ZMENY A ZMENA KLÍMY, SCENÁRE KLIMATICKEJ ZMENY
Climate change & climate changes, climate change scenarios

 

Prof. RNDr. Milan LAPIN, CSc.

Oddelenie meteorológie a klimatológie, FMFI UK, Bratislava

 


ČO ROZUMIEME POD POJMAMI ZMENYZMENA KLÍMY

Nielen v médiách ale aj na odborných podujatiach sa v súčasnosti až príliš často hovorí o klimatických zmenách a o globálnom otepľovaní. Tieto problémy sú často prezentované aj laikmi, prípadne odborníkmi z iných oblastí, ktorí klimatológiu, ale ani meteorológiu alebo fyziku atmo­sféry, systema­ticky neštudovali. Pri takýchto diskusiách zostáva preto vo veľkej väčšine nepovšimnutá samotná podstata procesov klimatických zmien alebo zmien a premenlivosti klímy. Tiež treba pripustiť, že otázky súvi­siace s klimatickými zmenami sa dostávajú do centra pozor­nosti, najmä v obdobiach s vý­skytom rôz­nych anomálii počasia v porovnaní s dlhodo­bými priemermi. Vzhľa­dom na to, že laická (niekedy aj odborná) verejnosť nemá prehľad o všetkých dostup­ných dlhodobých klimatic­kých priemeroch alebo o charakteristikách variability klímy, za veľké ano­málie sa niekedy považujú prí­pady poča­sia s po­merne čas­tým prie­merným výskytom (častejšie ako raz za 10 rokov). Niekedy sa navyše miešajú do­hromady klimatické zmeny s časovým horizontom nie­koľko desiatok tisíc rokov (aj viac) s klimatickými zmenami (lepšie povedané s premenlivosťou klímy) v časovom horizonte niekoľkých rokov, prípadne desiatok rokov. Úlohou profesionálnych klimatoló­gov (ktorí sa zaoberajú aj teóriou klimatického systému) je rozširovanie takých informácií o zmenách a pre­menli­vosti klímy, ktoré majú pre­dovšetkým se­riózny šta­tis­tický základ a sú správne klimatologicky (fyzikálne) inter­pretované. Úplne na začiatku sa budeme venovať niektorým základným pojmom, predovšetkým v súvislosti so zmenami a premen­li­vosťou klímy v zá­vislosti od času. Pre­menli­vosť klimatických prv­kov môže mať aj priesto­rovú závis­losť, vtedy však nehovoríme o zmenách a pre­menlivosti klímy. Zmeny a premenlivosť klímy môžeme vo všeobecnosti definovať takto (napríklad: Lapin a Tomlain, 2001):

a)   Zmeny klímy (klimatické zmeny) - tento termín sa v minulosti používal pre všetky zmeny súvisia­ce s klímou; v sú­čas­nosti podľa IPCC (Medzivládny panel pre klimatickú zmenu, www.ipcc.ch) takto nazývajú pre­važne už len zmeny klímy pri­rodzeného charakteru, teda najmä zmeny v minu­lých geolo­gic­kých do­bách Zeme (milióny až stovky milió­nov rokov), ľadové doby (desaťtisíce až mi­lióny ro­kov), sekulárne zmeny (stovky rokov), nie­kedy aj nízkofrekvenčné kolí­sanie klímy (desiatky rokov).

b)   Premenlivosť klímy - klimatické pomery charakterizujeme stredovými, rozptylovými, trendo­vými a cyk­lickými charakteristikami - rozptylové charakteristiky reprezentujú premenlivosť klímy (smero­dajná odchýlka, kvantily (ak hovoríme o jednom kvantile ide o stredovú charakteristiku), inter­sekven­čná pre­menlivosť…). Premenlivosť klímy môžeme po­dobne cha­rakterizovať aj pre dlhšie ča­sové obdo­bia ako jeden rok, tiež pri použití rôzne dlhých ča­sových období pre hodnoty vstupných údajov spracova­nia (10 minút, ho­dina, deň, dekáda, sezóna, rok, 5 rokov, 10 rokov, 30 rokov a iné). Za určitú zvláštnosť považujeme náhle veľké zmeny klímy (detaily uvádzame v samostatnej kapitole).

c)      Kolísanie klímy - prirodzené kolísanie klimatických charakteristík je dané predovšetkým solár­nou klímou (ročný chod, 11-ročný cyklus…), iné cykly súvisia s cykličnosťou niektorých klimato­tvorných procesov (napr. 2-ročný cyklus QBO (vyjadrený aj zmenami prúdenia v stratosfére), ďalej ENSO, el Niňo, NAO, AO), okrem roč­ného chodu sú všetky vyjadrené veľmi slabo, cyklus ľadových dôb má na severnej pologuli periódu okolo 100 000 až 120 000 rokov, za nízkofrekvenčné cykly sa po­važuje ko­lísanie s periódou dlhšou ako 11 rokov. Všetky dlhšie cykly sa iba obtiažne dajú identifiko­vať v súboroch pozorovaných alebo meraných údajov. Trend je niekedy iba časťou nejakého cyklu.

Pod pojmom “zmena klímy” (klimatická zmena) rozumieme iba tie zmeny v klimatických pome­roch, ktoré súvisia s an­tro­pogénne podmieneným rastom skleníkového efektu atmosféry od začiatku prie­myselnej revolúcie (asi od 1750 r. n.l.), ak ich vieme odlíšiť od zmien prirodzených. Od konca po­sled­nej doby ľadovej (pred 12 tis. r.) sa menila do roku 1750 koncentrácia skleníkových ply­nov v at­mosfére iba nepa­trne, odvtedy sa zrýchľuje prí­rastok všetkých skleníkových plynov v at­mo­sfére ok­rem vodnej pary (H2O iba nepatrne rastie). Úplne novými skleníkovými plynmi sú freóny a halóny (iba po roku 1930), v roku 2002 bola kon­centrácia CO2 o 33,5% a metánu o 159% vyš­šia ako pred ro­kom 1750 (pri CO2 až o 20% vyššia ako v roku 1950). Čiastočne to môžeme vidieť aj z obr. 1.

 

Obr. 1. Koncentrácia hlavných skleníkových plynov v atmosfére od roku 900 do 2000 (podľa IPCC, 2001, ppmv je v cm3.m-3, ppbv je v mm3.m-3, CH4 je metán, CO2 oxid uhličitý, N2O oxid dusný).

Názory na možné príčiny klimatických zmien sa vyvíjali historicky na viacerých úrovniach. Bolo pred­ložených viacero hypotéz, z ktorých žiadna nie je všeobecne uznávaná ako jedine správna. Mô­žeme ich rozdeliť do nie­koľ­kých skupín:

·       Hhypotézy založené na postulovaných faktoroch, teda na faktoroch, ktorých pôsobenie sa pred­po­kladá ale nedokazuje (kolísanie a zmeny solárnej (slnečnej) kon­štanty - malo zrejme ur­čitý vplyv najmä v predkambri­álnom období (pred 615 mil.r.) a mohli to ovplyvniť aj zmeny koncentrácie medzi­plane­tár­nej hmoty; kolísanie slnečnej aktivity - má pravidelné 11-ročné cykly a viaceré nízko­frek­venčné cykly, no ich korelácia s kli­matickými prvkami je pomerne málo signifikantná; te­res­triálne príčiny - na­príklad intenzívna vulkanická činnosť môže znamenať spúšťací mechanizmus výraz­ného ochlade­nia kvôli zníženiu priepustnosti atmosfé­ry pre slnečnú radiáciu; inými terestriál­nymi príči­nami môžu byť zmeny parametrov rotácie Zeme, pohyby zemskej kôry, drift (posun) kon­tinentov a zmeny prí­toku geo­ter­málnej energie k povrchu Zeme).

·       Hypotézy založené na analýze reálne existujúcich faktorov. Astronomická hypotéza vychádza zo zmien orbitálnych parametrov Zeme a najviac ju prepracoval Milankovič (zmena sklonu zem­skej osi k rovine ek­liptiky od 22°04 do 24°34 s periódou 41 000 rokov; zmena dĺžky perihélia, t. j. uhlo­vej vzdialenosti od bodu jarnej rovnoden­nosti s periódou okolo 21 000 rokov; zmena excentri­city zem­skej orbity v rozsahu 0,0007 až 0,0658 s perió­dou asi 100 000 rokov); spoločným pôsobe­ním týchto fakto­rov môže dôjsť k výskytu zložitých fluktuácií klímy na rôznych častiach Zeme a dá sa tak čiastočne vy­svetliť aj vznik a kolísanie ľadových dôb. Orografická hypo­téza sa zakladá predo­všet­kým na tekto­nických po­hyboch zem­skej kôry; teplé obdobia sú cha­rakteristické málo čle­nitým re­liéfom a chladné obdobia na­sledujú po vydvihnutí pevniny, teda so vznikom vy­sokých a roz­siahlych pohorí (zaľadnenia vždy začínali na vysokých pohoriach vo vyšších zeme­pis­ných šír­kach, kde bol dosta­tok zrážok v chladnej časti roka; výnimkou bolo predkambriálne zaľad­nenie, keď bol väčší sklon zemskej osi k ro­vine ekliptiky a zaľadnenia mohli vzniknúť aj na horách v blízkosti rovníka); zmeny orografie pod­morského dna môžu značne ovplyvniť cha­rakter mor­ského prúdenia, ktoré má v klimatickom sys­téme Zeme mimoriadny význam (hlbokomorské prú­denie značne pri­spieva k distri­bú­cii energie na Zemi, pretože ovplyvňuje aj charakter povrchových mor­ských prú­dov, v niektorých prípadoch došlo evidentne k relatívne náhlej zmene hlbokomorského prúdenia).

·       Hypotézy založené na štúdiu reálne prebiehajúcich procesov s uvažovaním spätných väzieb. Exis­tuje teória samovoľného rastu ľadovcov, podľa ktorej stačí malé ochladenie vo vyso­kých zeme­pis­ných šírkach na to, aby začalo zaľadnenie samovoľne narastať (prejaví sa jeho vlastný ochladzujúci účinok a výraz­ná zmena albeda v čase vy­sokej polohy Slnka; ak by prekro­čilo zaľadnenie určitú plochu Zeme (asi viac ako tretinu), došlo by pravdepodobne k postupnému pokrytiu celej Zeme ľa­dovcami; dôležité je však to, že na vznik zaľad­nenia je potrebný dostatok atmosférických zrá­žok v tuhom skupen­stve); regu­lu­júca funkcia sveto­vého oceánu vo vysokých zemepis­ných šírkach domi­nantne ur­čuje prostredníc­tvom povrchových a hlbokomorských prúdov distribúciu tepla od tropic­kých ob­lastí k vysokým šír­kam; zmeny koncen­trá­cie CO2 v atmo­sfére (ale aj zmeny iných sklení­kových plynov) viedli už v mi­nu­losti k zmenám sklení­kového efektu atmosféry (relatívne náhle zníženie koncentrá­cie CO2 v pred­kam­briál­nom období), a tým aj k zmenám globálneho priemeru teploty vzduchu v prízemnej vrstve at­mo­sfé­ry (od posledného gla­ciálu bola však koncentrácia CO2 v atmo­sfére stále okolo 275 ppm, po roku 1750 za­čala najprv mierne a ne­skôr rýchle rásť; predpo­kladá sa, že efektívny úči­nok všetkých skle­níkových plynov (s výnimkou H2O - vodná para pred­stavuje v súčas­nosti asi 2/3 celko­vého skleníkového efektu atmosféry) sa do roku 2075 zdvojnásobí v po­rov­naní so stavom okolo roku 1750, tým dôjde k rastu prie­mernej globálnej teploty vzduchu v prí­zem­nej vrstve atmosfé­ry asi o 2,5 °C (rast aerosólov môže uvedený rast teploty vzduchu znížiť asi o 0,5 °C, teda na 2 °C v globál­nom priemere, existujú ale aj mierne odlišné teplotné scenáre).

·       V poslednom období sa  široko diskutuje možnosť náhlej zmeny klímy v regionálnom, alebo aj glo­bálnom rozmere, najmä v súvislosti s vulkanickou činnosťou a s možným tzv. termo-halinným ko­lapsom cirkulácie morskej vody v oceánoch. Ide o povrchové a hlbokomorské prúdy, ktoré majú globálne prepojenie. Detaily aj o iných vplyvoch uvádzame v samostatnej kapitole na konci textu.

 

SKLENÍKOVÝ EFEKT ATMOSFÉRY – ENERGETICKÁ BILANCIA ZEME

Ak hovoríme o skleníkovom efekte atmosféry Zeme a o jeho zosilňovaní nemôžeme obísť ani problém jeho historického vývoja a historický vývoj chemizmu atmosféry tiež. Okrem toho si musíme bližšie všimnúť aj fyzikálny mechanizmus pôsobenia radiačne aktívnych plynov v atmosfére spolu s inými procesmi ovplyvňujúcimi radiačnú bilanciu krátkovln­ného a dlhovlnného žiarenia v atmosfére Zeme. Pod pojmom skleníkový efekt atmosféry rozumieme sumu dôsledkov radiač­ne aktívnych plynov v atmo­sfére, ktoré absorbujú tepelné vyžarovanie Zeme, zohrievajú tú časť atmo­sfé­ry kde sa na­chádzajú a spätným vyžarovaním atmosféry udržujú určitú bilanciu dlhovlnného žia­renia Zeme. V dolnej časti troposféry a na zemskom povr­chu sa tak pri existujúcom skleníkovom efekte atmo­sféry dlhodobo sta­bili­zuje na Zemi ako celku určitá priemerná teplota (globálna teplota prízemnej atmosféry).

 

Obr. 2 Schéma energetickej bilancie celej Zeme v priemernej hustote toku radiácie [W.m2] Spracované podľa 3. správy Medzivládneho panelu pre klimatickú zmenu (IPCC, 2001) (I - prichádzajúce žiarenie, A1 - albedo atmosféry, aerosólov a oblačnosti, A2 - albedo zemského povrchu, B - bilancia krátkovlnného žiarenia na zemskom povrchu, C - absorpcia krátkovlnného žiarenia v atmosfére, D a E - spotreba energie na turbulentný tok tepla do atmosféry a na výpar, F - dlhovlnné vyžarovanie zemského povrchu, G - dlhovlnné spätné žiarenie atmosféry, H - únik dlhovlnného vyžarovania zemského povrchu cez atmosférické okno absorpcie H2O, K - dlhovlnné vyžarovanie atmosféry (165) a oblačnosti (30), O - dlhovlnné žiarenie Zeme do medziplanetárneho priestoru. Ide o zjednodušenú schému reálneho stavu.)

Na obr. 2 vidíme schematicky celkovú energetickú bilanciu atmosféry Zeme. Hustota toku prichá­dza­júceho (prevažne krátkovlnného/viditeľného žiarenia) je 342 W.m-2, od Zeme ako celku sa odrazí z toho 107 W.m-2 (planetárne albedo od atmosféry, aerosólov, oblakov a zemského povrchu je teda 30%), v atmosfére sa z prichádzajúceho žiarenia 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, na vý­par (78 W.m-2) a na turbulentný tok tepla do atmosféry (24 W.m-2), zem­ský povrch pri priemernej teplote vzduchu asi 15 °C emituje/vyžaruje dlhovlnné žiarenie s priemernou hustotou toku 390 W.m-2, z čoho 40 W.m-2 opustí atmosféru cez tzv. atmosférické okno absorpcie vodnou parou (8,5-12,5 mm), zvyšok sa veľkou väčšinou pohltí v atmosfére a použije sa na jej ohriatie. Absorpciu dlho­vlnného (tepelného) žiarenia v atmosfére zabezpečujú pre­dovšetkým tzv. radiačne ak­tívne (skleníko­vé) plyny, oblačnosť a niektoré aerosóly. Absorpčné pásy jednotlivých skleníkových plynov sa prekrývajú, preto je ich podiel na celkovom skleníkovom efekte premenlivý kvôli tomu, že hlavný skleníkový plyn vodná para (H2O) má v najvlhších a horúcich oblastiach trópov až 100x vyššiu koncentráciu ako v najchladnejších polárnych oblastiach. Na stránke WWW sa udáva, že na vodnú paru pripadá 36% až 72% celkového skleníkového efektu atmosféry (dolná hodnota zodpovedá jej podielu, keby sme vodnú paru z atmosféry odstránili a horná hodnota stavu, keď odstránime všetky ostatné skleníkové plyny a zostane len H2O), na CO2 je to analogicky 9% a 26%, na metán 4% a 9% a na ozón 3% a 7% (je to v súlade aj s novšími odhadmi účinku jednotlivých skleníkových plynov). Kým CO2 a CH4 sú v atmosfére rozložené vcelku rov­nomerne, vodná para je sústre­dená prevažne v teplých oblastiach Zeme a v dolnej časti troposféry (do výšky 2 km, pričom do výšky 1,5 km je až 50% z celkovej vodnej pary), ozón je rozložený v atmosfére mierne nerovnomerne. Atmosféra Zeme vyžaruje sme­rom k zemskému povrchu dlhovlnné žiarenie s hustotou toku v priemere 324 W.m-2 a smerom do me­dziplanetárneho 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 so­pečných výbuchoch) a dlhodobo zmenený rozsah zaľadnenia a zmenená rozloha oceánov. Určitú úlohu tu hrá aj málo sa meniaca celková plocha, rozloženie a hustota oblačnosti (IPCC, 2001). (tento odstavec bol upravený v VI.2010, novšie informácie sú aj v správe IPCC WG1, 2007)

Rastúci skleníkový efekt atmosféry je spôsobený zvyšovaním koncentrácie skleníkových plynov (GHGs) v atmosfére, predovšetkým CO2. To spôsobí zmenu bilancie dlhovlnného žiarenia – atmosféra viac absorbuje a aj sa viac ohreje, atmosféra tým aj viac spätne vyžaruje smerom k zemskému povr­chu, zemský povrch sa viac zohrieva a aj viac vyžaruje. Výsledkom je stabilizácia vyššej teploty v prízemnej vrstve atmosféry, no celkové žiarenie Zeme zostáva nezmenené (30% krátkovlnné albedo a 70% dlhovlnné vyžarovanie, spolu 342 W.m-2. Určité zmeny do tejto schémy môže priniesť rast koncentrácie niektorých aerosólov v atmosfére, ktoré zvýšia celkové albedo krátkovlnného žiarenia Zeme a zmena rozsahu a kvality oblačnosti. S rastom teploty prízemnej vrstvy atmosféry vzrastie aj množstvo vodnej pary v atmosfére a pravdepodobne aj priestorové rozloženie a hustota oblačnosti. Tieto negatívne spätné väzby ešte nie sú dokonale preskúmané, no s určitosťou sa predpokladá, že by nemali v najbližších storočiach otočiť globálne oteplenie na globálne ochladenie. Najnovšie modelové výpočty naznačujú, že do konca 21. storočia by globálny efekt negatívnej spätnej väzby mohol zna­menať redukciu globálneho oteplenia z dôvodu rastu koncentrácie GHGs o 20%, regionálne do 50%.

V minulých geologických dobách prebiehali zložité, ale veľmi pomalé, zmeny chemického zloženia a skleníkového efektu atmosféry. Najzávažnejšie boli rozdiely v ranných štádiách vývoja Zeme, teda pred 3 miliardami rokov, keď bolo časom v atmosfére aj viac ako 90% CO2 a na ostatné plyny pripa­dalo teda menej ako 10%. Za posledných 65 mil. rokov (keď bolo v podstate dnešné rozloženie konti­nentov na Zemi) určovali zmeny klímy pravdepodobne iba tri závažné klima­totvorné faktory – kolísa­nie sklonu zemskej osi k rovine ekliptiky (od 22°04 do 24°34), kolísanie sl­nečnej konštanty a zmeny koncentrácie GHGs v atmosfére (v obdobiach glaciálov bolo o 10 až 30% me­nej CO2 a metánu (CH4) ako v holocéne do roku 1750). Podstatu problému rastu kon­centrá­cie CO2 v atmosfére môžeme zhrnúť do troch faktov – do atmosféry sa dostáva z fosílnych palív uhlík, ktorý bol biosfé­ricky viazaný pred desiatkami miliónov rokov, oceán a terajšia biosféra nie sú schopné viazať z emitovaného množstva CO2 z atmosféry viac ako polovicu, ale aj tak je priemerné zotrvanie CO2 v atmosfére okolo 120 ro­kov, teda až po tomto čase sa definitívne opäť uloží ako fosíl­ny uhlík do sedimentov Zeme. Teraz sa emi­tuje z fosílnych palív a z iných neprirodzených (antropogénne podmienených) zdrojov do atmosfé­ry asi 9 miliárd ton uhlíka o 100 rokov to môže byť 20 až 30 miliárd ton (extrémny modelový odhad je až 37 miliárd ton). Ďalší vývoj emisie uhlíka do atmosféry nad prirodzenú úroveň závisí od mnohých faktorov, pričom dominantné bude zrejme správanie sa ľudstva ako celku pri získavaní a využívaní energie, pri doprave a v priemysle. Nie je celkom isté ani to aký bude o 100 rokov počet obyvateľov na Zemi (odhady sú od 7 do 15 miliárd) a aké bude dominujúce ekologické alebo environmentálne povedomie. V súčasnosti nie je možné dosť dobre ani odhadnúť aké prevratné objavy ovplyvňujúce emisiu skleníkových plynov a aerosólov do atmosféry prinesie vedecko-technický rozvoj v 21. storočí. Je takmer isté, že roz­hodujúce budú postoje veľkých a priemyselne rozvinutých krajín, predovšetkým USA. V súčasnosti ešte pretrváva tendencia, že priemyselne najvyspelejšie krajiny expandujú svo­j škodlivejší priemysel do iných krajín ale takmer všetky produkty spotrebuje v materskej krajine.

 

SCENÁRE KLIMATICKEJ ZMENY DO ROKU 2100

 

Z predchádzajúceho textu je zrejmé, že zosilňujúci skleníkový efekt atmosféry bude veľmi pravdepo­dobne viesť ku globálnemu otepleniu a k zmene ďalších charakteristík klímy na Zemi, teda k „zmene klímy“. Za najzávažnejší dôsledok tohto vývoja sa považuje zmena všeobecnej cirkulá­cie atmosféry a oceánov s posunom frontálnych zón a klimatických pásiem na jednej strane a veľká rýchlosť klimatic­kej zmeny prevyšujúca všetky doterajšie zmeny klímy najmenej 10-násobne na strane druhej. Keďže sú stále ešte závažné neistoty v uvedených zmenách, nie sme schopní pripraviť prognózu budúceho vývoja klímy ale iba viac-menej pravdepodobný vývoj v tvare alternatívnych scenárov. Alternatívne (krajné hodnoty najpravdepodobnejších prípadov) scenáre sa pripravujú aj preto, lebo nevieme s dostatočnou presnosťou predpovedať ani počet obyvateľov na Zemi a ani budúcu spotrebu fosílnych palív a emisiu skleníkových plynov do atmosféry. Konvenčne pripravované klimatické scenáre ne­predpokladajú náhlu (skokovú) zmenu globálnej a ani regionálnej klímy na Zemi do roku 2100.

K takýmto poznatkom dospeli vedci na základe matematického modelovania klimatického systému Zeme, pričom boli do modelov zahrnuté všetky rozhodujúce fyzikálne a chemické procesy v atmosfére a oceánoch Zeme, fyzikálne procesy spojené s kryosférou, biosférou a litosférou, ak majú pre zmenu klímy nejaký význam. V súčasnosti existuje celý rad modelov od jednoduchých, ktoré si­mulujú len určitý proces v atmosfére až po zložité modely, ktoré simulujú množstvo proce­sov prebiehajúcich v celom klimatickom systéme. Súhrnné poznatky o modelovaní klimatic­kého systému prinášajú napr.: Schnei­der a Dickinson, 1974; Tren­berth, 1992; Robinson, 2001 a i. Niektoré informácie z tejto prob­lematiky spracoval Melo, 2003. Atmosfe­rické zložky klimatic­kých modelov boli v podstate prevzaté z numerických predpovedných modelov poča­sia. Klimatické modely však, okrem modelu atmosféry, zahrňujú aj ďalšie zložky klimatického sys­tému, ako sú oce­ány, pevninský povrch, ľadovce a snehové polia a biosféra. Viac informácii nájdeme aj na web stránkach www.ipcc.ch.

Pokusy matematicky modelovať atmosféru Zeme a jej odozvu na prípadné vnútorné alebo vonkajšie zmenené podmienky sú staré najmenej jedno storočie. Jedným z prvých matema­tických “modelov” klimatickej zmeny bol Arrheniusov povrchový energeticko-bilančný mo­del v roku 1896, ktorým vy­vodzuje možné 2 °C oteplenie pri zdvojnásobení CO2 v atmo­sfére (Trenberth, 1992). Výraznejší pok­rok pri matematickom modelovaní atmosféry bol dosiahnutý až s rozvojom výpočtovej techniky. V 50. rokoch boli vypracované nume­rické riešenia zjednodušených verzií atmosferických pohybo­vých rovníc v Geofyzikálnom laboratóriu dynamiky tekutín (GFDL) na Princetonskej univerzite (New Jer­sey, USA). Kým v tomto období bol hlavný záujem sústredený na modelovanie atmosféry (fyziku at­mosféry), od 70. rokov sa pozor­nosť postupne sústreďuje na celý klimatický systém. V prvej po­lovici 70. rokov sa do modelov dostáva pevninský povrch a hydrológia. Koncom 70. sa už berie do úvahy aj pôsobenie najvyššej povrchovej vrstvy oceánu a kryosféry. V tejto dobe sa oceán podobal pevnému zemskému povrchu s neobmedzenou zásobou vody na vý­par, pritom sa nebrala do úvahy jeho tepelná kapacita, ani oceánske prúdenie. V nasledujú­cich rokoch sa oceán zdokonaľuje v podobe 50-100 m hlbokej premiešavajúcej vrstvy. V polovici 80. rokov sa do popredia dostáva definova­nie úlohy obla­kov v klimatickom systéme. Koncom 80. a začiatkom 90. rokov nastal výrazný posun pri mo­delovaní oceánskej časti klimatického systému, kedy sa podarilo vypracovať prvé samostatné modely oceánskej cirkulácie (so zahrnutím aj vplyvu hlbinných vôd oceánu a ich tokov). Vzájomným prepoje­ním mo­delu atmosféry a oceánu vzniká nová generácia klimatických modelov, a to prepo­jené oceán­sko-atmo­sférické modely. V polovici 90-tych rokov sa začína v modeloch experi­mentovať aj s vplyvom pô­so­benia aerosólov a ich radiačných účinkov v systéme a do modelov sa do­stáva aj biosféra (vegetácia). V súčasnosti pre­bieha vo viacerých mode­lových centrách rozpracováva­nie globálneho uhlíkového cyklu a atmosféric­kej chémie. Postupne s tým, ako sa podrobnejšie prepra­covávali a zdokonaľovali jednot­livé modely, zlepšovalo sa ich horizontálne rozlíšenie (hustejšia sieť gridových bodov) a rástol aj po­čet vertikál­nych hladín (v atmosférickej i oceánskej časti modelu), pok­rok zaznamenala i para­metrizá­cia. Novšie modely majú k dispozícií väčší počet klimatických charakteristík a viaceré tieto charakte­ristiky pre­chádzajú na kratší časový krok (z ročných a mesačných na denné hodnoty). V po­sledných rokoch vznikli vo viacerých centrách aj regionálne modely pre rôzne oblasti sveta. Tieto mo­dely vy­chádzajú z počiatočných pod­mienok priamo z glo­bálnych modelov (Melo, 2003).

Pojem fyzikálnej konzistentnosti (plausibility) je kľúčovým problémom scenárov viace­rých klima­tic­kých prvkov z jedného miesta pripravovaných modernými metódami, najmä ak ide o scenáre časových radov denných alebo mesačných údajov. Všetky ostatné scenáre považuje­me iba za in­krementálne, teda za akúsi kombináciu vhod­ných prírastkov (úbytkov) priemerov jednotli­vých premenných v po­rovnaní s priemermi premenných v kontrol­nom/referenčnom rade (väčšinou s 1951-1980, tzv. base­line scenario). Pri novej generácii výstupov modelov všeobecnej cirkulácie atmosféry (GCMs) fyzikálna konzistentnosť vy­plýva z pou­žitých fy­zikálnych rov­níc v mode­loch a z matematických metód vý­po­čtov. V prie­behu regionálnej modi­fikácie výstu­pov GCMs môže (ale ne­musí) dôjsť k porušeniu uve­dených vzťahov. Výstupy GCMs nereprezentujú reálne sa vyskytujúcu klímu v bode. S určitos­ťou môžeme pred­po­kladať, že re­prezentujú územné priemery premenných v priestore uzlových bodov, teda na ploche asi 60-100 tisíc km2, čiže až na dvojnásobku plochy Slovenska. Na­vyše ide o priestor so značne zhladenou orografiou bez reálne sa vy­skytu­júcich regionál­nych a lokálnych náve­terných a záveterných efektov (Alpy majú v GCMs najviac 1000 m n.m. a tvoria s Karpatami jedno ploché pohorie v strednej Európe, pričom Panónska kotlina väčšinou chýba). Ak máme pri modifi­kácii výstu­pov GCMs získať scenáre ako časové rady reprezentujúce jednotlivé stanice, tak mu­síme pre­dovšet­kým nájsť vzťah medzi časovými radmi územných priemerov a časovými radmi na jed­notlivých stani­ciach. Ako sa dalo očakávať, je tento problém najzaujímavejší v prípade mesač­ných úhrnov zrá­žok (veľká premenlivosť ročného chodu a priestorovej distribúcie, Lapin et al., 2000 a 2001) a nemá prak­tický zmysel sa ním zaoberať v prí­pade mesač­ných priemerov teploty vzdu­chu (korelačný koeficient meraných mesačných prieme­rov medzi stanicami je r > 0,9, čiže časové rady na rôznych staniciach sa veľmi podobajú). Horšia je situácia pri posudzovaní priestorovej variability iných prv­kov, kde ne­máme dostatok pod­kladov na výpočet územných priemerov pre jednotlivé me­siace.

Ďalším zo závažných problémov je výber vhodného referenčného obdobia pozorovaných údajov, ktoré umož­ňuje porovnávať modelovú klímu (scenáre) a kontrolnú klímu. V čase riešenia projektov Národ­ného klimatického programu SR sme za refe­renčné obdobie pova­žovali 30-ročné ob­dobie 1951-1980. Toto obdobie malo niekoľko vý­hod (nepa­trný časový trend skoro všet­kých prvkov, dlhodobé priemery a variabilitu blízku dlhšiemu obdobiu 1901-1990). Občas je nevyhnutné použiť iné refe­renčné obdobia klimatických prvkov, pretože nie sú k dispozícii experi­mentálne údaje z dohodnutých ob­dobí. Vtedy sa relatívne hodnoty sce­nárov prepočítavajú na nové referenčné obdobie pomocou kvocientov (úhrny zrá­žok) alebo rozdielov (priemery teploty vzduchu) obidvoch referenčných ob­dobí. Klíma našej ob­lasti sa vy­značuje určitým stupňom ne­stacionarity aj z prirodzených príčin a je riskantné siahať po kratších ča­sových radoch, kalibračných a referenčných obdo­biach ako 30 ro­kov. Niektoré odchýlky a neregulárnosti časových radov 20- a 30-roč­ných kĺza­vých priemerov dosiahli v období 1901-2000 väčšie hodnoty ako predstavujú od­chýlky vyplý­va­júce zo scenárov pre obdobie 2001-2090 (obr. 5). Týka sa to predovšetkým obdobia 1971-1993, ktoré bolo na časti územia Slovenska také suché, že to nemá ob­dobu za 225 rokov meteorolo­gických meraní v Strednej Európe (Lapin et al., 2001).

Výstupy modelov používané najnovšie na Slovensku (atmosféricko-oceánické prepojené GCMs Kanad­ského strediska pre klimatické modelovanie a analýzu CCCM 1997, CCCM 2000 a Goddardovho ústavu pre vesmírne štúdie pri NASA GISS 1998) poskytujú časové rady údajov pre viacero klima­tických a hydrologických prvkov (47 pre CCCM a 59 pre GISS). Z nich sme na regio­nálnu inter­pretá­ciu a na detailnejšiu analýzu na Slovensku doteraz využili iba 11. Ako sme už spomí­nali, všetky údaje vo výstupoch predsta­vujú územný priemer okolo uzlového bodu štvorcovej siete z plochy najmenej 60 tisíc km2. Vzdialenosť uzlových bodov je okolo 300 km, priemerná nadmorská výška 561 m pri CCCM a 364 m pri GISS. Pri akej­koľ­vek regionálnej modi­fi­kácii sa časová va­riabi­lita jednotli­vých prvkov zmen­šuje v závislosti od počtu uzlo­vých bodov (čím sa berie do úvahy viac uzlových bodov, tým je variabilita inter­polo­vaného ča­sového radu men­šia, my sme použili 4 uzlové body). Z modelu CCCM 2000 sme analyzovali časové rady v rokoch 1900-2100 (mesačné charakte­ristiky po ro­koch) a prvky: priemery tep­loty vzdu­chu, úhrny zrážok, hustotu toku globálneho žia­renia, mernú vlhkosť vzduchu, územný výpar, vlhkosť pôdy, smerodajnú odchýlku den­ných priemerov tep­loty vzduchu, tlak vzduchu a rýchlosť vetra. Z mo­delu GISS 1998 (1990-2099, me­sačné charakte­ris­tiky po desať­ročiach a ročné po rokoch) to boli prvky: priemery teploty vzdu­chu, úhrny zrá­žok, hus­totu toku globál­neho žiarenia, mernú vlhkosť vzdu­chu, územný vý­par, vlhkosť pôdy, sme­rodajnú od­chýlku denných prie­merov teploty vzduchu, oblač­nosť, variačný koeficient den­ných úhrnov zrá­žok, rých­losť vetra a tlak vzduchu. Výsledky uvedených simulácií a modifikácií pre územie Slovenska sú k dispozícii u autora alebo v citovanej literatúre (Lapin, et al., 2000, 2001; projekt V2F35). 

Metodika regionálnej interpretácie výstupov GCMs do konkrétnych staníc má dve úrovne. Ak pot­re­bujeme zistiť iba zmenu dlhodobých priemerov, tak sa nemusíme príliš zaoberať porovná­vaním cha­rakteristík časových radov výstupov GCMs a pozorovanej klímy v referenčnom období. Ak chceme ale skonštruovať scenáre ako časové rady ročných, mesačných, prípadne aj denných úda­jov, tak takéto porovnávanie musíme urobiť detailne. Najdôležitejšou charakteristikou odchýlok výstu­pov GCMs a pozorovanej klímy v referenčnou období je rozdiel alebo kvocient priemerov za celé referenčné ob­dobie (napríklad 1951-1980 alebo 1901-1990; nie je dobré zahŕňať do referenčného obdobia roky po 1990, lebo sú už pravdepodobne ovplyvnené klimatickou zmenou). Druhou dôležitou charakteristikou je rozdiel alebo kvocient sme­rodajných odchýlok alebo variačných koeficientov prvkov uvažova­ného radu (variabilita ročných, me­sačných, denných hodnôt). Predpokladáme, že ak časový rad modelového výstu­pu z referenčného ob­dobia modifi­ku­jeme podľa rozdielov priemerov a rozptylu, tak rovna­ký postup mô­žeme použiť aj v modelovom ob­dobí scenárov, napríklad v období 2001-2090. V publikáciách Lapin et al. (2000 a 2001) uvádzame základné scenáre teploty vzduchu, úhrnov zrážok a ďalších prvkov v 50-ročných časových horizontoch so stredom v rokoch 2010, 2030 a 2075 v porovnaní s obdobím 1951-1980, pričom ich platnosť je najlepšia pre stred Slovenska.

 

ĎALŠIE MOŽNOSTI KONŠTRUKCIE SCENÁROV

 

Scenáre klimatickej zmeny by mali spĺňať niekoľko predpokladov, medzi ktorými nesmú chýbať pre­dovšetkým tieto: scenáre musia reprezentovať budúcu klímu vybraných lokalít čo najvernejšie a musia byť okrem toho aj alternatívne. Tieto predpoklady sa dajú splniť tak, že výstupy GCMs testujeme v referenčnom období na podobnosť s ročným chodom, priemermi, trendom, variabilitou, extrémami a p. Alternatívnosť zabezpečujeme tak, že spomedzi emisných scenárov a fyzikálnych interpretácií klimatotvorných procesov zahrnutých v modeloch vyberieme najmenej dva s krajnými prijateľnými (splniteľnými) parametrami. Ide napríklad o rast koncentrácie CO2 o 0,5% a 1% ročne, o zahrnutie aerosólov so zápornou a kladnou spätnou väzbou aspoň v  dvoch úrovniach, o parametrizáciu vplyvu oblačnosti a zmien morského polárneho zaľadnenia aspoň v dvoch úrovniach atď.

Scenáre klimatickej zmeny môžeme konštruovať ako relatívne alebo absolútne hodnoty. Pod pojmom relatívna hodnota rozumieme odchýlku alebo kvocient v porovnaní s modelovými výstupmi z referenčného obdobia (nie meranými hodnotami). Absolútne hodnoty scenárov sa konštruujú na zá­klade použitia relatívnych scenárov a časových radov (dlhodobých priemerov) z dohodnutých referen­čných období. Tak sa dajú pripraviť napríklad scenáre: pre 30- a 50-ročné časové horizonty 2010, 2030 a 2075, scenáre podľa 3 metód konštrukcie časových radov – modifikáciou radov meraných údajov, mo­difikáciou radov modelových údajov, stochastickým generátorom počasia, scenáre extré­mov (podľa parametrov zabezpečenia) – hlavne X-denných úhrnov zrážok. Pri CCCM 1997 a 2000 sme použili referenčné obdobie 1901-1990, na iné obdobia sa potom scenáre prepočítavali na základe porovnania meraných údajov v dvoch zvolených obdobiach. Pri GISS 1998 sa porovnávajú časové rady so stavom koncentrácie CO2 v roku 1989 a s rastúcou koncentráciou CO2 o 1% od roku 1990. Model GISS 1998 obsahuje implicitne teda referenčnú klímu z obdobia zhruba 1980-1999. Modely CCCM 1997, 2000 a GISS 1998 môžeme považovať za alternatívne GCMs scenáre pre Slovensko.

 

NÁHLE ZMENY KLÍMY

Ide o široko diskutovaný problém už niekoľko desaťročí, v poslednej dobe najmä v súvislosti s objavením sa tajnej správy Pentagonu o možnom dramatickom ochladení na severnej pologuli, pre­dovšetkým v priestore severného Atlantiku. Keďže sa takéto ochladenia už v relatívne nedávnej histó­rii Zeme vyskytli (pred 8 200, 10 800 a 12 700 rokmi), je na mieste otázka, že za akých okolností by sa mohli vyskytnúť aj v najbližších desaťročiach, prípadne storočiach. Na web stránke uviedol Tim Osborn stručnú teóriu termo-halinnej cirkulácie v oceánoch: http://www.cru.uea.ac.uk/cru/info/ thc/ (je tam po­sledný update z júla 2000). Možné sú však aj iné podnety na náhlu zmenu klímy. Predovšetkým mu­síme spomenúť kozmickú katastrofu v podobe zrážky Zeme s veľkým asteroidom (s priemerom väč­ším ako 1 km), kumuláciu viacerých vulkanických erupcií s emisiou obrovského objemu prachu a popola do stratosféry a náhle tektonické pohyby na „citlivých miestach“ Zeme, ktoré môžu spôsobiť náhlu zmenu morskej cirkulácie. Niektoré zmeny môžu mať aj úplne náhodný charakter (E. Lorenz).

1) Termo-halinná oceánická cirkulácia: V oceánoch existujú po tisícročia viac-menej stabilné povr­chové a hlbokomorské prúdy, ktorých charakter je určený mnohými faktormi. Výsledkom je charakte­ristické pole teploty povrchu oceánu (stav z 30.3.2004 v severnom Atlantiku na obr. 3; satelit­né mera­nie denne prezentované na web stránke: http://www. wetterzentrale.de/topkarten/fsdivka.html). Teplot­né pomery pre nás v najdôležitejšom priestore, v Atlantickom oceáne západne od Európy, ovplyvňuje predovšetkým Golfský prúd vychádzajúci ako relatívne veľmi úzky ale veľmi teplý prúd vody od Flo­ridy a Bahamských ostrovov smerom k Írsku, Islandu, Grónsku, Nórsku, Svalbardu a Novoj Zemlji.

 

Obr. 3. Teplota povrchu morí a oceánov 30. 3. 2004 o 02 h LSEČ podľa meraní zo satelitu (je potrebné všimnúť si predovšetkým polohu a teplého Golfského prúdu, ktorý má v priestore východne od USA v tejto ročnej dobe teplotu od 24 °C na juhu po 20 °C na úrovni 38° N a polohu studeného Labradorského prúdu, ktorý má len neďaleko od Golfského prúdu v priestore severovýchodne od USA teplotu asi 2 °C).

 

V priestore dotyku studeného Labradorského a teplého Golfského prúdu (ale aj inde v podobných prí­padoch na Zemi) je dôležitý vzťah hustoty studenej ale máloslanej a teplej ale viac slanej morskej vody. Čím je voda chladnejšia, tým má väčšiu hustotu (najväčšiu hustotu má ale pri 4 °C, pri ďalšom ochladení opäť jej hustota klesá), na dru­hej strane aj čím je slanšia, tým má tiež väčšiu hustotu. Tak sa môže stať, že máloslaná voda s teplotou 2 °C má rovnakú hustotu ako najslanšia morská voda s teplotou 20 °C. Ak by k tomu došlo v priestore dotyku Labradorského a Golfského prúdu, tak by Labradorský prúd neklesal pod teplý Golf­ský ako teraz, ale by ho odtlačil na inú (južnejšiu) dráhu. Teplý Golfský prúd by mohol smero­vať k Portugalsku a otáčať sa na juh, čo by malo za následok ochladenie Británie asi o 5 °C a severu Nórskeho mora aj o viac ako 10 °C. Terajšie rozlože­nie pláva­júceho morského ľadu na konci zimy (obr. 4) by sa dramaticky zmenilo (Nórske more by bolo až po Island pokryté ľadom a aj v strednej Európe by mohlo byť napriek globálnemu otepleniu o 2,5 °C o málo chladnejšie ako v posledných desaťročiach). To isté sa môže stať aj na severe Pacifi­ku, no vzhľadom na iné termo-ha­linné podmienky by bol konečný efekt oveľa menší. Treba tiež dodať, že čím rýchlejšie bude rásť teplota morskej vody okolo rovníka, tým bude tam aj väčší výpar a tým bude rýchlejšie rásť aj salinita (koncentrácia soli) v teplých morských prúdoch. Globálne oteplenie bude tiež znamenať rast úhrnov zrážok v polárnych oblastiach (pri vyššej teplote je v atmosfére v stave nasýte­nia viac vodnej pary), pričom takmer všetky budú tam padať vo forme snehu a budú znamenať rast objemu polárnych pev­nin­ských ľadovcov. Pevninské polárne ľadovce postupne „stekajú“ (putujú) k pobrežiu mora, tam sa roz­tápajú a zmenšujú salinitu studených morských prúdov. Globálne oteple­nie tak môže urýchliť pro­ces termo-halinného kolapsu morskej cirkulácie. Odozva bude však trvať niekoľko desať­ročí až storo­čí, lebo rýchlosť stekania pevninských polárnych ľadovcov k pobrežiu morí je od niekoľ­kých metrov do nie­koľkých stoviek metrov za rok. K znižovaniu salinity morskej vody v polárnych oblastiach prispievajú aj padajúce zrážky na morskú hladinu, voda pritekajúca v riekach a nepriamo aj nepatrný výpar v porovnaní s tropickým pásmom. Globálnu termo-ha­linnú cirkulá­ciu ovplyvňuje teda predovšetkým po stáročia veľmi stabilný celkový režim teploty a salinity morskej vody v polárnych a tropických šírkach. Za ko­laps tejto cirkulácie považujeme jej rela­tívne náhlu zmenu, náhle spomalenie alebo aj zastavenie. Preto je vznik uvedeného kolapsu do roku 2020 veľmi málo pravde­podobný. Takýto kolaps však môže regionálne náhle vzniknúť aj z dôvodu tek­tonických pohy­bov na mor­skom dne, alebo aj z iných príčin, čo diskutujeme ďalej v texte.

 

Obr. 4. Rozloženie výšky snehovej pokrývky (škála v cm je vpravo) a plávajúceho morského ľadu (červe­ná farba) na severnej pologuli 11.3.2004 (tieto satelitné merania sú k dispozícii denne; všimnúť si treba hlavne veľký priestor severozápadne a severne od Škandinávie bez morského ľadu).

 

2) Vulkanická činnosť: Ako sme spomínali, už niekoľko tisícročí je bilancia slnečného žiarenia a vyžarovania Zeme veľmi stabilná – 30% prichádzajúceho slnečného žiarenia sa od Zeme ako celku odrazí do kozmického priestoru (planetárne albedo) a 70% sa spotrebuje na rôzne procesy na Zemi a vyžiari sa do koz­mického priestoru ako dlhovlnné (tepelné) vyžarovanie Zeme. Tento pomer 30:70 môže narušiť zmena rozsahu oblačnosti a zaľadnenia na Zemi (ide o veľmi pomalé zmeny) a vulkanická činnosť. Počas niektorých sopečných erupcií sa dostanú do stratosféry státisíce ton po­pola a prachu, ktoré od­tiaľ iba pozvoľna (počas niekoľkých rokov) sedimentujú k zemskému povrchu, obyčajne sa rozptýlia v stratosfére danej pologule a zväčšia albedo prichádzajúceho slnečného žiarenia na vyššiu hodnotu ako je uvedených 30%. Táto energia potom niekoľko rokov chýba pri procesoch na zemskom povrchu a v atmosfére a môže sa dočasne na danej pologuli (najmä v miernych šírkach) ochladiť aj o viac ako 0,5 °C v ročnom priemere. Po 3-4 rokoch sa situácia vráti k predchádzajúcemu stavu. Ak by nasledo­valo viac podobných erupcií (počas niekoľkých rokov) môžu sa naštartovať pro­cesy smerujúce ku globálnemu ochladeniu. Takúto klimatickú zmenu považujeme tiež za náhlu.

3) Pád asteroidu: Ide tiež o často diskutovaný problém. Posledný známy prípad pádu veľkého aste­roidu (s priemerom väčším ako 1 km) je spred 65 mil. r. do priestoru Mexického zálivu (polostrov Yu­catan). Spôsobilo to zrejme globálnu katastrofu s relatívne náhlym poklesom teploty v prízemnej vrstve atmosféry o viac ako 5 °C v priemere. Do stratosféry sa určite rozptýlilo obrovské množstvo prachu a zotrvalo tam viac desaťročí, čím sa znížilo množstvo dopadajúceho slnečného žiarenia na zemský povrch najmenej o 10%. Vzhľadom na to, že všetky veľké asteroidy v slnečnej sústave sú známe, ani jeden by nemal križovať dráhu Zeme a v najbližšom storočí takáto katastrofa zrejme ne­hrozí. Menšie kozmické telesá môžu spôsobiť po dopade na zemský povrch dočasné ochladenie po­dobne ako sopečné erupcie, závisí to len od ich veľkosti a od charakteru dopadu na Zem. Takéto strety Zeme s malými objektmi nie sú vylúčené, no nie je ich možné predpovedať s viacročným predstihom.

4) Náhle zníženie slanosti povrchu oceánu v polárnych šírkach: Je známe, že morská voda obsa­huje určité množstvo solí, väčšinou okolo 35 g.kg-1, čo má za následok, že mrzne pri teplote nižšej ako –3 °C. Tiež je známe to, že ak more zamrzne, tak sa v zime na ňom vytvorí snehová pokrývka a správa sa viac-menej ako pevnina. Pokiaľ more nie je zamrznuté dochádza k obrovským tokom energie k povrchu a naopak, čo značne ovplyvňuje aj atmosférické procesy. Najmä na konci ľadových dôb prebiehalo na severnej pologuli vytváranie veľmi veľkých jazier sladkej vody z roztápajúcich sa ľa­dovcov (na hranici USA a Kanady a v priestore Baltického mora). Tieto jazerá sa potom pravde­po­dobne v krátkom čase vyliali na povrch priľahlej časti Atlantického oceánu (sladká voda má menšiu hustotu ako morská). Ak to bolo pred zimou (čo je veľmi pravdepodobné), v nasledujúcej zime za­mrzla oveľa väčšia časť oceánu ako po iné roky (možno o niekoľko 100 tis. km2 viac), čo mohlo mať za následok reťazovú reakciu v podobe náhleho ochladenia počas niekoľkých desaťročí. Asi sa ta­káto udalosť udiala po skončení poslednej ľadovej doby najmenej trikrát (pred 12 700, 10 800 a 8 200 r.).

5) Veľké a náhle tektonické pohyby: Na viacerých miestach Zeme existujú na dne mora „citlivé“ zóny, kde jednak dochádza častejšie k tektonickým pohybom, ale kde tiež hlbokomorské a povrchové oceánické prúdy majú relatívne labilnú polohu. Na týchto miestach stačí pomerne malá zmena orogra­fie morského dna na veľkú zmenu morského prúdenia. Ako je známe, morskými prúdmi sa prenáša obrovské množstvo energie a akákoľvek zmena morského prúdenia môže vyvolať veľké zmeny klímy v priľahlej oblasti. Známy je aj prípad uzavretia Gibraltáru a následného „vyschnutia“ Stredozemného mora na začiatku Pliocénu (pred asi 5,5 mil. r.). Stredozemné more získava z okolitých riek iba 10% vody a zvyšných 90% prúdi cez Gibraltár z Atlantiku a pretože sa z neho ročne vyparí až 2500 km3 vody, bez tohto prísunu za 1500 rokov takmer celkom vyschne. Tiež vieme, že stredom Atlantiku sa tiahne tektonicky nepo­kojná oblasť až po Island, čo tiež mohlo vyvolať pomerne náhle zmeny mor­skej cirkulácie a klimatických pomerov najmä v priestore severného Atlantiku a v okolí.

6) Náhodné vplyvy: E. Lorenz (1967) považuje klimatický systém za pseudotranzitívny. Znamená to asi toľko, že z rovnakých počiatočných podmienok sa môže (ale nemusí) vyvinúť úplne odlišná ko­nečná poveternostná situácia, ale tiež odlišná klíma. Závisí to zrejme od kombinácie viacerých klimatotvorných procesov náhodného charakteru, ktoré sa nedajú jednoznačne opísať matematickým aparátom. Preto nie je možné v niektorých prípadoch ani jednoznačne určiť príčinu náhlych zmien klímy.

 

ZÁVERY

V tomto príspevku nie je dostatok priestoru na prezentovanie konkrétnych scenárov klimatickej zmeny vhodných pre Slovensko. V našich početných publikáciách sa môžu záujemcovia dozvedieť všetky podrobnosti (viď zoznam literatúry). Nezaoberali sme sa tu podrobnejšie ani málo pravdepodobnými scenármi náhlych zmien klímy (napríklad vplyvom rýchleho termo-halinného kolapsu morskej cirku­lácie). Ďalšie informácie sú uvedené aj v 3. správe IPCC (2001). Záverom je ešte treba uviesť, že sce­náre časových radov je možné robiť pre jednotlivé stanice, ak sú k dispozícii aspoň 20-ročné časové rady meraní. Modifikácia scenárov ako časových radov sa robí tzv. štatistickým downscaling-om. Scenáre pre časové hori­zonty do stredu SR sa dajú použiť aj bez ďalšej modifikácie iba pre klimatické prvky s malou priesto­rovou variabilitou mesač­ných údajov, teda okrem úhrnov zrá­žok, výparu, vlh­kosti pôdy a niektorých ďalších. V rokoch 2004 až 2006 sa pokúsime pripraviť pre vybrané stanice komplex sce­nárov (10 - 15 prvkov). Je zrejmé, že uvedené scenáre môžu nájsť široké uplatnenie v rôznych socio-ekonomických odvetviach. Na obr. 5 uvádzame aj veľký klimatický extrém z r. 2003.

 

Obr. 5. Priemery teploty vzduchu a trend vyjadrený 11- a 30-ročnými kĺzavými priemermi za sezóny máj až au­gust 1871-2003 v Hurbanove (po roku 1990 vidíme výraznú zmenu režimu tejto klimatickej charakteristiky).

 

Poďakovanie: Tento príspevok vznikol ako rešerš literatúry a aj na základe viacerých publikovaných prác autora. Výsledky projektov VEGA č. 1/8255/01 (Grantová agentúra SR) a APVT-51-006502 boli tiež využité pri príprave tohoto príspevku. Autor ďakuje aj spoluautorom citovaných príspevkov za spoluprácu a SHMÚ za poskytnutie klimatologických údajov z Hurbanova.

 

 

Milan Lapin, marec 2004

LITERATÚRA

Bluthgen, J., Weischet, W. (1980): Algemeine Klimageographie, 3. Auflage, Walt de Gruyter - Ber­lin - New York, 882 s.

Chrgijan, A., Ch. (1978): Fizika atmosfery, Tom 1, 2, Gidrometeoizdat, Leningrad (Skt. Petersburg), 247 a 319 s.

Damborská, I., Gaál, L., Lapin, M., Melo, M. (2002): Scenarios of Sea Level and Upper Air Pressure Fields in the Euro-Atlantic Area until 2100, Acta Meteorol. Univ. Comen., XXXI (2002), 31-65,

Dobrovolski, S.G. (2000): Stochastic Climate Theory. Springer – Berlin, Heidelberg, New York, 282 pp.

Frakes, L.A. (1979): Climates throughout Geologic Time. Elsevier Scientific Publishing Company. Amster­dam, Oxford, New York, 310 pp.

IPCC (2001): Climate Change 2001: The Scientific Basis. Contribution of Working Group I to the Third As­sessment Re­port of the Intergovernmental Panel on Climate Change (IPCC). Houghton, J. T., Ding, Y., Griggs, D. J., Noguer, M., van der Linden, P. J., Xiaosu, D. (eds.). Cambridge Univ. Press, UK, 944 pp.

Lapin, M., Nieplová, E., Faško, P. (1995): Regionálne scenáre zmien teploty vzduchu a zrážok na Slovensku. In: Národný klimatický program SR. MŽP SR, SHMÚ, Bratislava, 3, 17-57.

Lapin, M., Damborská, I., Melo, M. (1999): Modifikované GCMs scenáre časových radov teploty vzduchu a zrážok pre Slovensko. In: Atmosféra 21.storočia, organizmy a ekosystémy, Bioklim. pra­c. dni, Zvolen, 207-214

Lapin, M., Šťastný, P. (2000): Radiačné zosilnenie, klimatická zmena a iné súvislosti rastu skleníkového efektu atmosféry. In.: Zborník z 15. medzinárodného slnečného seminára konaného 19-23. VI. 2000, Patince, Slo­v­ensko. Slovenská ústredná hvezdá­reň Hurbanovo, 222-229.

Lapin, M., Melo, M., Damborská, I., Gera, M, Faško, P. (2000): Nové scenáre klimatickej zmeny pre Sloven­sko na báze výstupov prepojených modelov všeobecnej cirkulácie atmosféry. In.: Národný kli­ma­tický pro­g­ram SR, 8, MŽP SR, SHMÚ, Bratislava 2000, 5-34.

Lapin, M., Damborská, I., Melo, M. (2001): Scenáre súborov viacerých vzájomne fyzikálne konzis­tent­ných klimatických prvkov. In.: NKP SR, 11, SHMÚ a MŽP SR, Brati­slava, 5-30.

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

Lapin, M., Damborská, I., Melo, M. (2001): Downscaling of GCM outputs for precipitation time series in Slo­vakia. Meteoro­logický časopis, IV, No. 3, SHMÚ, Bratislava, 29-40.

Lapin, M., Hlavčová, K., Petrovič, P. (2003): Vplyv klimatickej zmeny na hydrologické pro­cesy. In.: Zborník z konferencie: Hydrológia na prahu 21. storočia, Smolenice, 5-7.5.2003, ÚH SAV, CD ISBN 80-89139-00-0.

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. (2003): Naša budúca klíma podľa scenárov klimatickej zmeny. Biometeorológia v systéme pô­dohos­podárskych vied, Publikácia z odborného seminára k svetovému meteorologickému dňu (23. III.) a životné­mu jubileu Prof. Ing. Františka Špánika, CSc. Štúdia XX, Vol. XVI, 14-26, IBSN 80-8069-266-1.

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.

Lorenz, E. (1967): The Nature and Theory of the General Circulation of the Atmosphere. WMO Publ. 218. Geneva, 161 pp.

Melo, M. (1996): Klimatické scenáre. In: NKP SR, 4, MŽP SR, SHMÚ, Bratislava, 5-21.

Melo, M. (2003): Klimatické modely a ich využitie pre odhad klimatických zmien na území Slovenska. Kan­didátska dizer­tačná práca. FMFI UK, Bratislava, 155 s.

Minďáš, J., Škvarenina, J., Ďurský, J., Lapin, M. a i. (2003): Lesy Slovenska a globálne klimatické zmeny. (Minďáš a Škvarenina eds.) EFRA Zvolen, LVÚ Zvolen, 129 s.

Okolowicz, W. (1976): General Climatology. Polish Scientific Publishers, Warszawa, 422 pp.

Pedlosky, J. (1998): Ocean Circulation Theory. Springer – Berlin, Heidelberg, New York, 456 pp.

Peixoto, J., P., Oort, A., H., (1992): Physics of Climate. American Institute of Physics, Springer, 520 pp.

Robinson, W. A. (2001): Modeling Dynamic System. Springer-Verlag, New York, 210 pp.

Schneider, S. H., Dickinson, R. E. (1974): Climate modeling. Rev. Geophys. Space Phys., 12, 447-493.

Tomlain, J. (1999): Expected climate change impacts on changes of potential and actual evapot­ranspiration on the territory of Slovakia. Acta Meteorol. Univ. Comen., XXVIII, 21-26.

Trenberth, K. E. (ed) (1992): Climate System Modeling. Cambridge University Press, 788 pp.

 

Články z novín:
Autorské články Prof. M. Lapina: Čo môžeme urobiť s globálnym otepľovaním?
  Skeptický ekológ Bjorna Lomborga asi narobí viac škody než úžitku
  Na výrazné otepľovanie si budeme musieť zvykať

www.pravda.sk - 12. január 2007: O tohtoročnej zime s klimatológom M. Lapinom - online debata v Pravde

www.pravda.sk - 9. júl 2005: Klimatické zmeny sa môžu zmierniť   (treba dať názov článku vyhľadávať v elektronickom archíve NEWTONIT)

www.tyzden.sk - 27. február 2005: Stručne o teórii klimatického systému

www.pravda.sk - 25. november 2004: Online debata s klimatológom M. Lapinom v Pravde

www.sme.sk - 9. marec 2004: Správa pre Pentagón straší zmenou klímy

www.pravda.sk - 15. máj 2004: Klimatológ Milan Lapin: Zmena na jednom konci sa odrazí aj na druhom konci Zeme.

Týždenník SLOVO, 22/2004, p.4-5 (www.noveslovo.sk) - 26.5.-1.6.2004 Milan Lapin: Klimatickú zmenu sa ludstvu nepodarí vyriešit najmenej do roku 2100.