Wszystko zaczęło się od kija hokejowego w latach 1998–1999. Nie chodziło oczywiście o prawdziwy kij, lecz o wykres, który na ponad dwie dekady stał się jednym z najbardziej rozpoznawalnych obrazów współczesnej nauki o klimacie. Michael Mann, Raymond Bradley i Malcolm Hughes zestawili dane z wielu różnych źródeł – słojów drzew, rdzeni lodowych, koralowców i osadów jeziornych – aby odtworzyć zmienność temperatury w okresie, gdy nie istniały jeszcze współczesne sieci pomiarowe.
Tak narodziła się słynna rekonstrukcja MBH98 i MBH99. Jej najważniejszy przekaz był prosty: klimat ostatnich stuleci i wcześniejszych wieków nie był pozbawiony zmian, ale współczesne ocieplenie wyróżnia się skalą i tempem. Ponad dwie dekady później Mann wrócił do tej historii w artykule „Beyond the hockey stick: Climate lessons from the Common Era”, pokazując, że za jednym charakterystycznym wykresem kryje się znacznie bardziej skomplikowana historia klimatu Ziemi.
I właśnie ta historia jest szczególnie interesująca. Bo zanim pojawiły się termometry, stacje meteorologiczne, boje oceaniczne i satelity, klimat zostawił po sobie ogromną liczbę śladów. Trzeba tylko umieć je odczytać.
Klimat zapisany w słojach, lodzie i osadach
Nie mamy termometru sprzed tysiąca lat. Mamy za to drzewa, które każdego roku budowały kolejne słoje. Mamy lodowce, w których uwięzione zostały pęcherzyki dawnej atmosfery. Mamy koralowce, osady jeziorne i morskie, a także organizmy, których skład chemiczny zależał od warunków środowiska.
To właśnie są dane pośrednie – proxy.
Nie mówią one wprost: „w roku 1032 temperatura wynosiła tyle i tyle”. Dostarczają informacji, które można powiązać z temperaturą, opadami, składem atmosfery czy warunkami oceanicznymi. Każde proxy ma swoje ograniczenia. Słoje drzew reagują nie tylko na temperaturę, rdzeń lodowy wymaga odpowiedniej interpretacji izotopów i składu chemicznego, a osady morskie czy koralowce również nie są prostym termometrem.
Dlatego rekonstrukcja dawnego klimatu nigdy nie jest pojedynczym pomiarem. Jest próbą połączenia wielu niezależnych linii dowodowych.
I właśnie dlatego robi takie wrażenie.
Bo kiedy podobny obraz zaczyna pojawiać się jednocześnie w słojach drzew, lodzie, koralowcach i osadach, przestaje być tylko pojedynczą ciekawostką. Staje się rekonstrukcją historii systemu klimatycznego.
Rys. Porównanie rekonstrukcji temperatur obejmujących Europę Południową, w tym oryginalnej rekonstrukcji kija hokejowego Manna i in. ( 2 ) ( 1 , 2 ) i jej 95% zakresu niepewności oraz kilku różnych wersji rekonstrukcji PAGES2k (Past Global Changes Last Two Millennium initiative) ( 4 ) i zakresu niepewności, a także rekonstrukcji o niższej rozdzielczości Marcotta i in. ( 5 ) i jej niepewności. Dla porównania pokazano wygładzoną serię instrumentalnych pomiarów temperatury globalnej Hadley Center and Climatic Research Unit Surface Temperature Product version 4 (HadCRUT4). RegEM odnosi się do rekonstrukcji statystycznej opartej na metodzie Regularized Expectation-Maximization. Źródło: Mann M. E. / CC BY 4.0
Klimat nie był jednak nieruchomy
To bardzo ważne: „kij hokejowy” nigdy nie oznaczał, że przez tysiąc lat klimat był idealnie stabilny.
Ziemski klimat zawsze się zmieniał. Występowały okresy względnego ocieplenia i ochłodzenia, zmieniała się aktywność wulkaniczna, zachodziły naturalne zmiany cyrkulacji oceanicznej i atmosferycznej. W rekonstrukcjach pojawiają się m.in. średniowieczne anomalie klimatyczne oraz późniejsze ochłodzenie związane z okresem nazywanym małą epoką lodową.
Problem polega na czymś innym.
Współczesna zmiana klimatu nakłada się na ten naturalnie zmienny system i jest od niego wyraźnie odmienna. Mann w swoim artykule z 2021 r. pokazuje więc nie „klimat, który nigdy się nie zmieniał”, lecz klimat, który zmieniał się naturalnie, a następnie został poddany gwałtownemu działaniu nowych wymuszeń.
ENSO, NAO, AO, SASM – klimat zaczyna oddychać
Kiedy zagłębimy się w rekonstrukcje, pojawia się jeszcze coś bardziej fascynującego. Klimat nie jest jednym mechanizmem. To system naczyń połączonych.
Jest ENSO – oscylacja południowopacyficzna, obejmująca El Niño, La Niña i fazy neutralne. Zmiany temperatury powierzchni Pacyfiku potrafią wpływać na atmosferę w skali całej planety. Podczas El Niño słabną pasaty wiejące ze wschodu na zachód, zmienia się rozkład ciepłych wód w tropikalnym Pacyfiku, a u wybrzeży Peru i Ekwadoru słabnie upwelling przynoszący z głębin składniki pokarmowe. Z punktu widzenia ekosystemów morskich nie jest to drobiazg.
Jest także AO – oscylacja arktyczna – oraz NAO, czyli oscylacja północnoatlantycka. Ich zmienność wpływa na rozkład ciśnienia atmosferycznego, przepływ powietrza i transport ciepła w dużych częściach półkuli północnej.
Jest SASM – letni monsun południowoazjatycki. Jest wreszcie AMOC – południkowa cyrkulacja wymienna Atlantyku, wielki system transportu ciepła przez ocean. Do tego dochodzą wzrost poziomu morza, cyklony tropikalne oraz cała wewnętrzna zmienność systemu klimatycznego.
Kiedy próbujemy więc odtworzyć klimat sprzed tysiąca czy dwóch tysięcy lat, nie wystarczy narysować jednej linii temperatury. Trzeba pamiętać, że za tą linią pracowała cała planeta.
A może to wszystko były tylko naturalne oscylacje?
Tu zaczyna się jeden z ciekawszych fragmentów pracy Manna.
Od dawna analizowano takie zjawiska jak AMO – wielodekadowową zmienność Atlantyku – czy PDO, czyli dekadową zmienność Pacyfiku. Były one często przedstawiane jako wewnętrzne „zegary” klimatu, które w sposób naturalny powodują naprzemienne okresy ocieplenia i ochłodzenia.
Mann wraz z Byronem Steinmanem i Sonyą Miller zakwestionował jednak w 2020 r. tezę, że obserwowane wielodekadowe sygnały muszą być rzeczywistymi, samopodtrzymującymi się oscylacjami wewnętrznymi systemu klimatycznego. Ich analiza modeli i obserwacji sugerowała, że część pozornych oscylacji może być skutkiem zewnętrznych wymuszeń – między innymi emisji gazów cieplarnianych i aerozoli.
To ważne rozróżnienie. Jeżeli coś wygląda jak naturalny cykl, nie musi nim być.
System klimatyczny potrafi wytwarzać pozornie regularne wzorce także wtedy, gdy jest pobudzany z zewnątrz. A odróżnienie naturalnej zmienności od odpowiedzi na wymuszenia jest jednym z najtrudniejszych problemów współczesnej klimatologii.
Wulkan wchodzi do gry
I tutaj do rekonstrukcji wkracza kolejny bohater: wulkan.
W okresie przedindustrialnym erupcje wulkaniczne były jednym z najważniejszych czynników powodujących krótkotrwałe, a czasami wieloletnie ochłodzenie. Wielkie erupcje wyrzucały do stratosfery aerozole siarczanowe, które odbijały część promieniowania słonecznego.
Dwie szczególnie słynne erupcje wydarzyły się w 1258 r. oraz w 1815 r. Ta druga – Tambora – doprowadziła do wyjątkowo silnego ochłodzenia i przyczyniła się do „roku bez lata” w 1816 r.
Współczesne rekonstrukcje pokazują, że duże erupcje tropikalne i wysokich szerokości geograficznych były ważnymi czynnikami zmienności temperatury w ciągu ostatnich około 2500 lat.
Co więcej, wpływ wulkanu nie zawsze można oddzielić od innych procesów. Przykładowo reakcja temperatury na erupcję zależy także od fazy ENSO. Schurer i współpracownicy pokazali, że pozorna różnica między obserwowanym a modelowanym ochłodzeniem po erupcjach może wynikać z tego, że wielkie erupcje obserwowane w epoce instrumentalnej często występowały podczas El Niño, które częściowo przeciwdziałało ochłodzeniu wulkanicznemu.
Nagle okazuje się więc, że nawet odpowiedź Ziemi na wybuch wulkanu może być uzależniona od tego, co w tym samym czasie robi Pacyfik.
TCR to nie ECS
W tym miejscu pojawia się kolejny problem: czułość klimatu.
TCR, czyli przejściowa reakcja klimatu, mówi nam o ociepleniu w warunkach stopniowego wzrostu stężenia CO₂, natomiast ECS – równowagowa czułość klimatu – odnosi się do długoterminowej odpowiedzi systemu na podwojenie stężenia CO₂. To nie jest to samo.
Przy analizowaniu krótkotrwałej odpowiedzi na erupcję wulkaniczną interesuje nas przede wszystkim reakcja przejściowa. Kiedy natomiast pytamy, jak bardzo planeta ostatecznie się ogrzeje po podwojeniu CO₂, wchodzimy w problem ECS. A wtedy do gry wchodzą sprzężenia zwrotne.
Rys. Szacunki ECS na podstawie różnych źródeł dowodowych. Adaptacja za zgodą z pozycji 53. Źródło: Mann M. E. / CC BY 4.0
Sprzężenia Bjerknesa i Charneya – kiedy klimat sam wzmacnia zmianę
Jednym z najbardziej fascynujących przykładów jest sprzężenie Bjerknesa związane z ENSO.
Zmiana pasatów, przesunięcie ciepłych wód powierzchniowych i zmiana upwellingu nie są od siebie niezależne. Procesy te mogą wzajemnie się wzmacniać, prowadząc do rozwoju El Niño.
Druga grupa procesów to sprzężenia klimatyczne związane z nazwiskiem Charneya.
Para wodna, chmury, lód i śnieg mogą zmieniać odpowiedź klimatu na wymuszenie radiacyjne. Istnieją sprzężenia szybkie, ale są też znacznie wolniejsze – związane między innymi z dynamiką lądolodów, zmianami roślinności czy obiegiem węgla.
Wartość około 3,7 W/m², która pojawia się w tym kontekście, nie jest „czułością klimatu”. To przybliżone wymuszenie radiacyjne wynikające z podwojenia stężenia CO₂ w klasycznym ujęciu. Sama czułość mówi dopiero, jak system klimatyczny odpowie na takie wymuszenie. I właśnie dlatego pytanie o ECS jest tak trudne.
Czy cieplejsza Ziemia jest bardziej wrażliwa?
Mann zwraca uwagę na bardzo interesujący problem: czy czułość klimatu jest taka sama w zimnym i ciepłym świecie?
Nie musi być.
W chłodnym klimacie ogromną rolę może odgrywać reakcja kriosfery, przede wszystkim sprzężenie lodu i albedo. W cieplejszym świecie większego znaczenia mogą nabierać inne procesy – między innymi sprzężenia związane z cyklem węglowym, roztapianiem wieloletniej zmarzliny czy zachowaniem chmur.
Dlatego przeszłość Ziemi jest czymś więcej niż ciekawostką. Jest laboratorium.
Mamy LGM – ostatnie maksimum glacjalne – jako przykład znacznie chłodniejszego świata. Mamy pliocen około 5 mln lat temu jako jeden z możliwych analogów cieplejszego świata. A jeszcze dalej w przeszłość mamy wczesny eocen, gdy warunki klimatyczne były zdecydowanie cieplejsze od dzisiejszych.
Szczególnie interesujący jest PETM – paleoceńsko-eoceńskie maksimum termiczne sprzed około 56 mln lat.
Shaffer i współpracownicy oszacowali ECS przed PETM na około 3,3–5,6°C, a podczas PETM na około 3,7–6,5°C. Ich wyniki wskazują więc na wzrost czułości klimatu wraz z ocieplaniem się systemu.
To jedna z tych informacji, przy których paleoklimatologia przestaje być opowieścią o przeszłości. Zaczyna być eksperymentem myślowym dotyczącym przyszłości.
Ile naprawdę wynosi czułość klimatu?
Jednym z najważniejszych badań, na które powołuje się Mann, jest praca Sherwooda i współpracowników z 2020 r. Badacze połączyli trzy główne linie dowodowe: wiedzę o fizycznych sprzężeniach klimatycznych, obserwacje historyczne oraz zapisy paleoklimatyczne. Ich celem było lepsze określenie ECS, czyli równowagowej czułości klimatu – długoterminowego ocieplenia po podwojeniu stężenia CO₂.
W podstawowej analizie uzyskali 66-procentowy zakres ECS wynoszący 2,6–3,9°C. Mówiąc prościej: według ich analizy najbardziej prawdopodobne wartości czułości klimatu mieszczą się właśnie w tym przedziale. Po uwzględnieniu większej liczby możliwych założeń i przeprowadzeniu analiz odpornościowych zakres ten rozszerzył się do 2,3–4,5°C.
Jeszcze szerszy, 95-procentowy zakres wyniósł 2,0–5,7°C. Nie oznacza to, że naukowcy przewidują konkretną temperaturę z 95-procentową pewnością. Oznacza to, że bardzo szeroki zakres prawdopodobnych wartości ECS obejmuje wartości od około 2 do 5,7°C.
To ważne rozróżnienie. Niepewność nie oznacza tutaj, że naukowcy niczego nie wiedzą. Przeciwnie – połączenie wielu niezależnych linii dowodowych pozwala zawęzić obszar najbardziej prawdopodobnych wartości, choć nie eliminuje całkowicie niepewności.
A co z 1750 rokiem?
Jest jeszcze jeden szczegół, który może całkowicie zmienić sposób patrzenia na współczesne ocieplenie. Za punkt odniesienia często przyjmujemy okres 1850–1900. To standardowa baza przedindustrialna stosowana przez IPCC. Ale działalność przemysłowa rozpoczęła się wcześniej.
Schurer i współpracownicy wskazują, że między 1750 a 1850 r. mogło już nastąpić dodatkowe ocieplenie rzędu około 0,1–0,2°C. Oznacza to, że gdy porównujemy współczesny klimat z okresem 1850–1900, nie porównujemy go z idealnie „nietkniętym” klimatem przedindustrialnym.
To ma znaczenie także dla budżetu węglowego i pytania, ile ocieplenia jeszcze przed nami.
Modele nie zawsze widzą to, co widzą rekonstrukcje
I tutaj pojawia się chyba jedna z najciekawszych kwestii całej opowieści. Rekonstrukcje paleoklimatyczne i modele klimatu nie są tym samym. Modele próbują odtworzyć zachowanie systemu fizycznego za pomocą równań. Rekonstrukcje próbują odtworzyć rzeczywisty stan dawnego klimatu za pomocą zachowanych śladów.
Jeżeli model nie odtwarza jakiegoś wzorca widocznego w danych paleoklimatycznych, nie oznacza to automatycznie, że model jest „zły”, a rekonstrukcja „dobra”. Może jednak wskazywać, że czegoś jeszcze nie rozumiemy albo że nie wszystkie procesy zostały właściwie odwzorowane.
Dobrym przykładem są długoterminowe gradienty temperatury powierzchni morza – SST – w tropikalnym Pacyfiku. Rekonstrukcje paleoklimatyczne wskazują na charakterystyczne struktury temperatury, których modele nie zawsze potrafią właściwie odtworzyć.
I właśnie takie rozbieżności są dla nauki niezwykle cenne. Pokazują, gdzie kończy się pewność, a zaczyna prawdziwe pytanie badawcze.
Referencje:
Mann, M. E., (2021). Beyond the hockey stick: Climate lessons from the Common Era. Proceedings of the National Academy of Sciences of the United States of America, 118(39), e2112797118. DOI: 10.1073/pnas.2112797118. https://www.pnas.org/doi/10.1073/pnas.2112797118
////////////////
Mann, M. E., Bradley, R. S., & Hughes, M. K. (1998). Global-scale temperature patterns and climate forcing over the past six centuries. Nature, 392(6678), 779–787. DOI: 10.1038/33859. https://www.nature.com/articles/33859
Mann, M. E., Bradley, R. S., & Hughes, M. K. (1999). Northern Hemisphere temperatures during the past millennium: Inferences, uncertainties, and limitations. Geophysical Research Letters, 26(6), 759–762. DOI: 10.1029/1999GL900070. https://agupubs.onlinelibrary.wiley.com/doi/10.1029/1999gl900070
Caballero, R., & Huber, M. (2013). State-dependent climate sensitivity in past warm climates and its implications for future climate projections. Proceedings of the National Academy of Sciences of the United States of America, 110(35), 14162–14167. DOI: 10.1073/pnas.1303365110. https://www.pnas.org/doi/10.1073/pnas.1303365110
Shaffer, G., Huber, M., Rondanelli, R., & Pepke Pedersen, J. O. (2016). Deep time evidence for climate sensitivity increase with warming. Geophysical Research Letters, 43, 6538–6545. DOI: 10.1002/2016GL069243. https://agupubs.onlinelibrary.wiley.com/doi/full/10.1002/2016GL069243
Mann, M. E., Steinman, B. A., & Miller, S. K. (2020). Absence of internal multidecadal and interdecadal oscillations in climate model simulations. Nature Communications, 11, 49. DOI: https://www.nature.com/articles/s41467-019-13823-w https://www.nature.com/articles/s41467-019-13823-w
Sherwood, S. C., Webb, M. J., Annan, J. D., Armour, K. C., Forster, P. M., Hargreaves, J. C., Hegerl, G., Klein, S. A., Marvel, K. D., Rohling, E. J., Watanabe, M., Andrews, T., Braconnot, P., Bretherton, C. S., Foster, G. L., Hausfather, Z., von der Heydt, A. S., Knutti, R., Mauritsen, T., Norris, J. R., Proistosescu, C., Rugenstein, M., Schmidt, G. A., Tokarska, K. B. & Zelinka, M. D. (2020). An Assessment of Earth’s Climate Sensitivity Using Multiple Lines of Evidence. Reviews of Geophysics, 58, e2019RG000678. DOI: 10.1029/2019RG000678. https://agupubs.onlinelibrary.wiley.com/doi/full/10.1029/2019rg000678
Schurer, A. P., Mann, M. E., Hawkins, E., Tett, S. F. B., & Hegerl, G. C. (2017). Importance of the Pre-Industrial Baseline in Determining the Likelihood of Exceeding the Paris Limits. Nature Climate Change, 7(8), 563–567. DOI: 10.1038/nclimate3345. https://pmc.ncbi.nlm.nih.gov/articles/PMC5544117/
Millar, R. J., Fuglestvedt, J. S., Friedlingstein, P., Rogelj, J., Grubb, M. J., Matthews, H. D., Skeie, R. B., Forster, P. M., Frame, D. J., & Allen, M. R. (2017). Emission budgets and pathways consistent with limiting warming to 1.5 °C. Nature Geoscience, 10(10), 741–747. DOI: 10.1038/ngeo3031. https://www.nature.com/articles/ngeo3031
Schurer, A. P., Cowtan K., Hawkins E., Mann M. E., Scott V. & Tett S. F. B. (2018). Interpretations of the Paris climate target. Nature Geoscience, 11(4), 220–221. DOI: 10.1038/s41561-018-0086-8. https://www.nature.com/articles/s41561-018-0086-8