Klimatické změny a jejich dopady na život...

__________________________________________________________________________________ 1

Tento projekt je spolufinancován evropským sociálním fondem a státním rozpočtem České republiky

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

__________________________________________________________________________________ 2


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

__________________________________________________________________________________ 3


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.

__________________________________________________________________________________ 4


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.

__________________________________________________________________________________ 5


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.

__________________________________________________________________________________ 6


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

__________________________________________________________________________________ 7


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

__________________________________________________________________________________ 8


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 CO2 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 CO2 zde zřejmě hraje významnou roli.

Ze simulací provedených s pomocí klimatických modelů vyplývá, že bez zahrnutí vlivu CO2 není možné nástup dob ledových vysvětlit. Při narůstání ledovců v důsledku nižší letní insolace se snižuje atmosférická koncentrace CO2 a dochází k dalšímu ochlazování. Přesné důvody poklesu koncentrace CO2 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.

__________________________________________________________________________________ 9


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

__________________________________________________________________________________ 10


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.

__________________________________________________________________________________ 11


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 SO2 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.

__________________________________________________________________________________ 12


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 km2, 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

__________________________________________________________________________________ 13


0,74 oC, přičemž v posledních třech desetiletích o se zvyšuje s průměrným trendem téměř 0,2 oC/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 oC/10 let, jižní polokoule vykazuje trend pouze poloviční; v oblastech za severním polárním kruhem se teplota zvyšovala o 0,6 oC/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 oC, z toho během posledních 25 let o 0,45 oC. 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 oC/ 10 let, v posledních deseti letech se zvýšil již na 0,2 oC, 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.

__________________________________________________________________________________ 14


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-Klementinum1. 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 oC, v období 1911–1960 9,6 oC a v období 1961–2010 10,4 oC, 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 oC), 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 oC/10 let). Průměrná roční územní teplota byla v hodnoceném období 7,6 oC, nejchladnějším byl rok 1996 (6,3 oC), nejteplejším rok 2000 (9,1 oC). 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 oC. 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.

__________________________________________________________________________________ 15


období (1961–1990) zvýšila o 0,8 oC. 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

__________________________________________________________________________________ 16


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).

__________________________________________________________________________________ 17


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 oC/10 let); výrazněji se teplota zvyšuje v létě (0,4 oC/10 let), pomaleji na podzim (méně než 0,1 oC/10 let);

v posledních dvou desetiletích se průměrná roční teplota oproti standardnímu období (1961–1990) zvýšila o 0,8 oC, 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

__________________________________________________________________________________ 18


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.

__________________________________________________________________________________ 19


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-

__________________________________________________________________________________ 20


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 rychlý růst ekonomiky a vývoj nových technologií A1FI intenzivní využívání fosilních paliv A1T bez fosilních paliv A1B vyvážené využívání všech zdrojů energie A2 heterogenní svět, silný populační nárůst, přetrvávající regionální ekonomické rozdíly B1 postupující globalizace, rychlý rozvoj informačních technologií, služeb, zavádění nových

technologií B2 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.

__________________________________________________________________________________ 21


Poslední scénář – A1B představuje vyvážený vývoj s využitím jak fosilních, tak i nefosilních zdrojů energie.

Těchto šest emisních scénářů reprezentuje šest možných způsobů vývoje emisí skleníkových plynů a tím i šest možných způsobů vývoje jejich koncentrací v atmosféře. Podle očekávání vykazují nejnižší nárůst koncentrací skleníkových plynů scénáře B1 a B2, tedy scénáře, předpokládající velký důraz na ochranu životního prostředí. Podobný vývoj koncentrací ale můžeme vidět i pro scénář A1T, tedy pro globalizovaný a ekonomicky zaměřený svět, který ovšem klade důraz na nové a hlavně nefosilní technologie. Na druhém konci scénářů jsou scénáře A1FI a A2, které předpokládají i pro 21. století nadále se zrychlující růst koncentrací CO2. Dnes je ovšem prakticky nemožné odhadnout, který z uvedených scénářů bude nejblíže realitě.

Předpokládaný vývoj koncentrací skleníkových plynů podle vybraného SRES scénáře lze pak zadat do klimatického modelu, model na základě toho odhadne předpokládané budoucí změny klimatu. Je tedy jasné, že výstupy klimatických modelů nemají charakter předpovědi, ale zase jen jakéhosi scénáře. Neodpovídají totiž na otázku „Jak se do budoucnosti změní klima?“ ale „Jak by se asi změnilo klima, kdyby se koncentrace skleníkových plynů měnily podle vybraného SRES scénáře?“.

6 Výhled globálního klimatu do konce 21. století

6.1 Odhady teplotních změn V následující tabulce jsou uvedeny hodnoty předpokládané změny globální průměrné teploty pro období 2090–2099 (oproti období 1980–1999) podle šest scénářů SRES. Každý scénář byl navíc propočítán pomocí řady různých klimatických modelů, proto odhady neobsahují jen jednu hodnotu, ale i horní a dolní odhad. Dolní odhad představuje přibližně patnáctiprocentní kvantil a horní odhad přibližně pětaosmdesátiprocentní kvantil předpokládaného statistického rozdělení.

scénář SRES střední odhad dolní odhad horní odhad A1FI +4,0 +2,4 +6,4 A1B +2,8 +1,7 +4,4 A1T +2,4 +1,4 +3,8 A2 +3,4 +2,0 +5,4 B1 +1,8 +1,1 +2,9 B2 +2,4 +1,4 +3,8

Vzájemné rozdíly mezi modelovými výstupy pro různé scénáře SRES a pro závěr 21. století jsou poměrně velké. Ukazuje to, že vývoj teplot ve druhé polovině 21. století pravděpodobně bude poměrně silně závislý na tom, jak se budou vyvíjet emise (a následně i koncentrace) skleníkových plynů. Oproti tomu pro první polovinu 21. století jsou rozdíly mezi scénáři vývoje teplot podstatně menší. Porovnáme-li např. jeden z vyšších scénářů (A2) se středním (A1B) a nízkým (B1), zjistíme, že

__________________________________________________________________________________ 22


k roku cca 2020 se vzájemně rozdíly mezi nimi pohybují jen v setinách °C, kolem roku 2050 je to však již kolem 0,5°C a ke konci století už kolem 1,5°C.

6.2 Důsledky teplotních změn Předpokládané změny teploty ale nejsou rovnoměrně rozloženy po zemském povrchu. V některých oblastech lze čekat oteplení výraznější než je globální průměr, jinde zase slabší. Především zvýšení teploty vzduchu nad oceánem bude menší než nad pevninou, neboť:

z povrchu oceánu se odpařuje více vody než z pevného zemského povrchu. Více energie se tedy přemění na tzv. latentní teplo výparu (souvisí s množstvím vypařené vody).

voda má výrazně větší tepelnou kapacitu než pevný povrch (při dodání stejného množství tepla se pevný zemský povrch ohřeje více než povrch oceánu).

v oceánu existuje vertikální promíchávání vody (což znamená, že větší množství energie se může dostávat do hlubších vrstev oceánu), zatímco na pevném povrchu existuje pouze málo efektivní přenos tepla vedením.

Důsledkem pak může být to, že na jižní polokouli budou teploty vzduchu stoupat pomaleji než na polokouli severní. Na jižní polokouli totiž oceán pokrývá výrazně větší část zemského povrchu, než na severní.

V polárních oblastech lze očekávat výraznější oteplení než v oblastech rovníkových, protože teplý vzduch v rovníkových oblastech obsahuje hodně vodní páry. A protože vodní pára je silný skleníkový plyn, pohlcuje tam už dnes velkou část infračerveného záření. Zvýšení koncentrace dalších skleníkových plynů tedy už nemůže výrazněji zesílit skleníkový efekt v těchto oblastech. V polárních oblastech je ale situace jiná. Studený vzduch obsahuje málo vodní páry, skleníkový efekt, způsobený samotnou vodní parou je tam tedy výrazně slabší a dodatečně přidané skleníkové plyny zde pak mohou výrazně zvýšit skleníkový efekt.

Předpokládané změny klimatu se však netýkají jen teploty vzduchu, ale i dalších prvků. Mělo by například dojít ke zvýšení srážkových úhrnů ve vysokých zeměpisných šířkách obou polokoulí a naopak k jejich poklesu v subtropických oblastech.

Klimatické modely však indikují i další změny v chování klimatického systému. Společně s nárůstem teplot by měla narůstat i četnost, intenzita a délka tzv. horkých vln a naopak měla by klesnout četnost, intenzita a délka tzv. studených vln. Minimální teploty vzduchu by měly stoupat rychleji než teploty maximální, což by vedlo ke snížení amplitudy teploty. Předpokládá se i růst intenzity srážek a rostoucí podíl intenzivních (konvektivních) srážek na celkovém srážkovém úhrnu. To může mít v řadě oblastí za následek rostoucí riziko povodní z přívalových srážek.

Sněhová a ledová pokrývka bude většinou klesat. V mírných a vyšších šířkách bude i v zimě narůstat podíl kapalných (dešťových) srážek a bude klesat podíl srážek sněhových. Bude také narůstat procento ledovců, kde ztráty ledu při letním tání budou vyšší než akumulace ledu ze zimních srážek a

__________________________________________________________________________________ 23


takové ledovce budou vykazovat poklesy objemu ledu. Lze ale předpokládat, že toto se nebude týkat ledovců v oblastech, kde i po oteplení budou teploty celoročně zůstávat hluboko pod bodem mrazu, tedy ledovců v nejvyšších horských oblastech a ledovců ve vnitrozemí Antarktidy. Ohroženy naopak budou ledovce v nižších nadmořských výškách a zejména ledovce, které jsou v kontaktu s vodou v oceánu.

Změny však nastanou i v oblastech oceánů a jednou z nejvýraznějších změn je nárůst jejich hladin. Podle „nízkých“ SRES scénářů (B1, B2) lze očekávat nárůst střední hladiny oceánu do konce 21. století o 20–40 cm, podle „vysokých“ scénářů (A2, A1FI) o 25–60 cm. Odtávání arktického ledu se ovšem na nárůstu hladin neprojeví – led plave na hladině oceánu a podle Archimedova zákona jeho odtávání nemůže mít na výšku hladiny oceánu vliv. Předpokládaný nárůst hladin oceánů tak bude z cca 25–30% způsoben vodou z tajících pevninských ledovců, ale převážná část (70–75%) bude důsledkem tepelné expanze vody.

Při růstu koncentrací CO2 v atmosféře roste i množství tohoto plynu, absorbovaného mořskou vodou, což vede k postupnému „okyselování“ mořské vody. Do konce 21. století tak lze předpokládat snížení průměrného pH vody v oceánu o cca 0,15 až 0,35 jednotek. Nezdá se to mnoho, ale řada mořských organismů je právě na kyselost vody velmi citlivá a pro ně může i takováto změna znamenat vážný problém. Navíc i řada chemických procesů v oceánu je sině závislá na kyselosti vody.

Klimatický systém země je velmi složitý a jednotlivé jeho části jsou vzájemně propojeny řadou vazeb. Proto se každá změna, každý zásah třeba jen do jediné jeho části nakonec projeví prakticky v celém klimatickém systému.

7 Výhled klimatu v Evropě do konce 21. století

7.1 Změny klimatických charakteristik Trend nárůstu průměrné teploty v Evropě se bude dále zrychlovat a bude pravděpodobně vyšší než na kterémkoliv jiném kontinentu. Do konce třetího desetiletí tohoto století lze očekávat zvýšení teploty o více než 0,2 oC/10 let, přičemž nebude příliš záviset na výběru scénáře SRES – odchylky mezi jednotlivými scénáři budou v mezích jejich přesnosti. Do konce tohoto století lze předpokládat zvýšení teploty v rozpětí 1,0–5,5 oC v porovnání s obdobím 1961–1990. Rychleji bude teplota narůstat ve východní Evropě a Skandinávii, v zimním období dále rovněž v arktických oblastech a v letním období i v jihozápadní Evropě a ve Středomoří.

I nadále je třeba počítat se stále vyšší pravděpodobností výskytu, intenzity i délky trvání episodických vln extrémně vysokých teplot, zatímco proměnlivost zimních teplot, resp. počty ledových a mrazových dnů budou postupně klesat. Vlnami vysokých teplot bude nejvíce postižen Pyrenejský poloostrov,

__________________________________________________________________________________ 24


střední Evropa včetně alpského masivu, východní pobřeží Jadranu a jižní část Řecka; pokles zimních teplot se nejvíce projeví v severní Evropě.

Pro srážkový režim je rozhodující přesun vlhkých vzduchových hmot z Atlantiku a Středomoří. Kombinace změn srážkového režimu a nárůstu teploty povede k častějšímu výskytu extrémních hydrologických situací, jako jsou povodně či sucha. Změny srážkového režimu budou provázeny výraznými regionálními rozdíly i sezónní odlišností, které jsou odvozeny od konkrétních cirkulačních podmínek v té které oblasti které oblasti. Roční srážkové úhrny se budou zvyšovat v severní (až o 20%) a budou klesat v jižní Evropě a Středomoří (o 5–40%). Zimní srážkové úhrny budou vyšší ve střední a severní Evropě, zatímco letní srážkové úhrny ve střední a jižní Evropě budou nižší; relativně menší změny lze očekávat na jaře a zejména na podzim.

Za posledních 50 let vzrostla téměř na celém kontinentu rizika výskytu extrémních srážek, a to i v oblastech, kde je pozorován mírný pokles ročních srážkových úhrnů (střední Evropa, Středomoří). Tento trend by měl pokračovat v tomto století. V létě se budou zejména na jihu Evropy častěji vyskytovat delší suchá a bezesrážková období, která se mohou oproti současnému stavu prodloužit až o jeden měsíc, ve střední Evropě až o jeden týden.

Průvodním rizikem regionálních projevů klimatické změny je rovněž výskyt episod vysokých rychlostí větru, spojených s přechody hlubokých vnětropických tlakových níží přes kontinent. V severní a severozápadní Evropě se takové situace mohou vyskytovat během celého roku, ve střední Evropě zejména v zimě. Simulace předpokládaných změn v rozložení tlakových útvarů nad Atlantikem naznačují posun zonálních drah vnětropických cyklon mírně k severu, poněkud nižší četnosti jejich výskytu, ale výrazné zvyšování intensity jejich projevů.

7.2 Projevy změn klimatu V Evropě se důsledky změn projevují nejzřetelněji v arktických oblastech, v horských oblastech, pobřežních zónách a ve Středomoří. Dopady se nejvíce projevují ve vodním hospodářství, zemědělství, lesnictví, na lidském zdraví, v energetice, turistice a také v dopravě.

7.2.1 Vodní režim

Jedním z hlavních indikátorů dopadů na vodní režim jsou změny průtoků ve vodních tocích. Jejich zvyšování může signalizovat nárůst rizik povodní a záplav, jejich snižování průtoků naopak vyšší rizika výskytu suchých období. Přesné posouzení přímých důsledků klimatické změny na změny vodního režimu je dosti složité, neboť skutečný stav vodního režimu velmi úzce souvisí jak se změnami teploty, tak i změnami srážek. Oba tyto faktory jsou ovlivňovány nejenom trendy vývoje klimatické změny, ale i aktuální synoptickou situací, kterou však nelze s klimatickými změnami vždy přímo spojovat. V nižších nadmořských výškách a zvláště v sušších oblastech průtoky výrazně ovlivňuje množství srážek ve vyšších polohách příslušného povodí.

__________________________________________________________________________________ 25


Klimatická změna může ovlivnit stav vodních zdrojů z hlediska jejich mohutnosti i kvality. Působí na ně například intenzita i četnost výskytu povodní a záplav, období sucha, dostupnost vody a její spotřeba. Změny stavu vodních zdrojů ovlivňují socio-ekonomické a environmentální procesy, které přímo či nepřímo vyvolávají zpětné vazby. Nepříznivé důsledky mohou mít změny ročního chodu odtoků. Zvýšené zimní teploty povedou ke snižování, příp. i zániku zásob vody ze sněhu a budou zvyšovat územní výpar. Zvýšené jarní průtoky se budou postupně posunovat z jara zpět do konce zimy a objemy zásoby podzemních vod se budou znatelně snižovat. V období od jara do podzimu, kdy se velká část srážek v důsledku nárůstu teploty spotřebuje na územní výpar, budou odtoky spíše klesat, přičemž období poklesů se prodlouží až o jeden či dva měsíce oproti současným podmínkám.

V závislosti na volbě klimatického scénáře budou narůstat rizika snížení zásobních funkcí vodních nádrží, což se projeví sníženou schopností vyrovnávat a zabezpečovat odběry vody v rozpětí od několika procent až na polovinu. Povodí, v nichž jsou významné akumulační prostory ve formě zásob podzemní vody nebo přehradních nádrží, jsou vůči důsledkům klimatické změny odolnější. Kvalita vody v nádržích, ovlivněná zejména většími poklesy hladiny vody v létě a na podzim, se bude postupně snižovat a zvýšená teploty vody se projeví následnou eutrofizací.

7.2.2 Zemědělství, flóra, fauna

Rostliny se přizpůsobují zcela specifickým lokálním a klimatickým podmínkám, odpovídajícím dané geografické oblasti. Jejich růst je ovlivňován teplotou okolního prostředí, srážkovým režimem a atmosférickými koncentracemi oxidu uhličitého a v odezvě na měnící se klimatické podmínky se růstové podmínky některých rostlin budou měnit. Původní rostliny mohou být nahrazovány novými druhy, které se budou vyšším teplotám a změněnému srážkovému režimu lépe přizpůsobovat.

Měnící se klima může prodloužit vegetační dobu, což se v současnosti již projevuje zejména ve střední a severní Evropě, kde se průměrná vegetační doba za období 1965 až 1995 prodloužila o 10 dní a prodlužování dále pokračuje. V oblastech, kde je hlavním ovlivňujícím faktorem teplota, narůstá produkce biomasy. Pokud je významným faktorem i vláha, pak tam, kde vláha ve vegetačním období klesá, bude produkce biomasy utlumena. Právě oba tyto faktory se významně uplatňují ve střední Evropě a v nižších nadmořských výškách. Změny ve vegetačním období mohou mít vliv i na složení rostlin, zejména těch, které mají nižší adaptační schopnosti na změněné podmínky. Např. ekonomicky důležité lesní druhy nemusí být v budoucnu již vhodné pro extenzivní lesnictví, výsadbu přírodních parků či městské zeleně.

Klimatické scénáře pro oblast střední Evropy předpokládají další prodlužování vegetační doby. Mírná vegetace může z tohoto prodloužení těžit, ale naopak může strádat úbytkem vláhy, který bude zřetelnější zejména v nižších polohách. Ve Střední Evropě a v nižších polohách by se délka vegetačního období v nižších a středních nadmořských výškách mohla do poloviny století zvýšit přibližně o 20 dnů, ke konci století o zhruba 40 dnů. Očekávaný teplotní vzestup by mohl vytvořit dostatečné teplotní zajištění pro pěstování teplomilnějších kultur. Existuje však vážné nebezpečí, že

__________________________________________________________________________________ 26


rostliny budou ve větším nebezpečí působení teplotních stresů, vyvolaných častějším výskytem extrémně vysokých teplot.

Výrazně mohou změnit podmínky pro vývoj a působení zemědělských škůdců a chorob. Zvýší se infekční tlak a rozšíří se výskyt druhů, typických pro teplejší oblasti, zvýší se rizika výskytu virových a houbových chorob. Měnící se klima bude působit i na živočichy. Jelikož však mají daleko větší schopnosti se změněným podmínkám lépe přizpůsobit, dopady budou pravděpodobně menší než na rostlinstvu.

7.2.3 Lesy

Klimatická změna se projeví posunem a rozšířením mnoha druhů dřevin do vyšších nadmořských výšek. To může vést k zániku celé řady vzácných arkticko-alpinských nelesních biotopů, obzvláště pokud se vyskytují na vrcholcích nižších hor, odkud již nemohou migrovat výše. V severních partiích boreálních lesů lze předpokládat jejich rozšíření do oblastí, na kterých se v současnosti nachází tundra, v jižních partiích redukci jehličnatých dřevin (např. smrku ztepilého) ve prospěch listnatých dřevin (především buku lesního). Soubor klimatických scénářů předpokládá během tohoto století posun hranice boreálních lesů o 150–450 km na sever, resp. o posun horní hranice lesa o 100 – 200 m nadmořské výšky. Stále více je třeba počítat s postupnou změnou druhové skladby lesů v pospěch listnatých dřevin.

Probíhající chřadnutí lesních porostů je výsledkem vzájemného působení predispozičních, iniciačních a mortalitních abiotických i biotických stresorů, přičemž řada z nich se může uplatňovat ve více kategoriích. Příkladem je václavka, která jako iniciační faktor reaguje na predispoziční stres v důsledku přísušků. Podněcuje dále prohlubování vodního deficitu a tím zvyšuje riziko náchylnosti smrkového lesa k napadení podkorním hmyzem, snížení jeho odolnosti vůči silnějšímu větru a v případě silné stresové zátěže se může uplatňovat i jako mortalitní faktor. Obdobně je tomu v případě hnilob a větrných vrcholových zlomů smrku, kdy do vrcholových zlomů proniká hniloba, která pak působí jako iniciační stresor pro kmenové zlomy a nepřímo jako iniciační stresor pro gradaci podkorního hmyzu.

7.2.4 Lidské zdraví

Klimatická změna svými přímými i nepřímými vlivy působí na zdraví lidské populace. Přímé účinky jsou důsledkem změn fyzikálních hodnot klimatu (teplota, extrémní projevy počasí, intenzivnější pronikání krátkovlnné části UV spektra záření, apod.). Nepřímo na lidské zdraví působí i jednotlivé složky přírodního prostředí, které byly působením klimatických změn modifikovány (znečištění ovzduší, infekční nemoci, potravinový řetězec, společensko-ekonomické změny, aj.). Hlavní negativní dopady změny klimatu na lidské zdraví v Evropě však souvisejí se stresy z horka, zhoršenou kvalitou ovzduší, rozšiřováním Lymeské boreliózy přenášené klíšťaty a se zvýšenou četností extrémních počasových jevů, zvláště povodní. Podceňovat nelze ani aspekty migračních tendencí, které mohou do Evropy zavléci choroby, dříve v Evropě nepoznané. Souvislostem se klimatickou změnou se přisuzuje také

__________________________________________________________________________________ 27


zvýšení množství pylových zrn a spor plísní v ovzduší, jejichž hlavním ovlivňujícím faktorem je teplota vzduchu.

7.2.5 Energetika a průmysl

Výroba energie bude stále více závislá na dostupnosti vody potřebné k chlazení v tepelných elektrárnách, k výrobě elektřiny ve vodních elektrárnách či jako zdroje vláhy pro pěstování biomasy jako energetického zdroje. Změny na úrovni vodních zdrojů se mohou projevit ve způsobech a v dostupnosti výroby energie a mohou ohrožovat i spolehlivost energetických dodávek. Jak se v nedávné minulosti ukázalo, episody spojené s vysokými teplotami jsou z hlediska optimálních teplot vody a její celkové dostupnosti nejrizikovější.

Změny srážkového režimu mohou ovlivňovat výši potenciálu pro výrobu energie z vodních zdrojů. Obecně příznivější podmínky lze obecně očekávat ve vyšších zeměpisných šířkách (nárůst potenciálu o 15–30%), výrazně zhoršené podmínky pak v jižních částech Evropy (pokles o 20–50%). V oblastech se zvýšenými srážkami a zvýšenými odtoky může být v souvislosti s častějšími povodňovými stavy i ohrožena bezpečnost vodních děl. Předpokládaný nárůst teploty a zvýšené koncentrace oxidu uhličitého mohou být příznivými faktory pro pěstování biomasy jako energetického zdroje. Problémy však mohou být spjaty se změnou srážkových režimů. Proto lze se zvýšenou produkcí biomasy kalkulovat pouze v severnějších částech Evropy.

Zvýšený výskyt některých extrémních projevů počasí může mít dopady i na infrastrukturu související s vlastní výrobou i dodávkami energie (silný vítr, záplavy, námrazy, mokrý sníh, atd.). Změny teplot se výhledově projeví i na změně sezónních požadavků na dodávky energie (zkrácení zimní topné sezóny, zvýšená potřeba energie pro klimatizaci a chlazení v letním období).

7.2.6 Turistický ruch, rekreační možnosti

Základem rozvoje turistického ruchu a rekreačních možností je příjemné, minimálně narušené a kvalitní přírodní prostředí. Změny v rozložení srážek, zvýšená proměnlivost a extremalita teplot a další změny meteorologických prvků budou mít spolu s působením zpětných vazeb výrazný vliv na krajinu a její přírodní celky. Řada turistických a rekreačních aktivit přímo závisí na počasí. V posledních letech je patrný např. trend zkracování zimní lyžařské sezóny, který bude zcela nepochybně pokračovat i v dalších letech. Umělé zasněžování lyžařských svahů a běžeckých stop, které by trvání sezóny mohlo prodloužit, bude stále častěji narážet na nedostatek zdrojů vody i na energetické a cenové bariéry.

Očekávaný nárůst letních teplot by sice mohl zvýšit zájem o letní rekreaci u přirozených i umělých vodních nádrží, ale dlouhotrvající vysoké teploty způsobují extrémní prohřívání vodních objemů, snížení kvality vody a následný růst sinic, který je vysoce rizikovým, příp. znemožňujícím faktorem využívání vodních ploch. Lze proto spíše očekávat posun rekreačního období na jarní, resp. podzimní měsíce, které budou z hlediska teplot přijatelnější. Podobné změny, pravděpodobně ještě více vyhrocené, lze předpokládat v rekreačních oblastech prakticky v celé jižní Evropě. Nedostatek vody,

__________________________________________________________________________________ 28


vysoké teploty, rizika lesních požárů, to vše jsou faktory, které mohou významně snížit atraktivity těchto destinací pro turisty.

8 Výhled klimatu v ČR do konce 21. století Základ scénáře změny klimatu ČR tvoří výstupy regionálního klimatického modelu ALADIN-CLIMATE/CZ v rozlišení 25 km pro období 1961–2100 opravené o chyby modelu, které byly identifikovány při porovnávání modelové simulace pro referenční období 1961–1990 s naměřenými hodnotami. Jako základní prvky pro scénář byly vybrány: průměrná denní teplota vzduchu, denní úhrn srážek, denní suma globálního záření, průměrná denní rychlost větru a relativní vlhkost vzduchu.

8.1 Scénář změny klimatu pro období 2010–2039 Tento scénář je vztažen pouze ke scénáři SRES A1B, neboť pro takto blízké období se mezi jednotlivými scénáře SRES předpokládají pouze nevýznamné rozdíly.

V období 2010–2039 se teplota vzduchu na území ČR zvýší podle modelu cca o 1°C, oteplení v létě a zimě je jen o něco menší než na jaře a na podzim. Patrné je systematické zvýšení teplot relativně málo proměnlivé v prostoru. U změn sezónních úhrnů srážek je situace složitější. Ve většině uzlových bodů je simulován pokles budoucích srážek (v závislosti na konkrétní lokalitě ČR do 20%), na jaře jejich zvýšení (od 2 do cca 16%), v létě a zejména na podzim se situace v různých částech území ČR liší (na podzim najdeme na několika místech ČR slabý pokles o několik procent, jinde zvýšení až o 20–26%, v létě převládá slabý pokles, místy (např. západní Čechy) naopak zvýšení až o 10%). Zároveň je patrná poměrně výrazná prostorová proměnlivost změn, je tudíž možné, že případný klimatický signál může být v tomto blízkém období překryt projevy přirozených (meziročních) fluktuací srážkových úhrnů.

Vzhledem ke slabému signálu změn relativní vlhkosti v 21. století, a v neposlední řadě i skutečnosti, že naměřené hodnoty relativní vlhkosti se v období 1961–2000 neměnily, bylo doporučeno, aby při odhadech dopadů pro toto období bylo pracováno s měřenými hodnotami relativní vlhkosti z období 1961–1990.

Nejenom v období 2010–2039, ale i v obdobích následných, jsou simulované změny sezónních průměrů denních sum globálního záření největší v zimě (až o více než 10%), v ostatních sezónách se na většině míst pohybují do 4%, nicméně ve srovnání s chybami modelu jsou změny globálního záření dopadajícího na zemský povrch malé. Pro aplikační práce s těmito soubory platí stejné doporučení, jako v případě relativní vlhkosti.

__________________________________________________________________________________ 29


8.2 Scénáře změny klimatu pro období 2040–2069 a 2070–2099 V období 2040–2069 je simulované oteplení již výraznější, nejvíce se zvýší teploty vzduchu v létě (o 2,7 °C), nejméně v zimě (o 1,8 °C). Za zmínku stojí zvýšení teplot v srpnu o téměř 3,9 °C. V jednotlivých gridových bodech ČR se oteplení může na jaře a v létě pohybovat od 2,3 °C po 3,2 °C, na podzim od 1,7 °C po 2,1 °C a v zimě od 1,5 °C po 2,0 °C. V období 2070–2099 oteplení v létě dosahuje 4 °C (na území ČR se mění od 3,5 do 4,7 °C), na podzim a v zimě činí „pouze“ 2,8 °C (v jednotlivých gridových bodech od 2,6 do 3,1 °C).

Pro období 2040–2069 je již charakteristický pokles srážek v zimě (např. Krkonoše, Českomoravská Vysočina, Beskydy až o 20%) a zvýšení na podzim. V létě začíná na území ČR dominovat pokles srážek, který je v období 2070–2099 ještě výraznější, zatímco pokles zimních úhrnů srážek je oproti předchozímu období menší.

Z důvodů uvedených v předchozím odstavci, řešitelé v případě simulací relativní vlhkosti doporučují, aby pro obě období uživatelé pracovali s korigovanými daty, příp. použili tzv. delta postup, tj. aplikovali relativní změny mezi budoucím a referenčním obdobím na časové řady pozorování v referenčním období 1961–1990. V případě simulací globálního záření platí to, co bylo řečeno v předchozím odstavci.

8.3 Věrohodnost regionálních scénářů Nejistoty scénářových modelových simulací, provedených v rámci projektu, spočívají v zásadě ve třech zdrojích:

nejistota emisního scénáře nejistota řídícího globálního modelu nejistota vnořeného regionálního modelu.

Simulace pomocí modelu ALADIN-CLIMATE/CZ byly prováděny pro scénář SRES A1B, který je považovaný za jeden ze středních a realistických scénářů. V modelových výstupech se navíc rozdíly mezi scénáři pro období 2010–2039 a do značné míry i 2040–2069 příliš neprojevují, závislost na emisním scénáři je patrná až pro období 2070–2099, a to prakticky jen v teplotách (největší změny z posuzovaných scénářů pro A2, menší pro A1B a nejmenší pro B2). U změn srážek patrnější závislost na emisním scénáři není (posuzováno pomocí výstupů GCM).

Ve srovnání s dalšími regionálními modely pro scénář A1B lze konstatovat, že model ALADIN-CLIMATE/CZ pro období 2010–2039 příliš nevybočuje z kontextu ostatních regionálních modelů, pouze v zimě indikuje, na rozdíl od většiny ostatních modelů, mírný pokles srážek. Pro období 2040–2069 a 2070–2099 se však zejména v zimním období odlišuje více od charakteristik ostatních modelů. Dává systematicky menší vzestup teplot, spíše pokles srážek a nárůst globálního záření, což nezapadá zcela do kontextu ostatních modelů. Příčinou může být velká simulovaná anticyklonalita v zimním období ve srovnání s ostatními regionálními modely. Z tohoto důvodu lze konstatovat, že scénáře modelu

__________________________________________________________________________________ 30


ALADIN-CLIMATE/CZ pro zimu vykazují větší nejistotu, než v ostatních ročních obdobích, zatímco pro ostatní roční období většinou dobře zapadají do kontextu ostatních regionálních modelů.

8.4 Projevy změn klimatu Vývojové trendy meteorologických charakteristik a častější výskyt extrémních projevů počasí se už v současnosti projevují na změnách vodního režimu, v zemědělství a lesnictví a částečně ovlivňují i zdravotní stav obyvatelstva. Ve střednědobém časovém horizontu (kolem roku 2030, viz scénáře pro období 2010–2039) lze předpokládat další zvyšování zejména negativního působení na jednotlivé složky přírodního prostředí a relativně nově je třeba počítat i s dopady na energetický sektor, rekreační možnosti a turistický ruch a celkovou životní pohodu obyvatelstva zejména ve větších sídelních aglomeracích.

8.4.1 Vodní režim

Klimatická změna může způsobit nebo přispět ke zvýšení potíží v obou extrémech hydrologického režimu, v obdobích hydrologického sucha i při výskytu povodní. Jedná se o situace, kdy nejsou splněny potřeby obyvatelstva, v případě sucha zejména na odběry vody a ředění vypouštěných odpadních vod, v případě povodní potřeby na ochranu obyvatelstva a všeho co využívají (v dosahu účinku povodně). Oba extrémy mohou poškozovat ekosystémy v plošném měřítku krajiny, zejména však ekosystémy přímo spojené s vodními toky. Podstatné je že, výskyt období s nedostatkem vody je očekáván s větší pravděpodobností, než zvětšení intenzity a četnosti přívalových srážek, které jsou příčinou povodní.

Teplota je zásadní faktor ovlivňující hydrologickou bilanci, neboť s rostoucí teplotou roste potenciální evapotranspirace (a pokud je v povodí dostupná voda, tak i územní výpar). Dochází tedy k rychlejšímu úbytku vody z povodí. Pozorovaný růst teploty vede k růstu potenciální evapotranspirace v ročním průměru přibližně o 5–10 %, stejný růst lze konstatovat i pro jaro a léto. K nejvýraznějšímu růstu evapotranspirace dochází v zimě (až o více než 20 %), což je způsobeno větším počtem dní s kladnými teplotami vzduchu. Naopak na podzim k zásadním změnám potenciální evapotranspirace nedochází, neboť není pozorováno zvyšování teploty vzduchu.

Růst potenciální evapotranspirace je na velké části našeho území kompenzován růstem srážek. V roční bilanci činí tento nárůst až 10 %. V ročním chodu můžeme konstatovat výraznější nárůst u podzimních srážek (až 20 % – zejména v jižní části ČR). Výjimkou je oblast středních Čech, kde namísto zmiňovaného růstu srážek, dochází k jejich poklesu, na jaře až o 20 %. Z rozdílu změn srážek a potenciální evapotranspirace je zřejmé, že v roční bilanci dochází na velké části našeho území k účinné kompenzaci růstu potenciální evapotranspirace zvýšenými srážkami, nicméně ve střední části ČR se nacházejí povodí, pro která změny srážek nejsou schopny kompenzovat zvýšení potenciální evapotranspirace, takže hydrologická bilance je v těchto oblastech dlouhodobě pasivní.

__________________________________________________________________________________ 31


Základní podstata možných změn hydrologické bilance na našem území plyne z projekcí srážek a teploty pro Evropu, tj. postupného zvyšování teplot během celého roku a poklesu letních, růstu zimních a stagnace ročních úhrnů srážek. Poloha ČR v oblasti přechodu mezi předpokládaným růstem srážek na severu a jejich poklesem na jihu Evropy přispívá k nejistotě odhadu změn roční bilance srážek, respektive odtoku a ostatních složek hydrologického cyklu. Nerovnoměrné rozložení projektovaných změn srážek během roku patří mezi jevy společné pro velkou řadu simulací klimatických modelů.

Princip změn hydrologické bilance lze shrnout následovně: V období od začátku podzimu do začátku léta dochází k růstu srážek, jenž je doprovázen řádově stejným růstem územního výparu způsobeným růstem teploty. V letním období srážkové úhrny klesají a v důsledku úbytku zásob vody v povodí nemůže docházet k výraznému zvyšování územního výparu. Důležitým faktorem ovlivňující změny odtoku je posun doby tání v důsledku vyšší teploty přibližně z dubna na leden až únor. Změny odtoku v období leden až květen jsou tedy dominantně určeny právě odlišnou dynamikou sněhové zásoby, změny v letním období zejména úbytkem srážek.

Průměrné změny odtoku z uvažované sady regionálních klimatických modelů pro jednotlivá roční období jsou konzistentní pro všechny posuzované časové horizonty (tj. 2010–2039, 2040–2069 a 2070–2099) – zpravidla můžeme konstatovat růst odtoků v zimním období a jejich pokles po zbytek roku a pro velkou část našeho území i v roční bilanci. K větším poklesům zpravidla dochází v jižní polovině našeho území. Mírně se vymyká nejbližší časový horizont 2010–2039, pro který se i v letním období a na podzim vyskytují povodí, na kterých odtoky stagnují, případně výjimečně dokonce rostou. V roční bilanci tak můžeme pro toto období očekávat stagnaci odtoků v severní a západní části našeho území a pokles (většinou do 10 %) v jižní a jihovýchodní části republiky. Pro časové horizonty 2040–2069 a 2070–2099 je možno jasně rozlišit období růstu odtoků v zimě (většinou 5–10 %, místy až 20 %) a poklesu v ostatních obdobích, nejvíce v létě (20–40 %), v roční bilanci zpravidla 5–20 %). Je evidentní, že zejména změny roční bilance odtoku jsou pro všechny časové horizonty na většině území relativně nejisté.

8.4.2 Zemědělství

Výnosy zemědělských plodin jsou významně limitovány přírodními podmínkami. Počasí v interakci s půdními a agrotechnickými faktory je hlavní příčinou meziročníkové variability jejich výše. Mimořádné jsou vlivy extrémních jevů, u teplot se jedná převážně o výskyt minimálních teplot vzduchu, zvláště holomrazů, u srážek jde o výskyty sucha, velké škody působí též povodně. Tento vliv “ročníku” se projevuje u jednotlivých zemědělských plodin a jejich odrůd odlišně a je dále modifikován fytopatologickými vlivy.

Zvýšení průměrné roční teploty vzduchu mezi referenčním (1961–1990) a scénářovými obdobími 2010–2039, 2010–2069 a 2070–2099 činí postupně 1,2 °C, 2,3 °C a 3,3 °C. Obdobný trend

__________________________________________________________________________________ 32


s výraznějším nárůstem průměrných teplot vzduchu byl prokázán pro vegetační období (zvýšení o 1,1 °C, 2,6°C a 3,8°C).

Zvyšování teploty vzduchu způsobí prodloužení vegetačního období. Předpokládá se, že délka velkého vegetačního období v celé ČR bude v letech 2070–2099 o 41 dní delší než v období 1961–1990. V období 2010–2039 (nadmořské výšky 300–400 m) bude délka vegetačního období 234 dní, v období 2040–2069 246 dní. Predikované úhrny srážek uváděné pro jednotlivá průřezová období vykazují vyšší variabilitu, počet dnů bezesrážkového období bude narůstat.

V podstatě jediným zdrojem vody pro zemědělství jsou srážky. Jejich množství by v blízké budoucnosti mělo být mírně vyšší, ve vzdálenější budoucnosti zhruba srovnatelné s množstvím srážek v referenčním období. V mnohem větší míře než u teploty vzduchu můžeme u srážek vidět v budoucnosti větší variabilitu srážkových úhrnů, tedy nárůst bezesrážkových období.

Vláhové podmínky zemědělských půd budou odpovídat rozdílu mezi srážkami a evapotranspirací. Použitý scénář klimatické změny poukazuje na skutečnost, že v budoucích obdobích bude docházet k úbytku vody v půdě a tím ke snižování její vlhkosti. Deficit vody v půdě se bude stávat kritickým zvláště v době vrcholícího léta. Rovněž v době začínajícího podzimu, tedy v době osevu ozimými odrůdami zemědělských plodin, by měla být půda v budoucnosti výrazněji sušší než v období referenčním. Zřetelně zhoršující se podmínky pro pěstování zemědělských plodin lze očekávat ve druhé polovině našeho století.

V nižších vertikálních pásmech se podmínky pro zemědělskou produkci s ohledem na sucho obecně zhorší. Pozitivem bude dřívější nástup vegetačního období zvýšením teplot, kdy bude převažovat i příznivý obsah vody v půdě. V době vrcholného léta však podmínky pro pěstování většiny zemědělských plodin budou značně nepříznivé.

8.4.3 Lesní hospodářství

Rostliny a dřeviny reagují na klimatickou změnu převážně migrací a naopak zcela zanedbatelně genetickou adaptací. Předpokládané zvýšení průměrných teplot se proto projeví posunem výskytu mnoha druhů dřevin do vyšších nadmořských výšek. Například zvýšení průměrné roční teploty o 1–2 °C může vést k posunu hranice lesa o 100 až 200 m nadmořské výšky. Na lesní vegetaci se projeví i vliv nebezpečného stresu suchem. Další stanovištní faktory jako světlo, teplota vzduchu, dostupnost živin, případně znečištění prostředí budou působit synergicky s půdní vlhkostí a snižovat toleranci vůči suchu.

Současný nepříliš uspokojivý stav lesních porostů, vyvolaný v nedávné minulosti zejména zátěží vysokých koncentrací znečišťujících látek v ovzduší, by se změnami klimatických podmínek mohl ještě zhoršit. Jde zejména o riziko možného rozpadu nestabilních dospívajících a dospělých stanovištně nevhodných smrkových monokultur a zvýšení abiotických škod při extrémních povětrnostních situacích, provázených rozvojem patogenů.

__________________________________________________________________________________ 33


Zvýšení koncentrací oxidu uhličitého v atmosféře se projeví v podpoře růstu rostlin a produkci biomasy, nicméně jeho dlouhodobý účinek může vést zejména u smrku k výskytu aklimační deprese fotosyntetické aktivity. Výsledný efekt vlivu rostoucích koncentrací se tak může pohybovat v rozmezí od nulového efektu na přírůst, přes zvýšený nárůst kořenů a letorostů, až po změnu nárůstu letorostů a kořenů ve prospěch jednoho či druhého.

Chřadnutí lesních porostů je výsledkem vzájemného působení biotických a abiotických stresorů, které zásadně ovlivní fyziologické funkce dřevin a tím i jejich zdravotní stav včetně dispozice k houbovým chorobám a hmyzím škůdcům. Je proto třeba počítat s větší frekvencí výskytu škůdců, především podkorního, listožravého a savého hmyzu. Rozšířit se mohou i u nás dosud nezaznamenané druhy. Stresová zátěž pravděpodobně povede ke zvýšení podílu prosychajících dřevin a častěji se také budou objevovat houbové choroby.

8.4.4 Lidské zdraví

Klimatická změna může na zdraví populace působit celým komplexem přímých i nepřímých vlivů. Přímé účinky na lidské zdraví jsou důsledkem teplotních změn (zvláště vln extrémně vysokých teplot), zvýšené frekvence a intenzity výskytu extrémních jevů počasí a zvyšujícího se pronikání krátkovlnné části ultrafialového spektra záření k zemskému povrchu. Nepřímo působí ty složky životního prostředí, které byly působením klimatické změny modifikovány (znečištění ovzduší, změny ve výskytu infekčních nemocí, produkce potravin, společensko-ekonomické změny, apod.).

Negativní dopady na zdraví se projeví zejména stresem z horka a pravděpodobně i zhoršenou kvalitou ovzduší. Na zdraví a celkové životní pohodě se může projevit i zvýšená extremalita počasí (povodně, záplavy, větrné smrště, bouřky), doprovázená následnými přímými a nepřímými dopady. Nelze rovněž vyloučit vznik dalších zdravotních problémů, které na základě současných znalostí nejsou zatím předpokládány.

Výrazný dopad klimatické změny byl zjištěn u zoonóz, u nichž je ovlivněn jak živočišný hostitel, tak přenašeč nákazy. Důsledkem je např. významné zvýšení výskytu klíšťové encefalitidy a Lymeské boreliózy a zvýšení výskytu onemocnění přenášených vektory v souvislosti se zvýšením průměrné teploty vzduchu. Dochází k rozšíření infekcí přenášených klíšťaty i do oblastí, kde se dříve nevyskytovala, včetně poloh s vyšší nadmořskou výškou.

Dalším z důsledků zvýšení teploty je i vyšší výskyt pylových zrn a spór plísní v ovzduší; počet pylových zrn s maximální denní teplotou exponenciálně roste, počty spór plísní rostou se stoupající denní minimální teplotou. Množství pylů dřevin ovlivňuje denní relativní vlhkost (při nižších vlhkostech se počet pylových zrn zvyšuje). Očekávaný vzestup zimních teplot může vyústit v časnější začátek pylové sezóny jarních dřevin. Pylová zrna mohou reagovat se znečišťujícími látkami v ovzduší (např. ozónem) a mohou vyvolávat imunologicky podmíněné alergické reakce, projevující se nejčastěji alergickou pylovou rýmou, reakcí spojivek, kůže či dechovými obtížemi.

__________________________________________________________________________________ 34


8.4.5 Biodiverzita

Probíhající a očekávaná klimatická změna ovlivní biologickou rozmanitost od jednotlivých genů, až po celou krajinu. Mezi nejvíce zranitelné ekosystémy u nás patří horské ekosystémy a ekosystémy tvořené zbytky původních travinných porostů. Změny se nejvíce projeví v ekosystémech nad posouvající se hranicí lesa, kde zranitelnost umocňuje jejich relativně malá rozloha. Na našem území budou nejvíce ohroženy druhy planě rostoucích rostlin a volně žijících živočichů, které jsou úzce vázané na specifická stanoviště (ledovcové kotliny, rašeliniště, pohoří nad horní hranicí lesa), např. severská sova sýc rousný. Naopak typicky teplomilný druh vlha pestrá osídlí většinu našeho území. Zhruba jedné desetině sledovaných rostlinných druhů hrozí do konce století vyhynutí, zatímco jedna pětina rostlinných druhů se měnícímu klimatu může rychle a účinně přizpůsobit.

Přirozenou reakcí rostlin a živočichů bude jejich posun do oblastí, kde pro svou existenci najdou vhodnější prostředí (vyšší nadmořské výšky, severnější polohy) a dokážou se tak novým podmínkám přizpůsobit. Pokud vhodné podmínky nenaleznou, pak hrozí jejich vyhynutí. Klimatická změna podpoří šíření invazních nepůvodních druhů, tj. druhů, jejichž záměrné vysazení nebo neúmyslné zavlečení a následné rozšíření ohrožuje biologickou rozmanitost, biotopy nebo i celé ekosystémy. Proto i úspěšné druhy budou nuceny čelit novým, do té doby neznámým konkurentům, přirozeným nepřátelům, parazitům a organismům přenášejícím choroby.

Mezi možné negativní dopady na biologickou rozmanitost patří i nové zásahy člověka do přírody a krajiny. Vhodný příklad představuje výstavba přehrad, které na jedné straně mají za cíl odvrátit možný nedostatek vody, na straně druhé však mohou v některých případech znamenat významné ohrožení biodiverzity změnou vodního režimu v dané oblasti. Při dotovaném pěstování plodin, zpracovávaných na biopaliva první generace a velkoplošném zalesňování mohou být (zejména v zemědělsky využívané krajině) zničeny cenné zbytky původního prostředí, příp. může být podpořeno šíření invazních nepůvodních rostlinných druhů včetně dřevin.

8.4.6 Energetika a průmysl

Výroba energie bude stále více závislá na dostupnosti vody potřebné k chlazení v tepelných elektrárnách a jejích chladících vlastnostech, dále jako zdroj k výrobě elektřiny ve vodních elektrárnách či jako zdroj vláhy pro pěstování biomasy jako energetické plodiny. Změny na úrovni vodních zdrojů se mohou v budoucnu projevit ve způsobech a v dostupnosti výroby elektrické energie v malých vodních elektrárnách, příp. mohou ohrožovat i spolehlivost energetických dodávek z velkých vodních elektráren.

Zvýšený výskyt některých extrémnějších projevů počasí může mít dopady na infrastrukturu související s výrobou i dodávkami energie (silný vítr, záplavy, námrazy, mokrý sníh, atd.). Změny teplot výhledově ovlivní i změnu sezónních požadavků na dodávky energie; snížení poptávky po energii lze očekávat v zimě (vytápění) a naopak jejich navýšení v létě (klimatizace, chlazení). Scénáře dalšího

__________________________________________________________________________________ 35


očekávaného vývoje nejsou příliš příznivé pro dodávky energie z vodních zdrojů, neboť v létě lze očekávat spíše suchá období doprovázená vysokými teplotami a vyšším výparem.

8.4.7 Turistický ruch a rekreační možnosti

Změny v rozložení srážek, zvýšená proměnlivost a extremalita teplot a vlhkosti vzduchu a další změny meteorologických prvků budou mít spolu s působením zpětných vazeb vliv na krajinu a její přírodní celky. Řada turistických a rekreačních aktivit přímo závisí na počasí. V posledních letech je patrný např. trend zkracování zimní lyžařské sezóny, který bude pokračovat i v dalších letech. Umělé zasněžování lyžařských svahů a běžeckých stop, které by trvání sezóny mohlo prodloužit, bude stále častěji narážet na nedostatek zdrojů vody i na energetické (zejména cenové) bariéry.

Očekávaný nárůst letních teplot by sice mohl zvýšit zájem o letní rekreaci u přirozených i umělých vodních nádrží, ale dlouhotrvající vysoké teploty budou způsobovat výrazné prohřívání vodních objemů s následným snížením kvality vody a doprovázeným růstem sinic. Tento faktor je vysoce rizikovým, příp. i znemožňujícím využívání vodních ploch. Lze proto spíše očekávat posun rekreačního období na jarní, resp. podzimní měsíce, které budou z hlediska teplot přijatelnější.

Změny klimatických podmínek se komplexně dotknou i větších sídelních aglomerací, kde v současnosti žije více než dvě třetiny obyvatelstva. Z hlediska minimalizace dopadů je proto žádoucí, aby právě sídelním aglomeracím a větším městským celkům byla v budoucnu věnována vyšší pozornost, která by se promítla i do nových přístupů v územním plánování při rozpracovávání adaptačních opatření, reagujících na dopady klimatické změny. Pozorované a očekávané trendy hlavních projevů klimatické změny mohou být rámcovým vodítkem pro stanovení orientačních priorit při sledování dopadů, specifických pro sídelní aglomerace a pro následnou přípravu územních adaptačních plánů, resp. strategií, přičemž priority se mohou mírně měnit v závislosti na rozloze a poloze aglomerace.

9 Možnosti zmírňování klimatické změny Jak jsme se již zmínili v předchozích odstavcích, hlavní příčinou nárůstu koncentrací oxidu uhličitého, který se významným způsobem podílí na zesilování skleníkové efektu a tím na nárůstu teploty, je jak nárůst emisí skleníkových plynů, ale i globální změny ve využívání krajiny. Z předchozích odstavců také vyplývá, že zdaleka ne všechny projevy těchto změn a jejich důsledky lze přímo spojovat s emisemi skleníkových plynů.

Je tedy možné projevy klimatické změny vůbec nějak ovlivňovat? Zamyslíme-li se nad podstatou problému podrobněji a spokojíme-li se s pouhým zmírňováním projevů klimatické změny, pak odpověď zní „ano“. Pokud by se však někdo domníval, že celý proces klimatické změny zastavíme a klimatický systém vrátíme do stavu, ve kterém byl v předindustriální éře, pak by odpověď zněla „ne“! Z problému, do kterého se svět v posledních několika desetiletích dostal, vedou dvě cesty, které je třeba vzájemně kombinovat. Jednou je snaha o snižování emisí skleníkových plynů, druhou je cesta

__________________________________________________________________________________ 36


aktivního přizpůsobování našeho života projevům, které klimatická změna přináší, se zřetelnou snahou o maximálně možnou minimalizaci dopadů projevů klimatické změny, které jsou většinou negativní. Jde o cestu, kterou nazýváme adaptace.

9.1 Podstata účinku snižování emisí skleníkových plynů Podstatou účinku snižování emisí je omezení produkce plynů, které zesilují přirozený skleníkový efekt. Je zcela zřejmé, že omezíme-li jeho zesilování, množství dlouhovlnného tepelného záření, které se od atmosféry odráží zpět k zemskému povrchu, poklesne a tím se sníží i průměrná teplota troposféry. Na míře snížení emisí závisí i to, dojde-li skutečně ke snížení teploty, nebo se její nárůst pouze zpomalí. Efekt snížení emisí se neprojeví okamžitě, proto skleníkové plyny, v závislosti druhu plynu, jsou schopny v atmosféře působit desítky až tisíce let.

Portfolio možností snižování emisí skleníkových plynů je značně široké a vychází z možností toho kterého státu či regiónu. Základem pro jeho stanovení jsou inventury emisí skleníkových plynů, které jsou průmyslově vyspělé povinny zpracovávat každý rok, rozvojové státy zatím periodicky a v závislosti na svých technických a finančních možnostech s odstupem tří až pěti let. Pro jejich přípravu existuje velmi podrobná standardizovaná metodika, která se neustále vyvíjí. Z výsledků zpracování každý stát zjistí, ve kterém sektoru či jeho kategoriích se emise „neúměrně“ zvyšují a kde lze hledat reservy a tudíž možnosti jejich snižování.

V průmyslově vyspělých státech se portfolio možností obvykle zaměřuje na úspory energie při její výrobě a přenosu, snižování emisí v dopravě, úspory energie v domácnostech, využívání obnovitelných zdrojů energie, volba vhodného energetického mixu včetně využívání energie z jádra, omezení používání umělých hnojiv v zemědělství, ekologicky účinné hospodaření s odpady, apod. V rozvojových státech jsou možnosti omezenější, nicméně lze se zaměřit na čistějších a energeticky účinnějších technologie, záměna paliv jako zdrojů energie, hospodaření s odpady a zejména omezení kácení zalesněných ploch a jejich přeměna na zemědělskou půdu s velmi nízkou úrovní jejího využívání.

9.2 Podstata účinku adaptačních opatření Adaptační opatření jsou souborem možných přizpůsobení nejvíce zranitelných složek přírodního nebo antropogenního systému stávající i budoucí změně klimatu a jejím důsledkům. V tomto kontextu je třeba s předstihem specifikovat a postupně zavádět opatření, které budou rizika takových změn s dostatečným časovým odstupem předjímat.

Adaptační opatření je třeba posouvat z polohy „reaktivní“ (opatření na likvidace bezprostředních následků přírodních či jiných katastrof) do polohy „proaktivní“, které budou důsledky klimatických změn s dostatečným časovým předstihem předjímat. Opatření lze přijímat nejenom na úrovni státu, ale i na úrovni privátního sektoru, jednotlivců či skupin obyvatel a obcí či měst. Adaptační opatření jsou ve velké většině případů spojena s finančními nároky, které pokrývají náklady na jejich přípravu a

__________________________________________________________________________________ 37


zavádění. Ty však mohou být vyrovnány snižováním výše škod, kterou nepříznivé dopady změny klimatu vyvolávají či mohou vyvolávat. Proto je třeba před jejich zaváděním podrobně analyzovat jejich účinnost, přínosy, náklady, efektivitu i proveditelnost s ohledem na schopnost klimatického systému a jeho složek se změně klimatu přizpůsobit.

Adaptační opatření jsou jednou z cest, jak dopady klimatické změny za cenu přijatelných ekonomických nákladů zmírnit. Pokud jsou přijímána s předstihem, jsou v naprosté většině případů daleko funkčnější a ekonomicky přijatelnější než opatření, která by byla přijímána až po vzniku případného problému. Proto je třeba se adaptačními opatřeními zabývat a posouvat je z polohy reaktivní (likvidace následků katastrof) do polohy proaktivní (předjímání důsledků).

10 Mezinárodní a národní aktivity ke zmírňování dopadů klimatické změny

10.1 Mezinárodní aktivity v oblasti snižování emisí Problematice změny klimatu se v širším měřítku poprvé dostalo mezinárodní pozornosti v roce 1979 během První Světové klimatické konference pořádané Světovou meteorologickou organizací (WMO) v Ženevě. Z podnětu Valného shromáždění OSN byla v roce 1990 zahájena jednání, která v roce 1992 vyústila v přijetí Rámcové úmluvy OSN o změně klimatu, která vstoupila v platnost v roce 1994, a zatím se k ní přihlásilo 192 států. Jejím cílem bylo vytvořit předpoklady pro urychlenou stabilizaci koncentrací skleníkových plynů v atmosféře na takové úrovni, která by zabránila nebezpečné interferenci antropogenních vlivů s klimatickým systémem. Úmluva však nestanovila jednotlivým státům žádné konkrétní emisní cíle. Průlomem v jednáních se stala Třetí konference smluvních stran (Kjóto, 1997), neboť na ní byl přijat Kjótský protokol, jenž stanovil závazné redukční cíle pro ekonomicky vyspělé státy. Základním cílem protokolu je snížení celkových globálních emisí skleníkových plynů nejméně o 5,2% v období 2008 – 2012 vůči základnímu roku 1990 (v případě ČR se jedná o snížení celkových emisí skleníkových plynů o 8%). Po složitých jednáních vstoupil v platnost až v roce 2005 a od té doby se zatím bezúspěšně jedná o způsobu pokračování mezinárodních aktivit po skončení platnosti Kjótského protokolu, tj. po roce 2012. Problémem všech dosavadních jednání jsou možnosti dohody průmyslově vyspělých států a států rozvojových. Ty se zatím ukazují jako značně omezené.

10.2 Mezinárodní aktivity v oblasti adaptačních opatření Mezinárodní aktivity se dlouho soustředily pouze na snižování emisí, jako jediného možného „boje za záchranu klimatu“. Teprve časté přírodní katastrofy zejména v rozvojových státech iniciovaly i problém adaptačních opatření, nejprve však v kontextu pomoci rozvojovým státům. Klíčovým posunem bylo schválení tzv. Nairobského pracovního programu v roce 2006, jehož hlavním cílem je pomoci všem

__________________________________________________________________________________ 38


států, zejména pak rozvojovým a malým ostrovním státům při praktické pomoci v zavádění adaptačních opatření. Program tak řadil adaptační opatření mezi priority procesu, nicméně s důrazem na jejich zavádění přednostně v rozvojových státech.

10.3 Aktivity Evropské komise Přestože Evropská unie a většina jejích původních členských států má značné problémy s plnění Kjótského protokolu, přesto se neustále považuje za vůdčí ekonomické společenství v mezinárodním procesu (pokud stanovený cíl bude splněn, pak na tom bude mít do značné míry „zásluhu“ světová ekonomická krize, během níž došlo k „samovolnému“ snížení emisí skleníkových plynů. Z hlediska dalšího snižování emisí jsou zásadní závěry Evropské Rady z roku 2007, které obsahují mj. nezávislý cíl snížit v rámci EU celkové emise skleníkových plynů nejméně o 20% do roku 2020 vůči referenčnímu roku 1990. Pokud by byly ostatní průmyslově vyspělé státy tento krok následovat, pak by bylo možno uvedenou cílovou hodnotu zvýšit na 30%. Tímto krokem EU deklaruje vážnost problému globální změny klimatu.

V rámci diskuzí o nastavení budoucího klimatického režimu s ohledem na nejnovější vědecké poznatky, považuje za nutné řešit otázky týkající se jak opatření na snižování emisí skleníkových plynů, tak adaptačních opatření na změnu klimatu a s tím související finanční mechanismy. Dále je také důležité zapojit do budoucího procesu státy, které jsou označovány za klíčové z hlediska výrazného ovlivňování budoucích trendů vývoje emisí skleníkových plynů – USA, Argentina, Brazílie, Čína, Indie, aj.

Jak je uvedeno výše, v roce 2007 Evropská komise zveřejnila svoji Zelenou knihu k adaptacím, která se zabývá rozborem dopadů změny klimatu a implementací adaptačních opatření do domácích i zahraničních politik jak na evropské, tak i na národní, regionální i lokální úrovni. V nejbližší době by měla být zveřejněna Bílé kniha k adaptacím, zaměřená na návrhy konkrétních adaptačních opatření. Předpokládá se, že z tohoto nelegislativního návrhu vyplynou změny ve stávajících politikách EU.

10.4 Aktivity v ČR Po přijetí Kjótského protokolu byl v roce 1999 za účelem definování politiky v oblasti změny klimatu na národní úrovni přijat dokument „Strategie ochrany klimatického systému Země v České republice“, který zařadil ochranu klimatu mezi prioritní otázky a určil hlavní cíle a úkoly dotčených resortů. Po vstupu Česka do EU byla tato strategie aktualizována a nově vypracována jako „Národní program na zmírnění dopadů změny klimatu v České republice“, který byl schválen v březnu 2004. Národní program určuje základní a prioritní cíle v oblasti změny klimatu. Zaměřuje se na konkrétní opatření na snižování emisí skleníkových plynů (opatření na snižování emisí) i na opatření na podporu zmírňování negativních dopadů klimatické změny (adaptační opatření) v oblasti vodního hospodářství, zemědělství, lesnictví a zdravotnictví. Zároveň požaduje od všech dotčených resortů zařazení opatření do jejich koncepčních materiálů. V roce 2007 byl Národní program z hlediska účinků přijatých opatření v letech 2004 – 2006 vyhodnocen a provedeno porovnání výchozího a současného stavu. Na základě

__________________________________________________________________________________ 39


tohoto vyhodnocení je již několik let vytvářena nová Politika ochrany klimatu v České republice, která by měla reagovat na nové odborné poznatky a měla by být v souladu s aktualizovanou Státní energetickou koncepcí a novou Státní surovinovou politikou.

Literatura a další zdroje Literatura:

PRETEL, J. (2009): Lidská činnost a klima. Změny současného klimatu. Klima v Evropě do roku 2010. Projevy změny klimatu v ČR. Možnosti zmírňování klimatické změny. In: Němec, J., Kopp, J. (ed.), Vodstvo a podnebí v České republice, Consult Praha, ISBN 80–903482-7–0, 255 str.

TOLASZ, R. (2009): Klimatický systém Země. Proměnlivost a variabilita klimatu. Projevy změny klimatu v ČR. In: Němec, J., Kopp, J. (ed.), Vodstvo a podnebí v České republice, Consult Praha, ISBN 80–903482-7–0, 255 str.

METELKA, J. (2009): Modely klimatu. Klimatická budoucnost světa. In: Němec, J., Kopp, J. (ed.), Vodstvo a podnebí v České republice, Consult Praha, ISBN 80–903482-7–0, 255 str.

VÁCHA, D. (2009): Skleníkové plyny. In: Němec, J., Kopp, J. (ed.), Vodstvo a podnebí v České republice, Consult Praha, ISBN 80–903482-7–0, 255 str.

METELKA, J., TOLASZ, R. (2009): Klimatické změny: fakta bez mýtů, UK COŽP & Heinrich Boll Stiftung, Praha, ISBN 978–80-87076–13-2

PRETEL, J. (2010): Pohled na současnou klimatickou politiku EU, Energetika, 2010 (60), 4, ISSN 0375–8842, str. 221-224

TOLASZ, R., HOLTANOVÁ, E., VOŽENÍLEK, V., VÁVRA, A., PECHANEC, V., VONDRÁKOVÁ, A., JÍLKOVÁ, J., ŠEFLOVÁ, J., NĚMCOVÁ, Z., JUREK, M. (2010). E-learningové kurzy o klimatu a jeho změně pro široké spektrum uživatelů (projekt e-klima). Meteorologické zprávy, 63, 5, s. 156–163, ISSN 0026–1173

PRETEL, J. (2007): Rizika klimatické změny, Geografické rozhledy, 16, č. 4, 2007, str. 2–5, ISSN 1210–3004.

HOUGHTON, J.T. (1998): Globální oteplování: úvod do studia změn klimatu a prostředí, Academia, Praha 1998, ISBN 80-200-0636-2

BRANIŠ, M. a kol. (2009): Atmosféra a klima. Aktuální otázky znečištění ovzduší (kap. 12), Karolinum, Praha 2009, ISBN 978-80-246-1598-1

PRETEL, J. a kol. (2011): Zpřesnění dosavadních odhadů dopadů klimatické změny v sektorech vodního hospodářství, zemědělství a lesnictví a návrhy adaptačních opatření, TECHNICKÉ SHRNUTÍ VÝSLEDKŮ PROJEKTU v letech 2007–2011. Projekt MŽP VaV SP/1a6/108/07, ČHMÚ Praha. 67 s. (http://portal.chmi.cz/files/portal/docs/meteo/ok/klimazmena/files/vav_TECHNICKE_SHRNUTI_2011.pdf)

Další zdroje:

http://portal.chmi.cz/files/portal/docs/meteo/ok/klimazmena/files/vav_TECHNICKE_SHRNUTI_2011.pdf

http://portal.chmi.cz/files/portal/docs/meteo/ok/klimazmena/files/vav_TECHNICKE_SHRNUTI_2011.pdf

__________________________________________________________________________________ 40


http://www.chmi.cz/portal/dt?portal_lang=cs&menu=JSPTabContainer/P4_Historicka_data/P4_1_Pocasi/P4_1_10_Zmena_klimatu/P4_1_10_6_Projekt_VaV&last=false.

http://www.mzp.cz/C1257458002F0DC7/cz/ipcc_zmena_klimatu_fyzikalni_zaklady/$FILE/OZK-IPCC_WGI_Report-20070202.pdf

http://www.mzp.cz/C1257458002F0DC7/cz/ipcc_zmena_klimatu/$FILE/OZK-IPCC_WGII_Report-20070413.pdf

http://www.mzp.cz/C1257458002F0DC7/cz/ipcc_zmena_klimatu_zmirnovani/$FILE/OZK-IPCC_WGIII_Report-20070505.pdf

http://www.mzp.cz/C1257458002F0DC7/cz/narodni_program_zmirneni_dopadu/$FILE/OZK-Narodni_program-20040303.pdf

http://www.mzp.cz/C1257458002F0DC7/cz/vyhodnoceni_narodniho_programu/$FILE/OZK-Vyhodnocen%c3%ad_NP_20080327.pdf

http://www.mzp.cz/C1257458002F0DC7/cz/oficialni_dokumenty_o_zmene_klimatu/$FILE/OMV-Narodni_sdeleni_CR_2009-20091209.pdf

http://portal.chmi.cz/files/portal/docs/uoco/oez/nis/nis_ta_cz.html

http://www.chmi.cz/portal/dt?portal_lang=cs&menu=JSPTabContainer/P4_Historicka_data/P4_1_Pocasi/P4_1_10_Zmena_klimatu/P4_1_10_6_Projekt_VaV&last=false

http://www.chmi.cz/portal/dt?portal_lang=cs&menu=JSPTabContainer/P4_Historicka_data/P4_1_Pocasi/P4_1_10_Zmena_klimatu/P4_1_10_6_Projekt_VaV&last=false













http://portal.chmi.cz/files/portal/docs/uoco/oez/nis/nis_ta_cz.html

Date post:	02-Jan-2020
Category:	Documents
Upload:	others
View:	20 times
Download:	0 times

Klimatické změny a jejich dopady na život...

Documents