STRUČNE O TEÓRII KLIMATICKÉHO SYSTÉMU ZEME, NAJMÄ V SÚVISLOSTI SO ZMENAMI KLÍMY*

Brief remarks on the Earth’s Climate System Theory and the Climate Change Connections

(*Prof. RNDr. Milan Lapin, CSc., modifikácia profesorskej inauguračnej prednášky z 20.IX.2004)

Pod pojmom klíma a klimatické pomery alebo podmienky rozumejú v iných od­boroch pomerne širokú škálu problematiky. Podľa Svetovej meteorologickej organizácie (WMO) je klíma alebo pod­nebie dlhodobý režim poča­sia.  Za dlhšie po­važuje WMO najmenej 30-ročné obdobie, pričom obdobie 1961-1990 je teraz štan­dardné normálové obdobie (charakteristiky klímy z tohto obdobia sa používajú na medzinárodné porovnávanie klimatických pomerov na celej Zemi). Klíma je tiež štatistický súbor stavov úplné­ho klimatického systému Zeme (KSZ), ktorým pre­chádza počas dlhších období. KSZ sa skladá z atmosféry, hydrosféry (voda na Zemi), kryosféry (sneh a ľad na Zemi), litosféry (horné vrstvy zemskej kôry), biosféry (živé organizmy na Zemi) a noosféry (aktivity človeka). Týka sa to iba tých komponentov uvedených subsystémov KSZ, ktoré s klímou nejakým spôsobom súvisia (ďalej v texte).

Klimatológia je veda o súvislostiach a príčinách vzniku určitých klimatic­kých pomerov alebo pod­mienok a o ich zmenách, o vplyvoch klímy na objekty činnosti človeka a naopak. Poznanie teórie fun­govania KSZ je nutnou pod­mienkou vedeckej analýzy klimatických pomerov. Pod vedeckou analýzou rozumieme predovšetkým korektnú fyzikálnu a štatistickú interpretáciu. Meteorológia je pre­važne veda o okamžitom stave KSZ, inak aj veda o procesoch v zemskej atmosfére, jednou z jej úloh je prognóza počasia na ob­dobie do 10 dní, rieši však s klimatológiou veľa spoločných problémov.

O klimatických pomeroch hovoríme vtedy, ak ide o všeobecnú charakteristiku pod­nebia da­nej loka­lity alebo územia. Ak máme na mysli vzťah podnebia k nejakému predmetu ľudskej činnosti alebo k ekosystémom, používame zväčša pojem klima­tické podmienky.

Pojmy a fakty súvisiace so zmenami a premenlivosťou klímy sa často dostávajú do centra pozornos­ti, najmä v obdobiach s výskytom rôznych krátkodobých anomálii počasia v porovnaní s dlhodobými priemermi. Vzhľa­dom na to, že laická (niekedy aj odborná) verejnosť nemá prehľad o dostupných dlhodobých klimatic­kých priemeroch a o charakteristikách premenlivosti klímy, za extrémy sa nieke­dy považujú prí­pady poča­sia s pomerne častým prie­merným výskytom (aj častejšie ako raz za 10 ro­kov). Nezriedka sa miešajú dohromady zmeny klímy v dlhých geologických obdobiach Zeme (za tisí­ce až milióny rokov) so zmenami za krátke (menej ako 30-ročné) obdobia, ktoré majú odlišné príčiny vzniku. Úlohou profesionálnych meteoroló­gov a klimato­lógov je poskytova­nie a rozširovanie takých informácií o zmenách a premenli­vosti klímy, ktoré majú predovšetkým seriózny šta­tis­tický zá­klad a sú správne klimatologicky inter­pretované.

Spoločenstvá ekosystémov a nakoniec aj ľudské aktivity sa počas posledných 10 tis. rokov (od konca poslednej ľadovej doby) adaptovali na určité klimatické pomery (aj na priemer a aj na premen­livosť). Každá zmena klimatických pomerov znamená novú adaptáciu pre ekosystémy a človeka. Ak je zmena rýchlejšia v porovnaní so zmenami v minulosti (ak ju ekosystémy nemajú vo svojej genetic­kej pamäti) dochádza k ich nestabilite. Nová rovnováha v ekosystémoch sa môže vytvoriť aj po niekoľ­kých storočiach. Skúsenosti naznačujú, že aj ľudské aktivity sa adaptujú na nové klimatické pomery iba pomaly. Dané je to aj tým, že niektoré adaptačné procesy sú veľmi náročné aj časovo a aj finančne (napríklad: stravovanie a bývanie, ale aj zmeny v poľnohospodárstve, lesnom a vodnom hos­po­dárstve, protipovodňových a závlahových systémoch musia byť rozložené na viac desaťročí).

Zmeny klímy – tento termín sa v minulosti používal pre všetky zmeny súvisiace s klímou (teraz už len pre prirodzené zmeny klímy). Zmeny klímy pri­ro­dzeného charakteru sú najmä zmeny v minu­lých geologických dobách Zeme (milióny až stovky milió­nov rokov), ľadové doby (desaťtisíce až mi­lióny ro­kov), iné zmeny (stovky rokov), nie­kedy aj nízkofrekvenčné kolí­sanie klímy (desiatky rokov).

Premenlivosť klímy - klimatické pomery charakterizujeme stredovými, rozptylovými, trendo­vými a cyk­lickými charakteristikami. Rozptylové charakteristiky reprezentujú premenlivosť (variabilitu) klímy (smerodaj­ná odchýlka, iné charakteristiky distribučnej krivky (pravdepodobnosť prekročenia za 10, 50, 100 rokov...), inter­sekvenčná pre­menlivosť (medzidenná, medziročná...) a i.). Premenlivosť klímy môžeme spočítať aj pre dlhšie časové obdobia ako jeden rok, ako aj pri použití rôzne dlhých časových období pre hod­noty vstupných údajov spracova­nia (od 10 minút do 30 rokov).

Kolísanie klímy - prirodzené kolísanie klimatických charakteristík je dané predovšetkým slnečným žiarením (ročný chod, 11-ročný cyklus…), iné cykly súvisia s cykličnosťou niektorých klimato­tvor­ných procesov (napr. QBO (asi 2 roky), ENSO, El Niňo (2 až 7 rokov), NAO – severoatlatická oscilá­cia), okrem roč­ného chodu sú u nás všetky vyjadrené veľmi slabo, cyklus štvrtohorných ľadových dôb má periódu okolo 100 tis. rokov, za nízkofrekvenčné cykly sa po­važuje kolísanie s periódou dlhšou ako 11 rokov. Všetky dlhšie cykly sa obtiažne identifikujú v časových radoch pozorovaní.

Pod pojmom “zmena klímy” rozumieme iba tie zmeny v klimatických pomeroch, ktoré súvisia s an­tro­pogénne podmieneným rastom skleníkového efektu atmosféry od začiatku priemyselnej revolúcie (asi 1750 r. n.l., ak sa dajú odlíšiť od prirodzených zmien). Od konca poslednej doby ľadovej do roku 1750 sa menila koncentrácia tzv. skleníkových ply­nov (GHGs) v atmosfére iba nepatrne, odvtedy sa zrýchľuje prírastok všetkých GHGs v at­mosfére okrem vodnej pary (H2O). Úplne novými GHGs sú freóny a halóny (po roku 1930). Pod pojmom skleníkový efekt atmosféry rozumieme sumu dôsled­kov GHGs (inak aj ra­diačne aktívnych plynov) v atmo­sfére, ktoré absorbujú tepelné vyžarovanie Zeme, zohrievajú časť atmosfé­ry kde sa na­chádzajú a silnej­ším spätným vyžarovaním atmosféry me­nia bilanciu tepelného žiarenia na povrchu Zeme. Tak sa stabilizuje určitá priemerná teplota vzduchu v prízemnej vrstve Zeme (teraz je to asi +15 °C, prirodzený skleníkový efekt atmosféry predstavuje zvýšenie teploty prízemnej vrstvy atmosféry na Zemi o 33 °C, bez neho by sme tu mali –18 °C).

V minulosti sa predpokladalo, že meteorologické procesy, teda aj klimatické pomery sú tak­mer vý­lučne spojené iba s atmosférou Zeme. Dnes vedci pripúšťajú asi 50% podiel atmosféry, 20% podiel hydrosféry a 30% zostáva na ostatné subsystémy. Najnovšie učebnice teoretickej klimatológie venujú preto interakcii medzi atmosférou a hydrosférou mimoriadnu pozornosť. Tiež sa predpokladalo, klima­tické pomery dominantne ovplyvňujú astronomické a geografické faktory. Podľa posledných výsled­kov vedeckého bá­dania je aj vplyv cirkulačných a antropogénnych faktorov veľmi významný.

Veľmi stručne o niektorých zaujímavostiach subsystémov KSZ

Atmosféra - 99% hmoty atmosféry je pod výškou 30 km nad zemským povrchom a 50% pod 5,5 km, najväčší význam pre meteo­rologické procesy má troposféra (do asi 8 km na póloch a do 18 km nad rovníkom), nad ktorou je mohutná inverzia alebo izotermia tropopauzy a stratosféry. Všetko nasved­čuje tomu, že spodná 1-3 km hraničná vrstva atmosféry je ešte významnejšia (prebiehajú tam turbu­lentné toky vlhkosti, tepla a hybnosti a je tam vyše 75% všetkej vodnej pary v atmosfére). Pre KSZ ako celok má mimoriadny význam aj ozonosféra vo výške okolo 25 km (bez nej by nemohol vzniknúť na Zemi život v dnešnej podobe, a teda ani dnešná bio­sféra a v podstate ani dnešná litosféra). V atmosfére existuje veľa závažných fyzikálnych procesov, teraz spome­nieme iba nie­ktoré: každoročne sa do atmosféry vyparí asi 577 tis. km3 vody (ale iba 14,3% zo súše) a rovnaké množstvo vody skon­denzuje v atmosfére a spadne ako atmo­sférické zrážky na zem­ský povrch (26,0% na súš). Dochádza aj takto k obrovskej advekcii energie z tropických do mimotropických šírok Zeme. Atmosféra je schopná prijať vodnú paru v exponenciálnej zá­vislosti od teploty vzduchu - T (pri tlaku vzdu­chu 1000 hPa a T = -20 °C iba do mernej vlh­kosti 1,2 g H2O na kg vlhkého vzduchu, pri 0 °C iba do 3,8 g.kg-1, no pri 35 °C až do 35,7 g.kg-1). To znamená, že pri nasýtene adia­batickom výstupe objemu vzduchu je pokles T tak­mer o 1 °C na 100 m výšky pri počiatočnej T = -20 °C ale iba o 0,3 °C na 100 m výšky pri po­čiatočnej T = 30 °C. Má to veľký význam pri kon­vekcii. Vplyvom vnútorného trenia v atmosfére kvapky vody s polomerom menším ako 0,05 mm nemôžu sedimentovať smerom k zemskému povrchu (Stokesov zákon) a podieľajú sa na formovaní oblačnosti. Aj tak je ale podiel vody v kvapalnom alebo tuhom skupenstve v oblačnosti (vodný obsah obla­kov) iba do 10% v porovnaní s vodnou parou (viac je to iba v dolnej časti búrkových oblakov v trópoch – vodný obsah do 10 g.m-3). Mimoriadny význam majú tzv. prechladené kvapky vody v atmosfére. Najmenšie kvapôčky vody v oblakoch môžu byť v kvapalnom skupenstve aj pri T = -40 °C, no pri porušení ich guľového tvaru (ak narazia na prekáž­ku) okamžite mrznú (ok­rem toho sa pri T okolo –12 °C môžu pri relatívnej vlhkosti vzduchu 88% vypa­ro­vať, pri­čom sú­časne ľadové kryštáliky pri 100% relatívnej vlhkosti rastú – rozdiel parciálneho tlaku vod­nej pary v stave nasýtenia pre rovinnú vodnú hladinu a rovinnú plochu ľadu je 0,26 hPa).

Hydrosféra - neprávom doteraz tak trochu zaznávaný subsystém úplného KSZ medzi meteorológmi a klimatológmi. Na klimatotvorných procesoch sa podieľa v širokom rozsahu možností. V atmosfére je priemerne 12 400 km3 vody vo všetkých 3 sku­penstvách (vrátane prechladenej vody), čo predstavuje takmer 25 mm vrstvu vody v jednotkách atmosférických zrážok. V atmosfére je voda časovo a priestorovo rozložená krajne nerovnomerne (viac ako 80% medzi obratníkmi v trópoch a vyše 50% do výšky 1,5 km nad zemským povrchom, pričom tak v tropických monzúnových ako aj v miernych šír­kach je zreteľný ročný chod). Väčšina dôležitých meteorologických procesov je priamo podmienená prítomnosťou vody v atmosfére (frontálne systémy, oblačnosť, zrážky, konvekcia, evapotran­spirá­cia...), alebo ich významne ovplyvňuje (skleníkový efekt, turbulentné toky, planetárne albedo, radiačná a energetická bilanciu zemského povrchu...). Prostredníctvom evapotranspi­rácie a kondenzácie sa v KSZ prenáša rozhodujúca časť energie získa­ná zemským povrchom z celkovej radiačnej bilancie (v trópoch aj viac ako 90%, u nás vyše 50%). Iba v aridných a semiaridných oblastiach dosahuje Bowe­nov pomer (H/LE, kde H je turbulentný tok tzv. cí­teného tepla a LE turbulentný tok latentného tepla) hodnoty nad 1,0. Voda v litosfére, predovšetkým v zóne aerácie a v pôde, ovplyvňuje dominantným spôsobom distri­búciu energie na súši Zeme. V celoročne vlhkých a dostatočne teplých oblas­tiach na rast neja­kej vegetácie predstavuje spotreba energie na evapotranspiráciu viac ako 70% z radiačnej bi­lancie, naopak v celoročne vlahovo nedostatkových ale teplých oblastiach menej ako 30% z radiačnej bilancie. Keďže voda v litosfére býva uložená aj vo forme pod­zemnej vody s hladinou v blízkosti koreňovej zóny (ide takmer vždy o vodu z podzemného alebo povrcho­vého prítoku), môže tak ovplyvniť evapotranspiráciu a distribúciu energie aj bez zrážok v danej lokalite. Voda významne mení vlastnosti pôdy – albedo, tepelnú vodivosť, rastlinný kryt... Voda má najväčšiu mernú tepelnú kapacitu zo všetkých známych látok – značne môže preto ovplyvniť rýchlosť zmeny teploty prostredia (pôdy a prízemnej atmosféry). Úplne kľú­čovú úlohu má v KSZ svetový oceán (všetky oceány, vrátane okrajových a vnútorných morí). Po stabilizovaní dnešného rozloženia kontinentov pred 65 mil. rokmi a po vytvorení polárne­ho zaľadnenia pred 3 mil. rokmi sa v treťohorách postupne ustálil dnešný sys­tém povrcho­vých a hlbokomorských prúdov, ktoré zabezpečujú prenos energie z tropických do polár­nych šírok Zeme viac ako atmosférická cirkulácia. Tento systém ale nie je celkom stabilný, výz­namne osciloval počas pleistocénnych zaľadnení (100-170 tis. ročná perióda) a malé oscilácie sa vy­skytujú aj v súčasnosti (napr. El-Niňo má 2-7 ročnú periódu).

Kryosféra – skladá sa z niekoľkých zložiek: pevnin­ský ľadovec v Antarktíde (24,9 mil. km3 ľadu), pev­ninský ľadovec v Grónsku a ostatné pev­ninské ľadovce v Arktíde (2,6 mil. km3 ľadu), plávajúci (alebo šelfový) morský ľad v Antarktíde (3 – 18 mil. km2), plávajúci morský ľad v Arktíde (7 – 15 mil. km2, podľa iných zdrojov je ročný priemer 12,6 mil. km2), horské ľadovce v miernom, subtropickom a tropickom pásme (spolu je na Zemi asi 11% povrchu pevniny a 7% povrchu morí pokryté ľadom), snehová pokrývka (maximum je 59 mil. km2 na severnej a 32 mil. km2 na južnej po­loguli, vrátane ľa­dovcov a plávajúceho ľadu), permafrost (ľad trvalo zmrznutý v litosfére), periodic­ké ľadové úkazy (zmrznutá pôda, ľad na vodných plochách...). Výpočty pomocou modelov všeobecnej cirkulácie atmo­sféry a oceánov dokázali, že úloha kryosféry v KSZ je mimoriadne významná. Pri absencii polárneho zaľadnenia na konci druhohôr prakticky nee­xistoval dnešný systém termo-halinnej cirkulácie (vysvet­lenie ďalej v texte) vo svetovom oceáne, teplota vody v oceáne mala iba nepatr­ný vertikálny a horizontálny gradient, aj na pobreží Antarktídy a južného Grónska panovala subtropická klíma. Polárne ľadovce majú veľké albedo (odrazivosť) krátkovlnného sl­nečného žiarenia (v Antarktíde až vyše 90%, inde má čerstvý sneh okolo 80%), preto v An­tarktíde aj počas polárneho leta dosahuje cel­ková bilancia žiare­nia iba hodnoty blízke nule, pričom denné sumy globálneho žiarenia majú tam za­čiatkom januára absolútne planetárne maximum. Absencia snehovej pokrývky má za následok vo vnút­rozemí mierneho pásma v zime veľkú stratu tepla vyžarovaním povrchu pôdy (pri zápor­ných sumách celkovej radiač­nej bilancie) a pokles teploty (zámrz) pôdy do veľkej hĺbky. Už 10 cm výška snehovej po­krývky znamená iba nepatrný zámrz pôdy aj pri niekoľkodennom poklese teploty vzduchu pod –10 °C. Naopak permafrost na severe Ázie (miestami až do hĺbky 400 m) a Ameriky znamená závažnú mo­difikáciu klímy – počas leta rozmrzne aj do hĺbky 3 m, čím umožní existenciu skromnej vegetácie, no ani pri dvojtýždennom trvaní tep­loty vzduchu nad 20 °C (čo je takmer každoročným javom) sa tep­lota pôdy v hĺbke 50 cm ne­dostane nad 5 °C. Preto panuje v tejto oblasti v lete buď vlhká tajga, prí­padne na severe vlhká tundra ale tesne za hra­nicou permafrostu na juhu už teplá a suchá lesostep alebo step. Permafrost má zrejme pôvod v pleistocénnych ochladeniach a je ovplyvnený bilanciou geotermálneho tepla a celkovej ra­diačnej bilancie zemského povrchu. Na dôvažok treba ešte zdôraz­niť, že asi 2% všetkej vody na Zemi je v tuhom skupenstve, pričom zo všetkej sladkej vody je to až 80%, takmer 90% vody v tuhom skupenstve sa nachádza v Antarktíde. V súvislosti s veľmi nízkofrekvenčný­mi klimatic­kými zmenami (s periódou nad 10 tis. rokov) je treba vyzdvihnúť stabilizujúci účinok polár­neho zaľad­nenia na Zemi (najmä v Antarktíde). Pri menšom objeme polárnych ľadovcov by zrejme bol klimatický systém náchylnejší na náhle zmeny klímy kvôli častejším kolapsom (veľkým zmenám až za­staveniu) termo-halinnej oceánickej cirkulácie. Južná pologuľa mala za posledné 2 mil. rokov oveľa menej vý­razné cykly ľadových a medziľadových dôb ako polo­guľa severná. Ľadovce sa prio­ritne roz­víjajú na miestach s väčšou nadmorskou výškou, na návetrí vlhkých morských vzdušných prúdov, na miestach s veľkými úhrnmi tuhých zrážok pri teplote pod bodom mrazu a tam, kde bilancia akumulácie a topenia snehu je kladná. Škandinávsky ľadovec sa pred 18 tis. rokmi rozvi­nul až do západného Írska a v priestore Severného mora mal hrúbku nad 1000 m.

Ďalšie subsystémy KSZLitosféra je horná časť zemskej kôry, ktorá akýmkoľvek spôsobom prispieva k formovaniu klimatických pomerov. Ide aj o povrch súše a aj o morské dno do premenlivej hĺbky v závislosti od miestnych podmienok. Tento subsystém je dobré hodnotiť spolu s Biosférou, teda všet­kými živými organizmami na tejto Zemi, vrátane ich karbonátových a iných fosílií, rastlinných a živočíšnych zvyškov. Kým litosféra sa považuje za viac-menej dlhodobo konštantný subsystém, bio­sféru za taký môžeme po­važovať zjednodušene iba ak hovoríme o prirodzených a antropogénne neov­plyvnených ekosysté­moch. Do biosféry sa dá čiastočne zaradiť aj človek so svojimi socio-ekonomic­kými aktivitami – nie­kedy sa tento subsystém na­zýva Noosféra alebo Antropogénna sféra. Na tomto mieste je treba zdô­razniť nielen rýchly a exponenciálny rast počtu obyvateľov Zeme (asi 5 miliónov pred 12 tis. rokmi, asi 500 miliónov pred 500 rokmi a 6000 miliónov v roku 2002) ale aj veľmi rýchly rast spotreby ener­gie, surovín a tovarov, čo sa prejavilo v značnom ovplyvnení prírodného prostredia Zeme. Funkcia uvedených subsystémov v KSZ bude diskutovaná ďalej v texte.

Teraz niekoľko slov o systémoch

Keďže všetky doterajšie teórie KSZ vychádzali z podmienok hod­notenia atmosféry ako termo-hydro­dyna­mického systému, takéto postupy sa obvykle aplikujú aj na jeho ostatné kompo­nenty. Uvádzame ďalej najmä tie vlastnosti systémov, ktoré sa dajú apli­kovať na KSZ. Každý sys­tém by mal byť cha­rakte­rizovaný prinajmenšom zložením, termody­namickým a mechanickým stavom. Komplexnosť úpl­ného systému (aj KSZ) vyplýva predovšetkým z nelineárnosti inter­akcií jeho komponentov. Keďže budeme posudzo­vať externé a interné klimato­tvorné fak­tory, je treba celý priestor rozdeliť na dve časti – na KSZ a na jeho okolie.

Trochu teórie: Ak nedochádza aspoň k výmene energie medzi systémom a okolím, považujeme ho za izolovaný. Ak ne­dochádza iba k výmene hmoty, ide o sys­tém uzavretý. V otvorených systémoch do­chá­dza ob­vykle kontinuálne aj k výmene energie a aj k výmene hmoty, no môžu existo­vať pri tom aj osci­lácie. Otvorené systémy sa dajú rozdeliť do troch základných kategórií: disipatívny (ako naprí­klad hydrolo­gický cyklus), cyklický (ako napríklad radiačná bilancia) a náhodne fluktuujúci. Do tretej sku­piny patrí väč­šina prírodných sys­témov. Môžeme ešte definovať kaskádové systémy, teda reťaz takých ot­vorených subsystémov, ktoré si dynamicky vymieňajú hmotu a energiu, pričom sa­motný re­gulátor tejto výmeny nemusí patriť do vnútra celého systému. Otvorený systém môže byť voľne sa správajúci, alebo môže mať vnútený režim. Systémy je niekedy prospešné rozdeliť na ich vnútornú a externú časť. Obyčajne je časová škála procesov a faktorov interného subsystému oveľa menšia ako externého. Ex­ternú časť KSZ mô­žeme zjedno­dušene často považovať za stabilný klima­totvorný faktor. Na druhej strane sa interný subsystém často vyznačuje malými ale konečnými fluktu­áciami, ktoré majú niekedy charakter oscilá­cií. V internom subsystéme sa môžu objaviť pravidelné oscilácie vnúte­né externým sub­systémom (denný a ročný chod). Interakcie a spätné väzby vo vnútri systému môžu vyvolať aj voľnú premenlivosť, ktorej podstata je v nelineárnosti procesov vo vnútri sys­tému. Nega­tívne spätné väzby majú stabilizu­júci účinok na stav internej časti systému a pozitívne na­opak.

Takmer všetky subsystémy v úplnom KSZ majú charakter otvorených a náhodne fluktuujú­cich systé­mov, teda s turbulentným (chaotickým) režimom a s viac-menej stabilnými hraničnými podmien­kami. Takéto sys­témy prechádzajú mnohými a rozdielnymi fyzikálnymi stavmi. Na prvý po­hľad sa zdá, že nie sme schopní riešiť fyzikálne procesy v takýchto systémoch. Sku­točnosť je však taká, že exis­tujú reálne možnosti na korektnú analýzu s využitím pros­triedkov matematickej štatistiky a štatistickej fy­ziky. Samozrejme, že v takýchto prípadoch ne­riešime procesy jednotlivých prípadov od­delene, ide o dlhé časové rady, alebo mnohopočetné súbory údajov, ktoré majú požadované vlastnosti z pohľadu štatistickej analýzy. Dôležité sú: nezávislosť náhod­ného výberu, dostatočný počet, overená kvalita a reprezentatívnosť pozorovaných alebo meraných údajov.

Je zrejmé, že pri analýze vysokofrekvenčných zmien a vysokofrekvenčnej premenlivosti klímy (s pe­rió­dou cyklov a zmien do 11 rokov) je posu­dzovanie podielu vplyvu zmien litosféry, biosféry a noosféry problematické. Za najzávažnej­šie môžeme považovať také parametre týchto subsystémov KSZ, pri ktorých sa dá zmerať podiel na zmenách radiačnej, hyd­rologickej a energetickej bilancie zemského povrchu alebo ohraničenej oblasti zemského povrchu. Ide predovšetkým o albedo (odraz žiarenia), vyžarovanie, tepel­nú a teplotnú vodivosť, objemovú a mernú tepelnú kapa­citu, emisiu a záchyt CO2, drsnosť rozhraní, tep­lotu a vlhkosť. Ve­getačný kryt modifikuje fyzikálne procesy v pôde a nad zemským povrchom jednak priamo svojou existenciou ale tiež odumretými časťami, ktoré sa ukladajú v pôde. Človek ovplyvňuje klimatotvorné procesy aj cieľavedome aktívne a aj ne­priamo pasívne. Do prvej skupiny môžeme zara­diť predovšet­kým odvodňovanie a zavlažovanie, ďalej zámerné zmeny hydrologickej a energetickej bilancie v mestských a priemyselných aglomeráciách. Z druhej sú najzávažnejšie zmeny vo využívaní krajiny, emisia GHGs a aerosólov do atmosféry, te­pelné znečistenie atmosféry, hydro­sféry a pôdy. Tiež môže­me medzi závažné zaradiť introdukciu no­vých organizmov (rastlinných, živočíšnych a mikroorganizmov) a narušenie ekologickej rovnováhy v prostredí. Globalizácia nie­ktorých aktivít človeka znamená väčšinou uprednostňovanie ekonomic­kých a vojensko-politických záujmov skupín silných štátov pred požiadavkami na ochranu KSZ.

Slnečná radiácia

Ak hodnotíme KSZ v časových horizontoch presahujúcich 30-ročné obdobia mu­síme brať do úvahy aj dlhodobé zmeny toku žiarenia prichádzajúceho od Slnka k Zemi. Je známe, že exis­tuje 11- a 22-ročný cyklus počtu slnečných škvŕn, ktoré sa prejavujú aj v slnečnej radiá­cii dopa­dajúcej kolmo na hornú hranicu atmosféry (kolíše do 7 W.m-2, pričom jej stredná hodnota je 1367 W.m-2tzv. solárna kon­štanta). Pretože existujú aj iné známe cykly a s nimi súvi­siace trendy toku slnečnej radiácie, je možné skonštruovať jej časový priebeh najmenej za po­sledných 350 rokov. Ten potvrdzuje, že po ob­dobí Mauderovho minima v rokoch 1650 až 1710 došlo k miernemu rastu „solár­nej konštanty“ asi o 3 W.m-2, ktorá do­sahuje v súčasnosti najvyššie hodnoty za posledných 350 rokov. Pri analýze podmie­nok ra­diačnej bilancie potre­bujeme poznať nielen jej toky na hornej hranici atmo­sféry ale aj na zem­skom povrchu, prí­padne aj na význačných atmosférických hladinách. Pod pojmom celková radiačná bilancia rozumieme energiu (alebo hustotu toku), ktorú získava horizontálna plocha zemského po­vrchu (alebo určitá atmosférická hladina) z krátkovlnného a dlhovlnného žiarenia od Slnka a od ob­lohy po odpočítaní odrazeného žia­renia od zemského povrchu (od danej hladiny, ak sa dá určiť) a priamo emitovaného žiarenia zem­ským povrchom (atmosférou v priestore danej hladiny, ak sa dá určiť), inak povedané po odpočítaní odchádzajúceho žiarenia smerom k oblohe (nepočíta sa do toho energia spotrebovaná na turbulentný tok vlhkosti, cíteného tepla a pohybu/hybnosti smerom k oblohe).

Vo všeobec­nosti môže­me ra­diačnú a energetickú bilanciu Zeme ako celku charakterizovať takto: Priemerná hustota toku prichá­dza­júceho (prevažne krátkovlnného (viditeľného)) slnečného žiarenia na horizon­tálnu plochu hornej atmosféry je 342 W.m-2, z toho sa od Zeme ako celku odrazí 107 W.m-2 (plane­tárne albedo od atmosféry, aerosólov, oblakov a zemského povrchu je teda 30%), z prichádzajúceho žiarenia sa v atmosfére pohltí 67 W.m-2 (výsledkom je malé ohriatie atmosfé­ry), na zemský povrch príde ako bilancia krátkovlnného žiarenia 168 W.m-2, ktoré sa použije na ohria­tie zem­ského povrchu (66 W.m-2), na vý­par (78 W.m-2) a na turbulentný tok tepla smerom do at­mosféry (24 W.m-2), zem­ský povrch pri priemernej teplote asi 15 °C vyžaruje dlhovlnné žiarenie s priemernou hustotou toku 390 W.m-2, z čoho 40 W.m-2 opustí atmosféru cez tzv. atmosférické okno absorpcie vodnej pary (8,5-12,5 mm), zvyšok sa pohltí v atmosfére a použije sa na jej ohriatie. Absorpciu dlho­vlnného (tepelného) žia­renia v atmosfére zabezpečujú pre­dovšetkým GHGs, teda tzv. radiačne aktívne (skleníko­vé) plyny, oblačnosť a niektoré aerosóly, pričom na vodnú paru a oblačnosť pripadá z toho až okolo 67% a na (oxid uhličitý) CO2 asi 25%. Kým CO2 je v atmosfére rozložený vcelku rov­nomerne, vodná para je sústredená pre­važne v teplých oblastiach Zeme a v dolnej časti troposféry (do výšky 2 km). Atmosféra Zeme vyža­ruje sme­rom k zemskému povrchu dlhovlnné žiarenie s hustotou toku v priemere 324 W.m-2 a smerom do kozmického priestoru spolu s oblačnosťou 195 W.m-2. Zem ako celok teda opúšťa tiež 342 W.m-2, lenže z toho je 30% albedo krátkovlnného žiarenia a 70% dlho­vlnné vyžarova­nie Zeme ako celku. Tento pomer je dlhodobo veľmi stabilný a narušuje ho len epizodicky zmenené albedo Zeme (po vul­kanických erupciách), ľadové doby a zmenená rozloha oceánov. Určitú úlohu tu hrá aj málo sa me­niaca celková plo­cha, rozloženie a hustota oblačnosti.

Regionálne rozdiely v radiačnej a energetickej bilancii Zeme rozhodujúcou mierou prispie­vajú ku ge­néze klimatických typov a k dynamike vývoja klímy. Vplyvom rozloženia oblač­nosti, albeda a teploty povrchu pevniny, morí a oceánov sa vytvorili zložité podmienky pre celkovú radiačnú bilanciu. Viac ako 80% energie z celkovej radiačnej bilancie získava tropické pásmo medzi obratníkmi (40% povr­chu Zeme), povrch oceánov tu dostáva od Slnka asi 2-krát viac energie ako povrch pevniny v prepočte na jed­notku plo­chy. Ešte závažnejšou je skutočnosť, že na vý­par sa v tropických oceánoch spotrebuje vyše 90% z celkovej radiačnej bilancie. Je zrejmé, že advekcia (prenos) energie z trópov atmosféric­kou a morskou cirku­láciou je mimoriadne dôležitá.

Popri známych regionálnych špecifikách radiačnej a energetickej bilancie sa pozastavme ešte pri me­nej frekventovane prezentovaných poznatkoch. Stabilizácia priemeru a premenlivosť tep­loty atmosfé­ry v prízemnej vrstve vzduchu (2 m nad zemským povrchom) závisí predovšetkým od zmien režimu che­mizmu atmosféry, celkovej radiačnej bilancie, atmosférickej a morskej cirkulácie. Všetky uvedené procesy sú spojené významnými spätnými väzbami, ktoré väčšinou tlmia vzniknuté výkyvy.

Radiačne aktívne (skleníkové) plyny

V atmosfére sa nachádzajú viaceré plyny, ktoré majú tri základné vlastnosti – radiačnú aktív­nosť, prie­storové rozloženie a dobu zotrvania. Pod pojmom radiačne aktívne plyny (GHGs) rozumie­me absor­pciu žiare­nia nejakej dôležitej časti spektra vlnovej dĺžky (v KSZ je to od 0,1 do 100 mm s prioritou vlnovej dĺžky od 0,2 do 15 mm). Detaily absorpčných čiar a pásov jednotlivých GHGs je možné jed­noducho zmerať aj laboratórne. Priestorové rozloženie vodnej pary (najdôležitej­šieho z GHGs) je na Zemi krajne nerovnomerné. Súvisí to trochu aj s relatívne krátkym prie­merným časom zotrvania mo­lekuly vodnej pary v atmosfére (okolo 8 dní), no najmä so závislosťou od teploty vzduchu. To spôso­buje, že viac ako 80% vodnej pary sa na­chádza v ekvatoriálnom a tropickom pásme Zeme, v zimných polárnych podmienkach je nad kontinentmi v okolí polárnych kruhov iba 1% z abso­lútnej vlhkosti vzduchu (v g.m-3) v nízko ležiacich najvlhších ekvatoriálnych oblas­tiach Zeme (0,3 a 30 g.m-3). Všetky ostatné GHGs majú viac-menej priestorovo rovno­mernú kon­centráciu v atmosfére na celej Zemi, pri­čom iba ozón dosahuje priestorové odchýlky prekra­čujúce 10% (v polárnych ozónových die­rach sú odchýlky najväčšie). Veľmi zá­važnými vlastnosťami GHGs je ich tzv. účinnosť v porovnaní s CO2 (global war­ming potential) a priemerná doba zotrvania v atmosfére. Je zrejmé, že celkový výz­nam GHGs v atmosfére je indivi­du­álne veľmi roz­dielny (pri CO2 veľká koncentrácia – 370 cm3.m-3 (teraz 134% predindustriál­nej), pri metáne (CH4) rýchly rast – teraz vyše 270% predindustriálnej, pri CF4 dlhé zotr­vanie – až 50 tisíc rokov, pri SF6 aj veľká účin­nosť – až 35 tisíckrát viac ako CO2 atď.).

Účinok rastúcej koncentrácie GHGs na stabilizáciu vyššej priemernej teploty v prízemnej vrstve atmo­sféry sa často označuje ako „radiačné zosilnenie“ (radiative forcing). Na dru­hej strane, rastúca kon­centrácia niektorých aerosólov môže mať opačný úči­nok, teda „radiačné zosla­benie“. V roku 2000 sa odhaduje hodnota radiačného zosilnenia na 2,43 W.m-2 (+0,3 W.m-2 zvýšené slnečné žiarenie) a radiačného zoslabenia na 0 až 2 W.m-2. Takéto porovnanie je síce iba hypotetické, v konečnom dô­sledku má ale rovnaký význam ako keby došlo k zosilneniu toku prichádzajú­ceho sl­nečného žiarenia. Je potrebné zdôrazniť, že radiačné zosilnenie bolo v roku 2000 asi 8-krát väčšie ako zvýšenie prichá­dzajúceho slnečného žiarenia k hornej hranici atmosféry za 350 rokov. Radiačné zoslabenie vplyvom antropogénne podmienených aerosólov nikde na Zemi neprekročilo vo väčšom regióne 50% z radiač­ného zosilnenia vplyvom rastu GHGs.

Dynamika atmosféry a oceánov

O všeobecnej cirkulácii atmosféry a oceánov sú informácie dostupné v literatúre, tu treba zdôrazniť jej úlohu pri prenose (advekcii) energie z ekvatoriálnych a tropických pásiem smerom k pólom. Tieto procesy v KSZ ešte stále nie sú celkom docenené a ani spoľahlivo presne modelované. Je treba zobrať do úvahy jednak skutočnosť, že medzi obratníkmi je prevaha oceánov nad pevninou a celková rozloha tohto pásma predstavuje 40% z rozlohy Zeme, no tu získava zemský po­vrch (vrátane oceánov) vyše 80% energie z radiačnej bilancie celého zemského povrchu (ide o energiu, ktorú získava zemský po­vrch z krátkovlnného a dlhovlnného žiarenia od Slnka a od oblohy po odpočítaní odchádzajúceho žia­renia od zemského povrchu smerom k oblohe), pričom vyše 90% získanej energie sa na oceánoch spotrebuje na vý­par. Výsledkom je pre­bytok tepla a vodnej pary v týchto kli­matických pásmach, ktorý sa sys­témom atmo­sférickej a morskej cirkulácie dostáva do miernych a polárnych ší­rok ako advekcia tzv. cíteného a skupenského tepla. Skupenské teplo sa po kondenzá­cii vodnej pary použije tiež na zvy­šova­nie tep­loty mimotro­pických šírok Zeme. Na viacerých miestach Zeme je úloha takto distribu­ova­nej energie porovnateľná s energiou získanou z celkovej radiačnej bi­lancie (predovšetkým na návet­riach rozsiah­lych pohorí a na pobreží oceánov). Pre strednú Európu má kľú­čový výz­nam energia pre­nášaná Golf­ským prúdom a výpar v priestore od Bahamských ostrovov až po Nórske more.

Uveďme ešte niektoré elementárne princípy: Tropická a ekvatoriálna cirkulácia atmosféry je pomerne stabilná s veľmi pravidelným ročným chodom, mimotropická cirkulácia je naopak veľmi premenlivá s celkove prevládajúcim západným (zonálnym) prenosom s výnimkou časti arktického a antarktického pásma, kde v zime prevláda východný prenos. Úplne odlišný cha­rakter má tzv. monzúnová cirkulácia, pričom sa dajú zreteľne odlíšiť monzúny vplyvom puto­vania intertropického frontu a monzúny vply­vom sezónneho výskytu termicky podmienených prízemných pevninských cyklón a anticyklón. Na modelovanie meteorologických procesov v atmosfére sa používa 7 základných dife­renciálnych rovníc v hustej sieti uzlových bodov na celej Zemi (obsahujúcich rovnicu kontinuity, 3 pohybové rovnice (vrátane rovnice vorticity a rovníc turbulentného pohybu), rovnicu termodynamických procesov, rov­nicu vodnej pary a stavovú rovnicu – posledná rovnica je diagnostická, ostatné sú dynamické – majú závislosť od času)). V modifikácii sa dajú tieto rovnice použiť aj na mo­delo­vanie procesov v oceánoch. Keďže klimatoló­gia sa zaoberá aj modelovaním procesov presahujú­cich časový horizont 10 rokov, nie je možné pova­žovať viaceré externé klimatotvorné faktory a procesy v KSZ na nemenné okrajové podmienky a k uvedeným 7 rovniciam je potrebné pridať ďal­šie na mo­delovanie vplyvu po­vrchu Zeme (až 24 rôznych typov), na modelo­vanie vplyvu zmien chemizmu at­mosféry, prípadne aj iné. Čím dlhšia je časová škála modelovania tým viac externých faktorov sa stáva internými. V prípade krátkodobej sy­noptickej prognózy počasia častokrát iba atmosféra patrí k internej časti sys­tému, akonáhle prekročíme horizont mesiacov tak aj oceány vstu­pujú do vnútra sys­tému a pri ho­ri­zonte storočí tam musíme zara­diť aj kryosféru, litosféru a biosféru.

Asi pred 3 mil. rokmi sa naštartoval terajší termo-halinný systém oceánickej cirkulácie (vzťah teploty a salinity (obsahu soli) morskej vody). Počas po­sled­ných 2 mil. rokov má svetový oceán v hĺbke väč­šej ako 3 km teplotu vody všade nižšiu ako 4 °C. „Termo-halinné dynamo“ Zeme má tri aktívne zdroje svojej exis­tencie - atmo­sfé­rickú cirkuláciu, studené mor­ské prúdy formujúce sa v polárnej priľadovco­vej oblasti a teplé veľmi slané morské prúdy formujúce sa v tropických šírkach s veľmi malými úhrnmi zrážok (odhajuje sa, že 25% sa podieľa na cirkulácii oce­ánov atmosférická cirkulácia a 75% pripadá na proce­sy generované priamo v dôsledku rozdielnej hustoty morskej vody). Zvýšenie teploty morskej vody a rast úhrnov zrážok v polárnej priľa­dovcovej oblasti ako aj zmeny v oblasti terajších subtropických anti­cyklón budú znamenať s veľkou istotou zmenu a neskoršie spomalenie morskej cir­kulácie – tzv. termo-halin­ný ko­laps (pravde­podobne nie skôr ako za niekoľ­ko storočí aj pri globálnom oteplení o 3 °C do roku 2100). Znamenalo by to zásadné zmeny v rozložení klimatických pásiem najmä na sever­nej pologuli. Na cel­ko­vom charaktere termo-ha­linnej cirku­lácie vo svetovom oceáne sa významnou mierou po­dieľajú aj po­malé zmeny oro­grafie podmorského dna a rýchlejšie zmeny atmo­sférickej cir­kulácie.

Niekoľko poznámok o „termo-halinnom“ systéme cirkulácie v oceánoch Zeme: Systém atmosféric­kej cirkulácie na Zemi je všeobecne známy, venujme sa preto viac systému po­vrchových a hlbokomorských prúdov vo svetovom oceáne. Po sta­bilizácii te­rajšieho rozloženia kontinentov na Zemi (pred 65 mil. r.) boli polárne oblasti prak­ticky bez akéhokoľ­vek zaľadnenia. Povrchové prúdenie v oceánoch zabezpečilo rýchly prenos prebytku tepla z trópov k pólom, čoho dôsledkom bola pomerne rovnomerná teplota povrchu oceánov na Zemi bez veľkých horizontálnych gradientov. Na pobreží Antarktídy a južného Grónska dosahovala teplota oceánu celo­ročne hodnoty nad 20 °C a vládla tam subtropická klíma. Všetky oceány sa počas miliónov rokov teplej klímy prehriali až po dno a vertikálny gradient bol iba nepatrný. Začiatok polárneho zaľadnenia (pred 26 mil. r. v Antarktíde a pred 3 mil. r. v Arktíde) znamenal predovšetkým rýchly pokles teploty na póloch a sústredený tok studenej vody z topiacich sa ľadovcov do oceánov, kde sa miešala s teplejšou a veľmi slanou vodou. Tak mohla vzniknúť studená slaná voda aj s teplotou pod –2 °C a s veľkou hustotou, ktorá kle­sala na dno oceánu a naštartovala termo-halinný systém oceánickej cirkulácie. Podľa Gibbovho teorému je termodyna­mický stav oceánu charakterizovaný tromi nezávislými premennými – teplotou, salinitou a tlakom. Proporcionalita zmien hustoty teploty a salinity morskej vody je približne: =0,2 kg.m-3 ~ DT=1 °C ~ DS=0,02%. Vo väčšej hĺbke oceánov je úloha zmien tlaku významnejšia ako zmien teploty.

Interakcie a spätné väzby

Interakcie a spätné väzby medzi subsystémami úplného KSZ prebiehajú prostredníctvom známych klimatotvorných procesov, nie je však celkom známa ich dynamika. Hoci veľkú väčšinu z týchto pro­cesov už vieme dobre opísať sústavami diferenciálnych rovníc a môžeme ich považovať za viac-menej deterministické (ide o tzv. vynútenú premenlivosť klímy), časť procesov prebieha nepredvída­teľne so zrejmým podielom stochastickosti (ide o tzv. voľnú premenlivosť v dôsledku vnútornej instabi­lity a spätných väzieb vedúcich k nelineárnym interakciám medzi rôznymi komponentmi KSZ). Na zákla­de týchto poznatkov rozpracoval meteorológ a klimatológ E.N. Lorenz teóriu chaosu.

Externými faktormi, ktoré determinujú správanie sa KSZ sú predovšetkým astronomické (so­lárna kon­štanta, orbitálne parametre Zeme, rotácia Zeme) a terestriálne (atmosférické zlože­nie, vulkanické erupcie, aktivity človeka, využívanie krajiny, tektonika, geotermálne teplo). Niektoré z uvedených faktorov sú viac-menej dlhodobo stabilné, iné podliehajú určitým pra­videlným alebo nepravidelným zmenám. Interné klimatotvorné faktory v KSZ sú spojené pre­dovšetkým s mechanizmom pozitívnych a negatívnych spätných väzieb a iných interakcií medzi prvkami úplného KSZ. Tieto faktory môžu iniciovať procesy vedúce k instabilite alebo k osciláciám celého systému, pričom sa môžu realizovať celkom nezávisle od externých fak­torov, alebo ich môžu značne modifikovať. Ako príklad môžeme uviesť ročný a denný chod klimatických prvkov, ktoré majú jednoznačne pôvod v externých astrono­mických faktoroch. V KSZ ale existuje celý rad iných cyklov (od 12 hodinových po 100 tisíc rokov, prípadne aj viac), ktoré môžeme čiastočne pripísať externým a čiastočne interným faktorom v KSZ. Inter­aktívna a nelineárna povaha procesov v KSZ ho robí mimoriadne zložitým na interpretáciu.

Vedci boli dlho presvedčení o veľkej stabilite chemického zloženia atmosféry, pre­tože tu existujú účinné negatívne spätné väzby nedovoľujúce významné od­chýlky. Ani občas­né výrazné vulkanické erupcie a veľké zmeny vo využívaní krajiny v stredoveku nedokázali podstatne zmeniť kvázikonštan­tnosť chemizmu atmosféry. Analýza zachovalých vzoriek vzduchu z dutín v ľadovcoch (a inde) potvr­dila, že za po­sledný milión rokov to bolo iba počas ľadových dôb, keď sa trochu menila koncentrácia oxidu uhličitého a metánu (CO2 a CH4) v atmosfére. Za posledných 10 tisíc rokov nebola zaznamena­ná skoro žiadna zmena až do roku 1750. Je pravda, že v ranných štádiách vývoja Zeme (pred miliar­dou rokov) existovali pomerne veľké roz­diely v koncentrácii CO2, O2, O3 (ozón), H2O, CH4 a iných plynov oproti súčas­nosti. To ale pri analýze KSZ teraz nehrá podstatnú úlohu.

Skleníkový efekt atmosféry je reálne existujúci fyzikálny systém s dobre známymi dimenzia­mi proce­sov. Určité neistoty vyplývajú z možného vývoja negatívnych spätných väzieb (ob­lačnosť, fotosyn­téza, ľadovce, aerosóly, hlbšie vrstvy oceánov). Nepredpokladá sa, že by v časovom horizonte niekoľ­kých storočí došlo k prevratným zmenám v uhlíkovom cykle na Zemi (vznik nových rastlinných a živočíšnych druhov s veľkým a rýchlym rastom záchytu CO2 z atmosféry, taká zmena v cirkulácii oceánov, aby prudko vzrástol záchyt CO2 do mor­skej vody). Rovnako je sporná úvaha o možných ne­gatívnych spätných väzbách vplyvom rýchleho rastu koncentrácie niektorých aerosólov v atmosfére a pokrytia oblačnosti. Skôr sa zdá pravdepodobné, že po rozmrznutí permafrostu a niektorých ľadov­cov dôjde k doplnkovej emisii CO2 a CH4 zachytených v tomto prostredí pred miliónmi rokov.

Záver

Mohli by sme vymenovať aj ďalšie charakteristiky, faktory a procesy, pri ktorých podmienky v okolí Európy hrajú veľmi významnú úlohu v celosvetovom KSZ. Na druhej strane je stále viac a viac zrejmé, že práve podmienky v okolí severného Atlantiku sú najviac antropogénne ovplyv­nené. To ne­pochybne môže znamenať, že táto časť našej planéty môže na­štartovať nevratné zmeny v KSZ, ktoré sa aj najviac v tejto oblasti prejavia (v prípade kolapsu termo-halinnej cirkulácie sa tu môže paradoxne re­gionálne ochladiť až o 10 °C v priestore medzi Nór­skom a Grónskom, kým globálny rast tep­loty bude až 3 °C za storočie). Spomalenie termo-halinnej cirkulácie oceánov už nastalo niekoľkokrát za posledných 400 tis. rokov. Skoro vždy to bolo na konci ľadových dôb. Klíma strednej Eu­rópy je ok­rem podmienok v severnom Atlantiku ovplyvnená aj Stre­domorím a ázijským kontinentom. Na týchto miestach sa zrejme budú podmienky vyvíjať pod­statne odlišne ako v severnom Atlantiku. Pri­spieť môže k tomu aj zmena atmo­sférickej cirkulácie, ktorá sa po prípadnom ochladení v severnom Atlanti­ku nad strednou Európou viac stabilizuje a zosilnie pri­bližne paralelne so smerom Paríž-Moskva. Zrejme sa v Európe aj zväčší teplotný gradient v smere se­verozápad-juhovýchod a zosilnie aridi­zácia (vysušovanie) juhovýchodnej a strednej Európy. Do roku 2100 ale takýto vývoj ešte nepredpokladá­me, u nás sa zrejme oteplí o 2 až 4 °C, iba málo sa zmenia ročné úhrny zrá­žok (malý rast v zime a malý pokles v lete), zväčší sa premenlivosť počasia, vzrastie riziko sucha a búrok v lete. Štú­dium fy­zikál­nych pod­mienok existencie určitých cirkulačných systémov (prúdenia) v atmosfére a oceánoch a energetických pod­mienok kli­matotvorných procesov patrí dnes medzi naj­viac preferovanú oblasť.

Je nepochybné, že významné zmeny v KSZ s následnými posunmi klimatických pásiem by mohli mať ďalekosiahle dôsledky na globálnu sociálnu, politickú a vojenskú stabilitu. Teraz je na Zemi 12-krát viac ľudí ako bolo pred 500 rokmi, keď začala tzv. malá ľadová doba v stredoveku. Dnes už nie je možné rozsiahle sťahovanie národov, lebo všetky vhodné miesta sú obsadené. Za posledných 100 ro­kov sa podľa pozemných meraní globálne oteplilo o 0,7 °C (na severe Ázie aj o vyše 5 °C). Tento od­had je veľmi presný a dospelo sa k nemu detailnou analýzou pozorovaní na stovkách meteorologic­kých sta­níc s presnosťou meraní na úrovni 0,1 °C. V polovici 20. st. síce došlo ku krátkemu zastaveniu rastu globálnej teploty vzduchu, tento efekt sa podarilo pomerne spoľahlivo vysvetliť modelmi. Rast glo­bálnej teploty vzduchu pokračuje s rýchlosťou vyše 0,1 °C za desaťročie. Zmeny koncentrácie GHGs a v aerosólovom zložení atmosféry sa dnes veľmi presne monitorujú. Rovnako sa zlepšil mo­nitoring koncentrácie vodnej pary v atmosfére a rozloženia oblačnosti. Dá sa zmerať, že sa zosilňuje skleníkový efekt atmosféry. Nové modely KSZ sú rádovo presnejšie ako tie z roku 1990. Terajšie analýzy potvr­dzujú, že niet najmenších pochýb o tom, že rast koncentrácie hlavných GHGs v atmosfére má predo­všetkým antropogénny pô­vod, veď iba uhlíka sa nad prirodzenú úroveň dostáva do atmosféry za rok takmer 10 miliárd ton (dá sa to ľahko spočítať podľa ťažby fosílnych palív). Spa­ľovanie biomasy vô­bec neprispieva k rastu skle­níkového efektu at­mosféry, lebo sa spaľuje uhlík, ktorý bol biosféricky viazaný z atmosféry pred nie­koľkými mesiacmi až rokmi. Uhlík vo fosílnych palivách bol naopak bio­sféricky viazaný počas nie­koľkých desiatok mi­liónov rokov a my ho vrátime naspäť do atmosféry za niekoľko storočí.

Úsilie vedcov zaoberajúcich sa klimatickou zmenou nesmeruje k tomu, aby sa zastavil alebo spomalil eko­nomický rast. Ľahko sa dá dokázať, že uplatnením najnovších vedeckých poznatkov sa dá znížiť emi­sia GHGs do atmosféry aj o viac ako 20% v porovnaní s rokom 1990 bez ohrozenia trvalo udrža­teľného rozvoja a potravinovej bezpečnosti. K tomu je potrebné, aby predovšetkým vlády priemyselne rozvinutých krajín podporovali opatrenia s dlhodobou koncepciou namiesto populistických riešení so zdan­li­vo rýchlou ná­vratnosťou vložených prostriedkov. Tiež treba propagovať znižovanie spotreby energie a zmenu kon­zumnej spoločnosti na kultúrnu a poznatkovú. Tieto kra­jiny aj vypúšťajú najviac GHGs do atmosfé­ry, napríklad USA vyše 21 ton CO2 ročne na obyva­teľa, kým Bangadéš me­nej ako 0,5 tony (Slovensko asi 9 ton). Na druhej strane by mali aj pomôcť rozvojovým krajinám, aby nemu­seli preko­nať dlhú etapu extenzívneho rozvoja, veď po stáro­čia vyu­žívali ich prírodné a ľudské zdroje na svoj rozvoj. Kjótsky protokol vznikol ako kompro­mis po dlhých rokovaniach a predpokladaným globálnym znížením emisie CO2 o 5,2% oproti referenčnému roku 1990 určite nestačí na to, aby sa zasta­vilo globálne otepľovanie. Snaha je iba o jeho spomale­nie na takú úroveň, aby sa ekosystémy a aktivity človeka dokázali ľahšie adapto­vať na zme­nené kli­matické podmienky.

Aj keď sa na Sloven­sku nezaobe­ráme modelovaním klimatotvorných procesov v globálnom rozmere, využí­vame tieto výsledky na regionál­nu interpretáciu a je pot­rebné, aby aj naši odborníci mali túto proble­matiku detailne preštu­dovanú. Rovnako sa na Slovensku snažíme aplikovať najnovšie poznatky z odhadu možných dôsledkov klimatickej zmeny na socio-ekonomickú sféru a z prijímania adaptač­ných a zmierňujúcich opatrení. Niektoré ďalšie podrob­nosti sú na stránkach: www.dmc.fmph.uniba.sk, www.ipcc.ch, www.wmo.ch  a i.

Prof. RNDr. Milan Lapin, CSc.

Autor je garantom štúdia meteorológie a klimatológie na Fakulte matematiky, fyziky a informatiky Univerzity Komenského a dlhoročným pred­sedom Národ­ného klimatického programu SR

Literatúra:

Dobrovolski, S.G.: Stochastic Climate Theory: Models and Applications. Springer. Berlin, Heidel­berg, New York, Barcelona, Hong Kong, London, Milan, Paris, Singapore, Tokyo 2000, 282 pp.

IPCC, TAR, 2001: Climate Change 2001: The Scientific Basis. Contribution of Working Group I to the Third Asses­sment Report of the IPCC. Cambridge Univ. Press, UK, 944 p. (www.ipcc.ch)

Lapin, M., Tomlain, J.: Všeobecná a regionálna klimatológia (General and Regional Climatology). Vyd. UK Bratislava, 2001, 184 s. (vysokoškolská učebnica).

Lorenz, E.N.: The Nature and Theory of the General Circulation of the Atmosphere. WMO Publica­tion No. 218, Geneva 1967, 167 pp.

Pedlosky, J.: Ocean Circulation Theory. Springer, Berlin 1998, 455 pp.

Peixoto, J.P., Oort, A.H.: Physics of Climate. AIP Press, Springer, New York 1992, 520 pp.

Storch, H., Zwiers, F.W.: Statistical analysis in Climate Research. Cambridge U.P., 1999, 484 pp.