Klimatické změny

Graf zachycující změny teploty, koncentrace CO2 a prachu z posledních 400 000 let, získané z ledovcového materiálu ve stanici Vostok
Globální střední teplota v mořích (bentos) za posledních 5 miliónů let dle Lisieckiho a Rayma (2005).[1]

Klimatická změna (někdy také změna klimatu)[2] je vývoj klimatu probíhající v uvažovaném časovém měřítku po dlouhou dobu jednostranně, např. směrem k oteplení nebo ochlazení. Časově se může jednat o rozmezí od jednoho desetiletí po miliony let. Může jít o změnu v průměrných klimatických podmínkách i o změnu výskytu extrémních povětrnostních jevů. Změny mohou probíhat v určitém regionu, či na Zemi jako celku.[3]

Klimatický systém získává téměř veškerou energii ze Slunce. Klimatický systém také vyzařuje energii do vesmíru. Rovnováha příchozí a odchozí energie a průchod energie klimatickým systémem určuje energetický rozpočet Země. Pokud je příchozí energie větší než odchozí, je energetický rozpočet Země kladný a klimatický systém se otepluje. Pokud více energie odchází, je energetický rozpočet záporný 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 dekádní oscilace a atlantická multidekádní 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

Související informace naleznete také v článku Globální oteplování#Terminologie.

Obecný termín klimatická změna či změna klimatu se může vztahovat k jakémukoli období v historii Země, zároveň se ale tento termín běžně používá k popisu současných klimatických změn, které probíhají od průmyslové revoluce, kdy je klima stále více ovlivňováno lidskou činností, která způsobuje globální oteplování. Obecnější termín variabilita klimatu zahrnuje všechny výkyvy klimatu, které trvají déle než jednotlivé povětrnostní jevy, zatímco termín klimatická změna se vztahuje pouze na takové výkyvy, které přetrvávají delší dobu, obvykle desítky let nebo déle. V průběhu let se definice termínu proměnlivost (variabilita) klimatu a souvisejícího pojmu změna klimatu posunula. Zatímco termín změna klimatu nyní znamená změnu, která je jak dlouhodobá, tak i antropogenní, v šedesátých letech se termín změna klimatu používal pro to, co nyní označujeme za klimatickou variabilitu, tj. klimatické nekonzistence a anomálie.[4]

Z odborně klimatologického hlediska je změna klimatu definována takto: „Změna ve stavu klimatu, kterou je možné prokazatelně identifikovat v podobě změny střední hodnoty nebo pravděpodobnostního rozložení hodnot a charakteristik v průběhu delšího časového období, typicky v délce desetiletí a více. Pozn.: Změna klimatu může být výsledkem přirozených interních procesů v rámci klimatického systému, nebo důsledkem působení externích faktorů jako jsou cykly sluneční aktivity, sopečné výbuchy a trvalé antropogenní vlivy na složení atmosféry, kvalitu a způsob využití území.“[5][6]

Z politického hlediska je definice změny klimatu použita v konvenci UNFCCC v následující podobě: „změna klimatu, která je přisouzena přímo, či nepřímo lidským aktivitám vedoucím ke globálním změnám složení atmosféry a která je ve srovnatelných časových obdobích pozorována nad rámec přirozené variability klimatu.“[5]

Proměnlivost (variabilita) klimatu je termín, který popisuje změny průměrného stavu a dalších charakteristik klimatu (jako je pravděpodobnost nebo možnost výskytu extrémního počasí atd.) „ve všech prostorových a časových měřítcích, které přesahují měřítka jednotlivých povětrnostních jevů“. Zdá se, že část proměnlivosti není způsobena systematicky a vyskytuje se v náhodných obdobích. Taková variabilita se nazývá náhodná variabilita nebo šum. Naproti tomu periodická proměnlivost se vyskytuje relativně pravidelně a ve zřetelných režimech proměnlivosti nebo klimatických vzorcích.[7]

V roce 1966 navrhla Světová meteorologická organizace (WMO), aby termín klimatická změna zahrnoval všechny formy klimatické proměnlivosti v časovém měřítku delším než 10 let, ale bez ohledu na příčinu. V 70. letech 20. století se postupně termín klimatická změna zaměřil na antropogenní příčiny, protože bylo jasné, že lidská činnost má potenciál drasticky měnit klima.[8] 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 označující tento problém.[8]

Paleoklimatologie detekuje celou řadu změn paleoklimatu v různých časových měřítkách, historická klimatologie studuje změny historického klimatu.[3]

Příčiny

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[9][10] a dalšími mechanismy, které ovlivňují podnebí v různých oblastech.[11]

Faktory, které mohou ovlivňovat klima, se nazývají klimatické vlivy nebo „mechanismy ovlivňující klima“.[12] 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).[13] 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.

K proměnlivosti klimatu může docházet také v důsledku vnitřních (nevynucených) procesů. Příkladem mohou být změny mořských proudů, třeba v termohalinní cirkulaci apod.

Interní variabilita

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.[14] Z hlediska klimatu lze počasí považovat za náhodné.[15] Pokud je v určitém roce málo oblačnosti, dochází k energetické nerovnováze a oceány mohou absorbovat dodatečné teplo. Díky setrvačnosti klimatu se tento signál může „uložit“ v oceánu a projevit se jako proměnlivost v delším časovém měřítku než původní poruchy počasí.[16] 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.[17] Mnoho klimatických změn má náhodný i cyklický aspekt. Toto chování se nazývá stochastická rezonance.[17] 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

Oceán a atmosféra mohou působit společně a spontánně vytvářet vnitřní proměnlivost klimatu, která může přetrvávat roky až desetiletí.[18][15] Tyto výkyvy mohou ovlivnit globální průměrnou teplotu povrchu přerozdělováním tepla mezi hlubokým oceánem a atmosférou[19][20] a/nebo změnou rozložení mraků/vodní páry/mořského ledu, což může ovlivnit celkový energetický rozpočet Země.[21][22]

Oscilace a cykly

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:[23]

  • 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.[24] 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.[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 horiz. 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 26 měsíců. Uplatňuje se v centrální části tropického pásma (cca mezi 15° sev. a již. šířky), směrem k obratníkům její amplituda klesá.[30][31]
  • Pacifická dekádní 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]

Fyzické důkazy klimatické změny

  • změny teploty atmosféry a oceánů
  • zvýšení hladiny moře – mezi roky 1900 a 2016 se hladina moře zvedla o 16–21cm[42]
  • změna vegetace

Geologický vývoj Země

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

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.[43] 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.[44] 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.[45] Hladina moře byla až o 1 či 2 km vyšší, než je dnes,[46] 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.[47] Modely se sice mohou rozcházet, ale vesměs ukazují na klima, které neumožňovalo v prekambriu extrémně chladné či horké podnebí.[48]

Hadaikum a archaikum

V období vzniku Země, zhruba před 4,6 miliardami let, solární konstanta byla asi o 30 % menší než v současnosti.[49] Složení primární bezkyslíkaté atmosféry bylo od současné značně odlišné – koncentrace oxidu uhličitého přesahovala 10 % (tlak byl na počátku Země možná až 10 atmosfér,[50] ale pak na počátku archaika byl jeho parciální tlak menší než je tlak dnešní atmosféry),[51] 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.[52] Je doloženo, že v této době existoval oceán v tekutém stavu a že existovala srážková voda.

Proterozoikum

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.[52] To však odporuje uvedeným izotopickým proxy záznamům teplot.[53] 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.[54]

Podnebí ve fanerozoiku

Teplota dnes a během fanerozoika. Uvedené hodnoty teploty ve fanerozoiku podle[55] nejsou přímo ze záznamu δ18O Veizerových dat (proxy záznam teplot),[56] 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)[55]
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.[57] Tyto proxy data tedy odpovídají postupnému ochlazování.

Koncentrace atmosférického kyslíku hrála také klíčovou roli přes Rayleighův rozptyl.[58] Její zvýšení vede k ochlazování Země. Koncentrace kyslíku jsou antikorelované s koncentrací oxidu uhličitého[59] (přes procesy jako je hoření, dýchání a fotosyntéza).

Paleozoikum

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

Kambrium a ordovik

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.[60]

Silur

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

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.[60] Vysoká úroveň mořské hladiny nasvědčuje redukci polárních ledovců a kosmopolitní mořská fauna svědčí o malých gradientech teploty.

Karbon a perm

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

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

Trias

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

Jura

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

Klimatické podmínky v křídě byly pravděpodobně nejteplejší z celého fanerozoika, teplota vzduchu byla přibližně o 6 °C[61] 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.

Kenozoikum

V kenozoiku se vyčleňují tři období – paleogén, neogén a čtvrtohory.

Paleogén

V eocénu byla průměrná teplota povrchu o 6 °C až o 14 °C vyšší než ve 20. století. Takovéto zvýšení teploty nepřekoná ani efekt spálení všech fosilních paliv.[62]

Neogén

V miocénu nebyl v létě led na Arktidě.[63] Údaje o pliocénu ukazují, že velkou roli v klimatiké změně hraje oceán a nikoli jen atmosféra.[64] Pokles koncentrace oxidu uhličitého v atmosféře způsobil pokles diverzity velkých býložravců v Africe.[65]

Čtvrtohory

Před přibližně 12800 lety bylo spáleno přibližně 9% biomasy a nastala impaktní zima.[66][67] Poslední doba ledová skončila nedlouho poté a začal holocén. Začala tak růst i hladina moře. S růstem teploty se globálně variabilita klimatu snižovala.[68] I v předcházející době meziledové byla variabilita klimatu větší než v současné době poledové.[69]

Budoucí vývoj Země

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.[70] 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.[71] 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.[47]

Cyklická povaha některých změn klimatu

  • Ve fanerozoiku pozorujeme cyklus asi 140 milionů let, kdy se mění přísun kosmického záření i globální teploty. Psali o něm Nir Shaviv a Ján Veizer.[72]
  • Střídání dob ledových a meziledových posledního půl milionu let probíhá v rytmu cca 100 000 let. Příčinou jsou Milankovičovy cykly, tedy měnící se poloha Země vůči Slunci (vliv doložen i před 200 milióny let). Období „zelené Sahary“ (pluviály) se vrací v rytmu okolo 20 000 let.[zdroj?] To je precese, měnící se směřování zemské osy. Díky tomu se mění postavení severní polokoule vůči Slunci.
  • Na severní polokouli, zejména v Atlantiku, pozorujeme cyklus cca 1500 let střídání teplých a chladných period. V holocénu je znám jako Bondův cyklus. Minulá teplá perioda bylo středověké optimum. Poslední chladná perioda byla tzv. malá doba ledová, která skončila v 19. století. V teplých obdobích se lidstvu dařilo lépe.[73]

Odkazy

Reference

V tomto článku byly použity překlady textů z článků Klimatické zmeny na slovenské Wikipedii a Climate change na anglické Wikipedii.

  1. ↑ LISIECKI, Lorraine E.; RAYMO, Maureen E. A Pliocene-Pleistocene stack of 57 globally distributed benthic δ 18 O records: PLIOCENE-PLEISTOCENE BENTHIC STACK. Paleoceanography [online]. 2005-03. Roč. 20, čís. 1. Dostupné online. DOI 10.1029/2004PA001071. (anglicky) 
  2. ↑ HOLLAN, Jan. Pojmy vztahující se ke globální změně [online]. amper.ped.muni.cz [cit. 2014-01-15]. Dostupné online. 
  3. ↑ a b Změna klimatu. Meteorologický slovník [online]. Česká meteorologická společnost [cit. 2022-01-11]. Dostupné online. 
  4. ↑ ROHLI, ROBERT V.,. Climatology. Fourth edition. vyd. Burlington, Massachusetts: [s.n.] xiii, 418 pages s. Dostupné online. ISBN 978-1-284-12656-3, ISBN 1-284-12656-0. OCLC 976406111 S. 274. 
  5. ↑ a b Slovník pojmů z oblasti rizik a dopadů změny klimatu [online]. Projekt Perun, 2021-12 [cit. 2022-01-11]. Dostupné online. 
  6. ↑ IPCC SR 15 2018, Kapitola: Glossary
  7. ↑ ROHLI, Robert V. Climatology. Fourth edition. vyd. Burlington, Massachusetts: Jones & Bartlett Learning, 2018. xiii, 418 s. Dostupné online. ISBN 978-1-284-12656-3, ISBN 1-284-12656-0. OCLC 976406111 S. 274. 
  8. ↑ a b HULME, Mike. Climate Change, Concept of. International Encyclopedia of Geography: People, the Earth, Environment and Technology. 2016-01-01, s. 1. Dostupné online [cit. 2022-01-11]. 
  9. ↑ 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) 
  10. ↑ 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) 
  11. ↑ 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) 
  12. ↑ 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. 
  13. ↑ 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. 
  14. ↑ 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. 
  15. ↑ 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) 
  16. ↑ 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) 
  17. ↑ a b Ruddiman 2008, s. 262
  18. ↑ 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) 
  19. ↑ 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) 
  20. ↑ 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) 
  21. ↑ 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) 
  22. ↑ 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. 
  23. ↑ El Niño & Other Oscillations - Woods Hole Oceanographic Institution [online]. [cit. 2022-01-11]. Dostupné online. (anglicky) 
  24. ↑ 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) 
  25. ↑ 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. 
  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 online. (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. ↑ USGCRP. Climate Science Special Report. science2017.globalchange.gov [online]. [cit. 2019-04-27]. Dostupné online. (anglicky) 
  43. ↑ https://earthscience.rice.edu/wp-content/uploads/2017/08/SchubertTurcotteOlson2001_Chapter13.pdf - Thermal History of the Earth
  44. ↑ 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) 
  45. ↑ 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) 
  46. ↑ 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) 
  47. ↑ 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) 
  48. ↑ 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) 
  49. ↑ 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. 
  50. ↑ WALKER, James C. G. Carbon dioxide on the early Earth. Origins of Life [online]. 1985-12-10. Dostupné online. (anglicky) 
  51. ↑ 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) 
  52. ↑ a b Climates throught time: the precambrian
  53. ↑ 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) 
  54. ↑ 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) 
  55. ↑ 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) 
  56. ↑ http://mysite.science.uottawa.ca/jveizer/isotope_data/ - Isotope Data - Jan Veizer
  57. ↑ 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) 
  58. ↑ 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) 
  59. ↑ 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).
  60. ↑ a b Early Paleozoic climates. madmonster.williams.edu [online]. [cit. 2012-02-28]. Dostupné v archivu pořízeném dne 2012-01-14. 
  61. ↑ Mesozoic climates. madmonster.williams.edu [online]. [cit. 2012-02-28]. Dostupné v archivu pořízeném dne 2010-06-26. 
  62. ↑ HOOD, Marlowe. Burning all fossil fuels would scorch Earth: study. phys.org [online]. 2016-05-23 [cit. 2021-10-15]. Dostupné online. (anglicky) 
  63. ↑ STEIN, Ruediger; FAHL, Kirsten; SCHRECK, Michael; KNORR, Gregor; NIESSEN, Frank; FORWICK, Matthias; GEBHARDT, Catalina. Evidence for ice-free summers in the late Miocene central Arctic Ocean. S. 11148. Nature Communications [online]. 2016-09. Roč. 7, čís. 1, s. 11148. Dostupné online. DOI 10.1038/ncomms11148. (anglicky) 
  64. ↑ Climate change caused by ocean, not just atmosphere, study finds. phys.org [online]. 2014-10-24 [cit. 2021-10-15]. Dostupné online. (anglicky) 
  65. ↑ Human ancestors not to blame for ancient mammal extinctions in Africa. phys.org [online]. 2018-11-22 [cit. 2021-10-15]. Dostupné online. (anglicky) 
  66. ↑ WOLBACH, Wendy S.; BALLARD, Joanne P.; MAYEWSKI, Paul A.; ADEDEJI, Victor; BUNCH, Ted E.; FIRESTONE, Richard B.; FRENCH, Timothy A. Extraordinary Biomass-Burning Episode and Impact Winter Triggered by the Younger Dryas Cosmic Impact ∼12,800 Years Ago. 1. Ice Cores and Glaciers. S. 165–184. The Journal of Geology [online]. 2018-03. Roč. 126, čís. 2, s. 165–184. Dostupné online. DOI 10.1086/695703. (anglicky) 
  67. ↑ WOLBACH, Wendy S.; BALLARD, Joanne P.; MAYEWSKI, Paul A.; PARNELL, Andrew C.; CAHILL, Niamh; ADEDEJI, Victor; BUNCH, Ted E. Extraordinary Biomass-Burning Episode and Impact Winter Triggered by the Younger Dryas Cosmic Impact ∼12,800 Years Ago. 2. Lake, Marine, and Terrestrial Sediments. S. 185–205. The Journal of Geology [online]. 2018-03. Roč. 126, čís. 2, s. 185–205. Dostupné online. DOI 10.1086/695704. (anglicky) 
  68. ↑ Researchers compare global temperature variability in glacial and interglacial periods. phys.org [online]. 2018-02-05 [cit. 2021-10-15]. Dostupné online. (anglicky) 
  69. ↑ Does climate vary more from century to century when it is warmer?. phys.org [online]. 2018-10-12 [cit. 2021-10-15]. Dostupné online. (anglicky) 
  70. ↑ 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) 
  71. ↑ 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) 
  72. ↑ SVENSMARK, Henrik. Cosmoclimatology: a new theory emerges. S. 1.18–1.24. Astronomy & Geophysics [online]. 2007-02. Roč. 48, čís. 1, s. 1.18–1.24. Dostupné online. DOI 10.1111/j.1468-4004.2007.48118.x. (anglicky) 
  73. ↑ http://www.euanmearns.com/wp-content/uploads/2014/12/Pop_Clim.png

Literatura

  • IPCC SR 15, 2018. Global Warming of 1.5°C. An IPCC Special Report on the impacts of global warming of 1.5°C above pre-industrial levels and related global greenhouse gas emission pathways, in the context of strengthening the global response to the threat of climate change, sustainable development, and efforts to eradicate poverty [online]. Příprava vydání Masson-Delmotte, V.; Zhai, P.; Pörtner, H.-O.; Roberts, D.; et al.. Intergovernmental Panel on Climate Change, 2018 [cit. 2019-12-27]. Dostupné online. 
  • NETOPIL, Rostislav; a kol. Fyzická geografie I. Praha : SPN, 1984.
  • MAREK, Michal V. (a kol.). Klimatická změna – příčiny, dopady a adaptace. Praha: Academia, 2022. ISBN 978-80-200-3362-8.

Související články

Externí odkazy

Média použitá na této stránce

Solar evolution (English).svg
Autor: RJHall, Licence: CC BY-SA 3.0
This graph shows the evolution of the Sun's luminosity, radius and effective temperature compared to the present Sun. The left edge represents the zero-age main sequence, while the right is the start of the red giant phase.
Oxygen atmosphere.png
Representation of evolutionary and geological events leading to changes of oxygen content in earth's atmosphere since the formation of the planet.
Teplota planety Země.png
Autor: Ludek, Licence: CC0
Teplota planety Země, překlad do češtiny z anglické verze
Vostok Petit data.svg
Autor:
Původní dílo:
Neznámý
 
Vektory:
, Licence: CC BY-SA 3.0
مخطّطٌ يُبيّن علاقة ثاني أوكسيد الكاربون ودرجة الحرارة وتركيز الغبار في قالب جليد فوستوك (بالإنجليزيّة: Vostok ice core) خلال 450,000 سنة الماضيّة
Five Myr Climate Change.svg
Autor: Dragons flight (Robert A. Rohde), svg by Jo, Licence: CC BY-SA 3.0
Reconstrucció dels darrers cinc milions d'anys de la història del clima, basada en el fraccionament d'isòtops d'oxigen (que serveix com a proxy de la massa global total de les capes de gel glacials).
Phanerozoic Climate Change.png
Autor: Dragons flight, Licence: CC BY-SA 3.0
Expansion showing climate change during the last 65 million years. Note that the scales are not numerically the same since they are based on measurement different types of taxa under different conditions.

This figure shows the long-term evolution of oxygen isotope ratios during the Phanerozoic eon as measured in fossils, reported by Veizer et al. (1999), and updated online in 2004.[1] Such ratios reflect both the local temperature at the site of deposition and global changes associated with the extent of permanent continental glaciation. As such, relative changes in oxygen isotope ratios can be interpreted as rough changes in climate. Quantitative conversion between these data and direct temperature changes is a complicated process subject to many systematic uncertainties, however it is estimated that each 1 part per thousand change in δ18O represents roughly a 1.5-2 °C change in tropical sea surface temperatures (Veizer et al. 2000).

Also shown on this figure are blue bars showing periods when geological criteria (Frakes et al. 1992) indicate cold temperatures and glaciation as reported by Veizer et al. (2000). The Jurassic-Cretaceous period, plotted as a lighter blue bar, was interpreted as a "cool" period on geological grounds, but the configuration of continents at that time appears to have prevented the formation of large scale ice sheets.

All data presented here have been adjusted to 2004 ICS geologic timescale.[2] The "short-term average" was constructed by applying a σ = 3 Myr Gaussian weighted moving average to the original 16,692 reported measurements. The gray bar is the associated 95% statistical uncertainty in the moving average. The "long-term average" is a σ = 15 Myr Gaussian average of the short-term record (see notes).

On geologic time scales, the largest shift in oxygen isotope ratios is due to the slow radiogenic evolution of the mantle. A variety of proposals exist for dealing with this, and are subject to a variety of systematic biases, but the most common approach is simply to suppress long-term trends in the record. This approach was applied in this case by subtracting a quadratic polynomial fit to the short-term averages. As a result, it is not possible to draw any conclusion about very long-term (>200 Myr) changes in temperatures from this data alone. However, it is usually believed that temperatures during the present cold period and during the Cretaceous thermal maximum are not greatly different from cold and hot periods during most of the rest the Phanerozoic. However, recently this has been disputed by Royer et al. (2004), who suggest that the highs and lows in the early part of the Phanerozoic were both significantly warmer than their recent counterparts.

Common symbols for geologic periods are plotted at the top and bottom of the figure for reference.

Long-term evolution

The long-term changes in isotope ratios have been interpreted as a ~140 Myr quasi-periodicity in global climate (Veizer et al. 2000) and some authors (Shaviv and Veizer 2003) have interpreted this periodicity as being driven by the solar system's motions about the galaxy. Encounters with galactic spiral arms can plausibly lead to a factor of 3 increase in cosmic ray flux. Since cosmic rays are the primary source of ionization in the troposphere, these events can plausibly impact global climate. A major limitation of this theory is that existing measurements can only poorly constrain the timing of encounters with the spiral arms.

The more traditional view is that long-term changes in global climate are controlled by geologic forces, and in particular, changes in the configuration of continents as a result of plate tectonics.
Evolution of Earth's radiogenic heat.svg
Earth's radiogenic heat fluxes over time. Reference: Arevalo Jr, R., McDonough, W. F., & Luong, M. (2009). The K/U ratio of the silicate Earth: Insights into mantle composition, structure and thermal evolution. Earth and Planetary Science Letters, 278(3), 361–369.