Čo je to sucho a čo je to povodeň?

Ako s tým súvisí globálne otepľovanie?

(Drought and flood, global warming context)

Milan Lapin, 26.08.2005, Oddelenie meteorológie a klimatológie, KAFZM, FMFI UK, Bratislava

 

Pojmy SUCHO a POVODEŇ sa tak často objavujú v médiách a aj v bežnej konverzácii, že si ani neuvedo­mujeme ich vzájomnú súvislosť.

Veľmi zjednodušene: SUCHO nastane vtedy, keď je vody nedostatok a POVODEŇ vznikne vtedy, keď je vody prebytok. V skutočnosti však skrývajú tieto pojmy v sebe súhru viacerých okolností a môžeme pove­dať, že sú výsledkom viacerých prírodných procesov. Na tomto mieste ale musíme urobiť niektoré zjed­nodu­šenia, pretože inak by bol nasledujúci výklad veľmi zdĺhavý a pre mnohých nezaujímavý.

Najprv je potrebné uviesť aspoň stručne rovnicu vodnej (hydrologickej) bilancie územia (povodia):

V zjednodušenej rovnici vodnej bilancie (R = E + Q + DW) predstavujú úhrny zrážok najväčší parame­ter. Úhrny zrá­žok (R) sa tu chápu ako územný priemer (priemer v povodí), podobne ako aj prie­merný územný výpar (E), priemerný územný odtok (Q) a priemerná územná zmena zásoby vody v horných vrstvách pôdy (DW). Všetky tieto parametre sa vyjadrujú v jednotkách úhrnov (výšky) zrážok, 1 mm R je 1 liter/m2. Na Slo­vensku je dlhodobý vzťah týchto para­metrov v priemere: E = 0,65 R,  Q = 0,35 R a DW = 0. Môžeme teda povedať, že približne 65% zrážok sa za rok vyparí a 35% odtečie z územia Slovenska riekami. Ročné prie­mery DW teda hrajú významnejšiu úlohu iba za kratšie obdobia a DW má najmä významný ročný chod (po­kles od marca alebo apríla do septembra alebo októbra a rast v jeseni a na konci zimy). Časť zrážkových úhrnov sa počas zimy sústreďuje do snehovej po­krývky, ktorá sa priamo do hydrologickej bilancie do­stáva až pri topení snehu na konci zimy, v nižších polohách aj v priebehu zimy. V iných oblastiach strednej Európy môžu byť po­mery podstatne odlišné (v horských oblastiach sú polohy, kde Q > 0,9 R a na níži­nách existujú polohy, kde Q < 0,05 R). V jednotlivých rokoch sa vyskytujú veľké individuálne rozdiely všetkých zložiek rov­nice vodnej bilancie. Takmer celoročne bez­odtokové loka­lity alebo územia sa vyskytujú iba v niektorých juž­ných oblastiach Balkánu a Španielska. Z toho vyplýva, že treba odlišovať sucho a vlhko ovplyvnené dlhodo­bými klimatickými podmienkami a vývojom počasia v konkrétnych kratších obdobiach, pričom takéto hodno­tenie môže mať aj regionálne alebo lokálne špecifiká.

Začnime tým, že na vznik sucha ako aj na vznik povodne je dôležitý obsah vody v atmosfére (vodná para), na zemskom povrchu (voda, sneh a ľad) a v pôde (voda a ľad). Ak je v pôde (v prostredí) nedosta­tok vody pre rastliny (živočíchy), vzniká tzv. fyziologické sucho. Ak je nedostatok vody na formovanie zvyčaj­ných prietokov v riekach a na udržiavanie zvyčajnej hladiny podzemnej vody, vzniká tzv. hydrologické su­cho (tu sme to ale veľmi zjednodušili). Ak je nedostatok vody pre zvyčajné sociálne a ekonomické aktivity, vzniká tzv. socio-ekonomické sucho (zásobovanie obyvateľstva pitnou vodou, potravinová bezpeč­nosť a pod.). My sa teraz sústredíme iba na tzv. meteorologické (klimatologické) sucho, ktoré sa defi­nuje na základe vzťahu po­tenciálnej a skutočnej evapotranspirácie (prípadne aj atmosférických zrážok). Prezentujeme tu hlavne výsledky spracované v OMK FMFI UK.

V prípade, že je vody prebytok, môžu vzniknúť podmienky, ktoré sa označujú ako vlhko, zamokrenie, povodeň, záplava, príva­lová povodeň a pod.

V atmosfére sa môže nachádzať vodná para iba v určitom rozsahu, ktorý je zhora limitovaný tzv. stavom nasýte­nia, závislým od teploty vzduchu podľa obr. 1 (je tam aj malá závislosť od tlaku vzduchu, čo ne­hrá pri našich úvahách významnú úlohu). V skutočnosti sa teda môže v atmosfére nachádzať vodná para od 0% až do 4% objemových (hmotnostných), napríklad 25 g vody na 1 kg vzduchu je 2,5% hmotnostných (na obr. 1 je to pri T = 29°C). Ak sa do­siahne stav nasýtenia, hovoríme, že je 100% relatívna vlhkosť vzdu­chu. Ak je iba polovica zo stavu nasýtenia pri danej teplote vzduchu, tak hovoríme, že je 50% relatívna vlhkosť vzduchu. Presýtenie, teda viac ako 100% relatívnej vlhkosti vzduchu, sa v atmosfére dosiahne iba veľmi výni­močne, lebo sa prebytočná vodná para kondenzáciou takmer vždy zníži na 100%.

Obr. 1. Závislosť parciálneho tlaku vodnej pary (e*[hPa]), absolútnej vlhkosti vzduchu (a*[g/m3]) a mernej vlhkosti vzduchu (s*[g/kg]) od teploty vzduchu (T*[°C]) v stave nasýtenia a čiara 50%.e* zná­zor­ňujúca relatívnu vlhkosť vzduchu U = 50%; šípky znázorňujú veľkosť sýtostného doplnku v hPa ako rozdiel D = e* - 0,5 e* (všetko je pre celkový tlak vzduchu okolo 1000 hPa).

V pôde sa môže nachádzať voda predovšetkým v kvapalnom skupenstve, v povrchovej vrstve pôdy od 0% do 40% objemových (pri niekto­rých pôdach aj viac) v závislosti od typu a vlhkosti pôdy. Je tam aj určité množstvo vodnej pary a pri teplote pod bodom mrazu aj ľad. Voda v pôde môže byť tesne viazaná na čiastočky pôdy (absorpčná a adhézna voda), môže voľne klesať medzi čiastočkami pôdy (gravitačná voda) alebo môže vzlínať nad hladi­nou podzemnej vody (kapilárna voda). Na zemskom povrchu ide o stojatú alebo tečúcu vodu, prípadne o snehovú pokrývku a ľad. Pod zemským povrchom sa môže nachádzať tzv. podzemná voda (ak je pôda plne nasýtená vo­dou, stojacou alebo pomaly tečúcou), ktorá vytvára hladinu podzemnej vody v určitej hĺbke (nie­kedy aj v menšej hĺbke ako 1 m). V tomto odstavci sme to však značne zjednodušili.

Potenciálna evapotranspirácia (Eo) je suma výparu z pôdy a fyziologického výparu (transpirácie) rastlín a živočíchov za daných meteorologických podmienok, ak voda nie je limitujúcim faktorom (je neobme­dzený dostatok vody na výpar v prostredí). Ide o hypotetický maximálny výpar (väčšinou zo štandardného po­vrchu nízko strihaného prirodzeného trávnika na rovine), ktorý hrá dôležitú úlohu pri definícii meteorolo­gic­kého (kli­matologického) sucha. U nás môže v lete za mesiac dosiahnuť suma Eo aj vyše 150 mm, zatiaľ čo v zime je za mesiac suma Eo len do 10 mm.

Skutočná (aktuálna) evapotranspirácia (E) je suma výparu z pôdy a fyziologického výparu (transpirácie) rastlín a živočíchov za daných meteorologických podmienok, ak je voda limitujúcim faktorom (berieme do úvahy skutočné množstvo vody disponibilnej na výpar v pôde (prostredí)). Ide o tiež hypotetický skutoč­ný výpar (väčšinou zo štandardného povrchu nízko strihaného prirodzeného trávnika na rovine), ktorý má rov­nako dôležitú úlohu pri definícii meteorologického (klimatologického) sucha.

V obidvoch prípadoch tu vystupuje fyziologická transpirácia, ktorá čiastočne závisí od biologického druhu (rastliny, živočícha), pričom rastliny dokážu tzv. prieduchovou rezistenciou ovplyvňovať množstvo transpirova­nej vody (vedia vodou v pôde šetriť, ale nie všetky a nie vždy).

Potenciálny výpar zjednodušene závisí od troch faktorov: od energie potrebnej na výpar vody, od trans­portu vyparenej vody (vodnej pary) od vyparujúceho sa povrchu do vyšších vrstiev atmosféry a od tzv. sý­tostného do­plnku (D), teda od rozdielu medzi maximálne možnou a skutočnou vlhkosťou vzduchu pri teplote vyparujú­ceho sa povrchu. Energiu, potrebnú na výpar, môžeme zjednodušene nahradiť teplotou vyparu­júceho sa povrchu a transport vyparenej vody rýchlosťou vetra nad vyparujúcim sa povrchom. Keďže trans­port vodnej pary pre­bieha väčšinou ako turbulentný prúd vlhkosti smerom nahor, fyzikálna teória výparu je značne zložitejšia. Skutočný výpar je nižší alebo nanajvýš rovnaký ako potenciálny výpar. Pri skutočnej eva­potranspirácii môžu vzniknúť zaujímavé efekty v izolovaných spoločenstvách močiarnej vegetácie, kde môže byť za celkove suchého a slnečného počasia prekročená aj potenciálna evapotranspirácia a to na úkor ochla­dzovania okolia močiara (oázový efekt). Potenciálny aj skutočný výpar sa stanovujú výpočtom z iných meteo­rologických prvkov za zjednodušujúcich predpokladov pomocou poloempirických rovníc.

Na obr. 1 vidíme, že sýtostný doplnok D pri rovnakej relatívnej vlhkosti vzduchu U závisí len od teploty vzdu­chu T. Pri T = 30°C a relatívnej vlhkosti vzduchu U = 50% je D3 až 21,2 hPa, pri T = 20°C je D2 iba 11,7 hPa a pri T = 10°C dosahuje D1 len 6,1 hPa. Keďže potenciálna evapotranspirá­cia Eo závisí priamoúmer­ne od D, znamená to, že ak sa pri raste T o 5°C zvýši D o 25%, tak sa aj Eo zvýši približne o 25%. Prípad D4 = 36,9 hPa sa u nás doteraz nevyskytol, avšak nie je vylúčené, že sa tak stane niekedy o 20 alebo 30 rokov.

Pri vyššej Eo sa rýchle vyčerpajú zásoby vody v pôde (lebo rastie aj skutočná evapotranspirácia E) a ak nedôj­de k doplneniu vlhkosti pôdy z atmosférických zrážok (alebo umelou závlahou), nastane taký stav vlh­kosti pôdy, ktorý nazývame „znížená dostupnosť vody v pôde pre rastliny“ alebo ešte neskôr „bod vädnutia rastlín“. Aj pri bode vädnutia sa vyskytuje v pôde nejaká voda, ale iba v takom množstve, že je už pre danú rastlinu nedostupná.

Keďže rastliny (aj živočíchy) si v priebehu vývoja vytvorili určitý systém ochrany pred nedostatkom vody v pôde (v prostredí), sú väčšinou schopné bez vážnejšej ujmy prežiť krátkodobý (niekoľkodenný) stav v blízkosti bodu vädnutia. O fyziologickom suchu hovoríme teda vtedy, ak sucho trvá tak dlho, že to môže prirodzené biologické druhy v danom regióne (alebo poľnohospodárske plodiny, ovocné dreviny...) poškodiť.

V klimatológii používame viacero kritérií na posudzovanie sucha: napríklad rozdiel (podiel) medzi skutoč­nou a potenciálnou evapotranspiráciou, alebo rozdiel medzi potenciálnou evapotran­spiráciou a  úhrnom zrážok (klimatický ukazovateľ zavlaženia), alebo porovnávanie energie z radiačnej bilancie a úhrnov zrážok (radiačný index sucha), alebo stav, ak úhrn zrážok za 15 dní nedo­siahne viac ako 1 mm a p. Vždy ide o zjednodušenie skutočných podmienok sucha. Na detailnejšie posudzo­vanie musíme brať do úvahy dlhodobejší režim vlhkosti pôdy, ve­getačnú fázu a druh rastlín, geografické pod­mienky a dlhodobý režim meteorologických podmienok. Akékoľvek úvahy o suchu, ktoré sú založené iba na úhrnoch zrážok, nespĺňajú ani podmienky odbornosti a ani hodnovernosti.

Su­chom sa zaoberali viacerí autori aj na Slovensku, nedospeli však k jednoznačnému názoru na klasifikáciu su­chých období, pretože to závisí od konkrétnych podmienok aplikácie v praxi (je treba ďalší výskum). V „Atlase krajiny SR“ sme použili niekoľko kritérií na posudzovanie dlhodobého režimu zavlaženia v jednotli­vých regiónoch Slovenska. Všeobecne môžeme tvrdiť, že už v období 1961-1990 juh Podunajskej nížiny patril do veľmi suchej oblasti (v období 1931-1960 len do suchej oblasti), ale okolie Malých Karpát a všetky nižšie pohoria v SR patria do mierne suchej až mierne vlhkej oblasti (podľa Končekovho indexu zavlaženia).

Končekov index zavlaženia: Iz = 0,5 Rv + Dr - 10Tv - (30 + v2), kde Rv sú zrážky za teplý polrok (IV-IX), Dr je pre­bytok zrážok oproti 105 mm za zimu (XII-II), Tv je priemer teploty vzduchu za teplý pol­rok a v je priemer rýchlosti vetra o 14. h. za teplý polrok. Iz = 0 dáva vyrovnanú bilan­ciu zavla­ženia, pri Iz od 0 až do -20 ide o mierne suchú oblasť a pri Iz od 0 do 60 o mierne vlhkú, nad 120 je veľmi vlhká, pod -20 suchá oblasť a pod –40 veľmi suchá oblasť (tento vzorec sa dá aplikovať iba na priemery z dlhších, najmenej 25-ročných období).

Povodeň vzniká ako následok zvýšeného množstva vody v prostredí, ktorá sa nestačí ani vypariť, ani pohl­tiť v pôde a na povrchu pôdy a ani dostatočne rýchlo odtiecť povrchovým odtokom z daného územia. Zvyčaj­ne ide o stav, keď po predchádzajúcom nasýtení povodia dlhotrvajúcimi miernymi zrážkami (alebo z roztápajúceho sa snehu) spôsobia krátkodobé ale intenzívne zrážky náhly a veľký prebytok vody v prostredí. Vznikajú tak síce maloplošné, ale veľmi náhle a ničivé povodne na menších tokoch. Na ilustráciu môžeme uviesť, že na Slovensku nebýva núdza o denné úhrny zrážok nad 50 mm a aj vyššie úhrny zrážok ako 100 mm sa vyskytujú takmer každoročne na niektorej zo 700 zrážkomerných staníc. Za určitý extrém môžeme považo­vať 29. jún 1958, keď sa až na 36 staniciach vyskytli denné úhrny zrážok vyššie ako 100 mm (100 litrov na 1 m2 za 24 hodín). Ešte závažnejšie dôsledky môžu mať niekoľkodenné intenzívne zrážky na veľkom území, ktoré spôsobujú veľkoplošné povodne (v strednej Európe, napríklad v lete v rokoch 1997, 2002, 2005).

Vysoké úhrny zrážok sú buď dôsledkom intenzívnych búrok alebo dlhotrvajúceho cyklonál­neho poča­sia (centrálna cyklóna, brázda). Čím je atmosféra pri takomto počasí teplejšia, tým sa v nej nachádza viac dis­ponibilnej vody na vznik zrážok kondenzáciou pri vertikálnom výstupe vzduchových hmôt (obr. 1 a 2). In­tenzívne búrkové oblaky majú na spodnej základni v lete obvykle teplotu okolo 25°C, čo pri stave nasýte­nia znamená asi 23 g vody na každý m3 vzduchu (pri –5°C by to boli iba 4 g vody na 1 m3). Ok­rem toho, výstupné pohyby v intenzívnych búrkach môžu krátkodobo dosahovať vertikálnu rýchlosť vyše 50 m/s. Našťastie aj najintenzívnejšie búrky majú horizontálny rozmer iba okolo 5 km a zvyčajne netrvajú dlhšie na jednom mieste ako 60 minút (môže sa ale opakovane vyskytnúť niekoľko búrok za sebou na tom istom mieste). V cyklóne alebo tlakovej brázde sú síce vertikálne rýchlosti výstupných pohybov iba okolo 10 cm/s, môžu však trvať aj niekoľko dní a majú veľký horizontálny rozsah (aj viac ako 1000 km). Navyše na svahoch rozsiahlejších po­horí sú výstupné pohyby zosilnené. Preto môžu za cyklonálneho počasia v lete v exponovaných regiónoch spadnúť úhrny zrážok vyššie ako 400 mm za 3 až 5 dní. Potvrdilo sa, že už zrážky s úhrnmi vyššími ako 150 mm za 2 dni môžu zapríčiniť rozsiahle povodne. Podmienkou je len to, aby bola pôda primerane nasýtená predchádzajúcimi zrážkami a aby takéto zrážky spadli na väčšiu časť vymedzeného regiónu (povodia). 

Obr. 2. Závislosť úhrnu zrážok R spadnutých z oblačnosti za 30 minút pri usporiadaných výstupných vertikálnych pohyboch s priemernou rýchlosťou w od počiatočnej priemernej mernej vlhkosti s* na dolnej hranici oblačnosti vo výške 900 hPa (asi 900 m n.m.; vypočítané podľa zjednodušenej rovnice zrážok; v skutočnosti sú úhrny o niečo vyššie, lebo k nim prispieva aj turbulentný prenos vlhkosti a s rastúcim s* sa zvyšuje aj priemerná vertikálna rýchlosť výstupných pohybov (detaily nájdete v Lapin a kol., 2004).

 

Súvislosti s globálnym otepľovaním

Už viackrát sme prezentovali scenáre, ktoré naznačujú, že v budúcnosti vzrastie aj riziko sucha a aj riziko oveľa vyšších úhrnov zrážok pri intenzívnych krátkodobých a niekoľkodenných lejakoch v porovnaní s minulosťou. Tento zdanlivý paradox si môžeme vysvetliť zjednodušene takto:

1)      Predpokladajme, že dôjde do roku 2100 k otepleniu o 4°C rovnomerne vo všetkých mesiacoch roka (je to optimálny odhad hornej hranice oteplenia klímy pre Slovensko, dolný odhad je oteplenie o 2°C)

2)      Predpokladajme pritom, že sa relatívna vlhkosť vzduchu príliš nezmení v porovnaní s minulosťou

3)      Bude to znamenať, že v lete pri teplote vzduchu 24°C (teraz je to 20°C) vzrastie sýtostný doplnok D asi o 3,2 hPa pri 50% relatívnej vlhkosti vzduchu (obr. 1), čo je asi o 27% (o takú hodnotu približne vzrastie aj potenciálna evapotranspirácia Eo, pretože nepredpokladáme, že sa významne zmenia pod­mienky slnečnej radiácie a vetra)

4)      Bude to znamenať rýchlejšie vyčerpanie zásoby vody v pôde, pretože nepredpokladáme rast úhrnov zrá­žok vo vegetačnom období roka (suché obdobia budú preto dlhšie a častejšie ako doteraz)

5)      Aj v budúcnosti sa budú sporadicky v teplom období roka vyskytovať v strednej Európe prípady s cyklonálnym počasím v lete tak ako doteraz (vtedy sa vyskytuje oblačné a daždivé počasie s relatívnou vlhkosťou vzduchu blízkou k 100% a s teplotou vzduchu na dolnej hranici oblačnosti okolo 18°C, pri búrkach až 25°C)

6)      Predpokladajme, že aj v budúcnosti bude mať počasie pri cyklonálnom charaktere podobný režim, ibaže pri teplote vzduchu vyššej o 4°C (tlak vodnej pary v stave nasýtenia bude oproti súčasnosti vyšší o 5,8 hPa (o 28,3%) pri 22°C a o 8,38 hPa (o 26,5%) pri 29°C

7)      To bude nepochybne znamenať rast úhrnov zrážok za epizodických cyklonálnych situácií a tiež aj počas intenzívnych búrkových lejakov v lete najmenej o 25% a ak predpokladáme aj zvýšenie vertikálnych rýchlostí výstupných pohybov (čo je veľmi pravdepodobné), tak aj o viac ako 30% (obr. 2)

Ak aplikujeme na prípravu scenárov mimoriadnych epizód počasia výstupy modelov všeobecnej cirkulácie atmosféry (viď inú stránku vo foldri „Klimatické zmeny“), tak môžeme reálne predpokladať rast mimoriadne vysokých úhrnov zrážok a rast počtu dní so suchom do roku 2100 až o 50% v porovnaní s podobnými mimo­riadnymi epizódami v minulosti. Je zrejmé, že problémy so suchom budú významnejšie na juhu Slovenska a problémy s intenzívnymi zrážkami vyvolávajúcimi povodne v hornatej časti Slovenska.

Obraz letného počasia by o 100 rokov mohol vyzerať asi takto: priemer teploty vzduchu o 2 až 4°C vyšší ako doteraz; celkové úhrny zrážok asi o 10% nižšie ako doteraz; častejší výskyt vĺn horúčav s dennými prie­mermi teploty vzduchu nad 24°C; častejší výskyt a väčšia individuálna dĺžka suchých periód; sporadický vý­skyt niekoľkodenných epizód s vysokými úhrnmi zrážok (1 až 3 za leto s úhrnmi zrážok vyššími ako počas zvyšnej časti leta); počet dní s búrkou podobný ako doteraz (15 až 30 za leto), ale veľmi silných búrok bude zrejme asi o 50% viac; začnú sa objavovať tornáda pri mimoriadne silných búrkach na celom Slovensku; vzhľadom na to, že krajina nie je na takéto počasie disponovaná, bude častejší výskyt náhlych lokálnych po­vodní, ale aj lesných požiarov v hociktorej časti Slovenska.

 

ZÁVER

Podľa Köppena (Lapin a Tomlain, 2001) má v strednej Európe výskyt iba klimatická ob­lasť C a D  (teda mierne pásmo s miernou zimou a mierne pásmo s chladnou zimou (boreálne), s výnimkou vysokých hôr nad hrani­cou lesa). C je oblasť mierneho pásma s dosta­točnými viac-menej rovnomerne rozdelenými zrážkami po­čas roka, najchladnejší me­siac roka má priemer teploty vzduchu T ł -3°C a priemerná teplota najtep­lejšie­ho me­siaca v roku je nad +10°C. D – oblasť (boreálna - snehová) má naj­chladnejší mesiac pod -3°C a naj­tep­lejší nad +10°C. Ďalšie rozdele­nie je podľa úhrnov zrážok R - nevyskytuje sa tu Cw a Dw pod­o­blasť, v ktorej má naj­menej zrážkový mesiac v chladnej časti roka 10x nižší úhrn zrážok ako najdaždivejší v teplej časti roka. Vy­skytuje sa tu však Cs pod­oblasť s 3x vyššími úhrnmi R v naj­daž­divejšom mesiaci v chladnej časti roka oproti najmenej zráž­kovému mesiacu v teplej časti roka (na Bal­káne), ale Ds sa nevyskytuje. Väč­šina strednej Euró­py má Cf alebo Df podoblasť s viac-menej rovnomerne rozloženými zráž­kami počas roka. Pri maxime a mi­nime zrážok počas roka sa vy­skytujú určité odchýl­ky. V južnej polovici strednej Eu­rópy sa pre­javuje Cx pod­oblasť s maximom zrá­žok na za­čiatku leta (jún až máj) a s teplým poča­sím koncom leta. Pod­o­blasť Cfa a Csa alebo Cxa s najteplej­ším mesiacom s > 22°C je typická od stredu Maďarska na juh, Dfa sa môže vyskytnúť len na južnej Ukra­jine ako prechod k podoblasti B. Podoblasť Cfb a Dfb, resp. Cxb s najteplejším me­siacom roka s T < 22°C a s aspoň 4 me­siacmi s > 10°C má väčšina strednej Európy. Pod­oblasť Dfc sa môže vyskytnúť v hor­ských oblastiach a na severe strednej Európy (1 až 3 mesiace s > 10°C a najchladnejší s > -38°C). Viac detailov nájdete v Lapin a Tomlain, 2001.

BS klimatic­ká oblasť (stepná) sa vyskytuje na južnej Ukrajine a na juhovýchode Rumunska (hranica pre ročné zrážkové úhrny R je tu R < 10*(2T +14), kde T je ročný priemer teploty vzduchu, pretože ide o rov­nomerne rozdelené zrážky počas roka), v Španielsku je to pre < 20T (sú tam výrazne vyššie úhrny zimných zrá­žok). BS klíma je na Ukrajine a v Ru­mun­sku ako BSk - v zime studená, alebo BSkx – stu­dená a s ma­xi­mom zrá­žok za­čiatkom leta a horúcim koncom leta. Hranica R pre BS typ je podľa Köppena v Maďarsku pri T = 12°C pre R < 10.(24 +14), čiže pre R < 380 mm, čo nebýva splnené počas viacerých rokov v priemere. Ak však vzrastie T na 14°C, bude hra­nica pre R < 420 mm spl­nená v strede Ma­ďarska často a pri T = 16°C je to pre R < 460 mm skoro vždy. Na Slovensku by mohlo dôjsť k posunu južnej hranice k stepnému pásmu podľa Köppena iba za naj­nepriazni­vejšieho scenára kli­matickej zmeny, t. j. pri raste teploty vzduchu T o 4,3°C v ročnom priemere a pri poklese ročných úhrnov zrážok R o 18% (podľa Köppena ide však o step trávnatú bez stromov). Podľa iných kritérií vyme­dzenia step­nej oblasti (na­príklad pomeru potenciálnej evapot­ran­spirácie Eo a úhrnov zrážok R, kedy je kritérium Eo/R > 1,3, čiže Eo je nad 800 až 850 mm a R je pod 615 až 650 mm), by celý juh Slovenska mohol prejsť koncom 21. storočia od lesného k stepnému klima­tickému pásmu (lesostep až step), na krajnom juhu do­konca veľmi vý­razne (pri Eo = 850 mm a R = 500 mm je po­mer Eo/R = 1,7, čo je dnes porovnateľné pre podmienky juž­nej Ukra­jiny). U nás sa na­chádza hranica medzi C a D (bo­re­álnou) oblasťou na juhu stredného Sloven­ska, ktorá sa v sú­čas­nosti posúva na se­ver a východ v súvis­losti s rastom ja­nuárovej priemernej tep­loty vzdu­chu. To môže výrazne urýchliť prechod od zimy k jari.

Vývoj potenciálnej evapotranspirácie Eo za leto a jar v období po roku 1950 vidíme na obr. 3. Po­tvrdzuje sa, že 30-ročné priemery Eo sa postupne zvyšujú vcelku v súlade so scenármi klimatickej zmeny.

Obr. 3. Časový priebeh 30-ročných kĺzavých priemerov súm potenciálnej evapotranspirácie Eo za ročné obdobia jar (marec-máj) a leto (jún-august), vypočítané podľa modelu Komplexnej metódy (spra­coval J.Tomlain, detaily sú v príspevku Hrvoľ, Lapin, Tomlain, 2001).

 

Poďakovanie: Výsledky projektov VEGA, č. 1/1042/04 (Grantová agentúra SR), VTP 27-34, ktorý bol finan­covaný z rozpočtovej kapitoly MP SR a APVT-51-006502, ako aj údaje SHMÚ boli využité v tomto príspevku. Autor ďakuje za poskytnutie podkladov. Podrobnosti nájdete v citovanej literatúre.

 

LITERATÚRA (uvádzame len zdroje literatúry od autorov z OMK)

Psychrometrické tabuľky (1984), Slovenský hydrometeorologický ústav, Bratislava, 108 s.

Zborník prác SHMÚ (1991), Zv. 33/1, ALFA, Bratislava, 240 s.

LAPIN, M., DAMBORSKÁ, I., MELO, M. (2001): Downscaling of GCM outputs for precipitation time series in Slo­vakia. Meteorol. čas., IV, No. 3, (2001), 29-40.

LAPIN, M., DAMBORSKÁ, I., TOMLAIN, J. (2001): Voda v atmosfére. Život. prostr., 35, 3, 117-122.

LAPIN, M. (2001): Možné dôsledky klimatickej zmeny na niektoré sektory na Slovensku. Enviromagazín, No. 6, 10-11.

HRVOĽ, J., LAPIN, M., TOMLAIN, J. (2001): Changes and variability in solar radiation and evapotranspiration in Slo­vakia in 1951-2000. Acta Meteorol. Univ. Comen., XXX, 31-58.

LAPIN, M., TOMLAIN, J. (2001): Všeobecná a regionálna klimatológia. Vyda­vateľstvo UK, Bratislava, 184 s.

GAÁL, L., LAPIN, M. (2002): Extreme several day precipitation totals at the Hurbanovo observa­tory (Slova­kia) du­ring the 20th century. Contributions to Geophysics and Geodesy, Vol. 32, No. 3, 2002, 197-213.

DAMBORSKÁ, I., GERA, M., HRVOĽ, J., LAPIN, M., MELO, M., TOMLAIN, J., z FMFI UK a FAŠKO, P., NIEPLOVÁ, E., ŠŤASTNÝ, P. a i. z SHMÚ (2002): In.: Atlas krajiny Slovenskej republiky (Mapy a prílohy č. 27, 30, 31, 32, 33, 39, 40, 52, 58, 62 a texty na s. 326, 327, 334, 335). L. Miklós ed. MŽP SR Bratislava  a Agentúra životného prostredia Banská Bystrica 2002, 344 s., ISBN 80-88833-27-2.

LAPIN, M. (2002): K tretej správe Medzivládneho panelu pre klimatickú zmenu. Život. prostr., 36, 2, 82-86.

LAPIN, M., HLAVČOVÁ, K., PETROVIČ, P. (2003): Vplyv klimatickej zmeny na hydrologické procesy. Acta Hyd­rologica Slovaca, Vol. IV, No. 2, 2003, 211-221.

LAPIN, M., HLAVČOVÁ, K. (2003): Changes in Summer Type of Flash Floods in the Slovak Car­pat­hians due to Chan­ging Climate. Proceedings of the International Conference on Alpine Meteoro­logy and MAP2003 Meeting, Brig, Swit­zerland, 19.-23.V.2003, Publ. Of MeteoSwiss, No. 66, 105-108.

LAPIN, M., DAMBORSKÁ, I., GAÁL, L., MELO, M. (2003): Possible Precipitation Regime Change in Slovakia due to Air Pressure and Circulation Changes in the Euro-Atlantic Area until 2100, Contributions to Geophysics and Geodesy, Vol. 33, No. 3, 2003, 161-190.

FAŠKO, P., LAPIN, M., SEKÁČOVÁ, Z., ŠŤASTNÝ, P. (2003): Extraordinary climatic anomaly in 2003. Meteorolo­gický časopis, Vol. VI, No. 3, 2003, 3-7.

SZOLGAY, J., HLAVČOVÁ, K., LAPIN, M., DANIHLÍK, R. (2003): Impact of climate change on mean monthly of runoff in Slovakia. Meteorologický časopis, Vol. VI, No. 3, 2003, 9-21.

LAPIN, M. (2003): Zmeny meteorologických podmienok rizika povodní v meniacej sa klíme. Životné prostredie, Vol. XXXVII, No. 4, 2003, 184-190.

LAPIN, M., MELO, M., DAMBORSKÁ, I., GERA, M. (2004):  Scenáre úhrnov zrážok počas extrémnych zrážkových situácií na Slovensku. In.: Rožnovský, J., Litschmann, T. (ed): Seminář „Extrémy počasí a podnebí“, Brno, 11. března 2004,ISBN 80-86690-12-1, 18 strán na CD

LAPIN, M., MELO, M. (2004): Methods of climate change scenarios projection in Slovakia and selected results. Journal of Hydrology and Hydromechanics, 52, 2004, 4, 224-238.

LAPIN, M. (2005): Stručne o teórii klimatického systému Zeme, najmä v súvislosti so zmenou klímy. Meteorologický ča­sopis, Vol. 8, No. 1, 25-34.

 

V Bratislave, 26.8.2005