor, SK Allen, J. Boschung, A. Nauels, Y. Xia, V. Bex și PM Midgley (eds.)]. Cambridge University Press, Cambridge, Regatul Unit și New York, NY, SUA.: Rezumat pentru factorii de decizie politică . 
194. ↑ 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: Consecuences of the 21st -first century politica pentru schimbările climatice și la nivelul mării multimilenare . (PDF) În: Nature Climate Change . 6, aprilie 2016, pp. 360–369. doi : 10.1038 / nclimate2923 .
195. ^ Raphael Neukom, Nathan Steiger, Juan José Gómez-Navarro, Jianghao Wang, Johannes P. Werner: Nu există dovezi pentru perioade calde și reci coerente la nivel global pe perioada comună preindustrială . (PDF) În: Natura . 571, iulie 2019, pp. 550-554. doi : 10.1038 / s41586-019-1401-2 .
196. ^ PAGINI Consorțiul 2k: Variabilitate multidecadală consistentă în reconstrucțiile și simulările de temperatură globală în Era comună . În: Nature Geoscience . 12, nr. 8, august 2019, pp. 643–649. doi : 10.1038 / s41561-019-0400-0 .
197. ^ Richard E. Zeebe, Andy Ridgwell, James C. Zachos : Rata antropogenă de eliberare a carbonului fără precedent în ultimii 66 de milioane de ani . (PDF) În: Nature Geoscience . 9, nr. 4, aprilie 2016, pp. 325-329. doi : 10.1038 / ngeo2681 .
198. ↑ Peter Marcott, Jeremy D. Shakun, Peter U. Clark, Alan C. Mix: A Reconstruction of Regional and Global Temperature for the Last 11.300 Years . (PDF) În: Știință . 6124, nr. 269, martie 2013, pp. 1198-1201. doi : 10.1126 / science.1228026 .
199. ↑ David Archer: The Long Thaw. Modul în care oamenii schimbă următorii 100.000 de ani de climă a Pământului . Princeton University Press, Princeton și Woodstock 2009, ISBN 978-0-691-13654-7 . 
200. ↑ Gerta Keller, Paula Mateo, Jahnavi Punekar, Hassan Khozyem, Brian Gertsch, Jorge Spangenberg, Andre Mbabi Bitchong, Thierry Adatte: Modificări ale mediului în timpul extincției în masă Cretacic-Paleogen și Maxim termic Paleocen-Eocen: Implicații pentru antropocen . (PDF) În: Gondwana Research . 56, aprilie 2018, pp. 69-89. doi : 10.1016 / j.gr.2017.12.002 .