DOKTORI (PhD) ÉRTEKEZÉS
KOCSIS TÍMEA
KESZTHELY 2008
PANNON EGYETEM GEORGIKON MEZİGAZDASÁGTUDOMÁNYI KAR Növény- és Környezettudományi Intézet INTERDISZCIPLINÁRIS DOKTORI ISKOLA JOGUTÓD: ÁLLAT- ÉS AGRÁRKÖRNYEZET-TUDOMÁNYI DOKTORI ISKOLA Környezet-tudományok Tudományág Iskolavezetı: Dr. habil. Anda Angéla az MTA doktora Témavezetı: 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 2.1.2. A globális klímaváltozás várható következményei 2.1.3. A globális éghajlatváltozás várható hatásai Magyarországon 2.2. Az éghajlatváltozás fıbb elemeinek hatása termesztett növényeink
13 23 32
életfolyamataira 2.2.1. A légköri CO2 koncentráció változásának hatása 2.2.2. A hımérsékletemelkedés és a csapadékcsökkenés várható hatásai a növényi életfolyamatokra 2.3. A keszthelyi meteorológiai állomás története 2.3.1.. Észlelések 1865. és 1962. között 2.3.2. 1938.-1966.: új állomás létesítése a Georgikon keretein belül 2.3.3. 1966.-1995.: obszervatórium a Balaton-part közelében 2.3.4. 1995.-tıl napjainkig: újra a Georgikon területén, a Tanyakereszten
37 37 38 41 41 44 45 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 3.2.2. A hımérsékleti adatok mérésének eszközei, az adatsor keletkezésének körülményei 3.2.3. Az adatok inhomogenitásának problémája 3.2.4. Az adatsorok elemzésének módja 3.3. A mikroklíma szimulációs modell elméleti alapjai
50
3.3.1. A bemenı adatok győjtésének helye és módja 3.3.2. A modellfuttatások során alkalmazott szcenáriók
51 53 55 58 65 66
4
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 4.2.2. A sztómaellenállás és a fotoszintézis intenzitás módosulása 4.2.3. Az állományon belüli légtér- és a növény hımérsékletének változása
105 106 109
5. KÖVETKEZTETÉSEK
111
6. ÖSSZEFOGLALÁS
114
KÖSZÖETNYÍLVÁNÍTÁS
116
7. IRODALOMJEGYZÉK
117
8. TÉZISEK
129
9. THESES
130
5
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 e s ,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
6
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
7
KIVONAT Az utóbbi évtizedekben sokat hallhatunk a globális klímaváltozásról, és annak a valóságban
ténylegesen
megnyilvánulásairól
érzékelhetı
azonban
még
hatásairól. nem
A
rendelkezünk
klímaváltozás elégséges
lokális 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 éghajlatistatisztikai 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.
8
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.
9
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 NiederschlagAngaben 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.
10
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
11
alakulásának tendenciáiról, esetlegesen az éghajlatváltozással kapcsolatba hozható jelenségekrıl is.
1.1. A vizsgálat célkitőzése 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.
12
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)
13
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 távozik a világőr felé (a nettó infravörös sugárzási kibocsátás 240 W m-2).
14
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
HCFC22
Kezdeti koncentráció
278 ppm
700 ppb
275 ppb
Nulla!
Nulla!
Koncentráció 1998-ban
365 ppm
1745 ppb
314 ppb
268 ppt
132 ppt
Eddigi elsıdleges
1,46
0,48
0,15
0,07
0,03
sugárzási hatás
W/m2
W/m2
W/m2
W/m2
W/m2
Koncentráció
1,5
7
0,8
-1,4
5
ppm/év
ppb/év
ppb/év
ppt/év
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
1
23
296
4600
1700
(1750-ben)
Potenciál (100 év) 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 üvegházgázok
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
15
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
16
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.
17
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 széndioxid 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)
18
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) 19
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 szén20
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).
21
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 SRESforgatókönyveket a 8. ábra szemlélteti.
22
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 energiaegyensúlyát. 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.
23
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), dinitrogénoxidra (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).
24
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).
25
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
26
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 46 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
27
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 területeken a hımérséklet emelkedése mellett igen mérséklet csapadéknövekedés várható, 28
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).
29
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)
30
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).
31
2.1.3. A globális éghajlatváltozás várható hatásai Magyarországon Hazánkban a klímaváltozás kockázatainak megítélésekor lényeges, hogy a Kárpátmedence 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 + 0,5°C + 1°C + 2°C + 4°C Helyi változás Hımérséklet
(°C)
+ 1,0°C
+ 1,3°C
+ 2°C
+ 4°C
+ 0,8°C
+ 1,7°C
+ 3°C
+ 6°C
- 40 mm
- 66 mm
Bizonytalan
+ 40 − 400 mm
Nyár / nyári félév Hımérséklet
(°C)
Tél / téli félév Csapadék Évi összeg 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
32
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)°Cos hımérsékletváltozás várható hazánkban. A csapadék változása 13 modell szerint 2050re (-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. KoflanovitsAdámy 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. 33
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.
34
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 átlaghımérsékletemelkedés 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.
35
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 hımérsékletemelkedés 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 Kárpátmedencében: 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.
36
2.2. Az éghajlatváltozás fıbb 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.
37
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 5070%-kal növekedett. Morison (1987) a sztómák 40%-os bezáródásával számol megduplázódott CO2 szint mellett, mely a transpirációt attól függıen, hogy C3-as vagy C4es 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.
38
A C3 típusú fotoszintézist folytató növények esetén a hımérséklet emelkedésébıl következı produkciócsökkenést a magas CO2 szint miatti intenzívebb fotoszintézis és hatékonyabb vízfelhasználás egy darabig ellensúlyozni képes. A C4 típusú fotoszintézis esetén a hımérséklet emelkedése kevésbé drasztikus produkciócsökkenést eredményez, viszont a magas CO2 direkt produkciónövelı hatása is kevésbé jelentkezik, a közvetett hatás, a vízhasznosulás javulása azonban kedvezı lehet (Hunkár 1998). A hımérsékletemelkedés várható hatásai a növényi életfolyamatokra A növény valamennyi életfolyamatának hımérséklet érzékenysége közismert azzal együtt, hogy nem mindegyik életfolyamat szenzitivitása azonos. A felmelegedés a növény életfolyamatainak intenzitását az ún. optimális hımérsékletig emelkedve exponenciálisan növeli. A hımérséklet további emelkedése az életfolyamatok intenzitásának erıs csökkenésével jár. A nettó produktumot meghatározó fotoszintézis és légzés hımérsékleti optimum görbéi közti eltérés a kapcsolatot leíró görbe meredekségében van. Az egységnyi felmelegedés hatására bekövetkezı légzésváltozás meghaladja a fotoszintézisét, melynek eredıje, a nettó produkció növekvı léghımérsékletnél mérsékeltebb lesz (Anda 2004). Vizsgálatok szerint a légzés felmelegedésre adott fokozott válasza a fotoszintézisben a megnövekedett CO2 hatására elıállított többlet produkciót akár teljesen fel is használhatja, vagyis a szárazanyag többlet akár el is veszhet a légzés során (Anda 2005). Anda és Lıke (2004) szimulációs vizsgálatai szerint a globális felmelegedés a növényhımérsékletet a léghımérsékletnél jobban emeli, különösen akkor, ha ez a megnövekedett, s egyben várható tendenciáknak megfelelı CO2 koncentrációval jár együtt. A sztómaellenállás növekedése is igen jelentıs, mely érték valószínőleg a többlet CO2 kedvezı hatását a fotoszintézisben negligálhatja. McCabe és Wolock (1992) a sztómaellenállást nem önmagában, hanem az öntözıvíz igényre hatással lévı környezeti tényezıkkel együtt elemezte. Megállapította, hogy a felmelegedés vagy/és csapadékcsökkenés miatt megnövekedett öntözıvíz igényt a CO2 szint emelkedése a sztómaellenállás növekedésén keresztül képes csökkenteni. Ez a változás azonban legfeljebb 20%-os csapadékmérséklıdést ellensúlyozhat. A hımérséklet 2°C-os növekedését a sztóma ellenállás 20%-os, 4°C-os felmelegedést pedig 40%-os ellenállásemelkedés ellensúlyoz (Szabó et al. 2003).
39
A csapadékcsökkenés várható hatásai a növényi életfolyamatokra A kevesebb csapadék mellett a magasabb hımérséklet párologtatási igényt fokozó hatásáról sem szabad megfeledkeznünk, mely önmagában is emelné a vízigényt. Csak az evaporáció mintegy 5%-os növekedésével számolhatunk 1°C-os globális felmelegedésnél. A növény vízigénye számos éghajlati és növényi sajátosság által meghatározott, mely maga után vonja a tájankénti és növényfajonkénti jelentıs változékonyságot. A megemelkedett CO2 szint az egységnyi levélfelület sztómaellenállását ugyan növeli, amely a párologtatást csökkenti, de a többek által elıre jelzett nagyobb zöldfelület az egész növényállomány összes vízvesztését nagy valószínőséggel emeli (Anda 2005). A csökkent vízellátás a vízstressz fokozódásával a növekedést és fejlıdést gátolja. A többi tényezı változatlansága mellett a felmelegedés önmagában is növeli a potenciális evapotranspirációt. Ha a felmelegedés csapadékcsökkenéssel is társul, a helyzet tovább romlik (Anda 2004). A többek által hazánkra prognosztizált 10%-os csapadékcsökkenéskor a 30%-nál alacsonyabb relatív talajnedvességő, aszályos idıszakok gyakorisága várhatóan 60%-kal emelkedik. Az ok a csapadékcsökkenés miatti vízkészlet-apadás mellett a megnövekedett párolgás lehet (Anda 2004). A csapadékcsökkenés a növények öntözıvíz-igényét növeli. Nováky (2002) szerint a hımérséklet 1°C-os emelkedése a búzánál 19-35%, a kukoricánál 35-61%, a burgonyánál 30-58%, a cukorrépánál 32-71%, a lucernánál 42-89% eltérést eredményez a vízigényben.
40
2.3. A keszthelyi meteorológiai állomás története 2.3.1. Észlelések 1865. és 1962. között A keszthelyi rendszeres meteorológiai megfigyelések kezdete az elsı észleléseket folytató állomásokkal közel azonos idıpontra tehetı. Az akkori mezıgazdasági oktatásban résztvevı rendkívül felvilágosult tanároknak köszönhetıen az idıjárási jelenségek regisztrálása szinte napjainkig töretlen volt annak ellenére, hogy a mérıállomást többször is áthelyezték a város terjeszkedése miatt. Az idı elırehaladásával legfıképpen az változott, hogy a mérések elvégzésére a folyamatosan fejlıdı technika újabb és újabb vívmányait, mőszereit használták. Keszthely elsı meteorológiai állomása a Festetics György által alapított Magyar Királyi Gazdasági Tanintézet területén került felállításra 1865.-ben. Az állomás a Tanintézet, késıbb Mezıgazdasági Akadémia szervezeti keretein belül mőködött. Az állomás pontos földrajzi helye: földrajzi hosszúság: 17°14’, szélesség: 46°46’, tengerszint feletti magasság: 117 m volt (Forrás: Országos Meteorológiai Szolgálat Évkönyve). Itt jegyezzük meg, hogy Keszthely akkor Zala megyéhez tartozott, mely nem tekinthetı változatlannak, az idı elırehaladásával esetenként változott. 1865. és 1867. között még nem végeztek rendszeres észlelést. A rendszeres meteorológiai méréseket 1867.-ben Soós Mihály kezdte, aki Premontrei rendő szerzetesként 1865.-tıl lett a Georgikon tanára Keszthelyen. Meteorológiai jellegő megfigyelı tevékenysége nem volt rövid élető, amit az 1889. július 31.-i munkásságát záró dátum fémjelez. Munkája elismeréséül 1876.-ban a Ferencz József - Rend Lovagkeresztjével tüntették ki. Soós Mihály sokrétőségét szakirodalmi tevékenysége is alátámasztja, melyek közül csak a két legfontosabb kort és hallgatót formáló tankönyvét említjük, az „Éghajlattan” (Budapest, 1870) és a „Vázlatok a földisme és földtan körébıl tanuló gazdák számára” (Keszthely, 1889) címő köteteket. Az észlelési feladatokat Soós Mihálytól a késıbb méltán nagy hírnévre szert tett Lovassy Sándor vette át. A Földmővelésügyi Minisztérium 1889.-ben a keszthelyi Magyar Királyi Gazdasági Tanintézethez nevezte ki, ahol elıbb az Akadémia tanára, majd igazgatója lett. Széleskörő ismereteire utal az általa mővelt tudományterületek sora, mely tantárgyi gazdagságban öltött testet: gazdasági állattant, ásványtant, földtant oktatott, valamint növénytant, növénykórtant és bakteriológiát is tanított. 1896.-ban megjelent cikkében a Keszthely környékén hullott homokszemcsés havat veszi górcsı alá.
41
Klimatológiai kérdések szintén foglalkoztatták, 1902.-ben a megfagyásról, elfagyásról, valamint a harmat jelentıségérıl írt. 1917. december 18.-án Lovassy Sándor lett a keszthelyi Mezıgazdasági Akadémia igazgatója. A meteorológiai mérések és a meteorológia oktatása kapcsán meg kell még említenünk a Georgikon jeles tanárai közül Vladár Endrét, aki 1931. és 1959. között volt az intézmény tanára. Sokrétő ismereteit az általa oktatott tárgyak sora fémjelzi: meteorológiát és éghajlattant, földmérést és kultúrtechnikát egyaránt tanított a géptan mellett. Ezekkel kapcsolatos munkásságát a következı mőveiben foglalta össze: „A Picheféle párolgásmérı elmélete és tökéletesítése” (1961), „ A Balaton áramlásai különös tekintettel a keszthelyi öböl iszapolódására” (1968). Felvilágosultságára utal, hogy 1954.1959. között már agrometeorológia címő tárgy kereteiben adta át ismereteit (Csepinszky 1999). Az állomások kezdeti felszereltségére az alábbi idézet utal: „Az állomások a következı mőszerekkel láttattak el: egy légsulymérı, ugynevezett akademiai szerkezető, két hımérı, egy csapadékmérı. Egyes esetekben, ahol szükségesnek mutatkozott, egy szélvitorla is mellékeltetett.” Schenzl Guido a Meteorológiai és Földdelejességi Magyar Királyi Központi Intézet évkönyveinek 1871-es kiadványában az észlelési idıkrıl az alábbiakat rögzítette: „A naponkint rendesen eszközlendı észleletek száma három. A bécsi központi intézet XVIII, II és X órákat írta elı észlelıinek, mely összeállítás azon elınnyel bír, hogy a három idıköz egymással egyenlı. A központi intézet ezen észlelési órákat fogadta el.” Az állomás földrajzi helye és fontosabb paraméterei az észlelések indulásakor a Meteorológiai és Földdelejességi Magyar Királyi Központi Intézet évkönyveiben szereplı adatok szerint az alábbi koordinátákkal adható meg: 1871-1875-ös évkönyv: Keszthely, Magyarország, Zala megye, földrajzi hosszúság Ferrotól: 34°53’, szélesség: 46°45’, Adriai-tenger fölötti magasság: 124,5 m; megfigyelı: Soós Mihály, észlelési idı: 19, 2, 9, órakor. 1876-1880-as évkönyv: Keszthely, Magyarország, Zala megye, földrajzi hosszúság Ferrotól: 34o54’, szélesség: 46o46’, Adriai-tenger fölötti magasság: 127 m, megfigyelı: Soós Mihály. Keszthely meteorológiai megfigyeléseinek értékelésénél nem hagyható figyelmen kívül a Balaton jelenléte, közelsége. Már a XX. század elején feltételezték, hogy a Balaton éghajlat-befolyásoló hatással bír. Ez a tény mára már bizonyított, de korábban nem volt 42
mindenki számára egyértelmő. Róna Zsigmond az „Éghajlat” címő 1909.-ben megjelent kiadványának második részében a Balaton hatásairól tesz említést, mely szerinte minden valószínőség szerint, ha csak csekély mértékben is, de befolyásolja a Keszthelyen mért adatokat. Sáringer 1898.-ban kiadott „A Balaton éghajlati viszonyai” címő mővében a következık olvashatók a tó éghajlat-befolyásoló hatásairól: „…a Balatonnak hatása csak a hımérsékletnél mutatható ki teljes bizonyossággal, … s … rövidebb idıközök nagy hımérsékleti különbözeteinek tompításában jut igazán érvényre. Kétféle, melegítı és hőtı hatása közül, nagyobb a melegítı hatás.” Ezzel a szerzı írásban is rögzítette a Balaton éghajlat-befolyásolását, amely meglehetısen új szemléletnek számított ebben az idıben. Róna (1909) errıl egy kissé másképpen gondolkozva megállapítja, hogy a Balaton környékén mért hımérsékleti eltérések csupán az állomások helyzetének tudhatók be, ezért nem kezeli azokat az adatokat a tó befolyásoló hatásának egyértelmő bizonyítékaként. Az 1900-as évek körül született publikációk szerint „a Balatonnak napszakonként való hőtı és melegítı hatását illetıleg még bizonytalanságban vagyunk, s ha van is ilynemő hatása, azt ez idı szerint mennyiségileg megállapítani nem tudjuk”. Réthly Antal és Bacsó Nándor „Idıjárás-éghajlat és Magyarország éghajlata” (1938) címő kiadványában már változott a Balaton éghajlat-befolyásoló hatásáról alkotott kép, mely szerint a Balatonnak a környezet éghajlatára való kihatása kétségtelenül megvan, azonban kis mértékben, s utalva Róna korábbi tapasztalataira, az éghajlati hatás nem lehet jelentékeny, a tónak csak közvetlen környezetére vonatkozhat. A hatás röviden összefoglalva: a Balaton is, mint minden állóvíz, a besugárzott meleget elnyeli és tárolja, mely tárolt meleg a szárazföld erısebb éjszakai lehőlését közvetlenül a part mentén csökkenti. A keszthelyi Georgikon igazgatója, Csanády Gusztáv által szerkesztett 1897.-ben kiadott „Emlékkönyv a Georgikon alapításának 100. évfordulója és a Gazdasági Tanintézet új épülete felavatása ünnepélye alkalmára” címő kiadványban a szerzı megemlíti a Gazdasági Tanintézet keretein belül mőködı meteorológiai állomást, melynek vezetését a Georgikon tanárai látták el. „Tanintézetünkön az 1867-ik évtıl fogva, egyrészrıl Keszthely vidéke éghajlati és idıjárási viszonyainak kikutatása, másrészrıl a budapesti központi meteorológiai intézet részére történı adatszolgáltatás céljából, rendszeres meteorológiai megfigyelések és feljegyzések történnek. A feljegyzési ívek eredeti példányai a Meteorológiai állomás irattárában vannak elhelyezve, másolatai, pedig a kellı átszámítások elvégzése után havonként a budapesti központi intézetnek küldetnek meg. … A leolvasások naponként háromszor, és pedig reggeli 7, délután 2 és esti 9 órakor történnek.” 43
Bontz (1896) tollából származó „Keszthely város monográfiája” címő kötetben a következı, nagy részletességgel elemzett információkat olvashatjuk a város éghajlati viszonyairól: „A városnak és vidékének kedvezı éghajlati viszonyai vannak. Az egyes évszakok átmenetét az északi hegykoszorú és a Balaton víztömege szabályozzák. A hideg és a meleg közt lévı éles ellentéteket mérséklik. A légmérsékletnek hirtelen változásait csökkentik. Az uralkodó szélirányokat módosítják. A városnak különleges fekvésénél fogva a másutt gyakori északi és északkeleti zord szeleket itt enyhe keleti és délkeleti szelek váltják föl. Az északi szelek sem uralkodnak oly erısen, mint más helyeken. A délkeleti
szelek
többnyire
esıt,
vízpárákat
hoznak,
amely
utóbbiak
gyakran
lecsapódásokkal végzıdnek. Az uralkodó szélirányok okozzák, hogy forró nyári napokon a lég mérsékeltebb és enyhébb, mint akár a szomszédos községekben és hogy a szárazság a környéken mindig tőrhetıbb, mint hazánk egyéb területein. Az uralkodó szélirányok a város balatoni fürdıjére is kedvezı befolyást gyakorolnak. A déli és délkeleti enyhe szelek idézik elı a fürdızık elıtt annyira kedves hullámzást a keszthelyi öbölben. A vidék légköri viszonyain és földrajzi helyzetén alapszik az a tünemény: hogy Keszthelyen a téli leghidegebb hónapokban legkisebbek, a nyári meleg hónapokban a legnagyobbak a légköri csapadékok. A nyári esızések jóval meghaladják az egyéb évszaki esızéseket.” A
keszthelyi
meteorológiai
állomás
1962-ig
mőködött
a
Georgikon
épületegyüttesének területén („A” épület, Deák F. u. 16.), s vele párhuzamosan 1938. és 1966. között az akkor már Fıiskola kísérleti telepén is végeztek méréseket, bár nem olyan részleteset, mint a Fıiskola területén lévı meteorológiai állomáson. 2.3.2. 1938.-1966.: új állomás létesítése a Georgikon keretein belül A Georgikon keretein belül 1938. és 1962. között párhuzamosan két állomás mőködött és végezte a napi méréseket. A Mezıgazdasági Akadémia épületének területén mőködı állomás mellett az intézmény kísérleti telepén felállításra került egy új állomás. Ennek földrajzi helye: Keszthely, földrajzi hosszúság: 17°15’, szélesség: 46°47’, az állomás magassága: 143 m (Forrás: Országos Meteorológiai Szolgálat Évkönyve). Hajósy et al. (1975) a következıket írta a Kísérleti telepen folyó csapadékmérésekrıl: „A csapadékméréseket a Mezıgazdasági Akadémia éghajlatkutató állomásán - kissé zárt felállításban - kezdték, 1908. májusig régi rendszerő esımérıvel, melynek hibája 14% volt. A továbbiakban Hellman-féle mőszerrel észleltek 1962-ig, amikor is az erıs beépítés miatt kellett áthelyezni az állomást a Fıiskola Mátyás utcai Mezıgazdasági Növényfejlesztési 44
Kísérleti telepére. Ezt az állomást kevesebb adat mérésére alkalmazták, a pontosság javítása céljából létesült. 1966.-tól a Balaton partjához közel épült új obszervatóriumban folyik az észlelés.” Az új állomás szervezetileg az Országos Meteorológiai Szolgálathoz tartozott. 2.3.3. 1966.-1995.: obszervatórium a Balaton-part közelében 1966.-ban kezdte meg mőködését Keszthelyen az a meteorológiai állomás, melynek helyzete az összes többi közül a legközelebb esett a tó partjához, de mégsem tekinthetı parti állomásnak. A tó hatása sokkal kevésbé mutatható ki az innen származó adatokon, mint például Siófok esetében, ahol valóban a vízparton található az állomás. Az obszervatórium (Festetics utca) 1995. márciusáig fıállomásként üzemelt. Helye: Keszthely, szélesség: 46°45’, földrajzi hosszúság: 17°14’, állomás magassága 116 m, barométer magassága 116,66 m (Forrás: Országos Meteorológiai Szolgálat Évkönyve) (1. kép).
1. kép A Festetics utcai Obszervatórium épülete napjainkban Az obszervatórium 1995. december 31.-ig mőködött, 24 órás szolgálattal, 4-5 fıvel. Ebben az idıszakban a földfelszíni megfigyeléseket magaslégköriekkel is kibıvítették, s Keszthely „pilot” állomásként is üzemelt. Az obszervatórium által győjtött adatok minden tekintetben „etalonnak” tekinthetık. 45
A meteorológiai obszervatóriumtól mintegy 1,5 km-re 1972.-ben került kialakításra az Agrometeorológiai Kutatóállomás. A kutatóállomást talajtermékenység-kutatási program keretében az Országos Meteorológiai Szolgálat és az Agrártudományi Egyetem Georgikon Kara együttmőködési megállapodással hozták létre. A Tanyakeresztnek nevezett telephelyen kiépített 24 liziméter az evapotranspiráció, valamint a mőtrágya- és vízhasznosulás kutatását szolgálta. A jelenleg is fennálló állomás profilja azóta új elemekkel
bıvült.
Jelenleg
szervezetileg
a
Pannon
Egyetem
Georgikon
Mezıgazdaságtudományi Karának Meteorológia és Vízgazdálkodás Tanszékéhez tartozik. 2.3.4. 1995.-tıl napjainkig: újra a Georgikon területén, a Tanyakereszten 1995. áprilisától a fıállomás szerepét az Agrometeorológiai Kutatóállomás vette át a Tanyakereszten (2. kép), mely azt jelenti, hogy a megfigyelések visszakerültek a most már Pannon Egyetem Georgikon Karának kísérleti területére. Az állomás szakmai felügyeletét az Országos Meteorológiai Szolgálat és a Georgikon tanárai közösen látják el. Az állomás helye: Keszthely, szélesség: 46°44’, hosszúság: 17°14’, állomás magassága 114,2 m, barométer magassága 116,2 m, szélmérı magassága 10,5 m (MILOS 500, QLC 50).
2. kép A keszthelyi meteorológiai állomás napjainkban
46
Az állomásra 1996. ıszén telepítésre került egy MILOS 500-as automata mérıállomás. Az állomás 3 fıvel üzemelt 1997.-tıl 1998. december 31.-ig. Manuális észlelés és automata észlelés párhuzamosan folyt. 1999.-tıl 2000. december 12.-ig a méréseket csak az automata végezte. A MILOS 500-as 2000. december 12-én leszerelésre került, az OMSZ áttelepítette a közeli Sármellékre. 2001. májusától QLC 50-es automata folytatta a mérést. Keszthelyen a város növekedésével a meteorológiai mérıállomások az elmúlt több, mint 130 év alatt „vándoroltak” annak lakott területein kívülre, a város mindenkori szélére. A mérések kezdeti néhány évtizedében még nem fektettek kellı hangsúlyt a állomás környezetére, amit a Georgikon fıépületének „udvarában” történı elhelyezés is igazol. Ahogy a város terebélyesedett, s az ismeretek bıvültek, a környezet módosító hatását egyre inkább felismerve a megfigyelések, mérések külvárosi területekre helyezıdtek át (Kocsis és Anda 2004, Kocsis és Anda 2006b).
47
3. ANYAG ÉS MÓDSZER 3.1. A vizsgálat helye Keszthely a Dunántúlon, annak középsı térségében található, mely térségben az éghajlat kiegyenlítettebb, csapadékosabb, mint az ország keleti részén. A város idıjáráséghajlat elemzésénél nem szabad megfeledkeznünk arról sem, hogy az a Balaton északi partján fekszik, ezáltal a tó sajátos, mikroklímát alakító hatásával is találkozhatunk, mely a hely turisztikai népszerőségét megalapozta, látogatottságát az elmúlt idıszakban jelentısen növelte. Keszthely idıjárását befolyásolja a Keszthelyi-hegység széljárást módosító hatása is. A Kis-Balaton és a Keszthelyi-hegység éghajlata A Keszthelyi-hegység a Bakony legnyugatibb tagjaként a különbözı (atlanti, mediterrán és kontitentális) légtömegek útjában áll, ezért azok egyaránt érvényesítik hatásukat. A hegység déli lejtıin különösen érzıdik a mediterrán hatás, ezt fokozza még a Balaton
víztömegének
és
felületének
éghajlatmódosító
hatása.
A
víztömeg
a
hımérsékletjárás kiegyenlítésében, a vízfelület pedig a napsugárzás visszatükrözésében játszik szerepet, illetve a felületérıl történı párolgás a levegı páratelítettségét befolyásolja. A Balaton túl kicsi tó ahhoz, hogy az éghajlatot döntıen befolyásolja, de az egyébként is érvényesülı hatásokat képes felerısíteni, kihangsúlyozni. Így van ez a Keszthelyi-hegység déli lejtıin is, ahol a mediterrán klíma érzıdik. Az északi oldalon a szomszédos Kisalföld már az atlanti és a kontinentális hatásokat közvetíti (Boda 2001). Évente 2000 körül van a napfényes órák száma. 1931.-1960. között átlagosan 2068 óra/év volt a napsütéses órák száma Keszthelyen (Béll és Takács 1974). A Keszthelyihegység déli oldalán 10,5°C az évi középhımérséklet, északon 9,8°C, a fennsíkon 9,5°C (Boda 2001). 1931.-1960. között az évi középhımérséklet átlagos értéke 11,0°C-nak adódott a keszthelyi mérések alapján (Béll és Takács 1974). A tél enyhe, mindössze -1°C a januári középhımérséklet (Keszthelyen). Évente összesen kb. 700 mm csapadék hullik a fennsíkon, de az északi oldalon 750 mm-t is eléri (Boda 2001). 1931.-1960. között az éves csapadékösszegek átlagértéke 687 mm volt a keszthelyi mérések alapján (Béll és Takács
48
1974). Májusban hullik a legtöbb csapadék, 70-75 mm. Évente átlagosan 20-22 napon esik hó, és kb. egy hónapon át marad meg Keszthely környékén. A fennsíkon a hótakaró tovább, kb. 40-50 napig is kitart (Boda 2001). Keszthelyen a ködös napok száma 1940.1954. között átlagosan évi 28 nap volt (Béll és Takács 1974). A város térségében a leggyakoribb szélirány az északi, majd a délkeleti és az északnyugati (gyakoriságuk sorrendjében) szélirány (Béll és Takács 1974). A Kis-Balaton éghajlata nagy vonásokban megegyezik a Keszthely környéki viszonyokkal. Sajátos éghajlati jellemzı, hogy a nagy kiterjedéső vízfelület következtében magas a levegı páratartalma és gyakori a ködképzıdés (Boda 2001).
49
3.2. A hosszú idısoros meteorológiai adatok elemzésének módja 3.2.1. A csapadék - adatsor keletkezésének körülményei Vizsgálatainkban, kezdetben az ısi Georgikon területén, majd az Országos Meteorológiai Szolgálat által üzemeltetett meteorológiai állomásokon 1871.-tıl 2000.-ig mért
havi
csapadékösszegeket
elemeztük,
emellett
kiegészítésként
a
lineáris
trendelemzéseket 2006.-ig is elvégeztük. 1871.-1962. között a városközpontban, a Georgikon épületének udvarán felállított meteorológiai állomás regisztrálta a csapadék mennyiségét, majd 1962.-1966. között a Georgikon kísérleti telepén folytatták a méréseket. 1966.-1995. között az Országos Meteorológiai Szolgálat keretein belül mőködı Obszervatórium végezte a meteorológiai elemek detektálását. Az Obszervatóriumot már a város külterületekhez közelebb esı részére telepítették. 1995. óta az Agrártudományi Egyetem területén mőködı, mára már automatizált állomás végzi a méréseket. A havi értékekbıl évszakos és évi összegeket képeztünk. Az évszakos adatokat a meteorológiában szokásos módon állítottuk elı. A tavasz évszakos összegét március, április, május hónapok havi összegeibıl képeztük. A nyári összeg június, július, augusztus havi adataiból származik, és hasonlóan jártunk el az ısz és a tél esetében is. A keszthelyi állomás fennállása alatt többször költözött, a város terjeszkedésével egyre inkább annak külterületi részeire szorult. Itt szükséges megemlíteni, hogy a megfigyelések elsı szakaszában még nem fordítottak kellı gondot a csapadékmérı elhelyezésére, s a mőszert a tanintézet udvarába telepítették. Az itt mért csapadékmennyiségek ezért esetenként hibával terheltek, így azokból a messzemenı következtetések levonásától tartózkodtunk. A mérések kezdetén bádogból készült egytizedes csapadékmérı (felülete 1/10 m2) szolgált a légköri csapadék mérésére. Az eszköz által mért adatok a csapadékmérı mérési pontatlanságából kifolyólag hibával terheltek. A mérési pontosság javítására a XX. század elsı harmadában vezették be a „Hellmann-féle mintaként” ismert egyhuszados csapadékmérıt. Ennek felfogó edénye 40 cm magas körhenger volt, felsı nyílásán élesre esztergált rézkarikával. Részben gazdasági okokból, részben európai mőszeregységesítésre is törekedve az egyötvenedes bronzgyőrős csapadékmérı használatára a húszas évek legelején,
a
hálózat
ujjászervezésekor
tértek
át.
A
bádogköpennyel
ellátott
alumíniumgyőrős csapadékmérı használatára a II. világháború miatt került sor, mivel a réz hiánycikk lett. A XX. század második felében kerültek felszerelésre az egyötvenedes,
50
tisztán alumíniumból készült csapadékmérık. Az alumíniumból készült csapadékmérık hibáinak megszüntetésére készült el a kettısfalu alumínium csapadékmérı, változatlan 1/50 m2-es felülettel. 1966.-ra ezzel szerelték fel a Szolgálat állomásait (Takács 1970). Napjainkban a csapadék mérését automata mérıállomás végzi Keszthelyen. 1996.-tól MILOS 500, majd 2001.-tıl QLC 50 automata került felszerelésre. Az automata csapadékmérésének elve, hogy a csapadékot összegyőjtı henger alatti tölcséres rész egy billenı karra felszerelt 0,1 mm csapadékmennyiségnek megfelelı térfogatú edénykébe vezeti a vizet, mely telítıdés után billenve kiürül. Az automata e billenések számát regisztrálja. 3.2.2. A hımérsékleti adatok mérésének eszközei, az adatsor keletkezésének körülményei Az állomási hımérık, bár még nem a hıtágulás nélküli ún. jénai üvegbıl készültek, csaknem teljesen olyanok voltak, mint a ma használatosak, de elhelyezésük az akkori nemzetközi gyakorlatnak megfelelıen más volt (Takács 1970). Meteorológiai és Földdelejességi Magyar Királyi Központi Intézet elsı évkönyvében (Schenzl 1875) olvashatjuk, hogy milyen hımérıvel szerelték fel az egyes állomásokat: „A központi intézet által szétküldött hımérık a Celsius-féle foksorral bírnak. A tejüvegbıl készült foksor közvetlenül 0,2°-ra van osztva ugy, hogy 0,1° még könnyen, némi figyelemmel és gyakorlattal pedig még 0,05° leolvasható. A foksor egy üvegcsıben van elzárva és ily módon por stb. ellen biztosítva. A legtöbb állomás két hımérıvel bír, melyek egy nedvmérıt képeznek. Egy bádog-ernyı védi azokat az esı ellen. Ezen ernyı fenekén és oldalain nyitva lévén a levegınek szabad közlekedést enged. A legtöbb állomáson a hımérık egy vas-állvány által 2-3 lábnyi (60-100 cm) távolságban tartatnak a faltól és csak a leolvasás alkalmával huzatnak az ablak felé. A páranyomat és nedvesség kiszámítása nedvmérıi táblák segélyével történik.”
51
A hımérıházikó (16. ábra) mőszerei:
16. ábra Az angol típusú hımérıházikó (Meteorológiai megfigyelések kézikönyve 1981) A hımérı pár: klimatológiai állomásaink hımérıházikóinak kezdettıl fogva állandó mőszere a száraz – nedves hımérı pár, az August-féle pszichrométer. Az állomási hımérıvel teljesen azonos „nedves” hımérı higanygömbjét víztartályocskába merülı szívófonat segítségével állandóan nedvesen tartjuk. A párolgás okozta hıelvonás volt a légnedvesség mérés alapelve és 100 év alatt szinte változatlanul megmaradt – csupán a szívófonatos módszert váltotta fel az egyenletes szellıztetést biztosító Assmann-féle eljárás. A szélsıség-hımérıket a hımérıházikóban helyezték el, a hımérı párral rendszerint közös állványon, eleinte csak fontosabbnak ítélt állomásokon. A múlt századi útmutatás szerint: „maximum- és minimumhımérı is mőködik néhány másodrendő állomáson… Kiss Károly üvegtechnikai intézete készítette a Walferdin-féle maximum-hımérıt …”. Ez külsı skálás egész fokokra osztott higanyos hımérı volt, de még nem a lázhımérı elvén mőködött, hanem légbuborékkal megszakított higanyszál tolódott el a vízszintesen elhelyezett hımérı hajszálcsövében a hımérséklet emelkedésekor, és maradt a helyén, ha a hımérséklet süllyedésekor a higany a baloldali tartályba visszahúzódott. Új beállítása függıleges helyzetben történt az este 9 órai leolvasás után. A Rutherford-félének nevezett borszeszes minimumhımérı /feltalálásának éve: 1794./ mőködési elve ugyanaz volt, mint a mai minimumhımérıké. A visszahúzódó alkohol-szál meniszkuszának felületi feszültsége mozgatott el egy úszó üvegpálcikát a legalacsonyabb hımérsékletig, míg a hımérséklet emelkedésekor a helyben maradó pálcika mellett akadálytalanul elfolyt a táguló folyadék. Ez is vízszintesen elhelyezett, külsıskálás hımérı volt. Leolvasása, beállítása reggel 7-kor történt. 52
Századunk elsı éveitıl kezdve használjuk hálózatunkban a lázhımérı elvén mőködı, belsı skálás, fél fokra osztott higanyos maximumhımérıt és az ugyancsak belsıskálás és fél fokra osztott, villás tartályú, színezett folyadékkal töltött alkoholos minimumhımérıt. Ezt a két szélsıséghımérıt az egyik gyártó cég neve után /tehát némiképp jogosulatlanul/ Fuess-féle maximum- illetve minimumhımérınek szoktuk nevezni. A hajszálas higrométer /feltalálója Saussure, 1783./ ugyancsak századunk elejétıl kezdve majdnem minden hımérıházikóban helyet kapott. A múlt században még nagyon kevés állomás dicsekedhetett vele. Nem a kényesebb egy-hajszálas, hanem a kevésbé megbízható, de idıtállóbb hajszálköteges nedvességmérıt használtuk (Takács 1970). Napjainkban a hımérséklet mérését és a légnedvesség mértékének detektálását is automata mérıállomás végzi. Az automata 10 másodpercenként vesz mintát és a léghımérsékletet +/- 0,1°C pontossággal, a légnedvességet +/- 3% pontossággal képes meghatározni (Nagy és Nagy 2000). Az 1901.-2006. közötti idıszakra vonatkozóan az Országos Meteorológiai Szolgálat bocsátotta rendelkezésünkre a homogenizált havi középhımérsékleti adatokat, melyekbıl évszakos és évi középhımérsékleteket képeztünk. (Az évszakos beosztásnál, a csapadékadatoknál már leírtak szerint jártunk el.) Az adatok homogenizálásának módszere a Szentimrey Tamás által kidolgozott Multiple Analysis of Series for Homogenization (MASH). Eredeti, mért adatok 1871.-2006. között álltak rendelkezésünkre havi bontásban, 1968.-2006. között pedig napi hımérsékleti- illetve csapadékadatok is vannak. 3.2.3. Az adatok inhomogenitásának problémája A meteorológiai elemek mérése során számos olyan tényezı léphet fel, ami a mért értéket eltéríti a reálistól. A globális klímaváltozással foglalkozó kutatók számára a megfelelı adatelemzés, és a hiteles következtetések levonása érdekében igen fontos, hogy az adatokat terhelı inhomogenitásokat megszőntessék. Ez többek között a hımérsékleti adatokra vonatkozik leginkább, hiszen a mért adatok sok tényezı miatt eltérhetnek a tényleges értéktıl. Ilyen inhomogenitást okozó tényezı lehet például a mőszerváltás, a mérési módszerben, a mérési idıpontokban, a mérési körülményekben bekövetkezı változások, az állomás áthelyezése és a mérést végzı személy által vétett hiba. A csapadékadatok esetében kevesebb inhomogenitást okozó tényezıt ismerünk, ezért e mennyiség homogenizálást a kutatók nem tartják szükségesnek. A homogenizálás lényege a megfigyelési körülmények változásából következı hatások kimutatása, és ezek lehetıség 53
szerinti kiszőrése (Szentimrey 2000). Szentimrey Tamás - az Országos Meteorológiai Szolgálat munkatársa - alkotott meg egy olyan eljárást, mely a matematika, a számítástechnika és az éghajlati adattörténeti információk segítségével végzi el az adatsorok homogenitás-vizsgálatát, az inhomogén adatsorok homogenizálását (Szentimrey 2000). MASH Multiple Analysis of Series for Homogenization Szalai és Szentimrey (2001) szerint A homogenizálás témaköre a mérési körülmények változásából következı hatások, inhomogenitások kimutatásával, és ezek lehetıség szerinti kiszőrésével foglalkozik. Tehát az adatsorok minıségének fogalmát a mérési körülmények változatlanságának elvárása alapján értelmezik a szerzık, és a cél, hogy ilyen szempontból lehetıleg minél jobb minıségő adatsorok álljanak rendelkezésre. A homogenizált adatsorok bizonyos értelemben mesterséges adatsorok, szemben a megszokott természetes adatsorokkal. A homogenizálás alapvetı eszközei: a matematika, a számítástechnika, valamint az adattörténeti információk (meta adatok). Ahhoz, hogy az adatsorokból jó minıségő, homogenizált adatsorokat lehessen nyerni, ezen eszközök együttes alkalmazása szükséges. Közülük elsısorban a matematika szerepe kiemelkedı, ugyanis ez teszi lehetıvé a probléma egzakt megfogalmazását, illetve megfelelı matematikai módszertan hiányában még csak esély sincs a megoldásra. A számítástechnika szintén alapvetı és nélkülözhetetlen eszköz, hiszen a világon meglévı hatalmas mennyiségő adatsor feldolgozása lehetetlen interaktív félautomatikus, automatikus számítógépes eljárások nélkül. Ami az éghajlati adattörténeti információk szerepét illeti, ezek felhasználásával egyrészt a homogenizáló eljárások minısége javítható, másrészt az ilyen jellegő információk elısegíthetik az eredmények verifikálását is, azaz a bizonytalanság csökkentését. Az adatsorok homogenizálására alkalmazott programozott statisztikai eljárás a MASH. Az eljárás lényege (Szentimrey 1999), hogy az adatsorok homogenizálása nagy mennyiségő statisztikai, hipotézisvizsgálati eredmény félautomatikus, automatikus kiértékelése alapján történik. Mindez természetesen feltételezi a statisztikai információk megszerzéséhez szükséges matematikai módszertant, továbbá az ezen információk automatikus kiértékelését lehetıvé tevı számítógépes algoritmusokat. Az egyik általánosan
54
elfogadott elv szerint a havi adatsorok kerülnek homogenizálásra, és az évszakos, éves sorokat a homogenizált havi sorokból származtatják. 3.2.4. Az adatsorok elemzésének módja Vizsgálatainkban a Keszthelyen 130 év során, 1871.-tıl 2000.-ig mért havi csapadékösszegeket, valamint 1901.-2000. közötti havi homogenizált középhımérsékleti adatokat használtuk. A feldolgozásban az idısorok elemzésénél kiterjedten alkalmazott lineáris trendszámítással és mozgóátlagolással, valamint az adatsor középértékeinek és szóródási-, megoszlási jellemzıinek meghatározásával elemeztük az adatsort. A lineáris trendelemzés esetében vizsgálatainkat 2006.-ig kibıvített adatbázisokkal is elvégeztük. Lineáris trendszámítás: Az adatsor tendenciáját jellemzı becsült egyenes egyenlete az
y = a∗x+b
formában írható fel, ahol a az egy idıegység alatti átlagos változás mértékét adja meg (plusz elıjel növekedést, mínusz elıjel pedig csökkenést jelez), b pedig a vizsgált idısort közvetlenül megelızı idıismérvhez tartozó trendértéket jelenti. Mozgóátlagolás:
Az átlagszámítás azáltal, hogy eltünteti az adatok közötti különbségeket, kiválóan alkalmas arra, hogy a hullámzást e módszerrel kiküszöböljük. Nem egy átlagot számolunk, hanem láncolatosan tovahaladó átlagolást végzünk, ezért nevezzük a módszert mozgóátlagolásnak. Az átlag számtani átlag típusú (Kardosné-Vargáné 2000). K jelzi az átlagolandó adatok tagszámát. A számtani átlagokat úgy képezzünk, hogy az elsı k db adatot átlagoljuk, majd az elsı adatot elhagyjuk és a k-adik adat után következıt vesszük a k tagszámú átlagoláshoz. A láncolat így halad a vizsgált adatsor utolsó adatáig. Minél
nagyobbnak választjuk k értékét, az adatsor annál inkább lerövidül. A legegyszerőbb éghajlati – statisztikai jellemzık közül az alábbiakat alkalmaztuk (Péczely 1998): számtani átlag, adatsor terjedelme, átlagos abszolút eltérés, szórás. Az adatok sorba rendezése után meghatároztuk az alsó, a felsı kvartilist, a mediánt, valamint a maximum és a minimum értéket. A két kvartilis között az adatok 50%-a helyezkedik el.
55
Az éghajlati elemek számhalmazának tagjai az esetek nagy részében az úgynevezett normál eloszlás szerint oszlanak el. Ennek a matematikai-statisztikában nevezetes
eloszlásának egyik fıbb sajátossága, hogy a számhalmaz tagjainak pontosan fele a számtani középnél kisebb, másik fele pedig a számtani középnél nagyobb. A számtani középnél kisebb, és nagyobb értékek elıfordulási valószínősége tehát egyaránt 50-50 százalék. Az eloszlás számtani középre szimmetrikus voltának következtében a számtani átlag +/- szórás intervallumba esik az összes eset 68,2, a számtani átlag +/- 2*szórás intervallumba 95,4, a számtani átlag +/- 3*szórás intervallumba pedig 99,74 százaléka. A normál eloszlást tehát két statisztikai paraméter: a számtani közép és a szórás egyértelmően meghatározza (Péczely 1998). Amennyiben ez nem teljesül, az adatok eloszlása a normál eloszláshoz képest torzul. A torzult eloszlásoknál fontos az aszimmetria (torzulás) mértékének megadása. E célra a Köppen-féle aszimmetria-mérıszámot (A) alkalmaztuk, amely szerint:
2n A = 1− a n
(1),
ahol na a számhalmaz számtani közepénél kisebb tagjainak száma, n pedig a számhalmaz összes tagjainak száma. Ha a számhalmazban a számtani középnél kisebb tagok a gyakoribbak, az aszimmetria negatív, ellenkezı esetben pozitív elıjelő. Fontos tulajdonsága a Köppen-féle aszimmetria-mérıszámnak, hogy értékei korlátosak, -1 és +1 közé esnek. Az egyszerő statisztikai mutatókon túl az éghajlat esetleges módosulásait további jellemzıkkel próbáltuk közelíteni. Az éghajlati változékonyságnak két formája ismeretes. Az egyik esetben a változékonyság abban nyilvánul meg, hogy hol magasabb, hol alacsonyabb értékek követik egymást, de az ingadozás rendszerint egy, a mindenkori szélsıségek által behatárolt intervallumon belül marad. Ekkor éghajlatingadozásról beszélünk (Varga-Haszonits 2003). A másik esetben az ingadozás intervalluma tolódik el valamilyen irányban: vagy számottevıen magasabb vagy számottevıen alacsonyabb értéktartományban megy végbe az ingadozás. Ha ez az eltolódás hosszabb idın át tartóssá válik, akkor éghajlatváltozásról beszélünk. Nyilvánvaló, hogy az éghajlatingadozásnak két interpretációja lehetséges: az egyik az adott érték és a sokévi átlag közötti különbség
56
(abszolút értékben), a másik az egymásra következı értékek közötti különbség (VargaHaszonits 2003). Vizsgálatainkban az elsı közelítést alkalmaztuk.
A legtöbb szántóföldi növény az 5-10 napot meghaladó csapadék nélküli idıszakokat már megsínyli, s irreverzibilis károsodást szenved (Szász 1994). Vizsgálatunkban a csapadékmentes idıszakokat két idıkategóriában, 10-14 napos és 15 napot meghaladó csapadékmentes idıszakra bontva elemeztük 1968.-tól 2006.-ig (mért napi adatok alapján). Vizsgálati eredményeinket a csapadékelemzések esetében a csapadékmérés pontatlansága miatt kerekítve, egész számban adjuk meg. Vizsgálatainkban alkalmazott adatbázisokat, forrásukat, hosszukat összefoglalóan a 17. ábra mutatja be.
Vizsgálatainkban felhasznált adatbázisok
Havi csapadékösszegek (PE-GMK) 1871-2006
1871 1880 1889 1898 1907 1916 1925 1934 1943 1952 1961 1970 1979 1988 1997 2006
Havi középhımérsékletek (OMSZ) 1901-2006 Napi csapadékadatok (PE-GMK) 1968-2006
Adatbázis hossza
17. ábra Vizsgálatainkban felhasznált adatbázisok
57
3.3. A mikroklíma szimulációs modell elméleti alapjai A növényállományon belüli mikroklíma alatt az állományon belüli légtér jellemzıinek rendszerét (a hımérséklet, nedvességtartalom, szél és egyéb elemek egymással kölcsönhatásban levı együttesét) értjük. Ezek jelentik azokat a közvetlen környezeti tényezıket, amelyek megszabják a növényi produkció alakulásának feltételeit, valamint az együtt élı organizmusokra – gombák, vírusok, állati kártevık – is ez a környezeti feltétel bír közvetlen hatással (Hunkár 1990). A vadon élı és termesztett növények növekedését és produktivitását az ıket körülvevı légkör anyag- és energiacsere folyamatai szabályozzák. Az anyagcsere a CO2 felvételét és fotoszintézisbeli hasznosulását, valamint a vízgız forgalmát foglalja magában (Páll et al. 1998). Ezen folyamatok szimulálásához a Goudriaan (1977) munkásságán alapuló mikroklíma szimulációs modellt alkalmaztuk. A modell a növényállományon belüli energiakicserélıdési folyamatok leírása alapján mőködik (Páll et al. 1998). A
szimulációs
modellek
alapja
a
növény
vízháztartásának,
a
levelek
fényelnyelésének és hasznosításának, a szárazanyag elıállításának, valamint ez utóbbi szervenkénti megoszlásának számszerő meghatározása. Goudriaan (1977) szimulációs modellje és annak javított változata (Goudriaan és Van Laar 1994) az állományra jutó sugárzási energia megoszlását, annak különbözı energiaigényes folyamatokban történı felhasználását követi nyomon (Anda és Lıke 2003). A Crop Micrometeorological Simulation Model (CMSM) elméleti háttere az energiaátalakulás és transzportfolyamatok fizikája. A modell a talaj- és légkörfizikai, valamint növényélettani törvényszerőségek segítségével a mikroklímát és a növényzetet jellemzı sajátosságokat számítja (Páll et al. 1998). A növényeket érı sugárzási energia egy része visszaverıdik, másik része behatol az állományba, s a harmadik részét megkötik az állományok (Jones 1983, Anda és Lıke 2003). Ez utóbbi energiahányad különösen a növényi életfolyamatok szempontjából fontos, mivel ez a kiindulási alapja a transpiráció és a fotoszintézis fenntartásának, mőködtetésének. A két gázcserével összekötött folyamatot a közös kivezetı nyílás, a sztóma elválaszthatatlanul kapcsolja össze, amely a CO2- és a vízgızforgalom lebonyolításáért egyaránt felelıs. Mindkét életfolyamat modellezésekor a kiindulási alapot az állomány megkötött sugárzási energiája jelenti. Ami eltérı a két életfolyamat
58
közelítésében, az a számításnál figyelembe vett sugárzási tartomány, mert addig, amíg a fotoszintézis meghatározásánál csak a látható sugárzási tartományban való megkötést elegendı, a transpirációnál a teljes nettó sugárzást szükséges figyelembe venni (Anda és Lıke 2003).
Mivel a növényállományok függıleges struktúrája nem homogén, az energia további sorsának meghatározásához a növénymagasságot különbözı számú rétegre szokás bontani, melyek tulajdonságaik tekintetében már többé-kevésbé homogénnek tekinthetık (több rétegő modell). A rétegek számát az állomány sajátosságai, valamint a kitőzött cél, a vizsgálni kívánt elem befolyásolhatják (Goudriaan 1977, Anda et al. 2002). Minden egyes rétegben az energiának forrása, illetve nyelıje van. Meg kell határozni a különbözı formájú energia forrásának, illetve nyelıjének irányát, intenzitását. Az energiaátalakulás mértéke, az áramlás iránya és erıssége mind a légköri folyamatoktól, mind a növényzet sajátosságaitól nagymértékben függ, ezért a növényállományokra vonatkozó mikroklíma modellek növényélettani összefüggéseket is alkalmaznak (Páll et al. 1998). A modell részletes számítások alapján profilokat állít elı az állományon belül az egyes meteorológiai elemekre. A CMSM három fı részbıl áll: sugárzási-, aerodinamikaiés talaj almodellbıl. Az elsı két almodell statikus minden idıpillanatban a légtérben fennálló egyensúlyi állapot szerint, míg a talaj almodell dinamikus. Az állomány vízszintes irányú homogenitása miatt elegendı a függıleges irányú áramlásokkal számolni. A rétegen belüli sugárzásgyengülést a Beer törvénynek megfelelıen írhatjuk le Monsi és Saeki (1953) alapján: I / I 0 = exp(− K ∗ L )
(2)
ahol I a kilépı, I0 a belépı sugárzás intenzitása, K az elnyelést és a szórást jellemzı extinkciós együttható, L pedig az adott rétegben lévı levélfelület. Az elnyelt sugárzási energia más típusú energiává alakul át. Ez képezi az érzékelhetı (szenzibilis) és a látens hı forrását az adott rétegben. Az érzékelhetı hı (H) és a látens hı (λE) összege az entalpia (G), melynek forrása az adott rétegben az elnyelt sugárzás (S). A fotoszintézishez szükséges energia nagyságrendileg kisebb, ezért itt ezt elhanyagoljuk.
59
S i = Gi
(3)
Gi = H i + λE i
(4)
A levegıben az érzékelhetı hı és a látens hı az ıket meghatározó intenzív mennyiség (a hımérséklet és a páranyomás) grádiensei által meghatározott irányba és sebességgel terjed. Ha van légmozgás, akkor turbulens átvitellel, ha nincs, akkor a molekuláris diffúzió folyamata jellemzı (Hunkár 1990). A növény-levegı réteg hıtárolását elhanyagolhatjuk (pl. a talaj hıtárolásához képest), ezért az egy-egy réteg be- és kilépı energiaáramának különbsége a rétegben lévı forrás vagy nyelı által meghatározott. Az energiaátadás veszteségeit bizonyos ellenállás jellegő mennyiségekkel vesszük figyelembe. A hıátadással szembeni ellenállást rH,i-vel, a nedvességnek a rétegbe való bejutásával szembeni ellenállást rV,i-vel, a turbulens átvitellel szembeni ellenállást Ri-vel jelölve a következı összefüggéseket írhatjuk le:
Hi =
λE i =
(TL ,i − Ta ,i ) ρc p
(5)
rH ,i
(es ,TL ,i − ea ,i ) ρc p rV ,i γ
,
(6)
ahol ρ a levegı sőrősége, cp az állandó nyomáson vett fajhıje, TL,i a növény hımérséklete, Ta,i a levegı hımérséklete, γ pszichrometrikus konstans, es ,TL ,i a növényhımérséklethez tartozó telítési gıznyomás, ea,i a tényleges gıznyomás. Az rV és rH közötti különbség a sztómaellenállásnak tudható be. Az egyes rétegek közti energiaáramokat a turbulens ellenállás figyelembe vételével kapjuk: H i = ρc p (Ta ,i − Ta ,i −1 ) / Ri
(7)
λEi = (ρc p / γ )(ea ,i − ea ,i −1 ) / Ri .
(8)
60
Hi és Ei ugyanakkor a legalsó n-edik rétegtıl az i-edik rétegig a megfelelı források összege: i
H i = ∑ H 'j
(9),
j =n i
Ei = ∑ E 'j .
(10)
j =n
Az i-edik rétegben a léghımérséklet átlagos értéke Ta,i. Ta ,i = Ta ,i −1 + H i
Ri . ρc p
(11)
Ri . ρc p γ
(12)
A páranyomás az i-edik rétegben: ea ,i = ea ,i −1 + λE i
Az i-edik rétegben lévı levélzet hımérséklete: TL ,i = Ta ,i + ( H i − H i −1 )
rH ,i
ρc p
.
(13)
A sztómanyílásokon keresztül történik a fotoszintézishez elengedhetetlen CO2 felvétele, és e nyílásokon keresztül történik a vízgız leadása. Kukoricánál a kapcsolat lineáris a nettó szén-dioxid asszimiláció és a levél vezetıképessége között, ha a sztóma alatti üreg szén-dioxid koncentrációja konstans. Az ellenállás szimulálása a fenti összefüggés alapján történt, mivel a nettó szén-dioxid asszimilációra fordított energia levonható a megkötött rövidhullámú sugárzás mennyiségébıl (Goudriaan 1977). Az ellenállás minimumhoz közelít, ha a szén-dioxid asszimiláció a telítési pont fölé emelkedik (Stiger et al. 1977, Anda et al. 1997). A nettó széndioxid asszimiláció mértékét (Fn) Van Laar és Penning de Vries (1972) (Goudriaan 1977) határozta meg empirikus úton: Fn = (Fm − Fd )[1 − exp(− Rv ε / Fm )] + Fd ,
(14)
61
ahol Fm a nettó asszimiláció maximuma, Fd a sötét respiráció, Rv a megkötött rövidhullámú sugárzás (LAI-ra vetítve), ε az Fn-Rv függvény meredeksége alacsony fényintenzitás vagy hasznosulás mellett (17,2·10-9 kg J-1 a kukorica esetében). Az Fm kalkulációjánál a levél korának és a környezı levegı szén-dioxid koncentrációjának hatását leegyszerősítve, az átlagaikkal vették figyelembe. A nettó szén-asszimiláció és a levélhımérséklet kapcsolata azonos a környezı levegı hımérsékletétıl való összefüggéssel. A sötét respiráció az Fm -0,1-es értéknél található (Goudriaan 1977, Lıke et al. 2004). A kukoricalevél ellenállása (rlevél) végül a következıképpen állítható elı:
Fn =
1,83 ⋅ 10 −6 (C e − C r ) 1,83 ⋅ 10 −6 (C e − C r ) → rlevél = − 0,783rH , (15) 1,66rlevél + 1,32rH 1,66 Fn
ahol 1,66 a diffuzivitások közötti arány (szén-dioxid és víz), 1,83·10-6 a szén-dioxid koncentráció átváltása kg CO2 m-2-re 20°C-on, Ce a légkör szén-dioxid koncentrációja, Cr a növény intercelluláris járatainak szén-dioxid koncentrációja, 1,32 a határréteg szén-dioxid ellenállásának kalkulációjából származó konstans (Anda et al. 2002, Anda és Lıke 2002), rH a hıátadással szembeni ellenállás, a 0,783 pedig Goudriaan (1977) által megadott empirikus konstans. Jackson et al. (1994) megállapításai alapján, aki megerısítette az intercelluláris CO2 koncentráció és a külsı (környezeti) CO2 koncentráció közötti arány megmaradását, a két koncentráció 1:3 -hoz arányát (Van de Geijn és Goudriaan 1996) fenntartottuk modellfuttatásaink során. A növényállomány legalsó rétege a talajfelszínnel határos, a gyökérzóna pedig a talajban helyezkedik el. A talaj nedvességi állapota és hımérséklete a növény vízfelvétele szempontjából cseppet sem közömbös. A vízfelvétel, majd a vízleadás pedig a látens és érzékelhetı (szenzibilis) hı arányára van hatással. A talajnedvesség jellemzésére a vízpotenciált használjuk, ennek egy napon belüli változását nem veszi figyelembe a modell. A talaj hıforgalmának számításánál a talaj hıfizikai tulajdonságainak ismeretében a talajfelszín sugárzási mérlegébıl indulunk ki. A talaj hıtárolása azonban jelentıs, így a kezdeti idıpillanatra ismerni kell a talajhımérséklet függıleges eloszlását a felsı 50 cm-es rétegben (Hunkár 1990).
62
A modell bemenı paraméterei: 1.
a referenciaszintre vonatkozó meteorológiai adatok, mint vezérlı változók •
páranyomás a referenciamagasságban [mbar]
•
globálsugárzás [J m-2 s-1]
•
léghımérséklet a referenciamagasságban [°C]
•
szélsebesség a referenciamagasságban [m s-1]
2.
a növényállományra vonatkozó jellemzık – paraméterek és függvények •
levelek átlagos ellenállási koefficiense [-]
•
a gyökér maximális vízszállító-képessége [-]
•
adott hımérsékleten maximális CO2-asszimilációs ráta [kg CO2 m-2 s-1]
•
turbulens intenzitás az állományban [-]
•
az állomány levélfelületi indexe [m2 m-2]
•
belsı CO2-koncentráció [ppm]
•
a levél kutikula ellenállása [s m-1]
•
a xylem ellenállása a vízárammal szemben [bar m2 s m-3]
•
a levelek átlagos szélessége [m]
•
az állomány vízpotenciálja [bar]
•
az állomány magassága [m]
3.
a talajra vonatkozó termikus tulajdonságok és a talaj állapothatározói •
hıfluxussőrőség a talajfelszínen [J m-2 s-1]
•
a talaj hıvezetı-képessége [J m-1 s-1]
•
a talaj térfogatos hıkapacitása [J m-3 K-1]
4.
a tér- és idıbeliséget meghatározó adatok •
az év napjainak sorszáma január 1.-tıl számítva [-]
•
idılépték [óra]
•
a talajrétegek száma [-]
•
földrajzi szélesség [-]
•
helyi idı [óra]
•
a rétegek száma az állományban [-]
•
referenciamagasság [m]
•
a talajrétegek vastagsága [m] (Páll et al. 1998).
63
A modell számos növényi paraméter és mikroklíma elem szimulálására képes: •
az érzékelhetı hı fluxusa az állomány felett [J m-2 s-1]
•
az érzékelhetı hı forrása [J m-2 s-1]
•
az érzékelhetı hı veszteségének napi összege [J m-2]
•
a harmat mennyiségének napi összege [mm H2O]
•
a látens hı fluxusa az állomány felett [J m-2 s-1]
•
a látens hı forrása [J m-2 s-1]
•
a látens hı veszteségének napi összege [J m-2]
•
páranyomás-profil [mbar]
•
fotoszintézisráta [kg CO2 m-2 s-1]
•
a CO2-asszimiláció napi összege [kg CO2 m-2]
•
az entalpia fluxusa az állomány felett [J m-2 s-1]
•
az entalpia-fluxus forrása [J m-2 s-1]
•
a telítési hı fluxusa az állomány felett [J m-2 s-1]
•
a telítési hı forrása [J m-2 s-1]
•
a sztómaellenállás profilja [s m-1]
•
léghımérsékleti profil [°C]
•
levélhımérsékleti profil [°C]
•
talajhımérsékleti profil [°C]
•
szélprofil az állományban [m s-1]
•
a párolgás napi összege [mm m-2] (Goudriaan 1977, Páll et al. 1998).
A modell által számított paraméterek közül a szenzibilis- és látens hıáramot, a léghımérsékletet, a levélhımérsékletet, a sztómaellenállást és a fotoszintézis intenzitást vontunk be szimulációs vizsgálatainkba. A szenzibilis- és látens hıáramokat hányadosuk, a Bowen-arány (β) formájában ábrázoltuk. A Bowen-arány a szenzibilis- és a látens hı arányát fejezi ki. Az energia megoszlása a szenzibilis (H)- és a látens hı (λE) között egyenes összefüggésben áll a határréteg meteorológiai folyamataival (Oke 1987).
β=
H λE
(16)
64
A modelleredményeket párosított t-próbával elemeztük a szignifikáns eltérések kimutatása érdekében. A párosított t-próba a kétmintás t-próbát visszavezeti az egymintás t-próbára. A kétmintás t-próba a minták átlagainak egyezıségét vizsgálja, míg az egymintás t-próba a minta átlagának egy elvárt átlaghoz viszonyított egyezıségét. Vizsgált két (egymástól nem független) minta közötti differencia, eltérés egymintás t-próbával vizsgálható. A nullhipotézis az, hogy a különbségek átlaga egyenlı nullával (vagyis a minták statisztikailag megegyeznek, nem térnek el szignifikánsan egymástól). Az ellenhipotézis az, hogy a különbségekbıl képzett minta átlaga eltér a nullától, vagyis a két minta szignifikánsan különbözik, különbségeik átlaga szignifikánsan eltér a nullától. A szignifikanciavizsgálat küszöbértékeként az 5%-ot alkalmaztuk. A számításokat a STATA 5.0 (1996) statisztikai programcsomag segítségével végeztük.
Anda et al. 2002 és Anda és Lıke 2003 szerint a modell a mikroklíma elemek (léghımérséklet és légnedvesség tartalom az állományon belül) szimulálása mellett alkalmas növényi vízháztartási- és produkciós mutatók szimulációval való közelítésére is. A modell validálását Anda és Lıke (2002, 2005) Wilmott (1982) által a modelleredmények validálására ajánlott RMSD (root mean square deviation - az adatpárok közötti eltérés négyzetes közepe) mutató segítségével végezte el.
3.3.1. A bemenı adatok győjtésének helye és módja A modellezés során alkalmazott bemenı paraméterek, mind a meteorológiai adatok, mind a növényi jellemzık a keszthelyi Agrometeorológiai Kutatóállomáson kerültek regisztrálásra (Hosszúság: N 46°44’, Szélesség: E 17°14’, Magasság: 114,2 m). Bár napi meteorológiai adatok már 1968.-tól kezdve rendelkezésünkre álltak, az utóbbi évtized adatait alkalmaztuk, mert a tíz másodperces mintavételre alkalmas QLC 50 típusú automata mérıállomás 1996. óta mőködik a Kutatóállomás területén. Ez a gyakori mintavételi eljárás lehetıvé tette, hogy a modell bemenı paraméterei között szereplı órás meteorológiai adatokat elıállítsuk, melyek addig nem álltak rendelkezésre. Több futtatás ismeretében, s az eredmények közeli volta miatt a disszertációban mintanapként egy átlagos júliusi napot választottunk, amikor a tesztnövény teljes kifejletségi állapotát már elérte.
65
A modellbe a meteorológiai adatokat referencia szintre vonatkoztatva kell betáplálni. A referenciaszintet a nullapont eltolódás, a felületi érdesség és az állománymagasság függvényében határoztuk meg (Monteith 1973).
A referenciaszintre vonatkoztatott
szélsebességet a logaritmikus szélprofil alkalmazásával számítottuk a standard meteorológiai mérési adatokból (Goudriaan 1977). Tesztnövényünk középhosszú tenyészidejő kukorica hibrid volt /Norma (FAO 450)/, melyet az 1970-es évek óta alkalmaztak a kísérleti területen. Április utolsó harmadában vetik 7 tı m-2 tısőrőséggel 0,7 ha nagyságú parcellákon. A betakarítás szeptember második felében történik. A növényeket a régióra jellemzı, hagyományos agrotechnikai eljárással kezelik a Mezıgazdaságtudományi Kar szakértıinek ajánlásai szerint. A bemenı paraméterek között szereplı levélfelület-indexet (LAI) és levél sőrőséget a parcellákon, 10 mintanövényen mértek hetente, LI-3000A típusú automatikus planiméter segítségével. A talajnedvességre utaló talajvízpotenciált a 10 naponként gravimetriás módszerrel vett minták alapján napi értékekre interpoláltuk. A mintavétel 1 m mélységig, 10 cm-es intervallumokban történt, három ismétlésben.
3.3.2. A modellfuttatások során alkalmazott szcenáriók A globális klímaváltozás kukorica állományokra gyakorolt hatásainak szimulálása érdekében szcenáriókat (forgatókönyveket) állítottunk fel, melyek a jövıben lehetséges idıjárási helyzeteket adnak meg. A lokális klímamódosulásra vonatkozóan a legtöbb tudományos mő szerint jellemzı lesz a csapadék mennyiségének csökkenése. Bartholy et
al. (2004) szerint ez a csökkenés a Balaton vízgyőjtıterülete esetében 25-35% közé tehetı, melyhez a felmelegedés kezdeti szakaszában 1,3-2°C-os hımérsékletemelkedés társul a nyári félévben (Mika 2002). A növényállomány architektúrája, az asszimiláló felület nagysága és sőrősége tekintetében analógiákat alkalmaztunk. Azon évjáratokban mért növényi jellemzıket alkalmaztuk inputként, melyek idıjárása hasonlóságot mutatott az általunk felállított szcenáriókkal. A növény intercelluláris járatainak szén-dioxid koncentrációját irodalmi adatok alapján a légkör szén-dioxid koncentrációjának változásával összhangban emeltük.
66
Kontroll:
jelenlegi
klimatikus
feltételek
(átlagos
júliusi
nap),
átlagos
talajnedvesség- tartalom (-7 bar talajvízpotenciál), 380 ppm légköri CO2 koncentráció. A LAI értéke 3,0, mely Keszthelyen átlagosnak számít ebben az idıszakban.
Szcenárió
1.:
léghımérséklet
a
talaj
emelés
nedvességtartalmát mellett
10%-kal
(a keszthelyi
csökkentettük
1977.-2006.
közötti
0,6°C júliusi
meteorológiai adatok alapján kimutatható lineáris változások folytatódását feltételezve), és ezzel együtt LAI értékét is csökkentettük 2,8-ra. A légköri CO2 koncentrációt 440 ppm-re növeltük.
Szcenárió
2.:
a
talaj
nedvességtartalmát
25%-kal
csökkentettük
1,3°C
léghımérséklet emelés mellett, és ezzel együtt LAI értékét is csökkentettük 2,3-ra. A légköri CO2 koncentrációt 760 ppm-re növeltük.
Szcenárió
3.:
35%-kal
csökkentettük
a
talajnedvesség-tartalmat
2°C-os
léghımérséklet emelés mellett, és LAI értékét 2,0-ra redukáltuk. A légköri CO2 koncentrációt 760 ppm-re növeltük.
67
4. EREDMÉNYEK 4.1. Keszthely hosszú idısoros meteorológiai adatainak elemzése 4.1.1. Magyarország éghajlati besorolása, és a csapadékban jelentkezı esetlegesen várható változások A Föld éghajlati képének áttekintése során hazánkat Trewartha a hővös éghajlatok tartományába sorolta, s azon belül is a „kontinentális éghajlat hosszabb meleg évszakkal” megjelöléső altípusban helyezte el. Erre az éghajlati típusra a hımérséklet szeszélyes idıbeli alakulása, az egyes évszakok, hónapok idıjárásának nagy változékonysága jellemzı. Az övezet csapadékellátottsága a növényi vízigények közepes mértékő kielégítését biztosítja, és az évi csapadékösszeg változékonysága is jelentıs. A korábbi mérések szerint a lehulló havi csapadékösszegek maximuma a nyár eleji idıszakban jelentkezik,
bár
az
utóbbi
idıben
olvashatunk
a
téli
hónapokban
várható
csapadéknövekedésrıl is (Pálvölgyi 2000). Az ország a nedves és a száraz éghajlatú területek közötti átmenetet reprezentálja. Kis területének ellenére Magyarország csapadékviszonyaiban jelentıs területi különbségeket találunk. A nyugat-délnyugati országrészek csapadékbısége és az Alföld középsı területének szőkös csapadékellátottsága képviselik a szélsıségeket, amelyek szerint legcsapadékosabb tájainkon évente mintegy kétszer annyi csapadék hullik, mint a legszárazabb alföldi körzetekben. A csapadék havi összegeit tekintve a legtöbb csapadék hazánkban május-július között várható. Az ország jelentıs részén, így elsısorban a Dunántúl déli felén, valamint a Dunántúli-középhegység és a Dunazug-hegység délkeleti lejtıin egy ıszi (október-novemberi) másodlagos csapadékmaximum is megjelenhet, amely a mediterrán térségben ısszel megerısödı ciklontevékenységgel kapcsolatos. A csapadék szerfölött változékony éghajlati elemünk, mennyisége évrıl évre szeszélyesen ingadozik. Csapadékunk bizonytalanságára jellemzı, hogy legcsapadékosabb éveinkben háromszor annyi eshet, mint a legszárazabb évek során. Napjainkban sokat hallhatunk a globális klímaváltozás egyik következményeként említett csapadékviszonyok megváltozásáról, mely a közép-európai térséget is várhatóan érinteni fogja. 0,5°C globális hımérsékletemelkedés esetére Mika (2002) Magyarország tekintetében 40 mm csapadékcsökkenést prognosztizált, míg 1°C globális hımérsékletemelkedésnél 66 mm csökkenést. S ekkor még csak a csapadék mennyiségére vonatkozó
68
elképzeléseket említettük. Mivel Magyarország jelenleg a feltételes öntözés zónájába tartozik, a csapadék mértékének csökkenésével szántóföldi körülmények között szükségessé válhat hazánkban is a rendszeres öntözés. Vermes (1995) 10%-os csapadékcsökkenés és 1 fokos felmelegedés esetén az átlagos talajnedvesség készlet 5-6%-os csökkenésével számol, s a legintenzívebben áprilismájusban, pont azokban a hónapokban, amikor termesztett növényeinknek a talajban raktározott vízre a legnagyobb szüksége lenne. Agrometeorológiai, vízgazdálkodási szempontból a csapadék az egyik legfontosabb éghajlati elem. A növényi szervesanyag képzıdésének egyik fı alapanyaga a víz, amely a természetben a csapadékból származik. Részben vitatott, részben elismert, részben bizonyított kérdés a csapadék évi összegeinek csökkenése, ami a növénytermesztés esetében a természeti feltételek lehetséges módosulásai között a legsúlyosabbnak minısíthetı (Szász 1994). Vizsgálatunk egy részében a keszthelyi meteorológiai mérések során regisztrált csapadékmennyiség 130 éves (ill. 136 éves) idısorát elemeztük abból a célból, hogy választ kapjunk a kérdésre, mely arra irányult, hogy a globális klímaváltozás egyik Magyarország térségére valószínősített lehetısége, a csapadékösszegek csökkenése valóban tetten érhetı-e. Jelentkeztek-e a globális klímaváltozásnak helyi megnyilvánulásai, s ha igen, akkor milyen mértékben. Az általunk feltett kérdésre adott válasz a helyben gazdálkodóknak és az itt élı üdültetéssel foglalkozóknak (Balaton vízszint-kérdés) kiemelten fontos, a közvetlenül nem érintettek számára pedig tanulságos lehet. 4.1.2. Keszthely csapadék adatsorának elemzése 4.1.2.1. Keszthely csapadék-alakulásának egyszerő éghajlati-statisztikai jellemzıi A keszthelyi 130 éves adatokból (1871.-2000.) elıállított adatsor alapján megállapítható, hogy a legkevesebb csapadék 2000.-ben hullott, mindösszesen 393 mm, míg a legtöbb csapadék 1937.-ben, 1098 mm. A Keszthelyen 130 év alatt hullott átlagos évi csapadékösszeg 678 + 134 mm (szórás). Az adatsor terjedelme 705 mm, az átlagos abszolút eltérés pedig 105 mm-nek adódott. A lineáris trend illesztése alapján (18. ábra) évente 0,42 mm-rel csökken a csapadék, ami 100 évre vetítve összesen 42 mm-rel kevesebb csapadék bevételt jelentene. 69
Azonban a trendvonal illeszkedése, az R2 (0,0138) alakulása alapján nem kielégítı, az eredmény nem szignifikáns, tehát a csapadékcsökkenés ténye nem nyert bizonyítást Keszthely idısorában. Szász és Tıkei (1997) szerint hazánk területét fenyegeti a csapadékcsökkenés veszélye. Ez alól valószínőleg városunk sem képezhet kivételt.
A keszthelyi évi csapadékösszegek változásának iránya
Csapadék (mm)
1300 y = -0,4198x + 706 2 R = 0,0138
1100 900 700 500
1871 1874 1877 1880 1883 1886 1889 1892 1895 1898 1901 1904 1907 1910 1913 1916 1919 1922 1925 1928 1931 1934 1937 1940 1943 1946 1949 1952 1955 1958 1961 1964 1967 1970 1973 1976 1979 1982 1985 1988 1991 1994 1997 2000
300 Évek
18. ábra A keszthelyi évi csapadékösszegek változásának iránya Az alacsony R2 miatt mozgóátlagolást (k=10, a láncolatosan képzett számtani átlagolás tagszáma) próbáltunk alkalmazni, melyen tendencia jelleggel kirajzolódik a XX. század második harmadától kezdıdıen a csapadékmennyiségek csökkenése (19. ábra).
1150 950 750 550 350 1871 1874 1877 1880 1883 1886 1889 1892 1895 1898 1901 1904 1907 1910 1913 1916 1919 1922 1925 1928 1931 1934 1937 1940 1943 1946 1949 1952 1955 1958 1961 1964 1967 1970 1973 1976 1979 1982 1985 1988 1991 1994 1997 2000
Csapadékmennyiség (mm)
Évi csapadékösszegek adatsora (1871.-2000.) és a mozgóátlagok sora
Idı
éves csapadékösszeg
mozgóátlag (k=10)
19. ábra Évi csapadékösszegek adatsora (1871.-2000.) és a mozgóátlagok sora
70
Ha kibıvítjük az adatsort 2006-ig, akkor erısebb csökkenı tendenciát mutat az adatokra illesztett lineáris trend (51,52 mm/100 év) és a szignifikanciára utaló R2 értéke is magasabb, mint a 130 éves adatsor esetében, de még mindig nem haladja meg a szignifikancia küszüböt (20. ábra). A csökkenési tendencia nem bizonyított. A 136 éves évi csapadékösszeg adatsor átlaga 675 mm-nek adódott.
A Keszthelyen mért éves csapadékösszegek változása 18712006 között y = -0,5152x + 710,21 2
R = 0,0229 Csapadék (mm)
1300 1100 900 700 500 1871 1874 1877 1880 1883 1886 1889 1892 1895 1898 1901 1904 1907 1910 1913 1916 1919 1922 1925 1928 1931 1934 1937 1940 1943 1946 1949 1952 1955 1958 1961 1964 1967 1970 1973 1976 1979 1982 1985 1988 1991 1994 1997 2000 2003 2006
300
Évek
20. ábra A Keszthelyen mért éves csapadékösszegek változása 1871-2006 között Következı lépésként a 130 éves adatsort évtizedekre bontottuk (21. ábra), mely utolsó
évtizedeinek
(1971.-2000.-es
idıszak)
szárazabb
voltát
már
mi
is
megtapasztalhattuk. Megjegyezzük, hogy a csapadékszegény idıjárás nem volt egyedi a teljes adatsor esetében sem.
71
A tíz éves átlagok és a 130 éves átlag viszonya Érték (mm)
800 750 700 650 1991-2000
1981-1990
1971-1980
1961-1970
1951-1960
1941-1950
1931-1940
1921-1930
1911-1920
1901-1910
1891-1900
1881-1890
1871-1880
600
Évtizedek Tíz éves átlagok
130 éves átlag
21. ábra A tíz éves átlagok és a 130 éves átlag viszonya Az 1901.-1940. közötti idıszak csapadékosabb volt az átlagnál. A mérés legcsapadékszegényebb évtizede az 1881.-1890.-es évtized volt, ahol a 130 éves átlagnál 67 mm-rel volt kevesebb a lehullott csapadék mennyisége. A legcsapadékosabb évtized az 1901.-1910.-es, melynek átlaga 102 mm-rel haladta meg a 130 éves idısor középértékét. Az adatok csökkenı sorrendbe rendezése után megállapítottuk az alsó- és felsı kvartilis, valamint a medián értékét (3. táblázat). Mivel a kvartilisek értékeit jelölı sorszámok nem egész számok, az elıttük és utánuk következı sorszámú értékeket átlagolva kaptuk meg a középértékeket. A kvartilisek információval szolgálnak az adatok eloszlásáról. 3. táblázat A kvartilisek sorszámai és értékei Kvartilis (Qj) Q1 Q2 (medián) Q3
Sorszám meghatározás 1*130:4=32,5 (130+1):2=65,5 3*130:4=97,5
Kvartilisek (mm) 775 658 583
A táblázatban foglaltak szerint az elmúlt 130 év (1871.-2000.) adatainak 25%-a 775 mm-nél nagyobb értéket vett fel. A csapadékadatok 50%-a 658 mm-nél, 75%-a 583 mmnél magasabb értékő volt. 72
Az éves csapadékösszegek eloszlása a normál eloszlástól kis mértékben, negatív irányban tér el, torzul 1871.-2000. közötti idıszakban. A Köppen-féle aszimmetria mérıszám értéke -0,092. Az adatok mintegy 45%-a magasabb értéket vesz fel, mint a számtani átlag. Ez azt jelenti, hogy az átlagnál alacsonyabb éves csapadékösszeggel rendelkezı évek aránya nagyobb az adatsoron belül, tehát a csapadékszegény évek túlsúlya jellemzı. A csapadék esetében is gyakran alkalmazott mutató a klímanormál, mely alapján egyértelmően csapadékcsökkenést regisztrálhatunk a XX. század második felében. A klímanormálok 10 évvel csúsztatott értékei alapján a legcsapadékosabb szakasz az 1901.1930.-as idıszak volt, a legszárazabb a megfigyelés utolsó szakasza az 1971.-2000.-es idıszak (22. ábra) (Kocsis és Anda 2005).
1971-2000
1961-1990
1951-1980
1941-1970
1931-1960
1921-1950
1911-1940
1901-1930
1891-1920
1881-1910
740 720 700 680 660 640 620 1871-1900
Klímanormál értéke (csapadék mm)
A harminc éves klímanormálok alakulása 10 éves periodusokkal csúsztatva
Vonatkozási idıtartama
22. ábra A harminc éves klímanormálok alakulása tíz éves periódusokkal csúsztatva (a WMO javaslata alapján) Ugyanezt a szakaszolási elvet alkalmaztuk, mikor tízévenként csúsztatott harmincéves periódusonként vizsgáltuk meg az adatok tendenciáit lineáris közelítés segítségével. A trendegyenesek meredekségeit és az R2 értékeket a 4. tábázat tartalmazza. Az 1881.-1910. közötti idıszak esetében 5%-os szignifikanciaszinten szignifikáns
73
csapadéknövekedés volt tapasztalható (73,26 mm/10 év), a többi periódus esetében statisztikailag igazolható változást nem találtunk. 4. táblázat A tíz évvel csúsztatott 30 éves periódusok lineáris tendenciái (*5%-os szinten szignifikáns változás) Idıszak 1871-1900 1881-1910 1891-1920 1901-1930 1911-1940 1921-1950 1931-1960 1941-1970 1951-1980 1961-1990 1971-2000
Lin. trend meredekség (mm/év) -0,211 7,326 0,808 -2,557 3,959 -2,866 -1,728 0,130 -2,224 -2,790 1,060
R2 0,0003 0,2513* 0,0024 0,0274 0,0479 0,0263 0,0105 0,0001 0,0238 0,0324 0,0073
Annak ellenére, hogy az egyes növényfajok vízigénye jelentısen eltér egymástól, az egyes évjáratok csapadékosságának jellemzésére, bevezetésre került az ún. „kritikusan kevés csapadékú év” fogalma (Szász 1994), melynek három kategóriája ismeretes (azok az évek, amelyekben az évi csapadékösszeg nem éri el az 500, 450, ill. a 400 mm-t). A kritikusan alacsony csapadék megjelenése lényegében a súlyos aszálykárokkal azonos, ugyanis ha az évi csapadékösszeg 500 mm alatti, akkor nem csupán egy-két évszak száraz, hanem az egész év, amely következménye, hogy vetésidıtıl függetlenül csaknem egyenlı mértékben sújtja az összes szabadföldi növényt (Szász 1994). Keszthely esetében a száraz évek száma nem túl magas (5. táblázat), mivel a tanulmányozott idısorban (1871.-2006.) az 500 mm-es kategóriában lévı évek aránya nem érte el a 8 %-ot. A másik két kategóriában lévı évek száma még kevesebb, mindössze néhány %. 5. táblázat A kritikusan alacsony csapadékú évek száma Keszthelyen 1871.-2006. között Évi csapadék összeg
Esetszám (db)
%
≤500 mm
10
7,4
≤450 mm
3
2,2
≤400 mm
1
0,7
74
A csapadék éves változékonyságának elemzése Keszthelyen Az éghajlati változékonyságnak két formája ismeretes. Az egyik esetben a változékonyság abban nyilvánul meg, hogy hol magasabb, hol alacsonyabb értékek követik egymást, de az ingadozás rendszerint egy, a mindenkori szélsıségek által behatárolt intervallumon belül marad. Ekkor éghajlatingadozásról beszélünk (Varga-Haszonits 2003). A másik esetben az ingadozás intervalluma tolódik el valamilyen irányban: vagy számottevıen magasabb vagy számottevıen alacsonyabb értéktartományban megy végbe az ingadozás. Ha ez az eltolódás hosszabb idın át tartóssá válik, akkor éghajlatváltozásról beszélünk. Nyilvánvaló, hogy az éghajlatingadozásnak két interpretációja lehetséges: az egyik az adott érték és a sokévi átlag közötti különbség, a másik az egymásra következı értékek közötti különbség (Varga-Haszonits 2003). Amikor az éghajlatingadozást a középértékek körüli ingadozásokkal jellemezzük, az ingadozás abszolút nagyságát a maximum és a minimum közötti különbség adja (Varga-Haszonits 2003). Ez esetünkben 705 mm, vagyis az adatsor terjedelme. Az adatsor legnagyobb eltérését pozitív irányban az 1937-es év képviseli 420 mm eltéréssel, míg negatív irányban a 2000-es év, ahol az átlagtól (1871.-2000.) vett eltérés -286 mm volt. A középérték körüli ingadozást vizsgálhatjuk az átlagtól való eltérés abszolút értékével. Az egyes évek adatai átlagtól való eltérésének elıjelét ez esetben nem vesszük figyelembe. A Keszthelyen mért éves csapadékösszegek 130 éves adatsorában nem figyelhetı meg az átlagtól való eltérésben (szélsıségek esetleges megszaporodása) módosulás (23. ábra).
Az éves csapadékösszegek 130 éves átlagtól vett eltérései y = -0,0561x + 108,53 abszolút értékben kifejezve R2 = 0,0006 Eltérés abszolút értékben (mm)
500 400 300 200 100 1871 1874 1877 1880 1883 1886 1889 1892 1895 1898 1901 1904 1907 1910 1913 1916 1919 1922 1925 1928 1931 1934 1937 1940 1943 1946 1949 1952 1955 1958 1961 1964 1967 1970 1973 1976 1979 1982 1985 1988 1991 1994 1997 2000
0
Évek
23. ábra Az éves csapadékösszegek 130 éves átlagtól vett eltérései abszolút értékben kifejezve 75
4.1.2.2. A csapadék évszakos változásai A csapadék évszakos változására legérzékenyebben a növények reagálnak, mégpedig biológiai sajátosságaik alapján, melynek legegyszerőbb kifejezési módja a tenyészidıszak hossza. Sokan a vegetációs periódust csak a léghımérséklet alakulása alapján követik, pedig a tenyészidıszak hosszát a vízellátottság ugyanolyan mértékben befolyásolja, mint a léghımérséklet. A növények vízigénye a tenyészidıszak egyes szakaszaiban változó, s több
tényezı
által
meghatározott
(faj,
fajta,
fejlettség,
egészségi
állapot,
tápanyagellátottság stb.). Általánosságban elfogadható, hogy a vízigény maximuma a virágzás körül jelentkezik. A fentiek miatt az évi csapadékösszegek mellett az évszakos csapadékösszegek tendenciáit is áttekintettük. Az egyes évszakoknál lineáris trendet illesztettünk a 130 éves adatsor alapján képzett évszakos bontású adatokra annak érdekében, hogy az egyes évszakok csapadékviszonyaiban esetlegesen felfedezhetı változások irányát meghatározzuk (6. táblázat). 6. táblázat Az évszakos csapadékösszegek változása Keszthelyen 1871.-2000. között (*5%-os szignifikancia szinten szignifikáns) Évszak
Meredekség
R2
(mm/év) Tavasz
-0,3543
0,0593 *
Nyár
-0,0541
0,0008
İsz
-0,2278
0,0157
Tél
0,1798
0,0253
A trendegyenesek meredekségének elıjelébıl megállapíthatjuk, hogy a tavaszi és az ıszi csapadékösszegek csökkenı tendenciát mutatnak. A nyári csapadékösszegek gyakorlatilag változatlannak tekinthetık. Emellett a téli csapadékösszegek enyhén növekvı tendenciájúak. Az eredmények a nyár, az ısz és a tél esetében nem szignifikánsak, ezért egyértelmően nem jelenthetı ki, hogy Keszthely esetében megfigyelhetı az ezekre az évszakokra jellemzı csapadékviszonyok módosulása. Azonban a tavasz esetében a csökkenés 5%-os szinten szignifikáns, a csökkenés mértéke pedig 100 évre vetítve 35 mm76
nek adódott (Kocsis és Anda 2006a). A tavaszi csapadékbevétel csökkenése különösen kedvezıtlenül érintheti a tavaszi vetéső növényeket, hiszen a csírázás és a kezdeti fejlıdés idıszakában fontos a növények számára a megfelelı vízellátás. Az ıszi gabonák esetében szintén elınytelen a csökkenı tavaszi csapadékmennyiség, fıleg akkor, ha a virágzás idején sújtja ıket a vízhiány. Ezek az eredmények felhívják a figyelmet arra, hogy a tavaszi hónapokban – amikor gazdasági növényeink számára igen fontos a megfelelı vízellátás – gazdáinknak számolniuk kell a csapadékbevétel csökkenésével, esetlegesen a növényi vízigények
kielégítése
érdekében
öntözéssel
kell
tervezniük,
valamint
a
talaj
vízkészleteinek minél hatékonyabb megóvását segítı talajmővelési rendszereket kell alkalmazniuk. Bartholy et al. (2004) évszakos becslései szerint növekvı csapadék várható a téli hónapokban, csökkenı csapadékmennyiség nyáron, s igen kis változásra számíthatunk az átmeneti évszakokban. A keszthelyi mérések alapján az évszakos csapadékmennyiségek változása ettıl eltérı képet mutat, hiszen a legnagyobb változást a tavaszi csapadékmennyiségek mutatják. A 7. táblázatban bemutatjuk a 2006.-ig kibıvített évszakos adatsorok lineáris trendjeit. A tavasz esetében itt is szignifikáns módosulást tapasztaltunk, de mértéke enyhébbnek bizonyult (-34 mm/100 év), mint a 130 éves adatsor alapján kimutatható csökkenés. 7. táblázat Az évszakos csapadékösszegek változása Keszthelyen 1871.-2006. között (*5%-os szignifikancia szinten szignifikáns) Évszak
Meredekség
R2
(mm/év) Tavasz
-0,3373
0,0564 *
Nyár
-0,082
0,0018
İsz
-0,285
0,0269
Tél
0,1507
0,0202
Az egyes évszakok leíró statisztikai jellemezıit 8. táblázat foglalja össze. A 9. táblázat bemutatja az adatsorok torzulását a normális eloszláshoz képest. Az ısz 77
kivételével minden évszak esetében az átlagosnál alacsonyabb csapadékösszegek túlsúlya jellemzı. 8. táblázat Az egyes évszakok 130 éves csapadék adatsorának legfontosabb leíró statisztikai jellemszámai (1871.-2000.) Tavasz
Nyár
İsz
Tél
[mm] Átlag (M)
163,4
222,6
179,5
111,1
Szórás (σ)
54,83
73,64
68,52
42,61
Maximális érték (xmax)
347
479
412
229
Minimális érték (xmin)
45
87
45
31
Terjedelem (R)
302
392
367
198
Átlagos abszolút eltérés (d)
42,9
60,3
53,7
34,3
9. táblázat Az adatsorok aszimmetriájára utaló Köppen-féle mérıszám Évszak
Köppen-féle aszimmetria
Az átlagnál magasabb évszakos
mérıszám
csapadékösszegek aránya az adatsorban
Tavasz
-0,0769
46,15%
Nyár
-0,1077
44,62%
İsz
0
50%
Tél
-0,0154
49,23%
A WMO által ajánlott módon az évszakok esetében is meghatároztuk a klímanornálok alakulását a 1871.-2000. közötti idıszakban. A tavasz esetében erıs csökkenı tendencia rajzolódik ki a XX. században, mely két szakaszban következett be. A csúcspont az 1891.-1920.-as klímanormál volt, mely után erıs csökkenés mutatkozott. Azonban ez a tendencia lelassult, mélypontját az 1941.-1970.-es idıszakra érte el, és enyhe emelkedés figyelhetı meg az 1961.-1990.-es klímanormálig. Ezután újabb csökkenés tapasztalható (24. ábra). A nyárra vonatkozó klímanormálok egy kétcsúcsú görbét rajzoknak ki, melynek legalacsonyabb értéke az 1971.-2000.-es klímanormál (25. ábra). Az ısz esetében a XX. század második harmadától csökkenés jelentkezik, de az 1971.2000.-es klímanormál már enyhe emelkedést mutat (26. ábra). A tél esetében a klímanormálok értékének növekedése figyelhetı meg az 1931.-1960.-as klímanormálig, majd ezután fokozatos csökkenés következik (27. ábra). 78
200 180 160 140 120 1971-2000
1961-1990
1951-1980
1941-1970
1931-1960
1921-1950
1911-1940
1901-1930
1891-1920
1881-1910
100 1871-1900
Klímanormál értéke (csapadék mm)
A Keszthelyen mért tavaszi csapadékösszegek alapján képzett klímanormálok tízévenként meghatározva
Vonatkozási idıtartam
24. ábra A Keszthelyen mért tavaszi csapadékösszegek alapján képzett klímanormálok tízévenként meghatározva
1971-2000
1961-1990
1951-1980
1941-1970
1931-1960
1921-1950
1911-1940
1901-1930
1891-1920
1881-1910
250 240 230 220 210 200 190 1871-1900
Klímanormál értéke (csapadék mm)
A nyári csapadékösszegekbıl tízévenként képzett klímanormálok alakulása
Vonatkozási idıtartam
25. ábra A nyári csapadékösszegekbıl tízévenként képzett klímanormálok alakulása
79
1971-2000
1961-1990
1951-1980
1941-1970
1931-1960
1921-1950
1911-1940
1901-1930
1891-1920
1881-1910
200 190 180 170 160 150 140 1871-1900
Klímanormál értéke (csapadék mm)
Az ıszi csapadékösszegekbıl tízéves csúsztatással képzett klímanormálok alakulása
Vonatkozási idıtartam
26. ábra Az ıszi csapadékösszegekbıl tízéves csúsztatással képzett klímanormálok alakulása
1971-2000
1961-1990
1951-1980
1941-1970
1931-1960
1921-1950
1911-1940
1901-1930
1891-1920
1881-1910
140 130 120 110 100 90 80 1871-1900
Klímanormál (csapadék mm)
A tíz évvel csúsztatott téli klímanormálok alakulása
Vonatkozási idıtartam
27. ábra A tíz évvel csúsztatott téli klímanormálok alakulása Ha megvizsgáljuk az egyes évek évszakos csapadékmennyiségeinek eltérését (abszolút értékben) a 130 év átlagértékétıl (28., 29., 30., 31. ábrák), akkor megállapíthatjuk, hogy az átlagtól való eltérés abszolút mértéke, az ısz kivételével, csökkenı tendenciát mutat. Tehát az évszakos csapadékösszegek eltérése az adott évszak átlagától – csak az eltérés nagyságát véve figyelembe, az elıjelét nem - a tavasz, a nyár és a tél tekintetében csökkenı. Ezzel szemben az ısz esetében a változékonyság növekvı, vagyis ısszel az átlagtól egyre inkább eltérı mennyiségő – a „vártnál” több, vagy kevesebb
80
– csapadék jelentkezése valószínősíthetı. Meg kell jegyeznünk azonban, hogy ezek a tendenciák egyik évszak esetében sem szignifikánsak, ezért nem állíthatjuk bizonyosan, hogy az adatok változékonyságában elmozdulás tapasztalható.
y = -0,0057x + 43,276 R2 = 4E-05
200 150 100 50 0
1871 1874 1877 1880 1883 1886 1889 1892 1895 1898 1901 1904 1907 1910 1913 1916 1919 1922 1925 1928 1931 1934 1937 1940 1943 1946 1949 1952 1955 1958 1961 1964 1967 1970 1973 1976 1979 1982 1985 1988 1991 1994 1997 2000
Eltérés abszolút értékben (mm)
A tavaszi csapadékösszegek 130 éves átlagtól vett eltérései abszolút értékben kifejezve
Évek
28. ábra A tavaszi csapadékösszegek 130 éves átlagtól vett eltérései abszolút értékben kifejezve
A nyári csapadékösszegek 130 éves átlagtól vett eltérései abszolút értékben kifejezve y = -0,0108x + 61,056 300 250 200 150 100 50 0 1871 1874 1877 1880 1883 1886 1889 1892 1895 1898 1901 1904 1907 1910 1913 1916 1919 1922 1925 1928 1931 1934 1937 1940 1943 1946 1949 1952 1955 1958 1961 1964 1967 1970 1973 1976 1979 1982 1985 1988 1991 1994 1997 2000
Eltérés abszolút értékben (mm)
R2 = 1E-04
Évek
29. ábra A nyári csapadékösszegek 130 éves átlagtól vett eltérései abszolút értékben kifejezve
81
y = 0,0564x + 50,017 R2 = 0,0025
250 200 150 100 50 0
1871 1874 1877 1880 1883 1886 1889 1892 1895 1898 1901 1904 1907 1910 1913 1916 1919 1922 1925 1928 1931 1934 1937 1940 1943 1946 1949 1952 1955 1958 1961 1964 1967 1970 1973 1976 1979 1982 1985 1988 1991 1994 1997 2000
Eltérés abszolút értéklben (mm)
Az ıszi csapadékösszegek 130 éves átlagtól vett eltérései abszolút értékben kifejezve
Évek
30. ábra A ıszi csapadékösszegek 130 éves átlagtól vett eltérései abszolút értékben kifejezve
A téli csapadékösszegek 130 éves átlagtól vett eltérései abszolút értékben kifejezve 140 120 100 80 60 40 20 0
1871 1874 1877 1880 1883 1886 1889 1892 1895 1898 1901 1904 1907 1910 1913 1916 1919 1922 1925 1928 1931 1934 1937 1940 1943 1946 1949 1952 1955 1958 1961 1964 1967 1970 1973 1976 1979 1982 1985 1988 1991 1994 1997 2000
Eltérés abszolút értékben (mm)
y = -0,0534x + 37,847 R2 = 0,0065
Évek
31. ábra A téli csapadékösszegek 130 éves átlagtól vett eltérései abszolút értékben kifejezve 4.1.2.3. A havi csapadékösszegek alakulása Keszthelyen, mint a Dunántúlon jellemzıen, a februári csapadékminimum után a havonta hulló csapadék mennyisége folyamatosan emelkedik, egészen a júniusi maximumig. Errıl a tendenciáról tudjuk, hogy a növénytermesztés szempontjából igen kedvezı, mely a fokozatosan emelkedı hımérséklettel együtt a növény igényeinek éppen megfelel. A nyár elején fellépı fımaximum mellett Magyarország legtöbb állomásán egy ıszi másodmaximum is jellemzi a csapadék idıbeli eloszlását, mely Keszthely esetében nem jelentkezett. Az ısz hónapjainak csapadékösszegei mennyiségileg kiegyenlítettnek látszanak (32. ábra) (Bem és Kocsis 2006).
82
Csapadék (mm)
A havi csapadékösszegek sokéves átlagai Keszthelyen (1871.-2000.) 90 80 70 60 50 40 30 20 10 0 I.
II.
III
IV.
V.
VI.
VII.
VIII.
IX.
X.
XI.
XII.
Hónapok
32. ábra A havi csapadékösszegek sokéves átlagai Keszthelyen (1871.-2000.) A csapadék havi összegeinek 130 éves adatsorában tapasztalható eltérések megjelenítését lineáris trenddel szemléltetjük (10. táblázat). 10. táblázat A havi csapadékösszegek változásának tendenciái Keszthelyen 130 év adatai alapján (*5%-os szignifikancia szinten szignifikáns) Hónap
A trend egyenes
R2
meredeksége (mm/év) Január
0,0414
0,0063
Február
0,0407
0,0042
Március
-0,0672
0,0099
Április
-0,1493
0,0296
Május
-0,1378
0,0236
Június
0,076
0,0058
Július
0,0077
0,00004
Augusztus
-0,1012
0,0083
Szeptember
-0,0589
0,0043
Október
-0,2584
0,0566*
November
0,0895
0,0092
December
0,0968
0,0189
Amint azt az évszakos csapadékváltozásoknál már bemutattuk, a márciustól májusig, valamint az augusztustól októberig terjedı idıszakban csökkenı csapadékösszegekkel
83
számolhatunk. A szárazodó tavaszi idıszak nem kedvez a legtöbb szántóföldi növénynek, mivel ebben az idıszakban a növényi fejlıdés vízigényesebb szakaszai (tavaszi vetéső növényeknél a csírázás, ıszi vetésőeknél a virágzás) zajlanak. A csapadékcsökkenés miatt megnövekvı tavaszi aszályhajlam komoly károkat okozhat a növényi fejlıdésben, ami késıbb hatással bírhat a betakarítható termény mennyiségére és minıségére is. A tavaszi hónapok mellett az ıszi hónapok csapadékossága is csökkenı tendenciájú. A lineáris trendvonal illeszkedését jelzı R2-ek azonban felhívják a figyelmet arra, hogy e tendenciák – október kivételével - nem takarnak szignifikáns változásokat, tehát a csapadékcsökkenés tényét Keszthely esetében továbbra is fenntartásokkal kell kezelnünk. A csapadékcsökkenés ténye egyedül október hónap esetében mutatkozik szignifikánsnak 5%-os szignifikancia szinten, ami azért figyelemre méltó, mert a tavaszi vízkészlet csökkenése után az ıszi vetéső növények (gabonafélék) számára egyre kevesebb víz áll rendelkezésre a csírázáshoz. A csökkenı ıszi (októberi) csapadék sem képes utánpótlást biztosítani a tavaszi csapadékcsökkenés miatt halmozódó vízhiányra, ezért az ıszi csapadék csökkenése a talaj vízkészlet-csökkenésén keresztül korlátozó tényezıként léphet fel, például az ıszi gabonák kezdeti fejlıdése során. Ha kibıvítjük adatsorainkat 2006.-ig, láthatjuk, hogy az 5%-on szignifikáns csökkenı trend itt is csak október hónap esetében mutatható ki, de május hónap esetében is igen közel van az R2 érték a szignifikancia-küszöbhöz (0,0379) (11. táblázat).
84
11. táblázat A havi csapadékösszegek változásának tendenciái Keszthelyen 1871.-2006. között(*5%-os szignifikancia szinten szignifikáns) Hónap
R2
A trend egyenes meredeksége (mm/év)
Január
0,0384
0,0059
Február
0,0369
0,0038
Március
-0,0623
0,0095
Április
-0,1045
0,0158
Május
-0,1605
0,0349
Június
00,0423
0,002
Július
-0,0395
0,0012
Augusztus
-0,0564
0,0025
Szeptember
-0,065
0,0055
Október
-0,2509
0,058*
November
0,0308
0,0012
December
0,0754
0,0128
A csapadékösszeg szélsı értékeit és kvartiliseit elemezve (33. ábra) a legnagyobb változékonysággal július, október és június hónapokban találkozhatunk. Itt mozog az adatok fele (interkvartilis terjedelem) a legszélesebb intervallumban. Keszthely esetében az abszolút maximum érték júliusban jelentkezett. A változékonyság a téli hónapokban a legkisebb. A havi csapadékösszegek alsó és felsı kvartilisei, valamint szélsı értékei 1871.-2000. között
Csapadék (mm)
250,0 200,0 150,0 100,0 50,0 0,0 I
II
III
IV
V
VI
VII
VIII
IX
X
XI
XII
Hónapok
33. ábra A havi csapadékösszegek alsó és felsı kvartilisei, valamint szélsı értékei 1871.-2000. között
85
4.1.2.4. Csapadékmentes idıszakok A kontinentális éghajlatú területeken a csapadék idıbeli eloszlása rendkívül szabálytalan, az egyes csapadékhullások közötti idı hossza erısen változhat. A tartós csapadékmentesség a szántóföldi termelésben súlyos károk forrása, fıleg a nyári félévben, a kedvezıtlen vízgazdálkodású talajokon, s a különösen vízigényes növényeknél. Hazánkban átlagosan minden 4. vagy 5. napon hullik legalább 0,1 mm csapadék (Szász 1994). A legtöbb szántóföldi növény az 5-10 napot meghaladó csapadék nélküli idıszakokat
már megsínyli,
s
irreverzibilis károsodást
szenved
(Szász
1994).
Vizsgálatunkban a csapadékmentes idıszakokat két idıkategóriában, 10-14 napos és 15 napot meghaladó csapadékmentes idıszakra bontva elemeztük 1968.-tól 2006.-ig (34. ábra).
A csapadék mentes idıszakok száma 1968-2006 között
Csapadék menetes idıszakok száma
6 5 4 3 2 1
19 68 19 70 19 72 19 74 19 76 19 78 19 80 19 82 19 84 19 86 19 88 19 90 19 92 19 94 19 96 19 98 20 00 20 02 20 04 20 06
0
Évek
10-14 nap
>=15 nap
34. ábra A csapadékmentes idıszakok száma Keszthelyen 1968.-2006. között Egy 10-14 napos csapadékmentes idıszak szinte minden évben elıfordult Keszthelyen. Az általunk vizsgált idıszak elején, közvetlenül 1968. után az esetek darabszáma évi 3-5 közötti, az 1977.-1985.-ös idıszakban 1-3 alkalomra csökkent, majd 1985. után ismét 3-5 alkalomra szaporodott. A 15 napot meghaladó csapadékmentes periódusok száma kevesebb, de a változás tendenciáját tekintve megegyezik a 10-14 napos csapadékmentes
idıszakokéval.
Az
1990.-2000.-es
évtized
a
bekövetkezett
86
csapadékmentes idıszakok számát tekintve nem egyedülálló az adatsorban. Hasonló eloszlást tapasztalhattunk a ’70-es évek elején is. A mezıgazdák számára értékesebb információval szolgálhat a tenyészidıszak alatt fellépı csapadékmentesség, melyet a két korábban bevezetett kategóriával szemléltetünk. A tenyészidıszak hosszát két különbözı hosszúságú idıszakra, április 1.– szeptember 30. közötti, és a március 15.–október 15. közötti, szélesebb intervallumban vizsgáltuk (35. a és b ábrák). a) Csapadékmentes idıszakok száma Keszthelyen ápr. 1.-szept. 30. között
4 3,5 3 2,5 2 1,5 1 0,5 0
19 68 19 70 19 72 19 74 19 76 19 78 19 80 19 82 19 84 19 86 19 88 19 90 19 92 19 94 19 96 19 98 20 00 20 02 20 04 20 06
Csapadékmentes idıszakok száma (db)
4,5
Évek
10-14 nap
>=15 nap
87
b) Cspadékmentes idıszakok száma Keszthelyen márc. 15-okt. 15. között
Csapadékmentes idıszakok száma (db)
6 5 4 3 2 1
19 68 19 70 19 72 19 74 19 76 19 78 19 80 19 82 19 84 19 86 19 88 19 90 19 92 19 94 19 96 19 98 20 00 20 02 20 04 20 06
0
Évek
10-14 nap
>=15 nap
35. a és b ábra A csapadékmentes idıszakok száma Keszthelyen két eltérı tenyészidıszak hosszúság esetében. A csapadékmentes szakaszok száma az a) résznél április 1. - szeptember 30. közötti; a b) esetében március 15. - október 15. közötti idıtartamra vonatkozik. A tenyészidıszak(ok)ra meghatározott csapadékmentesség természetesen elmarad a teljes évre számolt értékektıl, mégpedig elég jelentısen, vagyis hosszabb csapadékmentes idıszakokkal nemcsak a tenyészidıszakokban találkozhatunk. A második, hosszabb tenyészidıszakot azért emeltük be vizsgálatainkba, mert egyrészt a növények vízigényének kielégítése szempontjából közismert az ıszi és a tavaszi „betározott” csapadék jelentısége, másrészt a globális klímaváltozás következtében a tenyészidıszak meghosszabbodására számíthatunk. Az adatok ábrázolásánál is szemmel látható lett a különbség a két eltérı tenyészidıszakhossz csapadékmentes periódusai között (35. a és b ábra). Közvetlenül az elterjedtebben használt rövidebb tenyészidıszak elıtt és után is fordultak elı csapadékmentes idıszakok, amelyek a növények fejlıdésére befolyással vannak. A legtöbb száraz periódussal rendelkezı évek az 1968.-tól napjainkig tartó szakaszban a 60-as évek végén jelentkezett, s nem napjainkban. A 2000. utáni években a korábbiakhoz képest némi emelkedést tapasztalhatunk csapadékmentes idıszakok 88
számában, mely azonban nem volt egyedülálló. A feldolgozás alapján a jelenlegi tendencia folytatódásakor legalább egy 15 napos, vagy kettı 10-14 napos csapadékmentes periódussal kell szembesülniük gazdálkodóinknak egy-egy tenyészidıszak során. Ettıl eltérı értékek azonban mindkét irányban elıfordulhatnak (Kocsis és Anda 2006a). 4.1.3. Magyarország hımérsékleti viszonyai, a hımérsékleti értékek várható változásai A hımérséklet egyik legalapvetıbb éghajlati elemünk, mivel értéke érzékenyen regisztrálja a hıháztartás alakulását, s ezen keresztül sugárzási és szubsztrátum hatások komplexumával áll összefüggésben. A gyakorlat is különös érdeklıdéssel fordul e felé az elem felé, miután a bioszféra jelenségei a levegı és az anyagok hımérsékletével rég felismert kapcsolatban vannak. A levegı hımérsékletének nagy térségő eloszlása végsı soron a besugárzás mennyiségét megszabó földrajzi szélességtıl, a tengerszint fölötti magasságtól és az óceáni és kontinentális klímahatások érvényesülésének súlyát kifejezı tengertávolságtól függ. Ez az utóbbi meghatározó tényezı Európa viszonylatában eléggé jól kapcsolható a földrajzi hosszúsághoz, mivel kontinensünk földgömbi elhelyezkedése olyan, hogy földrajzi hosszúság növekedésével egyre távolabb kerülünk az atlanti-óceáni klímahatások uralma alatt álló területektıl. Így például a Kárpát-medence térségében a havi középhımérsékletek eloszlását az alábbi t = Aφ + Bλ + Cz + D háromváltozós lineáris egyenlet kielégítı pontossággal leírja. Az egyenletben t a °C-ban kifejezett havi középhımérséklet, φ és λ a fok egységben megadott földrajzi szélesség, illetve hosszúság, z a tengerszint fölötti magasság hektométerben (Péczely 1998). Magyarországra jellemzı (az elıbbi összefüggés alkalmazásával), hogy tél derekán a középhımérséklet délrıl északra és nyugatról keletre haladva egyaránt csökken. Ez a hımérsékleteloszlás jól beleilleszkedik az európai térség általános januári izoterma rendszerébe. Legmelegebb hónapunkban, júliusban az izotermák rendszere merıben más, mint télen. A hımérséklet délrıl északra haladva csökken, de nyugatról keletre növekszik. Tapasztalt hımérsékleteloszlásunk a kontinentális és óceáni hatások eredıjeként jön létre (Péczely 1998). A globális klímaváltozás, mint a Föld bármely területén, hatással bír országunk hımérsékleti értékeire. Bartholy és Schlanger 2004-ben publikált modelleredményei alapján 2050-re (+0,8)-(+2,8)°C-os, 2100-ra (+1,3)-(+5,2)°C-os hımérsékletváltozás várható hazánkban. 89
Az Európai Környezetvédelmi Ügynökség (EEA) 2004-ben kiadott 2. jelentése Európában 2100-ra 2,0-6,3°C hımérsékletemelkedést prognosztizált. 4.1.4. Keszthely hımérsékleti adatainak elemzése 4.1.4.1. A keszthelyi homogenizált évi középhımérsékletek elemzése Az éghajlati szempontból homogén, így helytálló következtetések levonására alkalmas adatsor leíró statisztikai paramétereit az 12. táblázat összegzi. (Az adatsort az Országos Meteorológiai Szolgálat bocsátotta rendelkezésünkre 1901.-2000. idıszakra vonatkozóan.) 12. táblázat A keszthelyi homogén évi középhımérsékleti adatsor fontosabb leíró statisztikai jellemzıi
A
léghımérséklet
Átlag
10,06°C
Szórás
0,67°C
Maximum (év)
11,68°C
Minimum (év)
7,95°C
Terjedelem
3,73°C
Átlagos abszolút eltérés
0,54°C
évi
átlaga
jól
közelíti
Magyarország
sokévi
középhımérsékletének 10°C-os értékét. A legmagasabb és a legalacsonyabb évi középhımérsékletek, valamint a szórás meglehetısen kiegyenlített hımérsékletalakulást mutat. Az idısor adatainak alakulása szerint a hımérséklet 5%-os szignifikancia szinten emelkedést jelez (0,49°C/100 év) (Kocsis et al. 2006b). A lineáris trendvizsgálat a homogenizált adatsornál igazolja a keszthelyi hımérsékleti adatok alakulásában fellelhetı melegedés hipotézisét, melyet az eredeti mért adatok nem tükröztek vissza (36. ábra) (Kocsis és Anda 2006c).
90
Az eredeti és a homogenizált évi középhımérsékletek változásainak trendje y = 0,0049x + 9,806 R2 = 0,0453
12,00
Hımérséklet (0C)
11,50 11,00
Hom.
10,50
Eredeti
10,00 9,50
Lineáris (Hom.)
9,00 8,50
Lineáris (Eredeti)
8,00 1901 1904 1907 1910 1913 1916 1919 1922 1925 1928 1931 1934 1937 1940 1943 1946 1949 1952 1955 1958 1961 1964 1967 1970 1973 1976 1979 1982 1985 1988 1991 1994 1997 2000
7,50
Évek
y = -0,0026x + 10,612 R 2 = 0,0131
36. ábra Az eredeti és a homogenizált évi középhımérsékletek változásainak trendje 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. Bár Keszthely a Közép-Dunántúlon található, a hımérséklet emelkedése mégsem olyan nagy mértékő, mint a többi, közeli területen fekvı, hosszú idısoros meteorológiai mérésekkel rendelkezı város esetében. Még erısebben megmutatkozik a hımérsékletemelkedés az 1901-2006 közötti idıszakra vonatkozó évi homogenizált középhımérsékleti adatsorban. Az emelkedés 5,8°C/100 évnek adódott (37. ábra).
91
Éves homogenizált középhımérsékletek tendenciája 1901-2006 között y = 0,0058x + 9,775 2
R = 0,0698
o
Hımérséklet ( C)
12,00 11,00 10,00 9,00 8,00 1901 1904 1907 1910 1913 1916 1919 1922 1925 1928 1931 1934 1937 1940 1943 1946 1949 1952 1955 1958 1961 1964 1967 1970 1973 1976 1979 1982 1985 1988 1991 1994 1997 2000 2003 2006
7,00
Évek
37. ábra Éves homogenizált középhımérsékletek tendenciája 1901-2006 között A hımérsékleti adatokból képzett tízéves átlagok kapcsolatát a száz éves, teljes periódus átlagával vetettük össze (38. ábra). Az 1941.-1950.-es évtized átlaga meghaladja a százéves átlagot, ami egybevág azzal a tapasztalattal, hogy a XX. század közepén a hımérséklet emelkedése egy csúcsot ért el, miután hőlı szakasz következett. A század végére újabb melegedés következett be, ami Keszthely esetében is a vizsgált idıszak utolsó két évtizedének átlagában figyelhetı meg. A tízéves átlagok közül az utolsó különösen magas értéket képvisel, míg az elsı volt a legalacsonyabb. Korábbi megfigyelések a globális átlagolt hımérsékleti sorokban 1880. és 1940. között melegedési periódust körvonalaztak, amelyet egy hőlési periódus követett. Ez utóbbi idıszak idıtartamát illetıen eltérıek a vélemények. Általában a hőlési periódus végét többen 1960. és 1970. közé teszik. Ezek a megállapítások döntıen a globális hımérsékletre, vagy a hemiszférikus átlagokra vonatkoznak, s a regionális skálán igen eltérı képet mutatnak (Iványi 1998). A Keszthelyre meghatározott tízéves átlagok változása közel esik a fent bemutatott hımérsékletalakulás tendenciájához. Az 1941.-1950.-es csúcs után hőlı periódus következett, ami az 1971.-1980.-as évtizedtıl kezdve melegedı szakaszba fordult. Az utolsó évtizedben a tízéves átlag elérte az eddigi tetıpontot.
92
10,60 10,40 Tíz éves átlagok
10,20 10,00
100 éves átlag értéke
9,80 1991-2000
1981-1990
1971-1980
1961-1970
1951-1960
1941-1950
1931-1940
1921-1930
1911-1920
9,60 1901-1910
o
Hımérséklet ( C)
A homogenizált évi középhımérsékletekbıl képzett tíz éves átlagok viszonya a 100 év átlagához
Évtizedek
38. ábra A homogenizált évi középhımérsékletekbıl képzett tíz éves átlagok viszonya a 100 év átlagához Az adatok eloszlását jól jellemezhetjük a kvartilisekkel. A negyedelı értékek szerint 75%-os valószínőséggel a keszthelyi évi középhımérséklet magasabb, mint 9,54°C, 50%-os valószínőséggel magasabb, mint 10,10°C, és 25%-os valószínőséggel meghaladja 10,53°C-ot a vizsgált adatsor alapján (13. táblázat). 13. táblázat A keszthelyi évi középhımérsékleti adatsor (1901.-2000.) negyedelı értékei Kvartilisek
Értéke (°C) Valószínőség
Q1
10,53
25%
Q2 (medián)
10,10
50%
Q3
9,54
75%
Az éves homogenizált középhımérsékletek eloszlása a normál eloszlástól kis mértékben, pozitív irányban tér el, torzul 1901.-2000. közötti idıszakban. A Köppen-féle aszimmetria mérıszám értéke 0,08. Az adatok 54%-a magasabb értéket vesz fel, mint a számtani átlag. Ez azt jelenti, hogy az átlagnál magasabb éves középhımérséklettel rendelkezı évek aránya nagyobb az adatsoron belül.
93
A Meteorológiai Világszervezet által ajánlott módon, tízévenként számítva elıállítottuk az adatsor alapján képzett harminc éves éghajlati normálértékeket (39. ábra). Az ábrán kirajzolódó tendencia megerısíti a XX. századot jellemzı hımérsékleti változásokat, miszerint a globális átlagolt hımérsékleti sorokban 1880. és 1940. között melegedési periódus körvonalazódott, amelyet egy hőlési periódus követett. A hőlési periódus végét többen 1960. és 1970. közé teszik (Iványi 1998).
o
Klímanormál értéke ( C)
A homogenizált évi középhımérsékletek alapján képzett, tíz évvel csúsztatott klímanormálok értékei 10,30 10,20 10,10 10,00 9,90 9,80 9,70 19011930
19111940
19211950
19311960
19411970
19511980
19611990
19712000
Idıintervallum
39. ábra A homogenizált évi középhımérsékletek alapján képzett, tíz évvel csúsztatott klímanormálok értékei Ugyanezt a szakaszolási elvet alkalmaztuk, mikor tízévenként csúsztatott harmincéves periódusonként vizsgáltuk meg az adatok tendenciáit lineáris közelítés segítségével. A trendegyenesek meredekségeit és az R2 értékeket a 14. tábázat tartalmazza. Az 1971.-2000. közötti idıszak esetében 5%-os szignifikanciaszinten szignifikáns hımérsékletemelkedés
tapasztalható
(0,3°C/10
év),
a
többi
periódus
esetében
statisztikailag igazolható változást nem találtunk.
94
14. táblázat A tíz évvel csúsztatott 30 éves periódusok lineáris tendenciái (*5%-os szinten szignifikáns változás) Idıszak 1901-1930 1911-1940 1921-1950 1931-1960 1941-1970 1951-1980 1961-1990 1971-2000
Lin. trend meredekség (°C/év) 0,016 0,009 0,020 0,003 -0,016 -0,005 0,012 0,028
R2 0,0738 0,0105 0,0554 0,0012 0,0409 0,0050 0,0348 0,1363*
A hımérséklet éves változékonyságának elemzése Keszthelyen A korábbiakban ismertetetteknek megfelelıen Varga-Haszonits (2003) szerint az éghajlatingadozásnak két interpretációja lehetséges: az egyik az adott érték és a sokévi átlag közötti különbség, a másik az egymásra következı értékek közötti különbség. Az átlagtól vett legnagyobb eltéréseket az adatsor szélsı értékeit képviselı évek, negatív irányban az 1940.-es (-2,11°C), pozitív irányba a 2000.-es év (1,62°C) képviselték. Az egyes évek adatainak a 100 éves adatsor átlagától vett abszolút eltérésében jelentkezı változás utal a változékonyságra. Keszthely esetében az évi középhımérsékletek bármely szélsıség felé való eltolódása nem nyert bizonyítást (R2 alapján a trend nem szignifikáns). Az elmúlt 100 év során az éves adatok átlag körüli ingadozásában módosulás nem mutatható ki (40. ábra).
Az évi középhımérsékletek eltérése az adatsor átlagától abszolút értékben y = 0,0014x + 0,4741 R2 = 0,01 értékben ( oC)
Eltérés abszolút
2,50 2,00 1,50 1,00 0,50 1901 1904 1907 1910 1913 1916 1919 1922 1925 1928 1931 1934 1937 1940 1943 1946 1949 1952 1955 1958 1961 1964 1967 1970 1973 1976 1979 1982 1985 1988 1991 1994 1997 2000
0,00
Évek
40. ábra Az évi középhımérsékletek eltérése az adatsor átlagától abszolút értékben 95
4.1.4.2. A hımérséklet évszakos változásai és változékonysága A mezıgazdasági termelés szempontjából a légköri tényezık közül a hımérséklet és a csapadék az a két elem, amely egyrészt a legfontosabb szerepet tölti be a termesztett növények produktivitásában, másrészt ezekre vonatkozóan rendelkezünk kellı tartamú mőszeres megfigyelési sorozatokkal. A hazai növénytermesztés szempontjából a kimutatható hımérsékleti változások elsıdleges fontosságúak (Szász 1994). A hımérséklet esetleges évszakos változásai nagy hatással lehetnek természetes növénytársulások és termesztett növényeink életfolyamataira, fejlıdésére, produktivitására, ezért a hımérséklet évszakos átlagértékeinek elemzése nem hiányozhat vizsgálataink közül. Az egyes évszakoknál lineáris trendet illesztettünk a 100 éves adatsor alapján képzett évszakos bontású adatokra annak érdekében, hogy az egyes évszakok hımérsékleti viszonyaiban esetlegesen felfedezhetı változások irányát meghatározzuk (15. táblázat) (Kocsis et al. 2006a). 15. táblázat Az évszakos homogenizált középhımérsékletek változása Keszthelyen 1901.2000. között (*5%-os szignifikancia szinten szignifikáns) Meredekség
Évszak
R2
(°C/év)
Tavasz
0,004
0,0112
0,0061
0,0395*
0,0032
0,0066
0,0012
0,0009
(III.-IV.-V. hó)
Nyár (VI.-VII.-VIII. hó)
İsz (IX.-X.-XI. hó)
Tél (XII.-I.-II. hó)
Az R2 alapján a nyár esetében figyelhetı meg 5%-os szinten szignifikáns felmelegedés.
A
változás
mértéke
(+0,61°C/100
év)
meghaladja
az
évi
átlaghımérsékletben tapasztaltat (+0,49°C/100 év). A nyári hımérsékletemelkedés még a csapadékellátottság változatlansága mellett is növeli az aszályhajlamot. Azonban Mika (2002)
prognózisa
szerint
a
félgömbi
átlaghımérséklet
kisebb
emelkedésével
96
párhuzamosan a nyári félévben fokonként 50-110 mm csapadékcsökkenés várható, ami az aszályok elıfordulásának valószínőségét még inkább növeli. A 16. táblázatban bemutatjuk a 2006.-ig kibıvített évszakos adatsorok lineáris trendjeit. A nyáron ebben az esetben is szignifikáns módosulást tapasztaltunk, de mértéke erısebbnek bizonyult (0,8°C/100 év), mint amekkora a 100 éves adatsor alapján kimutatható volt. 16. táblázat Az évszakos középhımérsékletek változása Keszthelyen 1901.-2006. között (*5%-os szignifikancia szinten szignifikáns) Évszak
Meredekség
R2
(°C/év) Tavasz
0,0056
0,0245
Nyár
0,0079
0,067*
İsz
0,0044
0,0149
Tél
-0,004
0,0096
A 17. táblázat bemutatja az adatsorok torzulását a normális eloszláshoz képest. A tavasz és az ısz esetében az átlagnál magasabb, míg a nyár és a tél esetében az átlagnál alacsonyabb adatok túlsúlya jellemzı. 17. táblázat Az adatsorok aszimmetriájára utaló Köppen-féle mérıszám Évszak
Köppen-féle aszimmetria
Az átlagnál magasabb évszakos
mérıszám
középhımérsékletek aránya az adatsorban
Tavasz
0,04
52%
Nyár
-0,04
48%
İsz
0,06
53%
Tél
-0,06
47%
A 18. táblázat az egyes évszakok legfontosabb leíró statisztikai jellemzıit mutatja be 1901.-2000. közötti idıszakra vonatkozóan. 97
18. táblázat Az egyes évszakok 100 éves homogenizált hımérsékleti adatsorának legfontosabb leíró statisztikai jellemszámai Tavasz
Nyár
İsz
Tél
[°C] Átlag
10,31
19,56
10,44
1,58
Szórás
1,10
0,89
1,13
1,19
Maximális érték
13,17
21,73
12,87
4,63
Minimális érték
7,97
17,63
7,10
-2,27
Terjedelem
5,20
4,10
5,77
6,90
Átlagos abszolút eltérés
0,89
0,72
0,91
0,92
Az egyes évszakok esetében végbemenı változásokat tízévenként meghatározott harminc éves átlagértékekkel kívántuk bemutatni (40., 41., 42., 43. ábrák). A tavasz és a nyár esetében az éves középhımérsékletekbıl képzett klímanormálok tendenciájához hasonló alakú „görbe” rajzolódik ki, míg az ısz és a tél esetében az éghajlati normálértékek tendenciája ettıl eltérı. A változásokat az ábrák jól szemléltetik.
o
Klímanormál értéke ( C)
A tavaszi középhımérsékletekbıl képzett klímanormálok 10,50 10,40 10,30 10,20 10,10 10,00 19011930
19111940
19211950
19311960
19411970
19511980
19611990
19712000
Idıintervallum
40. ábra A tavaszi középhımérsékletekbıl képzett klímanormálok
98
o
Klímanormál értéke ( C)
A nyári középhımérsékletekbıl képzett klímanormálok 19,90 19,80 19,70 19,60 19,50 19,40 19,30 19,20 19,10 19011930
19111940
19211950
19311960
19411970
19511980
19611990
19712000
Idıintervallum
41. ábra A nyári középhımérsékletekbıl képzett klímanormálok
Klímanormál értéke (oC)
Az ıszi középhımérsékletekbıl képzett klímanormálok 11,00 10,80 10,60 10,40 10,20 10,00 9,80 19011930
19111940
19211950
19311960
19411970
19511980
19611990
19712000
Idıintervallum
42. ábra Az ıszi középhımérsékletekbıl képzett klímanormálok
o
Klímanormál értéke ( C)
A téli középhımérsékletekbıl képzett klímanormálok 2,00 1,80 1,60 1,40 1,20 1,00 19011930
19111940
19211950
19311960
19411970
19511980
19611990
19712000
Idıintervallum
43. ábra A téli középhımérsékletekbıl képzett klímanormálok
99
Az adatok változékonyságában bekövetkezı esetleges módosulásokra utal, hogy az átlagtól való eltérésük (abszolút értékben) tendenciája változik-e. Vagyis az átlagostól egyre inkább eltérı értékekre számíthatunk-e, vagy sem. A tavaszi középhımérsékletek esetében a változékonyság kis mértékő növekedést mutat, azonban ez a növekedés nem szignifikáns (44. ábra), ezért nem állíthatjuk, hogy a tavaszi középhımérsékletek esetében - a múlt alapján - várhatóan megváltozna a változékonyság.
Az egyes tavaszi középhımérsékletek eltérése az adatsor y = 0,0018x + 0,7986 átlagától 3,50 3,00 2,50 2,00 1,50 1,00 0,50 0,00 1901 1904 1907 1910 1913 1916 1919 1922 1925 1928 1931 1934 1937 1940 1943 1946 1949 1952 1955 1958 1961 1964 1967 1970 1973 1976 1979 1982 1985 1988 1991 1994 1997 2000
o
Eltérés ( C)
R2 = 0,0069
Év
44. ábra Az egyes tavaszi középhımérsékletek eltérése az adatsor átlagától A nyári középhımérsékletek esetében az átlagtól való eltérés abszolút mértéke 5%-os szignifikancia szinten szignifikáns csökkenést mutat (45. ábra). Tehát a nyári középhımérsékletek változékonyságának csökkenése várható.
Az egyes nyári középhımérsékletek eltérése az adatsor átlagától y = -0,0041x + 0,9312 2,50 2,00 1,50 1,00 0,50 0,00 1901 1904 1907 1910 1913 1916 1919 1922 1925 1928 1931 1934 1937 1940 1943 1946 1949 1952 1955 1958 1961 1964 1967 1970 1973 1976 1979 1982 1985 1988 1991 1994 1997 2000
o
Eltérés ( C)
R2 = 0,056
Év
45. ábra Az egyes nyári középhımérsékletek eltérése az adatsor átlagától
100
Az ıszi középhımérsékletek esetében az átlagtól való eltérés abszolút mértéke 5%-os szignifikancia
szinten
szignifikáns
csökkenést
mutat
(46.
ábra).
Az
ıszi
középhımérsékletek változékonyságának csökkenése várható, vagyis az átlaghoz közelebb esı középhımérsékletek elıfordulási gyakorisága megnıhet.
Az egyes ıszi középhımérsékletek eltérése az adatsor átlagától y = -0,0054x + 1,1805 R2 = 0,0564
o
Eltérés ( C)
4,00 3,00 2,00 1,00 1901 1904 1907 1910 1913 1916 1919 1922 1925 1928 1931 1934 1937 1940 1943 1946 1949 1952 1955 1958 1961 1964 1967 1970 1973 1976 1979 1982 1985 1988 1991 1994 1997 2000
0,00
Év
46. ábra Az egyes ıszi középhımérsékletek eltérése az adatsor átlagától A téli középhımérsékletek esetében a változékonyság csökkenést mutat, azonban ez a csökkenés nem szignifikáns (47. ábra). Ezért nem állíthatjuk, hogy a téli középhımérsékletek esetében - a múlt alapján - várhatóan meg fog változni a változékonyság.
y = -0,0038x + 1,1089 R2 = 0,0218
5 4 3 2 1 0
1901 1904 1907 1910 1913 1916 1919 1922 1925 1928 1931 1934 1937 1940 1943 1946 1949 1952 1955 1958 1961 1964 1967 1970 1973 1976 1979 1982 1985 1988 1991 1994 1997 2000
o
Eltérés ( C)
Az egyes téli középhımérsékletek eltérése az adatsor átlagától
Év
47. ábra Az egyes téli középhımérsékletek eltérése az adatsor átlagától
101
4.1.4.3. A havi homogenizált középhımérsékletek alakulása Keszthelyen A 48. ábrán a havi középhımérsékletek eloszlása látható, ahol az átlag mellett a legalacsonyabb és legmagasabb havi középhımérsékleteket is feltüntettük, így a változékonyság jól szemléltethetı. A téli hónapokban (január, február, december) a legnagyobb a havi középhımérsékletek változékonysága, itt mozog a legszélesebb határok között a havi középérték. Ezekben a hónapokban az átlagos havi középhımérséklethez képest negatív irányban nagyobb eltérés mutatkozik a havi adatok szélsı értékei esetében, mint pozitív irányban. Márciustól kezdve a középértékek ingadozása lecsökken és az év további részében közel azonos szinten marad (Kocsis és Anda 2006c).
o
Hımérséklet ( C)
Keszthely átlagos, maximális és minimális havi középhımérsékleti értékei 1901.-2000. között 30 25 20 15 10 5 0 -5 -10 -15
Átlagos havi középérték Maximális havi középérték 1
2
3
4
5
6
7
8
9 10 11 12
Minimális havi középérték
Hónapok
48. ábra Keszthely átlagos, maximális és minimális havi középhımérsékleti értékei 1901.-2000. között A korábbiakhoz hasonlóan a hımérséklet havi középértékeinek 100 éves adatsorában tapasztalható módosulások megjelenítését lineáris trenddel szemléltetjük (19. táblázat).
102
19. táblázat A havi középhımérsékletek változásának tendenciái Keszthelyen 100 év adatai alapján Hónapok
A trend egyenes
R2
meredeksége (°C/év) Január
0,0073
0,006
Február
0,0167
0,0257
Március
-0,0007
0,0001
Április
0,0084
0,0226
Május
0,0044
0,0068
Június
0,0057
0,0162
Július
0,0045
0,0103
Augusztus
0,0079
0,0317
Szeptember
0,0068
0,0165
Október
0,0018
0,0012
November
0,0009
0,0002
December
-0,0045
0,0039
A március és december hónapok kivételével a havi középhımérsékletek emelkedı tendenciát mutatnak, de mivel R2 egyik hónap esetében sem éri el az 5%-os szignifikancia szinthez tartozó küszöbértéket, nem állíthatjuk, hogy bármelyik hónapban a hımérséklet változna. A 2006.-ig kibıvített adatsorok esetében augusztus hónapban szignifikáns hımérsékletemelkedés mutatható ki (0,91°C/100 év) (20. táblázat).
103
20. táblázat A havi középhımérsékletek változásának tendenciái Keszthelyen 1901.-2006. között (*5%-os szignifikancia szinten szignifikáns) Hónapok
A trend egyenes meredeksége
R2
(°C/év) Január
0,0064
0,0053
Február
0,0152
0,024
Március
0,0002
0,00001
Április
0,0083
0,026
Május
0,0083
0,0253
Június
0,0057
0,0162
Július
0,0068
0,0262
Augusztus
0,0091
0,0422*
Szeptember
0,0051
0,0108
Október
0,0049
0,0094
November
0,0033
0,0026
December
-0,0052
0,0059
104
4.2.
A
globális
klímaváltozás
hatásának
vizsgálata
kukorica
állományokra mikroklíma szimulációs modellezés segítségével A Goudriaan (1977) féle Mikrometeorológiai Szimulációs Modell (CMSM) elméleti háttere az energiaátalakulási és energiaszállítási folyamatok fizikáján alapszik. A modell talaj- és légkörfizikai, valamint növényfiziológiai elvek felhasználásával számítja a mikrokörnyezeti és növényi paramétereket. A modell nyomon követi a beérkezı napsugárzás útját az állomány különbözı szintjein. A beérkezı sugárzás egy része visszaverıdik a növényállományról, más részét átereszti az adott réteg a talaj felé és egy harmadik részt elnyelnek a növények. 4.2.1. Az energiaáramok arányának változása Az a beérkezı energiahányad, amely az állományról való visszaverıdés, illetve a talaj irányába való továbbhaladás után elnyelıdik az adott rétegben a főtı folyamatok (szenzibilis
hıáramlás),
valamint
az
evapotranszspiráció
(látens
hıáramlás)
energiaforrásává válik. Amennyiben nincs vízkorlátozás, az evapotranszspiráció a növényállomány fı energiafelhasználója. A növényállományban maradó energiának csak egyharmada
használódik
fel
az
állomány
légterének
hımérsékletnövelésére.
Magyarországon a látens és szenzibilis hı felhasználás aránya 70:30. A beérkezı energiamennyiség aránylag kis része (1-2%) használódik fel az anyagcserével kapcsolatos folyamatokban a fotoszintézis során. A Bowen-arány a szenzibilis- és a látens hıáramok hányadosaként állítható elı. A két energiaáram alakulását e formában ábrázoltuk (49. ábra) és elemeztük. A statisztikai elemzések rámutatnak arra (21. táblázat), hogy egyik szcenárió esetében sem mutatható ki szignifikáns eltérés a kontrollfuttatástól. A szcenáriók átlagainak eltérését a véletlen okozta, és nem statisztikailag igazolható különbözıség. Így elmondható, hogy az alkalmazott klímaváltozási jövıképek egyik vizsgált esetben sem okoztak igazolható változást.
105
A kukorica állomány energiaforgalmát jellemzı Bowen-arány alakulása különbözı klimatikus körülmények között
0,7 0,6 0,5 0,4 Napi átlagérték 0,3 0,2 0,1 0 Kontroll
Szcen. 1.
Szcen. 2.
Szcen. 3.
Klimatikus feltételek
49. ábra A kukorica állomány energiaforgalmát jellemzı Bowen-arány alakulása különbözı klimatikus körülmények között 21. táblázat A statisztikai elemzések eredményei a Bowen-arány esetében Párosított t-próba Átlag (1-24 óra) p érték Kontroll 0,66 Szcen. 1. 0,53 0,21 Szcen. 2. 0,60 0,65 Szcen. 3. 0,50 0,13 Szignifikáns az eltérés, ha p kisebb 0,05-nél
4.2.2. A sztómaellenállás és a fotoszintézis intenzitás módosulása A fotoszintézis intenzitását és a transzspirációt a CO2 koncentráció is befolyásolja a sztómaellenállásra gyakorolt hatása révén. A fotoszintézis az egyetlen olyan folyamat, amely képes a napsugárzás felhasználásával szervetlen anyagokból szerveset elıállítani. A légköri szén-dioxid, amely a fotoszintézisben szereplı egyik alapanyag, a sztómákon keresztül éri el a biokémiai folyamatok helyszínét. Ezen oknál fogva a sztómaellenállás korlátozó tényezı a CO2 levelekbe történı bejutásakor, de szabályozza a transzspiráció során kibocsátott vízgız mennyiségét is. A magasabb termés elérése érdekében a növénynek egyensúlyt kell teremtenie a sztómák nyitottsági foka révén a levélbe jutó, a fotoszintézishez rendelkezésre álló CO2 minél magasabb mennyisége és a levélbıl távozó vízmennyiség minél alacsonyabb szintje között. A két ellentétes irányú folyamatot a
106
sztóma kapcsolja össze. A módosított klímaelemeknek sztómaellenállásra gyakorolt hatását az 50. ábrán láthatjuk.
Sztómaellenállás (m s-1)
A kukorica szimulált sztómaellenállása különbözı klimatikus feltételek mellett 2500 2000 1500 1000 500 0 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 13 14 15 16 17 18 19 20 21 22 23 24 Idı (óra) Kontroll
Szcen. 1.
Szcen. 2.
Szcen. 3.
50. ábra A kukorica szimulált sztómaellenállása különbözı klimatikus feltételek mellett A sztómák zártnak tekinthetık, amikor a sztómaellenállás meghaladja a 2000 s m-1-t. A kukorica sztómaellenállása az éjszakai órákban meghaladta ezt a határértéket (este 8 óra és reggel 7 óra között). Az ellenállás napi átlagban (8-19 óra között) és 16,76%, 61,55% és 69,1%-kal növekedett az 1., 2. és 3. szcenáriókban a kontrolfuttatással összehasonlítva. Ezek az eltérések a statisztikai vizsgálatok alapján (22. táblázat) szignifikáns változásokat takarnak (Anda és Kocsis 2007). 22. táblázat A statisztikai elemzések eredményei a sztómaellenállás esetében Párosított t-próba Átlag (1-24 óra) p érték Kontroll 1203,27 0,00012 Szcen. 1. 1236,99 0,00022 Szcen. 2. 1319,91 0,00011 Szcen. 3. 1335,92 Szignifikáns az eltérés, ha p kisebb 0,05-nél
A sztómaellenállásban tapasztalható növekmény az éghajlatváltozás feltételezett mértékétıl függött. A sztómaellenállás növekedése a reggeli órákban volt a legnagyobb (reggel 8-10 óra között). A napsugárzás alacsony beesési szöge esetén a pórusmozgás érzékenyebbnek tőnt a változó légköri tényezıkre, úgymint az emelkedı CO2 koncentrációra és a hımérsékletemelkedésre. A sztómaellenállás alakulása arra enged 107
következtetni, hogy a gázcserenyílások szőkülése révén a növényi vízfelhasználás javul, a párologtatás
mértéke
fokozatosan
csökken
az
emelkedı
CO2
koncentráció,
a
hımérsékletemelés és a csapadékcsökkenés hatására. A fotoszintézis folyamata szén-dioxidot használ fel a környezı levegıbıl és vizet a talajban tárolt vízkészletekbıl a növényi szervesanyag termelés során. A folyamat végsı haszna az asszimiláció során elıállított szervesanyag mennyiség és a respiráció folyamatában (az éjszakai órákban) elhasznált asszimilátumok mennyisége közti különbség. A respiráció intenzitása (este 8 óra és reggel 6 óra között) nem tőnt érzékenynek a feltételezett éghajlatváltozásra, nem voltak jelentıs különbségek a különbözı szcenáriók között az éjszakai órákban (51. ábra).
A kukorica fotoszintézis intenzitásának szimulált értékei különbözı klimatikus feltételek mellett
Fotoszintézis intenzitás (kg CO2 m -2 s-1)
2,50E-06 2,00E-06 1,50E-06 1,00E-06 5,00E-07 0,00E+00 -5,00E-07
1 2 3 4 5 6 7 8 9 101112131415161718192021222324 Idı (óra)
Kontroll
Szcen. 1.
Szcen. 2.
Szcen. 3.
51. ábra A kukorica fotoszintézis intenzitásának szimulált értékei különbözı klimatikus feltételek mellett A fotoszintézis intenzitása a nappali órákra vonatkozó értékek átlagában az 1. és 3. szcenárió esetében kis mértékben csökkent, ami arra utal, hogy a rendelkezésre álló széndioxid (440 ppm és 760 ppm) nem tudta kompenzálni a csapadékcsökkenés hatását, és a sztómák szőkülése révén, bár a vízfelhasználás takarékosabb lett, a levélbe jutó széndioxid mennyisége is korlátozott volt (23. táblázat). A 2. szcenárió esetének a közepes mértékő változásokat a 760 ppm szén-dioxid koncentráció még kompenzálni tudta, sıt a
108
fotoszintézis intenzitásában növekmény adódott. A fotoszintézis intenzitásának változása az 1. és a 2. szcenáriók esetében szignifikáns eltérést takar a kontrollhoz viszonyítva, míg a 3. szcenárió nem mutat szignifikáns eltérést (24. táblázat). 23. táblázat A fotoszintézis intenzitásában kimutatható eltérések a kontroll és az egyes szcenáriók eredményei között Átlagos eltérés a nappali órákban (8 – 19 óra) Szcen. 1 Szcen. 2 Szcen. 3
-2,99 % 4,48 % -7,31 %
24. táblázat A statisztikai elemzések eredményei a fotoszintézis intenzitás esetében Párosított t-próba Átlag (1-24 óra) p érték Kontroll 5,55E-07 0,0174 Szcen. 1. 5,36E-07 0,0093 Szcen. 2. 5,98E-07 Szcen. 3. 5,26E-07 0,1954 Szignifikáns az eltérés, ha p kisebb 0,05-nél
4.2.3. Az állományon belüli légtér- és a növény hımérsékletének változása Az állományon belüli légtér hımérsékletének szabályozó szerepe van a növényhımérséklet kialakításában, és a biokémiai folyamatok intenzitásában. Ezért megvizsgáltuk az állományon belüli légtér és a növény hımérsékletét a kukoricacsı szintjén, ahol az asszimilációs felület a legfejlettebb és a fiziológiai folyamatok a legintenzívebbek. Ha a vízellátás nem korlátozott, a transzspiráció segíti a növény hımérsékletét a környezı levegı hımérsékletéhez igazítani, így értékeik közel állnak egymáshoz (Anda 2006). Az állományhımérséklet emelkedésének 24 órás átlagértéke a 2. és 3. szcenárió esetében meghaladta a hımérsékletemelés mértékét, az 1. szcenárióban tapasztalható emelkedés átlaga ehhez képest alul maradt. A növényhımérséklet esetében mindhárom szcenárió eredményei magasabb emelkedést mutatnak, mint a hımérsékletemelés mértéke. A nappali órák növekményeinek átlagértéke esetében mindhárom szcenárió állományhımérsékletében
bekövetkezett
átlagos
növekedés
alacsonyabb,
mint
a
hozzáadott hımérsékletemelés (25. táblázat). Ennek oka a nappali órákban fellépı önárnyékolás lehet, hiszen napsütéses órák idején a levelek különleges védelmet
109
nyújtottak, így az állomány légterének hımérsékletnövekedése mérsékeltebb volt, mint a körülötte lévı környezet hımérsékletemelkedése. A növényhımérséklet esetében az átlagos
növekmény
közel
azonos,
vagy
kicsit
alacsonyabb
volt
a
betáplált
hımérsékletemeléshez képest. A növény a körülötte lévı levegı hımérsékletének közelében tudta tartani saját hımérsékletét. Úgy tőnik, hogy a talajvízkészlet csökkenése és a melegedés ellenére a növény nem szenvedett jelentısebben hı okozta stressztıl. 25. táblázat Hımérsékleti eltérések a kontroll és a szcenáriók között
Szcen. 1 Szcen. 2 Szcen. 3
A kontrolltól való A kontrolltól való átlagos eltérés átlagos eltérés
A kontrolltól való átlagos eltérés
A kontrolltól való átlagos eltérés
(1-24 óra) Állományon belüli léghımérséklet (°C) 0,49 1,59 2,07
(8-19 óra) Állományon belüli léghımérséklet (°C) 0,50 1,15 1,51
(8-19 óra) Növényhımérséklet (°C)
(1-24 óra) Növényhımérséklet (°C)
0,74 1,90 2,47
Az alkalmazott hımérsékletemelés mértéke (°C)
0,57 1,33 1,89
0,6 1,3 2
A változások mindhárom szcenárió esetében szignifikáns eltéréseket takarnak (26., 27. táblázat). 26. táblázat A statisztikai elemzések eredményei az állományhımérséklet esetében Párosított t-próba Átlag (1-24 óra) p érték Kontroll 21,56 0,00172036 Szcen. 1. 22,05 0,00000033 Szcen. 2. 23,14 0,00000001 Szcen. 3. 23,63 Szignifikáns az eltérés, ha p kisebb 0,05-nél
27. táblázat A statisztikai elemzések eredményei a növényhımérséklet esetében Párosított t-próba Átlag (1-24 óra) p érték Kontroll 20,75 4,41E-07 Szcen. 1. 21,49 2,68E-08 Szcen. 2. 22,65 5,31E-10 Szcen. 3. 23,21 Szignifikáns az eltérés, ha p kisebb 0,05-nél
110
5. KÖVETKEZTETÉSEK 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 egyszerő éghajlati-statisztikai módszerekkel (lineáris trendszámítás, középértékek, szóródási jellemzık, megoszlási jellemzık meghatározása). A lineáris elemzések esetében 2006.-ig kibıvített adatbázisokat is megvizsgáltunk. A keszthelyi Agrometeorológiai Kutatóállomáson több évtizede folynak mikroklíma megfigyelések, és egy évtizede szimulációs modellezés segítségével is nyerhetünk információkat az amúgy nehezen regisztrálható mikrometeorológiai elemekrıl. Elemzéseinkben, 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. Szimulációs vizsgálatainkhoz Goudriaan (1977) mikroklíma szimulációs modelljét (Crop Micrometeorological Simulation Model) alkalmaztuk. A csapadékadatok elemzésébıl levonható következtetések Az adatsor-elemzés során megállapítottuk, hogy az éves csapadékösszegek esetében nem mutatható ki szignifikánsan a lineáris csökkenı tendencia, sem az éves adatok változékonyságában bekövetkezı módosulás, bár az adatok megoszlása arra utal, hogy a vizsgált idıszakban az átlagnál alacsonyabb csapadékösszegő évek voltak túlsúlyban. Mind a mozgóátlagok sora, mind a klímanormálok azt jelzik, hogy a XX. század második felében a csapadék mennyisége csökkent. A klímanormálok képzésének elve alapján tíz évvel csúsztatott 30 éves periódusok lineáris tendenciái közül az 1881.-1910. közötti idıszak szignifikáns csapadékemelkedést mutat. Az adatok évszakos bontását tekintve csak a tavasz esetében mutatható ki statisztikailag
igazolhatóan
a
lineáris
csapadékcsökkenés.
Az
évszakos
adatok
változékonysága egyik évszak esetében sem módosult szignifikánsan. A csapadék éves járásában, az ıszi hónapokban jelentkezı másodmaximum eltőnni látszik. Október hónap csapadékösszege szignifikáns csökkenést mutat 1871.-2000. közötti idıszakban. A 2006.-ig kibıvített lineáris trendelemzések is megerısítik ezt.
111
A csapadékmentes periódusok számának vizsgálata során megállapíthatjuk, hogy legalább egy 15 napos, vagy kettı 10-14 napos csapadékmentes periódussal kell szembesülniük gazdálkodóinknak egy-egy tenyészidıszak során. Következtetésként
megállapíthatjuk,
hogy
a
globális
klímaváltozás
egyik
következményeként nyílvántartott csapadékcsökkenés Keszthely esetében évszakos szinten érvényesül, bár az éves és havi adatokban is fellelhetıek a módosulás nyomai. A tavaszi csapadékbevétel csökkenése igen kritikusan érintheti a mezıgazdasági termelést, hiszen mind a tavaszi vetéső (csírázás), mind az ıszi vetéső (virágzás) gabonák esetében terméskiesést okozhat a csapadékszegény idıjárás. A középhımérsékleti adatok elemzésébıl levonható következtetések Az évi középhımérsékletek adatsorában szignifikánsan kimutatható a felmelegedés (0,49°C/100 év) 1901.-2000. között, de a változékonyság módosulása nem. A 2006.-ig kibıvített adatsor ennél még erısebb felmelegedést jelez (0,58°C/100 év). A felmelegedés tényét a klímanormálok alakulása is alátámasztja. A klímanormálok képzésének elve alapján tíz évvel csúsztatott 30 éves periódusok lineáris tendenciái közül az utolsó, 1971.2000.-es periódus szignifikáns melegedést jelez (0,3°C/10 év). A nyár esetében szignifikáns hımérsékletemelkedés tapasztalható (0,61°C/100 év) 1901-2000. közötti idıszakra vonatkozóan, míg a többi évszak esetében nem tudtunk statisztikailag igazolható változást detektálni. A 2006.-ig kibıvített adatsor tendenciája ezt megerısíti, sıt az itt tapasztalható emelkedés intenzívebbnek mutatkozik (0,8°C/100 év). A nyári és az ıszi középhımérsékletek változékonyságában csökkenés mutatható ki. A havi adatok esetében nem mutatható ki szignifikáns változás. Következtetésként megállapíthatjuk, hogy Keszthely esetében a statisztikailag igazolható felmelegedés kisebb, mint a többi dunántúli állomáson kimutatott változás. A nyár esetében kimutatható felmelegedés egyrészt kedvezıen befolyásolhatja a balatoni turizmust, másrészt a párolgás és a párologtatás fokozásával kedvezıtlenül hathat a Balaton vízkészlet-változására és a növényi vízfelhasználásra. A mikroklíma szimulációs vizsgálatokból levonható következtetések A kukorica állományok mikroklíma-vizsgálatai során megállapítható, hogy az állomány energiaforgalmában eltolódás nem tapasztalható (statisztikailag nem igazolható). A sztómaellenállás növekedése egyértelmő, ami azt sejteti, hogy a növények megkísérelik csökkenteni a vízveszteséget, illetve a szén-dioxid koncentráció emelkedésének
112
sztómamozgást befolyásoló hatása érvényesül. A fotoszintézis intenzitásában növekmény jelentkezik, majd erıteljesebb klímaváltozás feltételezése esetén csökkenés mutatható ki. A mikroklíma elemeinek alakulása esetén megállapítható, hogy a klimatikus körülményeken kívül az állomány architektúrája is kiemelt szerepet játszik. A sztómaellenállás, a növény- és az állományon belüli légtér hımérsékletének változásaiból arra következtethetünk, hogy a természetes vízellátás a klímaváltozás fokozódásával nem fogja fedezni a növényi vízigényt, így a kukorica gazdaságos termesztése érdekében a gazdáknak fel kell készülniük az öntözéses termesztésre, valamint a talaj vízkészleteinek megóvását segítı agrotechnikai eljárások alkalmazására. Azonban a klímaváltozás kezdeti szakaszában a növény még képes kompenzálni a kedvezıtlen körülményeket, nem szenved károsodást alacsonyabb vízellátottság mellett sem.
113
6. ÖSSZEFOGLALÁS Az utóbbi idıszakban sokat hallhatunk a globális klímaváltozásról mind tudományos, mind politikai, mind laikuskörökben. Az éghajlatváltozás valóságban már érzékelhetı, kimutatható hatásairól, várható következményeirıl számtalan publikáció látott napvilágot. A klímaváltozás jövıbeni alakulásával, hatásaival kapcsolatban csak valamilyen bizonytalansági szint hozzárendelése mellett kaphatunk információkat, míg a múltban lejátszódott változásokról a statisztikai elemzések segítségével ennél megbízhatóbb képet alkothatunk.
Vizsgálatainkban
a
Keszthelyen
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 módszerek révén. Elemzéseinket a „napra készség” jegyében egyes vizsgálatok esetében 2006.-ig kibıvítve is elvégeztük. A keszthelyi Agrometeorológiai Kutatóállomáson több évtizede folynak mikroklíma megfigyelések, és egy évtizede szimulációs modellezés segítségével is nyerhetünk információkat az amúgy nehezen regisztrálható, vagy nem túl gyakran mért mikrometeorológiai elemekrıl. Elemzéseinkben felhasználtuk a keszthelyi mérési adatokat, hazánk területére, valamint a Balaton vízgyőjtıjére kidolgozott klímaváltozási prognózisokat,
és
szimuláltuk
a
kukorica
állományok
mikroklímájának
és
életfolyamatainak alkalmazkodását egyes - valószínőleg várható - klimatikus feltételekhez. Szimulációs vizsgálatainkhoz Goudriaan (1977) mikroklíma szimulációs modelljét alkalmaztuk. Az adatsor-elemzés során megállapítottuk, hogy az éves csapadékösszegek esetében nem mutatható ki szignifikáns lineáris csökkenı tendencia, és az éves adatok változékonyságában bekövetkezı módosulás sem. Azonban a részletesebb elemzések rávilágítanak arra, hogy a csapadékmennyiség Keszthely esetében sem maradt változatlan, módosulások következtek be a XX. század második felében. Az adatok évszakos bontását tekintve csak a tavasz esetében igazolható statisztikailag a csapadékcsökkenés, ám a változékonyság egyik évszak esetében sem módosult szignifikánsan. Az ıszi hónapokban jelentkezı másodmaximum eltőnni látszik. A havi bontású elemzés esetébenoOktóber hónap csapadékösszege szignifikáns csökkenést mutatott. A globális klímaváltozás egyik következményeként nyílvántartott csapadékcsökkenés Keszthely esetében évszakos szinten érvényesülni látszik. A tavaszi csapadékbevétel csökkenése igen kritikusan érintheti a mezıgazdasági termelést, hiszen 114
mind a tavaszi vetéső (csírázás), mind az ıszi vetéső (virágzás) gazdasági növények esetében terméskiesést okozhat a csapadékszegény idıjárás. A csapadékmentes periódusok számának vizsgálata során megállapíthatjuk, hogy legalább egy 15 napos, vagy kettı 10-14 napos csapadékmentes periódussal kell szembesülniük gazdálkodóinknak egy-egy tenyészidıszak során. Az évi középhımérsékletek adatsorában szignifikánsan kimutatható a felmelegedés (0,49°C/100 év), de a változékonyság módosulása nem. A nyár esetében szignifikáns hımérsékletemelkedés tapasztalható, míg a többi évszak esetében nem tudtunk statisztikailag igazolható változást detektálni. A nyári és az ıszi középhımérsékletek változékonyságában csökkenés mutatható ki. A havi adatok esetében nem mutatható ki szignifikáns változás. A 2006.-ig kibıvített elemzések megerısítik a 2000.-ig végzett elemzésekben detektált tendenciákat. Keszthely esetében a statisztikailag igazolható felmelegedés mértéke kisebb, mint amit a többi dunántúli állomáson hosszú idısoros elemzések alapján regisztráltak. A nyár esetében kimutatható felmelegedés egyrészt kedvezıen befolyásolhatja a balatoni turizmust, másrészt a párolgás és a párologtatás fokozásával kedvezıtlenül hathat a Balaton vízkészlet-változására és a növényi vízfelhasználásra. A kukorica állományok mikroklíma-vizsgálatai során megállapítható, hogy az állomány energiaforgalmában nem tapasztalható statisztikailag igazolható eltolódás a víz párologtatására
fordítódó
látens
hı
felhasználás
irányába
a
felmelegedés
és
csapadékcsökkenés hatására. A sztómaellenállás növekedése tapasztalható, míg a fotoszintézis intenzitásában elıbb növekmény jelentkezik, majd erıteljesebb klímaváltozás feltételezése esetén csökkenés mutatható ki. A mikroklíma elemeinek alakulása esetén megállapítható, hogy a klimatikus körülményeken kívül az állomány architektúrája is kiemelt szerepet játszik alakulásukban. A sztómaellenállás, a növény- és az állományon belüli légtér hımérsékletének változásaiból arra következtethetünk, hogy a természetes vízellátás a klímaváltozás fokozódásával nem fogja fedezni a növényi vízigényt, így a kukorica gazdaságos termesztése érdekében a gazdáknak fel kell készülniük az öntözéses termesztésre, valamint a talaj vízkészleteinek megóvását segítı agrotechnikai eljárások alkalmazására. Azonban a klímaváltozás kezdeti szakaszában a növény még képes kompenzálni a kedvezıtlen körülményeket, nem szenved károsodást alacsonyabb vízellátottság mellett sem.
115
KÖSZÖNETNYÍLVÁNÍTÁS Ezúton szeretném köszönetemet kifejezni mindazoknak, akik segítségemre voltak PhD disszertációm elkészítésében, és szakmai tanácsaikkal segítették kutatómunkám eredményességét. Szeretnék köszönetet mondani témavezetımnek, Dr. habil. Anda Angélának, az MTA doktorának, tanszékvezetı egyetemi tanárnak, aki kutatómunkám irányítása mellett hasznos elméleti tanácsaival és gyakorlati észrevételeivel járult hozzá doktori értekezésem elkészítéséhez. Hálával tartozom a Pannon Egyetem Georgikon Mezıgazdaságtudományi Kar Meteorológia és Vízgazdálkodás Tanszék munkatársainak, Dr. Burucs Zoltánnak, Dr. Lıke Zsuzsannának, Bem Juditnak, Varga Balázs PhD hallgatónak, Soós Gábor technikusnak és Farsang Sándorné Idának, akik a PhD képzés során mindvégig mellettem voltak, és segítették munkámat. Köszönöm Boldizsár Anettnek szakmai és emberi támogatását, valamint a disszertáció elkészítése során nyújtott segítségét. Köszönöm Zemankovicsné Dr. Hunkár Mártának szakmai segítségét, tanácsait, valamint Szaszkóné Dr. Decsi Éva Kincsınek a PhD képzés során nyújtott támogatását. Köszönet illeti a Pannon Egyetem Georgikon Mezıgazdasági Tudományi Karának könyvtárát és levéltárát, a Festetics Kastélymúzeum könyvtárát és az Országos Meteorológiai
Szolgálat
könyvtárát
az
állomástörténeti
kutatásokhoz
nyújtott
segítségükért. Köszönöm az Országos Meteorológiai Szolgálatnak, hogy elemzéseimhez rendelkezésemre bocsátotta a keszthelyi meteorológiai mérések homogenizált adatsorát. Külön köszönöm Dr. Antal Emánuel közbenjárását, és köszönöm Dr. Szentimrey Tamásnak a homogenizálási módszerrıl szolgáltatott információkat. Végül
és
legfıképpen
köszönettel
tartozom
családomnak
és
barátaimnak
támogatásukért és bizalmukért. Külön köszönöm férjemnek a támogatást és kitartást, mellyel munkám során mindvégig mellettem állt.
116
7. IRODALOMJEGYZÉK Anda A. /2004/: A globális felmelegedés és a mezıgazdaság. Természet Világa 135./2. különszám: 65-69. Anda A. /2005/: A globális felmelegedés és várható mezıgazdasági következményei különös tekintettel a növénytermesztésre. Pécsi Tudományegyetem Közgazdaság-tudományi Kar Regionális Politika és Gazdaságtan Doktori Iskola Évkönyv 2004-2005. IV. kötet, Környezetvédelem, regionális versenyképesség, fenntartható fejlıdés c. konferencia elıadásai (szerk.: Buday-Sántha A. – Erdısi F. – Horváth Gy.), Pécs: 44-55. Anda A. /2006/: Modeling maize response to climate modification in Hungary. Communications is Biometry and Crop Science 1./2.: 90-98. Anda A. – Kocsis T. /2007/: Evaluation of the influence of climatic changes on maize energy consumption in Hungary. European Journal of Plant Science and Biotechnology 1(2): 200-205 (Print ISSN 1752-3842). Anda A. – Lıke Zs. – Sz. Kirkovits M. /2002/: Kukorica néhány vízháztartási jellemzıjének szimulációja. Journal of Central European Agriculture 3./2.: 95-103. Anda A. – Lıke Zs. /2002/: Staomatal resistance investigations is maize. Proceedings of the 7th Hungarian Congress on Plant Physilogy: 181-183. Anda A. - Lıke Zs. /2003/: A kukorica párolgását meghatározó tényezık, a sztómaellenállás, a növényhımérséklet, valamint a fotoszintézis-intenzitás számítása szimulációs modellel. Növénytermelés 52./3-4.: 351-363. Anda A. – Lıke Zs. /2004/: A globális felmelegedés szimulációja és hatása a növény néhány vízháztartási jellemzıjére. Georgikon Napok 2004 „Új kihívások, új lehetıségek a mezıgazdaságban”, Keszthely (2004. IX. 16.-17.)
117
Anda A. - Lıke Zs. /2005/: Microclimate simulation in maize with two watering levels. Idıjárás 109.: 21-39. Anda A. – Páll J. – Lıke Zs. /1997/: Measurement of mean stomatal resistance in maize. In: Idıjárás 101./4.: 275-288. Antal E. /2001/: A növényi vízellátottság hazai kérdıjelei a jövı évtizedekben a globális éghajlatváltozás tükrében. In: Berényi Dénes Jubileumi Ünnepsége Elıadásai, Debrecen: 119-143. Antal E. – Szesztay K. /1992/: A várható klímaváltozás és a környezet kölcsönhatásai. In.: Alkalmazkodó mezıgazdaság (ed. Csete L.-Láng I.) AGRO-21 Füzetek Bartholy J. – Mika J. /1998/: Éghajlatelırejelzés, bizonyosságok, kételyek In: Az éghajlatváltozás és következményei, Meteorológiai Tudományos Napok ’97, OMSZ, Budapest: 19-32. Bartholy J. – Mika J. – Pongrácz R. – Schlanger V. /2005/: A globális felmelegedés éghajlati sajátosságai a Kárpát-medencében. In: Éghajlatváltozás a világban és Magyarországon /Takács-Sánta A. (szerk.)/: 129-131. Bartholy J. – Pongrácz R. /2005/: Néhány extrém éghajlati paraméter globális és Kárpátmedencére számított tendenciája a XX. században. AGRO-21 Füzetek 40.: 70-93. Bartholy J. – Pongrácz R. – Gelybó Gy. /2007/: Regional cliamte change expected in Hungary for 2071-2100. Applied Ecology and Environmental Research 5./1.: 1-17. Bartholy J. – Pongrácz R. – Matyasovszky I. – Schlanger V. /2004/: A XX. Században bekövetkezett és a XXI. századra várható éghajlati tendenciák Magyarország területére. AGRO-21 Füzetek 33.: 3-18. Bartholy J. – Schlanger V. /2004/: Az éghajlat regionális modellezése. Természet Világa 135./2. különszám: 40-44.
118
Bem J. – Kocsis T. /2006/: A keszthelyi csapadékmennyiségek változásai és extrémitásai a XX. században. In: Szabó T. – Bártfai I. – Somlai J. /Szerk./: Környezeti ártalmak és a légzırendszer XVI. Kötet: 39-51. Béll B – Takács L. (Szerk.) /1974/: A Balaton éghajlata. A Balaton térségének éghajlati jellegzetességei, hı- és vízháztartása, bioklímája. Az Országos Meteorológiai Szolgálat hivatalos kiadványa XL. Kötet, Budapest: 19-131. Boda L. (Szerk.) /2001/: A Kis-Balaton és a Keszthelyi-hegység. Kalauz turistáknak és természetbarátoknak. B.K.L. Kiadó, Szombathely: 21. Bontz J. /1896/: Keszthely földrajzi és természetrajzi ismertetése In: Keszthely város monográfiája, Keszthely: 14.-15. Broecker W. /1997/: Will Our Ride into the Greenhouse Future be a Smoth One? GSA Today Vol. 7. No. 5. Ciais P. – Tans P. P. – Troiler M. – Whitw J. W. C. – Francey R. J. /1995/: A large Northern Hemisphere terrestrial CO2 sink indicated by the 13C/12C ratio of atmospheric CO2. Science 269.: 1098-1102. Cure J. D. /1985/: Carbon dioxide doubling resposes: a crop survey In: B. R. Strain and J. D. Cure (eds.) Different effects of Increasing Carbon Dioxide on Vegetation. Crabon Dioxide Res. Div., U. S. Dep. Energy, DOE/ER-0238, Washington DC: 99-116. Csanády G. (szerk.) /1897/: Emlékkönyv a Georgikon alapításának 100-ik évfordulója és a Gazdasági Tanintézet új épülete felavatása ünnepélye alkalmára, Keszthely: 123-140. Csepinszky B. /1999/: A Vízgazdálkodási és Meliorációs Tanszék története, Georgikon Kiskönyvtár 8. Tudománytörténeti Füzet, PATE Georgikon Mg. Tud. Kar nyomdája, Keszthely: 34-42. Czelnai R. /1998/: Kellemetlen meglepetések az üvegházban. Az éghajlatváltozás és következményei, Meteorológiai Tudományos Napok ’97, Budapest 119
EEA /2004/: Impacts of Europes changing climate (Summary), Report No. 2., Luxembourg Éghajlatváltozás 2007: Az éghajlatváltozási kormányközi testület (IPCC) negyedik értékelı jelentése. A munkacsoportok döntéshozói összefoglalói. Országos Meteorológiai Szolgálat, Környezetvédelmi és Vízügyi Minisztérium, Budapest Goudriaan J. /1977/: Crop mikrometeorology: a simulation study. Simulation monographs, Pudoc, Wageningen Goudriaan J. - H. H. van Laar /1994/: Modelling Potential Crop Growth Processes, Kluwer Academic Publishers No. 2. Hajósy N. - Kakas N. - Kéri M. /1975/: A csapadék havi és évi összegei Magyarországon a mérések kezdetétıl 1970-ig Harnos Zs. /1998/: A klímaváltozás várható alakulása és hatása néhány gazdasági növény termeszthetıségére In: Az éghajlatváltozás és következményei. Meteorológiai Tudományos Napok’97, (szerk. Dunkel Z.) Orsz. Meteorológiai Szolgálat, Budapest: 55-66. Haszpra L. /1998/ A szén-dioxid koncentráció alakulása a légkörben In: Az éghajlatváltozás és következményei, Meteorológiai Tudományos Napok ’97, Budapest: 213-217. Haszpra L. /2004/: Üvegházhatás, üvegházgázok. Természet Világa 135./2. különszám: 2124. Haszpra L. – Barcza Z. /2005/: Légköri szén-dioxid-mérések Magyarországon. Magyar Tudomány 2005/1.:104-112. Haszpra L. /2007/: A légköri szén-dioxid mérések negyed százada Magyarországon (19812006). Légkör 52./1.: 4-7. Horváth L. /2007/: Földrajzi analógia meghatározásának néhány módszere és alkalmazási lehetısége. Klíma-21 Füzetek 50.: 54-61. 120
Hunkár M. /1990/: Kukoricaállomány mikroklímájának szimulációja. Idıjárás 94./4.: 221229. Hunkár M. /1998/: A klímaváltozás hatása a mezıgazdasági növények élettani folyamataira In: Az éghajlatváltozás és következményei, Meteorológiai Tudományos Napok ’97, OMSZ, Budapest: 173-179. IPCC /2000/: Special Report on Emission Scenarios. [Nakicenovic, N. J., Davidson, O., Davis G., Grübler, A., Kram, T., Lebre La Rovere, E., Metz, B., Morita, T., Pepper, W., Pitcher, H., Sankovski, A., Shukla, P., Swart, P., Watson, R. and Dadi, Z.]. Cambridge University Press, Cambridge, UK and New York, NY, USA, www.ipcc.ch IPCC /2001/: Third Assessment Report-Climate Change 2001. (Houghton J.T., et al., eds.), Cambridge Univ. Press, Cambridge, UK & New York, www.ipcc.ch IPCC /2007/: Summary for Poicymakers. In: Climate Change 2007: The Physical Science Basis. Contribution of Working Group I to the Fourth Assessment Report of the Intergovernmental Panel on Climate Change [Solomon, S., D. Qin, M. Manning, Z. Chen, M. Marquis, K.B. Averyt, M.Tignor and H.L. Miller (eds.)]. Cambridge University Press, Cambridge, United Kingdom and New York, NY, USA, www.ipcc.ch Iványi Zs. /1998/: Szárazföldi felszíni hımérsékleti trendek In: Az éghajlatváltozás és következményei, Meteorológiai Tudományos Napok ’97, OMSZ, Budapest: 79-87. Jackson, R. B. - Sala, O.E. - Field, C. B. - Mooney, H. A. /1994/: CO2 alters water use, carbon gain, and yield for dominant species in a natural grassland. Oecologia 98.: 257262. Jolánkai M. – Láng I. – Csete L. /2004/: Hatások és alkalmazkodás. Természet Világa 135./2. különszám: 16-18. Jones H. G. /1983/: Plants and microclimate. Cambridge University Press, Cambridge
121
Kardos Z.né - Vargáné Dugonics R /2000/: Alkalmazott statisztika, Keszthelyi Akadémiai Alapítvány, Talentum Kft., Budapest Keeling C. D. – Bacastow R. B. – Carter A. F. – Pipir S. C. – Whorf T. P. – Heimann M. – Mook W. G. – Roeloffzen H. /1989/: Athree-dimensional model of atmospheric CO2 transport based on observed winds: 1. Analysis of observational data In: Aspects of climate variability in the Pacific and the Western Americas (Peterson D. H. eds.), Geophysical Monograph 55.: 165-236. Keeling C. D. – Whorf T. P. – Wahlen M. – van der Plicht J. /1995/: Interannual extremes in te rate of rise of atmospheric carbon dioxide since 1980. Nature 375.: 666-670. Kertész Á. /2001/: A globális klímaváltozás természetföldrajza. Holnap Kiadó, Budapest: 144. Kertész Á. – Lóczy D. – Mika J – Papp S. – Huszár T. – Sántha A. /1999/: Studies on the impact of global climate change on some environmental factors in Hungary. Idıjárás 103./1.: 37-65. Kertész Á. – Mika J. /1999/: Aridification - Climate Change in South-Eastern Europe. Physics and Chemistry of the Earth 24./10.: 913-920. Kimball B. A. /1985/: Adaption of Vegetation and Management Practices to a Higher Carbon Dioxide World. In: B. R. Strain and J. D. Cure (eds.) Different effects of Increasing Carbon Dioxide on Vegetation. Crabon Dioxide Res. Div., U. S. Dep. Energy, DOE/ER0238, Washington DC Kocsis T. - Anda A. /2004/: A keszthelyi meteorológiai megfigyelések rövid történeti áttekintése. Légkör 49./3.: 32-35. Kocsis T. - Anda A. /2005/: Az évi csapadék-mennyiség változásának tendenciái Keszthelyen, 130 év mérése alapján. Légkör 50./2.: 16-20.
122
Kocsis T. – Anda A. /2006a/: A csapadék alakulása a keszthelyi hosszú idısoros meteorológiai megfigyelések alapján. Journal of Central European Agriculture 7./4.: 699-708. ISSN 1332-9049 Kocsis T. - Anda A. /2006b/: A keszthelyi meteorológiai megfigyelések története. Kiadó: PEGMK Nyomda, Keszthely ISBN 963 9639 07 9 Kocsis T. - Anda A. /2006c/: Keszthely léghımérséklete a XX. században. Légkör 51./1.: 2125. Kocsis T. – Bem J. - Varga B. /2006a/: A keszthelyi hımérséklet változásai és extrémitásai a XX. század során. In: Szabó T. – Bártfai I. – Somlai J. /Szerk./: Környezeti ártalmak és a légzırendszer XVI. Kötet: 127-140. Kocsis T. - Boldiszár A. - Varga B. /2006b/: Van-e felmelegedés Keszthelyen? Az eredeti és homogenizált adatsorok összehasonlítása 1901 és 2000 között. Poszter a VAHAVA Projektzáró-konferenciáján Koflanovits-Adámy E. - Szentimrey T. /1986/: The variations of the precipitation amounts in the Carpathian Basin during the present century. Idıjárás 90.: 206-216. Koppány Gy. /2002/: XXI. századi félelmek drámai éghajlatváltozásoktól. Természet Világa 133./9. (http://www.kfki.hu/chemonet/TermVil/tv2002/tv0209/tartalom.html) Kordos L. /2007/: Globális klímaváltozás és az élıvilág. Klíma-21 Füzetek 49.: 38-44. Klímapolitika
/2006/:
Klímaváltozási
forgatókönyvek
a
Nemzeti
Éghajlatváltozási
Stratégiához. Országos Meteorológiai Szolgálat, ELTE Meteorológiai Tanszék, Környezetvédelmi és Vízügyi Minisztérium, Budapest: 11-41. Lambert G. – Monfray P. – Ardouin B. – Bonsang G. – Goudry A. – Kazan V. – Polian G. /1995/: Year-to-year changes in atmospheric CO2. Tellus 47 B: 53-55.
123
Láng F. (szerk.) /1998/: Fotoszintézis In: Növényélettan – A növényi anyagcsere, Eötvös Lóránd Tudomány Egyetem, egyetemi tankönyv Eötvös Kiadó, Budapest: 177. Lıke Zs. – Decsi K. – Anda A. /2004/: A globális klímaváltozás növénytermelésre gyakorolt hatásainak vizsgálata szimulációs modellezéssel. Georgikon Napok 2004 „Új kihívások, új lehetıségek a mezıgazdaságban”, Keszthely (2004. IX. 16.-17.) Major Gy. /2004/: A klímaváltozásról, Az éghajlatról szóló politikai vita szakmai alapjai: mit tudunk és mit nem tudunk a földfelszíni hımérséklet változásairól In: Környezetügy 2004, Tanulmányok Láng István tiszteletére, szerk: Bulla M. - Kerekes S., Országos Környezetvédelmi Tanács és Friedrich Ebert Alapítvány, Budapest: 197-205. Mc Cabe G. – Wolock D. /1992/: Sensitivity of irrigation demand in a humid-temperate region to hypothetical climate change. Water Resources Bulletin, Vol. 28. No. 3: 535543. Mearns, L.O. - C. Rosenzweig - R. Goldberg /1997/: Mean and variance change in climate scenarios: methods, agricultural applications and measures of uncertainty. Climatic Change. 35.: 367-396. Mészáros E. /1998/: Éghajlat és emberi tevékenység: a jövı nagy kihívása In: Az éghajlatváltozás és következményei, Meteorológiai Tudományos Napok ’97, Budapest: 11-14. Mészáros E. /1999/: Éghajlatváltozás és Földünk jövıje. TermészetBúvár 1999/2.: 10-12. Meteorológiai és Földdelejességi Magyar Kir. Központi Intézet évkönyvei 1871.-1875., közli: Schenzl G. (szerk.) /1875/ Magyar Kir. Egyetemi Könyvnyomda, Budapest Meteorológiai és Földdelejességi Magyar Kir. Központi Intézet évkönyvei 1876.-1880. Meteorológiai megfigyelések kézikönyve /1981/ (átdolgozott kiadás) Országos Meteorológiai Szolgálat, Budapest
124
Mika J. /2002/: A globális klímaváltozásról. Fizikai Szemle 2002/9: 258-268. Monsi M. – Saeki T. /1953/: Über den Lichtfaktor in den Pflanzengesellschaften und seine Bedeutung für die Stoffproduktion. Jap. J. Bot. 14: 22-52. Monteith, J. L. /1973/: Principles of Environmental Physics. Edward Arnold, London Morison J. I. L. /1987/: Intercellular CO2 concentration and stomatal responce to CO2. In: Zeiger E. - Cowan I. R. - Farquhar G. D. (eds) Stomatal function. Stanford Univ. Press, Stanford. Nagy Z. - Nagy J. /2000/: Korszerő meteorológiai méréstechnika és alkalmazásuk. Egyetemi Meteorológiai Füzetek 15., ELTE Meteorológia Tanszék: 38. NÉS,
Nemzeti
Éghajlatváltozási
Stratégia
/2007/:
Munkaváltozat
véleményezésre.
Környezetvédelmi és Vízügyi Minisztérium, Budapest Nováky B. /2002/: Az éghajlatváltozás vízgazdálkodási hatásai. A hazai vízgazdálkodás stratégiai kérdései. Magyarország az ezredfordulón. Stratégiai kutatások a Magyar Tudományos Akadémián: 75-106. Oke T. R. /1987/: Boundary layer climates. 2nd edition, reprinted in 2006 by Routledge, New York, USA: 69. Országos Meteorológiai Szolgálat Évkönyvei, ORACLE adatbázisa Páll J. – Anda A. - Hunkár M. /1998/: Különbözı vízellátású kukorica állományok mikroklímájának modellezése. Acta Geographica ac Geologica et Meteorologica Debrecina 34.: 41-60. Pálvölgyi T. /2000/: Az új évezred környezeti kihívása: az éghajlatváltozás, Környezet és társadalom, XXI. századi forgatókönyvek, L’Harmattan Kiadó, Budapest: 35-45.
125
Pálvölgyi T. /2004/: A globális éghajlatváltozás kilátásai. Természet Világa 135./2. különszám: 13-15. Péczely Gy. /1998/: Éghajlattan. Nemzeti Tankönyvkiadó Rt., Budapest Rakonczai L. /2003/: Globális környezeti problémák. Lazi Könyvkiadó, Szeged: 75. Raschke K. /1986/: The influence of the CO2 content of the ambient air on stomatal conductance and the CO2 concentration in leaves. In: H. Z. Enoch and B. A. Kimball: Carbon Dioxide Enrichement of Greenhouse Crops, Vol. II. Physiology, Yield and Economics. CRC Press, Boca Raton Réthly A. - Bacsó N. /1938/: A Balaton éghajlata In.: Idıjárás-éghajlat és Magyarország éghajlata, Magyar Meteorológiai Társaság Kiadványa 3. kötet, Budapest: 297.-302. Róna Zs. /1909/: A Dunántúli és Drávántúli vidék éghajlata In.: Éghajlat II. rész, Budapest: 129-131. Sáringer J. K. /1898/: A Balaton éghajlati viszonyai, Budapest Schirok-Kriston I. /1994/: Temporal variation of the daily extreme high precipitation in Hungary. Idıjárás 98.: 195-203. STATA 5.0 (1996) Stata Corporation LP Texas, USA. www.stata.com
Stringer C. J. – Goudriaan J. – Bottemanne F. A. – Birnie J. – Lengkeek J. G. – Simba L. /1977/: Experimental evaluation of a crop microclimate simulation model for Indian corn (Zea mays). Agric. Met. 18.: 163-186. Szabó F. - Anda A. - Iványi K. - Kovács A. /2003/: A felmelegedés várható következményei a legeltetésre alapozott szarvasmarhatartásban. AGRO-21 Füzetek 31.: 29-55
126
Szalai S. /2004/: Igazolják-e a felmelegedést a megfigyelt adatok? Természet Világa 135./2. különszám: 48-50. Szalai S. – Konkolyné Bihari Z. – Lakatos M. – Szentimrey T. /2005/: Magyarország éghajlatának néhány jellemzıje 1901-tıl napjainkig. Országos Meteorológiai Szolgálat (www.met.hu), Budapest: 4-9. Szalai S. – Szentimrey T. /2001/: Melegedett-e Magyarország éghajlata a XX. században? In: Dr. sen. Berényi Dénes születésének centenáris jubileumi tudományos ülése (szerk.: Szász Gábor) DE-MTA-OMSZ, Debrecen: 203-214. Szász G. /1994/: Magyarország éghajlata és annak változékonysága. Éghajlat, idıjárás, aszály I. (szerk.: Cselıtei L., Harnos Zs.), MTA Aszály Bizottság, Budapest Szász G. – Tıkei L. (szerk.) /1997/: Meteorológia mezıgazdáknak, kertészeknek, erdészeknek (második kiadás) Mezıgazda Kiadó, Budapest Szentimrey T. /1999/: Multiple Analysis of Series for Homogenization (MASH). Proceedings of the Second Seminar for Homogenization of Surface Climatilogical Data, Budapest, WMO, WCDMP-41.: 27-46. Szentimrey T. /2000/: Az éghajlati adatsorok homogenizálásának alapvetı kérdései In: Országos Meteorológiai Szolgálat Beszámolója az 1999. évi tevékenységrıl (szerk.: Hunkár Márta), Budapest: 127-145. Takács L. /1970/: Mőszerek és megfigyelési módszerek a magyar Meteorológiai Szolgálatban. Fejezetek a meteorológia történetébıl 1870-1970, Országos Meteorológiai Szolgálat, Budapest: 285-292. Takács-Sánta A. (szerk.) /2005/: Az Éghajlat-változási Kormányközi Testület jelentése In: Éghajlatváltozás a világban és Magyarországon, Budapest: 15-29. Tans P. P. – Fung I. Y. – Takahashi T. /1990/: Observational constraints on the global atmospheric CO2 budget. Science 247.:1431-1438. 127
Tar K. /1998/: A magyarországi szélmezı statisztikai jellemzıi a globális felmelegedéssel összefüggésben. In: Az éghajlatváltozás következményei, Meteorológiai Tudományos Napok '97. (szerk. Dunkel Z.) Országos Meteorológiai Szolgálat, Budapest: 249-258. UNEP Grid Arendal /1996/: Vital Climate Graphics, Introduction to climate change, Fig. 3. The greenhouse effect (www.grida.no/climate/vital/03.htm) UNEP /2007/: Global Environmental Outlook. GEO4. Summary for decision makers. New York, USA: 12. (www.unep.org) Van de Geijn, S.C. - Goudriaan, J. /1996/: The effects of elevated CO2 and temperature change on transpiration and crop water use. In: Bazzaz, F.; Sombroek, W. (Eds).: Global climate change and agricultural production. New York : FAO and John Wiley & Sons.: 101-122. Van Laar, H. H. - Penning de Vries, F. W. T. /1972/: CO2 assimilation light responce curves of leaves, some experimental data. Vels. Inst. biol. scheik. Onderz. LandbGewassen 62, Wageningen. Varga-Haszonits Z. /2003/: Az éghajlatváltozás mezıgazdasági hatásának elemzése, éghajlati szcenáriók. AGRO-21 Füzetek 31.: 9.-28. Vermes L. /1995/: Az esetleges éghajlatváltozás és a mezıgazdaság. Hidrológiai Közlöny 75./2.: 101-105. Willmott, C.J. /1982/: Some comments on the evaluation of model performance. Bull. Am. Meteorol. Soc.: 1309-1313. www.met.hu : A légköri szén-dioxid mérleg becslése www.nyf.hu/others/html/kornyezettud/global/010.htm http://homepage.mac.com/ourearthmusic/.Public/Arctic_IceLoss1979-2003.jpg 128
8. TÉZISEK 1. A
globális
klímaváltozás
egyik
következményeként
nyílvántartott
csapadékcsökkenés Keszthely esetében az éves adatok esetében nem mutatható ki (lineáris közelítés alapján 1871.-2000. között), de évszakos szinten érvényesül (tavasz). A részletesebb elemzések rámutatnak, hogy a XX. század második felében, az éves csapadékadatokban tapasztalható módosulás. A tavaszi csapadékbevétel csökkenése igen kritikusan érintheti a mezıgazdasági termelést. Az ıszi hónapokban jelentkezı másodmaximum eltőnni látszik. Október hónap csapadékösszege szignifikáns csökkenést mutat. A csapadékmentes periódusok számának vizsgálata során megállapíthatjuk, hogy legalább egy 15 napos, vagy kettı
10-14
napos
csapadékmentes
periódussal
kell
szembesülniük
gazdálkodóinknak egy-egy tenyészidıszak során. 2. Keszthely esetében a statisztikailag igazolható felmelegedés (0,49°C/100 év) kisebb, mint a többi dunántúli állomáson. A nyár esetében kimutatható felmelegedés egyrészt kedvezıen befolyásolhatja a balatoni turizmust, másrészt a párolgás és a párologtatás fokozásával kedvezıtlenül hathat a Balaton vízkészletváltozására és a növényi vízfelhasználásra. A nyári és az ıszi középhımérsékletek változékonyságában csökkenés mutatható ki. A havi adatok esetében nem mutatható ki szignifikáns változás. 3. A kukorica állományok mikroklíma-vizsgálatai során megállapítható, hogy az állomány energiaforgalmában nem tapasztalható szignifikáns eltolódás a víz párologtatására szolgáló látens hı irányába a felmelegedés és csapadékcsökkenés hatására. A sztómaellenállás növekedése tapasztalható, míg a fotoszintézis intenzitásában elıbb növekmény jelentkezik, majd erıteljesebb klímaváltozás feltételezése esetén csökkenés mutatható ki. A mikroklíma elemeinek alakulása esetén megállapítható, hogy a klimatikus körülményeken kívül az állomány architektúrája is kiemelt szerepet játszik alakulásukban. A sztómaellenállás, a növény- és az állományon belüli légtér hımérsékletének változásaiból arra következtethetünk, hogy a természetes vízellátás a klímaváltozás fokozódásával nem fogja fedezni a növényi vízigényt, így a kukorica gazdaságos termesztése érdekében a gazdáknak fel kell készülniük az öntözéses termesztésre, valamint a talaj vízkészleteinek megóvását segítı agrotechnikai eljárások alkalmazására.
129
9. THESES 1. The decrease of precipitation, which is regarded as one of the consequences of global warming cannot be detected in the annual data of Keszthely (according ot linear regression between 1871. and 2000.), at a seasonal level it has an effect (spring). Modifications of the annual precipitation in the second part of the 20th century are shown by the detailed analysis. The decrease of the precipitation intake in spring can effect agricultural production badly. In the autumn months the secondary maximum seems to disappear. The precipitation amount in October shows a significant decrease. When examining the number of periods without precipitation we concluded that farmers have to face at least one 15-day long or two 10-14-day long precipitation free periods during one growing season. 2. In Keszthely it can be proved statistically that warming up (0.49°C/100 years) is lower than in the other stations in Transdanubia. On the one hand in summer detected warming up can have a favourable influence on tourism, on the other hand intensified transpiration can have an unfavourable influence on the changes of the water supply of Lake Balaton and the water utilization of the plants. A decrease can be detected in the variability of summer and autumn mean temperatures. We cannot detect a significant change in the monthly data. 3. Examining the microclimate of maize canopies we can conclude that in the energy transport of the plant stand no shift can be experienced to the direction of the latent heat as the effect of warming up and the decrease of precipitation. The increase of the stomal resistance can be experienced, while the intensity of the photosynthesis first increases, but when we assume stronger climate change, it decreases. When the elements of the microclimate change we can conclude that besides the climate, the architecture of the plant stand has an important role as well. From the changes of the stomal resistance and of the inside canopy air temperature we can conclude that the natural water supply will probably not cover the water demand of the plant, if the climate change is more intensive, therefore farmers must prepare to irrigated cultivation and to apply different agro-technical methods to save the water supplies of the ground if they want to achieve profitable production.
130
AZ ÉRTEKEZÉS TÉMAKÖRÉBEN MEGJELENT TUDOMÁNYOS KÖZLEMÉNYEK Magyar nyelvő lektorált könyv, jegyzet Anda A. - Kocsis T. /2006/: Szemelvények meteorológiából és éghajlattanból alapszakos (BSc) hallgatók számára. Kiadó: PE-GMK Nyomda, Keszthely, kari jegyzet. Kocsis T. - Anda A. /2006/: A keszthelyi meteorológiai megfigyelések története. Kiadó: PEGMK Nyomda, Keszthely ISBN 963 9639 07 9
Magyar nyelvő lektorált folyóiratban megjelent cikkek Kocsis T. - Anda A. /2004/: A keszthelyi meteorológiai megfigyelések rövid történeti áttekintése. Légkör 49./3.: 32-35. Kocsis T. - Anda A. /2005/: Az évi csapadék-mennyiség változásának tendenciái Keszthelyen, 130 év mérése alapján. Légkör 50./2.: 16-20. Kocsis T. – Anda A. /2006/: A csapadék alakulása a keszthelyi hosszú idısoros meteorológiai megfigyelések alapján. Journal of Central European Agriculture 7./4.: 699-708. ISSN 13329049 Kocsis T. - Anda A. /2006/: Keszthely léghımérséklete a XX. században. Légkör 51./1.: 2125.
Idegen nyelvő lektorált folyóiratban megjelent cikkek Anda A. – Kocsis T. /2007/: Evaluation of the influence of climatic changes on maize energy consumption in Hungary. European Journal of Plant Science and Biotechnology 1(2): 200205 (Print ISSN 1752-3842).
Kocsis, T. – Anda, A. /2005/: The brief history of the meteorological observations in the frame of 200 year old Georgikon In: Georgikon for Agriculture 2005/1.: 1.-9.
Magyar nyelvő elıadások Bem J. – Kocsis T. /2006/: A keszthelyi csapadékmennyiségek változásai és extrémitásai a XX. században. A környezeti ártalmak és a légzırendszer XVI. (Szerk.: Szabó T. – Bártfai I. – Somlai J.), Hévíz (ISBN-10: 963-87327-0-9): 39-51. Boldizsár A. - Kocsis T. /2006/: A klímaváltozás hatása a kukorica állományok életfolyamataira szimulációs vizsgálatok alapján. XII. Ifjúsági Tudományos Fórum, Keszthely Kocsis T. - Anda A. /2006/: A légköri CO2 koncentráció növekedés hatása a kukorica fiziológiai folyamataira. XLVIII. Georgikon Napok, Keszthely (CD kiadvány ISBN 963 96 39 12 5) Kocsis T. – Bem J. - Varga B. /2006/: A keszthelyi hımérséklet változásai és extrémitásai a XX. század során. A környezeti ártalmak és a légzırendszer XVI. (Szerk.: Szabó T. – Bártfai I. – Somlai J.), Hévíz (ISBN-10: 963-87327-0-9): 127-140. Kocsis T. - Boldizsár A. /2004/: A globális felmelegedés vizsgálata a keszthelyi hosszú idısoros meteorológiai megfigyelések tükrében. XLVI. Georgikon Napok, Keszthely (CD kiadvány ISBN 963 9096 962) Kocsis T. - Boldizsár A. /2006/: A klímaváltozás hatása a kukorica állományok vízháztartására szimulációs vizsgálatok alapján. XII. Ifjúsági Tudományos Fórum, Keszthely Kocsis T. – Varga B. /2005/: A Keszthelyen mért eredeti és homogenizált évi középhımérsékletek összehasonlítása statisztikai jellemzık alapján. XLVII. Georgikon Napok, Keszthely (CD kiadvány ISBN 963 9639 03 6) Kocsis T. /2004/: A keszthelyi léghımérséklet és csapadék alakulás hosszú idısorának jellemzése egyszerő éghajlati-statisztikai paraméterek alapján a meteorológiai állomás történetével. 2004 évi ITDK, Keszthely
Lıke Zs. – Kocsis T. – Boldizsár A. – Varga B. /2006/: A globális klímaváltozás lokális hatásainak vizsgálata kukorica állományokon. XLVIII. Georgikon Napok, Keszthely (CD kiadvány ISBN 963 96 39 12 5) Lıke Zs. - Kocsis T. - Boldizsár A. /2005/: A légköri CO2 koncentráció változásának szimulált hatása kukorica állományban. XLVII. Georgikon Napok, Keszthely (CD kiadvány ISBN 963 9639 03 6)
Idegen nyelvő elıadás Anda, A. – Kocsis, T. /2007/: Modelling temperatures of maize stand in Hungary in consequence of global warming. Oral presentation on the 7th Annual Meeting of the European Meteorological Society (EMS), Spain. Kocsis T. /2005/: Changes in the Precipitaion at Keszthely According to the Measurements of 130 Years. IV. Természet- Mőszaki- és Gazdaságtudományok alkalmazása Nemzetközi Konferencia, Szombathely
Magyar nyelvő poszterek Kocsis T. - Anda A. - Lıke Zs. /2006/: A globális klímaváltozás hatásaként prognosztizált vízkészlet-változás vizsgálata kukoricára szimulációs modellezéssel. VAHAVA Projektzárókonferenciája (proceeding CD kiadványon) Kocsis T. – Bem J. – Varga B. /2006/: A tavasz hımérsékleti viszonyainak alakulása Keszthelyen hosszú idısoros megfigyelések alapján. V. Természet- Mőszaki- és Gazdaságtudományok alkalmazása Nemzetközi Konferencia, Szombathely (CD kiadvány ISBN 9-639290-69-6) Kocsis T. - Boldizsár A. - Varga B. /2006/: Van-e felmelegedés Keszthelyen? Az eredeti és homogenizált adatsorok összehasonlítása 1901 és 2000 között. VAHAVA Projektzárókonferenciája (proceeding CD kiadványon)
Kocsis T. - Boldizsár A. - Bem J. - Varga B. /2006/: A klímaváltozás okozta csapadékcsökkenés hatása a kukoricaállományok fiziológiai folyamataira. Egyetemi meteorológiai füzetek 20.: 163-165. Kocsis T. – Boldizsár A. - Bem J. – Varga B. /2006/: Az ısz hımérsékleti adatsorának elemzése 1901-2000 között. V. Természet- Mőszaki- és Gazdaságtudományok alkalmazása Nemzetközi Konferencia, Szombathely (CD kiadvány ISBN 9-639290-69-6) Kocsis T. – Varga B. – Bem J. /2006/: Várható-e a nyár melegebbre fordulása Keszthelyen? V. Természet- Mőszaki- és Gazdaságtudományok alkalmazása Nemzetközi Konferencia, Szombathely (CD kiadvány ISBN 9-639290-69-6) Kocsis T. /2005/: A keszthelyi csapadékviszonyok alakulása a globális klímaváltozás tükrében. IV. Természet- Mőszaki- és Gazdaságtudományok alkalmazása Nemzetközi Konferencia, Szombathely Kocsis T. /2006/: A globális felmelegedés lokális hatása Keszthely téli hımérséklet adatsorának alakulására. V. Természet- Mőszaki- és Gazdaságtudományok alkalmazása Nemzetközi Konferencia, Szombathely (CD kiadvány ISBN 9-639290-69-6)
Idegen nyelvő poszterek Kocsis, T. – Anda, A. – Bem. J. /2007/: Modelling temperatures in maize as consequence of global climate change in Hungary. 9th International Symposium Interdisciplinary Regional Research “ISIRR 2007” Hungary – Serbia – Romania, Novi Sad, Serbia Kocsis, T. - Anda, A. - Lıke, Zs. - Boldizsár, A. /2006/: Local impacts of climatic variations an the physiological processes of maize in Hungary. 6th Annual Meeting of the European Meteorological Society (EMS) and 6th European Conference on Applied Climatology (ECAC), Ljubljana, Slovenia (CD ISSN 1812-7053). Kocsis, T. – Anda, A. /2007/: Local impacts of possible climatic modifications on micrometeorology and transpiration of maize canopy in Hungary. 7th General Assembly of
the European Geosciences Union, Geophysical Research Abstracts 9., Vienna, Austria, (CD ISSN: 1029-7006) Kocsis, T. – Bem, J. /2007/: History of the meteorological measurements at Keszthely, one of the eldest stations in Hungary. Poster on the 7th Annual Meeting of the European Meteorological Society (EMS), Spain. Kocsis, T. /2006/: Effects of different climatic conditions on the physiological processes of maize canopies. „Napjaink környezeti problémái – globálistól lokálisig, Sérülékenység és alkalmazkodás” (Ecological problems of our days – from global to local scale, Vulnerability and adaptation), Keszthely (CD ISBN-10: 963-9639-14-1, ISBN-13: 978-963-9639-14-0) Kocsis, T. /2006/: Statistical analysis of the meteorological time series of Keszthely (19681995)
with
LARS-WG.
„Napjaink
környezeti
problémái
–
globálistól
lokálisig,
Sérülékenység és alkalmazkodás” (Ecological problems of our days – from global to local scale, Vulnerability and adaptation), Keszthely (CD ISBN-10: 963-9639-14-1, ISBN-13: 978963-9639-14-0)
