DOKTORI (PhD) ÉRTEKEZÉS
KOCSIS TÍMEA
KESZTHELY
2008
PANNON EGYETEM
GEORGIKON MEZ İ GAZDASÁGTUDOMÁNYI KAR Növény- és Környezettudományi Intézet
INTERDISZCIPLINÁRIS DOKTORI ISKOLA
JOGUTÓD: ÁLLAT- ÉS AGRÁRKÖRNYEZET-TUDOMÁNYI DOKTORI ISKOLA
Környezet-tudományok Tudományág
Iskolavezet ı : Dr. habil. Anda Angéla
az MTA doktora
Témavezet ı : Dr. habil. Anda Angéla
az MTA doktora
AZ ÉGHAJLATVÁLTOZÁS DETEKTÁLÁSA ÉS HATÁSAINAK MODELLEZÉSE KESZTHELYEN
Készítette:
KOCSIS TÍMEA
KESZTHELY
2008
AZ ÉGHAJLATVÁLTOZÁS DETEKTÁLÁSA ÉS HATÁSAINAK MODELLEZÉSE KESZTHELYEN
Értekezés doktori (PhD) fokozat elnyerése érdekében
Írta:
Kocsis Tímea
Készült a Pannon Egyetem Interdiszciplináris Doktori Iskolája jogutód: Állat- és Agrárkörnyezet- tudományi Doktori Iskolája keretében
Témavezetı: Dr. habil. Anda Angéla
Elfogadásra javaslom igen / nem ……….
(aláírás) A jelölt a doktori szigorlaton ……… % -ot ért el.
Keszthely, ……… ….………..
A Szigorlati Bizottság elnöke Az értekezést bírálóként elfogadásra javaslom:
Bíráló neve: …... igen /nem ………..…....
(aláírás)
Bíráló neve: …...…... igen /nem ………..
(aláírás)
*Bíráló neve: …...…... igen /nem ………..
(aláírás)
A jelölt az értekezés nyilvános vitáján …...% - ot ért el
Keszthely, ………. . ………..
A Bíráló Bizottság elnöke A doktori (PhD) oklevél minısítése…...
……….……
Az EDT elnöke Megjegyzés: * esetleges
TARTALOMJEGYZÉK
RÖVIDÍTÉSEK JEGYZÉKE 6
KIVONAT 8
ABSTRACT 9
ABSTRAKTE 10
1. BEVEZETÉS 11
1.1. A vizsgálat célkitőzése 12
2. IRODALMI ÁTTEKINTÉS 13
2.1. A globális klímaváltozás 13
2.1.1. Az üvegházhatás és okai 13
2.1.2. A globális klímaváltozás várható következményei 23 2.1.3. A globális éghajlatváltozás várható hatásai Magyarországon 32 2.2. Az éghajlatváltozás fıbb elemeinek hatása termesztett növényeink
életfolyamataira 37
2.2.1. A légköri CO2 koncentráció változásának hatása 37 2.2.2. A hımérsékletemelkedés és a csapadékcsökkenés várható hatásai a növényi
életfolyamatokra 38
2.3. A keszthelyi meteorológiai állomás története 41
2.3.1.. Észlelések 1865. és 1962. között 41
2.3.2. 1938.-1966.: új állomás létesítése a Georgikon keretein belül 44 2.3.3. 1966.-1995.: obszervatórium a Balaton-part közelében 45 2.3.4. 1995.-tıl napjainkig: újra a Georgikon területén, a Tanyakereszten 46
3. ANYAG ÉS MÓDSZER 48
3.1. A vizsgálat helye 48
3.2. A hosszú idısoros meteorológiai adatok elemzésének módja 50 3.2.1. A csapadék - adatsor keletkezésének körülményei 50 3.2.2. A hımérsékleti adatok mérésének eszközei, az adatsor keletkezésének
körülményei 51
3.2.3. Az adatok inhomogenitásának problémája 53
3.2.4. Az adatsorok elemzésének módja 55
3.3. A mikroklíma szimulációs modell elméleti alapjai 58 3.3.1. A bemenı adatok győjtésének helye és módja 65 3.3.2. A modellfuttatások során alkalmazott szcenáriók 66
4. EREDMÉNYEK 68
4.1. Keszthely hosszú idısoros meteorológiai adatainak elemzése 68 4.1.1. Magyarország éghajlati besorolása, és a csapadékban jelentkezı esetlegesen várható változások 68
4.1.2. Keszthely csapadék adatsorának elemzése 69 4.1.2.1. Keszthely csapadék-alakulásának egyszerő éghajlati-statisztikai jellemzıi 69
4.1.2.2. A csapadék évszakos változásai 76
4.1.2.3. A havi csapadékösszegek alakulása 82 4.1.2.4. Csapadékmentes idıszakok 86 4.1.3. Magyarország hımérsékleti viszonyai, a hımérsékleti értékek várható változásai 89
4.1.4. Keszthely hımérsékleti adatainak elemzése 90 4.1.4.1. A keszthelyi homogenizált évi középhımérsékletek elemzése 90
4.1.4.2. A hımérséklet évszakos változásai és változékonysága 96
4.1.4.3. A havi homogenizált középhımérsékletek alakulása Keszthelyen 102
4.2. A globális klímaváltozás hatásának vizsgálata kukorica állományokra mikroklíma szimulációs modellezés segítségével 105
4.2.1. Az eregiaáramok arányának változása 105
4.2.2. A sztómaellenállás és a fotoszintézis intenzitás módosulása 106
4.2.3. Az állományon belüli légtér- és a növény hımérsékletének változása 109
5. KÖVETKEZTETÉSEK 111
6. ÖSSZEFOGLALÁS 114
KÖSZÖETNYÍLVÁNÍTÁS 116
7. IRODALOMJEGYZÉK 117
8. TÉZISEK 129
9. THESES 130
RÖVIDÍTÉSEK JEGYZÉKE
A - Köppen-féle aszimmetria mérıszám C6H12O6 – glükóz
Ce - a légkör szén-dioxid koncentrációja CFC-11 – freon-11 (triklór-monofluór-metán) CH4 – metán
CMSM – Crop Micrometeorological Simulation Model CO2 – szén-dioxid
cp – a levegı állandó nyomáson vett fajhıje
Cr - a növény intercelluláris járatainak szén-dioxid koncentrációja
es,TL,i - a növényhımérséklethez tartozó telítési gıznyomás az i-edik rétegben ea,i - a tényleges gıznyomás az i-edik rétegben
EEA – European Environment Agency (Európai Környezetvédelmi Ügynökség) Fd - a sötét respiráció
Fm - a nettó asszimiláció maximuma
Fn – a nettó szén-dioxid asszimiláció mértéke G – entalpia
GCM- globális klíma modell glob.rad. – globálsugárzás GtC – gigatonna szén H - érzékelhetı hı H2O – víz
HCFC-22 – freon-22 (klór-difluór-metán) I - kilépı sugárzás intenzitása
I0 - belépı sugárzás intenzitása
IPCC – Intergovernmental Panel on Climate Change (Éghajlatváltozási Kormányközi Testület)
K - az elnyelést és a szórást jellemzı extinkciós együttható k – a mozgóátlagolás tagszáma
L - az adott rétegben lévı levélfelület LAI – levélfelület-index
MASH - Multiple Analysis of Series for Homogenization n – a számhalmaz tagjainak száma
N2O – dinitrogén-oxid
na - a számhalmaz számtani középnél kisebb tagjainak száma O2 – oxigén gáz
OAGCM (AOGCM) – óceán-atmoszféra kapcsolt globális cirkulációs modell PAR - fotoszintetikusan aktív sugárzás
ppb – part per billion [10-9]
ppm – part per million [10-6] (egy milliomod rész) ppt – part per trillion [10-12]
rad. balance - sugárzás-egyenleg RF – sugárzási kényszer
rh - relatív nedvesség
rH,i - a hıátadással szembeni ellenállás az i-edik rétegben Ri - turbulens átvitellel szembeni ellenállás az i-edik rétegben rlevél – a levél ellenállása
RMSD – root mean square deviation, az adatpárok közötti eltérés négyzetes közepe Rv - a megkötött rövidhullámú sugárzás (LAI-ra vetítve)
rV,i - a nedvességnek az adott rétegbe való bejutásával szembeni ellenállás S - elnyelt sugárzás
SO2 – kén-dioxid
SRES - Special Report on Emmision Scenarios (Kibocsátási Forgatókönyvek Speciális Jelentése)
T – hımérséklet
Ta,i - a levegı hımérséklete az i-edik rétegben
TAR- Third Assessment Report (Harmadik Helyzetértékelı Jelentés) TL,i - a növény hımérséklete az i-edik rétegben
wdir – szélirány ws – szélsebesség β – Bowen- arány
γ - pszichrometrikus konstans
ε - az Fn-Rv függvény meredeksége alacsony fényintenzitás vagy hasznosulás mellett λE - látens hı
ρ - a levegı sőrősége
KIVONAT
Az utóbbi évtizedekben sokat hallhatunk a globális klímaváltozásról, és annak a valóságban ténylegesen érzékelhetı hatásairól. A klímaváltozás lokális megnyilvánulásairól azonban még nem rendelkezünk elégséges ismerettel.
Vizsgálatainkban az 1871.-tıl 2000.-ig mért havi csapadékösszegeket és az 1901.-2000.
közötti idıszakra vonatkozóan az Országos Meteorológiai Szolgálat által rendelkezésünkre bocsátott homogenizált havi középhımérsékleteket elemeztük különbözı éghajlati- statisztikai módszerekkel, esetenként kiegészítve 2006.-ig terjedı elemzésekkel. A keszthelyi Agrometeorológiai Kutatóállomáson több évtizede folynak mikroklíma megfigyelések, és egy évtizede szimulációs modellezés segítségével is nyerhetünk információkat az amúgy nem túl gyakran regisztrált mikrometeorológiai elemekrıl.
Tanulmányunkban, felhasználva a keszthelyi mérési adatokat és az ország, valamint a Balaton vízgyőjtıterületére kidolgozott prognózisokat, szimuláltuk a kukorica állományok mikroklímájának és életfolyamatainak alkalmazkodását egyes - valószínőleg várható - klimatikus feltételekhez.
Az adatsor-elemzés során megállapítottuk, hogy a több állomásra kiterjedı korábbi megfigyelések ellenére Keszthelyen az éves csapadékösszegek esetében nem mutatható ki lineáris csökkenı tendencia 1871.-2000. közötti idıszakban, sem a változékonyság módosulása. Azonban a részletesebb vizsgálatok rámutatnak a lehulló csapadék mennyiségében bekövetkezett változásokra. A tavasz esetében viszont szignifikáns a csapadékcsökkenés, és az ıszi hónapokban jelentkezı másodmaximum is eltőnni látszik.
Október hónap csapadékösszege szintén szignifikáns csökkenést mutat. Az évi középhımérsékletek adatsorában statisztikailag kimutatható a felmelegedés, de a változékonyság módosulása nem. A nyár esetében szignifikáns hımérsékletemelkedés tapasztalható. A nyári és az ıszi középhımérsékletek változékonyságában csökkenést regisztrátunk.
A kukorica állományok mikroklíma-vizsgálatánál az állomány energiaforgalmában a felmelegedés és csapadékcsökkenés hatására nem tapasztalható szignifikáns eltolódás. A sztómaellenállás növekedett, míg a fotoszintézis intenzitásában elıbb emelkedés jelentkezett, majd erıteljesebb klímaváltozás feltételezése esetén csökkenés mutatható ki.
A mikroklíma elemeinek alakulását a klimatikus körülményeken kívül az állomány architektúrája is befolyásolhatja.
ABSTRACT
DETECTION AND IMPACT SIMULATION OF CLIMATE CHANGE AT KESZTHELY
A 130-year-long dataset of monthly precipitation sum and a 100-year-long dataset of homogeneized monthly mean temperature are available for statistical analysis at Keszthely meteorological station. We can establish that modifications in yearly and seasonal temperatures and precipitation amounts can be found in the data series with modifications in the variability also. We examined the modifications in micrometeorology and physiological processes in maize stands with model simulations. We can confirm that these parameters are strongly influenced by the environmental (meteorological) parameters of the surrounding air and by the canopy architecture.
ABSTRAKTE
DETEKTIERUNG UND MODELLIERUNG DER EFFEKT DES
KLIMAWECHSEL IN KESZTHELY
Zu den statistischen Analysen steht eine Datenreihe von der 130-Jährigere monatlichen Niederschlag-Summe und von einer 100-Jährigere homogenisierten Durchschnitt-Temperatur in Keszthelyer Agrometeorologischen Forschungstation zur Verfügung. Es ist festzustellen, dass sich in den jährlichen- und Saison Niederschlag- Angaben und auch in der Modifikation der Variabilität eine Veränderung besteht. Die Veränderungen in dem Mikroklima und in den physiologischen Prozessen der Maisbestände wurden mit Hilfe von Modellieren untersucht. Es kann bestätigt werden, die atmosphärischen (meteorologischen) Umstände und die Bestand-Architektur beeinflussen stark diese Parameter.
1. BEVEZETÉS
Az utóbbi évtizedekben sokat hallhatunk a globális klímaváltozásról, és annak a valóságban ténylegesen érzékelhetı hatásairól. A klímaváltozás jövıbeni alakulásával, hatásaival kapcsolatban bizonyos valószínőség mellett modellek segítségével kaphatunk információkat, míg a múltban lejátszódott változásokról a statisztikai elemzések segítségével alkothatunk képet. A globális klímaváltozás - az eddigi kutatások alapján, és fıképpen a közelmúlt eredményei szerint – valós veszélyt jelent a társadalom számára, az esetleges változásokra való felkészülés elengedhetetlen.
A klímaváltozás és a rá való felkészülés kidolgozása igen sok tudományterületet érint kezdve az éghajlatkutatástól a gazdaságtudományokon át a szociológiáig. A világ számos tudósa a saját szakterületén végzett kutatásokkal járul hozzá a rendszer jobb megértéséhez, az adaptációs stratégiák kidolgozásához.
A globális klímaváltozás hatása nemcsak a különbözı szakterületek szempontjából tér el, hanem földrészenként, területenként is eltérı hatásai és következményei lehetségesek. Európa esetében a változásokra való felkészülés és a hatások lehetséges csökkentése igen fontos, mert éghajlata nagymértékben megváltozhat a következı évszázad során. Európa szívében a Kárpát-medence területe az egyik legérzékenyebb és legnehezebben modellezhetı terület. A változások mértéke és egyes esetekben az iránya sem egyértelmő.
Magyarország éghajlatának változása kihat a nemzetgazdaság szinte minden ágára (pl.: egészségügy, energiaipar, turizmus, stb.), közöttük a mezıgazdaságra a leginkább. Az utóbbi évtized szélsıséges hımérsékleti- és csapadékviszonyai hatással voltak legfontosabb természeti kincsünk, a Balaton életére is (halmozódó csapadékhiány miatti vízszintcsökkenés).
Meteorológiai adatok elemzésének esetére, vizsgálatokra alkalmas adatsorok Keszthelyen több, mint 130 évre visszamenıleg állnak rendelkezésre. Ezen adatok birtokában már viszonylag nagy biztonsággal vonhatók le következtetések az idıjárás
alakulásának tendenciáiról, esetlegesen az éghajlatváltozással kapcsolatba hozható jelenségekrıl is.
1.1. A vizsgálat célkit ő zése
Vizsgálataink célja elsısorban a keszthelyi hosszú idısoros meteorológiai mérések adatainak éghajlati-statisztikai elemzése volt. Az adatok elemzése révén kerestük a globális klímaváltozás helyi megnyilvánulásainak esetleges bizonyítékait. Az éves, évszakos és havi adatok alapján meg kívántuk határozni, hogy milyen változások következtek be a mérések kezdete óta a hımérséklet és a csapadékmennyiség értékeiben. A változások detektálásához fontos háttér-információként szolgált a keszthelyi meteorológiai mérések történetének részletes feldolgozása.
Másodsorban figyelmünket a helyben, több évtizede, kísérleti céllal termesztett kukorica egy esetleges klímaváltozáshoz való alkalmazkodására irányítottuk, melyet mikrometeorológiai szimulációs vizsgálatokkal igyekeztünk megismerni. A keszthelyi Agrometeorológiai Kutatóállomáson több évtizede folynak mikroklíma megfigyelések, és egy évtizede szimulációs modellezés segítségével is nyerhetünk információkat az amúgy korábban csak ritkán regisztrált mikrometeorológiai elemekrıl. Célunk az volt, hogy felhasználva a keszthelyi mérési adatokat és az ország, valamint a Balaton vízgyőjtıterületére kidolgozott prognózisokat, szimuláljuk a kukorica állományok mikroklímájának és életfolyamatainak alkalmazkodását egyes - valószínőleg várható - klimatikus feltételekhez.
2. IRODALMI ÁTTEKINTÉS 2.1. A globális klímaváltozás
2.1.1. Az üvegházhatás és okai
A Föld légköre egyfajta energiacsapdaként mőködik, ahhoz hasonlóan, amint az üvegházak is. Az üvegházhatás a légkör hıvisszatartó képessége, melynek segítségével bolygónk az élıvilág számára komfortos élıhellyé válik.
Ennek fizikai okait a Napból bolygónkra érkezı sugárzás légköri útjának folyamatai, valamint a Föld kisugárzása és a légköri összetétel jelentik.
A légkört alkotó gázok tulajdonságuknak megfelelıen nem minden sugárzást engednek át: hullámhosszuktól függıen egyeseket visszavernek (reflexió), van, amit elnyelnek (abszorpció), s vannak olyanok, amelyeket továbbengednek. Az igen rövid hullámhosszú elektromágneses sugárzást, vagy az UV-sugárzás nagyobb részét a légkör nem, vagy csak korlátozottan engedi tovább, míg a Nap sugárzásának jelentıs részét kitevı fényt szinte akadálytalanul keresztülbocsátja (1. ábra). A felszínre érkezı sugárzás azonban – az ott lévı anyagokkal kölcsönhatásba kerülve – hosszú hullámú hısugárzássá alakul, amit már csak kevéssé enged át a légkör. Az így keletkezı hıtöbblet az, ami az élet számára kedvezı feltételeket teremt bolygónkon. A számítások szerint e nélkül mintegy 33°C-kal alacsonyabb, azaz -18°C lenne Földünk hımérséklete. Tehát az üvegházhatás a földi élet szempontjából létfontosságú természetes folyamat (Pálvölgyi 2004).
1. ábra A légkör áteresztı képessége a hullámhossz függvényében (Rakonczai 2003)
Az üvegházhatás nélkül valószínőleg nem létezhetne a jelenlegi formában élet a Földön, vagyis a légköri üvegházhatású gázok hıvisszatartó képessége bizonyos mértékig kedvezı. Az üvegházhatás akkor válik kedvezıtlenné, mikor az üvegházi-gázok légköri koncentrációja fokozódik, amely felboríthatja a Föld-légkör rendszerben uralkodó törékeny egyensúlyt. A légkörben lévı üvegházhatású gázok mennyiségének bármilyen irányú változása módosítja a Föld-légkör rendszer energiamérlegét, és így elvben törvényszerően éghajlatváltozáshoz vezet (Haszpra 2004). Az üvegházhatás mechanizmusát a 2. ábra szemlélteti.
2. ábra Az üvegházhatás (UNEP, Grid Arendal 1996)
1. A napsugárzás áthalad a tiszta atmoszférán (a beesı napsugárzás 343 W m-2), 2. A nettó bejövı napsugárzás (240 W m-2), 3. A napsugárzás egy része visszaverıdik az atmoszférából és a földfelszínrıl (a
visszavert sugárzás 103 W m-2), 4. A napsugárzást elnyeli a földfelszín és felmelegíti azt (168 W m-2), és átalakul hıvé, amit hosszúhullámú sugárzás formájában (infravörös) a felszín visszasugároz az atmoszférába, 5. Az infravörös sugárzás egy részét elnyelik az üvegházhatású gázok és visszasugározzák.
Ennek direkt hatása a földfelszín és a troposzféra felmelegítése. A felszín további melegedése ismét infravörös sugárzás kibocsátásához vezet, 6. Az infravörös sugárzás egy része áthalad az atmoszférán és
Az üvegházhatást kiváltó gázok mennyisége a légkörben az utóbbi 200-250 évben jelentısen megváltozott, és olyan gázok is megjelentek, melyek addig nem voltak jelen a légkörben. Ezen változások nagy valószínőséggel az intenzív emberi ipari tevékenységhez köthetık, ugyanis az ipari forradalom óta az üvegházhatású gázok koncentrációja megnıtt a légkörben (1. táblázat).
1. táblázat A legfontosabb üvegház-gázok és néhány jellemzıjük (IPCC 2001) /1 ppm=10-6, 1 ppb=10-9, 1 ppt=10-12/
CO2 CH4 N2O CFC-11 HCFC-
22 Kezdeti koncentráció
(1750-ben)
278 ppm 700 ppb 275 ppb Nulla! Nulla!
Koncentráció 1998-ban 365 ppm 1745 ppb 314 ppb 268 ppt 132 ppt Eddigi elsıdleges
sugárzási hatás
1,46 W/m2
0,48 W/m2
0,15 W/m2
0,07 W/m2
0,03 W/m2 Koncentráció 1,5
ppm/év
7 ppb/év
0,8 ppb/év
-1,4 ppt/év
5 ppt/év Növekedés 0,4 %/év 0,4 %/év 0,03 %/év -0,5 %/év 4 %/év
Légköri élettartam (év) 50-200 8-12 120 45 12
Globális Melegítı Potenciál (100 év)
1 23 296 4600 1700
Az üvegházhatás fokozódásáért fı bőnösként a CO2 vonult be a köztudatba. Pedig az üvegházhatás 62%-áért a vízgız a felelıs (Koppány 2002). Hatását egyedül nem lenne képes kifejteni, csak a többi üvegházhatású gázzal együtt van melegítı hatása. A CO2 a melegítı hatás 22%-áért (Koppány 2002) felel „csak”. A CO2 túlnyomó részt (~97%) a fosszilis tüzelıanyagok elégetésébıl származik (Pálvölgyi 2000). A táblázatban látható üvegház-gázok melegítı hatása többszöröse a CO2-énak, ezeket mégis ritkábban emlegetik az üvegházhatás kapcsán. Az intenzív mezıgazdasági termelés hozzájárul az üvegház- gázok közül a CH4 koncentrációjának növekedéséhez (kérıdzı haszonállatok emésztırendszeri fermentációja, rizstermesztés, szerves anyagok anareob bomlása). A N2O egyik fı forrása a mőtrágyagyártás és -használat, legfontosabb természetes forrása pedig a denitrifikáció (Haszpra 2004). A halogénezett szénhidrogének az ipari forradalom óta
jelentek meg a légkörben. Hírhedt képviselıik a Föld ózon pajzsát romboló freonok és halonok (Haszpra 2004). Természetesen a felsoroltakon kívül még számos olyan gáz létezik, amelynek szerepe van az üvegházhatás kialakításában, illetve annak fokozásában.
Itt csak a legfontosabbak kerültek felsorolásra.
Az IPCC 2007-ben jelentette meg Negyedik Helyzetértékelı Jelentését, amelynek az 1. munkacsoport által elkészített döntéshozókhoz címzett összefoglalóját már 2007.
februárjában, a szervezet Párizsban rendezett konferenciája után olvashattuk. Ebben a kutatók megállapították, hogy 2005.-ben a globális CO2 koncentráció 379 ppm volt, a CH4
koncentrációja a légkörben 1774 ppb-re nıtt, a nitrogén-oxidok koncentrációja pedig 319 ppb-re emelkedett. Az éves fosszilis CO2 kibocsátás az 1990-es években átlagosan 6,4 GtC volt, ez a 2000-2005-ös idıszakra 7,2 GtC mennyiségre nıtt évente.
Az üvegházhatás ellenében is hatnak bizonyos tényezık a légkörben. Vannak antagonista üvegházgázok is, mint pl. a SO2, ami például vulkánkitörések során kerülhet a légtérbe. A vulkánkitörések több antagonista üvegházi-gázt és aeroszolokat juttatnak a légkörbe. Egy erupció több évre is befolyásolhatja, hőtheti a légkört, bár hatásai túlnyomórészt inkább lokálisan érzékelhetık.
Az üvegházhatású gázok okozta felmelegedést az emberi tevékenység miatt a levegıbe kerülı légköri aeroszol részecskék is befolyásolják. Az aeroszol közvetlen hatása a napsugárzás gyengítésébıl következik. Tekintve, hogy a fényt szóró anyagok mennyisége (pl. ammónimum-szulfát, szerves anyagok) az optikailag aktív nagyságtartományban jóval meghaladja a fényt elnyelı anyagok (pl. elemi szén) koncentrációját, a közvetlen hatás elsısorban a fény szórását jelenti (Mészáros 1998).
A felhık képzıdésének fizikai folyamata a kondenzáció, amely során a telített levegıbıl a vízgız kiválik, lecsapódik. Az aeroszolok ezt a folyamatot segítik, mint kondenzációs magvak. Minél több kondenzációs magon csapódik ki azonos mennyiségő vízgız, annál több, illetve kisebb nagyságú felhıcsepp keletkezik. A kis cseppekbıl álló felhıknek viszont jelentısebb az albedója, mint a kevesebb, nagyobb cseppekbıl álló felhıké. Ráadásul a kisebb cseppekbıl álló felhık nehezebben adnak csapadékot, mint a nagyobb cseppeket tartalmazó felhık, azaz a kondenzációs magvak számának növekedése a felhık élettartamának emelkedésével jár. Ez a közvetett hatás igen lényeges, hiszen az emberi tevékenység jelentısen hozzájárul a légköri aeroszol részecskék, következésképpen
a kondenzációs magvak mennyiségéhez (Mészáros 1998). Tehát az aeroszolok is az üvegházhatás fokozódása ellen hatnak.
A légköri CO2 koncentráció változása
A légkörben fellelhetı CO2 mennyisége a földtörténet során nagymértékben változott, nem volt állandó. A mai korszerő vizsgálati módszerekkel az utóbbi 160 ezer év alatt jellemzı CO2 koncentrációk meghatározása az antarktiszi és grönlandi jégbıl vett minták alapján történt (Mészáros 1999). A mintából kiderült, hogy a CO2 koncentráció kapcsolatba hozható a hımérséklet alakulásával, amelyet szintén a jégbe zárt légbuborékok alapján számszerősítettek (3. ábra). Ez az eljárás az oxigén 18-as és 16-os izotópjainak arány-meghatározásán alapul (Major 2004).
3. ábra A hımérséklet és a CO2 szint változás az utóbbi 160 ezer évben (www.nyf.hu/others/html/kornyezettud/global/010.htm)
Az utóbbi 20 ezer év során az emberi letelepedéshez, a növénytermesztés és állattenyésztés számára kedvezıvé vált az éghajlat, és ez az állapot stabilizálódott (Mészáros 1999). Ez példa nélküli volt az addigi éghajlattörténetben (Major 2004). A letelepedéssel, mezıgazdasági tevékenységgel megkezdıdött az ember természetalakító tevékenysége, mely az ipari forradalom idején kezdett kiteljesedni.
A szén-dioxid a vízgız után a második legfontosabb üvegházhatású gáz a légkörben.
Koncentrációját az emberiség közvetlenül befolyásolhatja, ezzel éghajlatváltozást idézhet elı. A fosszilis tüzelıanyagok elégetése és az erdıirtások révén nagyobb mennyiségő szén- dioxid kerül a levegıbe, mint amennyit ugyanezen idı alatt a bioszféra és az óceánok képesek felvenni. Ennek következtében a légkör szén-dioxid tartalma folyamatosan nı (Haszpra 1998).
A szén-dioxid koncentráció növekedésének üteme lényegesen nagyobb évenkénti ingadozást mutat, mint amit az emberi tevékenység számlájára lehetne írni (Keeling et al.
1989, 1995). A számítógépes modellek arra utalnak, hogy az északi félgömb mérsékelt éghajlati övének kontinentális bioszférája a korábban feltételezettnél lényegesen nagyobb szerepet tölt be a légkör szén-dioxid koncentrációjának alakításában (Tans et al. 1990). A közelmúltban e területeken megkezdett mérések alátámasztani látszanak a modellek eredményeit (Ciais et al. 1995). A Pinatubo vulkán kitörését követı átmeneti globális lehőlés a lényegében változatlan emberi kibocsátás ellenére is megtorpantotta rövid idıre a légköri szén-dioxid koncentráció növekedését. Ennek oka a mérsékelt égövi kontinentális területek ökológiai rendszereinek átmenetileg lecsökkent kibocsátása volt (Lambert et al.
1995). A kezdeti eredmények alapján úgy tőnik, e zóna bioszférája átlagos viszonyok között is több szén-dioxidot vesz fel, mint amennyit kibocsát (Ciais et al.1995, Haszpra 1998).
Az IPCC Harmadik Helyzetértékelı Jelentése (2001) a légköri szén-dioxid koncentrációt 2100-ra 540 és 970 ppm közé becsüli a hat reprezentatív SRES kibocsátási forgatókönyv alapján (4. ábra) (Takács-Sánta 2005).
4. ábra A harmadik IPCC kiadvány Szintézis jelentésében szereplı CO2
koncentrációnövekedési szcenáriók (www.ipcc.ch)
A különbözı társadalmi-gazdasági feltételezésekre épülı SRES-forgatókönyvek eltérı üvegházgáz- és aeroszol-kibocsátásokat eredményeznek. Az IPCC Harmadik (2001) és Negyedik (2007) Helyzetértékelı Jelentése a Kibocsátási Forgatókönyvek Speciális Jelentésén /SRES - IPCC Special Report on Emmision Scenarios (2000)/ alapuló üvegházhatású gázok kibocsátási forgatókönyveit alkalmazza az elırejelzések elkészítéséhez, mely kibocsátási forgatókönyvek Pálvölgyi (2004) publikációjában megfogalmazva az alábbiak:
A1F1: Gyors növekedés a fejlıdı világ gyorsuló felzárkózásával egy technológiában elmaradó, fosszilis tüzelıanyag-világban.
A1T: Gyors növekedés a fejlıdı világ gyorsuló felzárkózásával, de a tisztább (kevésbé karbonintenzív) technológiák elıretörnek.
A1B: Gyors növekedés a fejlıdı világ gyorsuló felzárkózásával kiegyensúlyozott technológiai fejlıdés mellett.
A2: Heterogén világ. Lassú és differenciált gazdasági növekedés, de nagy népességnövekedés.
B1: Konvergens, méltányos és fenntartható világ. Globális technológiai megoldások elıretörése.
B2: Változatos és fenntartható világ. A hangsúly a helyi technológiai megoldásokra helyezıdik.
(Ezek a forgatókönyvek az ún. kettıs aeroszolhatást is figyelembe veszik.)
IS92a: az IPCC Második Helyzetértékelı Jelentésében szereplı forgatókönyvcsalád egyik tagja (Takács-Sánta 2005).
A forgatókönyvek a különbözı társadalmi-gazdasági fejlıdési pályákat szemléltetik (5. ábra).
5. ábra A reprezentatív SRES forgatókönyvcsaládok (IPCC 2001)
Magyarországon az Országos Meteorológiai Szolgálat 1981.-ben létrehozott egy légköri CO2 háttér-szennyezettséget mérı állomást K-pusztán (46°58’N, 19°33’E), majd a felszín és a légkör közötti CO2-áram meghatározásához 1994.-ben Hegyhátsálon (46°57’N, 16°39’E, 248 m) a tv-adótornyot szerelte fel megfelelı mőszerekkel (Haszpra és Barcza 2005) (6. ábra). A K-pusztai mérıállomás 1999.-ben megszőnt (Haszpra és Barcza 2005).
6. ábra A hegyhátsáli mérıállomás sematikus rajza (wdir - szélirány; ws - szélsebesség; T - hımérséklet; rh - relatív nedvesség; PAR - fotoszintetikusan aktív sugárzás; glob.rad. - globálsugárzás; rad.
balance - sugárzás-egyenleg) (Országos Meteorológiai Szolgálat, www.met.hu)
A mérések kezdetétıl (1981) 1998-ig a levegı szén-dioxid koncentrációja K-pusztán közel 375 ppm-re emelkedett. A koncentráció növekedési üteme azonban sem itt, sem az antropogén és természetes forrásoktól távoli globális háttér-levegıszennyezettség mérı állomásokon nem egyenletes. A növekedési ütemben tapasztalható ingadozás nagyobb, mint ami az antropogén kibocsátás ingadozásával magyarázható lenne. A növekedési ütem ingadozása K-pusztán és a távoli globális állomásokon igen hasonló, de K-pusztán az ingadozás mértéke nagyobb és fázisában kissé megelızi a másik két állomáson (Mauna Loa, Hawaii és Point Barrow, Alaszka) észlelteket (Haszpra 1998). Ez a tapasztalat alátámasztja a ’80-as évek végén, ’90-es évek elején végzett modellszámítások eredményeit, melyek szerint az északi félgömb mérsékelt övi kontinentális ökológiai rendszerei meghatározó módon befolyásolják a globális szén-körforgalmat, a légkör szén-
dioxid koncentrációját (Tans et al. 1990). Feltételezve a K-pusztai és a hegyhátsáli mérési sorok egymáshoz illeszthetıségét, Haszpra és Barcza (2005) megállapította, hogy 1981.
közepétıl 2004. elejéig a légkör szén-dioxid-koncentrációja 343 ppm-rıl 383 ppm-re emelkedett. A szeszélyes ingadozások mellett kialakult 1,77 ppm/év növekedési ütem összhangban van a világ más részein ugyanebben az idıszakban észlelt értékekkel.
Haszpra (2007) publikációja szerint 2006. júniusáig a CO2 koncentráció 389 ppm-re nıtt a hazai mérések alapján.
A metán és a dinitrogén-oxid koncentráció változása
A metán globális légköri koncentrációja az iparosodás elıtti kb. 715 ppb értékrıl az 1990-es évek elejére 1732 ppb-re nıtt, és 2005.-ben az értéke 1774 ppb. A metán légköri koncentrációja 2005.-ben messze meghaladta az utolsó 650 000 év természetes tartományát (320–790 ppb), ahogy az szintén a jégszelvényekbıl meghatározható. A növekedési ütem az 1990-es évek elejétıl csökkent. Ez megfelel az összes kibocsátás (antropogén és természetes források összege) alakulásának, ami ebben az idıszakban csaknem konstans volt. Nagyon valószínő, hogy a metánkoncentráció megfigyelt növekedése antropogén tevékenységeknek, elsısorban a mezıgazdaságnak és fosszilis üzemanyagok felhasználásának tudható be. A különbözı források hozzájárulásának arányát azonban még nem lehet elég pontosan meghatározni (IPCC 2007).
A dinitrogén-oxid globális légköri koncentrációja az iparosodás elıtti 270 ppb értékrıl 2005.-re 319 ppb-re nıtt. A növekedési ütem 1980-tól nagyjából állandó. A dinitrogén-oxid-kibocsátás több mint egyharmada antropogén eredető, amelynek forrása elsısorban a mezıgazdaság (7. ábra).
7. ábra Az üvegházhatású gázok (CO2, CH4, N2O) változásai jégszelvény- és modern adatok alapján (IPCC 2007, Éghajlatváltozás 2007)
/baloldali függıleges tengelyen az adott üvegházhatású gáz koncentrációja (ppm/ppb), a jobboldali függıleges tengelyen a sugárzási kényszer mértéke (W m-2), a vízszintes tengelyen az idı (év)
került ábrázolásra/
A metán és a dinitrogén-oxid koncentráció növekedését elırejelzı SRES- forgatókönyveket a 8. ábra szemlélteti.
8. ábra Az IPCC-TAR (2001) Szintézis jelentésében szereplı metán és dinitrogén-oxid koncentrációnövekedési szcenáriók (www.ipcc.ch)
2.1.2. A globális klímaváltozás várható következményei
Bolygónk éghajlatát több földi és földön kívüli (csillagászati) tényezı szabályozza.
Ennek köszönhetıen az éghajlat bonyolult, nem lineáris rendszert alkot, amelynek alakításában a visszacsatolási mechanizmusok fontos szerepet játszanak. A Föld története során bolygónk éghajlata számos kisebb-nagyobb változáson ment keresztül. Ezek a változások azonban nem veszélyeztették a bioszféra létét. Az utolsó jégkorszak befejezıdése óta az éghajlat meglehetısen állandó, ami kedvez az emberi társadalmak és a civilizáció fejlıdésének. Az utolsó évszázadokban, lényegében az ipari forradalom óta ez a fejlıdés olyan méreteket öltött, hogy az emberi tevékenység a környezet szabályozásának egyik nem elhanyagolható tényezıjévé vált (Mészáros 1998).
Az üvegházhatású gázok és aeroszolok légköri mennyiségének, a napsugárzásnak és a földfelszín tulajdonságainak változásai megváltoztatják az éghajlati rendszer energia- egyensúlyát. Ez utóbbi változásokat ún. sugárzási kényszer formájában fejezzük ki, ami lehetıvé teszi annak összehasonlítását, hogy a különféle emberi, illetve természetes tényezık milyen mértékő melegítı- vagy hőtıhatást gyakorolnak a globális éghajlatra (IPCC 2007). A sugárzási kényszer összetevıit az alábbi 9. ábra mutatja be.
9. ábra A sugárzási kényszer összetevıi (IPCC 2007)
Globálisan átlagolt sugárzásikényszer- (RF values W m-2) becslések és bizonytalansági tartományok 2005-ben az antropogén eredető szén-dioxidra (CO2), metánra (CH4), dinitrogén-
oxidra (N2O) és más fontos anyagokra és hatótényezıkre, valamint ezek tipikus földrajzi kiterjedése, térbeli léptéke (Spatial Scale) és a tudományos megértés szintje (LOSU). Az eredı
antropogén (Total net antropogenic) sugárzási kényszer és annak bizonytalansága szintén bemutatásra került (Éghajlatváltozás 2007).
A globális hımérséklet emelkedése
A légkör üvegház-hatásának antropogén tevékenység okozta erısödése miatt a jövı században a Föld hımérséklete magasabbra emelkedhet, mint a történelem során valaha (Bartholy és Mika 1998) (10. ábra).
10. ábra A Föld felszíni hımérsékletének változása az 1000-2100-as évek között (IPCC 2001)
A nemzetközi összefogással létrehozott IPCC (Intergovernmental Panel on Climate Change) több prognózist is készített annak megfelelıen, hogy a CO2 és a többi üvegházhatású gáz koncentrációja milyen mértékben fog nıni. Ezeket a prognózisokat éghajlati forgatókönyveknek nevezzük. 2001-ben 11 ilyen forgatókönyvet készített az IPCC. A legkedvezıbbtıl a legerısebb antropogén hatásokig e forgatókönyvek szerint igen széles sávban változnának a várható következmények, pl. a CO2 koncentráció elırebecsült értéktartománya 540 és 970 ppm közé esik. E tényezık és forgatókönyvek 2100-ra 4 és 9 W m-2 közötti elsıdleges sugárzási kényszerrel számolnak. Ez a legkedvezıbb esetben csak 1,4°C-os, legrosszabb esetben 5,8°C-os hımérsékletemelkedést okoz (Mika 2002). Az IPCC 2007-es dokumentuma szerint a felmelegedés 1,1-6,4°C-os tartományban várható a XXI. század végére. A legalacsonyabb kibocsátás forgatókönyvére (B1) a legjobb becslés 1,8°C (valószínő tartomány: 1,1–2,9°C), míg a legmagasabb kibocsátás forgatókönyvére (A1F1) a legjobb becslés 4°C (valószínő tartomány: 2,4–6,4°C) globális hımérsékletemelkedés 2100-ra (11. ábra). A következı két évtizedre a SRES emissziós forgatókönyvek tartománya szerint kb. 0,2°C évtizedenkénti melegedés várható. Ha az összes üvegházhatású gáz és az aeroszol koncentrációja a 2000. évi szinten állandó marad, akkor is 0,1°C körüli évtizedenkénti melegedés várható. Az üvegházhatású gázkibocsátás folytatása a jelenlegi mértékben vagy afölött további melegedést okozna, és számos változást indukálna az éghajlati rendszerben a 21. század folyamán, amely nagy valószínőséggel nagyobb lenne, mint a 20. században megfigyelt változások (IPCC 2007).
11. ábra Globális felszíni átlaghımérséklet emelkedéseltérı forgatókönyvek alapján (NÉS 2007, IPCC 2007, Éghajlatváltozás 2007)
A globális felmelegedés azonban nem egyformán érinti a Föld különbözı területeit.
Az Északi-félteke nagyobb mértékben melegszik (Iványi 1998).
A globális klímaváltozás már érzékelhetınek tőnik a mérési adatok alapján, de azt is láthatóvá teszik ezek az adatok, hogy az eddigi feltételezett felmelegedés nem fokozatosan következett be. A globális átlagolt hımérsékleti sorokra azt találták, hogy 1880. és 1940.
között melegedési periódus volt, amelyet egy hőlési periódus követett. Ez utóbbi idıszak idıtartamát illetıen eltérıek az eredmények. A hőlési periódus vége 1960. és 1970. között változik. Ezek a megállapítások a globális hımérsékletre vonatkoznak, a hemiszférikus átlagok is, de a regionális skálára vonatkozóak még inkább eltérı képet mutatnak (Iványi 1998).
A 21. századra elırevetített felmelegedés a forgatókönyvektıl független földrajzi eloszlásokat mutat, amelyek hasonlítanak az utóbbi néhány évtizedben megfigyelt mintázatokhoz (IPCC 2007). A felmelegedés várhatóan a szárazföldek felett és a
legmagasabb északi szélességeken lesz a legerısebb, a déli óceán és az észak-atlanti óceán egyes részei felett a leggyengébb (12. ábra).
12 .ábra A felszíni hımérsékletek elırejelzése légkör–óceán–globális cirkulációs modellekben (IPCC 2007)
A 21. század egy-egy korai és késıi idıszakára elıre jelzett változások a felszíni hımérsékletben az 1980 és 1999 közötti idıszakhoz viszonyítva. A középsı és jobb oldali ábrahármas a légkör–
óceán globális cirkulációs modellekben átlagosan elıre jelzett változásokat mutatja, mégpedig a B1 (felsı), A1B (középsı) és A2 (alsó) SRES forgatókönyvekre a 2020–2029 (középsı oszlop) és
2090–2099 (jobb oldali oszlop) évtizedekre átlagolva. A bal oldali oszlop az ennek megfelelı bizonytalanságokat, mint a különbözı AOGCM- és EMIC-tanulmányok által becsült globális
átlagmelegedésre adott relatív valószínőségeket mutatja ugyanezekre az idıszakokra (Éghajlatváltozás 2007).
A tengerek vízszintjének emelkedése
Az óceánok, tengerek vízszintjének emelkedése több okra vezethetı vissza. Az egyik a víz hıtágulása, a másik - az emelkedı hımérséklet miatt – a krioszféra olvadása. A világtengerek szintjének emelkedése 30 éve még csak évi 1-2 mm volt, ez mára már évi 4- 6 mm-re nıtt. Az IPCC elırejelzései szerint 2100-ra 10-90 cm-rel nıhet az óceánok, tengerek vízszintje (Mika 2002). A 2007-ben megjelent eredmények alapján 18-59 cm
között várható a világtenger szintjének növekedése. Ez a becslés már óvatosabb, mint az IPCC TAR-ban (2001) megjelent adat.
A tengerek vízszintemelkedése több káros következménnyel is járhat. Ezek közül csak egy az alacsonyan fekvı, partmenti területek víz alá kerülése. Emellett a sós víz veszélyezteti a ma élı ökoszisztémákat, az édesvíz-készleteket, a mezıgazdasági területeket is.
A növekvı légköri szén-dioxid-koncentrációk az óceánok savasságának növekedéséhez vezetnek. A SRES forgatókönyveken alapuló elırejelzések az átlagos globális óceán felszíni pH értékére 0,14–0,35 egységnyi csökkenést adnak a 21. század folyamán, ami hozzáadódik az iparosodás elıtti idıszak óta eddig bekövetkezett 0,1 egységnyi csökkenéshez (IPCC 2007).
A növényföldrajzi övezetek esetleges módosulása, a tenyészidıszak hosszának változása, a természetes ökoszisztémák módosulása
A növényföldrajzi övezetek várhatóan eltolódnak a felmelegedés következtében. A módosuló éghajlati feltételek miatt bizonyos fajok eltőnhetnek, más, ellenállóbb fajok elszaporodhatnak, módosulhatnak a jelenlegi ökoszisztémák. A klímaváltozás következtében a korábbiakhoz képest átrendezıdı évszakok közvetlenül befolyásolják az élılények élettevékenységét, ami fokozza az élıvilág átalakulásának lehetıségét. Ez megnyilvánulhat az élılény morfológiájában, méretében, élettani folyamataiban, szaporodásában, elterjedésében, és nem utolsósorban alkalmazkodási képességében (Kordos 2007).
A klímaváltozás hatására eddig ismeretlen kártevık, majd annak betegségei is felszaporodhatnak. Gondot ez abban a tekintetben okoz, hogy nem ismerjük a megfelelı védekezési módot ellenük, ezért kártételük nagy lehet (pl. kukoricabogár megjelenése hazánkban).
A felmelegedés hatásaként megváltozhat a tenyészidıszak, vagyis a mesterséges növénytermesztés idıszakának hossza, módosulhatnak a termelés idıjárási feltételei is. Ez alapján a felmelegedésnek várhatóan lesznek nyertesei és vesztesei. A nyertesek az 50°
szélességi fok felett elhelyezkedı területek lehetnek, itt várhatóan a hımérséklet emelkedéséhez 5-8 %-os csapadékmennyiség növekedés társul majd. A mérsékelt égöv (30°-50° szélességi fok közötti területek) lesz a felmelegedés vesztese, mert itt a hımérséklet emelkedése 8-10 %-os csapadékcsökkenéssel párosulhat. A trópusi
de ez a mezıgazdasági termelést nem fogja számosan befolyásolni. Durva becslés alapján 1°C-os globális felmelegedésnél a fajok termeszthetıségének határvonala Szász (1994) szerint 200-300 km-rel északabbra, és 100-150 m-rel magasabbra kerül a tengerszint feletti magasság alapján.
Szélsıséges idıjárási események várható alakulása
A szélsıségek, rekordok száma megszaporodhat a klímaváltozás következményeként, annak ellenére, hogy az átlag akár változatlan maradhat. Gyakoribbakká válhatnak a szélsıséges idıjárási jelenségek, pl. viharos erejő szél, jégesı. Igen valószínő, hogy a szárazföldi területeken nı a forró napok és csökken a fagyos napok száma, továbbá a napi hımérsékleti ingás is mérséklıdhet (Pálvölgyi 2004). A meteorológiai elemek átlagai mellett többen foglalkoztak a szélsıséges idıjárási jelenségek globális klímaváltozásnál bekövetkezı gyakoribb megjelenésével, bár van, aki szerint ezek elırejelzése jelenleg kellı megbízhatósággal még nem valósítható meg (Mearns et al. 1997). Az IPCC (2007) kutatói szerint igen valószínő, hogy a forró extrémitások, a hıhullámok és a nagy csapadékok száma meg fog növekedni.
A csapadékjárás és a globális vízkörzés változása
Az üvegházhatású gázok kibocsátási forgatókönyveinek tanúsága szerint a XXI.
században a légköri páratartalom növekedésére számíthatunk. Valószínő, hogy a XXI.
század második felére a mérsékelt és magas szélességeken, valamint az Antarktisz térségében a téli csapadékhozamok növekednek majd (IPCC 2001).
A magas szélességi övekben a csapadékösszeg növekedése nagyon valószínő, míg ennek csökkenése valószínő a legtöbb szubtrópusi szárazföldi régióban (az A1B forgatókönyv szerint 2100-ban nem kevesebb, mint 20%-kal), ily módon folytatva a jelenlegi trendekben megfigyelt mintázatokat (IPCC 2007) (13. ábra).
13. ábra A csapadékváltozások elırevetített mintázata (IPCC 2007)
A csapadék relatív változásai (százalék) 2090 és 2099 között, az 1990 és 1999 közötti idıszakhoz viszonyítva. Az értékek az A1B jelő SRES forgatókönyvre alapozott összes modellfutás átlagai, decembertıl februárig (Tél, a bal oldalon), valamint júniustól augusztusig (Nyár a jobb oldalon ). A
fehér területeken a modellek kevesebb mint 66%-a egyezik meg a változás elıjelében, míg a pontozott területeken a modellek több mint 90%-a azonos elıjellel változik
(Éghajlatváltozás 2007).
Az északi félgömbön a hótakaró és a tengeri jég kiterjedése minden bizonnyal továbbra is csökkenni fog (14. ábra), a gleccserek visszahúzódása is folytatódik.
Ugyanakkor elképzelhetı, hogy az Antarktisz jégmezıi „utánpótlást” kapnak, ugyanis itt várhatóan számottevıen nıhet a csapadék mennyisége.
14. ábra Az északi jégsapka méretének csökkenése 1979 és 2003 között (http://homepage.mac.com/ourearthmusic/.Public/Arctic_IceLoss1979-2003.jpg)
A legtöbb modell a szél, a vízhımérséklet és sókoncentráció által mőködtetett globális óceáni vízkörzés gyengülését vetíti elıre, aminek következményeként az északi félgömbön a délrıl északra tartó hıáramlás mérséklıdik. A jelenlegi szimulációk nem támasztják alá az óceáni vízkörzés teljes leállását, legalábbis 2100-ig. A Negyedik Helyzetértékelı Jelentés szerint az Atlanti óceán meridionális körforgása lelassul a 21.
században. A modellek által adott átlagos csökkenés 2100-ra 25% volt (IPCC 2007).
Az óceáni szállítószalaggal (15. ábra) összefüggı „éghajlati ugrás” is elképzelhetı Broecker (1997) paleoklíma-vizsgálatokon alapuló elmélete szerint.
15 ábra Az óceáni szállítószalag (UNEP-GEO4 2007)
/Piros nyíl-melegebb víz, kék nyíl-hidegebb víz, rózsaszín nyíl-Golf-áramlat/
Az elmélet azt körvonalazza, hogy az emelkedı hımérséklet miatt a poláris jégsapkák megolvadnak, aminek következtében nagyobb mennyiségő édesvíz kerül az óceánokba. Ez megváltoztatja az óceánok sókoncentrációját a poláris területek környékén. Mivel az óceáni szállítószalag mőködését a sókoncentráció szabályozza, a koncentráció csökkenése egy adott határértéket elérve leállíthatja a szállítószalag mőködését. Ha ez bekövetkezik, akkor az Északi-félteke „meleg-ellátása” megszőnik, hımérséklete lecsökken, eljegesedik.
Ezután az édesvíz hozzáadás csökken, a szállítószalag újra indul, a hımérséklet újra emelkedik (Czelnai 1998, Broecker 1997).
2.1.3. A globális éghajlatváltozás várható hatásai Magyarországon
Hazánkban a klímaváltozás kockázatainak megítélésekor lényeges, hogy a Kárpát- medence a nedves óceáni, a száraz kontinentális és a nyáron száraz, télen nedves, mediterrán éghajlati régiók határán helyezkedik el. E határzónában az éghajlati övek kisebb eltolódása is oda vezethet, hogy országunk átcsúszhat a három hatás valamelyikének uralma alá (Mika 2002).
A Kárpát-medencét érı hatások prognosztizálása megfelelı idıbeli és térbeli bontású regionális éghajlati forgatókönyveket, vagyis a globális alternatívák megbízható helyi konkretizálását igényli. A modellszámítások alapján a hımérséklet és a csapadék várható hazai változásait a globális változások 0,5-4°C-ig terjedı tartományában a 2. táblázat tartalmazza. A forgatókönyvek fı állítása, hogy az üvegházhatás erısödésével a hazai éghajlat szárazabbá és napfényben gazdagabbá válása várható, legalábbis a melegedés kezdeti, néhány évtizedes tartományában (Mika 2002).
2. táblázat A hımérséklet és a csapadék hazánkban várható változása adott globális felmelegedés esetén Mika (2002) szerint
Globális Helyi változás
+ 0,5°C + 1°C + 2°C + 4°C
Hımérséklet (°C) Nyár / nyári félév
+ 1,0°C + 1,3°C + 2°C + 4°C
Hımérséklet (°C) Tél / téli félév
+ 0,8°C + 1,7°C + 3°C + 6°C
Csapadék Évi összeg
- 40 mm - 66 mm Bizonytalan + 40 −−−− 400 mm
A nyári/nyári félévi hımérséklet a kezdeti, 2-szeres relatív érzékenységrıl fokozatosan 1-szeresig csökken, míg a téli félévben nagyjából 1,5-szeres szinten marad. Az évi csapadékösszeg nemlineárisan követi a melegedést: a kezdeti, legalább 1°C melegedésig súlyosbodó szárazodási tendencia késıbb megfordul, s a csapadékváltozás 4°C globális melegedésnél már biztosan pozitív lesz (Mika 2002).
Harnos (1998) az OAGCM modell hazai alkalmazásakor a jelenlegi CO2 szint megduplázódásával indukált 0,7°C felmelegedésnél a nyári félév csapadékcsökkenését 14%-ra becsülte. A szerzı felhívta a figyelmet, hogy ha a globális felmelegedés eléri az
1,8°C-t, akkor a csapadék változás elıjele megfordul, s 8%-kal emelkedni fog annak mennyisége.
Bartholy és Schlanger 2004-ben publikált modelleredményei (MAGICC/SCENGEN programcsomaggal, 16 GCM és 4 IPCC CO2 kibocsátási forgatókönyv alapján kidolgozott regionális forgatókönyvek) alapján 2050-re (+0,8)-(+2,8)°C-os, 2100-ra (+1,3)-(+5,2)°C- os hımérsékletváltozás várható hazánkban. A csapadék változása 13 modell szerint 2050- re (-1)-(+7)%, 2100-ra (-3)-(+14)% között alakulhat. A modellszámítások szerint a tél és a tavasz a mainál nedvesebbnek, míg a nyár és az ısz szárazabbnak ígérkezik.
Bartholy et al. (2005) modelleredményei szerint (0,5-4°C globális melegedés tartományában) éves szinten a felhızet néhány százalékos csökkenése valószínősíthetı, a hazai évi középhımérséklet emelkedése a földi és félgömbi átlaggal azonos mértékő lesz.
Az évi csapadékösszeg csökkenése 1-1,5°C-os kezdeti melegedés esetén hozzávetıleg 10%-ra prognosztizálható. A melegedés erıteljesebb, másfél fokot meghaladó szakaszán kisebb-nagyobb csapadéknövekedés valószínő. A 3°C-os globális melegedés hatását becslı számítás meglehetısen bizonytalan csapadéknövekedést mutat. Tehát négy módszertan és kilencféle becslés alapján valószínősíthetı, hogy Magyarországon meg fognak változni a sokévi átlagok. Éghajlatunk összességében melegszik és szárazabbá válik. A telek a mainál melegebbek lesznek, és valamivel csapadékosabbnak ígérkeznek, ezért növekszik az árvízveszély. Nyáron is melegedéssel kell számolnunk, ugyanakkor a csapadék csökken, ami növeli az aszály kockázatát. A szerzık szerint a nyári idıszakban a növekvı napfénytartam és az emelkedı hımérséklet valószínővé teszi a talaj nedvességtartalmának jelentıs csökkenését. A félgömbi átlaghımérséklet 0,5°C-os emelkedésével az aszályos hónapok gyakorisága 60%-kal nı. A XX. század utolsó harmadában megfigyelhetı volt a csapadék napi intenzitásindexének erısödése. Ha ez a tendencia folytatódik, az igen kedvezıtlen mind a növények vízhasznosítására, mind a talajerózió, mind az árvízvédelem szempontjából (Bartholy et al. 2005).
A klímaváltozás jelei már eddig is tapasztalhatók voltak hazánkban. Koflanovits- Adámy és Szentimrey (1986) az 1901-1984-es idıszakban lineáris csapadék csökkenést a tavaszi-ıszi periódusban tapasztalt, melybıl különösen a tavaszi vízbevétel elmaradás érintheti kellemetlenül a növényeket és termesztıket. Szász (1994) 110 évre kiterjedı standardizált csapadékátlagok elemzése alapján az egész országra kiterjedı csapadékcsökkenést állapított meg. Schirok-Kriston (1994) a 30 mm-t meghaladó csapadékkal rendelkezı napok számának alakulásában Magyarországon szignifikáns eltérést az 1901-1990-es periódusban nem talált.
Az ország 10 fıállomásának hosszú idısoros, 100 évre kiterjedı elemzése alapján nagy a valószínősége annak, hogy hazánk egyes térségein a globális felmelegedés mértéke nem lesz azonos. Erre következtethetünk az eddig mért változásokból is. Szalai és
Szentimrey (2001) az ország nyugati felén a hımérséklet becsült trendjét 0,72-0,85°C/100 év közöttinek, a keleti országrészben ennél mindenütt alacsonyabbnak,
mindössze 0,49-0,60°C/100 év közöttinek találta. A két szélsıséges mérıhely Mosonmagyaróvár és Nyíregyháza volt. Szalai et al. (2005) számításai szerint 1901-2004 között az ország területén jellemzı melegedés 0,76°C-nak adódott. A tavasz melegedése ugyanezen idıszak alatt 0,77°C, a nyáré 1°C, az ıszé 0,4-0,5°C, a télé 0,38°C volt. Az éves csapadékösszegek csökkenését 11%-ra becsüli a vizsgálat, a legnagyobb csapadékcsökkenés az évszakok közül tavasszal jelentkezett, 25%.
Tény, hogy a mezıgazdaság szempontjából kritikus 500 mm-es szint alatti csapadék elıfordulása gyakoribbá vált: ez 1901. és 1950. között 6 alkalommal, 1951. és 2000. között 10 alkalommal fordult elı (Jolánkai et al. 2004).
Kertész et al. (1999) a globális felmelegedés eredményeképpen Közép-Európa DK-i tájainak fokozatos szárazodásával számolt, s megállapította, hogy ezideig a természetes vegetációban és a földhasználatban ennek következménye még nem látszik. Itt szükséges megjegyezni, hogy a megállapítás a szántóföldekre nem vonatkozik, mivel ott földhasználat-váltás, mégpedig az ültetvények, különösen a gyümölcsösök mérsékelt térhódítása elképzelhetı (Kertész és Mika 1999). Kismértékő felmelegedésnél (0,5°C), mintegy 10-15%-os csapadékcsökkenésnél a termıhelyek térbeli elmozdulása várható a jobb nedvesség ellátású termıtájak irányába (Antal és Szesztay 1992).
Szalai (2004) szerint tény, hogy az aszályhajlam Európán belül a mediterrán térségben növekszik, és hazánk éghajlata ebbıl a szempontból a déli szomszédainkéval mutat hasonlóságot. Horváth (2007) szerint Debrecenre vonatkoztatva az analóg területek a 2011-2040-es idıszakban Észak-Szibériában, Dél-Romániában és Észak-Bulgáriában találhatók, ez 100-300 km-es eltolódást jelent.
A cirkuláció anticiklonosabbá válik (Tar 1998), s ezzel együtt a nyári napfénytartam 10%-kal emelkedik (Antal 2001).
Nem teszi könnyebbé a globális felmelegedés gazdasági növényekre gyakorolt hatásának vizsgálatát a prognózisokban több helyen megmutatkozó, fıképpen a csapadék mennyiségére és eloszlására vonatkozó bizonytalanság. A téli félévi csapadékváltozás elıjele a félgömbi hımérséklet kezdeti változása során több prognózisban sem egyértelmő.
Akár a hımérséklet alakulásában is adódhatnak eltérések aszerint, hogy melyik tájegységre vonatkoztatjuk azokat (Szabó et al. 2003).
Az eddig megjelent hazai publikációk döntı többsége a globális felmelegedést Magyarország térségére várhatóan az átlaghımérséklet emelkedésével és csökkenı, valamint változó eloszlású csapadékmennyiségekkel jellemzi. A konkrét értékekre vonatkozóan a vélemények megoszlanak (Szabó et al. 2003).
A Kárpát-medencére vonatkozó trendelemzések alapján a XX. század második felében a hımérsékletben egyértelmően megjelenik a melegedı tendencia, s a csapadékextrémumok gyakorisága és mértéke szintén egyértelmő növekvı tendenciát mutat, ezzel szemben a teljes lehullott csapadék mennyisége csökkent (Bartholy és Pongrácz 2005).
A 2006-ban napvilágot látott Klímapolitika címő kiadvány a PRUDENCE nemzetközi projekt elırejelzéseit taglalja Magyarország tekintetében, két megvilágításban is. Az egyik esetben azt vizsgálták a kutatók, hogy 1°C-os globális átlaghımérséklet- emelkedés mellett hazánk hımérsékleti viszonyai hogyan alakulnának. Ennek eredménye szerint:
• Magyarországon a globális átlagnál nagyobb mértékő melegedés várható. Ennek a mértéke erısen változó, de legerısebb a nyár folyamán, és leggyengébb tavasszal.
Az éves 1,4°C-os hımérsékletemelkedésnél nagyobb mértékő változásra számíthatunk nyáron és ısszel (1,7 illetve 1,5°C), míg télen és tavasszal valamivel kisebb mértékőre (1,3 illetve 1,1°C). A hımérséklet értékek szórása viszonylag kicsi, habár vannak olyan modellek, amelyek az átlagos (1 fokos) globális emelkedésnél kisebb értékeket szimulálnak.
• Az 1 fokos globális felmelegedést kísérı magyarországi csapadékmennyiség éves összege gyakorlatilag változatlan (ugyanolyan valószínőséggel lehet némi növekmény, illetve csökkenés), ugyanakkor a csapadék mennyiségének idıbeli eloszlása nagy különbségeket mutat. Nyáron érdemi csökkenés, míg télen hasonló mértékő növekedés figyelhetı meg. Az átmeneti évszakokban a különbözı modellek által adott becslések nem ennyire egyértelmőek – némelyeknél csökkenést, másoknál növekedést kapunk Magyarország térségére. Gyakorlatilag az összes modellfuttatás megerısíti a csapadék éves menetében várható változást, azonban annak mértékében már jelentıs különbségek mutatkoznak.
A másik megközelítés szerint az A2 és B2 forgatókönyvek felhasználásával szimulálták a 2071.-2100. közötti idıszakra várható évszakos változásokat, bizonyos szélsıséges idıjárási helyzetek gyakoriságának várható változását (a referencia idıszak 1961.-1990.
volt). A vizsgálatok eredménye a következıképpen került összefoglalásra:
• A Kárpát-medence térségére az évi átlagnál nagyobb mértékő hımérséklet- emelkedés várható a nyár /4,5-5,1°C az A2, és 3,7-4,2°C a B2 szcenárió szerint (Bartholy et al. 2007)/ és az ısz folyamán. A változás mértékében a bizonytalanság mértéke viszonylag magas.
• A csapadék éven belüli eloszlásában érdemi változás várható a Kárpát- medencében: téli csapadékmennyiség növekedés /23-37% az A2, és 20-27% a B2 szcenárió szerint (Bartholy et al. 2007)/, illetve nyári csapadék csökkenés /24-33%
az A2, és 10-20% a B2 szcenárió szerint (Bartholy et al. 2007)/. Amíg az egyes évszakokra vonatkozó változások iránya viszonylag egyértelmő, addig azok mértéke rendkívül bizonytalan.
• Várható, hogy a csapadék intenzitása átlagosan növekedni fog: a legtöbb modell azt szimulálja, hogy a nagycsapadékos jelenségek száma várhatóan növekszik, míg a kis csapadékkal járó jelenségek csökkenı tendenciát mutatnak.
• A hımérsékleti szélsıségek tekintetében a fagyos napok számának érdemi csökkenése, míg a nyári, hıség- és forró napok számának érdemi növekedése várható.
• Az A2 és B2 forgatókönyvek esetén bekövetkezı éghajlatváltozási szimulációk összehasonlítása alapján az mondható el, hogy az éghajlat változásának iránya nem, de annak mértéke kis mértékben változik, ha az „optimistább” B2 kibocsátási forgatókönyvet tekintjük.
2.2. Az éghajlatváltozás f ı bb elemeinek hatása termesztett növényeink életfolyamataira
2.2.1. A légköri CO2 koncentráció változásának hatása
A CO2 szerepe a növények szervesanyag termelésében
A növényi anyagcsere egyik legjellemzıbb vonása, hogy a növények képesek a fényenergiát szervesanyagok elıállítására felhasználni. Azon folyamatok összességét, melyek során a növényi szervezetek a fényenergiát hasznosítják szervesanyagok szintézisére, fotoszintézisnek nevezzük. A fotoszintézisnek az ad rendkívüli jelentıséget, hogy az egész élıvilág számára az energiát végsı soron a fotoszintézis során átalakított fényenergia szolgáltatja (Láng 1998). Az evolúció során, ahogy a növényzet fokozatosan hódította meg a különbözı élettereket, a fotoszintézisnek több típusa alakult ki. A folyamat magja mindenütt ugyanaz, de az az út, ahogy a levegıbıl származó CO2 a sztómákon keresztül eljut a tényleges biokémiai reakció helyére különbözı. Az egyes típusok közötti eltérés pontosan arra irányul, hogy a rendelkezésre álló forrásokat, mint fény, hı, víz és szén-dioxid a lehetı leghatékonyabban hasznosítsa a növényi szervezet (Hunkár 1998).
A fotoszintézis egyik alapeleme tehát a CO2, nélküle nem mehetne végbe a szervesanyag termelés, mint ahogy a Nap sugárzó energiája nélkül sem. A szervesanyagok termelésének kémiai alapegyenlete:
6 CO2 + 6 H2O + energia = C6H12O6 + 6 O2
A CO2 megkötés módja különbözik az egyes fotoszintézis típusoknál. A C3-as típusnál a légköri CO2-ból a szén közvetlenül egy 3 szén atomot tartalmazó molekulába megy, de fény és szabad oxigén jelenlétében egy része visszaalakul CO2-dá. Ez az ún.
fotorespiráció. A C4-es útnál a légköri CO2-ból a szén egy 4 szén atomot tartalmazó molekulába épül, amely azt beviszi a növényi szövet mélyebb rétegébe, ahol már nincs szabad oxigén, így ennél a típusnál hiányzik a fotorespiráció, vagyis hatékonyabb a CO2
megkötés.
A CO2 koncentráció változásának várható hatásai a növényi életfolyamatokra
A globális felmelegedés egyik legvitatottabb kérdése a megnövekedett CO2
koncentráció növényre, termésre kifejtett várható hatásának becslése. A növény szervesanyag elıállító folyamata a fotoszintézis, melynek egyik alapanyaga maga a CO2. Ha a gáz külsı légköri koncentrációja növekszik, akkor az egyéb környezeti feltételek változatlansága esetén a fotoszintézisben több tud abból hasznosulni, magasabb produktum keletkezik. Azonban tudjuk, hogy a természetben ez az állapot tartósan nem állhat fenn.
A CO2 koncentráció növekedésének sokat vitatott hatása a sztómák nyitottsági fokának (párolgás intenzitás) meghatározásában jelentkezik. Becslések szerint a magasabb CO2 szint hatására a rések szőkülnek, ezáltal a párolgás mérséklıdik, s a növény vízháztartása javul. Az ehhez kapcsolódó elemzések többsége valóban a vízhasznosulás növekedésérıl számol be, de érdekes módon nem a csökkent vízfelhasználás, hanem a nagyobb produkció eredményeképpen (Anda 2005). Cure (1985), valamint Raschke (1986) szerint klímakamrákban a CO2 koncentráció megkétszerezıdésekor a sztómaellenállás 50- 70%-kal növekedett. Morison (1987) a sztómák 40%-os bezáródásával számol megduplázódott CO2 szint mellett, mely a transpirációt attól függıen, hogy C3-as vagy C4- es növényrıl van szó, 23-46%-kal mérsékli.
Lıke et al. (2004) szimulációs vizsgálatai szerint a CO2 koncentrációemelkedés még 2°C-os átlaghımérséklet növekedés mellett is kedvezıen hat a C4-es kukorica fotoszintetikus aktivitására. Átlagosan 23%-ot meghaladóan növeli azt a többi paraméter változatlansága mellett.
Kimball (1985) szerint minden környezeti tényezı változatlansága mellett a CO2
koncentráció megkétszerezése (330 ppm-rıl 660 ppm-re) a C3-as növényeknél 34%-kal, a C4-eknél 14%-kal emelte a megtermelt biomassza mennyiségét. Óvatosan kezelendı a fenti egész C3 kategóriára meghatározott érték, mivel ezek növényfajonként széles határok közt -10 és +80% között is változhatnak (Kertész 2001, Szabó et al. 2003).
2.2.2. A hımérsékletemelkedés és a csapadékcsökkenés várható hatásai a növényi életfolyamatokra
A prognosztizált változások hazánk területén várhatóan a hımérséklet emelkedésében és a csapadékmennyiség csökkenésében fognak megnyilvánulni. A CO2
koncentráció fokozódása eltérıen hathat a különbözı fotoszintéziső növényekre.
