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 (CH4, 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 (So), prirodzeného radiačného zosilnenia vplyvom kolísania So (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.
(ppmv - počet častíc na milión podľa objemu, b - miliarda, t - trilión, r. - roky) |
|||||||
|
|
|
|
|
20 |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
uhličitý |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
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 Cv je variačný koeficient R za celé obdobie Cv = sR/R, kde sR je smerodajná odchýlka pre R a R je priemer R za celé obdobie). Cv 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.