PALEOKLIMATOLOGICKÁ PROXY DATA PRO OBDOBÍ SVRCHNÍHO HOLOCÉNU VE STŘEDNÍ EVROPĚ

UNIVERZITA KARLOVA V PRAZE Přírodovědecká fakulta Katedra fyzické geografie a geoekologie

Veronika Heglasová

PALEOKLIMATOLOGICKÁ PROXY DATA PRO OBDOBÍ SVRCHNÍHO HOLOCÉNU VE STŘEDNÍ EVROPĚ Bakalářská práce

Vedoucí bakalářské práce: Mgr. Václav Treml, PhD.

Praha 2015

Zadání bakalářské práce Téma práce: Paleoklimatologická proxy data pro období svrchního Holocénu ve střední Evropě

Cíle práce 1. Porovnat paleoklimatická proxy data z hlediska jejich rozlišení a schopnosti zachytit vysoko- i nízkofrekvenční variabilitu klimatu. 2. Zhodnotit pokrytí střední Evropy různými typy paleoklimatických dat. 3. Porovnat rekonstrukce srážek a teplot pro území České republiky a jejího blízkého okolí. 4. Identifikovat klíčová místa v oblasti z hlediska nedostatečného pokrytí paleoklimatickými daty.

Použité pracovní metody, zájmové území, datové zdroje Zájmové území: střední Evropa (hercynská střední Evropa, Západní Karpaty, severní část Alp) Metody: tvůrčí rešerše, tvorba kartodiagramů zachycujících kvalitativní a kvantitativní charakteristiky proxy dat; využití mapových nástrojů Climate Explorer (KNMI).

Datum zadání: 1. 9. 2013 Jméno studenta: Veronika Heglasová

Podpis studenta:

Jméno vedoucího práce: Václav Treml

Podpis vedoucího práce:

Prohlášení: Prohlašuji, že jsem závěrečnou práci zpracovala samostatně a že jsem uvedla všechny použité informační zdroje a literaturu. Tato práce ani její podstatná část nebyla předložena k získání jiného nebo stejného akademického titulu.

V Praze, dne 21. 5. 2015

Podpis

Poděkování:

Na tomto místě bych ráda poděkovala Mgr. Václavu Tremlovi, PhD. za zajímavé téma, přínosné připomínky a především ochotu a trpělivost při vedení práce. Děkuji také rodičům a MMM za podporu a starostlivost.

ABSTRAKT Tato práce přináší přehled o klimatických rekonstrukcích pokrývajících svrchní holocén ve střední Evropě. Pro kvantitativní určení teploty či srážek se používají nepřímé zdroje informací o dané klimatické proměnné, tzv. proxy data, která lze členit na několik typů: nízko i vysokofrekvenční variabilitu klimatu s ročním rozlišením zachycují letokruhy stromů; biologická proxy data, včetně palynologických, vypovídají spíše o dlouhodobějších změnách podnebí na základě změn složení taxonů a jejich ekologických preferencí; chemismus sedimentů, včetně stabilních izotopů

18

O a

13

C, může prostřednictvím frakcionace a dalších procesů podávat

informaci o podmínkách v době vzniku či depozice materiálu. Přírodní archivy doplňují dokumentární data, zachycující klimatické extrémy a podnebí až s měsíčním rozlišením. Střední Evropa je pokryta 44 kvantitativními paleoklimatickými rekonstrukcemi využívajícími zmíněné typy proxy dat, ovšem většina studií se zabývá pouze posledním přibližně 1 000 let. Výzkumy na českém území rekonstruují teploty i srážky, ale pokrývají jen nejmladších ~600 let. Zatímco variabilita úhrnů srážek na úrovni desetiletí nevykazuje dlouhodobé trendy a studie si mezi sebou poměrně odpovídají, rekonstrukce teplot se neshodují na načasování a intenzitě chladných výkyvů v rámci Malé doby ledové, ale zachycují společně oteplování od poloviny 19. století. Klíčová slova: paleoklimatologie, proxy data, svrchní holocén, střední Evropa

ABSTRACT This thesis summarizes findings of the Central European climate evolution during the Late Holocene and approaches to studying the paleoclimates. Indirect sources of evidence about a climatic variable, i.e. proxy data, are used to infer quantitative estimates of temperature or precipitation and can be subdivided into several categories: tree rings record both low- and high-frequency variability of climate with annual resolution; biological (and palynological) proxy data show evidence of longer-term climate changes which are deduced from changes of assemblages/taxa and their ecological preferences. Sedimentary chemistry, including stable isotopes 18O a 13C, maintains information on environmental conditions at the time of origin and deposition of sediment (thanks to fractionation and other processes); natural archives are complemented with documentary data which capture the fluctuations of climate up to monthly resolution and also extreme events. There is 44 quantitative paleoclimatic reconstructions in the Central Europe that employ the aforementioned proxy data, although the majority of research articles investigates only approximately the past one thousand years. The temperature and precipitation are reconstructed in the area of the Czech Republic for the past ~600 years. Decadal variability of precipitation totals demonstrates no long-term trends and the reconstructions are in a good agreement. However, the temperature reconstructions divide in opinion on timing and intensity of cold sways during the Little Ice Age, even though the warming since the second half of the 19th century, significantly accelerated at the end of the last century, is recorded uniformly. Key words: paleoclimatology, proxy data, Late Holocene, Central Europe

OBSAH ABSTRAKT ...................................................................................................................................... 5 ABSTRACT ...................................................................................................................................... 6 1.

ÚVOD ..................................................................................................................................... 8

2.

PROXY DATA .......................................................................................................................... 9 2.1.

BIOLOGICKÁ PROXY ..................................................................................................... 10

2.1.1.

2.1.1.1.

Rostlinné makrofosílie ................................................................................. 12

2.1.1.2.

Pylová analýza ............................................................................................. 13

2.1.1.3.

Hmyz............................................................................................................ 16

2.1.1.4.

Organizmy vázané na sladkovodní prostředí .............................................. 17

2.1.2.

Mořský biologický materiál ................................................................................. 18

2.2.

LETOKRUHY DŘEVIN .................................................................................................... 18

2.3.

CHEMISMUS SEDIMENTŮ ........................................................................................... 21

2.3.1.

Izotopy kyslíku ..................................................................................................... 21

2.3.1.1.

δ18O v mořských sedimentech .................................................................... 22

2.3.1.2.

δ18O v ledových jádrech .............................................................................. 22

2.3.1.3.

δ18O ve speleotémech ................................................................................. 23

2.3.1.4.

δ18O v dalších prostředích ........................................................................... 24

2.3.2.

Izotopy uhlíku ...................................................................................................... 24

2.3.3.

Izotopy dusíku ..................................................................................................... 25

2.3.4.

Poměry prvků ...................................................................................................... 25

2.4. 3.

Suchozemský biologický materiál ....................................................................... 12

DOKUMENTÁRNÍ DATA ............................................................................................... 25

VYMEZENÍ ZÁJMOVÉHO OBDOBÍ A ÚZEMÍ ......................................................................... 28 3.1.

ČASOVÉ VYMEZENÍ HOLOCÉNU A ZÁJMOVÉHO OBDOBÍ SVRCHNÍ HOLOCÉN ........... 28

3.2.

VYMEZENÍ ZÁJMOVÉHO ÚZEMÍ STŘEDNÍ EVROPY...................................................... 30

4.

METODIKA ........................................................................................................................... 32

5.

VÝSLEDKY A DISKUZE........................................................................................................... 33 5.1.

POKRYTÍ STŘEDNÍ EVROPY PALEOKLIMATICKÝMI PROXY DATY ................................. 33

5.2.

SROVNÁNÍ REKONSTRUKCÍ TEPLOT A SRÁŽEK NA ÚZEMÍ ČESKÉ REPUBLIKY ............. 40

6.

ZÁVĚR .................................................................................................................................. 44

7.

SEZNAM LITERATURY .......................................................................................................... 45

1. ÚVOD Studováním a popisem klimatu během geologické minulosti v předinstrumentálním období se zabývá vědní obor paleoklimatologie (Bradley 1999). Ten za využití tzv. proxy dat pomáhá pochopit klimatické změny tím, že poskytuje dlouhodobý náhled na přirozenou variabilitu klimatu i v souvislosti s jejími dopady na ekosystémy a lidskou společnost (Mock 2007). Nejranější výzkumy poskytují kvalitativní informaci o vývoji klimatu, např. Louis Agassiz již v první polovině 19. století dokázal na základě výskytu morén existenci někdejších dob ledových, Grove K. Gilbert rovněž během 19. st. objevil periodicky se opakující výskyt mnohem vlhčích klimatických podmínek v aridních oblastech Severní Ameriky (Shuman 2007). Oba vědci vycházeli z předpokladu, že moderní klimatické podmínky v určitých oblastech mohou být obdobné podmínkám minulým. I v současnosti jsou kvalitativní rekonstrukce cenným zdrojem informací. S technickým pokrokem se však rozvíjela i tato disciplína a vývoj klimatu v minulosti lze dnes s využitím nejrůznějších paleoklimatických proxy dat, datování a kalibrace vyjádřit i kvantitativně. Přestože holocén je zřejmě jen jedním, relativně krátkým obdobím v kvartérním cyklu glaciálů a interglaciálů, je význačný tím, že je nám časově nejblíže, a především vznikem a rozvojem lidské civilizace, což umožnil správně načasovaný nástup příznivých klimatických podmínek spolu s jinými faktory (Pokorný 2011). Překvapivě se však jedná o období s nepříliš dobrou systematickou znalostí variability klimatu, neboť mnoho paleoklimatických studií vyzdvihuje rekonstrukce období s extrémnějšími klimatickými fluktuacemi, např. v posledním glaciálu (Mayewski et al. 2004). Pokud ovšem máme lépe porozumět současným klimatickým změnám a zhodnotit, do jaké míry jsou jen důsledkem přirozené variability klimatu a jakou roli v nich hrají antropogenní zásahy do přírodního prostředí Země, je rovněž důležité znát klimatické poměry nedávné geologické minulosti. Cílem této práce je podat přehled o proxy datech, přírodních archívech využitelných jako zdroj paleoklimatické informace, vyskytujících se ve střední Evropě. Nejvýznamnější typy proxy dat jsou stručně popsány, pozornost je věnována i metodám užívaných k extrakci klimatického signálu. Zájmové území dále hodnotím z hlediska pokrytí různými typy paleoklimatických dat, použitých k vytvoření kvantitativní rekonstrukce klimatu pro období svrchního holocénu a v poslední části této práce porovnávám teplotní a srážkové rekonstrukce vytvořené pro území České republiky.

8

2. PROXY DATA Oteplování globálního rozsahu od 20. století s sebou přineslo snahy zasadit moderní klima do dlouhodobějšího časového kontextu, který by pomohl zhodnotit, zda je tento trend součástí přírodní variability klimatu, nebo je to důsledek antropogenní činnosti (Gornitz 2009). Instrumentální data pokrývají jen zhruba poslední dvě století, a proto se vědci uchýlili k tzv. proxy datům umožňujícím prodloužit záznamy za hranici instrumentálního období. Proxy poskytují nepřímé údaje o minulých přírodních a klimatických podmínkách, které byly zachovány v přírodních archivech, např. mořských či suchozemských sedimentech, stromech, ledových jádrech apod., citlivých na klimatické či jiné environmentální parametry (Gornitz 2009). Časová rozlišení jednotlivých druhů proxy dat se mohou výrazně lišit a jejich minimální hodnoty kolísají na škále rok – tisíciletí (viz Tab. 1), s výjimkou historických záznamů, které v některých případech poskytují informace na úrovni jednotlivých dní i hodin (Bradley 1999). Rozdíl je i v časovém dosahu, kdy některé přírodní archívy jdou i několik miliónů let do minulosti, zatímco většina dokumentárních dat pokrývá „jen“ posledních 500 let. Aby bylo možno získat z proxy dat klimatickou informaci, musí být kalibrovány oproti moderním instrumentálním záznamům (nebo jiným druhům proxy). Kalibrace umožňuje porozumět míře závislosti jednotlivých proxy na klimatu a také reakcím na jeho změny. Tab. 1: Přehled proxy dat s údaji o časovém rozlišení a dosahu. Převzato a upraveno z Bradley 1999.

archív dokumentární data

minimální časové rozlišení časový dosah (řády let) den, hodina 10³

letokruhy stromů

rok, sezóna

104

biologická proxy, vč. pylu desetiletí až staletí

104 - 105

chemismus sedimentů

roky až tisíciletí

104 - 107

- ledová jádra

rok

105

- jezerní sedimenty

rok - 20 let

104 - 106

- speleotémy

100 let

105

- mořské sedimenty 500 let

107

Obecné dělení proxy dat se u autorů různých publikací liší. Bradley (1999) v díle Paleoclimatology: Reconstructing Climates of the Quaternary uvádí čtyři hlavní zdroje informací pro paleoklimatologické rekonstrukce: glaciologické (tedy ledová jádra), geologické (s podskupinami mořských a terestrických sedimentů), biologické (vč. letokruhů a pylových anaýz) a historické. V Gornitzově Encyclopedia of Paleoclimatology and Ancient Environments (2009)

9

najdeme

čtyři

skupiny

paleoklimatologických

a

paleoekologických

indikátorů

–

litologické/mineralogické, geochemické, geofyzikální a paleontologické. Ve své práci jsem se při členění proxy inspirovala v první zmíněné publikaci (Bradley 1999) a uvádím zde tyto kategorie – 1. biologická proxy data, z nich jsem však zvlášť vymezila 2. letokruhy stromů; 3. chemismus sedimentů, včetně ledových jader a 4. dokumentární záznamy.

2.1. BIOLOGICKÁ PROXY Biologický materiál jako proxy data zahrnuje širokou škálu subdisciplín, které lze dle prostředí rozdělit na mořské a suchozemské. Z kvantitativního hlediska biologická proxy poskytují informace o variabilitě klimatu na úrovni desetiletí až staletí (Birks et al. 2010). Nejvíce ceněné jsou z pohledu paleoklimatologie druhy úzce adaptované na specifické klima, tedy druhy stenotermní (naopak druhy snášející široké teplotní rozpětí se nazývají eurytermní, Bradley 1999). K vytvoření rekonstrukce paleoklimatologové či paleoekologové nejčastěji používají tři základní principy: přístup na základě indikačních taxonů, metoda moderních analogů fosilních společenstev a využití transferové (přenosové) funkce. Takto získané rekonstrukce se často ověřují srovnáním s nezávislými klimatickými záznamy vyvozenými na základě izotopů či jiných druhů biologických dat (Birks et al. 2010). Princip indikačních taxonů využívá k rekonstrukci jeden nebo více indikačních druhů (viz Obr. 1), u kterých známe na základě jejich současných oblastí výskytu přírodní, resp. klimatické, faktory ovlivňující rozšíření (např. průměrná teplota nejchladnějšího měsíce, letní maximální teplota, Birks et al. 2010). V podstatě je tato metoda jednoduchá, problém nastává, pokud neexistují moderní analogy. V takovém případě se snažíme najít co nejvíce podobné kombinace indikačních druhů (Guiot, de Vernal 2007 in Birks et al. 2010). Na rozdíl od indikačních druhů pracuje přístup moderních analogů se shluky fosilních společenstev jako s celkem a posuzuje tak relativní zastoupení všech taxonů. Nalezením moderního vzorku co nejvíce podobného fosilním shlukům je paleoklima pokládáno za ekvivalentní klimatu dnešnímu. Pro upřesnění rekonstrukce lze použít průměr nebo vážený průměr hodnot klimatických proměnných z několika nejpodobnějších moderních vzorků (Birks et al. 2010), jako je znázorněno v obrázku 2.

10

Obr. 1: Princip indikačních taxonů. V horní části jsou ukázána klimatická rozpětí tří indikačních druhů. Pokud fosilní vzorek obsahuje všechny tyto druhy, vyvozují se paleoklimatické podmínky na základě té části diagramu, kde se všechna tři rozpětí překrývají. Převzato z: Brewer et al. 2007.

Obr. 2: Metoda moderních analogů. Procentuální složení společenstva fosilního vzorku (na obrázku znázorněn červeně), se nejvíce blíží moderním vzorkům S1 – S5. Paleoklima je tedy vyjádřeno jako vážený průměr těchto pěti vzorků, kde S2, které je svým procentuálním složením fosilnímu vzorku nejblíže, má nejvyšší váhu. Převzato z: Brewer et al. 2007.

11

Třetím možným přístupem je použití transferové nebo kalibrační funkce, která využívá známé klimatické faktory ovlivňující současné rozšíření druhů a vytvoří z nich jedno či víceproměnný statistický model většinou založený na lineární či nelineární regresi a kalibraci. Tato metoda umožňuje do jistého stupně extrapolaci, např. v případě, že ve fosilním záznamu není nalezen žádný analog moderním společenstvům, a pomáhá překonávat problémy spjaté s předchozími přístupy (Birks et al. 2010). Princip metody je znázorněn na obrázku 3. Obr. 3: Kroky potřebné k vytvoření transferové funkce. Z prostředí podobných tomu fosilnímu se odeberou vzorky. Ze vztahu mezi moderními vzorky a jejich odpovídajícími klimatickým proměnnými se sestrojí transferová funkce, která se následně aplikuje na vzorky fosilní. Díky této funkci je tedy možné odhadnout paleoklimatické změny. Převzato z: Brewer et al. 2007.

2.1.1. Suchozemský biologický materiál 2.1.1.1.

Rostlinné makrofosílie

Makrofosílie (plody, semínka, listy, kutikuly, pupeny, větvičky, dřevo, kůra, atd.) se často zkoumají společně s pylem, jejich velkou výhodou oproti pylovým zrnům je možnost identifikace na vyšší taxonomickou úroveň, existence makrozbytků i z takových druhů, které produkují velmi málo nebo žádný pyl a také fakt, že díky své hmotnosti nejsou snadno přemisťovány a jejich nalezení vypovídá o přímé blízkosti zdroje (Birks 2007). Makrofosílie jsou zachovány jen tam, kde byl znemožněn rozklad organické hmoty – obvykle v anoxickém, zmrzlém, zamokřeném nebo naopak suchém prostředí. Výskyt určitého taxonu ve vzorku může být interpretován ve spojitosti s jeho 12

dnešní ekologickou valencí.

Využitím rostlinných makrofosílií byl zkoumán pohyb tří

nejvýznamnějších biogeografických rozhraní – arktická hranice lesa, alpinská hranice lesa a spodní „suchá“ hranice lesa v aridních či semiaridních oblastech (Bradley 1999). Na příklad výskyt makrofosílie pocházející z fanerofytu ve vrstvě sedimentu známého stáří naznačuje, že v daném období musela průměrná teplota nejteplejšího měsíce překročit hranici 10°C. 2.1.1.2.

Pylová analýza

Každoročně jsou do atmosféry rozptýleny miliony tun pylových zrn (Bradley 1999). Tato vzduchem unášená zrna, označována jako pylový spad, jsou následně ukládána na zemský povrch či vodní plochy, kde klesají ke dnu a stávají se součástí jezerních sedimentů či rašelinného humolitu. V tomto případě může zůstat vnější vrstva pylového zrna prakticky netknutá po tisíce i miliony let a pyl se tak stává součástí fosilních záznamů, použitelných k rekonstrukci vegetačních změn (Kneller 2009). Ačkoliv ne všechny vegetační změny musí nutně souviset se změnami klimatu (velkou roli hrají požáry, invaze škodlivého hmyzu, změny v důsledku přirozené sukcese a vlivu člověka), výběrem vhodného prostorového a časového měřítka lze odstranit klimatický šum a izolovat klimatický signál. Ten představuje důležitý článek mezi letokruhovými daty s vyšší frekvencí a delšími, zato však nižším rozlišením charakteristickými pevninskými i oceánskými řadami (Bradley 1999). Rekonstrukce klimatu na základě pylových analýz je možná díky charakteristickým vlastnostem pylového zrna: pylová zrna rostlin určitého rodu či druhu se vyznačují stejnou morfologií, je tedy možná jejich identifikace; anemogamické, tedy větrosprašné rostliny jich produkují obrovské množství (např. jediný dub vyprodukuje více než 108 pylových zrn za rok, řádově více než v případě rostlin využívajících k rozmnožování opylovače či rostlin samosprašných) a jsou široce distribuována; díky exině, vnějšímu obalu tvořenému sporopoleninem, jsou extrémně odolná vůči rozkladu a poničení, mohou být tedy chemicky izolována z organického nebo anorganického materiálu a podat zprávu o přirozené vegetaci v době usazování (Bradley 1999). Slabina pylové analýzy však tkví v nízkém taxonomickém rozlišení, kdy většina běžných rostlin může být na základě pylových zrn identifikována pouze na úrovni rodu nebo čeledi, a počet typů pylu v pylovém diagramu tak nesouhlasí se skutečným počtem druhů v blízkosti místa odběru vzorků (Seppä, Bennett 2003). Většina pylových zrn, jejich velikost se pohybuje v rozmezí od 10 do 150 μm, není unášena od mateřského stromu dále než 0,5 km, přičemž vzdálenost závisí právě na velikosti a hmotnosti – velká a těžká pylová zrna padají na zemský povrch dříve, než ta menší a lehčí (Dyakowska 1936 in Bradley 1999). Např. nalezení těžkých fosilních pylových zrn buku či modřínu by poukazovalo na 13

někdejší růst těchto druhů v bezprostřední blízkosti naleziště. Tauber (1965 in Bradley 1999) při svých měřeních dokázal, že pyl izolované skupiny stromů není, právě kvůli pozadí pylového spadu, ve vzorku dominantní až za hranicí několika set metrů od zdroje. Za nejvhodnější místa k odběru vzorků jsou proto považována jezera, která fungují jako lapače pylového spadu a nejsou tak příliš ovlivněna vegetací rostoucí v nejbližším okolí. Dle Prentice (1985) nalezneme ve vzdálenosti do 20 m od břehu nádrže pyl lokální, od 20 m do 2 km pyl extralokální, od 2 do 200 km pyl regionální a pyl usazen ve vzdálenosti větší než 200 km je původu extraregionálního. Pyl se po odběru ze sedimentu extrahuje následovně. Z profilu se v pravidelných intervalech (řádově cm) odeberou vzorky sedimentu, ze kterého se působením kyseliny (nejčastěji kyselina chlorovodíková HCl, sírová H2SO4 nebo fluorovodíková HF) a následnou acetolýzou vypreparují zrna pylu (Bradley 1999). Takto připravený vzorek je dále možno zkoumat mikroskopicky a počítat pylová zrna různých druhů. Pro paleoklimatologické účely je vhodné znát celkové počty pylových zrn v každém segmentu, tzv. pylové koncentrace (Bradley 1999). Z tohoto důvodu se do každého segmentu přidá známý počet exotických pylových zrn nebo spór, spočítají se ta, která se objeví ve zkoumaném vzorku a výsledný poměr napočítaných zrn k počtu přidaných slouží k odhadu celkového množství zrn ostatních druhů a je tedy možné procentuálně vyjádřit pylovou skladbu vzorku. V palynologii se uplatňuje princip uniformity (současnost je klíčem k minulosti), předpokládající, že moderní vegetace je obdobná někdejší vegetaci (Bradley 1999). Najdeme-li tedy podobnost shluků pylu v moderním a fosilním vzorku, považujeme dřívější vegetaci, a s ní spojené klimatické podmínky, za shodnou s vegetací a podmínkami panujícími nyní. Naopak, pokud není žádná taková shoda nalezena, pravděpodobně v současnosti žádný vegetační pokryv, který by byl ekvivalentem k fosilní vegetaci, neexistuje (Kneller 2009). Kromě metody analogů se v palynologii využívá i indikačních taxonů. Rychlost reakce vegetace na změny klimatu Důležitým faktorem při studiu sedimentů s vysokým rozlišením je prodleva odpovědi vegetace na změnu klimatu, se kterým je v dynamické rovnováze až při měřítku 103–105 let. K otázce rychlosti reakce vegetace na změnu klimatu se vyjádřili Müller et al. (2003) při studiu 140 000 let dlouhého pylového záznamu z Füramoos, JZ Německo. Data ukazují, že pokud klimatická změna, resp. zhoršování klimatických podmínek nebylo dostatečně kruté nebo dlouhé, aby vymizela refugia lesních společenstev severně od Alp, znovuzalesnění při zlepšení podmínek trvalo v řádu staletí. Pokud ovšem refugia vymizela ve střední Evropě úplně, bylo potřeba několika tisíc let k návratu lesních druhů z území J od Alp kvůli zpoždění způsobenému migrací. Obdobně je možno 14

předpokládat, že reakce ekosystémů na současné klimatické změny bude probíhat minimálně po celé další století, s vyšší intenzitou a rychlostí než tomu bylo u Holocenního teplotního optima a Malé doby ledové (Jackson, Overpeck 2000). Současné změny lze připodobnit k náhlému oteplení na konci mladého dryasu a přechodu do holocénu. Pylový diagram Data z pylové analýzy jsou prezentována pomocí tzv. pylového diagramu. Ten ukazuje stratigrafický profil sedimentárního jádra či kopaného profilu a pylové spektrum, tedy procentuální vyjádření množství pylových zrn různých taxonů, v každém segmentu (viz Obr. 4). Obr. 4: Pylový diagram. Zdroj: Bradley 1999.

V ideálním případě by bylo možné považovat změny množství pylu jednotlivých druhů rostlin v pylovém diagramu za reflexi stejné změny ve vegetačním pokryvu. Naneštěstí ale podíl pylových zrn není s procentuálním zastoupením daného druhu v lineární závislosti. Tento jev se nazývá Fagerlindův efekt a souvisí, kromě produkce rozdílného množství pylu jednotlivých druhů a rychlosti sedimentace, i se samotným vztahem mezi procentuálními zastoupeními jednotlivých druhů (Fagerlind 1952 in Prentice, Webb 1986). Aby palynologové předcházeli nepřesnostem, je možno provést výpočet hustoty pylového toku, který udává počet pylových zrn akumulovaných na plošné jednotce sedimentu za jednotku času (Prentice, Webb 1986). Kartograficky lze data z pylové analýzy vyjádřit pomocí pylových izolinií (angl. isopoll), které spojují místa reprezentována stejnými procenty určitého typu pylu (Szafer 1935 in Bradley 1999). Szafer takto předvedl změny v distribuci buku a smrku v oblasti východního Německa a

15

Polska od pozdního glaciálu až do pozdního holocénu. Mapy využívající pylové izolinie mohou být přepracovány na izochronové mapy, které ukazují migraci rodů nebo ekotonů v čase. 2.1.1.3.

Hmyz

Hmyz je nejpočetnější a nejrozmanitější živočišnou třídou a jeho zástupce lze nalézt takřka v každém životním prostředí – od polárních pustin až po deštné lesy. Hlavním faktorem ovlivňujícím rozmístění jednotlivých druhů hmyzu jsou klimatické podmínky, především pak teplota (Elias 2006). Podobně jako u pylové analýzy si všímáme shluků různých druhů hmyzu uložených v jezerních sedimentech či rašelině. Pokud se shluky v určité vrstvě sedimentu známého stáří shodují s těmi současnými, je možno na základě analogie se současnými společenstvy odvodit klimatické podmínky. Velkou výhodou hmyzu je rychlost, se kterou jednotlivé druhy rozšiřují či zmenšují svá teritoria v závislosti na zlepšujících se (nebo naopak horšících se) klimatických podmínkách. V porovnání s rostlinami s výrazně nižší rychlostí migrace poskytuje hmyz citlivější ukazatel klimatické variability (Coope, Brophy 1972, Morgan 1973 in Bradley 1999). Jednou z nejčastěji využívaných skupin hmyzu pro paleoklimatologické studie jsou pakomáři (chironomidae) z řádu dvoukřídlých (diptera), kteří v larválním stádiu představují hlavní složku zoobentosu (Velle et al. 2005). K identifikaci pakomárů i na úrovni druhů slouží právě silně sklerotizované hlavové schránky larev, které zůstávají uloženy v sedimentech. Na funkci akvatických ekosystémů má výrazný vliv teplota, která tedy ovlivňuje i populaci pakomárů, rychlost líhnutí z vajíček, růst larev a rojení (Birks et al. 2014). Na jezera s chladnou a teplejší vodou jsou vázány rozdílné druhy pakomárů a v sedimentech se tedy nacházejí charakteristické shluky právě v závislosti na teplotě vody (v teplejších vodách to jsou např. větší Chironomini a Tanypodinae, na chladné vody jsou adaptováni menší Orthocladiinae, Tanytarsini, Diamesinae a Podonominae). Na základě moderních společenstev a shluků pakomárů a jejich vazby na klimatické podmínky lze z fosílií odvodit teplotu vzduchu i vody, salinitu, okysličení hypolimnia, úživnost jezera (změny v objemu fosforu a chlorofylu–α), celkovou hloubku, ale i např. znečištění těžkými kovy, okyselení aj. (Velle et al. 2005). Pakomáři mohou reagovat na jednu z výše jmenovaných proměnných, ale i na jejich kombinace. V paleoklimatologických studiích, pochází-li vzorky z vhodného stanoviště, se předpokládá především reakce na změny teploty. V paleoklimatologických studiích se dále často pracuje s fosíliemi brouků (coleoptera), chrostíků (trichoptera) a blanokřídlých (hymenoptera), hlavně vos a mravenců (Bradley 1999). Především u brouků a pakomárů se v souvislosti s paleoklimatologií rozvíjí nové výzkumné

16

postupy využívající laboratorních technologií, jako je analýza stabilních izotopů vodíku a kyslíku z fosilních pozůstatků chitinu (Wang et al. 2008, Bradley 1999). 2.1.1.4.

Organizmy vázané na sladkovodní prostředí

Nejvýznamnější skupinou sladkovodních živočichů využívaných při rekonstrukci minulosti jsou perloočky (cladocera) z podkmene korýšů, které tvoří hlavní složku jak planktonu, tak i bentické fauny v jezerech a rybnících (Rautio 2007). Po smrti se perloočky rozdělí na charakteristické, v sedimentu poměrně snadno identifikovatelné, části (viz obr. 5), které jsou zároveň díky chitinu chemicky inertní (Korhola, Rautio 2001 in Rautio 2007). Z těchto pozůstatků lze rozpoznat a určit některé druhy všech 11 čeledí perlooček, z nichž každá má jiné životní nároky a jejich přítomnost v sedimentu tedy vypovídá o podmínkách panujících v době života. Přítomnost perlooček je ovlivněna především teplotními podmínkami. Nejvíce jich nalezneme ve středních zeměpisných šířkách, kdy se pro většinu druhů při teplotním rozpětí 15– 20°C (Gillooly, Dodson 2000) maximalizuje partenogeneze, tedy vývin nového jedince jen ze samičího vajíčka bez předchozího oplodnění, a jen během několika málo dní s těmito podmínkami může populace perlooček mnohonásobně narůst. Je-li teplota nižší, perloočky vytvoří jen jednu novou generaci, nebo, v případě příliš nízkých teplot, se nerozmnoží vůbec (Rautio 2007). Obr. 5: části těl perloočky druhu Acroperus harpae, které se používají při identifikaci subfosilních organismů. A) hřbetní krunýř, B) post abdomen (ocas), C) hlavový štít, D) ephippium (sedlo). jednotky měřítka v μm. Zdroj: Rautio 2007.

17

Pro rekonstrukci klimatu se perlooček využívá společně s dalšími nezávislými proxy, kdy se pozorují změny ve složení společenství akvatických organismů – nejčastěji spolu s rozsivkami, zlativkami a pakomárovitými (Rautio 2007). Dalším, často užívaným indikátorem změn v prostředí je velikost perlooček.

2.1.2. Mořský biologický materiál Biologický materiál, v případě mořských sedimentů reprezentovaný planktonem a bentickými organismy, vypovídá o vývoji klimatu, teplotě povrchových vod, salinitě, množství kyslíku, živin a stopových prvků (Bradley 1999). Pro paleoklimatologické účely jsou důležité změny relativního zastoupení určitých druhů (hlavně kokolitů, mřížovců, rozsivek, aj.) ve vzorcích, při geochemických (stabilní izotopy kyslíku, viz kapitola 2.3.1.) a chemických výzkumech schránek se nejvíce uplatňují korály a dírkonošci (foraminifera), kteří se vyznačují stejným poměrem stabilních izotopů kyslíku, uhlíku, vodíku atp., jako byl v mořské vodě v době jejich vzniku (Dowsett 2009). Přes jeho zásadní význam pro globální klimatické rekonstrukce se mořským biologickým materiálem z důvodu zaměření své práce nebudu hlouběji zabývat.

2.2.LETOKRUHY DŘEVIN Informace o klimatu je nejčastěji v případě dendroklimatologie získávána z meziročních rozdílů v letokruzích. Ty jsou považovány v rámci proxy dat za výjimečně hodnotný zdroj klimatických informací, a to díky možnosti určit absolutní stáří jednotlivých letokruhů, snadno změřit jejich šířky a kalibrovat je s klimatickými daty (Fritts 2012). Navíc, díky křížovému datování (to využívá tzv. letokruhové signatury, což jsou letokruhy výrazně širší či užší než sousední), lze poměrně snadno prodloužit letokruhové řady za nejstarší žijící strom a získat tak velmi dlouhou, přesně datovanou kontinuální řadu. Nejdelší zatím vytvořenou chronologií je 11 800 let dlouhá letokruhová řada dubu z jižního Německa (Worbes 2004). V následující tabulce (Tab. 2) jsou uvedeny další, ve své lokalitě nejvýznamnější chronologie. Tab. 2: Seznam významných dendrochronologií vybraných oblastí. Zdroj: Worbes 2004.

druh Quercus spp. (dub) Pinus longaeva (borovice osinatá) Pinus sylvestris (borovice lesní) Picea, Larix spp. (smrk, modřín) Lagarostrobos franklinii Larix sibirica (modřín sibiřský) Fitzroya cupressoides (molina) Tectona grandis (teak) 18

délka chronologie (roky) 11 800 8 400 7 500 6 000 4 000 4 000 3 600 415

lokalita J Německo Arizona, USA Laponsko, Finsko Alpy Austrálie, Tasmánie Z Sibiř J Chile Jáva

Letokruhy jsou tvořeny dělivým pletivem – kambiem. Kambium jehličnatých stromů tvoří, v závislosti na roční době, velké buňky s tenkými stěnami (jarní dřevo) nebo menší, hustěji semknuté tlustostěnné buňky letního dřeva. U listnatých stromů lze letokruhy rozlišit jen u druhů kruhovitě pórovitých (např. dub), druhy roztroušeně pórovité (např. buk, lípa) mají letokruhy neznatelné. Roční přírůstek, tedy jeden letokruh, je tvořen dvojicí jarního a letního dřeva, přičemž faktory ovlivňující velikost tohoto přírůstků zahrnují druh a stáří stromu, obsah živin v půdě, kompetici a klimatické faktory, jako jsou srážky, sluneční svit, teploty, rychlost větru, vlhkost a jejich rozložení během roku. Cílem dendroklimatologů je zbavit se šumu v datech a vyextrahovat právě klimatický signál – ten je díky vysokému rozlišení letokruhů vysokofrekvenční, zvolí-li se však vhodný způsob standardizace dlouhé chronologie, je možné extrahovat i signál nízkofrekvenční (Bradley 1999). Nejčastější a také nejstarší metodou je již zmíněné měření šířek letokruhů, kde se dá dále měřit zvlášť šířka jarního a letního přírůstku a tím dosáhnout přesnějšího časového vymezení sledovaného jevu i v rámci jednoho roku. Dalším nositelem informací o klimatu je hustota dřeva. Ta je ovlivněna tloušťkou buněčných stěn, průměrem lumen, velikostí, hustotou a proporcemi cév a vodivých kanálků (Polge 1970 in Bradley 1999). V každém letokruhu je měřena minimální a maximální hustota, přičemž lepší korelace s klimatem vykazuje hustota maximální. Výhodou densitometrických údajů je jednodušší odstranění věkového trendu, růstová funkce se v případě hustoty blíží lineární funkci. V posledních letech je zkoumán potenciál křížového datování hustotních měření. Při studii provedené ve Fennoskandii v okolí jezera Tornetrӓsk (S Švédsko) byla mimo jiné prokázána vyšší citlivost hustoty dřeva na teplotu, než je tomu v případě letokruhových šířek (Grudd 2008). Výzkumu bylo podrobeno 100 subfosilních a ze živých stromů získaných vzorků, použitých již roku 1988 Schweingruberem při prvním densitometrickém výzkumu v dané oblasti (svého času vůbec nejdelší chronologie založená na maximální hustotě dřeva), rozšířených o 35 vzorků z relativně mladých stromů. Celkem bylo tedy použito 100 vzorků pokrývajících období 441—2004 n. l. (původní Schweingruberův dataset sahající do r. 1980 byl tak rozšířen o období extrémně rychlého nárůstu teploty v posledních dekádách). Ve srovnání s šířkou letokruhů se densitometrie prokázala být konzistentnější v čase a lépe korelovala s instrumentálně naměřenými teplotami (mj. se ukázalo, že současné oteplení není v této oblasti nijak výjimečné ve srovnání s např. středověkým teplým obdobím). Další výhodou měření hustoty dřeva je, že vypovídá o delší části vegetačního období, zatímco šířka letokruhu spíše jen o krátkém období vrcholného léta (Grudd 2008).

19

V dendroklimatologii se stále častěji využívá i stabilních izotopů obsažených ve dřevě. Těmi jsou izotopy uhlíku

13

C,

12

C (resp. jejich poměr označovaný δ13C), které strom přijímá ze

vzduchu průduchy, a vodní izotopy δ18O (poměr k lehčím izotopům 16O či 17O) a δD (2H, známý též jako deuterium, ku 1H; McCarroll, Loader 2003). Kvůli víceúrovňové frakcionaci, probíhající nejen v rámci pletiv rostliny, ale i ve vnějším, zdrojovém prostředí, je však extrakce klimatického signálu obtížná a na izotopy tedy nelze pohlížet jako na tzv. paleotermometry, jak tomu bylo v počátcích tohoto dendroklimatologického odvětví (McCarroll, Loader 2007). Frakcionace uhlíku probíhá již při difuzi molekul CO2 do mezibuněčných prostor listů, které jsou tedy obohaceny o lehčí

12

C (cca o 4,4 ‰ oproti

13

C). Ochuzování o těžký izotop (a tedy

12

obohacování lehčím C o dalších 27 ‰) následně pokračuje i během karboxylace v temnostní fázi fotosyntézy, při níž probíhá fixace CO2 do cukrů. Voda čerpána kořeny stromu je transportována cévami xylému bez frakcionace, v listech je však vlivem evapotranspirace a fotosyntézy obohacena o

18

O (opět o 27 ‰ ve prospěch lehčích izotopů; Loader et al. 2007). Izotopy vodíku a kyslíku

poskytují informace o zdrojové oblasti vody, izotopy uhlíku, pochází-li vzorek z pečlivě vybraného stanoviště nesou, mimo jiné, informace o vlhkosti, půdní vodě, letní teplotě a oslunění (McCarroll, Loader 2003). V dendroklimatologických studiích využívajících šířek letokruhů jako zdroje klimatické informace vybíráme pro odběr vzorků takové stanoviště, jehož podmínky jsou pro růst stromu limitující. Jsou tedy vhodné odběry z extrémních stanovišť blízkých krajním mezím ekologické amplitudy jednotlivých druhů (Fritts 2012). Stromy jsou zde pod stresem a reagují citlivěji na výkyvy klimatu. Běžně se rozlišují dva typy klimatického stresu – stres vlhkostní a teplotní. Stromy rostoucí v semiaridních oblastech jsou limitovány přísunem vody a jsou tedy nositeli vlhkostního signálu, v oblastech blízké horní hranici lesa, kde je limitním faktorem teplota, stromy nesou silný teplotní signál (Bradley 1999). Pokud bychom odebírali vzorky ze stanovišť s optimálními podmínkami pro růst, dostali bychom jádro, jehož letokruhy si jsou vzájemně velmi podobné (viz obr. 6). Na stanovištích bez zjevného limitujícího klimatického faktoru je tedy doporučován odběr většího množství vzorků, které zvýrazní klimatický signál a potlačí šum. Büntgen et al. (2012) při své studii použili množství téměř 12 000 vzorků jedle bělokoré, rostoucí v nízkých až středních nadmořských výškách Z a střední Evropy. Nesoustředil se pouze na vývrty z žijících stromů, dataset obsahoval i vzorky historického dřeva. Užitím dostatečně velkého množství vzorků lze předejít metodologickým a statistickým omezením, které často provázejí dendroklimatologické studie. 20

Obr. 6: Rozdíl v letokruzích stromů ze stanovišť s optimálními (vlevo) a limitujícími (vpravo) podmínkami. Zdroj: Fritts 2012.

2.3.CHEMISMUS SEDIMENTŮ Sedimenty jsou tvořeny převážně anorganickou hmotou s příměsí organických látek. Organická hmota snáze podléhá rozkladu a je tedy chemicky labilní, naopak anorganické látky lépe odolávají sedimentačním a diagenetickým procesům. Chemismus sedimentů zachycuje nízkofrekvenční klimatický signál a informace získané touto metodou zasahují i do vzdálenější minulosti (Higginson 2009). Nositeli detailní kvantitativní informace jsou především geochemické indikátory zahrnující poměry izotopů, přítomnost stopových prvků a organických molekul. Pro paleoklimatologické účely jsou nejpodstatnější poměry izotopů kyslíku (18O/16O), uhlíku (13C/12C), vodíku (2H/1H) a méně často také dusíku (15N/14N), které lze zkoumat v širokém spektru geologických i biologických (schránky dírkonošců, korály, dřevo stromů) materiálů. Lehčí izotopy většinou v chemických procesech reagují rychleji a jsou obecně více mobilní, než izotopy těžší (Gornitz 2009).

2.3.1. Izotopy kyslíku Kyslík se vyskytuje ve třech stabilních formách izotopů s nukleonovými čísly 16, 17 a 18 (tedy 16O, 17

O,

18

O), které jsou přirozeně v poměru 99,76 %, 0,04 % a 0,2 %. Nejvíce se využívá poměr

18

O/16O, který je možno měřit ve vodě (vč. podzemních vod a ledu), v karbonátech (CaCO3),

plynném kyslíku O2, oxidu uhličitém a v biologickém materiálu, kde se výsledky mohou lišit až o 21

více než 100 ‰. Poměr 18O/16O se měří pomocí hmotnostní spektrometrie a obvykle se vyjadřuje ve vztahu k standardu daného materiálu (Delaygue 2009).

Izotopicky těžší voda obsahující 2H, 18O se vypařuje hůře než voda obsahující lehčí izotopy 16

O, 1H a také přednostně vypadává při srážkové činnosti. Tento jev se nazývá frakcionace. Během

opakujících se cyklů evaporace a kondenzace se dešťová voda s postupným pohybem vzdušných mas směrem k pólům nebo nitru kontinentů obohacuje o lehčí izotopy. Sníh padající nad póly, který se může proměnit v led, má tedy vyšší podíl lehkých izotopů, naopak oceánská voda je o ně ochuzena (Delaygue 2009). 2.3.1.1.

δ18O v mořských sedimentech

S postupným narůstáním pleistocénních ledovcových štítů se izotopové složení mořské vody měnilo – tato skutečnost zůstala zachována ve vápnitých schránkách mořských organismů (hlavně foraminifer), vybudovaných v rovnováze s okolním prostředím. Izotopová analýza mořských sedimentů tak poskytuje záznam o měnícím se globálním objemu ledovců a ledovcových štítů a tím nepřímo o poklesu hladiny světového oceánu. Informace však může být zkreslena lokálními změnami teploty vody (buď povrchové či hluboké), což ale může být občas také předmětem zájmu výzkumu (Shackleton 1987). Hlubokomořská sedimentace je extrémně pomalá, může tedy pokrýt souvislé období v řádu miliónů let, ale s poněkud hrubým rozlišením na několik tisíc let; hodí se tak spíše ke studiu glaciálních-interglaciálních cyklů v kvartéru, případně starší geologickou minulost (Bassinot 2007). 2.3.1.2.

δ18O v ledových jádrech

Izotopová frakcionace závisí na teplotě, čehož se využívá při rekonstrukci paleoteploty nad ledovcovými štíty, zejména pomocí δD a δ18O. Čím se vzdušné masy dostávají hlouběji nad střed ledovců, tím se kvůli klesající teplotě více ochuzují o těžké izotopy. Ze současných měření vyplývá, že s poklesem o 1°C klesne δ18O o 0,67–0,97 ‰ (Delaygue 2009). Pevné srážky se akumulují a přeměňují na ledovcový led s ročními vrstvami, které mají izotopové složení odpovídající určité teplotě. Z ledových jader lze tedy kvantitativně odhadnout paleoteplotu přímo z molekul vody (kromě dalších analýz vzduchu uvězněného v meziledových prostorech, čímž se odhalují minulé složení atmosféry). Zatímco v Antarktickém ledovci je dobře patrných cca 8 glaciálníchinterglaciálních cyklů (EPICA 2004), Grónský ledovec poskytuje kratší, ale detailnější záznam o stadiálech/interstadiálech, zaznamenané je také např. holocenní teplotní optimum či malá doba ledová (Miller 2010). 22

Při detailním studiu ledových jader lze dosáhnout teoretické přesnosti na jeden rok díky rozlišení akumulační a ablační části roku, ovšem rozlišení se směrem do minulosti snižuje na desetiletí až staletí. Ve velkých hloubkách ledovcových štítů se roční vrstvy tlakem nadložního ledu deformují a ztrácejí, časové rozlišení se tak dále snižuje (k datování se pak již nepoužívá počítání ročních přírůstků, ale spíše modelování rychlosti akumulace a tečení ledovce; EPICA 2004). 18

Obr. 7: Závislost δ O na průměrné roční povrchové teplotě při současných průměrných ročních srážkách (převzato z Delaygue 2009).

2.3.1.3.

δ18O ve speleotémech

Speleotémy jsou chemogenní sedimenty vznikající srážením rozpuštěného uhličitanu nejčastěji v krasových jeskyních a mohou poskytnout záznam o klimatu v délce až 400 tisíc let do minulosti (Schwarcz 2007a). Na povrchu stalagmitů či ve formě travertinu vysrážený roztok odráží izotopové složení dešťových srážek a na teplotě závislou frakcionaci mezi vodou a kalcitem. Analýzou tenkých výbrusů s často tenkými vrstvami lze pak zjistit minulé teploty i klima. Průkopníkem této metody v paleoklimatologii byl Epstein, který sestavil rovnici pro výpočet paleoteploty pomocí δ18O, ale bylo k tomu potřeba znát nejen izotopové složení kalcitu, ale i srážek, z jejichž vod byl kalcit vysrážen. Upravená rovnice (níže) navíc bere v potaz kromě teplotně závislé frakcionace (εctw)

a změn δ18O v kalcitu (ct) a srážkách (ppt) také změny δ18O v oceánech (sw) a změně transportu

vláhy (s).

Kvůli mnoha proměnným tak může teplota s rostoucím δ18O vzrůstat i klesat podle toho, který faktor dominuje, ale porovnáním s jinými typy proxy v regionu lze výsledný efekt odhalit (Schwarcz 2007a). Pro určení δ18O (a δD) ve srážkové vodě se analyzují mikroskopické kapalné

23

inkluze zachované mezi molekulami kalcitu při růstu speleotému a jež lze extrahovat při drcení vzorku ve vakuu. Tyto složité vztahy komplikují využití δ18O v jeskynních sedimentech jako přímého paleoteploměru, ale např. Mangini et al. (2005) kalibrovali hodnoty δ18O z Alpské jeskyně s teplotou rekonstruovanou z historických záznamů. Pro datování speleotémů se nejčastěji používá radiouhlík a uranové série (Schwarcz 2007a). Neznámý a značně variabilní podíl izotopicky starého 14C v rozpuštěném uhlíku, který se následně vysráží jako součást kalcitu, ale ztěžuje jeho použití k datování. Vhodnější je rozpadová řadu

238

U, která určením počtu rozpadů za minutu na

dceřiné izotopy umožňuje určení stáří až 500 tisíc let do minulosti. Při výzkumu speleotémů je třeba dbát na co nejšetrnější odběr vzorků kvůli jejich vysoké estetické hodnotě a uložení vzorků pro pozdější nové možnosti bádání v této rychle se rozvíjející disciplíně. 2.3.1.4.

δ18O v dalších prostředích

Izotopový záznam kyslíku se nalézá v řadě jiných materiálů. Již byly zmíněny záznamy δ18O v dřevní hmotě/letokruzích (viz kap. 2.2.). Kromě organické hmoty (např. skloviny či kolagenu), se nejčastěji δ18O analyzuje v karbonátech, podobně jako u speleotémů (Schwarcz 2007b). Biogenní karbonáty, např. vápnité schránky sladkovodních či suchozemských měkkýšů, se tvoří v izotopické rovnováze s okolním prostředím. Teplotně závislá frakcionace snižuje δ18O při vysrážení uhličitanu ve schránkách o přibližně 0,24 ‰/°C, naproti tomu se vzrůstající teplotou se δ18O srážkové a povrchové vody zvyšuje o 0,55–0,7 ‰/°C. Tyto schránky po úmrtí živočicha sedimentují v jezerních sedimentech. δ18O jezerních sedimentů většinou závisí na teplotě, ale v případě neprůtočných jezer, kde převládá výpar, vypovídají spíše o změnách relativní vlhkosti (Schwarcz 2007b). Při rekonstrukci paleoteploty se ovšem podle následujícího vzorce po dosazení zjištěného izotopového složení karbonátů v sedimentu (δc) vyskytují dvě neznámé: teplota srážek (T) a izotopové složení vody v jezeře (δ18Ow; Bernasconi, McKenzie 2007).

V průtočných jezerech mírných zeměpisných šířek se karbonáty vysrážejí hlavně v teplém půlroce díky fotosyntetické aktivitě planktonu a řas v epilimniu (tj. v povrchové vrstvě jezera), jehož teplota dobře koreluje s teplotou vzduchu. Po sečtení vlivu zvýšení δ18O ve srážkové vodě a snížení δ18O kvůli frakcionaci vychází čistý efekt změny izotopového složení karbonátů v jezeře se zvýšením teploty cca 0,35 ‰/°C (Bernasconi, McKenzie 2007).

2.3.2. Izotopy uhlíku V přírodě se vyskytují dva stabilní izotopy uhlíku v poměru 98,89 % ve prospěch lehčího izotopu 12

C a 1,11 % 13C. Izotopy uhlíku jsou zachovány ve velkém množství materiálu (mušle, speleotémy,

kosti, listí, rašelina, půdy, sedimenty, dřevo atd.), často ve formě karbonátů (Leavitt 2009). 24

V mnoha případech však poměr izotopů závisí nejen na přímém vlivu paleoklimatu, ale i na uhlíkovém cyklu či způsobu fixace uhlíku při fotosyntéze. Izotopy uhlíku ve speleotémech lze využít k rekonstrukci hustoty vegetace mimo jeskyni a také poměrů rostlin využívající C3 a C4 fixaci uhlíku pro fotosyntézu (Schwarcz 2007a). Rozlišení C3 a C4 vegetace je možné také podle diety herbivorů, jež se pak odráží v složení δ13C v kolagenu jejich zubů a kostí (Schwarcz 2007b). V karbonátech jezerních sedimentů závisí hodnoty δ13C na obsahu rozpuštěného anorganického uhlíku v jezeře v době vysrážení a tím na intenzitě fotosyntetické aktivity. Tyto proxy tak mohou nepřímo vypovídat o příznivosti klimatických podmínek pro organismy.

2.3.3. Izotopy dusíku V přírodě s 99,63 % výrazně převažuje dusík ve formě 15N, na 14N připadá zbylých 0,37 %. Hodnoty δ15N mohou zaznamenávat klimatické oscilace v Evropě v posledních 30 tisících letech prostřednictvím změn mikrobiální aktivity v půdě (Bocherens, Drucker 2007). Při nízkých teplotách se snižuje mikrobiální aktivita a tím také izotopová frakcionace dusíku, čímž se méně 15N dostává do rostlin, které jsou konzumovány býložravci. Záznam bývá nejčastěji zachován v kolagenu zubů a kostí kopytníků.

2.3.4. Poměry prvků Výsledky měření vycházející z poměrů izotopů se často párují s výsledky na přítomnost stopových prvků, respektive poměrů stopových kovů v mořských fosíliích, které poskytují nezávislý odhad paleoteploty (Gornitz 2009). Nejvíce se využívá na teplotě závislého poměru Mg/Ca, kdy s rostoucí teplotou roste ve schránkách foraminifer obsah hořčíku na úkor vápníku (ověřena vysoká citlivost). Tato substituce je však u různých druhů dírkonošců rozdílná, je tedy nutné provést teplotní kalibraci pro každý druh zvlášť (Weinelt 2009). Kromě teploty je poměr Mg/Ca citlivý i na změny v pH či salinitě oceánské vody. Méně často se k rekonstrukci teplot využívá i poměru Sr/Ca.

2.4.DOKUMENTÁRNÍ DATA Historická dokumentární data jsou skupinou nejrozmanitějších paleoklimatologických proxy. Jejich význam tkví především ve faktu, že zachycují vysokofrekvenční, tedy krátkodobé, klimatické výkyvy a lze z nich vyvodit pravděpodobnost výskytu určité extrémní události v dané oblasti (Bradley 1999).

25

Obecně lze dokumentární data rozdělit do čtyř kategorií. První skupina zahrnuje pozorování meteorologických jevů, kde je nejčastěji pozorovaným a zaznamenávaným jevem sníh. V historických dokumentech se setkáváme s daty prvních a posledních dnů se sněhovými srážkami, celkovým počtem prosněžených dní, či počtem dní se sněhovou pokrývkou. Nejstarší záznamy týkající se sněhu nalezneme v Číně, kde nejranější pozorování v Hangchow proběhly v letech 1131 – 1210 n.l. Do druhé skupiny se řadí záznamy o přírodních úkazech vzniklých v důsledku meteorologické situace, jako jsou např. povodně, sucha, zamrzání či tání ledu na jezerech a řekách. Fenologické záznamy, tedy každoročně, v závislosti na počasí se opakujících životní pochody organismů, např. doba květu či migrace ptáků, řadíme do třetí kategorie (Bradley 1999). Zde jsou jedním z nejvýznamnějších zdrojů evidence o sklizni hroznového vína (příp. obilovin), kdy rozdíl dvanácti dní v počátku vinobraní odpovídá rozdílu cca 1°C v teplotách za období duben – srpen (Meier et al. 2007). Ve čtvrté kategorii nalézáme záznamy o výskytu přírodních jevů, které následně ovlivnily klima, např. sopečné exploze (Bradley 1999). V určitých oblastech se můžeme obracet na výsledky instrumentálních měření sahajících do 18. či dokonce 17. století (např. měření tlaku ve Florencii od r. 1644 (Slonosky 2001), teplot v centrální Anglii od r. 1659 (Manley 1974 in Brázdil 2004), či srážek v Paříži od 80. let 17. st. (Slonosky

2001).

O

klimatických

podmínkách

panujících

v

dobách

předcházejících

instrumentálnímu měření se dozvídáme ze psaných záznamů, vzniklých pozorováním bez využití přístrojů. Takovými zdroji mohou být starobylé nápisy, anály a kroniky, vládní, pozemkové či obchodní záznamy, lodní a přístavní deníky, osobní korespondence či diáře, vědecká a protovědecká díla, např. záznamy o počasí (Ingram et al. 1985). Nejranější záznamy tvoří většinou nesouvislá pozorování převážně extrémních jevů a jen velmi zřídka kompletně vypovídají o někdejším klimatu. Nicméně i ze série tvořené mnoha krátkodobými pozorováními, např. týkajících se zamrzání a následného tání jezer, můžeme vyčíst nízkofrenkvenční klimatickou informaci. Od r. 1500 n. l. ovšem nejsou výjimkou kontinuální záznamy popisující měsíční, v některých případech i denní, chod počasí, v 17. století se k nim přidávají i první izolovaná instrumentální měření (Brázdil et al. 2004). V případě dokumentárních zdrojů ovšem často čelíme problému subjektivity (např. co přesně si představit pod pojmy „extrémní“ mráz, či „sucho“, Bradley 1999) a nabízí se otázka, jak kvalitativní historickou informaci převést do termínů moderní vědy, tedy na informaci kvantitativní. Základem je shromáždit dostatečně velký soubor záznamů, i z různých zdrojů a druhů historických dat (nutno kriticky zhodnotit zdroj i autora), která mezi sebou mohou být srovnána a křížově prověřena (Brázdil 2004). Klimatický trend (měsíční, sezónní) je následně 26

získán vyjádřením intenzity teplot nebo srážek indexy. Dokumentární data jsou tedy převedena na prosté nebo vážené indexy, kdy prostý index využívá třístupňové škály (teplota: 1 = teplo, 0 = normální/průměrná, -1 = chladno; srážky 1 = vlhko, 0 = normální/průměrné, −1 = sucho). Vážený index je založen na sedmistupňové škále teploty (3 = extrémně teplo, 2 = velmi teplo, 1 = teplo, 0 = normální/průměrná, −1 = chladno, −2 = velmi chladno, −3 = extrémně chladno) a obdobně i srážek (Brázdil et al. 2004). Sezónní nebo roční indexy jsou získány součtem měsíčních hodnot. Ideálně by se série indexů měly překrývat s periodou instrumentálních dat. Toto ovšem není v případech mnoha kvalitních zdrojů možné z toho důvodu, že pozorovatelé přešli během 18. století, tedy v době, kdy se meteorologické přístroje staly i cenově dostupnější, přímo k instrumentálnímu měření. Jednu z mála výjimek tvoří české země, kde systematické pozorování průběhu počasí pokračovalo paralelně s raným instrumentálním měřením v pražském Klementinu a hodnoty indexů a instrumentálních dat je tedy možné vzájemně zkorelovat (Brázdil et al. 2004). Nejdelší záznam (viz tab. 3), starý cca 5000 let, pochází z Egypta a týká se povodní na Nilu. Poukazuje, s porovnáním se současností, na větší objem srážek přicházejících s letním monzunem (Bell 1970, Henfling and Pflaumbaum 1991 in Bradley 1999). Nejstarších čínské záznamy, staré 3700 až 3100 let, zase vypovídají o vyšších teplotách panujících za vlády dynastie Shang (Wittfogel 1940, Chu 1973 in Bradley 1999). Tab. 3: Seznam nejranějších psaných záznamů o počasí ve vybraných oblastech. Zdroj: Bradley 1999.

Území Egypt Čína jižní Evropa severní Evropa Japonsko Island Severní Amerika Jižní Amerika Austrálie

Nejranější psané záznamy (přibližná data) 3000 př. n. l. 1750 př. n. l. 500 př. n. l. 0 500 n. l. 1000 n. l. 1500 n. l. 1550 n. l. 1800 n. l.

Velice zajímavou studii historických dokumentů provedl roku 1970 Neuberger, kdy se zaměřil na změnu klimatu během malé doby ledové v Evropě. Ve svém výzkumu vycházel výhradně z maleb, srovnával jich přes 12 000, z období od roku 1400 až do roku 1967 (Bradley 1999). V každé malbě si všímal přítomnosti modré oblohy, mlhy, oblačnosti a typu oblaků. Více než polovina maleb nesla jistý druh klimatické informace. Malby z období 1400 – 1549 se vyznačovaly vyšší mírou výskytu modré oblohy a dobrou viditelností, malby z období dalších tří set let byly obecně tmavší, s mnohem vyšší nízkou a konvektivní oblačností a špatnou viditelností, v období posledních sta let lze pozorovat jisté zlepšení v míře oblačnosti, nicméně viditelnost zůstává 27

nadále špatná. Navzdory měnícím se uměleckým směrům se malířům podařilo zachytit změny v klimatu a je pravděpodobné, že malby jsou výmluvnějším zdrojem informací o životě lidí v době malé doby ledové, než prostá čísla (Bradley 1999).

3. VYMEZENÍ ZÁJMOVÉHO OBDOBÍ A ÚZEMÍ 3.1. ČASOVÉ VYMEZENÍ HOLOCÉNU A ZÁJMOVÉHO OBDOBÍ SVRCHNÍ HOLOCÉN Současné geologické období, jehož dolní hranice byla stanovena na 11 700 let B2K (tedy před rokem 2000), se nazývá holocén (Pokorný 2013). Tento termín s doslovným překladem „úplná současnost“ odkazuje na teplou periodu nastupující po posledním glaciálu a poprvé jej použil Paul Gervais v publikaci Zoologie et Paléontologie générales (1867–1869). Formálně byl holocén přijat r. 1885 na Mezinárodním geologickém kongresu, jemnější dělení však bylo – i přes pokusy o sjednocení – pro různé lokality i různá vědecká odvětví až donedávna rozdílné. Ve střední Evropě se stalo tradičním členění vypracované na základě palynologických studií Firbasem na přelomu 40. a 50. let 20. století (Pokorný 2011). Firbas holocén rozčlenil na preboreál, boreál, atlantik, subboreál a subatlantik – názvosloví odráží někdejší představu o vývoji klimatu (atlantik = oceáničtější/teplejší a boreál = kontinentálnější/chladnější klimatické pomínky). Toto členění dále v 70. letech rozpracovali např. Ložek pro Česko, případně i celou střední Evropu a Mangerud pro severní Evropu (Pokorný 2011). Graficky je členění holocénu dle různých autorů vycházejích z Firbase znázorněno na obr. 8. Dnes je tento pohled na vývoj klimatu v holocénu považován spíše za překonaný, a proto dále uvádím novější, světově uznávanou klasifikaci (Walker et al. 2012). Roku 2010 bylo navrženo globální členění holocénu na tři období – early (spodní/raný), middle (střední), late (svrchní/pozdní, Pokorný 2013 a Walker et al. 2012). Spodní hranice starého holocénu je jasně dána prudkým oteplením globálního rozsahu, které je patrné v geologických profilech po celém světě. Horní hranice a tedy přechod do středního holocénu byla stanovena eventem 8 200 B2K (Pokorný 2013 a Walker et al. 2012). Provázelo jej krátké (cca 150 let trvající) prudké ochlazení a vysušení, které bylo způsobeno protržením ledovcových jezer Agassiz a Ojibway v důsledku kolapsu Laurentinského ledovce, jejichž sladké vody se vylily do Atlantiku a ovlivnily tak oceánické proudění na globální úrovni. Stopy eventu lze najít v ledovcových vrtech, jezerních sedimentech (vč. pylu), biologických proxy (shluky pakomárů a perlooček, bentičtí i planktonní dírkonošci) a speleotémech. 28

Přechod mezi středním a svrchním holocénem je datován na 4 200 B2K a souvisí s vysušováním subtropů vlivem slábnoucího monzunu, rozběhem činnosti El Niño-Jižní oscilace a ochlazením a zvlhčením oblastí kolem S Atlantiku (Pokorný 2013 a Walker et al. 2012). Příčina všech těchto změn není jednoznačná a nesouvisí s žádnou známou katastrofou, důsledky se ovšem výrazně projevily v rámci lidské společnosti. Konec Akkadského impéria v Mezopotámii Obr. 8: Stratigrafická tabulka holocénu pro střední Evropu. Převzato z Pokorný 2011.

29

a obdobně i kolaps egyptské Staré říše či úpadek Harrapské civilizace v údolí řeky Indus je připisován aridifikaci, vlivem sucha mohly zaniknout neolitické kultury v Číně a města v Iráku, Sýrii a Palestině. Ochlazení a zvlhčení zapříčinily také šíření moderních společenstev rostlin – bukové a jehličnaté lesy s odpovídající faunou. Svrchní holocén trvá doposud, ovšem vyskytují se i snahy vyčlenit z něj samostatné období antropocén, související s rozvojem zásahů člověka do okolní krajiny s nástupem průmyslové revoluce (Pokorný 2013 a Walker et al. 2012). Zvolené zájmové období svrchního holocénu dle Walker et al. (2012), pokrývající poslední 4 200 let, časově odpovídá obdobím svrchního epiatlantiku, subboreálu, subatlantiku a subrecentu podle Ložka.

3.2.VYMEZENÍ ZÁJMOVÉHO ÚZEMÍ STŘEDNÍ EVROPY Střední Evropa je území ležící mezi západními a východními oblastmi evropského kontinentu. Přesné vymezení, a to jak fyzickogeografické, tak i politické, je vcelku problematické. Z geologického hlediska lze o tomto území hovořit jako o souhrnu hercynské střední Evropy spolu s Alpsko–Karpatskou oblastí na jihu (Král 1999), ale tyto dvě jednotky zahrnují i regiony, které výrazně přesahují hranice střední Evropy tak, jak je obvykle chápán. Dle klimatické Köppenovy klasifikace je střední Evropa charakteristická přechodem klimatu od oceánického ke kontinentálnímu (Peel et al. 2007). Přibližně středem Německa v severojižním směru vede hranice oddělující jednotku Cfb (mírné klima s teplými léty a celoročními srážkami) na západě od Obr. 9: Vymezení zájmové oblasti střední Evropy.

30

východnější Dfb (chladné klima s teplými léty a celoročními srážkami). Rozdíl mezi jednotkami spočívá v rozdílném ročním chodu teplot, kdy v obou případech je průměrná teplota nejteplejšího měsíce > 10°C, avšak průměrná teplota nejchladnějšího měsíce se u Cfb pohybuje v rozmezí 0– 18°C, zatímco u Dfb je nižší a dosahuje maximální teploty 0°C. Území střední Evropy tedy nelze vyčlenit pomocí samostatné klimatické jednotky. Z hlediska politického se vymezení střední Evropy v minulosti mnohokrát změnilo. Dnes jsou za střední Evropu pokládány země Visegrádské čtyřky (Česko, Slovensko, Polsko, Maďarsko) a Alpské země (Německo, Rakousko, Švýcarsko, Lichtenštejnsko (někdy řazeno také Slovinsko, stejně tak je často chápáno jako součást JV Evropy)). Kvůli jasnosti kritérií vymezení zájmové oblasti bude v této bakalářské práci střední Evropa chápána z politického hlediska a zahrnuty budou výše jmenované země (viz obrázek 9). V rámci této práce je politické vymezení vhodné i z toho důvodu, že jižní hranice alpských zemí zhruba kopírují hlavní hřeben Alp, které poskytují rozmanité druhy proxy dat a zároveň tvoří výraznou prostorovou bariéru (čímž se vylučuje zahrnutí Slovinska). Toto politické rozdělení nemusí být striktní a v případě existence významného zdroje dat pro klimatickou rekonstrukci v blízkosti hranic uvedených států (za předpokladu přibližně stejných fyzickogeografických podmínek území) budou zahrnuty i tyto.

31

4. METODIKA Zhodnocení pokrytí střední Evropy paleoklimatickými proxy bylo provedeno na základě rešerše článků recenzovaných periodik týkajících se zájmového území (vymezeno výše) v období svrchního holocénu. Zároveň byly zahrnuty jen takové studie, které poskytují kvantitativní rekonstrukci klimatu a jejichž počátek je v předinstrumentálním období, tedy před rokem 1800 AD. Pro mou práci byly nejzásadnějšími atributy informace o oblasti odběru vzorků (pokud byla v článku oblast nebo oblasti vyjádřena přesnými souřadnicemi či jménem geografické jednotky, snažila jsem se je zanést do přehledové mapy přesně – v zájmu zachování přehlednosti při malém měřítku může však jeden bod v mapě zastupovat více lokalit odběru vzorků; byly-li vzorky v jednotlivých studiích odebírány rovnoměrně z většího území, jsou tyto oblasti v mapě vyjádřeny ploškami. V případě rekonstrukcí založených na dokumentárních datech pokrývajících rovnoměrně velkoplošné území (např. celá ČR v Brázdil et al. 2013 či Možný et al. 2012), nebyly zdrojové lokality zakreslovány vůbec a tato skutečnost je zmíněna v textu či popisku obrázků), druhu proxy použitých k rekonstrukci klimatu (opět zaznačeno na obrázku 9, přesnější určení použitých proxy či metod uvádím v tabulce 5), délka rekonstrukce (včetně počátečních a konečných bodů) a rekonstruovaná veličina, tedy teplota nebo srážky (viz tab. 5). Při uvádění rozsahu rekonstrukcí jsem, navzdory paleoklimatologickým konvencím, kde se používají roky BP nebo B2K, používala jednotky n. l., neboť se většina článků zabývá rekonstrukcí posledních staletí. Pokud bylo v článku uvedeno přesné časové rozlišení rekonstrukce, uvádím jej v přehledové tabulce také, v opačných případech používám označení „neuvedeno“. Jelikož jsem neměla přístup k přímým datům, byla i část mé práce s porovnáním rekonstrukcí na území České republiky prováděna na základě rešerše článků. Pro větší přehlednost byly však výsledné křivky zakresleny do jednoho obrázku, v případě srážek odečtením hodnot za jednotlivá desetiletí a následným zpracováním v Excelu, k zanesení křivek vývoje teplot jsem použila OCAD. Články byly vyhledávány pomocí webů s vědeckou literaturou Google Scholar, Research Gate a Web of Science a dále také z referencí jednotlivých studií. Pro tvorbu mapových výstupů byl použit program ArcGIS.

32

5. VÝSLEDKY A DISKUZE 5.1. POKRYTÍ STŘEDNÍ EVROPY PALEOKLIMATICKÝMI PROXY DATY Celkem jsem nalezla 44 článků splňujících všechny požadavky, z toho 36 článků se zabývá vývojem klimatu na regionální úrovni a 8 poskytuje velkoplošné rekonstrukce pokrývající území celé střední Evropy či její značné části. Přehled všech vybraných studií uvádím v tabulce 5. Lokality odběru vzorků pro jednotlivé regionální studie, s výjimkou dvou rekonstrukcí založených na historických datech rovnoměrně pokrývajících území ČR (Brázdil et al. 2013 a Možný et al. 2012), jsou znázorněny na obrázku 10. Z obrázku je patrná nerovnoměrnost v rozmístění zdrojových lokalit paleoklimatických proxy. Nejvíce dat pochází z oblasti Alp, přesněji ze Švýcarska, Z Rakouska a J Německa, kde se díky přítomnosti významného horského masivu a člověkem relativně nedotčené přírody nachází velké množství vhodných přírodních archivů pro klimatické rekonstrukce. Vysoká nadmořská výška a

s ní

spojený

klimatický

stres

zaručuje

množství

ideálních

lokalit

pro

odběr

dendrochronologických vzorků a horská jezera se svými sedimenty poskytují cenný zdroj Obr. 10: Rozmístění zdrojových lokalit proxy dat. Číselné popisky bodů odpovídají pořadovému číslu článků uvedených v tabulce 5. Pokud byla data z určité lokality použita ve více rekonstrukcích, je bod této lokality označen písmenkem, a to tak, že a = 3,4; b = 3, 4, 32; c = 11, 16; d = 17,32.

33

anorganického i organického materiálu. Velká hustota proxy dat v této oblasti je zapříčiněna také ekonomickou vyspělostí alpských zemí, které poskytují dostatek financí na výzkum. Data pro rekonstrukce teplot založené na letokruzích dřevin pocházejí rovněž i z dalších významných středoevropských pohoří (Vysoké Tatry na Slovensku, Jeseníky a Krkonoše v Česku), série pro rekonstrukci srážek jsou ze stanovišť pod vlhkostním stresem na J Moravě, J Slovenska, v Maďarsku a Bavorském lese. Rozložení lokalit s dokumentárními zdroji je na obrázku spíše jen ilustrativní, neboť podstata sběru dat pro tuto metodu spočívá ve shromažďování informací o klimatu z rozsáhlého území a mnoha archivních zdrojů. Data nashromážděna v článcích Glaser a Riemann (2009) či Pfister (1992) tak pokrývají celou střední Evropu, Dobrovolný et al. (2010) analyzuje záznamy z celého Česka, Německa a Švýcarska a Casty et al. (2005) se zaměřuje na alpskou oblast. V mapce x je naproti tomu znázorněno rozmístění zdrojových lokalit z několika poměrně jasně vymezených regionů, které bylo možno zaznamenat bodově. Geochemická proxy jsou vázána na typická prostředí a v rámci střední Evropy tak nalezneme charakteristické oblasti zdrojů těchto dat. Maarová jezírka na západě Německa tvoří

Obr. 11: Přehled jednotlivých článků s rekonstrukcemi a informacemi o použitých proxy. Velikost diagramů odpovídá celkové délce rekonstruovaného období, články s velkoplošnými rekonstrukcemi jsou odlišeny vnitřním šrafováním. Číselné popisky diagramů odpovídají pořadovému číslu článků uvedených v tabulce 5.

34

vhodné sedimentační pasti a jejich sedimenty posloužily rekonstrukcím např. Litt et al. 2009 (Holzmaar a Merfelder maar) či Moschen et al. 2011 (Dürres maar, rašeliniště v maarovém kráteru). Von Grafenstein et al. 1992 využil k rekonstrukci teplot pokrývající období celého holocénu izotopy kyslíku z jezer v podhůří Alp, hojně používanými zdroji sedimentů jsou i již zmíněná horská jezera v Alpách (např. Lanci et al. 2001). Z alpské oblasti pochází rovněž rekonstrukce teploty založena na izotopech uložených ve speleotému z jeskyně Spannagel, kratší rekonstrukce z jeskynních sedimentů byla provedena i na území České republiky v oblasti Moravského krasu, konkrétně v jeskyni Spirálka. V jižní oblasti Polska rekonstruoval Pazdur et al. 1988 teplotu na základě izotopů z pěnovců. Na sedimenty alpských a maarových jezer a rašelinišť jsou vázána také biologická proxy. Obrázek 11 znázorňuje jednotlivé studie. Kartodiagramy nesou informaci o druhu proxy použitých k rekonstrukci a velikost diagramu odpovídá celkové délce rekonstruovaného období. Polohy jednotlivých bodů nejsou přesné, jedná se spíše o průměr souřadnic jednotlivých zdrojových oblastí dat (pokud je jich více) daného článku. Z obrázku je na první pohled patrný rozdíl v délce rekonstrukcí vytvořených na základě různých metod, kdy nejdelší rekonstrukce vznikly s využitím geochemických a biologických proxy dat, zatímco ty vycházející z dendrologických a historických dat pokrývají maximálně 1000 let. Opět je jasná vysoká koncentrace rekonstrukcí v oblasti Alp, kde jako přírodní archivy posloužily především letokruhy dřevin a biologická proxy. Nalézáme zde však i rekonstrukce vycházející z chemismu sedimentů nebo multiproxy analýz, které, spolu s biologickými proxy, sahají i tisíce let do minulosti. Obdobně dlouhé rekonstrukce byly vytvořeny v západním Německu v oblasti maarových jezer a na jihu Polska, které v této práci na základě nalezených vyhovujících článků představuje zemi s nejdelší průměrnou délkou regionálních rekonstrukcí (viz tabulka 4). Naopak nejkratší průměrnou délku rekonstrukcí nalezneme v Maďarsku následovaném Českem, které, ačkoliv počet rekonstrukcí je Tab. 4: Počet rekonstrukcí na území střední Evropy, jejich počet a průměrná délka.

území ČR SR Polsko Maďarsko Rakousko Švýcarsko Německo Alpy (přeshraniční rek.) velkoplošné pro celou Evropu/střední Evropu

počet rekonstrukcí 7 2 4 3 2 7 7 4 8

průměrná délka v letech 459,4 616,5 5176,3 244,0 1136,5 3593,6 4431,3 1200,3 1950,5

35

stejně vysoký jako v případě Německa či Švýcarska, nemá na svém území žádnou rekonstrukci, jejíž délka by překročila 1000 let. Zemí s nejmenším počtem rekonstrukcí je Slovensko. Obrázek 12 dále znázorňuje, zda se články zabývaly rekonstrukcí teplot nebo srážek. Z mnou vybraných článků jsou patrny určité zákonitosti mezi použitými proxy a rekonstruovaným obdobím. Rekonstrukce využívající jako proxy pakomáry zpravidla zjišťovaly průměrné červencové teploty, průměrné teploty nejteplejšího měsíce rovněž spolu s teplotami měsíce nejchladnějšího a ročními průměry byly rekonstruovány na základě pylových analýz. Studie vycházející z měření letokruhů rekonstruují klimatické podmínky vegetačního období. Kvůli nízkému rozlišení nejsou většinou rekonstrukce založené na chemismu sedimentů schopny vypovídat o klimatických poměrech za období kratší, než jeden rok. Tato práce identifikuje oblasti nedostatečně pokryté proxy daty. Nižší hustota paleoklimatických rekonstrukcí se vyskytuje na Slovensku, v Maďarsku a poněkud překvapivě i na větším území Rakouska, pro jehož východní část se mi nepodařilo nalézt žádnou kvantitativní rekonstrukci. Ze zemí Visegrádské čtyřky je Polsko státem s druhým nejvyšším počtem rekonstrukcí, nenalezneme tu však žádnou, která by hodnotila vývoj srážek. Co se Obr. 12: Přehled jednotlivých článků s rekonstrukcemi a informacemi o použitých proxy. Velikost diagramů odpovídá celkové délce rekonstruovaného období, články s velkoplošnými rekonstrukcemi jsou odlišeny vnitřním šrafováním. Číselné popisky diagramů odpovídají pořadovému číslu článků uvedených v tabulce 5.

36

rekonstruovaného období týče, 43,2 % z celkového počtu rekonstrukcí zařazených do této práce popisuje vývoj klimatu pro období po roce 1500 n. l., po r. 1000 n. l. je to 70,5 % a klimatické výkyvy po přelomu našeho letopočtu hodnotí 37 z 44 článků, tedy téměř 85 %. Zbylých 7 studií se zabývá průměrně 11 285 let dlouhým obdobím a žádná z mnou nalezených rekonstrukcí se nesoustředí výhradně na období svrchního holocénu. V pásu SV Německo – Česko – SV Rakousko – Slovensko – Maďarsko nenalezneme žádnou rekonstrukci sahající do dob před naším letopočtem. Zároveň žádná z rekonstrukcí na takto vymezeném území nevychází z biologických proxy dat, z chemismu sedimentů čerpá pouze jedna krátká studie z Moravského krasu. Naopak je zde soustředěna většina rekonstrukcí vzniklých s využitím dokumentárních dat.

37

Tab. 5: Seznam použitých článků. p.č. 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 13 14 15

autor Brázdil et al. 2002 Brázdil et al. 2013 Buntgen et al. 2005 Buntgen et al. 2006 Buntgen et al. 2010a Buntgen et al. 2010b Buntgen et al. 2011 Buntgen et al. 2013 Corona et al. 2010 Dobrovolný et al. 2009 Heiri et al. 2003 Kern et al. 2009 Kern et al. 2012 Kiss et al. 2011 Koslowski, Glaser 1999

16 Lanci et al. 2001

oblast odběru vzorků ČR, jižní Morava ČR Rakouské, Švýcarské Alpy Švýcarské Alpy centrální Německo, Kassel a okolí Slovensko, J od Popradu ČR, jižní Morava slovenské Tatry, Slovenský ráj Alpy ČR Švýcarsko, jezero Hinterburgsee Maďarsko, Balaton Highlands Maďarsko, Nyírség Maďarsko, Kőszeg německé pobřeží Baltu

typ letokruhy dřevin dokumentární letokruhy dřevin letokruhy dřevin letokruhy dřevin letokruhy dřevin letokruhy dřevin letokruhy dřevin letokruhy dřevin dokumentární biologická letokruhy dřevin letokruhy dřevin dokumentární dokumentární

Švýcarsko, jezera Sägistalsee, Hinterburgsee chemismus, biologická

použité proxy přesně TRW dokumentární TRW MXD TRW TRW TRW TRW TRW, MXD dokumentární pakomáři TRW TRW, izotopy uhlíku dokumentární - fenologická dokumentární pyl, pakomáři, makrofosílie, izotopy, magnetismus pakomáři izotopy

rekonstruované období rekonstruovaná veličina od do délka celkem 1376 1996 620 S III.-VI. 1090 2012 922 S sucha 951 2000 1049 T VI.-VIII. 775 2004 1229 T VI.-IX. 996 2005 1009 S VI.-IX. 1744 2006 262 S sucha VI.-VIII. 1500 2010 510 S sucha V.-VI. 1040 2011 971 T V.-VI. 1000 2000 1000 T VI.-VIII. 1718 1850 132 T sezóny, roční -8500 2000 10500 T VII. 1746 2003 257 S V.-VI. 1780 2000 220 S III.-VII. 1618 1873 255 T V.-VII. 1501 1995 494 T zima

rozlišení rok měsíc rok rok rok rok rok rok rok čtvrtletní 100-300 let rok rok rok rok

-8500

2000

10500

T

neuvedeno

~15 let

1000 1004

2000 1980

1000 976

T T

VII. roční

1-3 roky rok

-9000

2005

11005

T, S T (I., VII.), S (roční)

17 Larocque-Tobler et al. 2010 Švýcarsko, jezero Silvaplana 18 Lipp et al. 1991 Německo, Black forest Německo, jezera Holzmaar, Meerfelder 19 Litt et al. 2009 Maar

biologická letokruhy dřevin chemismus, biologická

varvy, pyl

20 Magny et al. 2011

Švýcarsko, jezero Lac de Joux

biologická

pyl, makrofosílie

1000

2000

1000

T, S

T (roční, VII.), S (roční, l etní, zi mní)

~17 let

21 22 23 24 25 26

Rakousko, jeskyně Spannagel cave Švýcarská plošina Francie, jezero Anterne Německo, Dürres Maar ČR Rakousko, horní Inn Polsko, Horní Slezsko, rezervace Komorzno, Jelení Dwór, Blok, Krzywiczyny, Jaśkowice Polsko, Raclawka, Rzerzusnia, Trzebienice, Sieradowice Polsko, Zabienec bog

chemismus dokumentární biologická chemismus dokumentární letokruhy dřevin

izotopy speleotému dokumentární - fenologická pakomáři izotopy z rašeliníku dokumentární - fenologická TRW

0 1480 200 0 1501 1724

2000 2006 2009 2000 2008 1997

2000 526 1809 2000 507 273

T T T T T S

roční IV.-VIII. VII. vegetační období III.-VI. IV.-VI.

1 rok rok ~37 let ~8 let rok rok

letokruhy dřevin

TRW

1770

2010

240

T

XII.-III.

rok

chemismus

izotopy z pěnovců

-9500

0

9500

T

roční

~500 let

biologická

pakomáři

-8500

2000

10500

T

VII.

~150 let

Mangini et al. 2005 Meier et al. 2007 Millet et al. 2009 Moschen et al. 2011 Možný et al. 2012 Oberhuber, Kofler 2002

27 Opała, Mendecki 2014 28 Pazdur et al. 1988 29 Płóciennik et al. 2011

38

~10-30 let

Pokračování tabulky 5 p.č.

autor

oblast odběru vzorků

31 Šroubek et al. 2007

Polsko (dokumentární), dolní tok Visly (letokruhy dřevin) ČR, Moravský kras, jeskyně Spirálka

32 Trachsel et al. 2012

Rakouské, Švýcarské Alpy

30 Przybylak et al. 2005

33 Treml et al. 2014

Česká sudetská pohoří Německo, Bavorsko, jezera Starnberg, 34 von Grafenstein et al. 1992 Ammersee 35 von Gunten et al. 2008 Švýcarsko, jezero Lej da la Tscheppa 36 Wilson et al. 2005b Německo, Bavorský les

typ

použité proxy přesně

rekonstruované období rekonstruovaná veličina od do délka celkem

rozlišení

letokruhy dřevin, dokumentární

TRW, dokumentární

1530

1995

465

T

I.-IV.

rok

chemismus letokruhy dřevin, chemismus, biologická letokruhy dřevin

chemismus sedimentů TRW, MXD, pakomáři, biogenní silicity TRW

1600

1825

225

T

zima

~5 let

1053

1996

943

T

VI.-VIII.

roční

1700

2000

300

T

VI.-VII.

rok

chemismus

izotop kyslíku

-13000

1990

14990

T

roční

STA 27 let, AMM 90 let

1600 1456

2000 2001

400 545

T S

jarní, letní III.-VIII.

~5 let rok

1750 1500

1850 2000

100 500

-10000

2000

12000

37 Briffa et al. 1988 38 Casty et al. 2005

Evropa Alpy

biologická rozsivky, pakomáři, pyl letokruhy dřevin TRW velkoplošné rekonstrukce letokruhy dřevin MXD dokumentární dokumentární

39 Davis et al. 2003

Evropa

biologická

40 Dobrovolný et al. 2010 41 Glaser, Riemann 2009

Německo, Švýcarsko, ČR střední Evropa

pyl

T IV.-IX. T, S roční T

rok měsíc

roční, nejteplejší a 100 let nejchladnější měsíc

dokumentární dokumentární 1500 2000 500 T měsíc, sezóna, roční měsíc dokumentární dokumentární 1000 2000 1000 T měsíc, roční měsíc letokruhy dřevin, dokumentární, TRW, dokumentární, ledová 42 Pauling et al. 2006 Evropa 1500 2000 500 S sezóny sezóna biologická, chemismus jádra, korály, speleotém 43 Pfister 1992 střední Evropa dokumentární dokumentární 1525 1979 454 T, S měsíc, sezóna měsíc 44 Wilson et al. 2005a Alpy, Švýcarsko, Německo letokruhy dřevin TRW 1450 2000 550 T IV.-VIII. rok vysvětlivky: TRW = tree ring width (šířka letokruhů), MXD = maximum density (maximální hustota), T = teplota, S = srážky; římské číslice označují měsíce; není-li uvedeno jinak, je rekonstruovaná veličina uváděna jako průměrná teplota/celkový úhrn srážek za dané období

5.2. SROVNÁNÍ REKONSTRUKCÍ TEPLOT A SRÁŽEK NA ÚZEMÍ ČESKÉ REPUBLIKY Ke srovnání teplotních rekonstrukcí na našem území byly použity čtyři články vycházející z dokumentárních proxy (Dobrovolný et al. 2009 a Možný et al. 2012), chemismu sedimentů (Šroubek et al. 2007) a letokruhů dřevin (Treml et al. 2014). Všechny tyto studie však nesahají dál než do minulého tisíciletí, žádné delší rekonstrukce nesplňovaly požadovaná kritéria (především kvantitativní vyjádření a zdrojová oblast dat na našem území). Období pokryté všemi rekonstrukcemi je poměrně krátké, vyskytuje se v rozmezí let 1718 a 1825. Nejdelší rekonstrukce sahá do r. 1500 a pokrývá celé období až do r. 2008. Zdánlivá rozdílná variabilita rekonstrukcí je mimo jiné způsobená různým zhlazením původních dat s vyšším rozlišením (v případě dokumentárních a letokruhových dat shodné, na jeden rok) – Dobrovolný et al. (2009) však na data použil 10-ti letý Gaussův filtr, Treml et al. (2014) 20-ti letý a Možný et al. (2012) 30-ti letý. Obrázek 13 v této práci byl vytvořen jen na základě vizuálního odečtu teplotních křivek bez přístupu k původním datům, nebylo tedy možné znázornit data se srovnatelným stupněm zhlazení. Z toho vyplývá, že členitější křivka nemusí znamenat vyšší variabilitu klimatu a naopak. Patrná je i rozdílná amplituda jednotlivých křivek, způsobená zřejmě rozdílnou citlivostí proxy a aplikovanými metodami. Proto rekonstrukce Treml et al. (2014) vykazuje nejvyšší teplotní rozpětí (téměř 5°C), zatímco ostatní rekonstrukce se vyznačují menšími odchylkami. Rozdíl je také v rekonstruované sezóně. Rekonstrukce Možný et al. (2012) popisuje vývoj průměrné teploty za období březen – červen, Treml et al. (2014) rekonstruuje letní teploty (červen, červenec), Dobrovolný at al. (2009) červen – srpen a Šroubek et al. (2007) zimní teploty. Všechny tyto studie si jako referenční období pro teplotní průměr stanovily roky 1961–1990. V první polovině 16. století došlo po mírném krátkém ochlazení k nárůstu průměrné teploty cca o 1°C, s nástupem druhé poloviny tohoto století se však začalo opět ochlazovat. Toto ochlazení kulminovalo ve druhé polovině 17. a první polovině 18. století. Rekonstrukce Šroubek et al. 2007 vykazuje na rozdíl od Možného et al. (2012) pozdější a méně výrazný pokles teplot. Vůbec největší ochlazení (téměř o 3°C) najdeme přibližně kolem roku 1745 v rekonstrukci Treml et al. 2014. Ve druhé polovině 18. století se již teploty začínají blížit normálu, který na přelomu 18. a 19. století všechny křivky na krátkou dobu překročí. V první polovině 19. st. se opět ochladí a od r. 1850 se klima až do současnosti otepluje.

40

Obr. 13: Srovnání rekonstrukcí teplot na území České republiky. Dobrovolný et al. 2009 – VI.-VIII., Možný et al. 2012 – III.-VI., Treml et al. 2014 – VI.-VII., Šroubek – zimní období.

Obr. 14: Srovnání rekonstrukcí srážek na území České republiky.

V některých obdobích vykazují křivky poměrně vysokou rozkolísanost. Takovým obdobím je např. 1640–1700, kdy se průběh křivek rekonstrukcí Možný et al. 2012 a Šroubek et al. 2007 výrazně liší. Následně od r. 1700 přibývají i rekonstrukce Dobrovolný et al. 2009 a Treml et al. 2014. K jejich sjednocení dochází kolem r. 1750. Naopak od r. 1950 je průběh křivek víceméně shodný. Rekonstrukce zachycují Malou dobu ledovou, která v širším smyslu trvala od poloviny 15. do poloviny 19. století (IPCC 2013). V tomto období, které předcházelo antropogenním vlivům, byla klimatická variabilita způsobena, kromě přirozené vnitřní rozkolísanosti, převážně změnami intenzity slunečního záření a sopečnou činností (Crowley 2000). Nízké teploty v 17. století se připisují tzv. Maunderovu minimu sluneční aktivity, kdy v letech 1645–1715 bylo pozorováno mimořádně málo slunečních skvrn (Eddy 1976). Globální průměrné teploty se sice příliš nesnížily (cca o 0,3°C), avšak snížená sluneční aktivita mohla podle Shindell et al. (2001) ovlivnit Severoatlantskou oscilaci a regionálně se i ve střední Evropě mohly zimy ochladit o 1–2°C. Výrazné ochlazení v tomto období je, na rozdíl od Šroubek et al. (2007), patrné z rekonstrukce Možný et al. (2012). Daltonovo sluneční minimum v letech 1790–1830 přineslo podobné, ale méně výrazné ochlazení (Wagner, Zorita 2005), patrné např. v rekonstrukci Treml et al. (2014). Toto období je však charakteristické také velkými sopečnými erupcemi (Laki v roce 1783 a především Tambora r. 1815), následkem čehož se snížil průchod slunečního záření na severní polokouli. Tato ochlazení mají ale většinou jen krátkodobý charakter (v řádu maximálně několika let; IPCC 2013). Od poloviny 19. století se na změnách klimatu s vysokou pravděpodobností podílí lidská aktivita, jež vypouštěním skleníkových plynů způsobuje globální oteplování přesahující rámec přirozených vlivů (IPCC 2013). Přestože rychlé oteplení v první polovině 20. st. může být přičteno také zvýšené intenzitě slunečního záření a menší sopečné aktivitě, antropogenní vliv je dobře rozpoznatelný a průběžně, avšak výrazně se v průběhu 20. st. zvyšuje (IPCC 2013). Kvantitativní rekonstrukce srážek pro Českou republiku pokrývají období od konce 14. až do 20. století (viz obrázek 14). Pouze studie Brázdil et al. (2002) založená na šířce letokruhů ovšem rekonstruuje přímo úhrny srážek; práce Büntgen et al. (2011), využívající letokruhů dřevin, a Brázdil et al. (2013) s pomocí historických záznamů rekonstruují četnost výskytu suchých období a tedy srážky jen nepřímo. Avšak protože jsou v této práci porovnávány jen standardizované desetileté průměry těchto hodnot a při použití jednoduché úvahy – čím častější výskyt sucha, tím nižší srážky – je možné tyto rozdílné parametry dostatečně porovnat.

42

Všechny studie vykazují značnou variabilitu v rámci dekád a na první pohled není patrný žádný dlouhodobější trend (na rozdíl od vývoje teplot). Avšak ve srovnání s rekonstrukcemi teplot se studie ve větší části překrývajícího se období dobře shodují. Křivky se mírně rozbíhají jen v letech 1570–1590, v první polovině 18. st. a na konci století 19., jak je patrno také z obrázku 15, kde jsou vyneseny vzájamné klouzavé Pearsonovy korelační koeficienty (vypočtené pro 50letá období). Naopak korelace často přesahují hodnotu 0,5 a v jistých úsecích rekonstrukcí Brázdil et al. (2002) a Büntgen et al. (2011), využívajících letokruhy stromů, dokonce hodnotu 0,95. Celkově spolu (ve společném období 1500–1790) nejlépe korelují studie Brázdil et al. 2002 – Büntgen et al. 2011 (r = 0,66), o něco méně již Brázdil et al. 2002 – Brázdil et al. 2013 (r = 0,37) a nejméně Brázdil et al. 2013 - Büntgen et al. 2011 (r = 0,25). Obr. 15: Pearsonovy korelační koeficienty vyjadřující míru korelace dvojic porovnávaných rekonstrukcí.

Mezi nadprůměrně vlhké dekády se řadí 20. a 60. léta 16. st., 40. a 70. léta 17. st., větší část 18. st. a zřejmě také druhá polovina 20. st. Podprůměrné úhrny srážek se vyskytly ve 30. letech 16. st., zřejmě po roce 1600 a na přelomu 17. a 18. st. V ostatních dekádách se křivky buď rozcházejí, nebo trend nelze ověřit vůči ostatním rekonstrukcím (např. výrazné výkyvy po roce 1950 v rekonstrukci Brázdil et al. (2002), kde je mj. dosaženo nejsušší a nejvlhčí dekády vůbec).

43

6. ZÁVĚR Holocén, současná geologická epocha, poskytuje dostatečné množství dat vhodných pro klimatické rekonstrukce – tzv. proxy. V této práci jsem se soustředila na nejdůležitější typy proxy dat, jejich vlastnosti a distribuci na území střední Evropy. Ta je paleoklimatickými daty poměrně hustě posetá, především pak v alpské oblasti, naopak nedostatkem proxy dat se vyznačuje Maďarsko, Slovensko a překvapivě i velká část Rakouska. Mezi dokumentárními daty nalezneme i tisíce let staré psané záznamy, týkající se většinou extrémních událostí, ale až systematická pozorování od roku cca 1500 n. l. (od 18. – 19. století zároveň existují instrumentální měření, díky kterým je možné proxy data kalibrovat), poskytují data s velmi vysokým (v některých případech až denním) rozlišením. Přírodním archivem schopným zachytit variabilitu klimatu v řádu jednotlivých let či sezón jsou letokruhy stromů (z dostatečně dlouhé chronologie je za použití vhodného způsobu standardizace možné extrahovat i nízkofrekvenční signál). Tradiční metodou extrakce klimatického signálu je měření šířek letokruhů, technologický vývoj však dnes umožňuje rekonstrukce klimatu na základě hustoty dřeva či stabilních izotopů obsažených ve dřevě. Velice rozmanitou skupinou jsou biologická proxy, zachycující střednědobý až nízkofrekvenční klimatický signál, patří sem např. fosílie bezobratlých, makrofosílie, pyl. Tato proxy často nevyžadují kalibraci, využívají princip moderních analogů či indikačních druhů. Nejnižší rozlišení v řádech až miliónů let poskytují geochemická proxy, ačkoliv za příznivých okolností, např. u laminovaných sedimentů či speleotémů, může rozlišení dosáhnout i několika let. Pro střední Evropu se mi podařilo nalézt 44 kvantitativních rekonstrukcí klimatu. Na zájmové období svrchního holocénu se však výhradně nesoustředila žádná z těchto rekonstrukcí, většina studií se zabývala posledním tisícem, případně dvěma tisíci let. Rekonstrukce pokrývající celý holocén zachycují výraznou variabilitu klimatu na počátku této epochy, avšak na zachycení jemných kolísání klimatu ve svrchním holocénu mají již velmi hrubé rozlišení. Rovněž rekonstrukce teplot a srážek porovnávané pro území České republiky nesahaly hlouběji než do 14. století a zatímco se teplotní rekonstrukce více rozcházejí, rekonstrukce srážek jsou souběžnější, na rozdíl od teplot však nevykazují žádný dlouhodobější trend.

44

7. SEZNAM LITERATURY BASSINOT, F. C. (2007): Oxygen isotope stratigraphy of the Oceans. In Elias, S. (ed.): Encyclopedia of Quaternary Science. Elsevier, Amsterdam, s. 1740–1748. BERNASCONI, S. M., MCKENZIE, J. A. (2007): Carbonate stable isotopes: Lake sediments. In Elias, S. (ed.): Encyclopedia of Quaternary Science. Elsevier, Amsterdam, s. 351–359. BIRKS, H. H. (2007): Plant macrofossil introduction. In Elias, S. (ed.): Encyclopedia of Quaternary Science. Elsevier, Amsterdam, s. 2266—2288. BIRKS, H. J. B., HEIRI, O., SEPPÄ, H., BJUNE, A. E. (2010): Strengths and weaknesses of quantitative climate reconstructions based on late-Quaternary biological proxies. Open Ecology Journal. 3, s. 68–110.. BIRKS, J., BATTARBEE, R., MACKAY, A., OLDFIELD, F. (2014): Global change in the Holocene. Routledge, 480 s. BOCHERENS, H., DRUCKER, D., G. (2007): Carbonate stable isotopes –Terrestrial teeths and bones. In Elias, S. (ed.): Encyclopedia of Quaternary Science. Elsevier, Amsterdam, s. 309–317. BRADLEY, R. S. (1999): Paleoclimatology. Academy Press, 614 s. BRÁZDIL, R., DOBROVOLNÝ, P., TRNKA, M., KOTYZA, O., ŘEZNÍČKOVÁ, L., VALÁŠEK, H., ZAHRADNÍČEK, P., ŠTĚPÁNEK, P. (2013): Droughts in the Czech lands, 1090–2012 AD. Climate of the Past. 9, s. 1985–2002. BRÁZDIL, R., PFISTER, CH., WANNER, H., VON STORCH, H., LUTERBACHER, J. (2004): Historical climatology in Europe - the state of the art. Climatic change. 70, s. 363–430. BRÁZDIL, R., ŠTĚPÁNKOVÁ, P., KYNCL, T., KYNCL, J. (2002): Fir tree-ring reconstruction of MarchJuly precipitation in southern Moravia (Czech Republic), 1376-1996. BREWER, S., GUIOT, J., BARBONI, D. (2007): Use of pollen as climate proxies. In Elias, S. (ed.): Encyclopedia of Quaternary Science. Elsevier, Amsterdam, s. 2497–2508. BRIFFA, K. R., JONES, P. D., SCHWEINGRUBER, F. H. (1988): Summer temperature patterns over Europe: a reconstruction from 1750 AD based on maximum latewood density indices of conifers. Quaternary Research. 30, s. 36–52.

45

BÜNTGEN, U., BRÁZDIL, R., DOBROVOLNÝ, P., TRNKA, M., KYNCL, T. (2011): Five centuries of Southern Moravian drought variations revealed from living and historic tree rings. Theoretical and applied climatology. 105, s. 167–180. BÜNTGEN, U., BRÁZDIL, R., FRANK, D., ESPER, J. (2010b). Three centuries of Slovakian drought dynamics. Climate dynamics. 35, s. 315–329. BÜNTGEN, U., ESPER, J., FRANK, D. C., NICOLUSSI, K., SCHMIDHALTER, M. (2005): A 1052-year tree-ring proxy for Alpine summer temperatures. Climate Dynamics. 25, s. 141–153. BÜNTGEN, U., FRANK, D. C., NIEVERGELT, D., ESPER, J. (2006): Summer temperature variations in the European Alps, AD 755-2004. Journal of Climate. 19, s. 5606–5623. BÜNTGEN, U., KYNCL, T., GINZLER, C., JACKS, D. S., ESPER, J., TEGEL, W., HEUSSNER, K., KYNCL, J. (2013):

Filling

the

Eastern

European

gap

in

millennium-long

temperature

reconstructions. Proceedings of the National Academy of Sciences. 110, s. 1773–1778. BÜNTGEN, U., TEGEL, W., HEUSSNER, K. U., HOFMANN, J., KONTIC, R., KYNCL, T., COOK, E. R. (2012): Effects of sample size in dendroclimatology. Climate Research. 53, s. 263–269. BÜNTGEN, U., TROUET, V., FRANK, D., LEUSCHNER, H. H., FRIEDRICHS, D., LUTERBACHER, J., ESPER, J. (2010): Tree-ring indicators of German summer drought over the last millennium. Quaternary Science Reviews. 29, s. 1005–1016. CASTY, C., WANNER, H., LUTERBACHER, J., ESPER, J., BÖHM, R. (2005): Temperature and precipitation variability in the European Alps since 1500. International Journal of Climatology. 25, s. 1855–1880. CORONA, C., GUIOT, J., EDOUARD, J. L., CHALIÉ, F., BÜNTGEN, U., NOLA, P., URBINATI, C. (2010): Millennium-long summer temperature variations in the European Alps as reconstructed from tree rings. Climate of the Past. 6, s. 379–400. CROWLEY, T. J. (2000): Causes of climate change over the past 1000 years. Science. 298, s. 270– 277. DAVIS, B. A. S., BREWER, S., STEVENSON, A. C., GUIOT, J. (2003): The temperature of Europe during the Holocene reconstructed from pollen data. Quaternary Science Reviews. 22, s. 1701– 1716.

46

DELAYGUE, G. (2009): Oxygen isotopes. In Gornitz, V. (ed.): Encyclopedia of Paleoclimatology and Ancient Environments. Springer, s. 666–673. DOBROVOLNÝ, P., BRÁZDIL, R., VALÁŠEK, H., KOTYZA, O., MACKOVA, J., HALÍČKOVÁ, M. (2009): A standard paleoclimatological approach to temperature reconstruction in historical climatology: an example from the Czech Republic, AD 1718–2007. International Journal of Climatology. 29, s. 1478–1492. DOBROVOLNÝ, P., MOBERG, A., BRÁZDIL, R., PFISTER, C., GLASER, R., WILSON, R., VAN ENGELEN, A., LIMANÓWKA, D., KISS, A., HALÍČKOVÁ, M., MACKOVÁ, J., RIEMANN, D., LUTERBACHER, J., BÖHM, R. (2010): Monthly, seasonal and annual temperature reconstructions for Central Europe derived from documentary evidence and instrumental records since AD 1500. Climatic Change. 101, s. 69–107. DOWSETT, H. J. (2009): Foraminifera. In Gornitz, V. (ed.): Encyclopedia of Paleoclimatology and Ancient Environments. Springer, s. 338–339. EDDY, J. (1976): The Maunder minimum. Science. 199, s. 1189–1202. ELIAS, S. A. (2006): Quaternary beetle research: the state of the art. Quaternary Science Reviews. 25, s. 1731–1737. EPICA community members (2004): Eight glacial cycles from an Antarctic ice core. Nature. 429, s. 623–628. FRITTS, H. C. (2012). Tree rings and climate. Elsevier, 582 s. GILLOOLY, J. F., DODSON, S. F. (2000): Latitudinal patterns in the size distribution and seasonal dynamics of new world, freshwater cladocerans. Limnology and oceanography. 45, s. 22–30. GLASER, R., RIEMANN, D. (2009): A thousand-year record of temperature variations for Germany and Central Europe based on documentary data. Journal of Quaternary Science. 24, s. 437–449. GORNITZ, V. (2009): Paleoclimate proxies, an Introduction. In Gornitz, V. (ed.): Encyclopedia of Paleoclimatology and Ancient Environments. Springer, s. 716–721. GRUDD, H. (2008): Torneträsk tree-ring width and density AD 500–2004: a test of climatic sensitivity and a new 1500-year reconstruction of north Fennoscandian summers. Climate Dynamics. 31, s. 843–857.

47

HEIRI, O., LOTTER, A. F., HAUSMANN, S., KIENAST, F. (2003): A chironomid-based Holocene summer air temperature reconstruction from the Swiss Alps. The Holocene. 13, s. 477–484. HIGGINSON, M. J. (2009): Geochemical proxies (non-isotopic). In Gornitz, V. (ed.): Encyclopedia of Paleoclimatology and Ancient Environments. Springer, s. 341–354. INGRAM, M.J., UNDERHILL, D. J., FARMER, G. (1985): The use of documentary sources for the study of past climate. In Wigley, T. M. L., Ingram, M. J., Farmer, G. (1985): Climate and History: Studies in Past Climates and their Impact on Man. Cambridge University Press, 544 s. IPCC (2013): Climate Change 2013: The Physical Science Basis. Contribution of Working Group I to the Fifth Assessment Report of the Intergovernmental Panel on Climate Change. Cambridge University Press, Cambridge a New York, New York. 1535 s. JACKSON, S. T., OVERPECK, J. T. (2000): Responses of plant populations and communities to environmental changes of the late Quaternary. Paleobiology. 26, s. 194–220. KERN, Z., GRYNAEUS, A., MORGÓS, A. (2009): Reconstructed precipitation for southern Bakony Mountains (Transdanubia, Hungary) back to 1746 AD based on ring widths of oak trees. Időjárás. 113, s. 299–314. KERN, Z., PATKÓ, M., KÁZMÉR, M., FEKETE, J., KELE, S., PÁLYI, Z. (2013): Multiple tree-ring proxies (earlywood width, latewood width and δ 13 C) from pedunculate oak (Quercus robur L.), Hungary. Quaternary International. 293, s. 257–267. KISS, A., WILSON, R., BARISKA, I. (2011): An experimental 392-year documentary-based multiproxy (vine and grain) reconstruction of May-July temperatures for Kőszeg, WestHungary. International journal of biometeorology. 55, s. 595–611. KNELLER, M. (2009): Pollen analysis. In Gornitz, V. (ed.): Encyclopedia of Paleoclimatology and Ancient Environments. Springer, s. 815–823. KOSLOWSKI, G., GLASER, R. (1999): Variations in reconstructed ice winter severity in the western Baltic from 1501 to 1995, and their implications for the North Atlantic Oscillation. Climatic Change. 41, s. 175–191. KRÁL, V. (1999): Fyzická geografie Evropy. Academia, Praha. 348 s.

48

LANCI, L., HIRT, A. M., LOTTER, A. F., STURM, M. (2001): A record of Holocene climate in the mineral magnetic record of Alpine lakes: Sägistalsee and Hinterburgsee. Earth and Planetary Science Letters. 188, s. 29–44. LAROCQUE-TOBLER, I., GROSJEAN, M., HEIRI, O., TRACHSEL, M., KAMENIK, C. (2010): Thousand years of climate change reconstructed from chironomid subfossils preserved in varved lake Silvaplana, Engadine, Switzerland. Quaternary Science Review. 29, s. 1940–1949. LEAVITT, S. W. (2009): Carbon isotopes, Stable. In Gornitz, V. (ed.): Encyclopedia of Paleoclimatology and Ancient Environments. Springer, s. 133–136. LIPP, J., TRIMBORN, P., FRITZ, P., MOSER, H., BECKER, B., FRENZEL, B. (1991): Stable isotopes in tree ring celulose and climatic change. Tellus. 43, s. 322–330. LITT, T., SCHOELZEL, C., KUEHL, N., BRAUER, A. (2009): Vegetation and climate history in the Westeifel Volcanic Field (Germany) during the past 11 000 years based on annually laminated lacustrine maar sediments. Boreas. 38, s. 679–690. LOADER, N. J., MCCARROLL, D., GAGEN, M., ROBERTSON, I., JALKANEN, R. (2007): Extracting climatic information from stable isotopes in tree rings. Terrestrial Ecology. 1, s. 25–48. MAGNY, M., PEYRON, O., GAUTHIER, E., VANNIÈRE, B., MILLET, L., VERMOT-DESROCHES, B. (2011): Quantitative estimates of temperature and precipitation changes over the last millennium from pollen and lake-level data at Lake Joux, Swiss Jura Mountains. Quaternary Research. 75, s. 45–54. MANGINI, A., SPÖTL, C., VERDES, P. (2005): Reconstruction of temperature in the Central Alps during the past 2000 yr from a δ 18 O stalagmite record. Earth and Planetary Science Letters. 235, s. 741–751. MAYEWSKI, P. A., ROHLING, E. E., STAGER, J. C., KARLÉN, W., MAASCH, K. A., MEEKER, L. D., MEYERSON, E. A., GASSE, F. ,VAN KREVELD, S., HOLMGREN, K., LEE-THORP, J., ROSQVIST, G., RACK, F., STAUBWASSER, M., SCHNEIDER, R. R., STEIG, E. J. (2004): Holocene climate variability. Quaternary research. 62, s. 243–255. MCCARROLL, D., LOADER, N. J. (2003): Stable isotopes in tree rings. Quaternary Science Reviews. 23, s. 771–801. MCCARROLL, D., LOADER, N. J. (2007): Terrestrial organic materials. In Elias, S. (ed.): Encyclopedia of Quaternary Science. Elsevier, Amsterdam, s. 331–338. 49

MEIER, N., PFISTER, C., WANNER, H., LUTERBACHER, J. (2007): Grape harvest dates as a proxy for Swiss April to August temperature reconstructions back to AD 1480. Geophysical Research Letters. 34, L20705, 6 s. MILLER, G. H., BRIGHAM-GRETTE, J., ALLEY, R. B., ANDERSON, L., BAUCH, H. A., DOUGLAS, M. S. V., FINNEY, B. P., FITZPATRICK, J. J., FUNDER, S. V., HERBERT, T. D., HINZMAN, L. D., KAUFMAN, D. S., MACDONALD, G. M., POLYAK, L., ROBOCK, A., SERREZE, M. C., SMOL, J. P., SPIELHAGEN, R., WHITE, J. W. C., WOLFE, A. P., WOLFF, E. W. (2010): Temperature and precipitation history of the Arctic. Quaternary Science Reviews. 29, s. 1679–1715. MILLET, L., ARNAUD, F., HEIRI, O., MAGNY, M., VERNEAUX, V., DESMET, M. (2009): Late-Holocene summer temperature reconstruction from chironomid assemblages of Lake Anterne, northern French Alps. The Holocene. 19, s. 317–328. MOCK, C., J. (2007): Paleoclimate: Introduction. In Elias, S. (ed.): Encyclopedia of Quaternary Science. Elsevier, Amsterdam, s. 1867–1873. MOSCHEN, R., KÜHL, N., PETERS, S., VOS, H., LÜCKE, A. (2011): Temperature variability at Dürres Maar, Germany during the Migration Period and at High Medieval Times, inferred from stable carbon isotopes of Sphagnum cellulose. Climate of the Past. 7, s. 1011–1026. MOŽNÝ, M., BRÁZDIL, R., DOBROVOLNÝ, P., TRNKA, M. (2012): Cereal harvest dates in the Czech Republic between 1501 and 2008 as a proxy for March–June temperature reconstruction. Climatic change. 110, s. 801–821. MÜLLER, U. C., PROSS, J., BIBUS, E. (2003): Vegetation response to rapid climate change in Central Europe during the past 140,000 yr based on evidence from the Füramoos pollen record. Quaternary Research. 59, s. 235–245. OBERHUBER, W., KOFLER, W. (2002): Dendroclimatological spring rainfall reconstruction for an inner Alpine dry valley. Theoretical and Applied Climatology. 71, s. 97–106. OPAŁA, M., MENDECKI, M. J. (2014): An attempt to dendroclimatic reconstruction of winter temperature based on multispecies tree-ring widths and extreme years chronologies (example of Upper Silesia, Southern Poland). Theoretical and Applied Climatology. 115, s. 73–89. PAULING, A., LUTERBACHER, J., CASTY, C., WANNER, H. (2006): Five hundred years of gridded high-resolution precipitation reconstructions over Europe and the connection to large-scale circulation. Climate Dynamics. 26, s. 387–405. 50

PAZDUR, A., PAZDUR, M. F., STARKEL, L., SZULC, J. (1988): Stable isotopes of Holocene calcareous tufa in southern Poland as paleoclimatic indicators. Quaternary Research. 30, s. 177–189. PEEL, M. C., FINLAYSON, B. L., MCMAHON, T. A. (2007): Updated world map of the Köppen-Geiger climate classification. Hydrology and earth system sciences discussions. 4, s. 439–473. PFISTER, C. (1992): Monthly temperature and precipitation in central Europe 1525–1979: quantifying documentary evidence on weather and its effects. Climate since AD 1500, s. 118–142. PŁÓCIENNIK, M., SELF, A., BIRKS, H. J. B., BROOKS, S. J. (2011): Chironomidae (Insecta: Diptera) succession in Żabieniec bog and its palaeo-lake (central Poland) through the Late Weichselian and Holocene. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology. 307, s. 150–167. POKORNÝ, P. (2011): Neklidné časy: Kapitoly ze společných dějin přírody a lidí. Dokořán, Praha. 369 s. POKORNÝ, P. (2013): Skrytý půvab klasifikace: Porozumíme více naši geologické současnosti? Vesmír. 92, s. 504–507. PRENTICE, C. (1985): Pollen Representation, Source Area, and Basin Size: Toward a Unified Theory of Pollen Analysis. Quaternary research. 23, s. 76–86. PRENTICE, C., WEBB, T. (1986): Pollen percentages, tree abundances and the Fagerlind effect. Journal of the quaternary science. 1, s. 35–43. PRZYBYLAK, R., MAJOROWICZ, J., WÓJCIK, G., ZIELSKI, A., CHORAŻYCZEWSKI, W., MARCINIAK, K., NOWOSAD, W., OLIŃSKI, P., SYTA, K. (2005): Temperature changes in Poland from the 16th to the 20th centuries. International journal of climatology. 25, s. 773–791. RAUTIO, M. (2007): Cladocera. In Elias, S. (ed.): Encyclopedia of Quaternary Science. Elsevier, Amsterdam, s. 2029–2038. SEPPÄ, H., BENNETT, K. D. (2003): Quaternary pollen analysis: recent progress in palaeoecology and palaeoclimatology. Progress in Physical Geography. 27, s. 548–579. SCHWARCZ, H. (2007a): Carbonate stable isotopes - Speleothems. In Elias, S. (ed.): Encyclopedia of Quaternary Science. Elsevier, Amsterdam, s. 290–300. SCHWARCZ, H. (2007b): Carbonate stable isotopes - Overview. In Elias, S. (ed.): Encyclopedia of Quaternary Science. Elsevier, Amsterdam, s. 287–290.

51

SHACKLETON, N. (1987): Oxygen isotopes, ice volume and sea level. Quaternary Science Reviews. 6, s. 183–190. SHINDELL, D. T., SCHMIDT, G. A., MANN, M. E., RIND. D., WAPLE, A. (2001): Solar forcing of regional climate change during the Maunder minimum. Science. 294, 2149–2152. SHUMAN, B. (2007): Paleoclimate reconstruction: Approaches. In Elias, S. (ed.): Encyclopedia of Quaternary Science. Elsevier, Amsterdam, s. 1942–1948. SLONOSKY, V. C., JONES, P. D., DAVIES T. D. (2001): Instrumental Pressure Observations And Atmospheric Circulation From The 17th And 18th Centuries: London And Paris. International journal of climatology. 21, s. 285–298. ŠROUBEK, P., DIEHL, J. F., & KADLEC, J. (2007): Historical climatic record from flood sediments deposited in the interior of Spirálka Cave, Czech republic. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology. 251, s. 547–562. TRACHSEL, M., KAMENIK, C., GROSJEAN, M., MCCARROLL, D., MOBERG, A., BRÁZDIL, R., BÜNTGEN, U., DOBROVOLNÝ, P., ESPER, J., FRANK, D. C., FRIEDRICH, M., GLASER, R., LAROCQUETOBLER, I., NICOLUSSI, K., RIEMANN, D. (2012): Multi-archive summer temperature reconstruction for the European Alps, AD 1053–1996. Quaternary Science Reviews. 46, s. 66–79. TREML, V., PONOCNÁ, T., KING, G. M., BÜNTGEN, U. (2014). A new tree-ring-based summer temperature reconstruction over the last three centuries for east-central Europe. International Journal of Climatology. DOI: 10.1002. VELLE, G., BROOKS, S. J., BIRKS, H. J. B., WILLASSEN, E. (2005): Chironomids as a tool for inferring Holocene climate: an assessment based on six sites in southern Scandinavia. Quaternary Science Reviews. 24, s. 1429–1462. VON GRAFENSTEIN, U., ERLENKEUSER, H., MÜLLER, J., KLEINMANN-EISENMANN, A. (1992): Oxygen isotope records of benthic ostracods in Bavarian lake sediments. Naturwissenschaften. 79, s. 145–152. VON GUNTEN, L., HEIRI, O., BIGLER, C., VAN LEEUWEN, J., CASTY, C., LOTTER, A. F., STURM, M. (2008): Seasonal temperatures for the past ∼400 years reconstructed from diatom and chironomid assemblages in a high-altitude lake (Lej da la Tscheppa, Switzerland). Journal of Paleolimnology. 39, s. 283–299.

52

WAGNER, S., ZORITA, E. (2005): The influence of volcanic, solar and CO2 forcing on the temperatures in the Dalton Minimum (1790–1830): a model study. Climate Dynamics. 25, s. 205– 218. WALKER, M. J. C., BERKELHAMMER, M., BJÖRCK, S., CWYNAR, L. C., FISHER, D. A., LONG, A. J., LOWE, J. J., NEWNHAM, R. M., RASMUSSEN, S. O., WEISS, H. (2012): Formal subdivision of the Holocene Series/Epoch: a Discussion Paper by a Working Group of INTIMATE (Integration of ice-core, marine and terrestrial records) and the Subcommission on Quaternary Stratigraphy (International Commission on Stratigraphy). Journal of Quaternary Science. 27, s. 649–659. WANG, Y., FRANCIS, D. R., O’BRIEN, D. M., WOOLLER, M. J. (2008): A protocol for preparing subfossil chironomid head capsules (Diptera: Chironomidae) for stable isotope analysis in paleoclimate

reconstruction

and

considerations of

contamination

sources. Journal

of

Paleolimnology. 40, s. 771–781. WEINELT, M. (2009): Ocean paleotemperatures. In Gornitz, V. (ed.): Encyclopedia of Paleoclimatology and Ancient Environments. Springer, s. 651–659. WILSON, R., FRANK, D., TOPHAM, J., NICOLUSSI, K., ESPER, J. (2005a): Spatial reconstruction of summer temperatures in Central Europe for the last 500 years using annually resolved proxy records: problems and opportunities. Boreas. 34, s. 490–497. WILSON, R. J., LUCKMAN, B. H., ESPER, J. (2005b): A 500 year dendroclimatic reconstruction of spring–summer precipitation from the lower Bavarian Forest region, Germany. International Journal of Climatology. 25, s. 611–630. WORBES ,M. (2004): Tree-ringanalysis. In Burley, J., Evans, J., Youngquist, J. A. (eds.): Encyclopedia of forest sciences. Elsevier, Oxford, UK, s. 586–599.

53