Zmeny a zmena kíMY, scenáre klimatickej zmeny

ZMENY A ZMENA KÍMY, SCENÁRE KLIMATICKEJ ZMENY

Doc. RNDr. Milan LAPIN, CSc.

ČO ROZUMIEME POD POJMAMI ZMENY A ZMENA KLÍMY

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) 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, ako aj 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).

3. 
   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.
   

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 (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).
  

SKLENÍKOVÝ EFEKT ATMOSFÉRY – ENERGETICKÁ BILANCIA ZEME

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 m), 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, pričom na vodnú paru pripadá z toho až okolo 65% a na CO₂ asi 25%. Kým CO₂ je 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). 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).

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 a aké bude dominujúce ekologické alebo environmentálne povedomie. Je takmer isté, že roz­hodujúce budú postoje veľkých a priemyselne rozvinutých krajín, predovšetkým USA.

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.

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. 3). 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).

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.

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 ani málo pravdepodobnými (ale možnými) scenármi náhlych zmien klímy (napríklad vplyvom rýchleho termo-halinného kolapsu morskej cirku­lácie). Ďalšie informácie sú uvedené 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. 3 uvádzame zaujímavý klimatický extrém z roku 2003.

LITERATÚRA