M. Lapin, Katedra KMK, MFF UK, Bratislava, lapin @fmph.uniba.sk
P. Šťastný, SHMÚ, Bratislava, pstastny @mail.shmu.sk
 
 

Abstrakt
V príspevku sa analyzuje vplyv antropogénne podmieneného zosilňovania skleníkového efektu atmosféry na zmeny radiačnej bilancie a na zmeny iných klimatických parametrov v dolnej časti troposféry. Tieto zmeny skleníkového efektu atmosféry súvisia s kladným alebo záporným príspevkom skleníkových plynov a aerosólov, ktoré sa do atmosféry dostali a dostanú nad prirodzenú úroveň. Doterajší globálny klimatický monitoring a rekonštrukcia klímy na základe nepriamych podkladov potvrdzujú, že sa už nepochybne prejavuje 30% rastu koncentrácie CO₂, 160% rastu CH₄ ako aj iných radiačne aktívnych plynov v atmosfére na globálnom otepľovaní prízemnej vrstvy atmosféry. V príspevku sa tiež stručne uvádzajú súvisiace riziká v prírodnom prostredí a socio-ekonomickej sfére.
 
 

1. ÚVOD

     Ľudstvo nemohlo do roku 1500 významnejšie ovplyvniť globálny klimatický systém, pretože počet obyvateľov bol vtedy o viac ako 12-krát nižší ako dnes a bola nepomerne nižšia aj ich ekonomická aktivita. Napriek tomu došlo už v staroveku k rozsiahlemu odlesneniu a k významnej zmene hydrologického cyklu vo viacerých oblastiach sveta, predovšetkým na juhu mierneho klimatického pásma severnej pologule.
     Po roku 1750 sa zrýchľoval ekonomický rozvoj, no až po roku 1950 začala výraznejšie rásť aj emisia tzv. skleníkových plynov do atmosféry, najmä spaľovaním fosílnych palív. V súčasnosti predstavuje antropogénne podmienená emisia CO₂ do atmosféry asi 25 miliárd ton (t) ročne na celej Zemi (v roku 1990 v USA vyše 20 ton ročne na obyvateľa, v Luxembursku vyše 27 t, v Rusku, Austrálii a v Kanade vyše 15 t, v krajinách OECD v priemere vyše 12,5 t, v Indii a Brazílii menej ako 2 t, na Slovensku 8,1 t v roku 1995, ale takmer 12 t v roku 1990). Významná je aj emisia iných skleníkových plynov. V podstate 20% všetkých obyvateľov Zeme žijúcich v rozvinutých krajinách produkuje asi 80% globálnej emisie skleníkových plynov nad prirodzenú úroveň. Úplne novými skleníkovými plynmi sú freóny (iba po roku 1930), v roku 1994 bola koncentrácia CO₂ o 28% a metánu o 155% vyššia ako pred rokom 1750 (pri CO₂ až o 18% vyššia ako v roku 1950).
     Pod pojmom ”zmena klímy” rozumieme iba tie zmeny v klimatických pomeroch, ktoré súvisia s antropogénne podmieneným rastom skleníkového efektu atmosféry od začiatku priemyselnej revolúcie (asi 1750 r. n.l.).
     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 silnejším spätným vyžarovaním atmosféry menia bilanciu dlhovlnného žiarenia Zeme. V dolnej časti troposféry a na zemskom povrchu sa tak pri silnejšom skleníkovom efekte atmosféry stabilizuje vyššia priemerná teplota ako pri slabšom. Prirodzený skleníkový efekt atmosféry znamená zvýšenie globálneho priemeru teploty vzduchu pri zemskom povrchu o 33 °C, teda keby neexistoval bolo by na Zemi v priemere o 33 °C chladnejšie. Okrem toho ľudstvo emituje do atmosféry aj tzv. aerosóly, z ktorých niektoré spôsobujú pokles intenzity skleníkového efektu atmosféry. Globálny potenciál oteplenia (GWP) sa vypočítava ako sumárny kladný alebo záporný príspevok skleníkových plynov a aerosólov ku globálnemu otepleniu v jednotkách účinku CO₂ a radiačné zosilnenie v jednotkách hustoty toku priameho slnečného žiarenia. Napríklad radiačné zosilnenie CO₂ bolo v roku 1992 oproti predindustriálnemu obdobiu asi 1,5 W.m^-2. Priamy záporný vplyv antropogénne podmienených aerosólov sa odhaduje na 0,5 W.m^-2 no nepriamy záporný vplyv je zatiaľ neistý.
     Výsledkom rastu skleníkového efektu atmosféry bude postupné zvyšovanie globálneho priemeru teploty vzduchu v prízemnej atmosfére o 1-3 °C do roku 2100 a tento rast bude určite pokračovať aj v budúcich storočiach. Takýto vývoj spôsobí zmenu všeobecnej cirkulácie atmosféry a posun doterajších klimatických pásiem na Zemi oveľa rýchlejším tempom ako to bolo kedykoľvek v histórii Zeme.

2. RADIAČNÉ ZOSILNENIE

2.1 Radiačná bilancia Zeme

     Bilancia slnečného žiarenia v atmosfére a na Zemi ako celku je ovplyvnená viacerými faktormi, výsledkom ktorých je taký stav, že približne 30% zo žiarenia prichádzajúceho k Zemi od Slnka sa odrazí naspäť do kozmického priestoru. Túto hodnotu môžeme považovať za priemerné planetárne albedo Zeme, pričom sa na ňom najväčšou mierou podieľa oblačnosť, snehová pokrývka a ľadovce. Zvyšných 70% slnečnej radiácie sa transformuje v atmosfére Zeme a na zemskom povrchu, a potom opustí Zem ako dlhovlnné žiarenie tiež do kozmického priestoru. Uvedený pomer 30%:70% sa pravdepodobne v Holocéne (od konca poslednej ľadovej doby) podstatne nezmenil.
     V atmosfére Zeme sa časť slnečného žiarenia prichádzajúceho od Slnka absorbuje (pohlcuje) radiačne aktívnymi plynmi, pričom krátkovlnné žiarenie v rozsahu spektra od 0,29 do 1 mm je v čistej atmosfére pohlcované iba nepatrne. Úplne je však pohltené tvrdé UV žiarenie s kratšou vlnovou dĺžkou ako 0,29 mm, najmä stratosférickým ozónom nachádzajúcim sa vo výške okolo 25 km. Okrem toho krátkovlnné žiarenie významne absorbuje oblačnosť a atmosférické aerosóly. Na aktívny povrch Zeme dopadá prevažne priame a difúzne krátkovlnné žiarenie a menší podiel dlhovlnného žiarenia (s vlnovou dĺžkou l> 1 mm), ktoré má pôvod buď priamo v spektre vyžarovania Slnka, no najmä vo vyžarovaní atmosféry. Časť z dopadajúceho krátkovlnného a dlhovlnného žiarenia sa odrazí ako albedo od zemského povrchu a časť sa vracia do atmosféry ako dlhovlnné vyžarovanie zemského povrchu.
     Radiačne aktívne plyny v atmosfére absorbujú aj dlhovlnné vyžarovanie zemského povrchu a v závislosti od množstva absorbovaného žiarenia sa ohrievajú a produkujú spätné dlhovlnné žiarenie aj smerom k zemskému povrchu. Z hľadiska celkovej absorpcie je najvýznamnejším radiačne aktívnym plynom v atmosfére vodná para s intenzívnymi absorpčnými pásmi pre vlnové dĺžky IČ žiarenia pre l = 5 až 8 mm a pre l> 17 mm. Vodná para iba nepatrne absorbuje dlhovlnné vyžarovanie zemského povrchu v oblasti spektra l = 8,5 až 12,0 mm, ktoré nazývame ”atmosférické okno”. Je zaujímavé, že práve pre vlnové dĺžky atmosférického okna je maximum hustoty toku vyžarovania zemského povrchu pri T = 313 K (40 °C, l = 9 mm) až pri T = 233 K (-40 °C, l = 12 mm). Je zrejmé, že funkcia vodnej pary ako radiačne aktívneho plynu pre dlhovlnnú časť spektra je najvýznamnejšia v ekvatoriálnom klimatickom pásme a v oblastiach s vysokou absolútnou vlhkosťou a (na Sibíri v zime, v polárnych a studených suchých kontinentálnych oblastiach Zeme je v prízemnej vrstve a < 0,001 kg.m^-3, vo vlhkých ekvatoriálnych oblastiach môže byť a> 0,040 kg.m^-3.

2.2 Funkcia iných radiačne aktívnych plynov

     Koncentrácia vodnej pary v atmosfére Zeme sa v priemere mení iba nepatrne a dá sa povedať, že závisí predovšetkým od priemernej teploty atmosféry do nadmorskej výšky 1,5 km, kde je asi 50% celkovej vodnej pary v atmosfére Zeme. Scenáre klimatickej zmeny predpokladajú pre túto vrstvu atmosféry rast teploty asi o 2 °C do roku 2100. To ale znamená, že vzrastie aj koncentrácia H₂O v atmosfére asi o 10% (u nás až o 25%) a aj účinok vodnej pary na skleníkovom efekte atmosféry mierne vzrastie.
     Ostatné skleníkové plyny sa celkovom skleníkovom efekte atmosféry podieľajú asi 30 percentami, pričom pri CO₂ (oxid uhličitý) je to asi 25%. Zdôrazniť je potrebné skutočnosť, že na jednotlivých konkrétnych miestach Zeme môžu okamžité (ale aj priemerné) hodnoty vplyvu radiačne aktívnych plynov nadobúdať značné odchýlky. Na klimatických podmienkach danej lokality sa to prejavuje najmä okamžitými alebo priemernými hodnotami dennej amplitúdy teploty vzduchu. Ak je pri rovnakom dennom chode bilancie krátkovlnnej časti spektra žiarenia rozdielna denná amplitúda teploty vzduchu, tak za to ”zodpovedá” predovšetkým rozdielna hodnota vplyvu radiačne aktívnych plynov v atmosfére nad lokalitou na bilanciu dlhovlnnej časti spektra žiarenia.
     Zosilňovanie skleníkového efektu atmosféry sa posudzuje väčšinou globálne, teda v priemere na celej Zemi. Modelové výpočty však potvrdzujú, že dôsledky zosilnenia skleníkového efektu atmosféry na raste ročných priemerov teploty vzduchu sú najväčšie práve na tých miestach, kde je malá absolútna vlhkosť vzduchu (sever Ázie).
     Na globálnom zosilňovaní skleníkového efektu atmosféry oproti predindustriálnej úrovni sa v súčasnosti podieľa rast koncentrácie CO₂ asi polovicou, freóny a halóny asi štvrtinou a ostatné radiačne aktívne plyny (CH_4, N₂O, O₃…) asi štvrtinou. Pri posudzovaní účinku skleníkových plynov pri zosilňovaní skleníkového efektu atmosféry je potrebné zohľadňovať niekoľko skutočností. V prvom rade je to hodnota emisie daného skleníkového plynu do atmosféry nad prirodzenú úroveň (súčasný stav pri emisii CO₂ je asi 25 miliárd ton na Zemi, pri CH₄ asi 400 miliónov ton). Ďalej je to merná účinnosť jednotlivých skleníkových plynov v porovnaní s CO₂ (ak účinnosť CO₂ = 1, potom pre GWP = 100 (rokov) je to pri CH₄ asi 21, pri N₂O asi 310, pri CF₄ asi 6500, pri SF₆ asi 23900). Veľmi závažným parametrom je tzv. priemerná doba zotrvania daného plynu v atmosfére (pri CO₂ je to 50-200 rokov, pri CH₄ asi 12 rokov, pri N₂O asi 120 rokov, no pri CF₄ asi 50000 rokov a pri SF₆ asi 3200 rokov. Pod pojmom doba zotrvania rozumieme čas, za ktorý sa v priemere daný plyn definitívne uloží, napríklad, vo fosíliách (tab. 1).
 

Obr. 1  Vývoj koncentrácie CO₂ v atmosfére Zeme v období 1950-1995 a IPCC scenáre možného vývoja do roku 2100 (scenár IS92a je najpravdepodobnejší, IS92e najpesimistickejší a IS92c najoptimistickejší).

2.3 Vývoj radiačného zosilnenia od r. 1700

     Približne v časovom horizonte roku 1750 začala na Zemi priemyselná revolúcia a odvtedy môžeme datovať zrýchľujúci sa proces spaľovania fosílnych palív (uhlia, lignitu, ropy, zemného plynu). Počas prvých 200 rokov, teda do roku 1950 vzrástla koncentrácia CO₂ v atmosfére z predindustriálnych 280 ppm na hodnotu 310 ppm (particles per million, obr. 1) a radiačné zosilnenie dosiahlo asi 0,6 W.m^-2 (obr. 2). Počas ďalších 50 rokov, teda do roku 2000 vzrástla koncentrácia CO₂ v atmosfére asi na hodnotu 365 ppm a radiačné zosilnenie dosiahlo asi 1,9 W.m^-2 (1,25 W.m^-2 v roku 1992). Pod pojmom radiačné zosilnenie rozumieme sumárny účinok rastúceho skleníkového efektu atmosféry na oteplenie prízemnej vrstvy atmosféry vyjadreného v jednotkách hustoty toku slnečnej radiácie.

Obr. 2  Vývoj radiačného zosilnenia vplyvom antropogénne podmieneného rastu skleníkového efektu atmosféry od roku 1700 a IPCC scenáre možného vývoja do roku 2100.

     Solárna konštanta predstavuje 1367 7 W.m^-2 (obr. 3), no iba asi 285 W.m^-2 predstavuje priemerná ročná hustota toku priamej slnečnej radiácie na horizontálnu plochu na 49° severnej šírky na hornej hranici atmosféry a asi 40% z tejto hodnoty predstavuje u nás priemerná hustota toku globálneho žiarenia na zemskom povrchu. Uvedené radiačné zosilnenie 1,9 W.m^-2 predstavuje teda asi 1,7% z priemernej ročnej hustoty toku globálneho žiarenia v našom regióne a asi 0,14% z hustoty toku priameho slnečného žiarenia na kolmú plochu na hornej hranici atmosféry.
     Na začiatku sa pokúsme urobiť rekonštrukciu podmienok slnečného žiarenia za posledných 250 rokov, teda zhruba za obdobie trvania prístrojových meraní teploty vzduchu pomocou ortuťového teplomeru. Na obr. 3 vidíme v hornej časti kolísanie hustoty toku celkovej slnečnej radiácie na hornej hranici atmosféry, ktoré je primárne ovplyvnené slnečnou činnosťou a zreteľne sa prejavuje 11-ročný cyklus slnečných škvŕn. Klimatický systém Zeme je schopný tento 11-ročný cyklus spoľahlivo utlmiť a prakticky žiaden z klimatických prvkov nemá v časovom priebehu 11-ročnú osciláciu. Na tlmení vplyvu slnečnej aktivity sa podieľa hlavne svetový oceán a polárne zaľadnenie. Radiačné zosilnenie (RZ) vplyvom kolísania hustoty toku slnečného žiarenia dosahovalo počas posledných 250 rokov menšie hodnoty ako 0,4 W.m^-2. Epizódy dlhodobejších porúch v slnečnej aktivite sa už zreteľne prejavili aj na kolísaní klímy (malá ľadová doba v 17. až 18. storočí, ochladenie v 19. storočí). Veľký klimatický význam majú rozsiahla a intenzívna vulkanická činnosť, počas ktorej sa dostáva nielen do troposféry ale aj do stratosféry značné množstvo aerosólov. Na obr. 3 vidíme, že v týchto prípadoch dochádza k niekoľkoročnému zápornému radiačnému zosilneniu, teda k poklesu hustoty toku slnečného žiarenia smerom do troposféry, čo sa dá interpretovať aj ako dočasné zvýšenie planetárneho albeda Zeme. Prechodne sa teda môže porušiť pomer medzi albedom Zeme (30%) a dlhovlnným vyžarovaním Zeme (70%). To môže ale nemusí mať také klimatické dôsledky, že sa počas niekoľkých rokov v určitých regiónoch Zeme neobvykle ochladí. Bolo to tak aj po sopečných erupciách v rokoch 1856, 1885, 1903, 1964, 1983 a 1992. Zdá sa však, že v posledných 30 rokoch má tento fenomén iba podružný význam popri výraznejšom radiačnom zosilnení vplyvom rastúceho skleníkového efektu atmosféry.

Obr. 3  Zhladený časový chod hustoty toku priameho slnečného žiarenia na kolmú plochu na hornej hranici atmosféry Zeme (S_o), prirodzeného radiačného zosilnenia vplyvom kolísania S_o (RZ) a radiačného zoslabenia vplyvom stratosférických aerosólov vulkanického pôvodu (SA).

2.4 Scenáre radiačného zosilnenia do roku 2100

     V roku 1992 sa pripravili a v roku 1999 upresnili tzv. IPCC IS92 scenáre (najpravdepodobnejšie a,b scenáre, okrajové c,e scenáre a stredne extrémne d,f scenáre). Predpokladá sa pri nich sumárny efekt radiačného zosilnenia v roku 2100 o 4,1 W.m^-2 pri IS92c scenári až po 8,0 W.m^-2, pri IS92e scenári (obr. 2). Uvedený vývoj súvisí s emisiou skleníkových plynov a aerosólov do atmosféry nad prirodzenú úroveň a s tým súvisiacim rastom koncentrácie skleníkových plynov v atmosfére (obr. 1). Jednotlivé skleníkové plyny a aerosóly majú rozdielnu mernú účinnosť pri ovplyvňovaní radiačných podmienok v rôznych častiach atmosféry (tab. 1). Do roku 2100 sa predpokladá rast sumárneho radiačného zosilnenia skleníkových plynov a radiačného zoslabenia aerosólov z asi 1,25 W.m^-2 v roku 1992 na asi 6,25 W.m^-2 (podľa scenára IPCC IS92a). Pri všetkých aerosóloch sa predpokladá malý rast sumárneho záporného zosilnenia (antiskleníkový efekt), spolu len asi o 0,5 W.m^-2, vrátane nepriamych efektov.
     V súvislosti s neveľkou ochotou redukovať emisie skleníkových plynov zo strany rozhodujúcich krajín (30 krajín OECD) sa dnes už pripúšťa, že vývoj pôjde skôr podľa pesimistickejšieho scenára IS92f, čo je približne 1% rastu koncentrácie CO₂ v atmosfére ročne až do roku 2100. To by znamenalo do roku 2100 radiačné zosilnenie približne na úroveň 7,2 W.m^-2 a stav 2xCO₂ približne v roku 2060.
 
 

Tab. 1 Údaje o hlavných skleníkových plynoch v atmosfére (okrem H2O a O3), GWP je tzv. globálny potenciál oteplenia v porovnaní s CO2 v časových horizontoch 20, 100 a 500 rokov (IPCC, 1995) (ppmv - počet častíc na milión podľa objemu, b - miliarda, t - trilión, r. - roky)
Plyn	Značka	Koncentrá-cia v r. 1750	Koncentrácia v r.1994	Str. doba zotrvania	GWP  20	GWP 100	GWP 500
Oxid uhličitý	CO2	280 ppmv	358 ppmv	50-200 r.	1	1	1
Metán	CH4	700 ppbv	1720 ppbv	asi 12 r.	56	21	6,5
Oxid dusný	N2O	275 ppbv	312 ppbv	120 r.	280	310	170
Freón	CFC 11	0	268 pptv	50 r.
HCFC 22	CHClF2	0	110 pptv	12 r.
Fluorid  uhličitý	CF4	0	72 pptv	50000 r.	4400	6500	10000
Hexafluorid síry	SF6	0		3200 r.	16300	23900	34900
HFC-23	CHF3	0		264 r.	9100	11700	9800
HFC-152a	C2H4F2	0		1,5 r.	460	140	42

3. DÔSLEDKY RADIAČNÉHO ZOSILNENIA

3.1 Prehľad možných dôsledkov

     Pod pojmom ”zmena klímy” rozumieme iba tie zmeny v klimatických pomeroch, ktoré súvisia s antropogénne podmieneným rastom skleníkového efektu atmosféry od začiatku priemyselnej revolúcie (asi 1750 r. n.l.). V konečnom dôsledku bude výsledná klíma zložená z prirodzených zmien, kolísania a premenlivosti klímy a ”zmeny klímy”. Budúce klimatické podmienky tak môžu nadobudnúť podstatne odlišné hodnoty oproti doterajšiemu pozorovaniu, no môžu sa vyskytnúť aj nečakané extrémy. Ako príklad uvádzame doterajší vývoj ročného priemeru teploty vzduchu (T) v Hurbanove a ročných územných úhrnov zrážok (R) na Slovensku (obr. 4). Je zrejmé, že jednotlivé výrazné výkyvy T a R sú podstatne väčšie ako očakávaná ”klimatická zmena” týchto prvkov do roku 2100. Najprv sa však detailnejšie venujme fyzikálnej podstate ”zmeny klímy”. Na tomto mieste nemáme dostatok priestoru na detaily, preto sa pokúsime aspoň o popis.

Obr. 4  Časový chod ročných priemerov teploty vzduchu (T) v Hurbanove a ročných územných priemerov úhrnov zrážok (R) na Slovensku v období 1881-1999 a 11-ročné kĺzavé priemery (s je smerodajná odchýlka T a C_v je variačný koeficient R za celé obdobie C_v = s_R/R, kde sR je smerodajná odchýlka pre R a R je priemer R za celé obdobie). C_v a s vyjadrujú približne veľkosť intervalu okolo dlhodobého priemeru, v ktorom sa vyskytujú 68,3% všetkých údajov.

     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 silnejším spätným vyžarovaním atmosféry menia bilanciu dlhovlnného žiarenia Zeme. V dolnej časti troposféry a na zemskom povrchu sa tak pri silnejšom skleníkovom efekte atmosféry stabilizuje vyššia priemerná teplota ako pri slabšom. Prirodzený skleníkový efekt atmosféry Zeme znamená zvýšenie globálneho priemeru teploty vzduchu pri zemskom povrchu o 33 °C, teda keby neexistoval bolo by na Zemi v priemere o 33 °C chladnejšie. Na Marse je skleníkový efekt podstatne slabší vplyvom nízkej koncentrácie všetkých plynov v atmosfére Marsu, naopak na Venuši je neporovnateľne silnejší. Preto je na Marse oveľa nižšia priemerná teplota dolnej časti atmosféry a na Venuši podstatne vyššia ako na Zemi. Teplotné rozdiely sú ešte väčšie v noci. Na Mesiaci nie je prakticky žiadna atmosféra a skleníkový efekt atmosféry je tam nulový. O priemernej teplote na Mesiaci môžeme teda hovoriť len v súvislosti s teplotou povrchu Mesiaca, ktorá je na privrátenej strane k Slnku veľmi vysoká a na odvrátenej veľmi nízka v porovnaní s teplotou povrchu Zeme na ktorejkoľvek jej časti.
     Okrem toho existujú v atmosfére prirodzene voľne vznášajúce sa pevné a kvapalné častice (aerosóly) a aj ľudstvo emituje do atmosféry aerosóly, z ktorých niektoré spôsobujú pokles intenzity skleníkového efektu atmosféry. Mechanizmus poklesu intenzity skleníkového efektu atmosféry je daný tým, že niektoré aerosóly zvyšujú planetárne albedo Zeme, čiže odrážajú naspäť do kozmického priemeru prichádzajúce slnečné žiarenie podobne ako oblačnosť.
     Globálny potenciál oteplenia (GWP) sa vypočítava ako sumárny kladný alebo záporný príspevok skleníkových plynov a aerosólov ku globálnemu otepleniu v jednotkách účinku CO₂ a radiačné zosilnenie v jednotkách hustoty toku priameho slnečného žiarenia. Napríklad radiačné zosilnenie CO₂ bolo v roku 1992 oproti predindustriálnemu obdobiu asi 1,5 W.m^-2. Priamy záporný vplyv antropogénne podmienených aerosólov sa odhaduje na 0,5 W.m^-2 no nepriamy záporný vplyv je zatiaľ neistý.
     Modelové výpočty naznačujú, že výsledkom rastu skleníkového efektu atmosféry bude postupné zvyšovanie globálneho priemeru teploty vzduchu v prízemnej atmosfére Zeme v priemere o 1-3 °C do roku 2100 a tento rast bude určite pokračovať aj v budúcich storočiach. Vzhľadom na to, že už v súčasnosti predstavuje rast skleníkového efektu atmosféry asi 1,9 W.m^-2 v jednotke hustoty toku slnečného žiarenia, mal by sa tento efekt už začať prejavovať ako globálne oteplenie. Na obr. 5 uvádzame vývoj ročných priemerov globálnej teploty vzduchu od roku 1901, teda vážených priemerov teploty vzduchu vypočítaných zvláštnou metódou z niekoľkých stoviek kvalitných klimatologických staníc. Počet takýchto staníc bol pred rokom 1900 oveľa menší, no je možná pomerne spoľahlivá rekonštrukcia homogénneho radu globálnej teploty vzduchu od roku 1861. Napriek určitým malým nepresnostiam je zrejmé, že globálna teplota vzduchu vzrástla od začiatku storočia asi o 0,7 °C, na severnej pologuli asi o 1,0 °C. Zmeny globálnej teploty vzduchu sú približne v súlade s vývojom prirodzeného radiačného zosilnenia iba do začiatku 20. storočia.
     Kumulácia mimoriadne teplých rokov v poslednom dvadsaťročí nemôže byť výsledkom vplyvu prirodzenej fluktuácie radiačného zosilnenia a je to už možné považovať za signál globálneho oteplenia zapríčinený antropogénne podmieneným rastom skleníkového efektu atmosféry (antropogénne podmieneným radiačným zosilnením).

Obr. 5  Odchýlky globálnych priemerov (na celej Zemi) teploty vzduchu od dlhodobého priemeru z obdobia 1951-1980 a lineárny trend (WMO, 2000).

     Takýto vývoj spôsobí zmenu všeobecnej cirkulácie atmosféry a posun doterajších klimatických pásiem na Zemi oveľa rýchlejším tempom ako to bolo kedykoľvek v histórii Zeme. Všeobecná cirkulácia atmosféry Zeme je výsledkom vplyvu teplotných pomerov v atmosfére, spätných väzieb s cirkulačnými systémami v oceánoch a ďalších vplyvov, ktoré sú menej spojené s antropogénnou činnosťou. Aj v minulých geologických dobách dochádzalo k významným zmenám v atmosférickej a oceánickej cirkulácii, najmä v súvislosti so zaľadneniami, tektonickými pohybmi, so zmenami slnečnej aktivity a so zmenami sklonu zemskej osi k rovine ekliptiky. Všetky tieto zmeny však boli v porovnaní s terajším vývojom veľmi pomalé.
     Uvedený vývoj pravdepodobne vyvolá v niektorých oblastiach Zeme dramatické zmeny klímy s významnými zmenami teplotných, zrážkových a vlhkostných pomerov. Na zmenách teploty vzduchu sa bude podieľať rast skleníkového efektu atmosféry priamo tak, že sa zvýšia najmä nočné teploty a najmä vo vyššej zemepisnej šírke nad veľkými kontinentmi. Nepriame efekty pri raste (alebo poklese) teploty vzduchu budú súvisieť so zmenou atmosférickej a oceánickej cirkulácie. Môže sa stať, že napriek celosvetovému rastu (globálnej) teploty vzduchu môže v malých pobrežných oblastiach dôjsť k ochladeniu vplyvom nepriaznivej zmeny morskej a atmosférickej cirkulácie. Nezanedbateľný bude aj rast hladiny oceánu, ktorý dosahuje v súčasnosti 2,1 mm ročne v priemere a je celý spôsobený teplotnou dilatáciou horných vrstiev oceánu. Aj počas celého budúceho storočia bude pri raste hladiny oceánu výrazne prevažovať vplyv teplotnej rozťažnosti a iba v menšom rozsahu sa prejaví vplyv roztápania polárneho zaľadnenia. V arktickej a antarktickej oblasti bude (napriek otepleniu) priemerná teplota vzduchu v budúcom storočí ešte hlboko pod bodom mrazu a bude teda pokračovať akumulácia snehu v ľadovcoch. Vplyvom vyššej teploty vzduchu bude tam v atmosfére viac vodnej pary, čo spôsobí rast úhrnov tuhých zrážok. Tak sa môže stať, že preváži akumulácia snehu v ľadovcoch nad roztápaním a prechodne sa bude objem vody v ľadovcoch zvyšovať. Degradácia horských ľadovcov mierneho a subtropického pásma bude zrejme pokračovať aj budúcom storočí, horské ľadovce v tropickom pásme prakticky zmiznú v najbližších rokoch.

3.2 Modely všeobecnej cirkulácie atmosféry

     Najvhodnejším prostriedkom pri štúdiu možnej zmeny klimatických pomerov sa javia klimatické modely. Klimatické modely sú súbory fyzikálnych, chemických a biologických vzťahov vyjadrujúcich väzby medzi zložkami klimatického systému, reprezentované vo forme matematických rovníc. 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 Zeme. Medzi najrozšírenejšie modely v súčasnosti patria modely všeobecnej cirkulácie atmosféry (General circulation models - GCMs).
     Pokusy matematicky modelovať atmosféru Zeme a jej odozvu na prípadné vnútorné alebo vonkajšie zmenené podmienky sú staré najmenej jedno storočie. Výraznejší pokrok pri matematickom modelovaní atmosféry však nastal až s rozvojom modernej počítačovej techniky. V 50-tych 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-tych rokov sa pozornosť postupne sústreďuje na celý klimatický systém, vrátane hydrosféry, litosféry, kryosféry a biosféry. Atmosferické zložky klimatických modelov boli v podstate prevzaté z numerických predpovedných modelov počasia. Pri vývoji klimatických modelov spolupracujú celé tímy odborníkov, nielen z meteorologickej a klimatologickej oblasti, ale aj fyzici, matematici, chemici, biológovia, hydrológovia a oceánológovia, geografi, geológovia, a ďalší.
     Niektoré modely berú do úvahy iba najvyššiu povrchovú vrstvu oceánu. Vzhľadom na dôležitú úlohu oceánov v klimatickom systéme je dôležité brať do úvahy aj vplyv hlbinných vôd oceánu, s čím sa môžeme už stretnúť pri najnovších modeloch. Vzájomným prepojením modelu atmosféry a oceánu vzniká nová generácia klimatických modelov, a to prepojené oceánicko-atmosférické modely (prepojené GCMs). Tieto modely tiež zahrňujú znázornenia krajinno-povrchových procesov, procesy dotýkajúce sa morského ľadu a iné zložité procesy zahrnuté v klimatickom systéme. V súčasnosti už vo svete existujú prvé modely, ktoré berú do úvahy vplyv aerosólov na zmenu klímy. Síranové aerosóly môžu redukovať radiačné otepľovanie atmosféry spôsobené CO₂ v strednej Európe skoro o 50% [IPCC, 1995, Lapin a Melo, 1999 a 2000].

_{3.3 Scenáre klimatickej zmeny}

     Budúca klíma (budúce podnebie) akéhokoľvek miesta na Zemi bude veľmi pravdepodobne závisieť od dvoch rozhodujúcich fenoménov. 1. Od charakteru prirodzených zmien, variability a kolísania klímy; 2. Od veľkosti vplyvu ”zmeny klímy” spôsobenej antropogénne podmieneným rastom skleníkového efektu atmosféry. Obidva tieto fenomény budú zrejme ešte dlho veľmi ťažko odlíšiteľné najmä z toho dôvodu, že prirodzené zmeny, variabilita a kolísanie klímy dosahujú v krátkom časovom horizonte (do niekoľkých desaťročí) relatívne veľké odchýlky od dlhodobých priemerov a pomerne malý alebo neurčitý dlhodobý časový trend. Na druhej strane ”zmena klímy” bude mať pravdepodobne iba pri teplote vzduchu jednoznačný dlhodobý trend (rast dlhodobých priemerov o 0,2 až 0,4 °C za desaťročie) a bude mať zrejme veľmi neurčité krátkodobé variácie teploty vzduchu a veľmi neurčité krátkodobé aj dlhodobé zmeny všetkých ostatných klimatických prvkov (podľa doterajších poznatkov). Z praktických dôvodov je potrebné pripravovať scenáre ”zmeny klímy” pre zmeny dlhodobých priemerov nad úroveň prirodzených zmien klímy a scenáre možného budúceho vývoja klímy ako generované časové rady klimatických údajov. Vždy sa pripravujú najmenej dva alternatívne scenáre podľa rôznych GCMs alebo metód.
     Regionálnu interpretáciu scenárov zmeny klímy môžeme robiť na základe troch primárnych metód: 1. Z výstupov modelov všeobecnej cirkulácie atmosféry (GCMs); 2. Metódou založenou na analýze analógov v historických radoch meteorologických pozorovaní; 3. Metódou tzv. prírastkových (inkrementálnych) scenárov. Možná je tiež kombinácia všetkých troch primárnych metód. Dôležitým predpokladom je fyzikálna korektnosť (plausibility) metód prípravy scenárov klimatickej zmeny. Musíme predpokladať, že aj v budúcnosti sa klimatické pomery každého regiónu Zeme budú riadiť tými istými fyzikálnymi vzťahmi a zákonmi platnými pre meteorologické a iné procesy ovplyvňujúce klimatický systém tak, ako v súčasnosti [Lapin a Melo, 1999]. Na obr. 6 a 7 uvádzame príklady scenárov klimatickej zmeny do roku 2100 na Slovensku.
 

Obr. 6  Mesačné priemery teploty vzduchu v Hurbanove v jednotlivých rokoch a 30-ročné kĺzavé priemery (august - hore, máj dole) v období 1950-2100 (1950-1998 - merané údaje, 1999-2100 - modifikované výstupy modelu CCCMprep).

Obr. 7  Sezónne územné úhrny zrážok na Slovensku v jednotlivých rokoch a 30-ročné kĺzavé priemery (apríl až jún - plná čiara, júl až september prerušovaná čiara) v období 1950-2100 (1950-1998 - merané údaje, 1999-2100 - modifikované výstupy modelu CCCMprep).

3.4 Citlivosť na zmenu klímy

     Ekosystémy a nakoniec aj socio-ekonomická sféra sa nebudú môcť prispôsobiť takému rýchlemu tempu zmien a nastane rad konfliktných situácií. Najcitlivejšími budú prirodzené ekosystémy s úzkymi klimatickými limitmi (mokrade, tropické pralesy) alebo s dlhou životnosťou (lesy subtropického a mierneho pásma). Najhoršie dôsledky na socio-ekonomickú sféru budú mať tieto zmeny zrejme v preľudnených rozvojových krajinách, hoci priame náklady na odstránenie škôd budú oveľa väčšie v priemyselne rozvinutých krajinách.
     Jednou z povinností zmluvných strán (krajín) Rámcového dohovoru OSN o zmene klímy (FCCC) je aj pripravovať odhady (výpočty) citlivosti územia na predpokladanú klimatickú zmenu. Ide o analýzu možných priaznivých a nepriaznivých dôsledkov na prírodné prostredie a rozhodujúce ekonomické a sociálne odvetvia daného štátu, pričom sa berú do úvahy odporúčané scenáre klimatickej zmeny, scenáre zmien v socio-ekonomickej sfére a odporúčané modely na výpočet vývoja dôsledkov. Najčastejšie sa v zahraničí robia analýzy dôsledkov na hydrologický cyklus, vodné zdroje a vodné hospodárstvo, prirodzené lesné ekosystémy a lesné hospodárstvo, poľnohospodárske ekosystémy a poľnohospodárstvo, rybolov, nízkoležiace a ostrovné lokality, stepné oblasti, ľadovce, energetiku, vodnú dopravu, zdravie obyvateľstva, šírenie patogénov, chorôb, škodcov, burín a mikroorganizmov a iné. Uvedené analýzy sa robia na základe zjednodušených modelov prírodných a socio-ekonomických procesov, v ktorých tvoria zmenené klimatické a bioklimatické podmienky veľmi významné vstupy. V minulosti sa klimatické a bioklimatické podmienky považovali za dlhodobo stacionárne, čiže predpokladalo sa, že sa nemení ani tvar distribučných kriviek a ani ich poloha na súradnej osi (žiadne posunutie distribučných kriviek vypočítaných z aspoň 30-ročných radov). Na obr. 6 a 7 vidíme, že môže dôjsť najmä pri teplote vzduchu k významnému posunutiu 30-ročných kĺzavých priemerov a tak pri teplote vzduchu ako aj pri úhrnoch zrážok môže dôjsť k závažnej zmene výskytu (pravdepodobnosti) okrajových hodnôt.
     Za najzávažnejšie negatívne dôsledky sa na Slovensku považujú: pokles vodných zdrojov v celej SR, pokles prietokov v riekach a pokles pôdnej vlhkosti na juhu SR, zmeny podmienok pre veľkú časť lesných spoločenstiev v celej SR, introdukcia nových biologických druhov a patogénov z teplejších oblastí a iné. Popri dôsledkoch očakávanej klimatickej zmeny v budúcnosti sa obvykle analyzujú aj dôsledky klimatických zmien v minulosti a porovnávajú sa kvantitatívne a kvalitatívne výsledky. V prevažnej väčšine by mali negatívne dôsledky klimatickej zmeny v rôznych krajinách sveta, aj na Slovensku, prekonať známe negatívne dôsledky klimatických zmien za posledných 200 rokov.
     Z pohľadu humánnej bioklimatológie budú určite závažnými tie zmeny, ktoré súvisia s výskytom vysokej teploty a vlhkosti vzduchu v lete. Je známe, že v minulosti sa na Slovensku nevyskytovali často dlhšie periódy veľmi teplého a dusného počasia (s tlakom vodnej pary nad 18,7 hPa), preto ani nebolo potrebné širšie uplatnenie klimatizácie interiérov. Letá v poslednom desaťročí naznačili možný vývoj a scenáre zmien vlhkosti a teploty vzduchu potvrdzujú, že môžeme očakávať až niekoľkonásobné zvýšenie počtu diskomfortných dní z hľadiska pocitu dusna. Ďalším dôležitým problémom v oblasti humánnej bioklimatológie môže byť šírenie patogénov, chorôb a škodcov podmieňujúcich potenciálne zvýšenie chorobnosti obyvateľstva. Je známe, že v teplejšej klíme (zimy s priemernou teplotou vzduchu >0 °C a letá >22 °C) sú priaznivejšie podmienky pre výskyt určitých špecifických ochorení (malária, salmonelóza, žltačka, týfus…), najmä v skupinách obyvateľstva nedostatočne dodržujúcich elementárne zásady hygieny. Už sa objavili príklady takýchto ochorení dokonca aj v USA. Nie menej závažnými sú aj problémy súvisiace so zhoršenou kvalitou vodných zdrojov v teplejšej klíme.
     Ďalšou z povinností zmluvných krajín FCCC je príprava adaptačných opatrení na zmiernenie možných negatívnych dôsledkov klimatickej zmeny a súvisiacich zmien klímy v budúcnosti. Tieto aktivity nadväzujú na analýzu citlivosti (zraniteľnosti) územia na klimatickú zmenu a klimatické zmeny všeobecne a tiež na analýzu ekonomických, demografických a sociálnych aspektov. Jednou z metód je tzv. cost/benefit assessment, teda odhad nákladovosti a ziskovosti navrhovaných (alebo prijatých) adaptačných opatrení. Podľa toho sa navrhujú iba také adaptačné opatrenia, ktoré sú ekonomicky únosné a nemali by ohroziť trvalo udržateľný rozvoj a potravinovú bezpečnosť. Adaptačné opatrenia sa navrhujú tiež vo viacerých alternatívach (podobne ako scenáre klimatickej zmeny) a sústreďujú sa najmä na strategické plánovanie. Tiež je možné navrhnúť rad adaptačných opatrení realizovateľných v bežnom živote občanov a inštitúcií. Jedným z príkladov je zakladanie nových lesných porastov, ktoré budú rásť najmenej 50 rokov, a teda predpokladaná klimatická zmena by ich mohla značne ovplyvniť; ďalším je stratégia vodohospodárskych úprav a zariadení; zaujímavým je aj stratégia klimatizácie interiérov a dopravných prostriedkov atď. Tieto opatrenia si vyžiadajú miliardové náklady a musia byť rozvrhnuté na viac desaťročí.
     Adaptačné opatrenia by sa mali robiť v súlade so zmierňujúcími opatreniami (povinnosti vyplývajúce z FCCC), teda s opatreniami zameranými na redukciu emisie skleníkových plynov do atmosféry a s opatreniami na zvýšenie biosférického záchytu skleníkových plynov, najmä CO₂. Emisia a záchyt skleníkových plynov je významne spojená aj s biosférickými procesmi. Spomenúť treba emisiu CO₂ a CH₄ pri rozklade organickej hmoty (horenie, kvasné procesy, pestovanie ryže, chov dobytka…), emisiu N₂O v súvislosti s používaním umelých hnojív, redukciu záchytu CO₂ v súvislosti s ničením tropických pralesov a mimotropických lesov. Biosférický význam má však aj rast koncentrácie prízemného ozónu, ktorý poškodzuje väčšinu rastlín a živočíchov v okolí miest a v horských oblastiach a pokles koncentrácie ozónu v stratosfére, ktorý zvyšuje intenzitu škodlivého UV žiarenia poškodzujúceho rastliny a živočíchy predovšetkým v polárnych oblastiach. Na druhej strane rast koncentrácie CO₂ v atmosfére vytvára podmienky na intenzívnejšiu fotosyntézu a rýchlejšiu produkciu biomasy, ak energia, voda a živiny nie sú limitujúcimi faktormi fotosyntézy. Všetky opatrenia, teda aj adaptačné a aj zmierňujúce, by nemali ohroziť biodiverzitu a ekologickú rovnováhu v prírodnom prostredí, vrátane mikroorganizmov.
     Podrobnosti o citlivosti územia Slovenska na klimatickú zmenu a o navrhovaných adaptačných a zmierňujúcich opatreniach sú uvedené v záverečnej správe projektu Country Study (riešeného za významnej podpory vlády USA v rokoch 1994 až 1996), v Druhej národnej správe o zmene klímy a v publikáciách NKP SR [napríklad: Szolgay, et al., 1997, Minďáš, et al., 1996, Špánik, et al., 2000]. Novšie adaptačné opatrenia by mali byť vypracované už na základe uplatnenia (regionálnej modifikácie) výstupov najnovších globálnych modelov všeobecnej cirkulácie atmosféry [Lapin a Melo, 1999, 2000] a tiež na základe výsledkov a odporúčaní Tretej správy IPCC (Medzivládny panel pre zmenu klímy), ktorá je pripravená na vydanie.

4. ZÁVER

     V príspevku sme sa snažili na malom priestore opísať rozsiahlu a zložitú problematiku klimatickej zmeny, vrátane interdisciplinárnych súvislostí. Aj z tohoto stručného popisu je zrejmé, že ľudstvo začína čeliť jednému z najzávažnejších problémov v celej jeho doterajšej histórii. V podstate jednoduchý fyzikálny proces, akým je rast skleníkového efektu atmosféry alebo postupné radiačné zosilnenie vplyvom elementárnych ľudských aktivít sa v súčasnosti javí ako takmer neriešiteľný. Obtiažnosť hľadania vhodných riešení súvisí s tým, že atmosférický skleníkový efekt sa zosilňuje v dôsledku výroby energie, potravín, priemyselných a stavebných tovarov, pre ktoré nie je možné v súčasnosti nájsť alternatívu.
     Ďalším závažným problémom je rýchly rast počtu obyvateľov Zeme a ešte rýchlejší rast spotreby všetkých tovarov, potravín a energie. Väčšina krajín má akútny nedostatok zdrojov na zefektívnenie výroby a uskladňovania tovarov, čo spôsobuje, že ešte dlho sa budú používať zastaralé technológie neúmerne devastujúce prírodné a životné prostredie. Z týchto príčin sú ohrozené všetky prírodné zdroje a na niekoľko storočí je zaistené výrazné ovplyvňovanie globálneho klimatického systému v zásade jedným smerom od doterajšieho rovnovážneho stavu.
     Popri uvedených vplyvoch budú existovať, tak ako doteraz, prirodzené kolísanie a variabilita klímy zapríčinené prirodzenými zmenami rozhodujúcich klimatotvotných faktorov a procesov. Medzi týmito faktormi má kolísanie a variabilita slnečného žiarenia popredné miesto. Tektonické pohyby a súvisiace zmeny oceánickej cirkulácie sú síce veľmi pomalé, no tiež môžu závažným spôsobom ovplyvniť fungovanie globálneho klimatického systému. Na to, aby sme mohli správne posudzovať a odlišovať prirodzené klimatické zmeny od zmien zapríčinených antropogénne podmieneným rastom skleníkového efektu atmosféry musíme predovšetkým trvalo a reprezentatívne monitorovať všetky komponenty globálneho klimatického systému, študovať, analyzovať a interpretovať procesy súvisiace so zmenami klímy.
     Klimatický monitoring je jedným z najstarších na Zemi, pričom je medzinárodne jednotne organizovaný najmenej od roku 1873 (vznik Medzinárodnej meteorologickej organizácie) a dosť dôsledne už od roku 1781 (bola v Manheime založená meteorologická spoločnosť Societa Meteorologica Palatina). Svetová meteorologická organizácia, Svetový klimatický program a Medzivládny panel pre zmenu klímy odporúčajú robiť uvedený monitoring predovšetkým v rámci medzinárodného programu GCOS (Globálny klimatický pozorovací systém). V rámci tohoto systému existuje sieť referenčných pozemných staníc (GSN) na monitorovanie variability klímy a na pomoc pri detekcii zmeny klímy. GSN bola zriadená v roku 1999 a Poprad je jednou zo staníc zaradených do GSN. V tomto programe sa predpokladá celosvetovo jednotné a dlhodobo stabilné pozorovanie všetkých zložiek klimatického systému, socio-ekonomickej sféry a prírodného prostredia, ktoré môžu byť klimatickou zmenou nejakým spôsobom dotknuté. Na Slovensku sa takýto monitoring dá úspešne realizovať predovšetkým v pozorovacích sieťach SHMÚ (meteorologická, klimatologická, zrážkomerná, hydrologická a fenologická) [Šťastný a Ondráš, 2000, Braslavská, 2000]. Cieľom je zachovanie existujúcich dlhých radov pozorovaní aj počas budúceho storočia, rekonštrukcia doterajších radov pozorovaní, budovanie databáz v počítačových systémoch a priebežná interpretácia zistených trendov a zmien.
     Pred ľudstvom stoja v súvislosti s klimatickou zmenou ešte najmenej dve dôležité úlohy. Prvou je spomalenie postupujúcej klimatickej zmeny redukciou emisie skleníkových plynov do atmosféry a druhou príprava na zmiernenie možných dôsledkov klimatickej zmeny formou účinných adaptačných opatrení. Obidve úlohy musia byť spojené s dôslednou osvetou smerom k odborníkom, politikom, štátnemu aparátu a laickej verejnosti. Iba široké pochopenie podstaty a príčinných súvislostí klimatickej zmeny vytvorí priaznivú spoločenskú a politickú atmosféru na celosvetové prijímanie účinných opatrení. Nemôžeme dopustiť aby sa tieto procesy a problémy, ktoré svojim časovým rozmerom ďaleko presahujú dĺžku volebného obdobia politikov, stali nezaujímavými na principiálne riešenie.

POĎAKOVANIE

Autori čiastočne použili v príspevku výsledky výskumu podporovaného grantom VEGA č. 1/5196/98, údaje a podklady Slovenského hydrometeorologického ústavu.
 

LITERATÚRA

Braslavská, O. (2000): Monitoring zmeny klímy v rastlinných ekosystémoch prostredníctvom fenologických pozorovaní.
Životné prostredie, XXXIV, č. 2, 81 -83.
Druhá národná správa o zmene klímy. MŽP SR, MH SR, MDPT SR, MPô SR, MZV SR, Slovenský hydrometeorologický ústav, Bratislava 1997, 74 s.
IPCC (1995): Climate Change 1995: The Science of Climate Change. Houghton, J. T., Meira Filho, L. G., Callander, B. A., Harris, N., Kattenberg, A., Maskell, K. (eds). WMO, UNEP, Cambridge Univ. Press, 572 s.
Lapin, M., Melo, M. (1999): Climatic Changes and Climate Change Scenarios in Slovakia. Meteorologický časopis, 2, č. 4, SHMÚ, Bratislava, 5-15.
Lapin, M., Melo, M. (2000): Zmeny a variabilita klímy, scenáre zmeny klímy. Životné prostredie, XXXIV, č. 2, 69 -74.
Minďáš J., Lapin M., Škvarenina J. (1996): Klimatické zmeny a lesy Slovenska. In.: Publikácia NKP SR, zv. 5, MŽP SR a SHMÚ, Bratislava, 98 s.
Szolgay, J., Hlavčová, K., Parajka, J., Čunderlík, J. (1997): Vplyv klimatickej zmeny na odtokový režim na Slovensku. In.: Publikácia NKP SR, zv. 6, MŽP SR a SHMÚ, Bratislava, 11-110.
Špánik, F., Hričovský, I., Repa, Š., Šiška, B., Tomlain, J., (2000): Vypracovanie zásad pre agroklimatickú rajonizáciu záhradníckych a poľných plodín v zmenených agroklimatických podmienkach. Záverečná správa GÚ ”ČÚ A-3407”. SPU, Nitra 2000.
Šťastný, P., Ondráš, M. (2000): Čiastkový monitorovací systém meteorológie a klimatológie a jeho rozvoj. Zborník referátov z 5. Vedeckej konferencie ”Riešenie krízových situácií v špecifickom prostredí”, Žilina (v tlači).
WMO Statement on the Status of the Global Climate in 1999 (2000). World Meteorological Organisation, Geneva, 12 s.