8. Základní klimatotvorné faktory volcanoe is2p2 img240 8.1 Solární faktor •sluneční činnost – soubor různých jevů, vyskytujících se v některých obdobích a některých oblastech na Slunci, které ovlivňují tok elektromagnetického a korpuskulárního záření Slunce img222 - různé parametry vyjadřující sluneční činnost (např. sluneční protuberance, sluneční skvrny, chromosférické erupce, fakule) images images-1 imagesCAASMWMO imagesCAO6RU1Q motyl_pozadi motyl_pozadi Wolf_cislo_pozadi •Wolfovo relativní číslo R: – R = k (10g + f) –k – konstanta závislá na použitém dalekohledu –g – počet jednotlivých skupin –f – počet skvrn na viditelné polokouli Slunce Spektrální analýza ročních hodnot Wolfova relativního čísla (1700–1986) Relativní čísla od roku 1749 •cykličnost hodnot Wolfových relativních čísel: –a) 11-letý cyklus Schwabeho –b) 22-letý cyklus Haleho –c) 80-90-letý cyklus Gleissbergův –d) 180-letý cyklus (pohyb Slunce kolem středu sluneční soustavy) • •změny solární konstanty v závislosti na sluneční aktivitě (během 11-letého cyklu asi o 0,1 %) sl_konstanta_pozadi img217 Měřená intenzita slunečního záření na horní hranici zemské atmosféry od roku 1978 – chybí dlouhodobý trend – odpovídá rekonstrukci záření pomocí slunečních skvrn a fakulí. Rekonstrukce kolísání intenzity slunečního záření na horní hranici zemské atmosféry od 17. století (mj. s použitím 14C a 10Be) – v období Maunderova minima nižší o 0,15–0,4 % (2–5 W.m-2) než dnes. Lean (2005) img223 img224 Sluneční skvrny – teplota vzduchu Délka cyklů – teplota vzduchu Friss-Christensen, Lassen (1991) Teplotní anomálie Severní polokoule byly průměrovány vždy od maxima slunečního cyklu k jeho minimu a od minima k následujícímu maximu. Délky slunečních cyklů byly určeny jako diference mezi sousedními extrémy a vyneseny ke středu aktuálního cyklu. img221 Pohyb Slunce kolem středu sluneční soustavy - Slunce vykonává smyčku a oblouk (9,93 a), což dohromady tvoří 19,86 a – podmíněno periodou pohybu Jupitera a Saturna (93 % hmotnosti planet) - uspořádaný pohyb Slunce: „trojlístek“ – maxima sluneční aktivity, převažuje kratší cyklus 10 let - neuspořádaný pohyb Slunce: minima sluneční aktivity, převažuje delší cyklus 12 let doba_ledova_pozadi • s ohledem na hodnoty R a další proxy data charakterizující sluneční činnost (např. 14C, 10Be) lze rekonstruovat dlouhodobé změny v hodnotě solární konstanty a dávat je do souvislosti s rekonstruovanými teplotními řadami 8.2 Vulkanická činnost •vulkanickou činností (zejména erupce) se dostává do ovzduší velké množství prachových a plynných příměsí •doba setrvání částic v atmosféře je závislá na jejich velikosti a výšce, do které byly vyvrženy tab_folie_erupce_pozadi img234 Erupce produkující kyselý (křemitý) ryolit (obvykle chudé sírou) 1 – konvekce (prach do 50 km), 2 – uvolňování prachu a plynů z pyroklastického proudu, 3 – druhotná exploze na styku pyroklastického proudu s vodou img233 Erupce produkující vulkanity andezitického typu nebo sub-pliniovské erupce (bohaté sírou) (kolem 20 km) erupce_pozadi File:Caldera Mt Tambora Sumbawa Indonesia.jpg Kaldera sopky Tambora v Indonésii img213 změny_radiace_vulk_pozadi • erupce v troposféře jsou klimatologicky málo účinné – sedimentace částic gravitací a vymývání srážkami • erupce ve stratosféře → rozšíření částic od místa erupce prouděním ve stratosféře – „prachový závoj“ → snížení propustnosti atmosféry → zvýšení albeda odrazem záření → redukce přiváděného krátkovlnného záření k povrchu → oteplení stratos-féry (pohlcování záření částicemi aerosolu) → ochlazení přízemní vrstvy atmosféry obr03 Příklad náhlého zeslabení propustnosti atmosféry pro přímé sluneční záření (λ = 0,3–2,8 μm) po vulkanických erupcích na observatoři Mauna Loa na Havaji (El Chichon 1982, Pinatubo 1991) •dopady velkých vulkanických erupcí na počasí a klima: –a) redukce denního cyklu (začíná hned po erupci) – redukce krátkovlnného a dlouhovlnného záření – trvání 1-4 dny –b) pokles srážek v tropech (začíná 1-3 měsíce po erupci) – redukce krátkovlnného záření, snížení výparu – trvání 3-6 měsíců –c) letní ochlazení v tropech a subtropech severní polokoule (1-3 měsíce po erupci) – redukce krátkovlnného záření – trvání 1-2 roky –d) oteplení stratosféry (1-3 měsíce po erupci) – pohlcování krátkovlnného a dlouhovlnného záření ve stratosféře – trvání 1-2 roky –e) zimní oteplení na kontinentech severní polokoule (půl roku) - pohlcování krátkovlnného a dlouhovlnného záření ve stratosféře, dynamika – 1-2 zimy –f) globální ochlazování (bezprostředně po erupci) – redukce krátkovlnného záření (1-3 roky) – g) globální ochlazování po více erupcích (bezprostředně po erupci) – redukce krátkovlnného záření (10-100 let) h) rozklad ozonu, zesílení UV-záření (1 den) – chemické reakce na částicích atmosférických aerosolů – 1-2 roky • studium klimatologických účinků vulkanických erupcí – řady indexů vulkanické činnosti: - DVI – Dust Veil Index - AI – Acidity Index - VEI – Volcanic Explosivity Index - SVI, SVI* – Smithsonian Volcanic Index - SAOD – Stratospheric Aerosol Optical Depth - IVI – Ice Core Volcano Index Teplota vzduchu Písek, J., Brázdil, R. (2006): Responses of large volcanic eruptions in the instrumental and documentary climatic data over Central Europe. International Journal of Climatology, 26, č. 4, s. 439-459. Erupce Lakagígar (Laki) na Islandu v roce 1783 – výrazné dopady v Evropě (úmrtí, suché mlhy, bouřky, optické jevy) Erupce Tambory v Indonézii v roce 1815 – jedna z největších známých erupcí – rok 1816 označen jako „rok bez léta“ T: Extremely cold summer 1816 T: Various extreme seasons in 1784–1786 P: Extremely wet JJA and dry SON 1815 P: Extremely dry SON 1783 No directly observed post-volcanic effects Dry fog, heavy thunderstorms (no rain), optical phenomena (red sun) Bad grain harvest 1815–1816, rise in prices culminating in 1817 No effects on agriculture and grain prices Lack of bread, hunger, much beggars No such indications Floods: August 1815, March 1817; often landslides in 1817 Floods: February 1784, April 1785, August 1786; no landslides Important natural and societal impacts Killed people during ringing against thunderstorms – forbidding of ringing Tambora Lakagígar Porovnání projevů a dopadů dvou erupcí v českých zemích Kombinace sezonních teplotních anomálií v Praze-Klementinu a ve střední Evropě a sezonních anomálií srážek v českých zemích v letech 1783–1786 a 1815–1818 (referenční období 1961–1990; Wi – prosinec–únor , Sp – březen–květen, Su – červen–srpen, Au – září–listopad) (Brázdil et al., Geografie, 2017) Kombinace kolísání cen čtyř hlavních obilovin (pšenice, žito, ječmen, oves) v letech 1779–1788 a 1811–1820: a) Praha, Litoměřice pro oves (zlatý/ 61,49 l) – údaje jen do roku 1817); b) Brno (groše), Morava (zlatý/hl) (Brázdil et al., Geografie, 2017) img227 Dust Veil Index (DVI - Index prachového závoje) img228 img229 Nedostatky DVI: - parametry R, T, t pozorovány ve středních zeměpisných šířkách - tři různé rovnice pro výpočet DVI mohou být zdrojem nehomogenit - použití teploty a záření jako parametrů výpočtu (samy ovlivněny erupcí) - subjektivní popis erupcí, zejména před rokem 1700 - nereálné DVI = 0 v letech 1916–1962 img230 Acidity Index (AI - Index kyselosti) - odvozen podle ledovcového jádra z Crête (Grónsko) podle elektrické vodivosti (do roku 1840) a podle hodnot pH (větší kyselost 1–3 roky po erupci, stejně jako vodivost) img231 img232 Nedostatky: - změna stanovení AI v roce 1840 – možný zdroj nehomogenity - nejasné, zda erupce zasáhla jen troposféru nebo i stratosféru - možné jiné zdroje kyselosti (antropogenní) - ovlivnění hodnot AI erupcemi v blízkosti ledovcového jádra – zavedení šířkové korekce – indexy AI1 a AI2 img225 Smithsonian Volcanic Index (SVI - Smithsoniánský vulkanický index) (VEI = 0–8) img226 SVI – nebere v úvahu dobu setrvání vulkanického materiálu v atmosféře SVI* - zavádí se korekce na dobu setrvání materiálu v atmosféře SVI a SVI* neberou v úvahu chemické vlastnosti vulkanických částic Stratospheric Aerosol Optical Depth (SAOD – Stratosférická optická mocnost aerosolů) (Sato et al., 1993) - vyjadřuje optickou vzduchovou hmotu pro λ = 0,55 μm - měsíční průměrné indexy pro Severní a Jižní polokouli - je stanoven podle: objemu vyvrženého materiálu (1850–1882), optického zeslabení (1883–1978), družicových měření (od roku 1979) - v počáteční fázi jsou údaje méně detailní v porovnání s DVI - zahrnutí aktuálních pozorování oblaků aerosolů v novější části řady způsobuje, že SAOD index je přesnější než DVI nebo VEI Ice Core Volcano Index (IVI – Vulkanický index ledovcového jádra) Robock, Free (1996) - ve verzi publikované roku 1995 použity hodnoty kyselosti nebo síranů od roku 1850 pro 8 jader na Severní polokouli a pro 6 jader na Jižní polokouli - Severní polokoule (IVI NH): jednotlivá jádra mezi sebou hůře korelovatelná – přecenění erupcí ve vyšších šířkách – IVI NH dobře korelovatelné s ostatními vulkanickými indexy a vysokofrekvenčními teplotními záznamy - Jižní polokoule (IVI SH): lepší korelace mezi jednotlivými jádry – IVI SH dobře korelovatelné s ostatními vulkanickými indexy, ale ne s vysokofrekvenčními teplotními záznamy - ve verzi publikované v roce 1996 IVI rozšířené na posledních 2000 let img220 Obsah síranů v ledovcovém jádru z Grónska dokumentuje nadhodnocení blízkých erupcí fig6_28_pozadi 8.3 Interakce oceán - atmosféra • • • • •procesy v oceánech a interakce s atmosférou podmiňují rozvrstvení oceánu: –a) směšovací povrchová vrstva (mixed surface layer) – několik desítek metrů od 60º z.š. k pólům, 400 m na 40º z.š. a 100–200 m na rovníku –b) termoklinní vrstva, kde klesá teplota a roste hustota s hloubkou – stabilně zvrstvená, působí jako bariéra mezi teplejší povrchovou a chladnější hlubší vrstvou –c) hluboká vrstva (a deep layer) – studená a hustá voda – pohyb vody zde souvisí s kolísáním hustoty v důsledku rozdílů v salinitě a teplotě •ve směšovací povrchové vrstvě je pohyb vody podmíněn působením větru – mořské proudy, povrchové víry 8.3.1 Termohalinní cirkulace img236 Vodní bilance oceánů – přenášené množství vodní páry v milionech m3.s-1 fig6_35_pozadi •termohalinní cirkulace – souvisí s povrchovými procesy (downwelling studené a slané vody v severní části Atlantského oceánu a v oblasti Weddelova moře v Antarktidě jako kompenzace k upwellingu) – přenos vody mezi severním Atlantikem a severním Pacifikem 500–1000 let, celá globální cirkulace 1500 let img239 - změna v termohalinní cirkulaci může podmínit změny klimatu v měřítku století a tisíciletí - pohlcování atmosférického CO2 v oceánech - anomálie povrchových teplot oceánů (SST – sea surface temperature) významně ovlivňují klima Evropy (např. NAO), Afriky a Jižní Ameriky Desetiletý průměr oteplení klimatu kolem roku 2050 oproti období 1951-1980 v případě celkového kolapsu termohalinní cirkulace oceánu podle UK Met. Office modelu +2 °C -12 °C THC Collapse Vellinga and Thorpe (2003) 8.3.2 ENSO •ENSO = El Niño – Southern Oscillation (Jižní Oscilace) – interval 2-7 roků: –a) oceánská složka –El Niño (Ježíšek) – každoroční rovníkový protiproud podél peruánského pobřeží k jihu v létě –studená fáze ENSO (La Niña): teplé vody v západním Pacifiku, studené ve východním (Humboldtův proud + upwelling, výrazná pasátová cirkulace) –teplá fáze ENSO (El Niño): teplá anomálie povrchových vod v Tichém oceánu šířící se od jihoamerického pobřeží na západ, která se spojí s teplou anomálií vznikající v oblasti datové hranice (zeslabení upwellingu a pasátové cirkulace) ElNino_3 ENSO2_pozadi –b) atmosférická složka –index Jižní oscilace (SOI) – rozdíl přízemního tlaku vzduchu mezi Tahiti ve Francouzské Polynésii a Darwinem v Austrálii – charakterizuje intenzitu pasátové cirkulace –Walkerova cirkulace – charakterizuje cirkulaci podél rovníku ve vertikálním řezu –studená fáze ENSO: intenzivní pasáty, cirkulační buňka s konvekcí nad Austrálií (srážky) –teplá fáze ENSO: oslabení pasátů, přesun oblasti intenzivní konvekce nad střední část Tichého oceánu (Austrálie – subsidence vzduchu, sucho) fig9_51_pozadi ENSO1_pozadi img787 img788 img793 img794 Projevy ENSO v Evropě: Dráhy cyklon: - La Niña: z oblasti cyklogeneze jihovýchodně od Grónska přes Island, Norské moře, Skandinávii k Nové Zemi - El Niño: přes Skotsko do střední Evropy, jižní část Baltiku a dále do Ruska Teplota vzduchu: El Niño: teplejší léta (0), chladnější zimy (0/1) Srážky: El Niño: sušší léta (0), vlhčí podzim (0) Index sumarizuje tlak vzduchu na hladině moře, severo-jižní a západo-východní složky větru, povrchovou teplotu oceánu (SST), teplotu vzduchu a oblačnost. img790 400 200 Kilometers offshore at 5ºS (from 83ºW to Paita) normální podmínky nástup El Niña img791 Kilometers offshore at 5ºS (from 83ºW to Paita) 400 200 „zralost“ vrchol anomálie Temperature Nitrate Chlorophyll img792 obnova normálních podmínek Temperature Nitrate Chlorophyll img789 8.4 Skleníkový jev •klima Země je závislé na rovnováze mezi pohlceným slunečním zářením a dlouhovlnným vyzařováním Země do meziplanetárního prostoru → v ročním a globálním průměru platí: – IS (1 – αZ) / 4 = σ T4 –IS – solární konstanta –αZ – planetární albedo –4 – poměr plochy povrchu Země a plochy kruhu s poloměrem rovným poloměru Země –σ – Stefan-Boltzmannova konstanta –T – absolutní teplota •pro současné hodnoty IS a αZ je T = 255 K (-18 ºC), ale průměrná teplota na Zemi je 288 K (15 ºC) img235 •rozdíl obou teplot 33 ºC je důsledkem skleníkového efektu atmosféry: atmosféra je poměrně dobře propustná pro krátkovlnné sluneční záření, ale pohlcuje část dlouhovlnného vyzařování zemského povrchu prostřednictvím tzv. skleníkových plynů (GHG) •příspěvek jednotlivých plynů ke skleníkovému efektu: vodní pára 20,6 ºC, oxid uhličitý 7,2 ºC, ozon v troposféře 2,4 ºC, oxid dusný 1,4 ºC, methan 0,8 ºC, ostatní plyny 0,6 ºC •díky antropogenní činnosti dochází k růstu koncentrací skleníkových plynů v atmosféře → zesilování skleníkového efektu atmosféry •hlavní antropogenní zdroje skleníkových plynů: •CO2 – spalování fosilních paliv, výroba cementu, odlesňování, změny v land-use •CH4 – pěstování rýže, chov skotu, spalování biomasy, těžba a přeprava uhlí a zemního plynu •N2O – dusíkatá minerální hnojiva, spalování fosilních paliv a biomasy, doprava •O3 v troposféře – oxidace uhlovodíků • table1_pozadi Oxid uhličitý CO2 (379 ppm/2005, 391 ppm/2011, RP 1,68 W.m-2): Nárůst koncentrací o 40 % od roku 1750 – tato koncentrace nebyla překročena posledních 800 tisíc let a pravděpodobně také 20 miliónů let – současná míra vzestupu nemá analogii nejméně za 22 tisíc let – ¾ antropogenních emisí CO2 v posledních 20 letech pocházejí ze spalování fosilních paliv, zbytek ze změn v land-use (odlesňování) – oceán a pevnina pohlcují asi polovinu antropogenních emisí CO2 – kolísání ročních přírůstků CO2 souvisí s variabilitou klimatu (např. ENSO) a se změnami v pohlcování a uvolňování na pevninách a oceánech. img452 Emise CO2: průměr 2002-2011 – 8,3 GtC.rok-1, 2011 – 9,5 GtC.rok-1 (o 54% více než v roce 1990) Změny 1750 až 2011: fosilní paliva a výroba cementu – 375 GtC, odlesňování a změny v land-use – 180 GtC – celkem 555 GtC - z toho šlo 240 GtC (43 %) do atmosféry, 155 GtC (28 %) do oceánu a 160 GtC (29%) v přírodních ekosystémech na souši Roste kyselost oceánu (pokles pH oceánské vody). img948 Mauna Loa Jižní pól Dílčí tlak rozpuštěného CO2 pH jako míra kyselosti (měření ze 2 míst v Atlantském a jednoho v Tichém oceánu) img214 img215 Evoluce atmosférického CO2 a CH4 za posledních 20 000 let. Osa vpravo s nelineární stupnicí udává radiační působení odpovídající změnám v koncentraci obou plynů se zřetelem na rok 1750 Joos (2005) img243 Změny koncentrací CO2 a CH4 odvozené z analýz ledovcových jader z vrtů Vostok a EPICA v Antarktidě v porovnání s dalšími paramenty (prachové částice, δD) a hodnotami δ18O odvozenými z marinních sedimentů (Wolff, 2006) fig10_pozadi Methan CH4 (1774 ppb/2005, 1803 ppb/2011, RP 0,97 W.m-2): Nárůst koncentrací od roku 1750 o 158 % a dále pokračuje – současné koncentrace nedosaženy za posledních 800 tisíc let – v 90. letech a začátkem 21. století se oproti 80. letům nárůst koncentrací zpomalil a stal se variabilnějším – něco více než polovina současných emisí CH4 je antropo-genního původu – významný nárůst koncentrací CH4 v důsledku emisí CO. Oxid dusný N2O (319 ppb/2005, 324 ppb/2011, RP 0,17 W.m-2): Oproti roku 1750 nárůst koncentrací o 20 % a dále pokračuje – současné koncentrace nepřekonány za posledních 800 tis. let – asi třetina současných emisí N2O je antropogenního původu. Ozon O3: Pokles O3 ve stratosféře má za následek negativní radiační působení – v troposféře vzrostly koncentrace O3 o 36 % od roku 1750, hlavně díky antropogenním emisím plynů produkujících ozon – pozitivní radiační působení O3 významně regionálně proměnlivé a reaguje mnohem rychleji na změny v emisích než jiné GHG. modře – NOAA/GMD červeně - AGAGE img237 img238 img242 RP halogenovaných uhlovodíků: 0,18 W.m-2 (rok 2011) 8.5 Atmosférické aerosoly •prachové částice, mořská sůl, sírany, dusičnany, černý uhlík (saze), organické částice •prachové částice a mořská sůl méně významné pro větší rozměry, černý uhlík absorbuje záření a způsobuje oteplení okolního vzduchu •antropogenní aerosoly rozptylem i pohlcováním záření snižují intenzitu slunečního záření dosahujícího povrchu (růst obsahu aerosolů a optické mocnosti oblaků – „solar dimming“) - zakalení, zamlžení •radiační působení antropogenních aerosolů (AA) v porovnání se skleníkovými plyny: –a) kratší doba setrvávání částic AA v atmosféře –b) časově a prostorově nehomogenní působení AA –c) působení AA je největší v průběhu dne a v létě –d) AA závisí nelineárně na emisích a interagují s částicemi přirozených aerosolů –e) význam síranových aerosolů (hygroskopické) • •přímé radiační působení AA: –a) zpětný rozptyl a pohlcování krátkovlnného záření –b) obvykle malá absorpce dlouhovlnného záření – -přímé radiační působení AA od před-industriálního období je odhadováno na –0,5 až –1,9 W.m-2 (2011: –0,27 W.m-2) • •nepřímé radiační působení AA: –a) vznik oblaků – role částic AA jako kondenzačních jader –b) životnost oblaků – vyšší počet částic snižuje velikost oblačných částic, tedy prodlužuje životnost oblaku a zároveň zvětšuje při stejném množství vody v oblaku celkovou plochu pro odraz záření – –- nepřímé radiační působení AA od před-industriálního období je odhadováno na –0,3 až –1,4 W.m-2 (2011: –0,55 W.m-2) – – – img219 Vliv různých typů aerosolů Antropogenní aerosoly síranů Antropogenní sírany a černý uhlík Antropogenní sírany (AS) a organický uhlík AS, černý a organický uhlík Průměr a směrodatná odchylka ze všech simulací img218 8.6 Klimatotvorné faktory a kolísání teploty Vícenásobná lineární regrese – zpoždění pro AOD a ENSO 6 měsíců, pro TSI 1 měsíc pro povrchové teploty, nulové pro stratosférické teploty Radiační působení jednotlivých klimatotvorných faktorů (Houghton et al., eds., 2001) vzhledem k roku 1750 img241 img949 NMVOC – nemetanové těkavé organické sloučeniny Fig_59_1 Řady průměrných ročních teplot vzduchu (a) a množství srážek (b) pro české země v období 1860-2008 a řady vybraných vysvětlujících proměnných: c) koncentrace CO2 a ekvivalentního CO2, d) obsah aerosolů síry (a, b shlazeno 11-letým klouzavým průměrem) – Brázdil et al., 2012 Fig_59_2 Vysvětlující proměnné: e) sluneční záření, f) vulkanické působení, g) index Jižní oscilace, h) index Severoatlantské oscilace (e, g, h shlazeno 11-letým klouzavým průměrem) – Brázdil et al., 2012 Fig_62_1 Řada ročních průměrů teploty vzduchu (a) v českých zemích (1860-2008) získaná pomocí vícenásobné lineární regrese (světlejší čára) a neuronové sítě (tmavší čára). Případy c, e, g, i, k ilustrují vliv jednotlivých prediktorů (Brázdil et al., 2012) Analýza pomocí metod vícenásobné regrese a neuronové sítě prokázala silnou statistickou vazbu řady české průměrné roční teploty vzduchu na následujících faktorech: a)koncentrace skleníkových plynů – přispívá k růstu teploty o 2,5 ºC ve studovaném období b)množství aerosolů síry – způsobuje pokles teploty vzduchu o 0,8 ºC c)sluneční aktivita – 11-letý cyklus se slabě rostoucím trendem před 60. léty 20. století, příspěvek k rostoucímu trendu 0,2 ºC d)NAOI – extrémní hodnoty indexu koincidují s mnoha dílčími maximy v teplotní řadě e)vliv SOI a vulkanické činnosti je jen slabě vyjádřený Žádný významný vliv působících faktorů se neprojevuje v české řadě ročních srážkových úhrnů (objasněny pouze 4 % celkového rozptylu), i když nejvýraznější je vliv NAOI. Fig_62_2 Řada ročních průměrů srážkových úhrnů (b) v českých zemích (1860-2008) získaná pomocí vícenásobné lineární regrese (světlejší čára) a neuronové sítě (tmavší čára). Případy d, f, h, j, l ilustrují vliv jednotlivých prediktorů (Brázdil et al., 2012) Literatura: Benestad, R. E. (2003): Solar Activity and Earth’s Climate. Springer, Berlin, Heidelberg, New York, 287 s. Mikšovský, J., Brázdil, R., Štěpánek, P., Zahradníček, P., Pišoft, P. (2014): Long-term variability of temperature and precipitation in the Czech Lands: an attribution analysis. Climatic Change, 125, 2, 253–264. PAGES News, 13, 2005, č. 3, s. 2-22; 20, 2012, č. 1, s. 8-45 (též CLIVAR Exchanges, 11, 2005, č. 1). Robock, A. (2000): Volcanic eruptions and climate. Review of Geophysics, 38, č. 2, s. 191–219. Stocker, T. F., Qin, D., Plattner, G.-K., Tignor, M. M. B., Allen, S. K., Boschung, J., Nauels, A., Xia, Y., Bex, V., Midgley, P. M., eds. (2013): Climate Change 2013: The physical science basis. Working group I contribution to the Fifth assessment report of the Intergovernmental panel on climate change. Cambridge University Press, Cambridge, UK, 1535 s.