Benutzer:Berossos/Artikel Paläoklimatologie
Kurzfristige Einflüsse
| ❮ | System | Serie | Stufe | ≈ Alter (mya) |
|---|---|---|---|---|
| ❮ | Q u a r t ä r |
Holozän | Meghalayum | 0 ⬍ 0,004 |
| Nordgrippium | 0,004 ⬍ 0,008 | |||
| Grönlandium | 0,008 ⬍ 0,012 | |||
| Pleistozän | Tarantium | 0,012 ⬍ 0,126 | ||
| Ionium (Chibanium) |
0,126 ⬍ 0,781 | |||
| Calabrium | 0,781 ⬍ 1,806 | |||
| Gelasium | 1,806 ⬍ 2,588 | |||
| früher | früher | früher | älter |
Zur Rekonstruktion vergangener Klimazustände gibt es eine Reihe verschiedener Untersuchungsmethoden. Bereits im 19. Jahrhundert wurde anhand von geologischen Klimazeugen wie Trogtälern, Grundmoränen oder Gletscherschliffen eine lange währende Eiszeit mit großräumigen Vergletscherungen (damals oft „Weltwinter“ genannt) sowohl in Europa als auch auf anderen Kontinenten direkt nachgewiesen. Weitere Klimaarchive, mit denen frühere Warmzeiten belegt werden können, sind zum Beispiel Lage und Ausdehnung urzeitlicher Korallenriffe oder die Analyse bestimmter Sedimente und Sedimentgesteine, die unter tropischen Bedingungen entstanden sind.
Während die Historische Klimatologie vielfach auf schriftliche Aufzeichnungen und alte Chroniken zurückgreift, verwendet die Paläoklimatologie klassische Nachweisverfahren wie die Dendrochronologie (Baumringanalyse), die Palynologie (Pollenuntersuchungen), Tropfsteine sowie die Warvenchronologie (auch Bändertondatierung genannt), die sich auf die Auswertung von Ablagerungen in Still- und Fließgewässern stützt. Im Zuge fortgeschrittener technischer Möglichkeiten werden vermehrt Bohrkernproben aus der Tiefsee und den polaren Eisschilden untersucht. So wurde 2004 in der Antarktis ein Eisbohrkern mit einem Gesamtalter von 900.000 Jahre geborgen.
Zunehmend kommt in der Paläoklimatologie eine Vielzahl von Nachweismethoden mittels der Isotopenanalyse zum Einsatz. Das seit langem bekannteste Verfahren ist die Anwendung des Kohlenstoff-Isotops 14C zur Altersbestimmung organischer Materialien. Allerdings deckt diese Methode nur einen relativ schmalen zeitlichen Bereich von 300 bis maximal 60.000 Jahren ab. Einen Zeitrahmen von mehreren Hundert Millionen Jahren umfassen hingegen die Sauerstoff-Isotope 18O/16O. Dieses Proxy wird unter anderem als Temperatur-Indikator bei fossilen Korallen, Foraminiferen und Süßwassersedimenten herangezogen.[1] Für geologische und paläoklimatologische Untersuchungen eignet sich darüber hinaus eine Reihe von Beryllium-, Eisen-, Chrom- und Edelgas-Isotopen. In letzter Zeit kommt die 40Ar/39Ar-Datierung verstärkt zum Einsatz, da diese Methode auf der Grundlage des Edelgases Argon erheblich präzisere Ergebnisse als die herkömmliche Kalium-Argon-Datierung ermöglicht. Ebenfalls sehr genaue geochronologische Daten liefern Zirkonkristalle aufgrund der darin enthaltenen Spuren radioaktiver Nuklide.
http://citeseerx.ist.psu.edu/viewdoc/download?doi=10.1.1.433.5822&rep=rep1&type=pdf (abgerufen am 7. März 2015)
Synchrony between the Central Atlantic magmatic province and the Triassic–Jurassic mass-extinction event?
Jessica H. Whiteside, Paul E. Olsen, Dennis V. Kent, Sarah J. Fowell, Mohammed Et-Touhami
Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology 244 (2007) S. 345–367
Frühe Klimageschichte
Die Klimageschichte beginnt mit der Entstehung der Erde vor etwa 4,6 Milliarden Jahren. Im Anfangsstadium der Erde kurz nach der Entstehung betrug die bodennahe Temperatur etwa 180 °C. Die Abkühlung dauerte sehr lange, vor 4 Milliarden Jahren unterschritt die Temperatur das erste Mal die 100-°C-Grenze. Das Klima in dieser Zeit war daher nicht nur heiß, sondern auch sehr trocken. So gab es noch keine Meere, Niederschläge oder sonstiges flüssiges Wasser auf der Erde, und die Zusammensetzung der reduzierenden Uratmosphäre unterschied sich stark von der heutigen Erdatmosphäre. Ungeachtet der Umweltverhältnisse kam zu diesem Zeitpunkt die Chemische Evolution in Gang, bei der sich organische Moleküle bildeten, die als Bausteine der Entstehung von Leben unerlässlich waren.
Mit der fortschreitenden Abkühlung erreichte der Wasserdampf zum ersten Mal in der Geschichte der Erde seinen Kondensationspunkt, so dass sich flüssiges Wasser bilden konnte. Ohne dieses wäre die Entstehung von Leben und die nachfolgende Biologische Evolution auf der Erde unmöglich gewesen.
Nachdem das erste Wasser kondensiert war, entstand allmählich der Wasserkreislauf und damit die Hydrosphäre. Die ältesten Anzeichen für Ozeane auf unserer Erde sind in Gesteinen vorhanden, die inzwischen ein Alter von 3,2 Milliarden Jahren erreicht haben.
Vor 2,6 Milliarden Jahren bildete sich im Laufe der Entwicklung der Erdatmosphäre durch die Aktivität von Cyanobakterien der erste Sauerstoff in der Uratmosphäre und erreichte vor circa 2,2 Milliarden Jahren signifikante Konzentrationen. Der Wasserdampf kondensierte größtenteils und wurde als Wasser in Meeren und Seen gebunden. Mit dem Wasserdampf verschwand auch ein großer Teil des Kohlendioxids aus der Atmosphäre. Das Kohlendioxid wurde durch die Cyanobakterien verbraucht, die es im Zuge der Photosynthese als Kohlenstoffquelle nutzten. Der Kohlenstoff wurde dem normalen Kreislauf entzogen, weil die Cyanobakterien nicht von anderen Organismen verstoffwechselt wurden, sondern sich am Meeresboden absetzten, wo sie fein verteilt in den Sedimenten ablagerten oder im küstennahen, lichtdurchfluteten Flachwasserbereich als Stromatolithe fossilisierten. Erst dadurch war der Aufbau einer oxidierenden Sauerstoffatmosphäre möglich, wobei über einen langen Zeitraum keine wesentlichen Konzentrationssteigerungen auftraten, da der freigesetzte Sauerstoff zunächst nur Eisenverbindungen oxidierte. Dieses Eisenoxid resultierte in großen Ablagerungen so genannter Bändererze, die als ergiebige Lagerstätten erhalten blieben und intensiv abgebaut werden. Die Sauerstoffkonzentration in der Atmosphäre stieg weiter an, so dass damit aerobes Leben auf der Erde möglich wurde. Die Veränderung der Konzentration der Klimagase und ihrer Zusammensetzung veränderte zudem den Strahlungshaushalt der Erde und brachte den Treibhauseffekt in Gang, der die Erde seitdem erwärmt.
Dieser sehr frühe Teil der Klimageschichte wird in vier Teile aufgeteilt. Das Präkambrium beschreibt dabei den größten Zeitraum von etwa 3,8 bis 0,57 Milliarden Jahren. Er ist bisher noch relativ schlecht rekonstruierbar, weil die Gesteine aus dieser Zeit weitreichenden Veränderungen unterlagen, so dass es nur wenige Daten aus diesem Erdzeitalter gibt, die für die Rekonstruktion des Klimas verwendet werden können. Trotzdem ist der frühe Teil der Klimageschichte besonders interessant, da in ihm die ersten Eiszeitalter lagen. Das erste von ihnen liegt etwa 2,3 Milliarden Jahre zurück. Etwa ab dem Ende des Präkambriums ist es heute möglich, das Klima genügend zu rekonstruieren und zu verstehen. Dieses gelingt vor allem durch die Analyse von Sedimenten.
| Bezeichnung | Beginn | Dauer | Auswirkung des Ereignisses |
|---|---|---|---|
| Paläozän/Eozän-Temperaturmaximum (PETM) | vor 55,5 Millionen Jahren | 200.000 Jahre | Extrem hohe und rasche globale Erwärmung einschließlich der Ozeane |
| Eocene Thermal Maximum 2 (ETM-2) | vor 53,7 Millionen Jahren | 200.000 Jahre | Signifikante globale Erwärmung |
| Azolla-Ereignis | vor 49,0 Millionen Jahren | 800.000 Jahre | Massenvermehrung des Schwimmfarns Azolla im Arktischen Ozean, Abnahme der atmosphärischen CO2-Konzentration |
| Chesapeake-Bay-Impakt (Nordamerika) | vor 35,5 ±0,3 Millionen Jahren | wahrscheinlich kurzzeitige Abkühlung | Differierende Angaben zur Kratergröße (40 bis 90 km), Einfluss auf das Klima deshalb ungewiss, Megatsunami |
| Popigai-Impakt (Sibirien) | vor 35,7 (33,7?) Millionen Jahren | Eventuell länger andauernde Impaktfolgen | Kratergröße 90 bis 100 km, wahrscheinlich Temperatursturz mit Impaktwinter |
| Eozän-Oligozän-Massensterben (Grande Coupure) | vor etwa 33,5 Millionen Jahren | Relativ kurzfristiges Ereignis | Globale Abkühlung und Aussterbe-Ereignis mit anschließendem Faunenwechsel |
Ein Massenaussterben (englisch Mass Extinction) ist ein in geologisch kurzen Zeitabschnitten von einigen zehntausend bis mehreren hunderttausend Jahren stattfindendes großes Artensterben, das sich vom so genannten „normalen“ Hintergrundaussterben signifikant abhebt. Im chronostratigraphischen System der Erdgeschichte belegen die einzelnen Epochenübergänge fast immer einen Faunenwechsel mit einem vorhergehenden Aussterbe-Ereignis. Für die letzten 2,4 Milliarden Jahren wurden anhand geologischer, paläontologischer und paläoklimatologischer Befunde eine Reihe von größeren und kleineren Massenaussterben nachgewiesen.[2]
Die in den letzten Jahrzehnten erzielten Fortschritte bei den radiometrischen Datierungs- und Nachweisverfahren führten zu einer erheblichen Zunahme der Messgenauigkeit. Dadurch wurde es möglich, verschiedene Massenaussterben zeitlich genauer einzugrenzen, relativ umfassend zu beschreiben und vorher unbekannte biologische und ökologische Krisen im Laufe der Erdgeschichte zu dokumentieren. In der Wissenschaft besteht kein eindeutiger Konsens bei der Definition eines Massenaussterbens. Einige Publikationen verwenden den Begriff nur bei einer Aussterberate von über 75 Prozent, andererseits wird häufig jeder stärkere Einschnitt in die Biodiversität als Massenaussterben bezeichnet.[3][4]
Erd- und klimageschichtlicher Hintergrund
Vor der Hypothese eines Großen Bombardements der Erde durch Asteroiden und Kometen zwischen 4,1 bis 3,8 Milliarden wurde allgemein angenommen, die Erde sei zuvor generell glutflüssig gewesen. Zur Erdwärme und zur geologischen Dynamik der Erde tragen zu einem erheblichen Anteil Restwärme aus der Zeit der Erdentstehung, radioaktive Zerfallsprozesse und kinetische Energie aus der Bewegung der Erde um ihre eigene Achse bei. Die Erdkruste und der Erdmantel wirken isolierend; die an den Weltraum abgegebene Energie ist heute um mehrere Größenordnungen kleiner als die Sonneneinstrahlung.
Bei der ersten Atmosphäre vor über vier Milliarden Jahren wird angenommen, sie hätte ähnlich wie heutige Vulkanausgasungen größtenteils aus Wasserdampf (H2O) und zu kleineren Anteilen aus Kohlenstoffdioxid (CO2) und Schwefelwasserstoff (H2S) sowie kleineren Anteilen von Stickstoff (N2), Wasserstoff (H2), Kohlenmonoxid (CO), Helium, Methan und Ammoniak bestanden. Umstritten ist, wann es zur Bildung eines ersten Urozeans kam und die Erdoberfläche abgekühlt genug war, um Niederschläge zuzulassen. Möglicherweise stammen vorher gebildete Gesteine aus den bereits stärker abgekühlten fremden Himmelskörpern, diese stellen eine mögliche Herkunftsquelle des irdischen Wassers dar. Bereits vor 3,8 Milliarden Jahren sind eindeutig Spuren flüssigen Wassers nachzuweisen.[5] Hinweise auf Leben auf der Erde gibt es seit mindestens 3,5 Milliarden Jahren.
Ein gravierender Klimaeinschnitt war die vor 2,4 Milliarden Jahren beginnende Paläoproterozoische Vereisung (auch Huronische Eiszeit genannt), mit einer Dauer von etwa 300 Millionen Jahren das längste Eiszeitalter der Erdgeschichte und wahrscheinlich eine direkte Folge der großen Sauerstoffkatastrophe. Daran schloss sich eine längere Warmzeit an, scherzhaft als boring billion (langweilige Milliarde) bezeichnet.[jko 1] Erst danach, seit etwa einer Milliarde Jahre, kam es zu einem bis in die geologische Gegenwart fortdauernden Wechsel mehrerer Kalt- und Warmzeiten, in regelmäßigen Abständen ab.
Das Paradoxon wird unter anderem im Umfeld von Junge-Erde-Kreationisten und Anhängern des sogenannten Intelligent Design als Argument gegen die vielfältigen wissenschaftlichen Datierungen herangezogen, die das Alter der Erde auf etwa 4,6 Milliarden Jahre festlegen.[6]
Einfluss der Atmosphäre
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Die Treibhauswirkung rührt von einer unterschiedlichen Durchlässigkeit für den kurzwelligen (vor allem ankommenden) Anteil der Sonnenstrahlung gegenüber der langwelligen (vor allem reflektierten) Wärmestrahlung her. In der Erdatmosphäre haben klimawirksame Treibhausgase wie Wasserdampf, Kohlenstoffdioxid, Methan und Ozon seit Anbeginn zentralen Einfluss auf die Klimageschichte und das Klima. Der natürliche Treibhauseffekt hebt die durchschnittliche Temperatur an der Erdoberfläche heute um etwa 33 °C auf +15 °C an. Ohne diesen natürlichen Treibhauseffekt hätte die heutige untere Erdatmosphäre im globalen Mittel nur −18 °C und wäre äußerst lebensfeindlich. Mit der heutigen Zusammensetzung der Atmosphäre wäre die Oberflächentemperatur zu Anfang der Erdgeschichte bei sonst gleichen Bedingungen (Landverteilung, Albedo) global um ca. 20° kälter gewesen.[7]
Ein über mehrere Milliarden Jahre weitgehend stabiles Klima setzt wirkungsvolle Regelmechanismen voraus.[jk 1] Wasser in seinen verschiedenen Aggregatzuständen alleine wirkt einer Abkühlung durch eine geringere Strahlungsleistung der Sonne nicht entgegen.[jko 2]
Die beobachteten Klimaveränderungen müssen deshalb durch die Einwirkung anderer Faktoren, wie z.B. die Wolkenbildung, erklärt werden. So kühlen niedrige Wolken die Erdoberfläche durch ihre Sonnenreflexion, hohe Wolken wärmen hingegen. Die Wolkenbildung wird u.a. von Kondensationskeimen, feinen Partikeln und Spurengasen beeinflusst. Eine wichtige Rolle spielt hier der Vulkanismus und dabei in die Atmosphäre verbrachte Gase, Stäube und Aerosole sowie die Folgen von Leben im weitesten Sinne.
Die Aktivität von Vegetation, die Erosion und Verwitterung hat über die Bildung und Beschaffenheit von Lockergestein und Böden Einfluss auf die Reflexionseigenschaften der Erdoberfläche sowie die Verdunstung und damit auf Wolkenbildung und Klima.[ipcc 1]
Klimaeinfluss haben daneben die Parameter der Erdbahn und der Erdachse in Bezug auf die Sonne. So werden Eis- und Warmzeiten der jüngeren Zeit bevorzugt über die im Rahmen der Milanković-Zyklen regelmäßig veränderte Erdbahngeometrie gedeutet.[ipcc 1]
Klimaeinfluss der Lage und Bildung von Ozeanen und Kontinenten
Die Plattentektonik der Erde und die damit verbundene wechselnde Verteilung von Kontinenten und Gebirgen ist mit entscheidend über die dauerhafte Bildung von Gletschern, die Auswirkungen und den Charakter von Niederschlägen und Meeresströmungen. Sie ist eine Besonderheit der Erde gegenüber Venus und Mars, die entsprechende tektonische Veränderungen nicht oder nur in der Vergangenheit aufgewiesen haben. Die Tektonik kann Klimawirkungen auslösen, etwa wenn erhöhte Temperaturen an einer Stelle zu mehr Verdunstung und andernorts zu mehr Niederschlag und Gletscherbildung beitragen oder vormals maritime oder trockenkalte Regionen von Land oder Gebirgen bedeckt werden und umgekehrt. Genauso trägt eine Verlagerung kontinentaler Platten in die Polarregionen samt Veränderungen bei Meeresströmungen wie etwa dem Golfstrom global und regional zu erheblichen Klimawirkungen bei. Bei keinen oder nur wenigen Landmassen wäre auf Basis eines einfachen Klimamodells eine zusätzliche Erwärmung von etwa 4 °C anzunehmen.[8]
Verlauf
Unter Geowissenschaftlern umstritten ist nach wie vor die Bildung eines ersten Kontinents, Ur, der nur etwa so groß wie das heutige Australien gewesen sein sollte, bereits vor etwa 3 Milliarden Jahren. Gesteine einzelner Inseln in einem durch die frühen Hydrosphäre gebildetem Urozean sind möglicherweise im Nuvvuagittuq-Grünsteingürtel auf Grönland erhalten. Etwas weniger fraglich ist die Bildung von Kenorland als erstem Superkontinent, die genau zur Zeit der archaisischen Vereisung 2,45 Milliarden Jahre vor unserer Zeit begann. Erst vor einer Milliarde Jahren, mit dem Neoproterozoikum, kam es zum Zusammenschluss des ersten Superkontinents Rodinia, ebenfalls in zeitlichem Zusammenhang mit einer bedeutenden Vereisung. Seit dem, bis in das heute andauernde Erdzeitalter, dem Phanerozoikum, wechseln sich Kalt- und Warmzeiten regelmäßig ab. Kontinente und größere Inseln im Umfeld der Polargebiete erscheinen dabei als wichtiger Faktor für stärkere Kaltzeiten. Eine bedeutende derartige Vereisung fand im mittleren Ordovizium statt, die moderate Kaltzeit zwischen Jura und Kreide vor etwa 150 Millionen Jahren fällt mit dem Auseinanderbrechen des im Oberkarbon gebildeten Superkontinents Pangaea zusammen.
Sammlung von Einzelnachweisen im Vor- und Rohstadium
Präkambrium
http://www.sciencedirect.com/science/article/pii/S1674987112000898 Precambrian supercontinents, glaciations, atmospheric oxygenation, metazoan evolution and an impact that may have changed the second half of Earth history
http://geotop.ca/upload/files/publications/chercheur/HalversonGP/Zheng%202013.pdf Neoproterozoic glaciations in a revised global palaeogeography from the breakup of Rodinia to the assembly of Gondwanaland
http://www.researchgate.net/profile/Kurt_Konhauser/publication/239695952_Large-scale_fluctuations_in_Precambrian_atmospheric_and_oceanic_oxygen_levels_from_the_record_of_U_in_shales/links/00b7d51c1d07ddbb70000000.pdf Large-scale fluctuations in Precambrian atmospheric and oceanic oxygen levels from the record of U in shales
Paläozoikum
| ❮ | Ärathem | System | Serie | Alter (mya) |
|---|---|---|---|---|
| später | später | später | jünger | |
| ❮ | P a l ä o z o i k u m |
Perm | Lopingium | 251,9 ⬍ 259,9 |
| Guadalupium | 259,9 ⬍ 272,3 | |||
| Cisuralium | 272,3 ⬍ 298,9 | |||
| Karbon | Pennsylvanium | 298,9 ⬍ 323,2 | ||
| Mississippium | 323,2 ⬍ 358,9 | |||
| Devon | Oberdevon | 358,9 ⬍ 382,7 | ||
| Mitteldevon | 382,7 ⬍ 393,3 | |||
| Unterdevon | 393,3 ⬍ 419,2 | |||
| Silur | Pridoli | 419,2 ⬍ 423 | ||
| Ludlow | 423 ⬍ 427,4 | |||
| Wenlock | 427,4 ⬍ 433,4 | |||
| Llandovery | 433,4 ⬍ 443,4 | |||
| Ordovizium | Oberordovizium | 443,4 ⬍ 458,4 | ||
| Mittelordovizium | 458,4 ⬍ 470 | |||
| Unterordovizium | 470 ⬍ 485,4 | |||
| Kambrium | Furongium | 485,4 ⬍ 497 | ||
| Miaolingium | 497 ⬍ 509 | |||
| 2. Serie | 509 ⬍ 521 | |||
| Terreneuvium | 521 ⬍ 541 | |||
| früher | früher | älter | ||
Mesozoikum
http://openearthsystems.org/data/readings/Cretaceous-modeling-papers/Cretaceous%20Climate-2/Dennisetal2013-The%20climate%20of%20the%20Late%20Cretaceous.pdf The climate of the Late Cretaceous: New insights from the application of the carbonate clumped isotope thermometer to Western Interior Seaway macrofossil
Känozoikum
http://geology.rutgers.edu/images/stories/faculty/miller_kenneth_g/kgmpdf/12-Wade.Geology.pdf
Quartär/Holozän
http://seananderson.ca/papers/Harnik_etal_2012_Extinctions_in_ancient_and_modern_seas.pdf
http://wzar.unizar.es/perso/emolina/pdf/Molina2015EarthScienceReviews.pdf
http://www.climategeology.ethz.ch/publications/2007_Louis-Schmid_et_al_EPSL.pdf
http://rci.rutgers.edu/~dvk/dvk_REPRINTS/Schaller+2011.pdf (Atmospheric PCO2 Perturbations Associated with the Central Atlantic Magmatic Province)
ftp://www.geosci.usyd.edu.au/pub/dietmar/GEOS2115_Reading_Material/Paleoceanography/Fletcher_etal_CO2_palaeoclimate_change_NatureGeosci_2007.pdf (Atmospheric carbon dioxide linked with Mesozoic and early Cenozoic climate change)
http://onlinelibrary.wiley.com/doi/10.1029/2005PA001203/full (A multiple proxy and model study of Cretaceous upper ocean temperatures and atmospheric CO2 concentrations)
http://www.researchgate.net/profile/Christophe_Lecuyer/publication/223055739_Ice_age_at_the_MiddleLate_Jurassic_transition/links/53f31f660cf2da8797444e92.pdf (Ice age at the Middle-Late Jurassic transition?)
http://www.researchgate.net/profile/J_Sinninghe-Damste/publication/252885879_Middle_Jurassic-Early_Cretaceous_high-latitude_sea-surface_temperatures_from_the_Southern_Ocean/links/54211fad0cf241a65a1e5cb1.pdf (Warm Middle Jurassic–Early Cretaceous high-latitude sea-surface temperatures from the Southern Ocean)
http://onlinelibrary.wiley.com/doi/10.1029/2010PA002100/full A mechanism for brief glacial episodes in the Mesozoic greenhouse
http://people.earth.yale.edu/sites/default/files/files/Affek/%20KeatingBitonti%20et%20al%202011%20gulf%20eocene%2BSI_0.pdf Warm, not super-hot, temperatures in the early Eocene subtropics
http://onlinelibrary.wiley.com/doi/10.1111/pala.12034/full
Palaeontology
Volume 56, Issue 4, pages 685–709, July 2013
Microbes, mud and methane: cause and consequence of recurrent Early Jurassic anoxia following the end-Triassic mass extinction
Bas van de Schootbrugge, Aviv Bachan, Guillaume Suan, Sylvain Richoz, Jonathan L. Payne
DOI: 10.1111/pala.12034
First multi-proxy record of Jurassic wild fires from Gondwana: Evidence from the Middle Jurassic of the Neuquén Basin, Argentina
Leszek Marynowski, Andrew C. Scott, Michał Zatoń, Horacio Parent, Alberto C. Garrido
Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology 299 (2011) 129–136
http://www.fceia.unr.edu.ar/fisiografia/lpb/parent/Marynowski_etal_2011_Palaeo_3.pdf
10.1016/j.palaeo.2010.10.041
http://jgs.geoscienceworld.org/content/early/2014/06/25/jgs2014-016.abstract
Revised Wonoka isotopic anomaly in South Australia and Late Ediacaran mass extinction
Gregory J. Retallack, André Marconato, Jeffery T. Osterhout, Kathryn E. Watts, Ilya N. Bindeman
Juli 2014, doi: 10.1144/jgs2014-016
Journal of Geological Society, 171, S. 709-722
Geology doi: 10.1130/G32701.1 2012;40;107-110 Geology Oliver Friedrich, Richard D. Norris, Jochen Erbacher Evolution of middle to Late Cretaceous oceans – A 55 m.y. record of Earth's temperature and carbon cycle 2012 Geological Society of AmericaJanuary 31, 2012 geology.gsapubs.org February 2012; v. 40; no. 2; p. 107–110; doi:10.1130/G32701.1; 3
http://www.sciencemag.org/content/334/6061/1367.full Calibrating the End-Permian Mass Extinction
http://www.currentscience.ac.in/cs/Volumes/106/03/0387.pdf
Isotopic evidence for biological nitrogen fixation by molybdenum-nitrogenase from 3.2 Gyr
Eva E. Stüeken, Roger Buick, Bradley M. Guy, Matthew C. Koehler
Nature Februar 2015
doi:10.1038/nature14180
http://www.nature.com/nature/journal/vaop/ncurrent/full/nature14180.html
http://www.nature.com/ngeo/journal/v6/n7/full/ngeo1850.html http://openearthsystems.org/data/readings/Cretaceous-modeling-papers/Cretaceous%20Climate-2/McAnenaetal.pdf Atlantic cooling associated with a marine biotic crisis during the mid-Cretaceous period A. McAnena, S. Flögel, P. Hofmann, J. O. Herrle, A. Griesand, J. Pross, H. M. Talbot, J. Rethemeyer, K. Wallmann, T. Wagner Nature Geoscience Volume 6, Issue 7, S. 558–561 (2013) doi:10.1038/ngeo1850
http://www.geosociety.org/gsatoday/archive/22/2/pdf/i1052-5173-22-2-4.pdf
- ↑ a b Melanie J. Leng, Jim D. Marshall: Palaeoclimate interpretation of stable isotope data from lake sediment archives. (PDF) In: ScienceDirect. 23, Nr. 7–8, April 2004, S. 811–831. doi:10.1016/j.quascirev.2003.06.012.
- ↑ Richard J. Twitchett: The palaeoclimatology, palaeoecology and palaeoenvironmental analysis of mass extinction events. (PDF) In: Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology. 232, Nr. 2–4, März 2006, S. 190–213. doi:10.1016/j.palaeo.2005.05.019.
- ↑ Anthony D. Barnosky, Nicholas Matzke, Susumu Tomiya, Guinevere O. U. Wogan, Brian Swartz, Tiago B. Quental, Charles Marshall, Jenny L. McGuire, Emily L. Lindsey, Kaitlin C. Maguire, Ben Mersey, Elizabeth A. Ferrer: Has the Earth’s sixth mass extinction already arrived?. (html) In: Nature. 471, Nr. 7336, März 2011, S. 51–57. doi:10.1038/nature09678.
- ↑ Richard K. Bambach Bambach: Phanerozoic biodiversity mass extinctions. (html) In: Annual Review of Earth and Planetary Sciences. 34, Mai 2006, S. 127–155. doi:10.1146/annurev.earth.33.092203.122654.
- ↑ Windley, B. (1984): The Evolving Continents. Wiley Press, New York.
- ↑ Detaillierte Betrachtung im Usenet unter Talk.origins Gegenargumente zu solarem Kreationismus Gegenargumente zu Faint young sun Kreationismus.
- ↑ S. Rahmstorf, H.J. Schellnhuber: Der Klimawandel. C.H. Beck, 6. Auflage 2007, Seite 14
- ↑ A General Circulation Model Study of the Effects of Faster Rotation Rate, Enhanced CO 2 Concentration, and Reduced Solar Forcing: Implications for the Faint Young Sun Paradox, Journal of Geophysical Research, Vol 98, NO D11, November 20,1993 doi:10.1029/93JD02056
- ↑ Dimitrios Floudas, Manfred Binder, Robert Riley, Kerrie Barry, Robert A. Blanchette, Bernard Henrissat, Angel T. Martínez, Robert Otillar, Joseph W. Spatafora, Jagjit S. Yadav, Andrea Aerts, Isabelle Benoit, Alex Boyd, Alexis Carlson, Alex Copeland, Pedro M. Coutinho, Ronald P. de Vries, Patricia Ferreira, Keisha Findley, Brian Foster, Jill Gaskell, Dylan Glotzer, Paweł Górecki, Joseph Heitman, Cedar Hesse, Chiaki Hori, Kiyohiko Igarashi, Joel A. Jurgens, Nathan Kallen, Phil Kersten, Annegret Kohler, Ursula Kües, T. K. Arun Kumar, Alan Kuo, Kurt LaButti, Luis F. Larrondo, Erika Lindquist, Albee Ling, Vincent Lombard, Susan Lucas, Taina Lundell, Rachael Martin, David J. McLaughlin, Ingo Morgenstern, Emanuelle Morin, Claude Murat, Laszlo G. Nagy, Matt Nolan, Robin A. Ohm, Aleksandrina Patyshakuliyeva, Antonis Rokas, Francisco J. Ruiz-Dueñas, Grzegorz Sabat, Asaf Salamov, Masahiro Samejima, Jeremy Schmutz, Jason C. Slot, Franz St. John, Jan Stenlid, Hui Sun, Sheng Sun, Khajamohiddin Syed, Adrian Tsang, Ad Wiebenga, Darcy Young, Antonio Pisabarro, Daniel C. Eastwood, Francis Martin, Dan Cullen, Igor V. Grigoriev, David S. Hibbett: The Paleozoic Origin of Enzymatic Lignin Decomposition Reconstructed from 31 Fungal Genomes. (PDF) In: Science. 336, Nr. 6089, Juni 2012, S. 1715–1719. doi:10.1126/science.1221748. Abgerufen am 4. Juni 2015.
- ↑ Stephen E. Grasby, Hamed Sanei, Benoit Beauchamp: Catastrophic dispersion of coal fly ash into oceans during the latest Permian extinction. (PDF) In: Nature Geoscience. 4, Februar 2011, S. 104–107. doi:10.1038/ngeo1069. (abgerufen am 2. Juni 2015)
- ↑ Galen R. Gisler: Tsunamis from asteroid impacts in deep water. (PDF) In: Physics of Geological Processes, University of Oslo. März 2007. (abgerufen 5. Mai 2015)
- ↑ David A. T. Hapera, Emma U. Hammarlund, Christian M. Ø. Rasmussen: End Ordovician extinctions: A coincidence of causes. (PDF) In: Gondwana Research. 25, Nr. 4, Mai 2014, S. 1294–1307. doi:10.1016/j.gr.2012.12.021. (abgerufen 16. Mai 2015)
- ↑ Yi Ge Zhang, Mark Pagani, Zhonghui Liu, Steven M. Bohaty, Robert DeConto: A 40-million-year history of atmospheric CO2. (PDF) In: The Royal Society (Philosophical Transactions A). 371, Nr. 2001, September 2013. doi:10.1098/rsta.2013.0096. (Abgerufen am 21. Mai 2015)
- ↑ Michelle Hopkins, T. Mark Harrison, Craig E. Manning: Low heat flow inferred from >4 Gyr zircons suggests Hadean plate boundary interactions. (PDF) In: Nature. 456, November 2008, S. 493-496. doi:10.1038/nature07465.
- ↑ Simon A. Wilde, John W. Valley, William H. Peck, Colin M. Graham: Evidence from detrital zircons for the existence of continental crust and oceans on the Earth 4.4 Gyr ago. (PDF) In: Nature. 409, Januar 2001, S. 175–178. doi:10.1038/35051550.
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