Klimatické změny a jejich dopady na život lidí

Klimatické změny a jejich dopady na život lidí Studijní opora k akci v rámci projektu CZ.1.07/1.3.05/03.0030 Název projektu: Zeměpis v nové perspektivě aneb tudy cesta vede Celkový počet stran: 40 Autor: RNDr. Jan Pretel, CSc. Český hydrometeorologický ústav Ostrava, únor 2012 1

OBSAH: 1 KLIMATICKÝ SYSTÉM ZEMĚ... 3 1.1 SLOŽKY KLIMATICKÉHO SYSTÉMU... 3 1.2 VAZBY V KLIMATICKÉM SYSTÉMU... 5 2 PŘÍČINY PROMĚNLIVOSTI KLIMATU... 5 2.1 PŘIROZENÁ PROMĚNLIVOST KLIMATU... 5 2.2 ZMĚNY VE SLOŽKÁCH KLIMATICKÉHO SYSTÉMU... 9 3 SOUČASNÉ TRENDY VÝVOJE KLIMATU... 12 3.1 GLOBÁLNÍ TRENDY... 12 3.2 TRENDY ZMĚN V EVROPĚ... 13 4 VÝVOJ KLIMATU V ČR V OBDOBÍ 1961 2010... 14 4.1 TEPLOTA... 14 4.2 SRÁŽKY... 15 4.3 SHRNUTÍ POZNATKŮ O VÝVOJI ZÁKLADNÍCH KLIMATICKÝCH INDIKÁTORŮ... 17 5 MODELY KLIMATU... 18 5.1 PRINCIPY MODELOVÁNI KLIMATU... 18 5.2 EMISNÍ SCÉNÁŘE JAKO VÝCHODISKO PRO MODELOVÁNÍ... 20 6 VÝHLED GLOBÁLNÍHO KLIMATU DO KONCE 21. STOLETÍ... 21 6.1 ODHADY TEPLOTNÍCH ZMĚN... 21 6.2 DŮSLEDKY TEPLOTNÍCH ZMĚN... 22 7 VÝHLED KLIMATU V EVROPĚ DO KONCE 21. STOLETÍ... 23 7.1 ZMĚNY KLIMATICKÝCH CHARAKTERISTIK... 23 7.2 PROJEVY ZMĚN KLIMATU... 24 8 VÝHLED KLIMATU V ČR DO KONCE 21. STOLETÍ... 28 8.1 SCÉNÁŘ ZMĚNY KLIMATU PRO OBDOBÍ 2010 2039... 28 8.2 SCÉNÁŘE ZMĚNY KLIMATU PRO OBDOBÍ 2040 2069 A 2070 2099... 29 8.3 VĚROHODNOST REGIONÁLNÍCH SCÉNÁŘŮ... 29 8.4 PROJEVY ZMĚN KLIMATU... 30 9 MOŽNOSTI ZMÍRŇOVÁNÍ KLIMATICKÉ ZMĚNY... 35 9.1 PODSTATA ÚČINKU SNIŽOVÁNÍ EMISÍ SKLENÍKOVÝCH PLYNŮ... 36 9.2 PODSTATA ÚČINKU ADAPTAČNÍCH OPATŘENÍ... 36 10 MEZINÁRODNÍ A NÁRODNÍ AKTIVITY KE ZMÍRŇOVÁNÍ DOPADŮ KLIMATICKÉ ZMĚNY... 37 10.1 MEZINÁRODNÍ AKTIVITY V OBLASTI SNIŽOVÁNÍ EMISÍ... 37 10.2 MEZINÁRODNÍ AKTIVITY V OBLASTI ADAPTAČNÍCH OPATŘENÍ... 37 10.3 AKTIVITY EVROPSKÉ KOMISE... 38 10.4 AKTIVITY V ČR... 38 LITERATURA A DALŠÍ ZDROJE... 39 2

1 Klimatický systém Země Klima (podnebí) je dlouhodobý charakteristický stav počasí podmíněný a ovlivněný energetickou bilancí, cirkulací atmosféry, charakterem aktivního povrchu a lidskou činností. Je charakteristické pro dané místo, oblast nebo region v závislosti na jeho geografické poloze. Jeho studiem se zabývá klimatologie, přírodní věda na pomezí geografie a fyziky. Lidská činnost se přímo či nepřímo podílí zejména na změnách energetické bilance celého klimatického systému. Nejde pouze o emise skleníkových plynů do atmosféry, ale i o jeho působení na ostatní složky systému. Na rozdíl od klimatu je počasí definováno jako okamžitý stav atmosféry nad daným místem a mění se z hodiny na hodinu, ze dne na den, sezónu od sezóny, rok od roku. Klima je významnou částí krajinné sféry, které předurčuje její vlastnosti a možnosti jejího využívání a charakterizujeme ho pomocí průměrných hodnot meteorologických prvků doplněných o extrémy a četnosti jejich výskytu, popřípadě o další statistické charakteristiky. V klimatologii používáme charakteristiky vypočtené minimálně za třicetileté, tzv. normálové období. Podle doporučení Světové meteorologické je dnes normálovým obdobím stanoveno období 1961 až 1990; předcházejícím normálovým obdobím bylo 1931 1960. 1.1 Složky klimatického systému Klima se vyznačuje určitou časovou i prostorovou stálostí dlouhodobé charakteristiky souboru klimatologických prvků vypočítané za různě zvolená časová období se od sebe příliš neliší. V geologické minulosti planety Země se klima v řádu tisíců let postupně měnilo a v řádu stovek let různě kolísá. Jeho stabilita je dána prostředím, ve kterém je utvářeno. Toto prostředí se nazývá klimatický systém, který se skládá z pěti základních složek atmosféra, oceán, povrch pevnin, kryosféra a biosféra a jejich vzájemných vztahů a vazeb. Každá ze složek představuje sama o sobě složitý systém, ve kterém probíhají různé fyzikální a chemické procesy. Základním zdrojem energie pro klimatický systém je sluneční záření. 1.1.1 Atmosféra Atmosféra vytváří plynný obal Země sahající do výšky několika desítek tisíc kilometrů nad zemským povrchem. Horní hranice atmosféry není jasně definována, nejčastěji se uvádí interval od 20 do 80 tisíc km. Hustota atmosféry a s ní související tlak vzduchu s výškou klesá. Podle změn různých charakteristik atmosféry s výškou rozeznáváme různé vrstvy atmosféry. Například podle změny teploty vzduchu dělíme atmosféru na troposféru, stratosféru, mezosféru, termosféru a exosféru. 3

Atmosféra je směsí různých plynů, vodní páry a pevných i kapalných částic (tzv. aerosolů). Poměrné zastoupení jednotlivých plynů se do výšky zhruba 100 km zásadně nemění a je následující: dusík 78,1%, kyslík 20,9%, argon 0,9%, atd. Tato neměnnost se netýká oxidu uhličitého (0,03%), ozónu a vodní páry. 1.1.2 Oceán Další části klimatického systému je světový oceán, který zahrnuje všechny oceány a moře na planetě a pokrývá přibližně 70% zemského povrchu. V klimatickém systému zcela zásadní postavení, neboť je tepelným zásobníkem planety, protože voda má velkou tepelnou kapacitu a funguje tak jako prvek stability klimatického systému. Cirkulace vody v oceánu je zároveň jedním z prostředků transportu energie od rovníku k pólům. Mezi atmosférou a oceánem probíhá intenzivní výměna plynů a aerosolových částic, oceán absorbuje plynný oxid uhličitý ze vzduchu a je zároveň zdrojem molekulárního kyslíku, který hraje významnou roli v geochemických procesech u zemského povrchu. Pro klimatický systém je důležité rozložení teploty vody na povrchu oceánu i v jednotlivých vrstvách. Na hladině dochází k částečnému odrazu slunečního záření, teplota povrchu oceánu v tropických oblastech přesahuje i 20 C a klesá směrem k pólům. Těsně pod povrchem oceánu je vrstva, kde dochází k intenzivnímu promíchávání vody v důsledku interakce s proudícím vzduchem. Teplota vody v této vrstvě se s hloubkou téměř nemění. Hustota vody stoupá se zvyšujícím se obsahem soli ve vodách oceánů (salinita) a je dalším faktorem ovlivňujícím cirkulaci hlavně ve větších hloubkách. Povrchová teplota i salinita závisí hlavně na zeměpisné šířce; největší je v subtropických oblastech, protože zde dochází ke zvýšenému výparu. 1.1.3 Pevnina Rozdělení zemského povrchu na pevninu a oceán ovlivňuje globální klima. Plošná rozloha pevného zemského povrchu je v současné době pouze 30% (v průběhu geologické minulosti Země se tento podíl měnil). Na severní polokouli se nachází zhruba 70% pevniny, což je hlavní příčinou rozdílného klimatu na severní a jižní polokouli. Charakter aktivního povrchu ovlivňuje proudění vzduchu i energetickou bilanci nejspodnějších vrstev atmosféry. 1.1.4 Kryosféra Kryosféra je tvořena částí zemského povrchu, kde se voda nachází v pevném skupenství a zahrnuje mořský led, jezerní led, led na tekoucí vodě, sněhovou pokrývku, ledovce, ledové čepičky, ledové příkrovy a také trvale zmrzlou zem (permafrost). Kryosféra obsahuje jen asi 2% vody na Zemi, ale téměř 80% sladké vody se nachází ve zmrzlé formě. V klimatickém systému hraje kryosféra důležitou roli zejména proto, že má vysoké albedo a odráží velké množství dopadajícího slunečního záření. Rozloha povrchu pokrytého sněhovou pokrývkou i plocha ledovců se mění v průběhu roku. Globálně je maximum této rozlohy od prosince do února, rozloha mořského ledu má ale maximum v zimě jižní polokoule, tedy od června do října. 4

1.1.5 Biosféra Biosféra zahrnuje veškeré živé organismy na Zemi, jak na pevninách, tak i v oceánu a v atmosféře. Flóra na zemském povrchu významně ovlivňuje jeho albedo, díky fotosyntéze se podílí na výměně plynů mezi povrchem a atmosférou, ovlivňuje výpar a odtok vody. Organismy v oceánu hrají roli zejména při výměně plynů mezi atmosférou a oceánem. 1.2 Vazby v klimatickém systému Mezi jednotlivými složkami klimatického systému dochází k nepřetržité výměně hmoty a energie. Příkladem provázanosti jsou například globální cykly (hydrologický nebo uhlíkový cyklus). Fyzikální, chemické i biologické procesy probíhající v jedné části klimatického sytému jsou provázané s procesy v ostatních složkách a navzájem se ovlivňují. Současná klimatologie neumí zatím zcela přesně všechny vazby a procesy probíhající v klimatickém systému popsat. Klimatický systém reaguje i na vnější vlivy. Příkladem takového vnějšího působení je změna množství dopadajícího slunečního záření na horní hranici atmosféry (solární konstanta), změna v množství skleníkových plynů obsažených v atmosféře nebo změna typu zemského povrchu (odlesňování, zemědělské využívání, zástavba, apod.). Pokud změna v jedné části klimatického systému způsobená vnějšími vlivy, vyvolá změnu v jiné části systému a tato zpětně působí na první část, hovoříme o zpětné vazbě v klimatickém systému. Pokud je zpětnou vazbou původní působení zesíleno, jedná se o pozitivní zpětnou vazbu, pokud je zeslabováno, tak je zpětná vazba negativní. 2 Příčiny proměnlivosti klimatu Klimatický systém se mění nepřetržitě v závislosti na změnách svých vnitřních procesů a zároveň i v závislosti na změnách externích vlivů, kterými kromě lidských zásahů mohou být sluneční aktivita nebo vulkanické emise skleníkových plynů. 2.1 Přirozená proměnlivost klimatu Přirozenou variabilitou klimatu rozumíme změny způsobené přirozenými vlivy, tzn. bez působení člověka. Jde o změny extraterestrického charakteru (změny sluneční činnosti a změny v parametrech zemské dráhy) a terestrického charakteru (změny parametrů zemského povrchu a parametrů oceánů, včetně změn fyzikálních a chemických vlastností a proudění a sopečná činnost působící změny v obsahu aerosolů v atmosféře). V případě periodických i náhodných změn je zcela zásadní působení zpětných vazeb v systému, které počáteční impuls buš zeslabí nebo naopak dále zesílí. Změny přirozené variability klimatu se projevují v časových měřítcích tisíců až milionů let. 5

2.1.1 Dlouhodobé změny V průběhu času se mění excentricita eliptické dráhy, po které Země obíhá, náklon zemské osy a a její precese. Tyto parametry určují, kolik slunečního záření dopadá na horní hranici atmosféry (velikost solární konstanty) a jak výrazné jsou rozdíly v množství dopadajícího slunečního záření v různých zeměpisných šířkách v průběhu roku. A právě dlouhodobé změny intensity a délky letního a zimního období byly v minulosti důvodem vzniku rozsáhlého zalednění povrchu naší planety v průběhu posledních 2 miliónů let. Výše jmenované parametry zemské dráhy se mění v určitých cyklech (Milankovičovy cykly), jejichž překrývání má za následek periodické změny v množství dopadajícího slunečního záření. Tyto změny dobře korelují s nástupy dob ledových. Kontinentální drift je způsoben pohybem litosférických desek a určuje změny rozložení pevnin a oceánů na Zemi. Před 200 milióny let byly všechny kontinenty spojeny v prakontinent a v průběhu času došlo k jeho rozdělení a postupnému vzniku kontinentů v dnešní podobě. Pohyb kontinentů neustále pokračuje, jeho rychlost je ale velmi malá. Rozložení kontinentů a oceánů úzce ovlivňuje oceánickou i atmosférickou cirkulaci i chemické procesy v atmosféře, uhlíkový cyklus, oběh vody v klimatickém systému a mnohé další faktory ovlivňující klima na Zemi. Intenzita sluneční činnosti určuje množství energie přicházející od Slunce k Zemi, která je zdrojem energie pro klimatický systém a proto její změny mají zásadní vliv na klima. Intenzitu sluneční činnosti určuje počet slunečních skvrn. Pokud jejich počet roste, vzrůstá i intenzita sluneční činnosti a zvyšuje se množství energie přicházející k Zemi. Počet slunečních skvrn kolísá s periodou 11 let (toto kolísání vyvolává změny solární konstanty v řádu 0,1%). Např. ve druhé polovině 17. století bylo množství slunečních skvrn velmi malé (Maunderovo minimum), což mělo zřejmě za následek ochlazení v některých oblastech severní polokoule přibližně o 1 C oproti současnosti (tzv. malá doba ledová). Změny sluneční činnosti a intenzívní sopečná činnost byly pravděpodobně příčinou jistého kolísání klimatu v průběhu posledního tisíciletí. 2.1.2 Krátkodobé změny Na kratších časových škálách (jednotlivé roky až stovky let) se uplatňují vnější (změny sluneční aktivity, vulkanická činnost) i vnitřní vlivy. Jednotlivé složky klimatického systému se neustále mění a navzájem ovlivňují, existují zde nelineární vztahy a zpětné vazby. Tato nelineární povaha klimatického systému má za následek jeho vnitřní variabilitu, kdy změny nastávající bez vnějšího působení. Takové změny se mohou projevovat v různých časových i prostorových měřítkách, od řádu několika měsíců až po desítky let, a prostorově od změn lokálních až po globální. Při sopečném výbuchu dochází k uvolnění velkého množství plynů a pevných částic do atmosféry a významně ovlivňuje radiační bilanci. Rozptyluje dopadající sluneční záření a tím přispívá k ochlazování, ale zároveň absorbuje tepelné vyzařování povrchu a zpětně vyzařuje. Výsledný efekt závisí hlavně na velikosti částic, menší částice ovlivňují více sluneční záření (a mají tedy za následek ochlazování povrchu), u větších částic naopak převažuje jejich tepelné vyzařování. Vzhledem k tomu, že částice 6

sopečného aerosolu nezůstávají v atmosféře déle než 1 2 roky, působení osamocené erupce na globální klima je spíše zanedbatelné, byť v lokálním měřítku může být efekt znatelný. Klimatický jev ENSO (El Niño Southern Oscillation) je pozorován v rovníkovém Pacifiku a v Indonésii. Jedná se o rozsáhlou poruchu mořských proudů a atmosférické cirkulace a skládá se ze dvou jevů, které jsou navzájem propojené (El Niño se projevuje v oceánu, Jižní oscilace v atmosféře). Jev ENSO je výsledkem interakce oceánu a atmosféry, a zároveň projevem vnitřní variability klimatického systému. K jeho výskytu dochází nepravidelně v intervalech přibližně 3 až 7 let, průměrná doba trvání jedné fáze je 1 až 2 roky a jednotlivé fáze ovlivňují počasí nejenom v pacifické oblasti, ale i v dalších oblastech jižní a jihovýchodní Asie, Austrálii, v západní polovině severní a jižní Ameriky a prakticky v celé střední Americe. Do jaké míry ovlivňuje počasí i na ostatních kontinentech je zatím stále nejasné. Výrazné epizody se odehrály v letech 1986 1987, 1991 1992, 1993, 1994, 1997 1998 a 2002. Fáze ENSO totiž ovlivňuje počasí téměř na celém světě. Obdobná dálková spojení jako Jižní oscilace se vyskytují i v jiných oblastech naší planety. Mezi nejznámější a nejvíce prozkoumané jevy patří Severo-Atlantická oscilace (NAO North Atlantic Oscillation). V tomto případě se jedná o spojení Islandské tlakové níže a Azorské tlakové výše, které se projevuje zejména od listopadu do března. Související změny se pozorují i v teplotách povrchu oceánu v obou oblastech. Fáze NAO má prokazatelný vliv na počasí v Evropě a v Severní Americe. 2.1.3 Doby ledové a meziledové Jedním z nejzajímavějších aspektů změn klimatu v minulosti bylo střídání dob ledových a meziledových v průběhu čtvrtohor. První teorie o tom, že Země v minulosti procházela obdobím s rozsáhlým zaledněním, se poprvé objevily v Evropě v 18. století jako vysvětlení existence tzv. bludných balvanů. V průběhu 19. století se objevilo několik teorií vysvětlujících vznik dob ledových, ale uspokojivé vysvětlení, které bylo nakonec přijato jako správné, nalezl až Milankovič v první polovině 20. století. Studium střídání dob ledových představuje užitečný prostředek k ověřování našeho chápání klimatického systému a schopnosti klimatických modelů simulovat reakce systému na změny ve vnějším působení. 2.1.4 Časový vývoj a rozsah zalednění Čtvrtohory (poslední 2 milióny let) se vyznačují poměrně velkým množstvím pevninských ledovců, jejichž rozsah se v průběhu čtvrtohor měnil. Informace o časovém průběhu zalednění získáváme ze sedimentů na dně oceánu, konkrétně z poměru izotopů kyslíku v těchto mořských usazeninách, a z koncentrace skleníkových plynů v bublinkách v ledovcových vrtech. Období teplého klimatu, kdy ledovce ustoupily, nazýváme doby meziledové. Střídání dob ledových a meziledových vykazuje určité periodické znaky, je možné vypozorovat periody o délkách 23 000, 21 000, 96 000 a 480 000 let. Poslední doba ledová začala nastupovat před zhruba 120 000 lety, zalednění pak dosáhlo maximum před asi 20 000 lety, kdy pevninský ledovec pokrýval velkou část Severní Ameriky, Evropy i Asie a tloušťka ledu dosahovala 3 až 4 km. V mírných šířkách severní polokoule v blízkosti velkých ledovců 7

vládly suché a větrné podmínky, hladina oceánu byla asi o 120 m níže než dnes a např. Golfský proud nedosahoval tak daleko na sever. Zhruba před 14 000 lety začal led prudce ustupovat směrem k pólům a došlo k obnovení termohalinní cirkulace. Ale před asi 12 000 lety došlo v oblasti Severního Atlantiku (Evropa, Severní Amerika, Grónsko) k opětovnému oslabení této cirkulace a k ochlazení klimatu. Vědci se domnívají, že to bylo způsobeno náhlým přílivem odtávající sladké vody ze severní Ameriky do Atlantiku, což mělo za následek snížení salinity mořské vody, oslabení cirkulace a tím i ochlazení ve vyšších zeměpisných šířkách v této oblasti. Podobná oscilace, tedy náhlé ochlazení klimatu se vyskytla ještě jednou před 8 000 lety. Od té doby pokračovalo oteplování klimatu až k podmínkám doby meziledové. Posledních asi 10 000 let je označováno jako holocén. I přes krátká období mírného ochlazení se holocén vyznačuje poměrně stabilním teplým klimatem, což mimo jiné umožnilo rozvoj lidské civilizace. 2.1.5 Změny v zalednění Nástupy dob ledových a meziledových jsou zřejmě řízeny změnami v parametrech zemské dráhy kolem Slunce, které ovlivňují množství slunečního záření dopadajícího na horní hranici atmosféry (insolace) v různých zeměpisných šířkách v jednotlivých sezónách. Velký význam mají i koncentrace oxidu uhličitého v atmosféře. Ledovcové vrty v Antarktidě ukazují, že změny koncentrace CO 2 následují změny teploty se zpožděním několika stovek let. V dobách ledových jsou tyto koncentrace nižší, v dobách meziledových naopak vyšší. Vzhledem k tomu, že přechod mezi dobou ledovou a meziledovou trvá několik tisíc let, zpětná vazba spojená s CO 2 zde zřejmě hraje významnou roli. Ze simulací provedených s pomocí klimatických modelů vyplývá, že bez zahrnutí vlivu CO 2 není možné nástup dob ledových vysvětlit. Při narůstání ledovců v důsledku nižší letní insolace se snižuje atmosférická koncentrace CO 2 a dochází k dalšímu ochlazování. Přesné důvody poklesu koncentrace CO 2 nejsou plně vysvětleny, ale pravděpodobně souvisejí se změnami oceánické cirkulace a s ní spojených biochemických procesů. K ústupu ledovců dochází při opětovném zvýšení letní insolace ve vyšších zeměpisných šířkách severní polokoule nad určitou mez. Tání ledovců probíhá rychleji než jejich narůstání, pro které je potřeba několik desítek tisíc let. 2.1.6 Rychlost změn klimatu Pokud se týká rychlosti změn klimatu v průběhu čtvrtohor, z analýzy paleoklimatických dat vyplývá, že v některých obdobích probíhaly velmi rychlé změny. Velmi rychlou změnou se rozumí výrazná změna globálního klimatu v průběhu několika desítek let. Během poslední doby ledové vykazovalo klima poměrně velkou časovou variabilitu a velmi rychlé změny. V průběhu jedné z epizod došlo k náhlému oteplení o 5 až 10 C za několik desítek let, poté následovalo mírné ochlazování, které trvalo několik stovek let. Nakonec došlo k prudkému ochlazení a návratu do původního stavu doby ledové. Důkazy o podobných událostech nalézáme na různých místech na obou polokoulích, ale ukazuje se, že při oteplování na severní polokouli docházelo k ochlazování na jižní a naopak. 8

Během holocénu mělo klima daleko stabilnější charakter než v průběhu poslední doby ledové. Klima se mění nepřetržitě, ale v průběhu posledních několika tisíc let je jeho přirozená změna poměrně malá a pomalá, což umožnilo rozmach lidské civilizace a života na Zemi, jak jej známe dnes. Nabízí se ovšem otázka, zda rychlost změny pozorované v průběhu druhé poloviny 20. století zapadá do tohoto rámce změn klimatu meziledové doby. Existují totiž velmi důvěryhodné důkazy o tom, že rychlost a rozsah změn ve 20. století jsou téměř desetkrát rychlejší než při přechodu od doby ledové, a rozhodně vybočují z rámce přirozených změn v holocénu. 2.2 Změny ve složkách klimatického systému Jakékoli vnější působení na klimatický systém vyvolává reakce v jeho jednotlivých složkách. Rychlost změn vyvolaných vnějším působením se v jednotlivých složkách liší, stejně jako čas potřebný k nastolení nového rovnovážného stavu. Atmosféra reaguje relativně rychle, změny v troposféře se projeví během několika dní, maximálně týdnů, ve stratosféře je to zpravidla otázka několika měsíců. Oceány ovšem mají velkou tepelnou kapacitu, proto trvá několik desítek nebo i stovek let, než je možné pozorovat výraznější odezvu na nějaký vnější podnět. Troposféra je ve velké míře propojena s oceánem, proto i změny ve spodních vrstvách atmosféry jsou díky oceánu tlumeny. V důsledku propojení jednotlivých složek klimatického systému mohou mít odezvy na vnější podněty různý časový i prostorový rozměr. Pro pochopení, jak se stav klimatického systému mění, je nutné vědět, jakým způsobem se mění jeho jednotlivé složky. 2.2.1 Změny ve složení atmosféry Atmosféra je složena z plynných složek a aerosolů. O vývoji koncentrací jednotlivých složek v průběhu posledních 650 tisíc let se dozvídáme z analýz vzduchových bublin v ledovcových vrtech. V posledním období je provozována i síť měřících stanic pro sledování koncentrací oxidu uhličitého. Nejstarší observatoř se nachází na havajském vulkánu Mauna Loa, kde jsou koncentrace měřeny již od roku 1958. Údaje z této stanice jsou cenné zejména proto, že zde prakticky neexistuje možnost ovlivnění naměřených hodnot emisemi oxidu uhličitého z blízkých zdrojů. 2.2.2 Skleníkové plyny Mnohé z atmosférických plynů se podílejí na skleníkovém efektu, tyto plyny nazýváme skleníkové plyny. Nejvýznamnějším skleníkovým plynem v atmosféře je vodní pára. Její globální podíl na změnách radiační bilance se odhaduje v rozmezí 60 80%, ale přímý vliv lidské činnosti na její koncentrace je velmi malý. Rozhodujícím faktorem pro obsah vodní páry v atmosféře je teplota vzduchu, při které dochází k vyrovnání mezi výparem vody z vodní hladiny a množstvím vypadávajících srážek. Pokud ale teplota vzduchu vlivem působení člověka roste, projeví se to i na růstu obsahu vodní páry v atmosféře. Z dalších atmosférických plynů se jedná zejména o oxid uhličitý, metan, oxid dusný, ozón a částečně a zcela halogenované fluorovodíky (freony). Ke změnám koncentrací skleníkových plynů dochází jak 9

přirozenou cestou, tak v důsledku lidské činnosti. Do přízemních vrstev atmosféry se skleníkové plyny dostávají třemi způsoby: emisemi ze zemského povrchu i oceánu přirozenými nebo umělými pochody, transportem z vyšších vrstev atmosféry a chemickými přeměnami. Zároveň dochází k odstraňování těchto plynů z atmosféry transportem do vyšších vrstev atmosféry, ukládáním na zemský povrch nebo do oceánu a opět chemickou přeměnou. Průměrná doba, která uplyne mezi emisí dané plynné částice a jejím odstraněním z atmosféry se označuje jako střední doba setrvání v atmosféře. Obecně platí, že čím kratší je doba setrvání dané látky, tím je větší časová a prostorová variabilita koncentrací. Plyny s dlouhou dobou setrvání (více než 100 let) se vyskytují v celé troposféře a stratosféře v homogenních objemových koncentracích. Vodní pára jako nejvýznamnější skleníkový plyn působí v atmosféře v průměru kolem 9 dní, oxid uhličitý v rozpětí 50 200 let, metan 9 15 let, oxid dusný kolem 115 let a soubor částečně a zcela halogenovaných fluorovodíků v širokém rozpětí 12 až 10 tisíc let. V současné době lze podíly skleníkových plynů antropogenního původu odhadnout následovně: oxid uhličitý 77%, metan 14%, oxid dusný 8% a halogenované fluorovodíky kolem 1% (mimo vodní páry). Porovnáme-li jejich účinnost na radiační vlastnosti atmosféry, pak metan má účinnost 21x vyšší než oxid uhličitý, oxid dusný 310x vyšší a halogenované fluorovodíky 100 10 000x vyšší. Mezi přírodní zdroje skleníkových plynů patří dýchání živých organismů, hnilobné procesy, vulkanická činnost a výměna plynů mezi oceánem a atmosférou. V historii Země byla období, kdy koncentrace skleníkových plynů, zejména oxidu uhličitého byly velmi odlišné od dnešních hodnot. V posledních několika tisících letech byly tyto koncentrace poměrně stabilní. Až po nástupu průmyslové revoluce dochází k jejich rychlému nárůstu, další skleníkové plyny mimo vodní páru, oxid uhličitý, metan a oxid dusný, se před několika desítkami let v atmosféře prakticky vůbec nevyskytovaly. Koncentrace oxidu uhličitého vzrostly od začátku průmyslové revoluce o téměř 40%, z tehdejších 250 až 280 ppm na dnešních 395 ppm. Hlavními antropogenními zdroji oxidu uhličitého jsou spalování fosilních paliv a výroba cementu. Dalšími zdroji emisí jsou odlesňování a spalování biomasy. Koncentrace metanu v atmosféře se v průběhu posledních 650 tisíc let měnila v rozmezí od 400 do 700 ppb. Dnešní koncentrace 1780 ppb jsou tedy daleko vyšší. Koncentrace atmosférického metanu též stoupá v důsledku lidské činnosti (zemědělství, výroba energie a spalování biomasy). Koncentrace oxidu dusného se od roku 1750 zvýšila z 270 ppb na současných 320 ppb. Antropogenním zdrojem oxidů dusíku je zejména používání zemědělských hnojiv, intenzivní zemědělská činnost a spalování fosilních paliv. Přírodní zdroje halogenovaných uhlovodíků jsou velmi malé, většina těchto plynů dnes přítomných v atmosféře pochází z lidské činnosti a doba jejich setrvání v atmosféře je velmi dlouhá. Tyto plyny se v minulosti hojně používaly v chladírenství a jiných průmyslových odvětvích. Poté, co byl zjištěn jejich destruktivní vliv na stratosférický ozón, byla jejich produkce omezena. Ozón se přirozeně vyskytuje zejména ve stratosféře, kde funguje jako ochrana před ultrafialovým slunečním zářením i jako skleníkový plyn. 10

2.2.3 Aerosoly Aerosoly ovlivňují přímo radiační bilanci (rozptyl a absorpce slunečního záření) a mají vliv na tvorbu oblačnosti a proto změny jejich obsahu v atmosféře ve velké míře ovlivňují klima na Zemi. Dostávají se do atmosféry jak z přirozených, tak antropogenních zdrojů. Přirozeně se aerosoly do atmosféry dostávají z oceánů (částice mořských solí), z povrchu pevnin (prach, částice půdy), při lesních požárech, pádech meteoritů, vulkanické činnosti, z rostlin (spóry, pylová zrnka), a vznikají také při chemických reakcí různých příměsí atmosféry (tzv. sekundární aerosol). V důsledku lidské činnosti vzrůstá zejména množství aerosolů s obsahem síry, které vznikají chemickou reakcí SO 2 a radikálů OH a proto jejich největším je spalování fosilních paliv. 2.2.4 Změny v oceánech Teplota povrchových vrstev oceánu (do 700 m pod hladinou) v posledních desetiletích prokazatelně stoupá, mezi lety 1961 a 2003 stoupla o 0,1 C. Tempo nárůstu ale vykazuje časovou variabilitu, nicméně od poloviny devadesátých let minulého století je nárůst výraznější. Salinita oceánu v období 1955 1998 ve vysokých zeměpisných šířkách (v blízkosti pólů) poklesla a naopak vzrostla v mělkých oblastech tropických a subtropických moří, což je v souladu s pozorovanými změnami atmosférických srážek. Pozorování ale zatím nejsou dostatečná na to, abychom mohli učinit závěry týkající se celosvětového dlouhodobého vývoje salinity oceánu. Pokud se týká oceánické cirkulace, nejsou zatím důkazy o tom, že by docházelo k jejím významným změnám, ale ke značným změnám dochází v biochemických procesech v oceánu. Od počátku průmyslové revoluce roste množství anorganického uhlíku v oceánu, což má za následek, že dochází k rozpouštění uhlíku v menších hloubkách než dříve a zároveň ke zvyšování kyselosti povrchových vrstev vody. Během 20. století se zvedala průměrná výška hladiny oceánu v průměru o 1,7±0.5 mm/rok. Změny hladiny jsou ale velmi lokálně proměnlivé. Změny výšky hladiny jsou přibližně ze tří čtvrtin způsobovány tepelným rozpínáním vody a částečně také táním ledovců. 2.2.5 Změny kryosféry Kryosféra v minulosti prošla velkými změnami. Zejména ve vysokých zeměpisných šířkách severní polokoule snížení zalednění v posledních desetiletích odpovídá pozorovanému růstu globální průměrné teploty vzduchu. K úbytku sněhové pokrývky dochází na severní polokouli ve všech měsících, s výjimkou listopadu a prosince. Pokud se v některých oblastech sněhová pokrývka zvyšuje, pak je to spjato spíše se zvýšením srážek než se snížením teploty vzduchu. Na obou polokoulích dochází k ústupu horských ledovců. Rozsah mořského ledu v Arktidě se podle družicových pozorování od roku 1978 snižuje o 2,7±0,6% za desetiletí; v létě je tento úbytek rychlejší než v zimě. V Antarktidě je pozorována velká meziroční variabilita rozsahu mořského ledu, ale žádný dlouhodobější trend. Za vliv lidské činnosti na kryosféru lze považovat i usazování antropogenního znečištění, zejména sazí, na povrchu sněhu a ledu, což vede ke snížení albeda oproti čistému sněhu či ledu. 11

2.2.6 Změny ve využívání krajiny a změny charakteru zemského povrchu Změny vlastností povrchu jako je např. odlesňování, zemědělská činnost, následky požárů apod., mohou ovlivnit lokální a regionální klima, protože mohou změnit albedo povrchu, teplotu povrchu, energetickou a radiační bilanci, toky vlhkosti a procesy ovlivňující vznik oblačnosti. Velmi důležitý je samozřejmě i vegetační pokryv povrchu. Např. albedo zalesněné oblasti je nižší než albedo zemědělsky obdělávané půdy. V polovině 18. století představovala rozloha zemědělský obhospodařovaných ploch 6 až 7% povrchu pevnin, zatímco v současné době jde o přibližně 28%. Rozloha zalesněných ploch se za stejné období snížila o přibližně 12 milionů km 2, přičemž pouze za období 2000-2005 o jeden milión. Do poloviny 20. století probíhal největší nárůst zemědělsky využívaných ploch a největší úbytek lesních ploch v mírných zeměpisných šířkách, zejména v Evropě a Severní Americe. V posledních 50 letech se ale v těchto oblastech zalesnění naopak mírně zvyšuje, zatímco v tropických oblastech naopak dochází k intenzivnímu odlesňování. Pouze za období 2000 2005 se plocha tropických pralesů, která činí 22% světových lesních ploch, snížila o 3%. 2.2.7 Antropogenní změny koncentrací skleníkových plynů Pro kvantitativní hodnocení působení různých vlivů (antropogenních i přirozených) na klimatický systém se určuje jejich tzv. radiační působení. Jedná se o ovlivnění radiační bilance na horní hranici atmosféry. Tento koncept umožňuje jednoduše porovnávat význam různých faktorů, které mohou působit změny klimatu. Jednotkou radiačního působení je W.m -2. Kladné hodnoty znamenají zvýšení radiační bilance a tedy oteplení systému, záporné naopak značí její snížení a následné ochlazení. Nárůst všech skleníkových plynů od poloviny 18. století měl za následek zvýšení skleníkového efektu, tedy kladné radiační působení. Z toho nejvýznamnější příspěvek pochází od oxidu uhličitého. Zvýšení množství aerosolů mělo za následek změnu radiační bilance jednak přímo tím, že aerosoly ovlivňují krátkovlnné i dlouhovlnné záření, ale i nepřímo přes vliv aerosolů na tvorbu oblačnosti. Radiační působení oblačnosti není ještě dostatečně prozkoumáno, proto i odhad tohoto nepřímého vlivu aerosolů na radiační bilanci je zatížen velkou neurčitostí. Změny vlastností povrchu od začátku průmyslové revoluce, včetně změn albeda zemského povrchu pokrytého sněhem a ledem, měly za následek snížení radiační bilance. Celkově tedy změny radiačního působení v důsledku lidské činnosti od poloviny 18. století měly za následek zvýšení radiační bilance o přibližně 0,5 až 2,5 W.m -2. 3 Současné trendy vývoje klimatu 3.1 Globální trendy Rostoucí trendy průměrné globální teploty a jejich fyzikální důsledky jsou zcela zřejmé a nezpochybnitelné a např. devět z posledních deseti let lze považovat za nejteplejší roky od poloviny 19. století, kdy se v širší míře začala uplatňovat teplotní měření (nejteplejší byl rok 2010, následovaný roky 2005 a 1998). Během posledních sto let se průměrná globální teplota vzduchu teplota zvýšila o 12

0,74 o C, přičemž v posledních třech desetiletích o se zvyšuje s průměrným trendem téměř 0,2 o C/10 let, což je hodnota 2,5krát vyšší než pro stoleté období. Změny teploty mají sice globální charakter, ale prostorově jsou výrazně nehomogenní. Zatímco severní polokoule se v posledním čtvrtstoletí oteplovala o 0,24 o C/10 let, jižní polokoule vykazuje trend pouze poloviční; v oblastech za severním polárním kruhem se teplota zvyšovala o 0,6 o C/10 let, v rovníkových oblastech je tento nárůst pouze čtvrtinový. Hlavními příčinami nerovnoměrných projevů změn jsou rozdílné rozložení pevniny a oceánu a měnící se albedo zemského povrchu. Jelikož oceán pohlcuje více než 80% uvolňovaného antropogenního tepla, teplota jeho horních vrstev až do hloubky kolem 3 km se rychle zvyšuje. Zatímco v posledních 40 letech přispívala tepelná roztažnost vody ke zvýšení hladin světových moří a oceánů ročně o 0,4 mm, v posledním desetiletí se tento nárůst zrychlil až na čtyřnásobek. Pevninské ledovce a sněhová pokrývka vykazují pokračující úbytky, které jsou zdrojem dalšího nárůstu objemů vody v oceánech. Zvyšující se teplota vody omezuje schopnost oceánů pohlcovat z atmosféry uhlík a společně s cirkulačními změnami zásadním způsobem ovlivňuje vlhkostní a srážkové režimy na celé planetě. Významně např. vzrostly srážkové úhrny ve východních částech Severní i Jižní Ameriky, v severní Evropě a severní a centrální Asii a naopak se snížily v oblasti Sahelu, ve Středomoří a v jižních částech Afriky a Asie. V místech zvýšeného oteplování narůstá výpar, zesiluje tvorba oblačnosti a zvyšují se pravděpodobnosti výskytu intenzivních srážek. 3.2 Trendy změn v Evropě Evropské klima se vyznačuje výraznou regionální proměnlivostí, která je dána polohou kontinentu na severní polokouli a působením okolních moří a oceánů, resp. přilehlého asijského kontinentu a Arktidy. Hlavní vliv na evropské klima má atmosférická cirkulace a její časové a prostorové změny. Jelikož v regiónu existuje dostatečně hustá síť dlouhodobě měřících stanic doplněná řadou distančních měření, jsou zde analýzy trendů změn výrazně přesnější než podobné globální analýzy. Nárůst teploty v Evropě probíhá rychleji a během posledního století se průměrná teplota zvýšila o 1,2 o C, z toho během posledních 25 let o 0,45 o C. To jsou hodnoty přibližně o polovinu vyšší, než hodnoty globální změn na celé planetě. Rychlost nárůstu teploty se v Evropě zřetelně zvyšuje. Zatímco průměrný trend nárůstu teploty v posledním století byl přibližně 0,1 o C/ 10 let, v posledních deseti letech se zvýšil již na 0,2 o C, přičemž trendy jsou nad pevninou vyšší než nad mořem. Nejrychleji se teplota zvyšuje na Pyrenejském poloostrově, ve střední a severovýchodní Evropě a v horských oblastech, v zimním období též v severní Evropě. Jako celek se Evropa nejvíce otepluje na jaře a v létě (výrazný podíl častějšího výskytu epizod s extrémně vysokými teplotami) a nejméně v podzimních měsících. Chladné extrémy se v Evropě vyskytují méně často, počet letních dnů se během posledního století zdvojnásobil, počet tropických dní dokonce ztrojnásobil. Osm jednotlivých roků z dvanáctiletého období 1996 2007 patřilo mezi 12 nejteplejší let od roku 1850; nejteplejšími roky byly 1998 a 2005. 13

4 Vývoj klimatu v ČR v období 1961 2010 Teplota vzduchu a srážkové úhrny jsou dvě základní klimatologické charakteristiky, které patří k nejvýznamnějším indikátorům vývoje regionálního klimatu a jeho změn. Vývoj uvedených základních indikátorů na území ČR v posledních padesáti letech byl vyhodnocen zejména na základě analýzy řad tzv. územních teplot a srážkových úhrnů, které představují jejich charakteristické hodnoty, beroucí v úvahu výsledky měření z celé staniční sítě ČR (teplota je redukovaná na střední nadmořskou výšku). Pro odhady proměnlivosti indikátorů a jejich změn byly použity řady denních teplotních, resp. srážkových hodnot z 30 stanic na území ČR z období 1961 2010. Jako doplňkovou informaci uvádíme rovněž výsledky zpracování řady měření průměrných měsíčních a ročních teplot vzduchu a srážkových úhrnů na stanici Praha-Klementinum 1. Tato stanice má k dispozici nejdelší řady pozorování v ČR (v případě teploty od roku 1775, v případě srážek od roku 1805) a jedny z nejdelších řad v Evropě a lze jich s jistým omezením využít i pro rámcový popis dlouhodobého vývoje klimatu na území ČR. 4.1 Teplota Průběh průměrné roční teploty vzduchu v období 1775 2010 ukazuje, že konec 18. století byl provázen nárůstem teploty, který byl v první polovině 19. století vystřídán jejím poklesem; od druhé poloviny 19. století se teplota postupně zvyšovala. V polovině 20. století byl nárůst zpomalen (v kontextu obdobného poklesu zaznamenaného v Evropě i ve světě), ale od počátku osmdesátých let minulého století začala teplota narůstat výrazněji. Např. během posledních 150 let byla v období 1861 1910 průměrná roční teplota 9,1 o C, v období 1911 1960 9,6 o C a v období 1961 2010 10,4 o C, apod. Z pořadí dvaceti nejteplejších roků v celé historii pozorování je zřejmé, že 13 roků ze dvaceti spadá do období po roce 1980 a osm z nich pak již do 21. století. Nejteplejším rokem v celé historii měření teploty na této stanici byl rok 2007 (průměrná roční teplota 12,1 o C), následovaný roky 2000 a 2008, atd. Průběh průměrné roční územní teploty vzduchu v období 1961 2010 ukazuje na výrazné meziroční změny i na celkový trend jejího postupného nárůstu (necelé 0,3 o C/10 let). Průměrná roční územní teplota byla v hodnoceném období 7,6 o C, nejchladnějším byl rok 1996 (6,3 o C), nejteplejším rok 2000 (9,1 o C). V posledních dvou desetiletích (1991 2010) se průměrná roční teplota oproti standardnímu 1 Vzhledem k poloze stanice v centru města a s ohledem na rozvoj urbanizace v průběhu 19. a v první polovině 20. století je tato teplotní řada ovlivněna fenoménem tzv. tepelného ostrova města a jeho časovým vývojem. Přesto však tato řada může přispět k dokumentaci dlouhodobého vývojového trendu na našem území (srážková řada je tímto fenoménem ovlivněna pouze zanedbatelně). Z porovnání naměřených hodnot na stanici Praha-Klementinum s hodnotami na stanicích ležících na okraji města lze rámcově odhadnout, že intenzita tepelného ostrova během roku kolísá v rozpětí ca 2,0 2,4 o C. Zvýrazněn je zejména v letních, potlačen v podzimních měsících; v posledních dvou desetiletích jeví v teplé polovině roku tendenci k zesilování, zatímco v chladné polovině roku jsou změny minimální. 14

období (1961 1990) zvýšila o 0,8 o C. Největší změny byly zaznamenány v letních měsících, nejnižší na podzim; průměrné prosincové teploty v období 1991 2010 dokonce o 0,2 poklesly. V průběhu posledního padesátiletého období se teplota nejvýrazněji zvyšovala v létě, nejpomaleji na podzim. Pro hodnocení stávající extremality teplot a jejího vývoje byla zpracována data ze souboru vybraných stanic na území republiky, které se nacházejí ve srovnatelné nadmořské výšce a mají dostatečně homogenní řadu měření. Pro hodnocení teplotních extrémů byly z vybraných stanic použity počty dní, kdy maximální (TMA) nebo minimální teplota vzduchu (TMI) překročila, resp. nedosáhla stanovenou mezní hodnotu (letní, tropické, mrazové, ledové a arktické dny a tropické noci) a dále byly doplněny o dny, kdy TMA 35 C (někdy nazývané vlny vysokých teplot či heat waves ). Mezi obdobími 1991 2010 a 1961 1990 se průměrný počet letních dnů v roce zvýšil o 12 a tropických dnů o 6, nepatrně se zvýšil i počet dnů s teplotami nad 35 C. Naopak počet mrazových a ledových dnů poklesl o 6, resp. o 2, což je v souladu s rozdíly, zjištěnými v okolních státech středu Evropy. Jedním z parametrů teploty jako klimatologické charakteristiky je i její časová variabilita. Analýza dat naznačuje její zřetelný roční chod vyšší je v chladné polovině roku (maxima v prosinci a lednu), nižší v teplé polovině roku (minima červenec až září) v rozpětí kolem ± 15% průměrné roční variability. V souvislosti se změnami ročních chodů průměrných územních teplot, resp. se změnami extrémních teplot v obdobích 1961 1990 a 1991 2010, dochází k podobným změnám i ve variabilitě. V chladné polovině roku se variabilita průměrných denních teplot zvyšuje s maximy v lednu, v teplé polovině roku naopak snižuje s minimy v srpnu. Prostorová proměnlivost časové variability teploty i jejích změn se během roku na území ČR výrazně nemění. 4.2 Srážky Průběh průměrných ročních srážkových úhrnů v období 1805 2010 dokumentuje výraznou meziroční proměnlivost srážkových úhrnů, přičemž řada jako celek nevykazuje žádné významné časové změny. Např. v roce 2002 byl zaznamenán v pořadí třetí nejvyšší roční úhrn srážek za celou dobu měření, ale již v následujícím roce 2003 byl roční úhrn srážek v pořadí druhý nejnižší. Průběh průměrných ročních úhrnů územních srážek v období 1961-2010 vykazuje (stejně jako u klementinské řady) velmi vysokou meziroční proměnlivost (průměrná směrodatná odchylka 88 mm). Průměrné roční srážkové úhrny se v posledním padesátiletí velmi nevýrazně zvýšily (o méně než 2%/desetiletí). Průměrný roční úhrn srážek na území ČR byl 677 mm, srážkově nejbohatším z hlediska celého území ČR byl rok 2002 (855 mm), srážkově nejchudším rok 2003 (505 mm). Z porovnání ročního chodu srážek v obdobích 1961 1990 a 1991 2010 vyplývá, že průměrný roční srážkový úhrn se v období 1991 2010 zvýšil oproti období 1961 1990 přibližně o 5%. Hlavní rysy ročního chodu srážek zůstaly zachovány maximum srážkových úhrnů připadá na letní období, minimum se vyskytuje v zimě. Dochází však k jisté redistribuci měsíčních srážkových úhrnů během 15

roku. Pokles srážek v období od dubna do června je do značné míry kompensován nárůstem srážkových úhrnů v červenci, resp. v březnu a září. V hodnoceném období se srážkové úhrny nejvýrazněji zvyšovaly zejména v období od července do září, naopak pro období od dubna do června byl charakteristický pokles srážek; v prosinci a lednu, ale také v březnu, srážkové úhrny vykazují nárůst. Z uvedeného je patrné, že k výraznějším změnám srážkového režimu v obou směrech dochází zejména na přelomech mezi létem a podzimem, resp. zimou a jarem. Porovnání průměrných trendů změn srážkových úhrnů mezi obdobími 1991 2010 a 1961 1990 naznačuje, že v posledních dvou dekádách se objevuje náznak změn v ročním rozložení srážek k rychlejším změnám průměrných srážkových úhrnů dochází ve druhé polovině jara a v létě, naopak na podzim jsou změny minimální. Pro dubnové srážkové úhrny je z hlediska trendů charakteristický jejich další pokles, což i výhledově může zvyšovat míru rizika výskytu jarního sucha. Obecně je teplé období roku k větším změnám srážkového režimu zřetelněji náchylnější než období chladné. V zimním období v našich zeměpisných šířkách často vypadávají srážky ve formě sněhu. Charakteristiky popisující sněhovou pokrývku úzce souvisí s teplotními charakteristikami a pokles počtu dní s teplotami pod bodem mrazu se odráží i v poklesu počtu dní se sněhovou pokrývkou. Počet dní se sněhovou pokrývkou 1 cm a více je meziročně značně proměnlivý jak v nižších, tak i vyšších polohách, nicméně v posledním padesátiletí jejich počet klesá. Počty dní se srážkovými úhrny nad určitou hranicí jsou jednou z charakteristik, dokreslujících srážkový režim sledovaného území. Srážkové dny s úhrny srážek 5 mm, resp. 10 mm a více se vyskytují v ČR v průběhu celého roku a jejich průměrné měsíční počty odpovídají ročnímu chodu srážek nejčetnější výskyty jsou zaznamenány v létě, nejnižší v zimě. Dny se srážkovými úhrny 20 mm a více se převážně vyskytují v teplé polovině roku a jejich výskyt v chladném období je ojedinělý. Srážkové dny s úhrnem alespoň 50 mm se vyskytují na našem území pouze ojediněle v teplé polovině roku. Z porovnání průměrných počtů dnů s nadlimitními denními srážkovými úhrny v obdobích 1961 1990 a 1991 2010 na vybraných stanicích nevyplývají pro jednotlivé stanice žádné statisticky významné rozdíly. Hlavní příčinou této skutečnosti je velmi vysoká časová i prostorová proměnlivost srážkového režimu, která se v zejména posledních dvou desetiletích (a zvláště v letních a zimních měsících) spíše zvyšuje. Přestože ve změnách počtu srážkových dnů s limitními úhrny nebyly vysledovány žádné statisticky významné rozdíly, pokusili jsme se (podobně jako u teploty) vysledovat vývoj míry variability průměrných denních srážek v období 1961 2010. Časová variabilita průměrných denních srážek vykazuje ještě výraznější roční chod než v případě teploty vyšší je v teplé polovině roku (maxima v červnu až srpnu) a nižší v chladné polovině roku (minima prosinec až únor) v rozpětí kolem ± 50% průměrné roční variability. Prostorová proměnlivost časové variability srážek i jejích změn je na území ČR v porovnání s teplotou výrazně vyšší (až trojnásobná; největší od června do srpna, nejnižší v únoru a březnu). 16

4.3 Shrnutí poznatků o vývoji základních klimatických indikátorů Na základě analýzy padesátileté řady hodnot územních teplot a srážek a s podporou řad měření teploty (od roku 1775) a srážek (od roku 1805) na stanici Praha-Klementinum, lze formulovat následující rámcové závěry o vývoji dvou základních indikátorů vývoje regionálního klimatu a jeho změn. 4.3.1 Teplota průměrná roční teplota vykazuje dlouhodobě vzestupný trend, který se v posledních několika desetiletích zvyšuje; z dvaceti nejteplejších roků v celé historii pozorování na stanici Praha-Klementinum spadá 13 roků do období po roce 1980 a osm z nich do období po roce 2000; přestože je tato stanice do jisté míry ovlivněna fenoménem tepelného ostrova města, lze zjištěné poznatky brát jako kvalitativní (ale nikoliv kvantitativní) důkaz vzestupného trendu teploty na našem území; průměrné roční územní teploty podléhaly v posledním padesátiletí výrazným meziročním změnám, nicméně vykazují trend postupného nárůstu (necelé 0,3 o C/10 let); výrazněji se teplota zvyšuje v létě (0,4 o C/10 let), pomaleji na podzim (méně než 0,1 o C/10 let); v posledních dvou desetiletích se průměrná roční teplota oproti standardnímu období (1961 1990) zvýšila o 0,8 o C, větší změny byly zaznamenány v letních měsících, menší na podzim; v letních měsících se teplota zvyšuje nepatrně rychleji na území Moravy, v zimě a na jaře na území Čech, nicméně rozdíly jsou minimální; v souladu s postupným nárůstem teplot a se zvyšující se teplotní extremalitou v posledních dvou desetiletích, se zvyšuje průměrný počtů dní s vysokými teplotami (letní a tropické dny, tropické noci a dny s TMA 35 C) a snižuje průměrný počet dní s nízkými teplotami (mrazové, ledové a arktické dny); rozdíly mezi Čechami a Moravou nejsou výrazné; časová variabilita průměrných denních teplot vykazuje zřetelný roční chod (vyšší v zimě a nižší v létě) a zvyšuje se v chladné polovině, resp. snižuje v teplé polovině roku; rozdíly ve změnách na územích Čech a Moravy nejsou výrazné; prostorová proměnlivost časové variability průměrných denních teplot i jejích změn se během roku výrazně nemění. 4.3.2 Srážky průměrné roční srážkové úhrny vykazují velmi výraznou meziroční proměnlivost (např. v celé historii pozorování na stanici Praha-Klementinum byl v roce 2002 zaznamenán v pořadí třetí nejvyšší roční úhrn srážek, zatímco v roce 2003 druhý nejnižší), ale je velmi nepatrný trend časové změny; podobný vývoj vykazují v posledních 50 letech i průměrné roční úhrny územních srážek; v posledních dvou desetiletích se průměrný roční srážkový úhrn oproti standardnímu období (1961 1990) zvýšil přibližně o 5%; hlavní rysy ročního chodu srážek zůstávají zachovány (maximum v létě, minimum v zimě), dochází však k redistribuci měsíčních srážkových úhrnů během roku (pokles od dubna do června, nárůst od července do září); rozdíly mezi Čechami a Moravou nejsou výrazné; teplé období roku je k výraznějším změnám srážkového režimu zřetelněji náchylnější než období chladné a k výraznějším změnám v obou směrech dochází zejména na přelomech mezi 17

létem a podzimem, resp. zimou a jarem; území Moravy obecně vykazuje větší sklon k změnám ve prospěch vyšších srážkových úhrnů než území Čech; počet dní se sněhovou pokrývkou 1 cm a více je meziročně značně proměnlivý jak v nižších, tak i vyšších polohách, nicméně v posledním padesátiletí jejich počet zejména v souvislosti s nárůstem průměrné teploty klesá; časová variabilita průměrných denních srážkových úhrnů vykazuje ještě výraznější roční chod než variabilita průměrných denních teplot (vyšší v létě, nižší v zimě); obecně je vyšší na území Moravy; v posledních dvou desetiletích se časová variabilita průměrných denních srážkových úhrnů v teplé polovině roku zvyšuje, v chladné polovině roku snižuje; režim změn je výrazně zřetelnější na území Čech, zatímco na území Moravy jsou změny vyrovnanější; prostorová proměnlivost časové variability srážek je v porovnání s teplotou výrazně vyšší, což je hlavní příčinou statisticky nevýznamných rozdílů ve výskytech průměrných počtů dnů s nadlimitními denními srážkovými úhrny na jednotlivých stanicích; významnější rozdíly v prostorové proměnlivosti mezi územím Čech a Moravy nelze vysledovat. 5 Modely klimatu 5.1 Principy modelováni klimatu Klimatický systém Země je fyzikálním systémem, neboť jeho vlastnosti a chování jsou určovány především fyzikálními zákony. Základem naprosté většiny fyzikálních oborů je experiment jako jeden z hlavních zdrojů informací o povaze a chování systému a o zákonech a zákonitostech, které v systému platí. V tomto ohledu má ale klimatologie ve srovnání s ostatními fyzikálními disciplínami velkou nevýhodu; provádět v klimatickém systému experimenty za předem definovaných podmínek je prakticky nemožné. Klimatologům proto nezbývá, než aby získávali maximum informací z toho jediného experimentu, který lze studovat a tím je skutečný vývoj klimatického systému v minulosti i v současnosti. To, že v klimatickém systému nelze provádět experimenty, ale neznamená, že jsou klimatologové zcela bez informací o tom, co by se mohlo stát, kdyby se například změnily podmínky, ve kterých se klimatický systém vyvíjí. Využívají k tomu právě fyzikální podstaty klimatického systému, kterou lze popsat základními fyzikálními rovnicemi (např. Newtonovy zákony, rovnice hydrostatické rovnováhy (stavová rovnice plynu, první termodynamický zákon, zákony zachování hmoty a energie, termodynamické zákony, aj.). Všechny tyto fyzikální zákony tvoří dohromady velmi složitý komplex vztahů, které určují chování atmosféry a z dlouhodobého hlediska i vývoj a vlastnosti klimatu a tvoří základ tzv. klimatických modelů. Stejně jako žádný jiný model, ani klimatický model není přesnou kopií reality a nepopisuje skutečnost zcela přesně. Jde pouze o zjednodušený popis, který nikdy nemůže být zcela přesný, přesto by ale měl odpovídat realitě alespoň v popisu základních vlastností celého systému. 18

Historie modelování klimatu je poměrně dlouhá. Její základy položili už v 19. století fyzici jako Tyndall, Fourier nebo Arrhenius. Postupem doby ale klimatické modely prošly výrazným vývojem. Kromě zpřesňování dynamických a termodynamických výpočtů byl postupně do modelů přidán i plně dynamický oceán, submodely kryosféry, biosféry a hydrosféry, ale také popis transportu tepla, hybnosti a vlhkosti a vztahy mezi nimi. Je ale zřejmé, že výpočetní náročnost takových modelů je extrémní a tyto modely lze rozumně počítat jen na nejvyspělejší existující výpočetní technice. Praktické schopnosti modelovat klimatický systém nejsou ani tak omezovány našimi znalostmi nebo neznalostmi o probíhajících procesech, ale především schopností výpočetní techniky provést požadované výpočty pro co největší oblast v rozumném čase. Problémem je také, že klimatický systém se vyvíjí spojitě v prostoru i čase. Klimatické modely ale nejsou schopny řešit uvedený komplex vztahů pro každé jednotlivé místo a každý jednotlivý časový okamžik. Výpočty modelů jsou prováděny pouze pro konkrétní předem dané body v tzv. gridové síti bodů (které mohou být od sebe horizontálně vzdáleny desítky až stovky kilometrů), v konkrétních hladinách nad zemským povrchem (většinou několik desítek hladin mezi zemským povrchem a horní hranicí atmosféry) a po konkrétních časových krocích (většinou od sebe vzdálených minuty až desítky minut). Výhodou tohoto přístupu je, že v takto definované síti bodů lze příslušné vztahy pro daný časový krok reálně spočítat. Nevýhodou ale je, že přístup vnáší do výpočtů další nepřesnosti a zdroj nejistoty. Jedním z parametrů, které výrazně ovlivňují lokální klima topografie. U modelu, který má horizontální vzdálenost mezi gridovými body kolem 300 km, leží například na území ČR zpravidla jeden až dva body. Je zcela zřejmé, že pomocí nadmořských výšek v pouhých dvou lokalitách nelze dobře popsat topografii našeho území a tím také vlivy orografie na klimatické podmínky. Model s takto hrubým rozlišením například nedokáže rozeznat prakticky žádné horské oblasti (ani Krkonoše, Krušné hory nebo Šumavu) a ve středoevropské oblasti rozeznává pouze silně shlazené Alpy. Nad oceány, které tvoří zhruba 70% zemského povrchu, tento problém však odpadá a proto je prostorové rozlišení v několika málo stovkách kilometrů nad oceány zpravidla dostačující. V praxi se tento problém řeší aplikacemi tzv. regionálních modelů klimatu, které nepočítají charakteristiky globálně, ale jen na určité, předem dané oblasti. A protože je výpočetní oblast výrazně menší, než je tomu u globálních modelů, může takový regionální model pracovat i s výrazně hustší sítí gridových bodů (typické vzdálenosti gridových bodů v dnešních regionálních modelech jsou kolem 20 až 30 km) a s menším časovým krokem. Mohou tak být daleko lépe postihnuty jevy menších měřítek, včetně topografie dané oblasti. Regionální klimatické modely se proto používají zejména pro modelování klimatu nad pevninou. V ČR je v současné době provozován regionální klimatický model ALADIN-CLIMATE/CZ. Je odvozen od meteorologického předpovědního modelu ALADIN a ve srovnání s dalšími evropskými regionálními klimatickými modely je hodnocen jako velmi kvalitní. A podobně jako je meteorologický ALADIN navázán na krajové podmínky globálního meteorologického modelu ARPEGE, model ALADIN- 19

CLIMATE/CZ je navázán na globální klimatický model ARPEGE-CLIMAT. Jak ARPEGE, tak i ARPEGE- CLIMAT jsou počítány v Meteo-France v Toulouse (Francie) a pro naše výpočty přebíráme od Meteo- France potřebné krajové podmínky. Pro každý model klimatu je třeba před jeho praktickým použitím ověřit, s jakou chybou pracuje, jak dobře dokáže modelovat statistické charakteristiky reálného klimatického systému. Tomuto procesu říkáme validace modelu. V případě modelu ALADIN-CLIMATE/CZ je validace prováděna na naměřených historických datech, konkrétně na datech ze standardního období Světové meteorologické organizace 1961 1900. Modely klimatu jsou v permanentním vývoji. Zlepšují se nejen modely samotné, ale především výpočetní technika, na které jsou počítány. Modely tak stále lépe a přesněji popisují fyzikální realitu klimatického systému a jeho chování. 5.2 Emisní scénáře jako východisko pro modelování Úvodem této části je třeba ujasnit některé věci, které jsou veřejností, bohužel, stále špatně chápány. Především je třeba zdůraznit, že informace klimatologů o budoucím stavu klimatického systému nejsou předpovědí v obvyklém slova smyslu. Klimatologové netvrdí, jak bude vypadat klima na Zemi např. na konci 21. století a ani to tvrdit nemohou. Skutečný vývoj klimatu totiž může ovlivnit celá řada faktorů, které jsou v současné době zcela nepředpověditelné. Mezi ně můžeme počítat zejména ekonomický, politický a demografický vývoj lidstva. Jedním ze základních mezinárodně jednotných a uznávaných předpokladů jsou tzv. emisní scénáře SRES, které byly zveřejněny v roce 2000 a v současné době probíhá jejich aktualizace. Jde o odhady budoucího vývoje emisí skleníkových plynů, platný za předpokladu určitého ekonomického, energetického, demografického, technologického, ale i politického vývoje světa. A1 A2 B1 B2 A1FI A1T A1B rychlý růst ekonomiky a vývoj nových technologií intenzivní využívání fosilních paliv bez fosilních paliv vyvážené využívání všech zdrojů energie heterogenní svět, silný populační nárůst, přetrvávající regionální ekonomické rozdíly postupující globalizace, rychlý rozvoj informačních technologií, služeb, zavádění nových technologií důraz na udržitelný rozvoj, podpora regionálních ekonomik, různorodost technologických změn Směr, kterým se naše civilizace v současnosti vyvíjí, asi nejvíce odpovídá scénáři A1. Proto byly v rámci tohoto scénáře zpracovány ještě 3 podscénáře, které rozlišují různé přístupy zejména k výrobě energie. Scénář A1FI je výrazně zaměřen na pokračující spalování fosilních paliv, scénář A1T je naopak zaměřen na výrazný technologický rozvoj a rychlý přechod na nefosilní zdroje energie. 20