Zmiany klimatu w przeszłości – dzieje klimatyczne Ziemi

Zmiany klimatu w przeszłości bywały ogromne, od beztlenowej cieplarni po zlodowacenia sięgające równika, ale globalne ocieplenia narastały przez tysiąclecia. Ślad tych przemian zachował się w rdzeniach lodowych, osadach dennych i naciekach jaskiniowych, które zapisują temperaturę pośrednio. Po ostatnim zlodowaceniu świat ogrzewał się średnio o mniej niż 0,1°C na stulecie. Obecne ocieplenie zmieściło się w jednym stuleciu.

Skąd wiadomo, jaki klimat panował miliony lat temu? Badania paleoklimatu

Temperatury sprzed 100 mln lat nikt nie zmierzył termometrem. Globalne zestawienia pomiarów instrumentalnych zaczynają się dopiero w połowie XIX wieku. Wcześniejsze zmiany klimatyczne paleoklimatologia odtwarza z lodu, skał, osadów, nacieków i dawnych zapisków. Temperaturę odczytuje z nich pośrednio. Takie ślady nazywa się wskaźnikami pośrednimi (ang. proxy), bo mierzą wielkość zależną od temperatury, nie samą temperaturę.

Jednym z podstawowych wskaźników jest stosunek izotopów tlenu ¹⁸O/¹⁶O. Lżejszy ¹⁶O łatwiej paruje, więc trafia do opadów i lądolodów, a cięższy ¹⁸O częściej zostaje w oceanie. Gdy lód narasta, woda morska i skorupki otwornic wzbogacają się w ¹⁸O. Otwornice to drobne organizmy morskie, których szczątki opadają na dno. Wysoki udział ciężkiego izotopu w osadach dennych oznacza więc chłodniejszy świat i więcej lodu na lądach.

Rdzenie lodowe dają coś, czego nie daje żadne inne archiwum. Zapis CO₂ z rdzeni lodowych opiera się na pęcherzykach powietrza uwięzionych w lodzie Wostok i EPICA Dome C. Oba rdzenie tworzą razem zestawiony zapis składu dawnej atmosfery, mierzony bezpośrednio w próbkach powietrza z tamtych czasów.

Każde archiwum sięga na inną odległość wstecz:

• Rdzenie lodowe – Wostok obejmuje około 420 tys. lat, Dome C około 800 tys. lat. Pojedyncze lata widać w rdzeniach z Grenlandii.
• Osady denne – warstwy mułu ze skorupkami otwornic dają ciągły zapis z dziesiątek milionów lat, ale jedna próbka zwykle uśrednia stulecia.
• Nacieki jaskiniowe – stalagmity rosną warstwami i przez setki tysięcy lat zapisują opady i temperaturę, a do tego dają się dokładnie datować.
• Osady jeziorne – roczne warstwy i pyłki roślin pozwalają odtworzyć lokalny klimat z ostatnich kilkudziesięciu tysięcy lat.
• Skały i skamieniałości – osady lodowcowe, rafy i odciski liści to jedyne świadectwa najstarszych epok.
• Źródła pisane – kroniki, zapiski o żniwach i daty zamarzania rzek obejmują ostatnie tysiąclecia.

Dlaczego więc dane z holocenu są pewniejsze niż te z kambru? Dla ostatnich tysiącleci mamy wiele niezależnych archiwów o rocznej rozdzielczości, które nawzajem się sprawdzają. Im starsza epoka, tym mniej archiwów i szersze przedziały niepewności: skały ulegają przekształceniom, datowanie jest mniej dokładne, a stanowisk jest mniej. Liczbę sprzed 100 mln lat trzeba więc czytać jako środek przedziału, a nie odczyt z przyrządu.

4,5 mld lat klimatu od beztlenowej cieplarni do lądolodu Antarktydy

Przez większość swoich dziejów Ziemia była cieplejsza niż dziś i nie miała stałych czap lodowych, a epoki zlodowaceń były wyjątkami. Od kilkudziesięciu milionów lat średnia temperatura na Ziemi stopniowo jednak spada.

Prekambr

Najstarsze dzieje klimatu to skrajności. Młode Słońce świeciło słabiej niż dziś, a mimo to planeta nie zamarzła, bo ciepło zatrzymywała beztlenowa atmosfera bogata w CO₂ i metan. Ten pierwotny efekt cieplarniany osłabł, kiedy sinice zaczęły wytwarzać tlen. Wielkie natlenienie około 2,4 mld lat temu utleniło metan i pozbawiło atmosferę części izolacji. Zbiegło się to ze zlodowaceniem hurońskim, datowanym na około 2,4–2,1 mld lat temu.

Jeszcze dalej poszły zlodowacenia neoproterozoiczne: sturtyjskie, około 717–660 mln lat temu, i marinoańskie, około 650–635 mln lat temu. Osady lodowcowe z tego czasu występują nawet w skałach, które powstawały wtedy w pobliżu równika. Rozwinięta przez zespół Hoffmana Hipoteza Hoffmana o Ziemi-śnieżce tłumaczy te osady globalnym zlodowaceniem. To nadal hipoteza: część badaczy uważa, że wokół równika zostały pasy otwartej wody.

Paleozoik i mezozoik

Wielkie zlodowacenie przyszło też w późnym paleozoiku, mniej więcej 340–260 mln lat temu. Lądolody pokryły wtedy Gondwanę, superkontynent, który przesunął się nad biegun południowy. Kiedy lądy połączyły się w Pangeę, wnętrze superkontynentu znalazło się tysiące kilometrów od morza. Wilgoć tam nie docierała, więc środek Pangei zajmowały gorące pustynie, a obrzeża nawadniały monsuny.

Układ kontynentów zmieniał zatem klimat całych regionów. Jasność Słońca rosła w tym czasie bardzo powoli. W kredzie, w czasach późnych dinozaurów, Ziemia przez większość czasu nie miała stałego lodu na biegunach. Średnia temperatura była wyraźnie wyższa niż dziś, a różnica rosła w stronę biegunów. Na Alasce i na Antarktydzie rosły lasy, w których żyły dinozaury. Poziom oceanu był tak wysoki, że płytkie morze przecinało Amerykę Północną od Zatoki Meksykańskiej po Ocean Arktyczny.

Kenozoik

Wczesny kenozoik był okresem ocieplenia. Paleoceńsko-eoceńskie maksimum termiczne (PETM) przypadło według oceny IPCC AR6 na 55,9–55,7 mln lat temu. PETM było geologicznie szybkim ociepleniem o dużej skali. Cały epizod zmieścił się w około 200 tys. lat, czyli długo jak na człowieka, ale krótko jak na geologię. Wywołało go uwolnienie ogromnych ilości węgla. Jako jedno z możliwych źródeł tego węgla wskazuje się hydraty metanu z dna morskiego.

Po wczesnoeoceńskim maksimum trend się odwrócił. Długotrwałe ochłodzenie klimatu w kenozoiku zaczęło się około 50 mln lat temu. Napędzał je między innymi powolny dryf płyt tektonicznych. Lądolód antarktyczny powstał około 35–30 mln lat temu, kiedy ochłodzenie przekroczyło próg trwałego zlodowacenia. Od tamtej pory na Ziemi zawsze był przynajmniej jeden duży lądolód.

Pliocen to ostatni etap tej drogi. W jego środkowej części, około 3,3–3,0 mln lat temu, stężenie CO₂ było zbliżone do dzisiejszego. Właśnie dlatego pliocen jest najbliższym punktem odniesienia dla obecnego składu atmosfery. Arktyka miała wtedy znacznie mniej lodu.

Jak wyglądały epoki lodowe i co przyszło po nich?

Od około 2,6 mln lat Ziemia przechodzi przez kolejne zlodowacenia, a my żyjemy w ciepłej przerwie między nimi. Holocen, czyli ostatnie 11,7 tys. lat, wydaje się stabilny tylko w porównaniu z tym, co działo się wcześniej.

Glacjały i interglacjały

Maksimum ostatniego zlodowacenia przypadło na około 21–19 tys. lat temu. Lądolód skandynawski przykrywał wtedy północną Polskę, a jego czoło sięgało mniej więcej linii Leszna, Konina i Płocka. Ponieważ tyle wody było uwięzione w lodzie, według IPCC AR6 poziom morza był o 125–134 m niższy niż dziś. Odsłonięte szelfy połączyły Azję z Ameryką przez Beringię, a Wielką Brytanię z kontynentem przez Doggerland. Przez Beringię ludzie dotarli do Ameryki w jednej z dawnych migracji klimatycznych. Zmiany klimatu przesuwały też całe ekosystemy roślin i zwierząt o setki kilometrów.

Glacjały i interglacjały nie trwały jednak tyle samo. W ostatnim milionie lat lód narastał przez mniej więcej 100 tys. lat, a od maksimum rozpadał się w około 10 tys. lat. Główna faza ostatniej deglacjacji trwała od około 18 do 11 tys. lat temu. Raz rozpoczęte topnienie samo się przy tym przyspieszało.

Interglacjał eemski, trwający od około 129 do 116 tys. lat temu, był cieplejszym odpowiednikiem holocenu. Według IPCC AR6 średnia temperatura była wtedy o 0,5–1,5°C wyższa niż w latach 1850–1900. Cieplejsze lata na północy zmniejszyły lądolód Grenlandii. Udział zachodniej Antarktydy w ubytku lodu pozostaje niepewny.

Holocen i czasy historyczne

Optimum klimatyczne holocenu przypadło mniej więcej na okres 9–5 tys. lat temu, choć w każdym regionie w innym czasie. Lata na półkuli północnej były cieplejsze, a monsun nawadniał Saharę, wtedy porośniętą sawanną i pełną jezior. Około 8200 lat temu do Atlantyku spłynęła woda z jeziora zaporowego przy topniejącym lądolodzie północnoamerykańskim. Osłabiony obieg wód oceanicznych schłodził północny Atlantyk na mniej więcej półtora stulecia.

Dla ostatniego tysiąclecia stosuje się zwykle periodyzację przyjętą przez IPCC, a jej granice są umowne. Średniowieczne optimum klimatyczne nosi w niej nazwę średniowiecznej anomalii klimatycznej i przypada na lata około 950–1250, a mała epoka lodowa na około 1450–1850. W szczycie średniowiecznego ocieplenia najwyższe temperatury objęły naraz tylko około 40% powierzchni Ziemi.

Czy ochłodzenie zawsze oznaczało upadek? Osady Wikingów na Grenlandii, założone pod koniec X wieku, opustoszały w XV wieku. Chłód był jednak tylko jednym z powodów, obok spadku handlu kością morsa i odcięcia od Europy.

Inne społeczności w podobnych warunkach radziły sobie dobrze. Według pracy zespołu Degroota istniało pięć dróg, którymi dawne społeczności przetrwały presję klimatyczną, a często nawet prosperowały. Przykładem jest Republika Zjednoczonych Prowincji, której złoty wiek przypadł na chłodne dekady małej epoki lodowej.

Co zmieniało klimat przed człowiekiem?

Naturalne zmiany klimatu wynikają z dwóch rodzajów czynników. Wymuszenie to impuls z zewnątrz układu klimatycznego, na przykład zmiana nasłonecznienia, składu atmosfery albo położenia lądów. Sprzężenie zwrotne to reakcja samego układu, która ten impuls wzmacnia albo osłabia. „Główną” przyczyną bywają różne czynniki, zależnie od skali czasu. Każde wymuszenie działa bowiem w innym tempie.

Wymuszenia dzielą się na trzy grupy według skali czasu.

• Miliony lat – tektonika przesuwa kontynenty i otwiera lub zamyka cieśniny oceaniczne. Termostat węglowy reguluje przy tym ilość CO₂, działając jako sprzężenie osłabiające. Wietrzenie skał krzemianowych wiąże węgiel tym szybciej, im jest cieplej i wilgotniej, więc chroni planetę przed przegrzaniem i wychłodzeniem. Wulkanizm dostarcza do tego obiegu CO₂ z wnętrza Ziemi.
• Dziesiątki tysięcy lat – cykle Milankovicia zmieniają rozkład nasłonecznienia: mimośród orbity w okresie około 100 tys. lat, nachylenie osi około 41 tys. lat, precesja około 19–23 tys. lat.
• Lata i stulecia – aktywność słoneczna i wielkie erupcje wulkaniczne. Pył i siarka z wybuchu Tambory w 1815 roku przyniosły Europie „rok bez lata” 1816.

Dlaczego jednak niewielka zmiana letniego nasłonecznienia na dalekiej północy wystarczała, żeby zaczęło się zlodowacenie? Odpowiedzią są sprzężenia. Po chłodnym lecie śnieg przetrwa do jesieni, a jasna powierzchnia odbija więcej światła i dalej ochładza okolicę. Na tym polega sprzężenie albedo. Chłodniejszy ocean pochłania więcej CO₂. W zimnym powietrzu jest też mniej pary wodnej. W efekcie ochłodzenie pogłębia się samo.

W ten sam sposób trzeba rozumieć zapis z rdzenia Wostok, w którym na początku deglacjacji CO₂ rośnie z opóźnieniem względem temperatury. Ocieplenie zaczyna impuls orbitalny. Potem ocean oddaje CO₂. Dalsze ogrzewanie całego globu przejmują wtedy gazy cieplarniane. W cyklach lodowcowych CO₂ działa więc jako sprzężenie wzmacniające. To opóźnienie nie podważa zatem wpływu CO₂ na temperaturę.

Czego zmiany klimatu w przeszłości uczą o obecnym ociepleniu?

To prawda, że klimat zawsze się zmieniał, a w kredzie czy pliocenie bywało cieplej niż dziś. Argument „klimat zawsze się zmieniał” to jednak ulubiony skrót, którym posługuje się denializm klimatyczny. Paleoklimat pozwala porównać dzisiejszą zmianę z dawnymi według trzech kryteriów: tempa, zasięgu i przyczyny.

Największa różnica dotyczy tempa. Od maksimum ostatniego zlodowacenia świat ocieplił się o około 5–7°C w ciągu mniej więcej 10 tys. lat, czyli średnio o mniej niż 0,1°C na stulecie. Dzisiejsze globalne ocieplenie wyniosło w dekadzie 2016–2025 już 1,26°C względem lat 1850–1900, w większości w ciągu ostatniego stulecia. Nawet PETM, jeden z najszybszych epizodów sprzed milionów lat, narastał przez tysiąclecia.

Zasięg to druga różnica. Szczyt ocieplenia średniowiecznego wystąpił naraz tylko na części globu. Najcieplejszy okres ostatnich 2000 lat przypadł natomiast na XX wiek dla ponad 98% globu.

Trzecia różnica dotyczy przyczyny. Dawne zmiany miały naturalne przyczyny, takie jak orbita, wulkany czy Słońce. Żadna z nich nie wyjaśnia ocieplenia z ostatnich dekad. Niemal całe obecne ocieplenie spowodował człowiek.

Przeszłość mówi też coś niewygodnego. W cyklach lodowcowych stężenie CO₂ wahało się zwykle od 180 do 280 ppm, a w skrajnych punktach zapisu od 170 do 300 ppm. Dziś stężenie przekracza 420 ppm. Obecne stężenie CO₂ jest najwyższe od co najmniej dwóch milionów lat, co IPCC ocenia z wysoką pewnością. Skoro wahania o około 100 ppm wzmacniały przejścia między glacjałem a interglacjałem, klimat wyraźnie reaguje na ten gaz.

Ciepłe okresy pokazują też, do jakiego poziomu mórz prowadzi trwałe ocieplenie. Według IPCC AR6 w eemie morze stało o 5–10 m wyżej, a w środkowym pliocenie o 5–25 m wyżej. Lądolody topniały przez stulecia i tysiąclecia, więc te liczby opisują stan równowagi, a nie poziom morza za kilka dekad.