Klimat dawnych epok: od dinozaurów do lądolodu

Dziesiątki milionów lat temu klimat był wyraźnie cieplejszy od tego, w jakim rozkwitła nasza cywilizacja, wyższe też było stężenie dwutlenku węgla. Jednak w miarę jak mijały wieki, temperatura powierzchni Ziemi spadała tak, że w końcu możliwe było powstanie lądolodu na Antarktydzie. Jakie były przyczyny tych zmian? Dziś przyglądamy się odległej przeszłości klimatu.

Uwaga: przed zapoznaniem się z artykułem rekomendujemy zapoznanie się z artykułami:
Wolny cykl węglowy i termostat węglowy
Impuls węglowy i jego usuwanie z atmosfery

Góry Aktau w Kazachstanie. Osady układające się w uporządkowane warstwy pomagają naukowcom w badaniu dawnego klimatu. Tu białe, żółte i czerwone warstwy odpowiadają okresom od Eocenu do Oligocenu. Zdjęcie:Kathryn Fitzsimmons za serwisem Imaggeo (licencja CC BY-NC-SA 3.0).

Przyjrzyjmy się klimatowi w okresie ostatnich 65 mln lat, od czasów wyginięcia dinozaurów. Znane nam cykle epok lodowych to domena ostatnich 2–3 mln lat. Cofając się jeszcze dalej w przeszłość, zobaczymy, że wcześniej klimat był znacznie cieplejszy.

Rysunek 1. Oszacowania zmian średniej temperatury powierzchni Ziemi w ostatnich 65 mln lat względem okresu bazowego 1961–1990 (średnia temp. Ziemi ok. 14°C). Niebieskie linie oznaczają epizody zlodowaceń, pola jasnoniebieskie pokazują częściowe zlodowacenie, pola ciemnoniebieskie trwałe. Zaznaczone są kluczowe zdarzenia omówione w tekście. Grafika własna, źródła danych.

Ważnym punktem w historii zmian klimatu Ziemi był środkowy pliocen (uwaga: nazwy epok geologicznych, wraz z ich czasem trwania, znajdziesz na górze Rysunku 1) 3–3,5 mln lat temu, na krótko przed tym, jak uformował się lądolód Grenlandii i przestała ona być „zieloną wyspą”, a Ziemia weszła w znany nam już cykl epok lodowych. Koncentracja CO2 w atmosferze była wtedy na poziomie zbliżonym do obecnego (ok. 400 ppm), okres ten może więc stanowić punkt odniesienia dla klimatu przy tej koncentracji CO2.

Rysunek 2. Anomalie temperatury w środkowym pliocenie, na krótko przed powstaniem lądolodu Grenlandii, względem poziomu z epoki przedprzemysłowej. Na wykresie po prawej stronie czarna linia pokazuje najbardziej prawdopodobne anomalie temperatur na różnych szerokościach geograficznych nad lądami, a zielona globalne; rozmyte pasy pokazują przedział ufności 2σ (prawdopodobieństwo 95%). Źródło Masson-Delmotte i in., 2013, IPCC AR5, WG1.

Jak pokazuje rysunek 2, średnia temperatura w tym okresie była wyższa o 2–3°C niż w epoce przedprzemysłowej, przy czym temperatury w strefie międzyzwrotnikowej były wyższe jedynie o 1–1,5°C, a na lądach w obszarach okołobiegunowych aż o 10°C. Szczególnie wysokie anomalie temperatury panowały w rejonie Grenlandii (nic dziwnego, wtedy nie było tam lądolodu!). Lądowe wskaźniki paleoklimatyczne z położonej w kanadyjskiej Arktyce Wyspy Ellesmere’a wskazują na średnioroczne temperatury bliskie zeru, czyli kilkanaście stopni wyższe niż w holocenie; zaś zrekonstruowane temperatury okresu wegetacyjnego (maj–wrzesień) to 10–14 stopni powyżej zera (Ballantyne i in., 2010, Robinson, 2009). Jako ciekawostkę można dodać, że w porastającej wyspę tajdze żyły dostosowane do surowych warunków wielbłądy (Rybczynski i in., 2013). Podobne wyniki dały badania osadów z jeziora El’Gygytgyn w północno-wschodniej Rosji, z których wynika, że średnie temperatury w tym rejonie Arktyki były o ok. 8°C wyższe niż w epoce przedprzemysłowej, a za kołem podbiegunowym zamiast roślinności tundrowej rosły lasy iglaste i liściaste (Brigham-Grette, 2013).

Brak lądolodu na Grenlandii oraz wyższe temperatury zmieniające punkt równowagi lądolodu antarktycznego (czyli rozmiar, przy którym akumulacja śniegu równoważy straty lodu) powodowały, że światowy poziom morza był wtedy wyższy o 20–30 metrów.

Panujący w pliocenie klimat w zestawieniu z sytuacją z początku eocenu i tak można uznać za całkiem chłodny. W eocenie na Ziemi nie było w ogóle lądolodów (patrz Rysunek 1), a światowy poziom morza był wyższy o 75 metrów.

Rysunek 3. Anomalie temperatury w młodszym eocenie względem poziomu z epoki przedprzemysłowej. Na wykresie po prawej czarna linia pokazuje najbardziej prawdopodobne anomalie temperatur na różnych szerokościach geograficznych nad lądami, a zielona – nad lądami i oceanami łącznie; rozmyte pasy pokazują przedział ufności 2σ. Źródło Masson-Delmotte i in., 2013, IPCC AR5, WG1.

Znacząco cieplej było wtedy na Antarktydzie (ponownie przyczyną jest brak lądolodu), a temperatury w rejonach arktycznych przekraczały XX-wieczny poziom typowy dla rejonu Morza Śródziemnego (patrz Rysunek 3). To dopiero są WIELKIE zmiany klimatu. Dlaczego było wtedy tak ciepło i dlaczego klimat tak znacząco od tego czasu się ochłodził?

Słońce stopniowo świeciło coraz mocniej – od czasu wyginięcia dinozaurów 65 mln lat temu jego moc wzrosła o 0,65 procent, zwiększając wymuszenie radiacyjne o około 1,3 W/m2. Skoro moc Słońca rosła, to powinno się ocieplać, a tymczasem temperatura spadała. A więc to nie zmiany energii otrzymywanej ze Słońca były decydującym czynnikiem sterującym klimatem.

Czy przyczyną ochładzania się klimatu mogło być inne rozmieszczenie kontynentów?

Rysunek 4. Rozmieszczenie kontynentów pod koniec ery dinozaurów 65 mln lat temu i obecnie. Źródło Hansen i in., 2008.

65 mln lat to nie tak dużo w skali planety. Owszem, poszerzył się Atlantyk, a Ameryki się połączyły, ale same kontynenty nie zmieniły znacząco swojego położenia, a w szczególności istotnych dla bilansu energii Ziemi szerokości geograficznych. Otwarcie lub zamknięcie dróg dla prądów oceanicznych może wpłynąć na zmianę dystrybucji energii pomiędzy regionami Ziemi – poza zmianami albedo (przyczynienie się do zwiększenia bilansu masy lądolodu Grenlandii poprzez zwiększenie opadów śniegu), nie powoduje to jednak znaczącego wymuszenia radiacyjnego w skali globalnej. Szacuje się, że zmiana rozmieszczenia kontynentów w ostatnich 65 mln lat mogła skutkować wymuszeniem radiacyjnym poniżej 1 W/m2 (Hansen i in., 2008).

Czas przyjrzeć się zmianom stężeń gazów cieplarnianych. Z tak odległej przeszłości mamy wskaźniki paleoklimatyczne jedynie dla dwutlenku węgla, zmiany stężeń innych gazów cieplarnianych trzeba zaś szacować.

Rysunek 5. Stężenie CO2 na podstawie wskaźników paleoklimatycznych. Stężenia CO2 w epoce przedprzemysłowej (280 ppm) oraz 2012 roku (390 ppm) są zaznaczone szarymi przerywanymi liniami. Niebieska wstęga oznacza przedział ufności 1σ. Uwaga: dane na wykresie nie uwzględniają zmian w ostatnich dekadach. Źródło Masson-Delmotte i in., 2013, IPCC AR5, WG1.

W eocenie koncentracja dwutlenku węgla rosła, około 50 mln lat temu osiągając maksimum na poziomie około 1000 ppm, następnie zaś stopniowo spadała. Był to przede wszystkim rezultat zmian w bilansie termostatu węglowego (czyli różnicy między tempem emisji CO2 do szybkiego cyklu węglowego przez wulkany a usuwaniem tego gazu przez procesy wietrzenia skał). Pewien wpływ mogło mieć też usuwanie materii organicznej do osadów oceanicznych, gdzie ulegały pogrzebaniu i przemianie w ropę naftową – takie procesy mogły mieć miejsce 49 mln lat temu w Arktyce, podczas trwającego około miliona lat tzw. „epizodu Azolla”. Szacuje się, że drobne słodkowodne paprocie (rodzaju azolla) opadając na dno, usunęły wtedy z szybkiego cyklu węglowego 900–3500 GtC, które dzisiaj są arktycznymi złożami ropy naftowej. To ilość węgla, odpowiadająca w warunkach eocenu (800–2000 ppm) spadkowi atmosferycznej koncentracji CO2 o 55–450 ppm (Speelman, 2010). Na dłuższą metę wpływ tego zdarzenia na klimat został zniwelowany przez termostat węglowy: spadek ilości CO2 w atmosferze prowadzi do spadku tempa wietrzenia skał, w wyniku czego atmosferyczna koncentracja CO2 w horyzoncie milionów lat powraca do poziomu równowagi. Analogicznie, w takim czasie zostałby też w pełni zneutralizowany impuls węglowy wielkości 900–3500 GtC (dla porównania, ilość pochodzących z wulkanów emisji CO2 w ciągu miliona lat to ok. 80 000 GtC).

Zwróć uwagę (rysunek 4) na subkontynent indyjski, 65 mln lat temu znajdujący się na południe od równika i przemieszczający się na północ z wyjątkowo dużą prędkością 20 cm rocznie (typowa prędkość przemieszczania się płyt kontynentalnych jest o rząd wielkości mniejsza). Wielkie rzeki Azji od dziesiątek milionów lat zrzucały do Oceanu Indyjskiego znaczne ilości materiału organicznego, który formował bogate w węgiel osady. Wysoka aktywność wulkaniczna związana z przemieszczaniem się przez ten obszar płyty subkontynentu indyjskiego powodowała emisję zgromadzonego w nich węgla do atmosfery. W związku z tym atmosferyczna koncentracja CO2 rosła, a wraz z nią rosła średnia temperatura planety. Po milionach lat (50 mln lat temu) subkontynent indyjski zderzył się z Azją, powodując wypiętrzenie Himalajów i Tybetu, a więc odsłonięcie wielkich powierzchni niezwietrzałych skał krzemianowych. Równocześnie aktywność wulkaniczna osłabła i rozpoczął się trwający miliony lat trend spadku zawartości dwutlenku węgla w powietrzu.

W miarę jak ilość CO2 w atmosferze malała, słabł też efekt cieplarniany i obniżała się temperatura planety. Gdy 34 mln lat temu koncentracja dwutlenku węgla spadła do poziomu 500–600 ppm, Antarktyda zaczęła pokrywać się czapą lodową, przez kilkanaście milionów lat przechodząc cykl epok lodowych bardzo podobnych do tych z ostatnich 2 mln lat. Lądolód Antarktydy a to rozrastał się do praktycznie obecnych rozmiarów, a to prawie znikał, zmieniając swój rozmiar w rytmie wymuszeń orbitalnych (Liebrand i in., 2017).

Rysunek 6: Współczesna odmiana paproci azolla caroliniana, zdjęcie Ingrid Taylar za Wikimedia (licencja CC BY 2.0).

Pokrycie Antarktydy lądolodem zakończyło zachodzące na niej procesy wietrzenia, a globalny spadek temperatury spowolnił wietrzenie na innych kontynentach. To wystarczyło, by ustabilizować stężenie CO2 w atmosferze.

Ochłodzenie się klimatu, spowodowane spadkiem stężeń gazów cieplarnianych w ostatnich kilkudziesięciu milionach lat, zmieniło oblicze planety: z gorącego klimatu bez lądolodów, do wielkich lądolodów na obydwu półkulach. Ta wielka zmiana klimatu zajęła jednak bardzo dużo czasu. Gdy Indie przesuwały się na północ przez ocean, koncentracja dwutlenku węgla rosła o 0,0001 ppm rocznie, czyli o 1 ppm w ciągu 10 tys. lat. Na wzrost koncentracji dwutlenku węgla o 100 ppm potrzeba było miliona lat. Podczas gdy 50–20 mln lat temu koncentracja CO2 spadała z 1000 do 300 ppm, spadek o 1 ppm trwał średnio ponad 40 tys. lat. Było bardzo dużo czasu na uzupełnianie oceanów jonami węglanowymi, ewolucję i migracje, co pozwalało ekosystemom dostosować się do zmian klimatu.

Artykuł jest przeredagowanym na potrzeby publikacji w internecie fragmentem książki Marcina Popkiewicza, Aleksandry Kardaś i Szymona Malinowskiego pt. Nauka o klimacie.

Czytaj także:
Klimat dawnych epok: paleoceńsko-eoceńskie maksimum termiczne (PETM)
Klimat dawnych epok: wielkie wymierania

Opublikowano: 2019-11-06 10:44
Tagi

historia klimatu

Korzystanie z witryny bez zmiany ustawień przeglądarki oznacza akceptację polityki cookies.