Nowe klimaty Ziemi – o nich nie było na geografii

Tempo zmiany stężenia CO₂ w atmosferze w ostatnich 100 latach przekracza o 2-3 rzędy tempo większości zmian w ostatnich 420 tys. lat, a być może choćby w 300 milionach. Bez działań na rzecz zahamowania emisji gazów cieplarnianych ilość CO₂ w atmosferze może wzrosnąć do 970 ppm w 2100 r., a globalna temperatura podnieść się choćby o prawie 6°C. Konsekwencją tej gwałtownej zmiany będzie pojawienie się na Ziemi nowych klimatów, których ludzie nigdy dotąd nie mieli szansy doświadczyć (Williams i in., 2007, Lotterhos i in., 2021). Strefy klimatyczne, o których uczyliśmy się na geografii, przechodzą do historii.

Ilustracja 1. Huragan Dennis, Floryda, USA, 2005 r., zdjęcie: David Mark/Pixabay.

Mapy stref klimatycznych

Powierzchnia naszej planety jest bardzo urozmaicona: poszczególne regiony znajdują się na różnych szerokościach geograficznych (i otrzymują różną ilość promieniowania słonecznego), na różnych wysokościach i w różnej odległości od oceanu. Dlatego niemal w każdym miejscu na Ziemi panuje nieco inny klimat.

Geografowie tradycyjnie próbują okiełznać informacje na ten temat, tworząc klasyfikacje klimatów, takie jak popularny system Köppena-Geigera. Grupuje on klimaty w 5 głównych klas (strefy klimatyczne) i 30 podtypów. Klasyfikacja ta oparta jest na wartościach maksymalnych i minimalnych oraz zmienności sezonowej miesięcznych opadów i temperatur powietrza.

Z określonym klimatem związane są konkretne kompleksy roślinności, system ten w dużej mierze odzwierciedla więc ziemskie biomy. To dlatego w podręcznikach geografii znajdujemy opisy np. klimatu sawann czy zimnego klimatu pustynnego.

Zmiany rozkładu opadów czy wysokości temperatur powodują, iż zbiorowiska roślinne przystosowane do dotychczasowych warunków zaczynają gorzej funkcjonować, zwierzęta przemieszczają się i zaburzeniu ulega struktura oraz funkcjonowanie całych ekosystemów. Takie sytuacje są już obserwowane w związku z zachodzącą współcześnie zmianą klimatu: niektóre podtypy klimatów zanikają (np. w regionach górskich w tropikach i na fragmentach lądów blisko biegunów), inne dopiero się pojawiają (w okolicach równika). W rezultacie zmianie ulega cała mapa ziemskich klimatów (Williams i in., 2007, Beck i in., 2018).

Ilustracja 2. Mapa stref klimatycznych wg systemu Köppena-Geigera w okresie: a) 1980-2016, b) 2071-2100 (scenariusz emisji RCP8.5). Af – klimat tropikalny, Am – klimat tropikalny monsunowy, Aw – klimat sawann, BWh – ciepły klimat pustynny, BWk – zimny klimat pustynny, BSh – ciepły klimat stepowy, BSk – zimny klimat stepowy, Csa – klimat śródziemnomorski kontynentalny, Csb – klimat śródziemnomorski przybrzeżny, Csc – klimat śródziemnomorski, 3 lub mniej miesięcy ze średnią temperaturą powyżej 10 °C, Cwa – klimat umiarkowanie suchego lata, z ciepłą i suchą zimą, Cwb – klimat umiarkowany z suchą zimą, Cwc – klimat umiarkowany ciepły, z suchą zimą, 3 lub mniej miesięcy ze średnią temperaturą powyżej 10 °C , Cfa – klimat wilgotny subtropikalny, Cfb – klimat oceaniczny, Cfc – klimat subarktyczny oceaniczny, Dsa – na dużych wysokościach w strefach przyległych do klimatu śródziemnomorskiego, Dsb – połączony z górami w pobliżu klimatu śródziemnomorskiego, Dsc – klimat kontynentalny subarktyczny, wysokogórski, Dsd – klimat kontynentalny z suchym latem, 3 lub mniej miesięcy z temperaturą średnią wyższą niż 10 °C i najzimniejszym miesiącem poniżej -38 °C, Dwa – klimat wilgotny kontynentalny z gorącym latem oraz suchą i mroźną zimą, Dwb – klimat wilgotny kontynentalny z surową, suchą zimą i ciepłym latem, Dwc – klimat subarktyczny, sroga i sucha zima, chłodne lato, Dwd – klimat kontynentalny subarktyczny z nadzwyczaj mroźną,suchą zimą, Dfa – klimat wilgotny kontynentalny z gorącym latem, Dfb – klimat wilgotny kontynentalny z łagodnym latem, opady cały rok, Dfc – klimat subarktyczny, sroga zima, brak pory suchej, chłodne lato, Dfd – klimat kontynentalny subarktyczny z nadzwyczaj mroźną zimą, opady rozkładają się równomiernie w całym roku, ET – klimat tundry, EF – klimat lądolodu. Źródło: Beck i in., 2018. Tutaj dostępna jest wersja z suwakiem, gdzie można porównać obie mapki.

Klimaty przyszłości – do czego będą podobne?

W większości przypadków zmiana podtypu klimatu danego obszaru zachodzi w obrębie znanych nam klimatów XX w. Jednak im bardziej będzie rosła globalna temperatura, tym bardziej będzie też rosło prawdopodobieństwo pojawienia się na Ziemi warunków klimatycznych bezprecedensowych w historii naszego gatunku.

Aby określić przyszłą klimatyczną mapę świata zespół Kevina Burke’a przeprowadził dla dekad od 2020 do 2280 r. analizy temperatur i opadów zimą oraz latem w poszczególnych oczkach wirtualnej siatki pokrywającej wszystkie kontynenty. Naukowcy uwzględnili 2 scenariusze emisji CO₂: RCP 4.5 (umiarkowanych emisji) i RCP 8.5 (stale rosnących emisji). Po wymodelowaniu przyszłych warunków klimatycznych dla tych 2 scenariuszy, szukano odpowiadającego im istniejącego klimatu, najbliższego pod względem czasu i lokalizacji.

Aby określić jak aktualny klimat danego oczka siatki jest podobny do przyszłego użyto odległości Mahalanobisa (metoda statystyczna wskazująca różnicę między 2 stanami opisanymi tym samym zestawem dowolnej liczby zmiennych). Im większa była ta odległość, tym bardziej przyszły klimat danego miejsca odbiegał od klimatów z okresów historycznych i geologicznych. Naukowcy wyznaczyli pewien próg tej odległości, po którego przekroczeniu przyszłe klimaty były określane jako „bez odpowiedników”. Oznaczało to, iż klimat w danym miejscu w przyszłości nie przypominał żadnego z podtypów klimatów występujących na Ziemi od eocenu do współczesności (Burke i in., 2018).

Ilustracja 3. Schemat pokazujący metodę szukania odpowiedników przyszłych klimatów. Klimat każdego punktu siatki jest porównywany z potencjalnymi klimatycznymi odpowiednikami (wszystkie przeszłe klimaty całej kuli ziemskiej). Najmniejsza odległość Mahalanobisa pokazuje, jaki przeszły klimat jest najbardziej zbliżony do przyszłego klimatu dla danego punktu (2100 RCP 8.5). W przykładzie jest to klimat ze środkowego Pliocenu. T_JJA – temperatury lata, T_DJF – temperatury zimy, P_JJA – opady latem, P_DJF -opady zimą, klimaty historyczne obejmują okres 1940-1970, przedindustrialne okolice 1850 r. Źródło: Burke i in., 2018.

Analiza ta wykazała, iż klimaty znane z czasów przedindustrialnych, historycznych, ostatniego interglacjału i środkowego holocenu zaczynają gwałtownie znikać z listy najlepszych odpowiedników klimatów w XXI w. zarówno w scenariuszu RCP 4.5 jak i RCP 8.5. W okresie 2020–2280 dla RCP 4.5 obejmują jednak przez cały czas nieco ponad połowę powierzchni lądów. W przypadku RCP 8.5 już w roku 2030 zaczynają one gwałtownie zanikać, a najbardziej powszechnym odpowiednikiem stają się klimaty z pliocenu (Burke i in., 2018).

Im bliżej 2 połowy XXII w., tym więcej pojawia się na Ziemi klimatów przypominających eoceńskie. W 2280 r. obejmują one już około 50% powierzchni lądów, klimaty przypominające te z środkowego pliocenu – ok. 20%, a z ostatniego interglacjału – ok. 10%. Zupełnie nowe klimaty, w znaczeniu geologicznym, pojawiają się w scenariuszu RCP 8.5 w 2100 r. na około 2% obszaru lądów, a w 2280 r. – ok. 9%. Takie zupełnie nowe klimaty są praktycznie niespotykane w przypadku scenariusza RCP 4.5, w którym klimat Ziemi stabilizuje się w warunkach przypominających pliocen (Burke i in., 2018).

Ilustracja 4: Prognozowane rozmieszczenie geograficzne odpowiedników przyszłych klimatów (scenariusz RCP 8.5). Klimaty przedindustrialne: okolice 1850 r., historyczne 1940-1970, LIG-ostatni interglacjał.
Źródło: Burke i in., 2018

Tropiki na sterydach

Zupełnie nowe geologicznie klimaty, których można się spodziewać w przypadku scenariusza RCP 8.5 pod koniec tego wieku, pojawią się najpierw w okolicy równika, szczególnie we wschodniej i południowo-wschodniej Azji, północnej Australii i na wybrzeżach obu Ameryk. Będą się one charakteryzować wysokimi temperaturami oraz opadami, i przypominać klimaty monsunowe albo z zbliżone do tych z międzyzwrotnikowej strefy zbieżności.

Jednak już dużo wcześniej społeczeństwa będą musiały się mierzyć ze zmianą lokalnych warunków klimatycznych. Będzie to dotyczyć najpierw niskich szerokości geograficznych i terenów nisko położonych. Duże zmiany obejmą m.in. lasy deszczowe Amazonii i Indonezji, zachodni obszar Sahary, nisko położone części wschodniej Afryki, wschodnią część Półwyspu Arabskiego, południowo-wschodnią część USA, wschodnie Indie, południowo-wschodnią Azję i południowo-zachodnią Australię.

Ogólnie, na całej planecie, spodziewany jest wzrost intensywności opadów i ekstremów, w tym pojawianie się zdarzeń o sile niespotykanej w obecnym klimacie, spadek ilości słabych opadów i długości okresów wilgotnych oraz wzrost liczby dni suchych i długości okresów suchych (Williams i in., 2007, Burke i in., 2018, Giorgi i in., 2019).

Ilustracja 5. Wysokość ryzyka pojawienia się nowego dla danego miejsca klimatu, uwzględniająca ograniczenia tempa migracji roślin (przyjęto maksymalny promień 500 km), przy stężeniu CO₂ w 2100 r. a) 856 ppm, b) 549 ppm. Kolorowa skala pokazuje różnicę w warunkach klimatycznych między XX a XXI w., im wyższa liczba (kolory czerwone) tym wyższe ryzyko pojawienia się w danym miejscu nowego dla niego klimatu.
Źródło: Williams i in., 2007.

Pożegnanie ze znanym krajobrazem

Ponieważ warunki klimatyczne wpływają na szatę roślinną, to uwzględniając tempo migracji roślin, a tym samym zmianę całych biomów, należy się spodziewać, iż tak naprawdę większa część lądów ulegnie dużemu przekształceniu już w najbliższych dekadach (Ilustracja 5). Nowe warunki temperaturowe wraz ze zmianami w opadach mogą prowadzić do zanikania zbiorowisk roślinnych i tworzenia się nowych. Takie sytuacje miały już miejsce w przeszłości Ziemi. Dane paleoekologiczne jasno pokazują, iż niektóre dawne zbiorowiska roślinne i biomy nie mają współczesnych odpowiedników.

Zmiany będą także prowadzić do trudnych do przewidzenia odpowiedzi ekosystemów (to, co wiemy o obecnych związkach między dystrybucją gatunków a klimatami może okazać się niewystarczające, gdyż przyszłe nisze ekologiczne mogą być zupełnie inne). Pewne jest jednak, iż im bardziej gwałtowna będzie zmiana klimatu Ziemi, tym większe będzie ryzyko wymierania gatunków: nie będą one nadążać z przystosowywaniem się poprzez migracje i zasiedlanie nowych obszarów. Tym bardziej, iż nowe obszary, które będą odpowiednie pod względem warunków klimatycznych, mogą być zupełnie nieodpowiednie jeżeli chodzi o inne aspekty. Na przykład gatunki lasów tropikalnych mają małą szansę przenieść się na tereny silnie przekształcone działalnością człowieka.

Pokazuje to, iż system rezerwatów i parków narodowych może być dalece niewystarczający do ochrony bioróżnorodności w XXI w. Pokłosiem złego funkcjonowania ekosystemów będzie pogorszenie chociażby usług, które świadczą dla lokalnych społeczności. Tym samym może to wpłynąć negatywnie na dobrostan ludzi (Williams i in., 2007, Beck i in., 2018, Burke i in., 2018).

Nowe klimaty Europy

W Europie nastąpiło wyraźne przesunięcie granic stref klimatycznych pomiędzy okresem 1950-78 a 1979-2006. Ok. 12% powierzchni kontynentu (mniej więcej 2x obszar Francji) zostało dotknięte zmianą w kierunku bardziej ciepłych lub bardziej suchych typów klimatów, a ok. 2% – chłodniejszych lub bardziej wilgotnych. Najbardziej widoczne jest przesunięcie granicy między strefą umiarkowaną ciepłą (Cf, f oznacza, iż opady są równomiernie rozłożone w trakcie roku) a kontynentalną Df: na wschód w Polsce i na północ w południowej Szwecji. Całkowity obszar objęty klimatem Df zmniejszał się o prawie 140 tys. km² na dekadę (ok. 1/2 obszaru Polski), a Cf – zwiększał się o ok. 175 tys. km².

Najbardziej zwiększył się obszar zajmowany przez klasę klimatów suchych (B) (o ponad połowę), obejmującą też dotychczas bardzo rzadki w Europie klimat pustynny (Bw). O 30% uległ zmniejszeniu za to obszar objęty klimatami polarnymi (E). Te trendy będą kontynuowane w przyszłości. W latach 50. XXI w., obszar objęty klasą C zwiększy się w stosunku do lat 80. XX w. o 20-30% w zależności od scenariusza emisji, B o 90-150%, D zmniejszy o 20-30%, a E – o ok. 50%. Oznacza to, iż około połowa mieszkańców Europy, a w przypadku kontynuowania obecnego tempa emisji gazów cieplarnianych choćby ok. 2/3, zostanie dotkniętych lokalnymi zmianami klimatu (Jylhä i in. 2010).

Ilustracja 6. Strefy klimatyczne w Europie wg klasyfikacji Köppena-Geigera, a) na podstawie obserwacji dla okresu 1971-2000 oraz b), c) i d) na podstawie prognoz w przypadku ocieplenia pod koniec wieku o ok. 3^oC w stosunku do końca XX w. Prognozy dla okresu b) 2010–39, c) 2040–69, d) 2070–99. Białe obszary – brak danych. ET – klimat tundry, Dfc- klimat subarktyczny, sroga zima, brak pory suchej, chłodne lato, Dfb – klimat wilgotny kontynentalny z łagodnym latem, opady cały rok, Dfa – klimat wilgotny kontynentalny z gorącym latem, Dsb – połączony z górami w pobliżu klimatu śródziemnomorskiego, Dsa – na dużych wysokościach w strefach przyległych do klimatu śródziemnomorskiego, Cfc – klimat subarktyczny oceaniczny, Cfb – klimat oceaniczny, Cfa – klimat wilgotny subtropikalny, Csb – klimat śródziemnomorski przybrzeżny, Csa – klimat śródziemnomorski kontynentalny, BSk – zimny klimat stepowy, BSh – ciepły klimat stepowy, BWk – zimny klimat pustynny, BWh – ciepły klimat pustynny Źródło: Jylhä i in. 2010.

Roślinność modyfikuje temperaturę

Jest jeszcze jeden aspekt związany ze zmianami szaty roślinnej. Roślinność ma wpływ na klimat, zarówno w skali regionalnej jak i globalnej. Przekształcanie ekosystemów, czy to w odpowiedzi na wyższe temperatury czy związane z działalnością ludzi, będzie więc dodatkowo modyfikować klimat Ziemi.

Analiza przeprowadzona przez zespół Benjamina Lampteya pokazała, iż pokrycie terenu może zwiększać lub zmniejszać średnie temperatury różnych obszarów choćby o kilka stopni. Na przykład wkraczanie lasów na tereny zajmowane pierwotnie (w 1700 r.) przez tundrę powoduje spadek albedo w wyniku czego obszary te, które i tak nagrzewają się w tej chwili najszybciej, ogrzewają się jeszcze bardziej (zobacz też: 5 przykładów tego, jak wymieranie zwierząt dokłada się do ocieplania Ziemi).

Przekształcanie lasów w pola uprawne w Europie zwiększyło tu średnie temperatury, choć w innych regionach wylesienie – w związku z modyfikacją albedo – może działać „ochładzająco”.

Wszystko zależy od tego, jakie mechanizmy przeważają w danym miejscu. Na przykład wylesienie środkowo-zachodnich obszarów USA powoduje wzrost temperatury miesięcy letnich. Wynika to z tego, iż w tym regionie wpływ zmian albedo na budżet energetyczny powierzchni jest ok. 3 razy mniejszy niż wpływ zmian w przepływach ciepła utajonego (pochłanianego podczas parowania i uwalnianego przy skraplaniu wody). Ilość wody odparowywanej z danego terenu jest większa, gdy jest on porośnięty drzewami i krzewami. Ich usunięcie powoduje więc osłabienie parowania i zmniejszenie strumienia ciepła utajonego. Skoro energia nie jest zużywana na odparowywanie wody, może w zamian podgrzewać powietrze. W przypadku środkowo-zachodnich USA zmiana pokrycia terenu powoduje dodatkowy wzrost temperatury o ok. 2^°C.

Takie regionalne zmiany mogą, poprzez modyfikowanie cyrkulacji atmosferycznej, wpływać dalej na klimat choćby odległych zakątków Ziemi. Co więcej, związek między szatą roślinną a typami klimatów może nie być w przyszłości taki sam, jak obecnie, ze względu na różnorodne sprzężenia zachodzące między nimi. To wszystko jeszcze bardziej komplikuje obraz przyszłych klimatów Ziemi (zobacz też: Podniebne rzeki: jak wylesianie wpływa na globalny cykl hydrologiczny) (Lamptey i in., 2005, Jylhä i in. 2010).

Ilustracja 7. Różnica średnich rocznych temperatur mierzonych na wysokości 2 m (stopnie Kelvina) między rokiem 1700 a 2100, a) przy uwzględnieniu tylko wzrostu stężenia CO₂ do 690 ppm w 2100 r., b) wynikających tylko ze zmian roślinności, w tym spowodowanych działaniem ludzi. Zakropkowane obszary pokazują zmiany statystycznie istotne z 95% poziomem ufności. Źródło: Lamptey i in., 2005

Ilustracja 8. Manaus, Brazylia, zdjęcie: Ronald Woan/flickr, licencja CC BY-NC 2.0.

Morskie strefy gorąca

Nowe klimaty pojawią się nie tylko na lądach ale także na morzach. Wszechocean dzieli się na 56 prowincji biogeochemicznych. Są one wyznaczane na podstawie lokalnej charakterystyki hydrologicznej obszaru (np. prądów morskich). Warunki te wpływają na adekwatności chemiczne wody, które kształtują strukturę oraz funkcje ekosystemów. Ponieważ warunki w oceanach gwałtownie się zmieniają – dotyczy to nie tylko temperatury, ale także np. stopnia nasycenia aragonitem, to w przyszłości pojawią się nowe prowincje biogeochemiczne, nie mające w tej chwili odpowiednika nigdzie na Ziemi.

W przypadku scenariusza RCP 8.5 można będzie je zaobserwować już w latach 30., a w okresie 2040-2100 będą rozszerzać swój zasięg w tempie ponad 4 mln km² na dekadę (ok. 1,2% powierzchni Wszechoceanu). Do końca wieku aż 80% obszaru Wszechoceanu może doświadczyć zdecydowanie innych warunków niż w XX w. pod względem temperatury, pH i stopnia wysycenia aragonitem. W największym stopniu zmiany dotkną basenu indo-pacyficznego oraz innych obszarów blisko równika a także regionów podbiegunowych. Nowe prowincje będą odznaczały się bardzo wysoką średnią roczną temperaturą powierzchni wody, wysokim zasoleniem, niskim stężeniem tlenu i niską produktywnością pierwotną netto w porównaniu do okresu 1970-2000 (zobacz też: 20 faktów o zakwaszaniu oceanów) (Reygondeau i in., 2020, Lotterhos i in., 2021).

Ilustracja 9. Oceany: mapa ryzyka klimatycznego na podstawie odległości Mahalanobisa. Nowe klimaty w 2100 w stosunku do 2000 dla scenariusza a) RCP4.5, b) RCP 8.5. Im większa odległość (żółte kolory), tym wyższe ryzyko pojawienia się nowego dla danego miejsca klimatu. Źródło: Lotterhos i in., 2021.

Jaki wpływ będzie to miało na morskie organizmy można zaobserwować już teraz, gdyż warunki te będą podobne do (lub gorsze od) tych, z którymi mamy do czynienia podczas morskich fal gorąca w tropikach. Wiele gatunków zwierząt i roślin żyje tutaj blisko swoich fizjologicznych maksimów, wzrost temperatury oddziałuje więc na nie bardzo negatywnie, aż do spowodowania śmierci włącznie (zobacz też: Skwar w oceanie, część 2: zamierające ekosystemy). Z tego powodu pojawianiu się nowych prowincji blisko równika będzie towarzyszyć m.in. wymieranie gatunków endemicznych, tworzenie się nowych i rozpad starych zgrupowań oraz ogólny spadek lokalnej biomasy. Wpłynie to negatywnie na bioróżnorodność w oceanach oraz ludzkie społeczności zależne od połowów ryb czy skorupiaków (Reygondeau i in., 2020, Lotterhos i in., 2021).

Zmiany w okolicach biegunów będą wpływać nie tylko na żywe organizmy, ale także nasilać problemy związane z topnieniem lodowców. Cieplejsza woda powoduje bowiem podmywanie ich od spodu, przyspieszając w ten sposób ich rozpad. Biorąc pod uwagę, iż Arktyka jest najszybciej ogrzewającym się regionem Ziemi, także zmiany w oceanie będą tu znaczne. Często mówi się o atlantyfikacji Oceanu Arktycznego, czyli wpływie cieplejszej, bardziej zasolonej wody z Atlantyku na środowisko morskie na wyższych szerokościach geograficznych. Zjawisko to oddziałuje negatywnie na zasięg pokrywy lodowej, zmienia także warunki życia morskich organizmów (zobacz też: Ciepły ocean i wrażliwe lodowce oraz wykład o atlantyfikacji: tutaj).

Ilustracja 10. Przybliżony czas i miejsce pojawiania się nowych, bezprecedensowych prowincji biogeochemicznych w morzach w przypadku scenariusza RCP8.5. Źródło: Reygondeau i in., 2020.

Nowy klimat Ziemi: pliocen czy eocen?

Ryzyko zanikania starych i pojawiania się nowych typów klimatów rośnie liniowo wraz ze wzrostem średniej globalnej temperatury (jest do niego proporcjonalne), trudno więc na jego podstawie wskazać oczywisty próg, za którym zaczyna się „niebezpieczny” poziom zmiany klimatu Ziemi. Odpowiedź ekosystemów na wymuszenia klimatyczne jest jednak najprawdopodobniej nieliniowa, co oznacza, iż może nastąpić gwałtowne załamanie ich funkcjonowania po przekroczeniu określonych wartości globalnej temperatury.

Redukcja emisji na poziomie umożliwiającym osiągnięcie celów Porozumienia Paryskiego znacząco zmniejsza ryzyko pojawiania się dużych obszarów zupełnie nowych klimatów – zarówno na lądach jak i morzach. Brak zdecydowanych działań doprowadzi jednak do cofnięcia „klimatycznego zegara” o ok. 50 mln lat i odwrócenie w 2 stulecia trwającego od milionów lat trendu ochładzającego. Gwałtowny powrót do warunków z eocenu może być poza zasięgiem ewolucyjnej zdolności adaptacyjnej roślin i zwierząt żyjących obecnie. Przez ostatnie 50 mln lat przystosowały się one bowiem do świata chłodniejszego, bardziej suchego, z niższym stężeniem CO₂. Ludzie, których historia gatunku liczy kilkaset tysięcy lat, nigdy nie mieli do czynienia z warunkami podobnymi do eoceńskich.

Ponieważ nowe klimaty zaczną się najpierw pojawiać na niskich szerokościach i nisko położonych terenach, to w największym stopniu zmiany te dotkną uboższą część ludzkości nasilając globalne nierówności. Jednak na całym globie infrastruktura projektowana z założeniem, iż klimat jest stały, będzie ulegać zniszczeniu wraz z nasilaniem się ekstremów pogodowych czy wzrostem poziomu morza. Wybory polityczne i społeczne, których będziemy dokonywać w najbliższych latach określą naszą przyszłość – czy będziemy żyć na Ziemi przypominającej środkowy pliocen czy raczej cieplarniany eocen. Utrzymanie Ziemi w granicach „przestrzeni bezpiecznego działania”, którą definiują m.in. klimaty podobne do tych z holocenu, staje się bowiem coraz mniej prawdopodobne (Williams i in., 2007, Burke i in., 2018, Reygondeau i in., 2020).

Zobacz też: Interaktywna mapa przyszłych zmian typów klimatów na Ziemi.

Anna Sierpińska, konsultacja merytoryczna dr Aleksandra Kardaś i dr Tomasz Kijewski