Přeskočit na obsah

Klimatická variabilita a změny klimatu

Z Wikipedie, otevřené encyklopedie
(přesměrováno z Variabilita klimatu)
Tento článek je o změnách klimatu v geologické minulosti a v době historické. O vzestupu průměrných teplot zemského povrchu, atmosféry a oceánů od konce 19. století a jeho předpokládaném pokračování pojednává článek Globální oteplování.

Klimatická variabilita zahrnuje všechny změny klimatu, které trvají déle než jednotlivé povětrnostní jevy, zatímco pojem klimatická změna se vztahuje pouze na změny, které přetrvávají po delší dobu, obvykle desítky let nebo déle. Klimatická změna se může vztahovat na jakékoli období v historii Země, ale tento pojem se dnes běžně používá k popisu současné klimatické změny, často označované jako globální oteplování. Od průmyslové revoluce je klima stále více ovlivňováno lidskou činností.[1]

Klimatický systém získává téměř veškerou energii ze Slunce a vyzařuje energii do vesmíru. Rovnováha příchozí a odchozí energie a průchod energie klimatickým systémem představuje energetickou bilanci Země. Pokud je příchozí energie větší než odchozí energie, je energetická bilance Země kladná a klimatický systém se otepluje. Pokud odchází více energie, je energetická bilance záporná a Země se ochlazuje.

Energie, která prochází klimatickým systémem Země, se projevuje v počasí, které se liší v geografickém měřítku a v čase. Dlouhodobé průměry a proměnlivost počasí v určitém regionu tvoří jeho klima. Tyto změny mohou být výsledkem vnitřní proměnlivosti, kdy přírodní procesy vlastní různým částem klimatického systému mění rozložení energie. Příkladem může být proměnlivost v oceánských pánvích, jako je Pacifická dekádová oscilace a Atlantická multidekádová oscilace. Proměnlivost klimatu může být také důsledkem vnějších vlivů, kdy události mimo složky klimatického systému přesto způsobují změny v systému. Příkladem jsou změny slunečního záření a vulkanismus.

Změny klimatu mají důsledky pro změny hladiny moří, život rostlin a hromadná vymírání; ovlivňují také lidskou společnost.

Terminologie

[editovat | editovat zdroj]
Související informace naleznete také v článku Globální oteplování#Terminologie.

Proměnlivost klimatu je termín popisující změny průměrného stavu a dalších charakteristikách klimatu (jako je pravděpodobnost nebo možnost extrémního počasí atd.). „ve všech prostorových a časových měřítcích kromě jednotlivých povětrnostních událostí.“ Zdá se, že část variability není způsobena známými systémy a vyskytuje se ve zdánlivě náhodných časech. Taková variabilita se nazývá náhodná variabilita nebo šum. Na druhou stranu periodická variabilita se vyskytuje relativně pravidelně a v odlišných režimech variability nebo klimatických vzorců.[2]

Termín změna klimatu se často používá konkrétně k označení antropogenní změny klimatu. Antropogenní změna klimatu je způsobena lidskou činností, na rozdíl od změn klimatu, které mohly být důsledkem přírodních procesů na Zemi.[3] Globální oteplování se stalo dominantním populárním termínem v roce 1988, ale ve vědeckých časopisech se globální oteplování vztahuje ke zvýšení povrchové teploty, zatímco změna klimatu zahrnuje globální oteplování a vše ostatní, co ovlivňuje zvyšující se hladiny skleníkových plynů.[4]

Příbuzný termín klimatická změna byl navržen Světovou meteorologickou organizací (WMO) v roce 1966, aby zahrnoval všechny formy klimatické proměnlivosti v časovém měřítku delším než 10 let, ale bez ohledu na příčinu.[5] Během 70. let 20. století termín změna klimatu nahradil klimatickou změnu a zaměřil se na antropogenní příčiny, protože se ukázalo, že lidská činnost má potenciál drasticky změnit klima. Změna klimatu byla začleněna do názvu Mezivládního panelu pro změnu klimatu (IPCC) a Rámcové úmluvy OSN o změně klimatu (UNFCCC). Změna klimatu se nyní používá jak jako technický popis procesu, tak jako podstatné jméno používané k popisu problému.[5]

Příčiny

[editovat | editovat zdroj]

V nejširším měřítku určuje rovnovážnou teplotu a klima Země rychlost, s jakou je energie přijímána ze Slunce, a rychlost, s jakou je ztrácena do vesmíru. Tato energie je rozváděna po celé zeměkouli větry, oceánskými proudy[6][7] a dalšími mechanismy, které ovlivňují podnebí v různých oblastech.[8]

Faktory, které mohou ovlivňovat klima, se nazývají klimatické vlivy nebo „mechanismy ovlivňující klima“.[9] Patří mezi ně změny slunečního záření, změny oběžné dráhy Země, změny v odrazivosti (tzv. albedo) kontinentů, atmosféry a oceánů, dále horotvorné procesy, kontinentální drift a změny koncentrace skleníkových plynů. Vnější vlivy mohou být buď antropogenní (např. zvýšené emise skleníkových plynů a prachu), nebo přirozené (např. změny slunečního záření, oběžné dráhy Země, sopečné erupce).[10] Existuje celá řada zpětných vazeb změny klimatu, které mohou buď zesílit, nebo zeslabit původní vlivy. Existují také klíčové prahové hodnoty, jejichž překročení může způsobit rychlou nebo nevratnou změnu.

Některé části klimatického systému, jako jsou oceány a ledovce, reagují na klimatické vlivy pomaleji (např. na změny teploty atmosféry v jejich okolí) pomaleji, zatímco zemský povrch a atmosféra reagují na teplotní změny jejich okolí rychleji. Příkladem rychlé změny je ochlazení atmosféry po sopečné erupci, kdy sopečný popel odráží sluneční světlo. Teplotní roztažnost oceánské vody po atmosférickém oteplování je pomalá a může trvat tisíce let. Je také možná kombinace, např. náhlá ztráta albeda v Severním ledovém oceánu při tání mořského ledu, následovaná postupnější tepelnou expanzí vody.

Proměnlivost klimatu může nastat také v důsledku vnitřních procesů. Vnitřní nenásilné procesy často zahrnují změny v distribuci energie v oceánu a atmosféře, například změny v termohalinní cirkulaci.

Vnitřní variabilita

[editovat | editovat zdroj]
Existuje sezónní variabilita v tom, jak nové rekordy vysokých teplot překonaly nové rekordy nízkých teplot.[11]

Klimatické změny způsobené vnitřní proměnlivostí se někdy vyskytují v cyklech nebo oscilacích. U jiných typů přirozených klimatických změn nemůžeme předvídat, kdy k nim dojde; takové změny se považují za náhodné neboli stochastické.[12] Z hlediska klimatu lze počasí považovat za náhodné.[13] Pokud je v určitém roce málo oblačnosti, dochází k energetické nerovnováze a oceány mohou absorbovat dodatečné teplo. Díky klimatické setrvačnosti se tento signál může „uložit“ v oceánu a projevit se jako proměnlivost v delším časovém měřítku než původní poruchy počasí.[14] Pokud jsou poruchy počasí zcela náhodné a vyskytují se jako bílý šum, setrvačnost ledovců nebo oceánů je může transformovat do klimatických změn, kdy oscilace s delší dobou trvání jsou zároveň většími oscilacemi, což je jev nazývaný červený šum.[15] Mnoho klimatických změn má náhodný i cyklický aspekt. Toto chování se nazývá stochastická rezonance.[15] Polovinu Nobelovy ceny za fyziku za rok 2021 získal Klaus Hasselmann společně se Syukuro Manabe za související práci v oblasti modelování klimatu.

Proměnlivost oceánu a atmosféry

[editovat | editovat zdroj]

Oceán a atmosféra mohou působit společně a spontánně vytvářet vnitřní proměnlivost klimatu, která může přetrvávat roky až desetiletí.[16][13] Tyto výkyvy mohou ovlivnit globální průměrnou teplotu povrchu přerozdělováním tepla mezi hlubokým oceánem a atmosférou[17][18] a/nebo změnou rozložení mraků/vodní páry/mořského ledu, což může ovlivnit celkový energetický rozpočet Země.[19][20]

Oscilace a cykly

[editovat | editovat zdroj]
Barevné pruhy ukazují, jak roky El Niño (červená, regionální oteplování) a roky La Niña (modré, regionální ochlazení) souvisejí s celkovým globálním oteplováním. El Niño–jižní oscilace byla spojena s variabilitou dlouhodobého globálního průměrného nárůstu teploty.

Klimatická oscilace nebo klimatický cyklus je jakákoli opakující se cyklická oscilace v rámci globálního nebo regionálního klimatu. Jsou kvaziperiodické (ne dokonale periodické), takže Fourierova analýza dat nemá ve spektru ostré vrcholy. Bylo zjištěno nebo předpokládáno mnoho oscilací na různých časových škálách:[21]

  • El Niño-Jižní oscilace (ENSO) – rozsáhlé střídání teplejších (El Niño) a chladnějších (La Niña) teplot povrchu tropických moří v Tichém oceánu s celosvětovými účinky. Jedná se o samoudržující se oscilaci, jejíž mechanismy jsou dobře prozkoumány.[22] ENSO je nejvýznamnějším známým zdrojem meziroční proměnlivosti počasí a klimatu na celém světě. Cyklus se objevuje jednou za dva až sedm let, přičemž El Niño trvá v rámci dlouhodobějšího cyklu devět měsíců až dva roky.[23] Studený jazyk rovníkového Tichého oceánu se neotepluje tak rychle jako zbytek oceánu, a to kvůli zvýšenému vzestupnému proudění studených vod u západního pobřeží Jižní Ameriky.[24][25]
  • Maddenova–Julianova oscilace (MJO) – významná vysokofrekvenční oscilace podmínek v troposféře v tropické oblasti, která se nejvýrazněji projevuje v zonální složce cirkulace v mezní vrstvě atmosféry a v horní troposféře. Vyskytuje se hlavně nad Indickým oceánem a nad západní částí rovníkového Tichého oceánu. Perioda MJO se pohybuje mezi 30 a 60 dny.[26][27]
  • Severoatlantická oscilace (NAO) – oscilace spočívající v současném kolísání intenzity islandské cyklony a azorské anticyklony; toto kolísání je kvantifikováno pomocí indexu severoatlantické oscilace. Při kladné fázi oba útvary zintenzivní, což vede k nárůstu horizontálního tlakového gradientu mezi nimi a tím i k zesílení zonální cirkulace nad severním Atlantikem; při záporné fázi dochází k zeslabení tohoto uspořádání[28][29]
  • Kvazidvouletá oscilace (QBO) – oscilace projevující se střídáním směru zonálního větru ve stratosféře s periodou cca 28 měsíců. Uplatňuje se v centrální části tropického pásma (cca mezi 15° sev. a již. šířky), směrem k obratníkům její amplituda klesá.[30][31]
  • Pacifická stoletá oscilace – tento termín označuje hypotetickou klimatickou oscilaci v Tichém oceánu na časové škále přibližně jednoho století, kterou předpovídají některé klimatické modely. Má podobnosti s jevy jako El Niño nebo La Niña, ale probíhá na mnohem delší časové škále.
  • Pacifická dekádová oscilace (PDO) – „typická změnami teploty povrchu moře a tlaku vzduchu v severním Tichomoří a ovlivňující kolísání klimatu Severní Ameriky v chladné části roku.“ „Jednotlivé fáze PDO trvají několik desetiletí. Kladná (teplá) fáze se vyznačuje chladnější vodou v centrální části severního Tichého oceánu a teplejší vodou při pobřeží Severní Ameriky, při záporné (studené) fázi je tomu naopak. Kolísání teploty mořské vody souvisí s periodickými změnami aleutské cyklony, jejíž prohloubení při kladné fázi PDO provází kladná anomálie tlaku vzduchu nad pevninskou částí USA.“[32][33]
  • Interdekadální pacifická oscilace (IPO) – proměnlivost v Tichém oceánu v celé pánvi s periodou mezi 20 a 30 lety.[34]
  • Atlantická multidekádní oscilace (AMO) – „nízkofrekvenční oscilace podmínek v severním Atlantiku (od rovníku po 70. rovnoběžku) projevující se výkyvy teploty povrchu moře s periodou cca 60 až 80 let a průměrnou amplitudou mezi teplou a chladnou fází cca 0,5 °C. Tato oscilace se projevuje kolísáním klimatu především v Evropě a severní Americe. Teplým fázím AMO, z nichž zatím poslední začala v druhé polovině 90. let 20. století, se připisují mj. častější a intenzivnější sucha na středozápadě USA nebo větší četnost silných hurikánů v severním Atlantiku.“[35][36]
  • Severoafrické klimatické cykly – klimatické výkyvy způsobené severoafrickým monzunem s periodou desítek tisíc let.[37]
  • Arktická oscilace (AO) – projevující se kolísáním tlaku vzduchu v Arktidě oproti subtropickému pásu vysokého tlaku vzduchu. Při záporné fázi je v polární troposféře tlak vzduchu nadnormální, což vede k zeslabení cirkumpolárního víru a umožňuje pronikání studeného vzduchu do nižších zeměp. šířek, kde se naopak vyskytují záporné anomálie tlaku vzduchu. Při kladné fázi AO je tlak vzduchu podnormální v Arktidě a nadnormální v subtropech.[38][39]
  • Antarktická oscilace (AAO) – prstencovité módy jsou přirozeně se vyskytující, celoplošné hemisférické vzorce klimatické proměnlivosti. Na časové škále týdnů až měsíců vysvětlují 20–30 % variability na příslušných polokoulích. Na severní polokouli se jedná o severní anulační mód neboli arktickou oscilaci (AO) a na jižní polokouli o jižní anulační mód neboli antarktickou oscilaci (AAO). Prstencové módy mají silný vliv na teplotu a srážky na pevninách středních a vysokých zeměpisných šířek, jako je Evropa a Austrálie, tím, že mění průměrné dráhy bouří. NAO lze považovat za regionální index AO/NAM[32]. jsou definovány jako první EOF tlaku mořské hladiny nebo geopotenciální výšky od 20° s. š. do 90° s. š. (NAM) nebo od 20° j. š. do 90° j. š. (SAM).[40][39]
  • Dansgaardovy–Oeschgerovy cykly – vyskytují se ve zhruba 1500letých cyklech během posledního glaciálního maxima.[41]

Změny oceánský proudů

[editovat | editovat zdroj]
Podrobnější informace naleznete v článku Termohalinní výměník.
Schéma moderní termohalinní cirkulace. Před desítkami milionů let vytvořil pohyb kontinentálních desek kolem Antarktidy bezpevninskou mezeru, což umožnilo vznik Západního příhonu, který udržuje teplé vody dál od Antarktidy.

Oceánské aspekty proměnlivosti klimatu mohou generovat variabilitu ve stoletých časových měřítcích kvůli tomu, že oceán má stokrát větší hmotnost než v atmosféře, a tedy velmi vysokou tepelnou setrvačnost. Například změny oceánských procesů, jako je termohalinní cirkulace, hrají klíčovou roli při přerozdělování tepla ve světových oceánech.

Oceánské proudy přenášejí velké množství energie z teplých tropických oblastí do chladnějších polárních oblastí. Změny, ke kterým došlo kolem poslední doby ledové (z technického hlediska poslední doby ledové), ukazují, že cirkulace v severním Atlantiku se může náhle a podstatně změnit, což vede ke globálním klimatickým změnám, i když celkové množství energie přicházející do klimatického systému se příliš nezměnilo. Tyto velké změny mohly pocházet z tzv. Heinrichových událostí, kdy vnitřní nestabilita ledových příkrovů způsobila, že se do oceánu uvolnily obrovské ledovce. Když ledový příkrov roztaje, výsledná voda má velmi nízký obsah soli a chladu, což vede ke změnám v cirkulaci.[42]

Živé organismy

[editovat | editovat zdroj]

Živé organismy ovlivňujíe klima svou rolí v koloběhu uhlíku a vody a prostřednictvím takových mechanismů, jako je albedo, evapotranspirace, tvorba mraků a zvětrávání. Příklady toho, jak mohly živé organismy ovlivnit minulé klima, zahrnují:

Vnější klimatické vlivy

[editovat | editovat zdroj]

Skleníkové plyny

[editovat | editovat zdroj]
Podrobnější informace naleznete v článku Skleníkové plyny.
Koncentrace CO2 za posledních 800 000 let, měřené z ledových jader (modrá/zelená) a přímo (černá)

Zatímco skleníkové plyny uvolňované biosférou jsou často vnímány jako zpětná vazba nebo vnitřní klimatický proces, skleníkové plyny emitované ze sopek jsou klimatology obvykle klasifikovány jako vnější.[53] Skleníkové plyny, jako je CO2, metan a oxid dusný, ohřívají klimatický systém tím, že zachycují infračervené světlo. Sopky jsou také součástí rozšířeného uhlíkového cyklu. Během velmi dlouhých (geologických) časových období uvolňují oxid uhličitý ze zemské kůry a pláště, čímž působí proti absorpci sedimentárními horninami a dalšími geologickými propady oxidu uhličitého.

Od průmyslové revoluce lidstvo přispívá ke skleníkovým plynům vypouštěním CO2 ze spalování fosilních paliv, mění využívání půdy odlesňováním a dále mění klima aerosoly (částicemi v atmosféře)[54] uvolňováním stopových plynů (např. oxidů dusíku, oxidu uhelnatého nebo metanu).[55] Roli hrají i další faktory, včetně využívání půdy, poškozování ozonové vrstvy, chovu zvířat (přežvýkavci, jako je skot, produkují metan[56]) a odlesňování.[57]

Americká geologická služba odhaduje, že sopečné emise jsou na mnohem nižší úrovni než účinky současné lidské činnosti, která generuje 100 až 300krát větší množství oxidu uhličitého než sopky.[58] Roční množství vyprodukované lidskou činností může být větší než množství uvolněné supererupcemi, z nichž poslední byla erupce Toba v Indonésii před 74 000 lety.[59]

Orbitální variace

[editovat | editovat zdroj]
Milankovičovy cykly od 800 000 let v minulosti do 800 000 let v budoucnosti.

Mírné odchylky v pohybu Země vedou ke změnám v sezónním rozložení slunečního světla dopadajícího na zemský povrch a jak je distribuováno po celé zeměkouli. Oproti průměrnému ročnímu průměru slunečního svitu na ploše dochází jen k velmi malým změnám; Může však dojít k výrazným změnám v geografickém a sezónním rozložení. Tři typy kinematických změn jsou změny v excentricitě Země, změny úhlu sklonu zemské osy rotace a precese zemské osy. Dohromady tyto cykly vytvářejí Milankovičovy cykly, které ovlivňují klima a jsou pozoruhodné svou korelací s dobami ledovými a meziledovými,[60] jejich korelací s postupem a ústupem Sahary[60] a jejich výskytem ve stratigrafických záznamech.[61][62]

Během ledovcových cyklů byla zjištěna vysoká korelace mezi koncentracemi CO2 a teplotami. První studie naznačovaly, že koncentrace CO2 zaostávají za teplotami, ale ukázalo se, že tomu tak není vždy.[63] Když se teplota oceánu zvyšuje, rozpustnost CO2 klesá, takže se uvolňuje z oceánu. Výměna CO2 mezi vzduchem a oceánem může být ovlivněna i dalšími aspekty změny klimatu.[64] Tyto a další sebeposilující procesy umožňují, aby malé změny v pohybu Země měly velký vliv na klima.[63]

Energie Slunce

[editovat | editovat zdroj]
Změny sluneční aktivity během posledních několika století na základě pozorování slunečních skvrn a izotopů beryllia. Období mimořádně malého počtu slunečních skvrn na konci 17. století bylo Maunderovým minimem.

Slunce je převládajícím zdrojem energie vstupující do zemského klimatického systému. Mezi další zdroje patří geotermální energie z jádra Země, slapová energie z Měsíce a teplo z rozpadu radioaktivních sloučenin. Je známo, že obě dlouhodobé variace v intenzitě slunečního záření ovlivňují globální klima.[65] Výkon se mění v kratších časových měřítcích, včetně 11letého slunečního cyklu[66] a dlouhodobějších modulací.[67]  Korelace mezi slunečními skvrnami a klimatem je slabá.[65]

Před třemi až čtyřmi miliardami let vydávalo Slunce pouze 75 % energie proti situaci dnes.[68] Pokud by složení atmosféry bylo stejné jako dnes, kapalná voda by na zemském povrchu neexistovala. Existují však důkazy o přítomnosti vody na rané Zemi, v Hadaiku[69][70] a Archaiku,[69][71] což vede k tomu, co je známo jako paradox slabého mladého Slunce.[72] Hypotetická řešení tohoto paradoxu zahrnují diametrálně odlišnou atmosféru s mnohem vyššími koncentracemi skleníkových plynů, než jaké existují v současnosti.[73] Během následujících přibližně 4 miliard let se energetický výkon Slunce zvýšil. Během příštích pěti miliard let, kdy nastane konečná smrt Slunce, kdy se stane červeným obrem a poté bílým trpaslíkem, bude mít změna energetických toků Slunce velký vliv na klima, přičemž fáze červeného obra možná ukončí veškerý život na Zemi, který do té doby přežije.[74]


Vulkanismus

[editovat | editovat zdroj]
Při atmosférické teplotě v letech 1979 až 2010, určené satelity MSU NASA, se projevují účinky aerosolů uvolněných při velkých sopečných erupcích (El Chichón a Pinatubo). El Niño je samostatná událost, odlišná od variability oceánu.

Sopečné erupce považované za dostatečně velké na to, aby ovlivnily zemské klima v měřítku delším než 1 rok, jsou ty, které vyvrhly do stratosféry více než 100 000 tun SO2.[75] To je způsobeno optickými vlastnostmi SO2 a sulfátových aerosolů, které silně absorbují nebo rozptylují sluneční záření a vytvářejí globální vrstvu zákalu kyseliny sírové.[76]  V průměru k takovým erupcím dochází několikrát za století a způsobují ochlazování (částečným zablokováním přenosu slunečního záření na zemský povrch) po dobu několika let. Ačkoliv jsou sopky technicky součástí litosféry, která je sama o sobě součástí klimatického systému, IPCC výslovně definuje vulkanismus jako vnější činitel působení.[77]

Významné erupce v historických záznamech jsou erupce sopky Pinatubo v roce 1991, která snížila globální teploty asi o 0,5 °C až na tři roky[78][79] a erupce sopky Tambora v roce 1815, která způsobila Rok bez léta.[80]

Ve větším měřítku – několikrát za 50 až 100 milionů let – vynesla erupce velkých magmatických provincií velké množství magmatických hornin z pláště a litosféry na zemský povrch. Oxid uhličitý v hornině se pak uvolňuje do atmosféry.[81][82]  Erupce, s injektážemi menšího než 0,1 Mt oxidu siřičitého do stratosféry, ovlivňují atmosféru jen nepatrně, protože teplotní změny jsou srovnatelné s přirozenou variabilitou. Protože se však menší erupce vyskytují s mnohem vyšší frekvencí, ovlivňují zemskou atmosféru.[75][83]

Desková tektonika

[editovat | editovat zdroj]
Podrobnější informace naleznete v článku Desková tektonika.

V průběhu milionů let pohyb tektonických desek rekonfiguruje globální pevninské a oceánské oblasti a vytváří topografii. To může ovlivnit jak globální, tak lokální vzorce klimatu a cirkulace atmosféry a oceánu.[84]

Poloha kontinentů určuje geometrii oceánů, a proto ovlivňuje vzorce oceánské cirkulace. Umístění moří je důležité pro řízení přenosu tepla a vlhkosti po zeměkouli, a tedy i pro určování globálního klimatu. Nedávným příkladem tektonické kontroly oceánské cirkulace je vytvoření Panamské šíje asi před 5 miliony let, které zablokovalo přímé míšení mezi Atlantským a Tichým oceánem. To silně ovlivnilo dynamiku oceánu v dnešním Golfském proudu a mohlo to vést ke vzniku ledové pokrývky na severní polokouli.[85][86] V období karbonu, asi před 300 až 360 miliony let, mohla desková tektonika vyvolat rozsáhlé ukládání uhlíku a zvýšené zalednění.[87] Geologické důkazy ukazují na „megamonzunový“ vzorec cirkulace v době superkontinentu Pangea a klimatické modelování naznačuje, že existence superkontinentu byla příznivá pro vznik monzunů.[88]

Důležitá je také velikost kontinentů. Vzhledem ke stabilizačnímu účinku oceánů na teplotu jsou roční teplotní rozdíly obecně nižší v pobřežních oblastech než ve vnitrozemí. Větší superkontinent bude mít proto větší plochu, ve které je klima silně sezónní, než několik menších kontinentů nebo ostrovů.

Další mechanismy

[editovat | editovat zdroj]

Předpokládá se, že ionizované částice známé jako kosmické záření by mohly ovlivnit oblačnost a tím i klima. Vzhledem k tomu, že Slunce chrání Zemi před těmito částicemi, předpokládá se, že změny ve sluneční aktivitě ovlivňují klima také nepřímo. Pro testování této hypotézy CERN navrhl experiment CLOUD, který ukázal, že vliv kosmického záření je příliš slabý na to, aby znatelně ovlivnil klima.[89][90]

Existují důkazy, že dopad asteroidu Chicxulub před asi 66 miliony let vážně ovlivnil zemské klima. Do atmosféry bylo vyvrženo velké množství sulfátových aerosolů, které snížily globální teploty až o 26 °C a vytvořily teploty pod bodem mrazu po dobu 3 až 16 let. Doba obnovy této události trvala více než 30 let.[91] Rozsáhlé použití jaderných zbraní bylo také zkoumáno z hlediska jeho dopadu na klima. Hypotéza je, že saze uvolněné rozsáhlými požáry blokují významnou část slunečního světla po dobu až jednoho roku, což vede k prudkému poklesu teplot na několik let. Tato možná událost je popsána jako jaderná zima.[92]

Lidské využívání půdy má vliv na to, kolik slunečního světla povrch odráží a na koncentraci prachu. Tvorba mraků není ovlivněna pouze množstvím vody ve vzduchu a teplotou, ale také množstvím aerosolů ve vzduchu, jako je prach.[93] Celosvětově je k dispozici více prachu, pokud existuje mnoho oblastí se suchou půdou, malou vegetací a silným větrem.[94]

Důkazy a měření klimatických změn

[editovat | editovat zdroj]

Paleoklimatologie je studium změn klimatu v průběhu celé historie Země. Využívá různé zástupné metody z věd o Zemi a živé přírodě k získání dat uchovaných ve věcech, jako jsou horniny, sedimenty, ledové příkrovy, letokruhy stromů, korály, mušle a mikrofosilie. Poté použije záznamy k určení minulých stavů různých klimatických oblastí Země a jejího atmosférického systému. Přímá měření poskytují úplnější přehled o proměnlivosti klimatu.

Přímá měření

[editovat | editovat zdroj]

Změny klimatu, které nastaly po rozsáhlém nasazení měřicích přístrojů, lze přímo pozorovat. Přiměřeně kompletní globální záznamy o povrchové teplotě jsou k dispozici od poloviny konce 19. století. Další pozorování jsou odvozena nepřímo z historických dokumentů. Satelitní údaje o oblačnosti a srážkách jsou k dispozici od 70. let 20. století.[95]

Historická klimatologie je studium historických změn klimatu a jejich vlivu na lidskou historii a vývoj. Primární zdroje zahrnují písemné záznamy, jako jsou ságy, kroniky, mapy a místní historickou literaturu, stejně jako obrazová znázornění, jako jsou malby, kresby a dokonce i skalní umění. Proměnlivost klimatu v nedávné minulosti může být odvozena ze změn ve struktuře osídlení a zemědělství.[96]  Archeologické důkazy, orální historie a historické dokumenty mohou nabídnout vhled do minulých změn klimatu. Změny klimatu jsou spojovány se vzestupem[97] a kolapsem různých civilizací.[96]

Proxy měření

[editovat | editovat zdroj]
Podrobnější informace naleznete v článku Proxy data.
Změny CO2, teploty a prachu z ledového jádra Vostok za posledních 450 000 let.

Různé archivy minulého klimatu jsou přítomny v horninách, stromech a zkamenělinách. Z těchto archivů lze odvodit nepřímá měřítka klimatu, tzv. proxy. Kvantifikace klimatologických variací srážek v předchozích stoletích a epochách je méně úplná, ale přibližná pomocí zástupných ukazatelů, jako jsou mořské sedimenty, ledová jádra, jeskynní stalagmity a letokruhy stromů.[98]  Stres, příliš málo srážek nebo nevhodné teploty mohou změnit rychlost růstu stromů, což vědcům umožňuje odvodit klimatické trendy analýzou rychlosti růstu letokruhů. Tento vědní obor, který se tím zabývá, se nazývá dendroklimatologie.[99] Ledovce za sebou zanechávají morény, které obsahují bohatství materiálu – včetně organické hmoty, křemene a draslíku, které lze datovat – zaznamenávající období, ve kterých ledovec postupoval a ustupoval.

Analýza ledu v jádrech vyvrtaných z ledového příkrovu, jako je antarktický ledový příkrov, může být použita k prokázání vztahu mezi teplotou a globálními změnami hladiny moře. Vzduch zachycený v bublinách v ledu může také odhalit změny CO2 v atmosféře z dávné minulosti, dávno před moderními vlivy životního prostředí. Studium těchto ledových jader bylo významným indikátorem změn v CO2 v průběhu mnoha tisíciletí a nadále poskytuje cenné informace o rozdílech mezi starověkými a moderními atmosférickými podmínkami. Poměr 18O/16O ve vzorcích kalcitu a ledových jader používaný k odvození teploty oceánu v dávné minulosti je příkladem metody teplotní proxy.

Zbytky rostlin, a konkrétně pyl, se také používají ke studiu klimatických změn. Rozšíření rostlin se liší podle různých klimatických podmínek. Různé skupiny rostlin mají pyl s výraznými tvary a povrchovou strukturou, a protože vnější povrch pylu je složen z velmi odolného materiálu, odolávají rozkladu. Změny typu pylu nalezeného v různých vrstvách sedimentu naznačují změny v rostlinných společenstvech. Tyto změny jsou často známkou měnícího se klimatu.[100][101] Jako příklad lze uvést pylové studie, které byly použity ke sledování měnících se vegetačních vzorců v průběhu čtvrtohorních zalednění[102] a zejména od posledního glaciálního maxima.[103] Zbytky brouků jsou běžné ve sladkovodních i suchozemských sedimentech. Různé druhy brouků se obvykle vyskytují v různých klimatických podmínkách. Vzhledem k rozsáhlé linii brouků, jejichž genetická výbava se v průběhu tisíciletí významně nezměnila, znalosti současného klimatického rozsahu různých druhů a stáří sedimentů, ve kterých se nacházejí pozůstatky, lze odvodit minulé klimatické podmínky.[104]

Analýza a nejistoty

[editovat | editovat zdroj]

Jednou z obtíží při detekci klimatických cyklů je to, že zemské klima se mění necyklickým způsobem ve většině paleoklimatologických časových měřítek. V současné době se nacházíme v období antropogenního globálního oteplování. V delším časovém rámci se Země vynořuje z nejnovější doby ledové, ochlazuje se z holocénního klimatického optima a otepluje se z „malé doby ledové“, což znamená, že klima se v posledních zhruba 15 000 letech neustále mění. Během teplých období mají teplotní výkyvy často menší amplitudu. Období pleistocénu, kterému dominovalo opakované zalednění, se vyvinulo ze stabilnějších podmínek v miocénním a pliocénním klimatu. Klima holocénu je relativně stabilní. Všechny tyto změny komplikují úkol hledat cyklické chování v klimatu.

Pozitivní zpětná vazba, negativní zpětná vazba a ekologická setrvačnost ze systému pevnina-oceán-atmosféra často zeslabují nebo zvracejí menší účinky, ať už jde o orbitální působení, sluneční změny nebo změny koncentrací skleníkových plynů. Některé zpětné vazby zahrnující procesy, jako jsou mraky, jsou také nejisté; Pro kondenzační stopy, přirozené cirry, oceánský dimethylsulfid a pozemní ekvivalent existují konkurenční teorie týkající se účinků na klimatické teploty, například kontrast mezi hypotézou Iris a hypotézou CLAW.

Dopady

[editovat | editovat zdroj]

Živá příroda

[editovat | editovat zdroj]

Vegetace

[editovat | editovat zdroj]

Se změnou klimatu může dojít ke změně typu, rozložení a pokrytí vegetace. Některé změny klimatu mohou mít za následek zvýšení srážek a tepla, což má za následek lepší růst rostlin a následnou sekvestraci CO2 ve vzduchu. Ačkoli zvýšení CO2 může rostlinám prospět, některé faktory mohou tento nárůst snížit. Pokud dojde ke změně prostředí, jako je sucho, zvýšené koncentrace CO2 nebudou pro rostlinu přínosné.[105]  Takže i když změna klimatu zvyšuje emise CO2, rostliny často toto zvýšení nevyužijí, protože na ně vyvíjejí tlak jiné environmentální stresy.[106]  Očekává se však, že sekvestraceCO2 ovlivní rychlost mnoha přirozených cyklů, jako je rychlost rozkladu rostlinného opadu.[107]  Postupné zvyšování teploty v regionu povede k dřívějšímu období kvetení a plodů, což povede ke změně načasování životních cyklů závislých organismů. Naopak chlad způsobí zpoždění rostlinných biocyklů.[108]

Větší, rychlejší nebo radikálnější změny však mohou za určitých okolností vést ke stresu vegetace, rychlému úbytku rostlin a desertifikaci.[109][110][111] Příklad toho se odehrál během kolapsu karbonského deštného pralesa (CRC), vymírání před 300 miliony let. V té době pokrývaly rovníkovou oblast Evropy a Ameriky rozsáhlé deštné pralesy. Změna klimatu tyto tropické deštné pralesy zdevastovala, náhle roztříštila jejich stanoviště na izolované "ostrovy" a způsobila vyhynutí mnoha rostlinných a živočišných druhů.[109]

Divoká zvěř

[editovat | editovat zdroj]

Jedním z nejdůležitějších způsobů, jak se zvířata mohou vypořádat s klimatickými změnami, je migrace do teplejších nebo chladnějších oblastí.[112] V delším časovém horizontu evoluce lépe přizpůsobuje ekosystémy včetně živočichů novému klimatu.[113] Rychlá nebo rozsáhlá změna klimatu může způsobit masové vymírání, když jsou tvorové roztaženi příliš daleko, aby se dokázali přizpůsobit.[114]

Lidstvo

[editovat | editovat zdroj]

Kolapsy minulých civilizací, jako jsou Mayové, mohou souviset s cykly srážek, zejména sucha, které v tomto případě také korelují s teplou oblastí západní polokoule. Přibližně před 70 000 lety vytvořila erupce supervulkánu Toba obzvláště chladné období během doby ledové, což vedlo k možnému genetickému omezení lidských populací.

Změny v kryosféře

[editovat | editovat zdroj]

Ledovce a ledové příkrovy

[editovat | editovat zdroj]

Ledovce jsou považovány za jeden z nejcitlivějších indikátorů měnícího se klimatu.[115] Jejich velikost je určena hmotnostní bilancí mezi vstupem sněhu a výstupem tání. Jak se teploty zvyšují, ledovce ustupují, pokud se nezvýší sněhové srážky, aby se vyrovnalo další tání. Ledovce rostou a zmenšují se jak v důsledku přirozené variability, tak vnějšího působení. Proměnlivost teploty, srážek a hydrologie může silně určovat vývoj ledovce v určitém ročním období.

Nejvýznamnějšími klimatickými procesy od středního až pozdního pliocénu (přibližně před 3 miliony let) jsou glaciální a interglaciální cykly. Současná doba meziledová (holocén) trvá asi 11 700 let.[116] Utvářené změnami oběžné dráhy, reakce jako vzestup a pokles kontinentálních ledových příkrovů a významné změny hladiny moří pomohly vytvořit klima. Další změny, včetně Heinrichových událostí, Dansgaardových–Oeschgerových událostí a mladšího dryasu, však ilustrují, jak mohou ledovcové variace ovlivnit klima bez orbitálního působení.

Změna hladiny moře

[editovat | editovat zdroj]

Během posledního ledovcového maxima, asi před 25 000 lety, byla hladina moří zhruba o 130 m nižší než dnes. Následné odlednění bylo charakterizováno rychlou změnou hladiny moře.[117]  Na počátku pliocénu byly globální teploty o 1–2 °C vyšší než současná teplota, přesto byla hladina moře o 15–25 metrů vyšší než dnes.[118]

Mořský led

[editovat | editovat zdroj]

Mořský led hraje důležitou roli v zemském klimatu, protože ovlivňuje celkové množství slunečního světla, které se odráží pryč od Země.[119] V minulosti byly pozemské oceány při mnoha příležitostech téměř zcela pokryty mořským ledem, když byla Země ve stavu tzv. sněhové koule Země[120] a zcela bez ledu v obdobích teplého klimatu.[121] Když je na celém světě přítomno velké množství mořského ledu, zejména v tropech a subtropech, klima je citlivější na působení, protože zpětná vazba mezi ledem a albedem je velmi silná.[122]

Klimatická historie

[editovat | editovat zdroj]
Podrobnější informace naleznete v článku Geologický čas.

Geologické éry vývoje Země lze dělit na starší období – prekambrium a mladší období – fanerozoikum (od paleozoika po současnost).

Podnebí v prekambriu

[editovat | editovat zdroj]
Během historie Země teplo tvořené rozpady radioaktivních prvků klesalo.

Rekonstrukce prekambrického podnebí je problematická. Hlavními důvody jsou metamorfóza původních hornin a odlišné složení mořské vody. Prekambrium zahrnuje eony hadaikum, archaikum a proterozoikum.

Teplota uvnitř Země postupně klesá. Teplota zemského pláště se ochlazuje přibližně o 100 °C za miliardu let.[123] Původní geotermální gradient byl v důsledku větší radioaktivity Země větší než dnes a tak bylo odplyňovaní Země větší. To hrálo důležitou roli ve formování atmosféry.

Teplota moří se (podle izotopických analýz kyslíku a křemíku) snižovala z přibližně 70 °C (na počátku archaika) na 60 °C na počátku proterozoika. Dále na 40 °C před 1,5 miliardou let až na přibližně 30 °C na konci proterozoika.[124] Přestože záznamy ukazují velké výkyvy teplot v různých obdobích, dlouhodobý trend (zhruba −10 °C za miliardu let) je tedy poklesem teplot moří. Podobné závěry lze odvodit i z proteinů.[125] Hladina moře byla až o 1 či 2 km vyšší, než je dnes,[126] což značné mění zemské albedo. Modely také ukazují, že na počátku archaika se povrchové teploty (a tak i teplota atmosféry) mohla blížit ke 100 °C a postupně klesala na dnešní průměrnou teplotu zemského povrchu, která je pod 20 °C.[127] Modely se sice mohou rozcházet, ale vesměs ukazují na klima, které neumožňovalo v prekambriu extrémně chladné či horké podnebí.[128]

Hadaikum a archaikum

[editovat | editovat zdroj]

V období vzniku Země, zhruba před 4,6 miliardami let, solární konstanta byla asi o 30 % menší než v současnosti.[129] Složení primární bezkyslíkaté atmosféry bylo od současné značně odlišné – koncentrace oxidu uhličitého přesahovala 10 % (tlak byl na počátku Země možná až 10 atmosfér,[130] ale pak na počátku archaika byl jeho parciální tlak menší než je tlak dnešní atmosféry),[131] navíc z důvodu absence kyslíku byl metan zastoupen ve větším množstvím než dnes. Předpokládá se, že v této době byl právě metan nejdůležitějším skleníkovým plynem. Silný skleníkový efekt kompenzoval menší solární konstantu, a proto podnebí nebylo chladné – teplota zemského povrchu se pohybovala mezi 0–100 °C.[132] Je doloženo, že v této době existoval oceán v tekutém stavu a že existovala srážková voda.

Proterozoikum

[editovat | editovat zdroj]

S rozvojem fotosyntetizujících organismů se zvyšovaly atmosférické koncentrace kyslíku (mj. na úkor oxidu uhličitého a metanu), vyšší koncentrace kyslíku umožnily vznik ozónové vrstvy. Má se za to, že to vedlo ke globálnímu ochlazení a vzniku několika dob ledových. Nejstarší zalednění, které měla odstartovat velká oxidační událost (GOE), je doloženo přibližně 2,3 miliardy let před současností a je nazýváno jako Huronské zalednění.[132] To však odporuje uvedeným izotopickým proxy záznamům teplot.[133] Údajná doba ledová z proterozoika se odehrála mezi 750–600 miliony let před současností. Předpokládá se, že v té době mohl být ledovcem pokryt celý nebo téměř celý povrch Země (kontroverzní teorie sněhové koule). Tato doba ledová mohla být ukončena díky vulkanické činnosti, která dodávala do atmosféry skleníkové plyny. Vzhledem k pokrytí zemského povrchu ledovcem neprobíhalo chemické zvětrávání hornin a skleníkové plyny setrvávaly v atmosféře, kde zvětšovaly skleníkový efekt. Navíc sopečný popel spadlý na zmrzlý povrch Země mohl výrazně snižovat planetární albedo. Ovšem odhadovaná koncentrace oxidu uhličitého na odlednění Země je nerealistická.[134]

Podnebí ve fanerozoiku

[editovat | editovat zdroj]
Teplota dnes a během fanerozoika. Uvedené hodnoty teploty ve fanerozoiku podle[135] nejsou přímo ze záznamu δ18O Veizerových dat (proxy záznam teplot),[136] ale po odečtení časového trendu δ18O (a odpovídajícímu trendu teploty −9 °C za miliardu let) a doplněné o modelový vliv oxidu uhličitého.
Vzrůstající procentní obsah kyslíku v atmosféře (v miliardách let před současností)
Změny v poměru δ18O v mořích během fanerozoika (odečten lineární trend δ18O respektive teploty)[135]
Odhad koncentrací CO2 během fanerozoika

Klimatický záznam z tohoto období je mnohem lepší než z prekambria. U mladších hornin je totiž větší pravděpodobnost, že nebudou metamorfovány a navíc mohou obsahovat fosílie rostlin a živočichů. Do fanerozoika spadají geologické éry paleozoikum, mezozoikum a kenozoikum.

Záznamy ukazují postupný nárůst podílu izotopu kyslíku 18 během celého fanerozoika.[137] Tyto proxy data tedy odpovídají postupnému ochlazování.

Koncentrace atmosférického kyslíku hrála také klíčovou roli přes Rayleighův rozptyl.[138] Její zvýšení vede k ochlazování Země. Koncentrace kyslíku jsou antikorelované s koncentrací oxidu uhličitého[139] (přes procesy jako je hoření, dýchání a fotosyntéza).

Průměrná teplota Země ve fanerozoiku byla přibližně 20 °C a pohybovala se od 10 °C do více než 25 °C, přičemž dnešní teplota je podprůměrná a rovna přibližně 14,5 °C.[140] Z geologického hlediska je nyní díky zalednění stále doba ledová.

Paleozoikum

[editovat | editovat zdroj]

Tato geologická éra se dále dělí na kambrium, ordovik, silur, devon, karbon a perm.

Kambrium a ordovik
[editovat | editovat zdroj]

V kambriu a ordoviku nastalo po ukončení doby ledové ve svrchním proterozoiku relativně teplé klima. Mezi doklady teplého klimatu se řadí malé množství ledovcových sedimentů, velká množství evaporitů a karbonátových sedimentů.[141]

Silur
[editovat | editovat zdroj]

Na konci ordoviku došlo k masovému vymírání druhů, které koreluje s nárůstem gondwanských ledovců. Následovalo chladné období, ale předpokládá se, že ledovce byly omezeny pouze na vysoké zeměpisné šířky.

Devon
[editovat | editovat zdroj]

V tomto období se předpokládá velmi teplé klima, což dokládá sedimentace evaporitů a karbonátových hornin i v mimotropické zóně, kde tedy musely panovat tropické podmínky.[141] Vysoká úroveň mořské hladiny nasvědčuje redukci polárních ledovců a kosmopolitní mořská fauna svědčí o malých gradientech teploty.

Karbon a perm
[editovat | editovat zdroj]

V karbonu a permu nastalo výrazné zalednění. Předpokládanými příčinami jsou orogeneze (Hercynské vrásnění) a vázání organického oxidu uhličitého. Orogeneze způsobila zvětšení plochy zemského povrchu ve vysokých nadmořských výškách, vyvázání oxidu uhličitého z atmosféry zeslabilo skleníkový efekt. Na konci permu došlo k velmi výraznému masovému vymírání druhů.

Mezozoikum

[editovat | editovat zdroj]

V mezozoiku se vyčleňují tři období – trias, jura a křída.

Trias
[editovat | editovat zdroj]

Podnebí triasu bylo relativně teplé a velmi kontinentální, zvláště ve vnitřních částech kontinentů. V aridních oblastech kontinentů byly značně rozšířené pouště.

Jura
[editovat | editovat zdroj]

V tomto období se klima ochladilo, ovšem teplota vzduchu byla stále zhruba na současné úrovni. Je doloženo pouze sezónní zalednění ve vysokých zeměpisných šířkách.

Křída
[editovat | editovat zdroj]

Klimatické podmínky v křídě byly pravděpodobně nejteplejší z celého fanerozoika, teplota vzduchu byla přibližně o 6 °C[142] vyšší než v současné době. Vzhledem k malému množství evaporitů se předpokládá, že podnebí bylo také velmi humidní. Na konci křídy Zemi postihlo velké vymírání druhů.

Paleocenní–eocenní teplotní maximum
[editovat | editovat zdroj]

Paleocénní–eocénní teplotní maximum (PETM) bylo obdobím s nárůstem globální průměrné teploty o více než 5–8 °C během této události.[143] Tato klimatická událost nastala na hranici geologických epoch paleocénu a eocénu.[144] Během události bylo uvolněno velké množství metanu, což je silný skleníkový plyn.[145] PETM představuje "případovou studii" moderních klimatických změn, tedy že skleníkové plyny byly uvolněny v geologicky relativně krátkém čase.[143] Během PETM došlo k masovému vymírání organismů v hlubokém oceánu.[146]

Kenozoikum

[editovat | editovat zdroj]

Během kenozoika vedly různé klimatické vlivy k oteplení a ochlazení atmosféry, což vedlo k ranému vzniku antarktického ledového štítu, následnému tání a jeho pozdějšímu znovuzalednění. Změny teploty nastaly poněkud náhle, při koncentracích oxidu uhličitého asi 600–760 ppm a teplotách přibližně o 4 °C vyšší než dnes. Během pleistocénu probíhaly cykly zalednění a interglaciálů v cyklech přibližně 100 000 let, ale mohlyv rámci interglaciálu zůstat déle, když se orbitální excentricita blíží nule, jako během současného interglaciálu. Předchozí interglaciály, jako byla eemská fáze, způsobily teploty vyšší než dnes, vyšší hladinu moří a částečné tání západoantarktického ledovce.

Klimatologické teploty výrazně ovlivňují oblačnost a srážky. Při nižších teplotách může vzduch zadržet méně vodní páry, což vedlo ke snížení srážek.[147] Během posledního ledovcového maxima před 18 000 lety bylo tepelné odpařování z oceánů na pevninské masy nízké, což způsobilo rozsáhlé oblasti extrémních pouští, včetně polárních pustin (studené, ale s nízkými množstvím oblačnosti a srážek).[148] Naopak světové klima bylo na začátku teplého atlantického období před 8000 lety s více mraky a vlhčí než dnes.[148]

Holocén

[editovat | editovat zdroj]

Holocén je charakterizován dlouhodobým ochlazením začínajícím po holocénním optimu, kdy teploty pravděpodobně byly jen těsně pod současnými (druhá dekáda 21. století),[149] a silný africký monzun vytvořil travnaté podmínky v Sahaře během neolitického subpluviálu. Od té doby došlo k několika ochlazením, včetně:

Naopak se zde vyskytlo několik teplých období, mezi která patří mimo jiné:

Během těchto cyklů se objevily určité účinky. Například během středověkého teplého období byl americký středozápad v suchu, včetně Sand Hills v Nebrasce, které byly aktivními písečnými dunami. Mor černé smrti způsobený Yersinia pestis se vyskytoval také během teplotních výkyvů ve středověku a může souviset se změnami klimatu. Sluneční aktivita mohla přispět k části moderního oteplování, které dosáhlo vrcholu ve 30. letech 20. století. Nicméně sluneční cykly nezohledňují oteplování pozorované od 80. let až do současnosti. Události jako otevření Severozápadního průjezdu a nedávné rekordně nízké ledové minimum moderního arktického zmenšování se neuskutečnily nejméně několik století, protože dřívější průzkumníci nebyli schopni překročit Arktidu, ani v létě. Posuny biomů a rozsahů biotopů jsou rovněž bezprecedentní, vyskytují se rychlostí, které neodpovídají známým klimatickým oscilacím.

Moderní změna klimatu a globální oteplování

[editovat | editovat zdroj]
Podrobnější informace naleznete v článku Globální oteplování.

V důsledku emisí skleníkových plynů lidmi začaly globální povrchové teploty stoupat. Globální oteplování je aspektem moderních klimatických změn, termín, který zahrnuje také pozorované změny srážek, trasy bouří a oblačnosti. V důsledku toho bylo zjištěno, že ledovce po celém světě výrazně ubývají.[150][151] Pevninské ledové štíty v Antarktidě i Grónsku ztrácejí hmotu od roku 2002 a od roku 2009 dochází k zrychlení úbytku ledové hmoty.[152] Globální hladina moří stoupá v důsledku tepelné expanze a tání ledu. Úbytek arktického mořského ledu, jak co do rozsahu, tak tloušťky, v posledních několika desetiletích je dalším důkazem rychlé změny klimatu.[153]

Budoucí vývoj Země

[editovat | editovat zdroj]
Zářivý výkon, poloměr a teplota Slunce v závislosti na čase (v miliardách let).

Zářivý výkon Slunce nyní podle modelů vzrůstá přibližně o procento za 110 miliónů let.[154] Tomu tedy odpovídá za danou dobu nárůst teploty přibližně o čtvrt procenta (tedy přibližně o 0,7 °C za 110 miliónů let). Ovšem tento přirozený přírůstek byl pravděpodobně v historii Země kompenzován. To ukazuje takzvaný paradox slabého mladého Slunce, když na počátku existence Země vyzařovalo Slunce (podle standardních modelů) přibližně jen 70 % současné hodnoty, ale teplota na povrchu Země byla značně vyšší. Za miliardu let však už může Země být neobyvatelná.[155] V dlouhodobém horizontu se očekává pokles koncentrace oxidu uhličitého (za přibližně půl miliardy let se zastaví koloběh uhlíku), což způsobí masové vymírání rostlin a tak i živočichů.[127]

Reference

[editovat | editovat zdroj]
  1. ↑ NATIONAL RESEARCH COUNCIL. Advancing the Science of Climate Change. Washington, D.C.: The National Academies Press, 2010. Dostupné v archivu pořízeném z originálu dne 29-05-2014. ISBN 978-0-309-14588-6. Panel on Advancing the Science of Climate Change, America's Climate Choices. 
  2. ↑ ROHLI, Robert V.; VEGA, Anthony J. Climatology. Fourth edition. vyd. Burlington, Massachusetts: Jones & Bartlett Learning 418 s. ISBN 978-1-284-12656-3, ISBN 978-1-284-11998-5. S. 274. 
  3. ↑ Rámcová úmluva OSN o změně klimatu. [s.l.]: [s.n.], 21. března 1994. Dostupné v archivu pořízeném z originálu dne 20. září 2022. „Změna klimatu“ znamená změnu klimatu, která je přímo nebo nepřímo přičitatelná lidské činnosti, jež mění složení globální atmosféry, a která je navíc k přirozené variabilitě klimatu pozorované v srovnatelných časových obdobích.. 
  4. ↑ What's in a Name? Global Warming vs. Climate Change. [s.l.]: NASA, 5. prosince 2008. Dostupné v archivu pořízeném z originálu dne 9. srpna 2010. 
  5. ↑ a b HULME, Mike. Climate Change, Concept of. International Encyclopedia of Geography: People, the Earth, Environment and Technology. 2017, s. 1. Dostupné online [cit. 2025-11-09]. doi:10.1002/9781118786352.WBIEG0343. 
  6. ↑ HSIUNG, Jane. Estimates of Global Oceanic Meridional Heat Transport. Journal of Physical Oceanography. 1985-11-01, roč. 15, čís. 11, s. 1405–1413. Dostupné online [cit. 2022-01-11]. ISSN 0022-3670. doi:10.1175/1520-0485(1985)015<1405:EOGOMH>2.0.CO;2. (EN) 
  7. ↑ VALLIS, Geoffrey K.; FARNETI, Riccardo. Meridional energy transport in the coupled atmosphere-ocean system: scaling and numerical experiments: MERIDIONAL ENERGY TRANSPORT. Quarterly Journal of the Royal Meteorological Society. 2009-10, roč. 135, čís. 644, s. 1643–1660. Dostupné online [cit. 2022-01-11]. doi:10.1002/qj.498. (anglicky) 
  8. ↑ TRENBERTH, Kevin E.; FASULLO, John T.; KIEHL, Jeffrey. Earth's Global Energy Budget. Bulletin of the American Meteorological Society. 2009-03, roč. 90, čís. 3, s. 311–324. Dostupné online [cit. 2022-01-11]. ISSN 0003-0007. doi:10.1175/2008BAMS2634.1. (anglicky) 
  9. ↑ SMITH, Ralph C. Uncertainty quantification : theory, implementation, and applications. Philadelphia, Pennsylvania: [s.n.] xviii, 383 s. Dostupné online. ISBN 978-1-61197-322-8, ISBN 1-61197-322-8. OCLC 859271907 S. 23. 
  10. ↑ CRONIN, Thomas M. Paleoclimates : understanding climate change past and present. New York: [s.n.], 2010. xviii, 441 s. Dostupné online. ISBN 978-0-231-51636-5, ISBN 0-231-51636-3. OCLC 778435829 S. 17–18. 
  11. ↑ Mean Monthly Temperature Records Across the Globe / Timeseries of Global Land and Ocean Areas at Record Levels for October from 1951–2023 [online]. National Centers for Environmental Information (NCEI) of the National Oceanic and Atmospheric Administration (NOAA), November 2023. Dostupné v archivu pořízeném z originálu dne 16 November 2023.  (change "202310" in URL to see years other than 2023, and months other than 10=October)
  12. ↑ RUDDIMAN, W. F. Earth's climate : past and future. 2.. vyd. New York: W.H. Freeman, 2008. xx, 388 s. Dostupné online. ISBN 978-0-7167-8490-6, ISBN 0-7167-8490-4. OCLC 170035859 S. 261–262. 
  13. ↑ a b HASSELMANN, K. Stochastic climate models Part I. Theory. Tellus. 1976-12, roč. 28, čís. 6, s. 473–485. Dostupné online [cit. 2022-01-11]. doi:10.1111/j.2153-3490.1976.tb00696.x. (anglicky) 
  14. ↑ LIU, Zhengyu. Dynamics of Interdecadal Climate Variability: A Historical Perspective*. Journal of Climate. 2012-03-15, roč. 25, čís. 6, s. 1963–1995. Dostupné online [cit. 2022-01-11]. ISSN 0894-8755. doi:10.1175/2011JCLI3980.1. (anglicky) 
  15. ↑ a b Ruddiman 2008, s. 262
  16. ↑ BROWN, Patrick T.; LI, Wenhong; CORDERO, Eugene C. Comparing the model-simulated global warming signal to observations using empirical estimates of unforced noise. Scientific Reports. 2015-09, roč. 5, čís. 1, s. 9957. Dostupné online [cit. 2022-01-11]. ISSN 2045-2322. doi:10.1038/srep09957. PMID 25898351. (anglicky) 
  17. ↑ MEEHL, Gerald A.; HU, Aixue; ARBLASTER, Julie M. Externally Forced and Internally Generated Decadal Climate Variability Associated with the Interdecadal Pacific Oscillation. Journal of Climate. 2013-09-15, roč. 26, čís. 18, s. 7298–7310. Dostupné online [cit. 2022-01-11]. ISSN 0894-8755. doi:10.1175/JCLI-D-12-00548.1. (anglicky) 
  18. ↑ ENGLAND, Matthew H.; MCGREGOR, Shayne; SPENCE, Paul. Recent intensification of wind-driven circulation in the Pacific and the ongoing warming hiatus. Nature Climate Change. 2014-03, roč. 4, čís. 3, s. 222–227. Dostupné online [cit. 2022-01-11]. ISSN 1758-678X. doi:10.1038/nclimate2106. (anglicky) 
  19. ↑ BROWN, Patrick T.; LI, Wenhong; LI, Laifang. Top-of-atmosphere radiative contribution to unforced decadal global temperature variability in climate models. Geophysical Research Letters. 2014-07-28, roč. 41, čís. 14, s. 5175–5183. Dostupné online [cit. 2022-01-11]. doi:10.1002/2014GL060625. (anglicky) 
  20. ↑ PALMER, M D; MCNEALL, D J. Internal variability of Earth’s energy budget simulated by CMIP5 climate models. Environmental Research Letters. 2014-03-01, roč. 9, čís. 3, s. 034016. Dostupné online [cit. 2022-01-11]. ISSN 1748-9326. doi:10.1088/1748-9326/9/3/034016. 
  21. ↑ El Niño & Other Oscillations - Woods Hole Oceanographic Institution [online]. [cit. 2022-01-11]. Dostupné online. (anglicky) 
  22. ↑ WANG, Chunzai. A review of ENSO theories. National Science Review. 2018-11-01, roč. 5, čís. 6, s. 813–825. Dostupné online [cit. 2022-01-11]. ISSN 2095-5138. doi:10.1093/nsr/nwy104. (anglicky) 
  23. ↑ Climate Prediction Center - ENSO FAQ. web.archive.org [online]. 2009-08-27 [cit. 2022-01-11]. Dostupné v archivu pořízeném z originálu dne 2009-08-27. 
  24. ↑ Part of the Pacific Ocean Is Not Warming as Expected. Why? | Lamont-Doherty Earth Observatory. lamont.columbia.edu [online]. [cit. 2025-11-10]. Dostupné online. 
  25. ↑ Mystery Stretch of Pacific Is Not Warming Like the Rest of World's Waters. Newsweek [online]. 2019-06-26 [cit. 2025-11-10]. Dostupné online. (anglicky) 
  26. ↑ Oscilace Maddenova–Julianova. Meteorologický slovník [online]. [cit. 2022-01-11]. Dostupné online. 
  27. ↑ What is the MJO, and why do we care? | NOAA Climate.gov. www.climate.gov [online]. [cit. 2022-01-11]. Dostupné v archivu pořízeném z originálu dne 2023-03-15. (anglicky) 
  28. ↑ Oscilace severoatlantická. Meteorologický slovník [online]. [cit. 2022-01-11]. Dostupné online. 
  29. ↑ Climate Indices Information. web.archive.org [online]. 2006-06-22 [cit. 2022-01-11]. Dostupné v archivu pořízeném z originálu dne 2006-06-22. 
  30. ↑ Oscilace kvazidvouletá. Meteorologický slovník [online]. [cit. 2022-01-11]. Dostupné online. 
  31. ↑ BALDWIN, M. P.; GRAY, L. J.; DUNKERTON, T. J. The quasi-biennial oscillation. Reviews of Geophysics. 2001-05, roč. 39, čís. 2, s. 179–229. Dostupné online [cit. 2022-01-11]. doi:10.1029/1999RG000073. (anglicky) 
  32. ↑ Oscilace dekádní pacifická. Meteorologický slovník [online]. [cit. 2022-01-11]. Dostupné online. 
  33. ↑ NEWMAN, Matthew; ALEXANDER, Michael A.; AULT, Toby R. The Pacific Decadal Oscillation, Revisited. Journal of Climate. 2016-06-15, roč. 29, čís. 12, s. 4399–4427. Dostupné online [cit. 2022-01-11]. ISSN 0894-8755. doi:10.1175/JCLI-D-15-0508.1. (anglicky) 
  34. ↑ Interdecadal Pacific Oscillation. NIWA [online]. 2016-01-19 [cit. 2022-01-11]. Dostupné online. (anglicky) 
  35. ↑ Oscilace multidekádní atlantická. Meteorologický slovník [online]. [cit. 2022-01-11]. Dostupné online. 
  36. ↑ KNUDSEN, Mads Faurschou; SEIDENKRANTZ, Marit-Solveig; JACOBSEN, Bo Holm. Tracking the Atlantic Multidecadal Oscillation through the last 8,000 years. Nature Communications. 2011-09, roč. 2, čís. 1, s. 178. Dostupné online [cit. 2022-01-11]. ISSN 2041-1723. doi:10.1038/ncomms1186. PMID 21285956. (anglicky) 
  37. ↑ SKONIECZNY, C.; MCGEE, D.; WINCKLER, G. Monsoon-driven Saharan dust variability over the past 240,000 years. Science Advances. 2019-01-18, roč. 5, čís. 1, s. eaav1887. Dostupné online [cit. 2022-01-11]. ISSN 2375-2548. doi:10.1126/sciadv.aav1887. PMID 30613782. (anglicky) 
  38. ↑ Oscilace arktická. Meteorologický slovník [online]. [cit. 2022-01-11]. Dostupné online. 
  39. ↑ a b Annular Modes - Introduction. www.atmos.colostate.edu [online]. [cit. 2022-01-11]. Dostupné online. 
  40. ↑ Klimatické jevy a anomálie | Magazín Gnosis [online]. [cit. 2022-01-11]. Dostupné online. 
  41. ↑ STOCKER, Thomas F.; JOHNSEN, Sigfùs J. A minimum thermodynamic model for the bipolar seesaw: THERMAL BIPOLAR SEESAW. Paleoceanography. 2003-12, roč. 18, čís. 4, s. n/a–n/a. Dostupné online [cit. 2022-01-11]. doi:10.1029/2003PA000920. (anglicky) 
  42. ↑ BURROUGHS, William James. Climate change: a multidisciplinary approach. Repr. 2002. vyd. Cambridge: Cambridge University Press 298 s. ISBN 978-0-521-56771-8, ISBN 978-0-521-56125-9. S. 207–208. 
  43. ↑ KOPP, Robert E.; KIRSCHVINK, Joseph L.; HILBURN, Isaac A. The Paleoproterozoic snowball Earth: A climate disaster triggered by the evolution of oxygenic photosynthesis. Proceedings of the National Academy of Sciences. 2005-08-09, roč. 102, čís. 32, s. 11131–11136. Dostupné online [cit. 2025-11-11]. ISSN 0027-8424. doi:10.1073/pnas.0504878102. PMID 16061801. (anglicky) 
  44. ↑ BERNER, Robert A. Atmospheric oxygen over Phanerozoic time. Proceedings of the National Academy of Sciences. 1999-09-28, roč. 96, čís. 20, s. 10955–10957. Dostupné online [cit. 2025-11-11]. ISSN 0027-8424. doi:10.1073/pnas.96.20.10955. PMID 10500106. (anglicky) 
  45. ↑ MORA, Claudia I.; DRIESE, Steven G.; COLARUSSO, Lee Ann. Middle to Late Paleozoic Atmospheric CO 2 Levels from Soil Carbonate and Organic Matter. Science. 1996-02-23, roč. 271, čís. 5252, s. 1105–1107. Dostupné online [cit. 2025-11-11]. ISSN 0036-8075. doi:10.1126/science.271.5252.1105. (anglicky) 
  46. ↑ BERNER, Robert A. Atmospheric oxygen over Phanerozoic time. Proceedings of the National Academy of Sciences. 1999-09-28, roč. 96, čís. 20, s. 10955–10957. Dostupné online [cit. 2025-11-11]. ISSN 0027-8424. doi:10.1073/pnas.96.20.10955. PMID 10500106. (anglicky) 
  47. ↑ BAINS, Santo; NORRIS, Richard D.; CORFIELD, Richard M. Termination of global warmth at the Palaeocene/Eocene boundary through productivity feedback. Nature. 2000-09, roč. 407, čís. 6801, s. 171–174. Dostupné online [cit. 2025-11-11]. ISSN 0028-0836. doi:10.1038/35025035. (anglicky) 
  48. ↑ ZACHOS, J. C.; DICKENS, G. R. An assessment of the biogeochemical feedback response to the climatic and chemical perturbations of the LPTM. GFF. 2000-03, roč. 122, čís. 1, s. 188–189. Dostupné online [cit. 2025-11-11]. ISSN 1103-5897. doi:10.1080/11035890001221188. (anglicky) 
  49. ↑ SPEELMAN, E. N.; VAN KEMPEN, M. M. L.; BARKE, J. The Eocene Arctic Azolla bloom: environmental conditions, productivity and carbon drawdown. Geobiology. 2009-03, roč. 7, čís. 2, s. 155–170. PMID: 19323694. Dostupné online [cit. 2025-11-11]. ISSN 1472-4669. doi:10.1111/j.1472-4669.2009.00195.x. PMID 19323694. 
  50. ↑ THE EXPEDITION 302 SCIENTISTS; BRINKHUIS, Henk; SCHOUTEN, Stefan. Episodic fresh surface waters in the Eocene Arctic Ocean. Nature. 2006-06, roč. 441, čís. 7093, s. 606–609. Dostupné online [cit. 2025-11-11]. ISSN 0028-0836. doi:10.1038/nature04692. (anglicky) 
  51. ↑ RETALLACK, Gregory J. Cenozoic Expansion of Grasslands and Climatic Cooling. The Journal of Geology. 2001-07, roč. 109, čís. 4, s. 407–426. Dostupné online [cit. 2025-11-11]. ISSN 0022-1376. doi:10.1086/320791. (anglicky) 
  52. ↑ DUTTON, Jan F.; BARRON, Eric J. Miocene to present vegetation changes: A possible piece of the Cenozoic cooling puzzle. Geology. 1997, roč. 25, čís. 1, s. 39. Dostupné online [cit. 2025-11-11]. ISSN 0091-7613. doi:10.1130/0091-7613(1997)025<0039:MTPVCA>2.3.CO;2. (anglicky) 
  53. ↑ CRONIN, Thomas M. Paleoclimates: understanding climate change past and present. New York: Columbia university press ISBN 978-0-231-14494-0. S. 17. 
  54. ↑ 3. Are human activities causing climate change? | Australian Academy of Science. www.science.org.au [online]. [cit. 2025-11-12]. Dostupné online. (anglicky) 
  55. ↑ Climate change, human systems, and policy. Příprava vydání Antoaneta Yotova. Oxford, U.K: Eolss Publishers 3 s. (Encyclopedia of life support systems ; Natural resources policy and management). ISBN 978-1-84826-904-0, ISBN 978-1-84826-902-6. 
  56. ↑ STEINFELD, Henning; GERBER, Pierre; WASSENAAR, T. Livestock's long shadow. www.fao.org. 2006. Dostupné online [cit. 2025-11-12]. 
  57. ↑ Opinion | What the Paris Climate Meeting Must Do (Published 2015). www.nytimes.com. 2015-11-28. Dostupné online [cit. 2025-11-12]. (anglicky) 
  58. ↑ Volcanic Gases and Their Effects. volcanoes.usgs.gov [online]. U.S. Department of the Interior, 10. leden 2006 [cit. 21.leden 2008]. Dostupné v archivu pořízeném z originálu dne 1. srpen 2013. 
  59. ↑ Human Activities Emit Way More Carbon Dioxide Than Do Volcanoes. www.agu.org [online]. American Geophysical Union, 14. červen 2011 [cit. 20.červen 2011]. Dostupné v archivu pořízeném z originálu dne 9. květen 2013. 
  60. ↑ a b Milankovitch Cycles. www.homepage.montana.edu [online]. [cit. 2025-11-12]. Dostupné v archivu pořízeném z originálu dne 2011-07-16. 
  61. ↑ GALE, Andrew S. A Milankovitch scale for Cenomanian time. Terra Nova. 1989-09, roč. 1, čís. 5, s. 420–425. Dostupné online [cit. 2025-11-12]. ISSN 0954-4879. doi:10.1111/j.1365-3121.1989.tb00403.x. (anglicky) 
  62. ↑ Same forces as today caused climate changes 1.4 billion years ago. www.sdu.dk [online]. [cit. 2025-11-12]. Dostupné v archivu pořízeném z originálu dne 2015-03-12. 
  63. ↑ a b VAN NES, Egbert H.; SCHEFFER, Marten; BROVKIN, Victor. Causal feedbacks in climate change. Nature Climate Change. 2015-05, roč. 5, čís. 5, s. 445–448. Dostupné online [cit. 2025-11-12]. ISSN 1758-678X. doi:10.1038/nclimate2568. (anglicky) 
  64. ↑ IPCC AR4 WG1|2007 Box 6.2: What Caused the Low Atmospheric Carbon Dioxide Concentrations During Glacial Times?
  65. ↑ a b ROHLI, Robert V.; VEGA, Anthony J. Climatology. Fourth edition. vyd. Burlington, Massachusetts: Jones & Bartlett Learning 418 s. ISBN 978-1-284-12656-3, ISBN 978-1-284-11998-5. S. 296. 
  66. ↑ WILLSON, Richard C.; HUDSON, Hugh S. The Sun's luminosity over a complete solar cycle. Nature. 1991-05, roč. 351, čís. 6321, s. 42–44. Dostupné online [cit. 2025-11-13]. ISSN 0028-0836. doi:10.1038/351042a0. (anglicky) 
  67. ↑ TURNER, T. Edward; SWINDLES, Graeme T.; CHARMAN, Dan J. Solar cycles or random processes? Evaluating solar variability in Holocene climate records. Scientific Reports. 2016-04-05, roč. 6, čís. 1. Dostupné online [cit. 2025-11-13]. ISSN 2045-2322. doi:10.1038/srep23961. PMID 27045989. (anglicky) 
  68. ↑ RIBAS, Ignasi. The Sun and stars as the primary energy input in planetary atmospheres. Proceedings of the International Astronomical Union. 2009-08, roč. 5, čís. S264, s. 3–18. Dostupné online [cit. 2025-11-13]. ISSN 1743-9213. doi:10.1017/S1743921309992298. (anglicky) 
  69. ↑ a b MARTY, B. Water in the Early Earth. Reviews in Mineralogy and Geochemistry. 2006-01-01, roč. 62, čís. 1, s. 421–450. Dostupné online [cit. 2025-11-13]. ISSN 1529-6466. doi:10.2138/rmg.2006.62.18. (anglicky) 
  70. ↑ WATSON, E. B.; HARRISON, T. M. Zircon Thermometer Reveals Minimum Melting Conditions on Earliest Earth. Science. 2005-05-06, roč. 308, čís. 5723, s. 841–844. Dostupné online [cit. 2025-11-13]. ISSN 0036-8075. doi:10.1126/science.1110873. (anglicky) 
  71. ↑ HAGEMANN, Steffen G.; GEBRE-MARIAM, Musie; GROVES, David I. Surface-water influx in shallow-level Archean lode-gold deposits in Western, Australia. Geology. 1994, roč. 22, čís. 12, s. 1067. Dostupné online [cit. 2025-11-13]. ISSN 0091-7613. doi:10.1130/0091-7613(1994)022<1067:SWIISL>2.3.CO;2. (anglicky) 
  72. ↑ SAGAN, Carl; MULLEN, George. Earth and Mars: Evolution of Atmospheres and Surface Temperatures. Science. 1972-07-07, roč. 177, čís. 4043, s. 52–56. Dostupné online [cit. 2025-11-13]. ISSN 0036-8075. doi:10.1126/science.177.4043.52. (anglicky) 
  73. ↑ SAGAN, Carl; CHYBA, Christopher. The Early Faint Sun Paradox: Organic Shielding of Ultraviolet-Labile Greenhouse Gases. Science. 1997-05-23, roč. 276, čís. 5316, s. 1217–1221. Dostupné online [cit. 2025-11-13]. ISSN 0036-8075. doi:10.1126/science.276.5316.1217. (anglicky) 
  74. ↑ SCHRöDER, K.-P.; CONNON SMITH, Robert. Distant future of the Sun and Earth revisited. Monthly Notices of the Royal Astronomical Society. 2008-05-01, roč. 386, čís. 1, s. 155–163. Dostupné online [cit. 2025-11-13]. doi:10.1111/j.1365-2966.2008.13022.x. (anglicky) 
  75. ↑ a b MILES, G. M.; GRAINGER, R. G.; HIGHWOOD, E. J. The significance of volcanic eruption strength and frequency for climate. Quarterly Journal of the Royal Meteorological Society. 2004-10, roč. 130, čís. 602, s. 2361–2376. Dostupné online [cit. 2025-11-13]. ISSN 0035-9009. doi:10.1256/qj.03.60. (anglicky) 
  76. ↑ Understanding volcanic hazards can save lives | U.S. Geological Survey. www.usgs.gov [online]. [cit. 2025-11-13]. Dostupné online. (anglicky) 
  77. ↑ IPCC AR4 SYR - Climate Change 2007: Synthesis report: a report of the Intergovernmental Panel on Climate Change. Příprava vydání Lenny Bernstein, IPCC. Geneva: IPCC 73 s. ISBN 978-92-9169-122-7. S. 58. 
  78. ↑ The Cataclysmic 1991 Eruption of Mount Pinatubo, Philippines, Fact Sheet 113-97. pubs.usgs.gov [online]. [cit. 2025-11-13]. Dostupné online. 
  79. ↑ The Cataclysmic 1991 Eruption of Mount Pinatubo, Philippines, Fact Sheet 113-97. pubs.usgs.gov [online]. [cit. 2025-11-13]. Dostupné online. 
  80. ↑ OPPENHEIMER, Clive. Climatic, environmental and human consequences of the largest known historic eruption: Tambora volcano (Indonesia) 1815. Progress in Physical Geography: Earth and Environment. 2003-06, roč. 27, čís. 2, s. 230–259. Dostupné online [cit. 2025-11-13]. ISSN 0309-1333. doi:10.1191/0309133303pp379ra. (anglicky) 
  81. ↑ BLACK, Benjamin A.; GIBSON, Sally A. Deep Carbon and the Life Cycle of Large Igneous Provinces. Elements. 2019-10-01, roč. 15, čís. 5, s. 319–324. Dostupné online [cit. 2025-11-13]. ISSN 1811-5217. doi:10.2138/gselements.15.5.319. (anglicky) 
  82. ↑ WIGNALL, P.B. Large igneous provinces and mass extinctions. Earth-Science Reviews. 2001-03, roč. 53, čís. 1-2, s. 1–33. Dostupné online [cit. 2025-11-13]. doi:10.1016/S0012-8252(00)00037-4. (anglicky) 
  83. ↑ GRAF, Hans‐F.; FEICHTER, Johann; LANGMANN, Bärbel. Volcanic sulfur emissions: Estimates of source strength and its contribution to the global sulfate distribution. Journal of Geophysical Research: Atmospheres. 1997-05-20, roč. 102, čís. D9, s. 10727–10738. Dostupné online [cit. 2025-11-13]. ISSN 0148-0227. doi:10.1029/96JD03265. (anglicky) 
  84. ↑ FOREST, Chris E.; WOLFE, Jack A.; MOLNAR, Peter. Paleoaltimetry incorporating atmospheric physics and botanical estimates of paleoclimate. Geological Society of America Bulletin. 1999-04, roč. 111, čís. 4, s. 497–511. Dostupné online [cit. 2025-11-13]. doi:10.1130/0016-7606(1999)111<0497:PIAPAB>2.3.CO;2. 
  85. ↑ EO Newsroom: New Images - Panama: Isthmus that Changed the World. earthobservatory.nasa.gov [online]. [cit. 2025-11-13]. Dostupné v archivu pořízeném z originálu dne 2007-08-02. 
  86. ↑ How the Isthmus of Panama Put Ice in the Arctic [online]. [cit. 2025-11-13]. Dostupné online. (anglicky) 
  87. ↑ BRUCKSCHEN, Peter; OESMANN, Susanne; VEIZER, Ján. Isotope stratigraphy of the European Carboniferous: proxy signals for ocean chemistry, climate and tectonics. Chemical Geology. 1999-09, roč. 161, čís. 1-3, s. 127–163. Dostupné online [cit. 2025-11-13]. doi:10.1016/S0009-2541(99)00084-4. (anglicky) 
  88. ↑ PARRISH, Judith Totman. Climate of the Supercontinent Pangea. The Journal of Geology. 1993-03, roč. 101, čís. 2, s. 215–233. Dostupné online [cit. 2025-11-13]. ISSN 0022-1376. doi:10.1086/648217. (anglicky) 
  89. ↑ HAUSFATHER, Zeke. Explainer: Why the sun is not responsible for recent climate change [online]. 2017-08-18 [cit. 2025-11-13]. Dostupné online. (anglicky) 
  90. ↑ PIERCE, J. R. Cosmic rays, aerosols, clouds, and climate: Recent findings from the CLOUD experiment. Journal of Geophysical Research: Atmospheres. 2017-08-16, roč. 122, čís. 15, s. 8051–8055. Dostupné online [cit. 2025-11-13]. ISSN 2169-897X. doi:10.1002/2017JD027475. (anglicky) 
  91. ↑ BRUGGER, Julia; FEULNER, Georg; PETRI, Stefan. Severe environmental effects of Chicxulub impact imply key role in end-Cretaceous mass extinction. S. 17167.Chybí název periodika! Vídeň, Rakousko: EGU, duben 2017. S. 17167. Bibcode 2017EGUGA..1917167B. 
  92. ↑ BURROUGHS, William James. Climate change: a multidisciplinary approach. Cambridge ; New York: Cambridge University Press 298 s. ISBN 978-0-521-56125-9, ISBN 978-0-521-56771-8. S. 232. 
  93. ↑ HADLINGTON, Simon. Mineral dust plays key role in cloud formation and chemistry. Chemistry World [online]. [cit. 2025-11-13]. Dostupné online. (anglicky) 
  94. ↑ MAHOWALD, Natalie; ALBANI, Samuel; KOK, Jasper F. The size distribution of desert dust aerosols and its impact on the Earth system. Aeolian Research. 2014-12, roč. 15, s. 53–71. Dostupné online [cit. 2025-11-13]. doi:10.1016/j.aeolia.2013.09.002. (anglicky) 
  95. ↑ NEW, Mark; TODD, Martin; HULME, Mike. Precipitation measurements and trends in the twentieth century. International Journal of Climatology. 2001-12, roč. 21, čís. 15, s. 1889–1922. Dostupné online [cit. 2025-11-13]. ISSN 0899-8418. doi:10.1002/joc.680. (anglicky) 
  96. ↑ a b DEMENOCAL, P. B. Cultural Responses to Climate Change During the Late Holocene. Science. 2001-04-27, roč. 292, čís. 5517, s. 667–673. Dostupné online [cit. 2025-11-13]. doi:10.1126/science.1059827. 
  97. ↑ SINDBÆK, Søren M. Networks and nodal points: the emergence of towns in early Viking Age Scandinavia. Antiquity. 2007-03-01, roč. 81, čís. 311, s. 119–132. Dostupné online [cit. 2025-11-13]. ISSN 0003-598X. doi:10.1017/S0003598X00094886. (anglicky) 
  98. ↑ FLEITMANN, Dominik; BURNS, Stephen J.; NEFF, Ulrich. Palaeoclimatic interpretation of high-resolution oxygen isotope profiles derived from annually laminated speleothems from Southern Oman. Quaternary Science Reviews. 2004-04, roč. 23, čís. 7-8, s. 935–945. Dostupné online [cit. 2025-11-13]. doi:10.1016/j.quascirev.2003.06.019. (anglicky) 
  99. ↑ Dendroclimatology: progress and prospects. Příprava vydání M. K. Hughes, Thomas W. Swetnam, Henry F. Diaz. Dordrecht ; New York: Springer 365 s. (Developments in paleoenvironmental research). ISBN 978-1-4020-4010-8, ISBN 978-1-4020-5725-0. 
  100. ↑ LANGDON, P.G.; BARBER, K.E.; LOMAS-CLARKE, S.H. Reconstructing climate and environmental change in northern England through chironomid and pollen analyses: evidence from Talkin Tarn, Cumbria. Journal of Paleolimnology. 2004-08, roč. 32, čís. 2, s. 197–213. Dostupné online [cit. 2025-11-13]. ISSN 0921-2728. doi:10.1023/B:JOPL.0000029433.85764.a5. (anglicky) 
  101. ↑ BIRKS, Hilary H. The importance of plant macrofossils in the reconstruction of Lateglacial vegetation and climate: examples from Scotland, western Norway, and Minnesota, USA. Quaternary Science Reviews. 2003-03, roč. 22, čís. 5-7, s. 453–473. Dostupné online [cit. 2025-11-13]. doi:10.1016/S0277-3791(02)00248-2. (anglicky) 
  102. ↑ MIYOSHI, Norio; FUJIKI, Toshiyuki; MORITA, Yoshimune. Palynology of a 250-m core from Lake Biwa: a 430,000-year record of glacial–interglacial vegetation change in Japan. Review of Palaeobotany and Palynology. 1999-02, roč. 104, čís. 3-4, s. 267–283. Dostupné online [cit. 2025-11-13]. doi:10.1016/S0034-6667(98)00058-X. (anglicky) 
  103. ↑ PRENTICE, I. Colin; BARTLEIN, Patrick J.; WEBB, Thompson. Vegetation and Climate Change in Eastern North America Since the Last Glacial Maximum. Ecology. 1991-12, roč. 72, čís. 6, s. 2038–2056. Dostupné online [cit. 2025-11-13]. ISSN 0012-9658. doi:10.2307/1941558. (anglicky) 
  104. ↑ COOPE, G. R.; LEMDAHL, G.; LOWE, J. J. Temperature gradients in northern Europe during the last glacial–Holocene transition (14-914C kyr BP) interpreted from coleopteran assemblages. Journal of Quaternary Science. 1998-09, roč. 13, čís. 5, s. 419–433. Dostupné online [cit. 2025-11-13]. doi:10.1002/(SICI)1099-1417(1998090)13:5<419::AID-JQS410>3.0.CO;2-D. (anglicky) 
  105. ↑ SWANN, Abigail L. S. Plants and Drought in a Changing Climate. Current Climate Change Reports. 2018-06, roč. 4, čís. 2, s. 192–201. Dostupné online [cit. 2025-11-13]. ISSN 2198-6061. doi:10.1007/s40641-018-0097-y. (anglicky) 
  106. ↑ AINSWORTH, E. A.; LEMONNIER, P.; WEDOW, J. M. The influence of rising tropospheric carbon dioxide and ozone on plant productivity. Plant Biology. 2020-01, roč. 22, čís. S1, s. 5–11. Dostupné online [cit. 2025-11-13]. ISSN 1435-8603. doi:10.1111/plb.12973. PMID 30734441. (anglicky) 
  107. ↑ OCHOA-HUESO, Raúl; DELGADO-BAQUERIZO, Manuel; AN KING, Paul Tuan. Ecosystem type and resource quality are more important than global change drivers in regulating early stages of litter decomposition. Soil Biology and Biochemistry. 2019-02, roč. 129, s. 144–152. Dostupné online [cit. 2025-11-13]. doi:10.1016/j.soilbio.2018.11.009. (anglicky) 
  108. ↑ UK trees' fruit ripening '18 days earlier'. BBC News. 2011-11-15. Dostupné online [cit. 2025-11-13]. (anglicky) 
  109. ↑ a b SAHNEY, Sarda; BENTON, Michael J.; FALCON-LANG, Howard J. Rainforest collapse triggered Carboniferous tetrapod diversification in Euramerica. Geology. 2010-12, roč. 38, čís. 12, s. 1079–1082. Dostupné online [cit. 2025-11-13]. ISSN 1943-2682. doi:10.1130/G31182.1. (anglicky) 
  110. ↑ BACHELET, Dominique; NEILSON, Ronald P.; LENIHAN, James M. Climate Change Effects on Vegetation Distribution and Carbon Budget in the United States. Ecosystems. 2001-05-01, roč. 4, čís. 3, s. 164–185. Dostupné online [cit. 2025-11-13]. ISSN 1432-9840. doi:10.1007/s10021-001-0002-7. 
  111. ↑ RIDOLFI, Luca; D'ODORICO, P.; PORPORATO, A. Impact of climate variability on the vegetation water stress. Journal of Geophysical Research: Atmospheres. 2000-07-27, roč. 105, čís. D14, s. 18013–18025. Dostupné online [cit. 2025-11-13]. ISSN 0148-0227. doi:10.1029/2000JD900206. (anglicky) 
  112. ↑ BURROUGHS, William James. Climate change: a multidisciplinary approach. 2nd ed. vyd. Cambridge: Cambridge University Press 1 s. ISBN 978-0-511-37027-4, ISBN 978-0-511-64947-9. S. 273. 
  113. ↑ MILLINGTON, Rebecca; COX, Peter M.; MOORE, Jonathan R. Modelling ecosystem adaptation and dangerous rates of global warming. Emerging Topics in Life Sciences. 2019-05-10, roč. 3, čís. 2, s. 221–231. Dostupné online [cit. 2025-11-13]. ISSN 2397-8554. doi:10.1042/ETLS20180113. (anglicky) 
  114. ↑ BURROUGHS, William James. Climate change: a multidisciplinary approach. 2nd ed. vyd. Cambridge: Cambridge University Press 1 s. ISBN 978-0-511-37027-4, ISBN 978-0-511-64947-9. S. 267. 
  115. ↑ SEIZ, G., N. Foppa. The activities of the World Glacier Monitoring Service (WGMS). [s.l.]: [s.n.], 2007. Dostupné v archivu pořízeném z originálu dne 2009-03-25. 
  116. ↑ International Stratigraphic Chart. www.stratigraphy.org [online]. International Commission on Stratigraphy [cit. 2025-11-14]. Dostupné v archivu pořízeném z originálu dne 2011-10-15. 
  117. ↑ BURROUGHS, William James. Climate change: a multidisciplinary approach. 2nd ed. vyd. Cambridge: Cambridge University Press 1 s. ISBN 978-0-511-37027-4, ISBN 978-0-511-64947-9. S. 279. 
  118. ↑ NASA GISS: Science Briefs: Earth's Climate History: Implications for Tomorrow. www.giss.nasa.gov [online]. [cit. 2025-11-14]. Dostupné v archivu pořízeném z originálu dne 2011-07-24. (anglicky) 
  119. ↑ BELT, Simon T.; CABEDO-SANZ, Patricia; SMIK, Lukas. Identification of paleo Arctic winter sea ice limits and the marginal ice zone: Optimised biomarker-based reconstructions of late Quaternary Arctic sea ice. Earth and Planetary Science Letters. 2015-12, roč. 431, s. 127–139. Dostupné online [cit. 2025-11-14]. doi:10.1016/j.epsl.2015.09.020. (anglicky) 
  120. ↑ HOFFMAN, Paul F.; ABBOT, Dorian S.; ASHKENAZY, Yosef. Snowball Earth climate dynamics and Cryogenian geology-geobiology. Science Advances. 2017-11-03, roč. 3, čís. 11. Dostupné online [cit. 2025-11-14]. ISSN 2375-2548. doi:10.1126/sciadv.1600983. PMID 29134193. (anglicky) 
  121. ↑ CABALLERO, Rodrigo; HUBER, Matthew. State-dependent climate sensitivity in past warm climates and its implications for future climate projections. Proceedings of the National Academy of Sciences. 2013-08-27, roč. 110, čís. 35, s. 14162–14167. Dostupné online [cit. 2025-11-14]. ISSN 0027-8424. doi:10.1073/pnas.1303365110. PMID 23918397. (anglicky) 
  122. ↑ HANSEN, James; SATO, Makiko; RUSSELL, Gary. Climate sensitivity, sea level and atmospheric carbon dioxide. Philosophical Transactions of the Royal Society A: Mathematical, Physical and Engineering Sciences. 2013-10-28, roč. 371, čís. 2001, s. 20120294. Dostupné online [cit. 2025-11-14]. ISSN 1364-503X. doi:10.1098/rsta.2012.0294. PMID 24043864. (anglicky) 
  123. ↑ https://earthscience.rice.edu/wp-content/uploads/2017/08/SchubertTurcotteOlson2001_Chapter13.pdf Archivováno 18. 2. 2018 na Wayback Machine. - Thermal History of the Earth
  124. ↑ ROBERT, François; CHAUSSIDON, Marc. A palaeotemperature curve for the Precambrian oceans based on silicon isotopes in cherts. S. 969–972. Nature [online]. 2006-10. Roč. 443, čís. 7114, s. 969–972. Dostupné online. doi:10.1038/nature05239. (anglicky) 
  125. ↑ GAUCHER, Eric A.; GOVINDARAJAN, Sridhar; GANESH, Omjoy K. Palaeotemperature trend for Precambrian life inferred from resurrected proteins. S. 704–707. Nature [online]. 2008-02. Roč. 451, čís. 7179, s. 704–707. Dostupné online. doi:10.1038/nature06510. (anglicky) 
  126. ↑ FLAMENT, Nicolas; COLTICE, Nicolas; REY, Patrice F. The evolution of the 87Sr/86Sr of marine carbonates does not constrain continental growth. S. 177–188. Precambrian Research [online]. 2013-05. Roč. 229, s. 177–188. Dostupné online. doi:10.1016/j.precamres.2011.10.009. (anglicky) 
  127. ↑ a b FRANCK, S.; BOUNAMA, Christine; VON BLOH, Werner. Causes and timing of future biosphere extinctions. S. 85–92. Biogeosciences [online]. 2006-03-10. Roč. 3, čís. 1, s. 85–92. Dostupné online. doi:10.5194/bg-3-85-2006. (anglicky) 
  128. ↑ KRISSANSEN-TOTTON, Joshua; ARNEY, Giada N.; CATLING, David C. Constraining the climate and ocean pH of the early Earth with a geological carbon cycle model. S. 4105–4110. Proceedings of the National Academy of Sciences [online]. 2018-04-17 [cit. 2021-10-15]. Roč. 115, čís. 16, s. 4105–4110. Dostupné v archivu pořízeném z originálu dne 2021-11-04. doi:10.1073/pnas.1721296115. (anglicky) 
  129. ↑ Brief history of climate: causes and mechanisms. hal.astr.ucl.ac.be [online]. [cit. 2012-02-27]. Dostupné v archivu pořízeném dne 2012-03-03. 
  130. ↑ WALKER, James C. G. Carbon dioxide on the early Earth. Origins of Life [online]. 1985-12-10. Dostupné online. (anglicky) 
  131. ↑ MARTY, Bernard; ZIMMERMANN, Laurent; PUJOL, Magali; BURGESS, Ray; PHILIPPOT, Pascal. Nitrogen Isotopic Composition and Density of the Archean Atmosphere. S. 101–104. Science [online]. 2013-10-04. Roč. 342, čís. 6154, s. 101–104. Dostupné online. doi:10.1126/science.1240971. (anglicky) 
  132. ↑ a b Climates throught time: the precambrian
  133. ↑ TARTÈSE, R.; CHAUSSIDON, M.; GURENKO, A.; DELARUE, F.; ROBERT, F. Warm Archaean oceans reconstructed from oxygen isotope composition of early-life remnants. S. 55–65. Geochemical Perspectives Letters [online]. 2017. S. 55–65. Dostupné online. doi:10.7185/geochemlet.1706. (anglicky) 
  134. ↑ CROWLEY, Thomas J.; HYDE, William T.; PELTIER, W. Richard. CO 2 levels required for deglaciation of a “near-snowball” Earth. S. 283–286. Geophysical Research Letters [online]. 2001-01-15. Roč. 28, čís. 2, s. 283–286. Dostupné online. doi:10.1029/2000GL011836. Bibcode 2001GeoRL..28..283C. (anglicky) 
  135. ↑ a b TABOR, Neil; ROYER, Dana. CO2 as a primary driver of Phanerozoic climate. GSA Today [online]. Dostupné online. doi:10.1130/1052-5173(2004)014<0004:CAAPDO>2.0.CO:2.. (anglicky) 
  136. ↑ http://mysite.science.uottawa.ca/jveizer/isotope_data/ - Isotope Data - Jan Veizer
  137. ↑ PRICE, Gregory D.; TWITCHETT, Richard J.; WHEELEY, James R.; BUONO, Giuseppe. Isotopic evidence for long term warmth in the Mesozoic. S. 1438. Scientific Reports [online]. 2013-12. Roč. 3, čís. 1, s. 1438. Dostupné online. doi:10.1038/srep01438. (anglicky) 
  138. ↑ Variations in atmospheric oxygen levels shaped Earth's climate through the ages. phys.org [online]. 2015-06-11 [cit. 2021-10-15]. Dostupné online. (anglicky) 
  139. ↑ http://sites.sinauer.com/bloom/wt0203.html Archivováno 13. 6. 2015 na Wayback Machine. - Atmospheric oxygen and carbon dioxide concentrations (%) during the Phanerozoic-eon in millions of years ago (Ma).
  140. ↑ SCOTESE, Christopher. A new global temperature curve for the phanerozoic. S. 287167. www.researchgate.net [online]. 2016. S. 287167. Dostupné online. doi:10.1130/abs/2016AM-287167. (anglicky) 
  141. ↑ a b Early Paleozoic climates. madmonster.williams.edu [online]. [cit. 2012-02-28]. Dostupné v archivu pořízeném dne 2012-01-14. 
  142. ↑ Mesozoic climates. madmonster.williams.edu [online]. [cit. 2012-02-28]. Dostupné v archivu pořízeném dne 2010-06-26. 
  143. ↑ a b MCINERNEY, Francesca A.; WING, Scott L. The Paleocene-Eocene Thermal Maximum: A Perturbation of Carbon Cycle, Climate, and Biosphere with Implications for the Future. Annual Review of Earth and Planetary Sciences. 2011-05-30, roč. 39, čís. 1, s. 489–516. Dostupné online [cit. 2025-11-19]. ISSN 0084-6597. doi:10.1146/annurev-earth-040610-133431. (anglicky) 
  144. ↑ WESTERHOLD, Thomas; RÖHL, Ursula; RAFFI, Isabella. Astronomical calibration of the Paleocene time. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology. 2008-02, roč. 257, čís. 4, s. 377–403. Dostupné online [cit. 2025-11-19]. doi:10.1016/j.palaeo.2007.09.016. (anglicky) 
  145. ↑ BURROUGHS, William James. Climate change: a multidisciplinary approach. 2nd ed. vyd. Cambridge: Cambridge University Press 1 s. ISBN 978-0-511-37027-4, ISBN 978-0-511-64947-9. S. 190–191. 
  146. ↑ IVANY, Linda C.; PIETSCH, Carlie; HANDLEY, John C. Little lasting impact of the Paleocene-Eocene Thermal Maximum on shallow marine molluscan faunas. Science Advances. 2018-09-07, roč. 4, čís. 9. Dostupné online [cit. 2025-11-19]. ISSN 2375-2548. doi:10.1126/sciadv.aat5528. PMID 30191179. (anglicky) 
  147. ↑ BERG, Peter; MOSELEY, Christopher; HAERTER, Jan O. Strong increase in convective precipitation in response to higher temperatures. Nature Geoscience. 2013-03, roč. 6, čís. 3, s. 181–185. Dostupné online [cit. 2025-11-19]. ISSN 1752-0894. doi:10.1038/ngeo1731. (anglicky) 
  148. ↑ a b Global land environments during the last 130,000 years. www.esd.ornl.gov [online]. [cit. 2025-11-19]. Dostupné v archivu pořízeném z originálu dne 2008-01-16. 
  149. ↑ KAUFMAN, Darrell; MCKAY, Nicholas; ROUTSON, Cody. Holocene global mean surface temperature, a multi-method reconstruction approach. Scientific Data. 2020-06-30, roč. 7, čís. 1. Dostupné online [cit. 2025-11-19]. ISSN 2052-4463. doi:10.1038/s41597-020-0530-7. PMID 32606396. (anglicky) 
  150. ↑ Wayback Machine. www.grid.unep.ch [online]. [cit. 2025-11-19]. Dostupné v archivu pořízeném z originálu dne 2009-03-25. 
  151. ↑ EPA,OA, US. Climate Change Indicators: Glaciers | US EPA. US EPA [online]. [cit. 2025-11-19]. Dostupné v archivu pořízeném z originálu dne 2019-09-29. (anglicky) 
  152. ↑ NASA GLOBAL CLIMATE CHANGE. Land ice | NASA Global Climate Change. Climate Change: Vital Signs of the Planet. Dostupné v archivu pořízeném z originálu dne 2017-02-23. 
  153. ↑ Evidence - NASA Science [online]. 2022-06-15 [cit. 2025-11-19]. Dostupné online. (anglicky) 
  154. ↑ SCHRÖDER, K.-P.; CONNON SMITH, Robert. Distant future of the Sun and Earth revisited. S. 155–163. Monthly Notices of the Royal Astronomical Society [online]. 2008-05-01. Roč. 386, čís. 1, s. 155–163. Dostupné online. doi:10.1111/j.1365-2966.2008.13022.x. (anglicky) 
  155. ↑ SCUDDER, Jillian. The sun won't die for 5 billion years, so why do humans have only 1 billion years left on Earth?. theconversation.com [online]. 2015-02-12 [cit. 2021-10-15]. Dostupné online. (anglicky) 

Související články

[editovat | editovat zdroj]

Externí odkazy

[editovat | editovat zdroj]
Citováno z „https://cs.wikipedia.org/w/index.php?title=Klimatická_variabilita_a_změny_klimatu&oldid=25460405“