4.2. A modern globális éghajlatmodellek áttekintése

A korszerű klímamodellek csaknem mindegyike számos egymással kölcsönható részmodellből áll, amelyek az éghajlati rendszer egy-egy alrendszerét írják le. Az egyes részmodelleket bizonyos alkalmazásokban egymástól függetlenül is futtathatják. A 2004-es modell-összehasonlításban résztvevő modellek csaknem mindegyike a légkört, a szárazföldi felszínt, az óceánt és a tengeri jeget tartalmazza részmodellként. A légköri és óceáni modulok termo- és hidrodinamikai leírást egyaránt tartalmazó általános cirkulációs modellek, amelyek explicit módon szimulálják az adott közeg áramlási viszonyait. Emiatt az éghajlatmodelleket gyakran azonosítják az atmoszféra-óceán általános cirkulációs modellekkel (AOGCM), pedig a két kategória nem teljesen fedi egymást. Léteznek ugyanis olyan AOGCM-ek, amelyeket évszakos előrejelzések előállítására használnak. Tehát nem alkalmasak az éves-évtizedes skálájú éghajlatváltozások szimulációjára. Másrészt vannak olyan éghajlati szimulációkra alkalmas egyszerűbb modellek is, amelyek nem AOGCM-ek. Ezekről a közepes bonyolultságú Föld-rendszer modellekről (Earth-system Models of Intermediate Complexity, EMIC) később lesz szó. A továbbiakban, az egyes alpontokban szereplő modelleket mindig a kapcsolt egész részeként tekintjük és így írjuk le.

4.2.1. Légköri általános cirkulációs modellek

A légköri folyamatokat leíró általános cirkulációs modellek olyan számítógépes programok, melyek segítségével szimulálhatjuk a légkör háromdimenziós állapotának (azaz a különféle állapothatározók mezőinek) időbeli alakulását. Ehhez a légkör hidro-termodinamikai folyamataira felírható megmaradási törvényeket, pontosabban azok matematikai egyenletrendszerrel történő közelítéseit kell megoldani. Az alkalmazott állapothatározók a hőmérséklet, a légnyomás, az áramlási sebesség (mely egy háromdimenziós vektormennyiség), valamint a vízgőz és a víz különböző fázisainak (felhő- és csapadékelemek) sűrűsége. A modellek a folytonosnak tekintett állapothatározó-mezőket többszintű rácshálózat pontjaiban adják meg. A rácsfelbontás finomságát általában a számítógépes kapacitás határozza meg. Mivel a teljes légkör csupán egy vékony szférikus rétegnek tekinthető, ezért a vertikális rácstávolság általában két nagyságrenddel kisebb (~0,1–1 km), mint a horizontális (~10–100 km). A légköri mozgásokat meghatározó folyamatok közül egyesek (általában a rácstávolságot legalább egy nagyságrenddel meghaladó méretűek) jól leírhatók ezen a rácshálózaton, mások viszont nem. Az utóbbiakat „rács alatti” (szubgrid) skálájú folyamatoknak nevezzük. Ezek összhatását a parametrizációk hivatottak képviselni a modellben. A vízszintes irányú impulzus-, hő- és vízszállítást általában az alkalmazott rácshálózaton értelmezik, míg a felszín-légkör közötti hasonló szállítást parametrizálják. A modellek a száraz levegőt ideális gáznak tekintik, s általában a troposzférát és az alsó sztratoszférát (a légkör össztömegének 95%-át) magában foglaló 25–30 km vastagságú rétegeket veszik figyelembe. Gyakorlatilag minden fontos meteorológiai és levegőkémiai folyamat itt zajlik (pl.: a sztratoszferikus ózonképződés és lebomlás). E modellekben csak a függőleges irányban kvázisztatikus (azaz megközelítően hidrosztatikus) mozgások írhatók le expliciten, tehát a mozgásegyenletekben is ezt a közelítést alkalmazzák. Az így létrejött egyenletrendszer az ún. primitív egyenletrendszer. Ma lényegében az összes AGCM ezen a primitív egyenletrendszeren alapul, ami a konvektív fel- és leáramlási folyamatokat (pl.: gomolyfelhők, zivatarok, rendezett konvekció) csak parametrizáció segítségével tudja kezelni. Kísérleti fázisban van a nem-hidrosztatikus (konvektív) folyamatokat is explicit módon leíró modellek fejlesztése globális skálán, s a regionális modellezésben már meg is jelentek az ilyen típusú modellek.

Az egyes AGCM-ek az alkalmazott egyenletrendszerben alapvetően nem különböznek, de számítási algoritmusuk jelentős mértékben eltérhet egymástól. További különbségek jelentkezhetnek a használt koordináta-rendszerben, valamint a rácshálózat geometriájában és felbontásában. Ma már minden modellben felszínkövető koordináta-rendszert alkalmaznak, amelyben a földfelszín koordinátafelület. Enélkül nem lehetséges ugyanis pontos peremfeltételek megadása: a domborzati hatás és a súrlódási impulzusáram, valamint a felszíni hő- és nedvességáram pontos leírása. Egyes modellekben a sztratoszféra jellemzésére csak egy-két mesterséges réteget alkalmaznak, mely reprezentálja a tropopauza helyzetét (GFDL, 2004). Más esetekben a sztatoszférát realisztikusan írják le, ugyanannyi réteg felhasználásával, mint a troposzféránál (Schmidt et al., 2006). Néhány modellben vízszintes irányban az ún. spektrális közelítést alkalmazzák, míg másokban mindhárom dimenzióban véges különbséges közelítő módszereket használnak. Az alkalmazott numerikus módszereknek biztosítaniuk kell a tömeg és az energia megmaradását az elemi cellákban. Az egyenletrendszer közelítő megoldását előállító programrészt általában a modell „dinamikai magjának” vagy egyszerűen modell-dinamikának nevezik. A modelleket gyakran idealizált áramlásokon tesztelik: ekkor hosszú időtartamú integrálás során vizsgálják a közelítő módszer stabilitását (Held és Suarez, 1994), s rövid időtartamra vonatkozó analitikus megoldásokkal a pontosságát (Polvani et al., 2004).

Minden AGCM-nek tartalmaznia kell egy ún. sugárzási modult, amely a légköri rövid- és hosszúhullámú sugárzásátviteli folyamatokat írja le. E folyamatokat a légköri gázok és aeroszolrészecskék elnyelése, szórása és kibocsátása határozza meg. A légkört alkotó gázok elnyelése ún. vonalas természetű (frekvenciafüggő, meghatározott színképvonalak köré koncentrált). Napjainkban a vonalas természetű elnyelés pontos, vonalankénti leírásának modellekbe történő beépítése számítástechnikailag még nehezen megoldható. Ezért közelítéseket használnak a színképvonalak csoportokba rendezésére és a csoportok egyszerűsített kezelésére. A Napból érkező rövidhullámú és a földi eredetű termikus hosszúhullámú sugárzást a sugárzási modul általában elkülönítve kezeli, mivel e sugárzásfajták lényegében nem lépnek kölcsönhatásba. A szcenáriókísérletekben a fő légköri gázokon kívül a fotokémiailag aktív (üvegházhatású) nyomgázok (szén-dioxid, metán, dinitrogén-oxid és a kloro-fluorokarbonok), valamint a természetes és antropogén aeroszolok hatását is figyelembe kell venni. A sugárzási modulok validálása gyakran elkülönítve történik, mely során a pontosabb vonalankénti számításokat összehasonlítják laboratóriumi és természetben végzett mérési eredményekkel (Ellingson és Fouquart, 1991; Clough at al., 1992; Collins et al., 2006).

Minden AGCM tartalmaz a szubgrid skálájú folyamatok leírására szolgáló parametrizációt. Ezeknek a folyamatoknak a tér- és időskálája túl kicsi ahhoz, hogy a modell rácshálózatán közvetlenül leírhatók legyenek. A legfontosabb parametrizációcsoportok (1) a konvektív-felhőfizikai típusú parametrizációk: cirrusz és sztrátusz felhőképződés és feloszlás, kumulusz-konvekció (szépidő gomolyfelhők és zivatarfelhők), valamint (2) a légköri határrétegben zajló turbulens kicserélődés: a vertikális impulzus-, hő- és nedvességáram parametrizációi. A felhőfizikai számításokban a legtöbb modell ma már a légköri vízgőzön kívül a felhők folyékony víz- és jégkoncentrációját is modellváltozóként kezeli. Néhány modellben a különböző típusú felhő- és csapadékelemeket (a jégkristályokat, a hópelyheket, a felhő- és esőcseppeket) elkülönítik, és a különböző fajtájú elemek egymásba alakulásával is számolnak. A mikrofizikai méretű felhő- és csapadékképződési folyamatoknak a több tíz km méretű modellcellákban történő számítása rendkívül nehéz feladat, amelyhez a cellánkénti felhőfedettségi arányok számítása is szükséges. Ez igen nagymértékben befolyásolja a modellbeli sugárzásátvitelt, s ily módon a modell érzékenységét.

A legtöbb éghajlati GCM még ma sem tesz különbséget az elszigetelt konvektív felhők, a szervezett zivatarvonalakba vagy elliptikus mezoskálájú konvektív komplexumokba rendezett tömeges konvekció, illetve az ún. szupercellák között. Néhány modellben kísérletet tesznek a sekély és a mély konvekció elkülönítésére. Az előbbi eredményezi az 1 km-nél kisebb függőleges kiterjedésű szépidő-kumuluszokat, az utóbbi pedig a ~10 km függőleges kiterjedésű, intenzív csapadékot okozó zivatarfelhőket. Sajnos e folyamatok bonyolult, a víz fázisátmeneteitől függő termodinamikájának modellbeli leírásában is szükséges bizonyos kompromisszumokat kötni. Emiatt a felhőképződés, s különösen a kumulusz-konvekció leírása még nem elég pontos.

Minden modell tartalmaz a turbulens kicserélődési folyamatokra vonatkozó parametrizációt. A számítások elméleti fizikai bázisát a felszínközeli 100 m-es rétegben még mindig a több mint fél évszázada született Monin-Obukhov féle hasonlósági elmélet (1954) adja. E fölött a turbulens réteg fölött található az ún. Ekman-réteg, ahol a turbulencia lényeges, de nem kizárólagos meghatározója az áramlási és átviteli folyamatoknak. Ebben a rétegben általában valamilyen lezárási hipotézist alkalmaznak a turbulencia mint sztochasztikus folyamat magasabb rendű momentumainak alacsonyabb rendű momentumokkal történő kifejezésére, azaz az egyenletek lezárására. A régebben használt első rendű lezárásokat (a magasabb rendű momentumoknak az átlagokkal való kifejezését) ma már egyre inkább felváltják a modellekben a magasabb rendű lezárások, ahol a szórások és kovarianciák is explicit változók, és a lezárást a turbulens tömeg-, impulzus- és energiaegyenlet biztosítja.

Jelentős hatást gyakorolt a modellfejlődésre annak felismerése, hogy a felszín és a légkör közötti impulzusáram jelentős részéért a kisebb, szubgrid skálájú domborzati akadályok szél felőli oldalán történő nyomásnövekedés és a szélárnyékos oldalon észlelhető nyomáscsökkenés a felelős. Az 1980-as évektől kezdve jelentős erőfeszítések történtek e mechanizmus megértésére és a modellekbe való beépítésére (McFarlane, 1987; Kim és Lee, 2003).

A globálisan összehangolt modellezéssel párhuzamosan az elmúlt évtizedekben kiterjedt mérési programokat indítottak be a parametrizációk tesztelésére és javítására. Ide tartozik például a Mezoskálájú Alpesi Program (Mesoscale Alpine Program, MAP, Bougeault et al., 2001) vagy a sugárzásátviteli és felhő-parametrizációk tesztelését szolgáló Légköri Sugárzásmérési Program (Atmospheric Radiation Measurement Program, ARM, Ackerman és Stokes, 2003). Ezen kutatások legfontosabb felismerése az volt, hogy az éghajlati szcenáriók előállításához alkalmazott modellverziókat hatékonyan tesztelhetjük felszínmodellel összekapcsolva. Ez egy jó módszer a dinamikai mag és a parametrizációk együttműködésének vizsgálatára (Xie et al., 2004).

4.2.2. Óceáni általános cirkulációs modellek

A világóceán vízkörzési modelljei (OGCM-ek) a légkörhöz hasonlóan a megmaradási törvények matematikai formuláinak, azaz a korábban említett hidrosztatikus primitív egyenletrendszer egyenleteinek közelítő megoldásán alapulnak. A két áramló közeg, a légkör és az óceán között alapvető különbség, hogy míg a légkör összenyomható, addig az óceán lényegében összenyomhatatlan. Az átlagosan mintegy 3–4 km mélységű világóceán vizét azonban mégsem tekinthetjük tökéletesen összenyomhatatlannak. Ennek egyik oka a mélységben uralkodó 300–400 bar nyomás, amely már jelentősebb mértékben megváltoztatja a víz sűrűségét. A másik, az óceáni áramlási rendszer kialakulásában sokkal fontosabb szerepet játszó ok, hogy a hőmérséklet és a sótartalom változásával a tengervíz sűrűsége is megváltozik. Ebből adódik, hogy az óceán globális vízkörzését termohalin cirkulációnak nevezzük. A légköri cirkulációt ettől eltérően a hőmérséklet- és nyomáskülönbségek tartják fenn, melyet ily módon termobárikus cirkulációként is definiálhatunk.

A csatolt éghajlati modellekben az OGCM-ek az AGCM-ekhez hasonlóan a teljes összecsatolt modellnek csak egy részmodulját alkotják. A csatolásokat a légkör és az óceán közötti impulzus-, hő- és vízgőzáramok, valamint az óceán és a tengeri jég közötti hőáramok és a sókoncentráció kiegyenlítődése jelentik. A légkörhöz hasonlóan az óceán vízszintes méretei is 3 nagyságrenddel meghaladják a függőleges méreteket. A tengervíznek a légkörnél 3 nagyságrenddel nagyobb sűrűsége miatt a horizontális és a vertikális áramokat meghatározó erők és mechanizmusok azonban itt nem válnak szét olyan nagymértékben, mint a légkörben. Az óceán geometriája a három nagy óceáni medencével, a kontinensekkel, mint áthatolhatatlan akadályokkal, a szűk tengerszorosokkal, valamint a tengerfenék igen jelentős domborzati különbségeivel teljesen eltér a légkörétől, amit a modellezésben figyelembe kell venni. Végül, mint fent említettük, a sótartalom okozta sűrűségkülönbségek miatt az óceán termodinamikája igen bonyolult. A tengervíz állapotegyenlete csak közelítőleg ismert. A napjainkban létező legpontosabb közelítés egy 27 tagból álló polinomiális kifejezés, melyet a modellekbe beépíteni ilyen formában nem lehetséges.

Az OGCM-ek egyik jelentős konstrukciós kérdése a vertikális koordináta és a diszkretizáció megválasztása. Sok modellben a közönséges descartesi z-koordinátát használják függőlegesen, melynek nulla szintje a felszín (Bryan és Cox, 1967; Bryan, 1969a, b). A modellek egy másik csoportja a fizikai oceanográfiában elterjedt sűrűségi, illetve potenciális sűrűségi koordinátázást alkalmaz. Ennek hátterében pontosan ugyanaz a megfontolás áll, mint a nyomási koordináta használatánál a légkörben: az áramlásokat és a hőcserét a légkörben a nyomási gradiens, míg az óceánban a (hőmérséklet- és sótartalombeli különbségek által létrehozott) sűrűségi gradiens irányítja. Egy harmadik típusú közelítés a hibrid koordináták alkalmazása, mely a felszínen magassági, a fenék felé haladva pedig fokozatosan sűrűségi koordinátázásba megy át (Sun és Bleck, 2001; Bleck, 2002; Sun és Hansen, 2003). A CMIP3 összehasonlításban résztvevő óceánmodellek mindegyikében már a légkörihez hasonló felbontású horizontális rácsot használnak (~1º meridionális és zonális felbontás).

Az óceán turbulens keveredési folyamatai a felszín közelében még a légkörnél is jóval kisebb átlagos méretűek, a cm-től a m-ig nyúló tartományba esnek. Ugyanez a helyzet a dinamikailag ugyancsak fontos szélkeltette hullámokkal. Ezek parametrizációja is lényeges az OGCM-ekben, ezért számos közelítés látott napvilágot (Large et al., 1994), amelyek hasonlóak a légkör felszínközeli rétegében alkalmazottakhoz. Az adiabatikus (külső hőcserementes), sűrűség szerint rétegződő mélyóceánban a függőleges irányú keveredés döntően az 1–100 km közötti skálákon zajlik, amelyeket szintén parametrizálni kell. A földi méretekben mikroskálájú függőleges irányú óceáni keveredés és szállítás jelentősen befolyásolja az óceán hőfelvételét és a tengervíz vízszintes irányú sűrűségeloszlását. Ez utóbbi viszont már az évtizedes időskálájú óceáni áramlási rendszerekre gyakorol hatást. Ezért az az elterjedt vélemény, hogy e keveredési folyamatok parametrizációiban rejlő pontatlanságok jelentős mértékben növelik azt a bizonytalanságot, amelyet az óceán éghajlatalakító hatásával kapcsolatban a jelenlegi modelleredmények mutatnak (Schopf et al., 2003).

A légkör néhányezer km átlagos méretű, nagyskálájú örvényeinek (ciklonok és anticiklonok) megfelelőjeként az óceánban is megtalálhatók a sok energiát szállító, 10–100 km méretű geosztrofikus örvénygyűrűk. Ezek legtöbbször, a légkörhöz hasonlóan, hideg és meleg víztömegeket elválasztó frontálzónák (pl. a Golf-áramlat és a Labrador-áramlat határa) mentén találhatók. Az óceáni örvények azonban egyetlen jelenlegi óceánmodellben sincsenek meg explicit módon, csak parametrizált formában. A direkt formában történő OGCM-ekbe való bekapcsolásuk a jelenlegi legnagyobb kihívás az óceánmodellezés területén. Ezzel ugyanis lényegesen csökkenthetők lennének a keveredési és szállítási folyamatokkal kapcsolatos bizonytalanságok.

A légkörben a nagytérségű szállítás (~1000 km-es skálán) elsősorban az izobárfelületek mentén zajlik. A légkör analógiájára, az óceánokban elsősorban az azonos sűrűségű felületeken működnek a nagy térségre kiterjedő szállítási mechanizmusok. Ennek a fizikai oceanográfiában már jól ismert sajátosságnak az OGCM-ekbe való beépítése nemrég történt meg, és jelenleg is fejlesztés alatt áll (Gent és McWilliams, 1990; Griffies, 1998). Fontos szállítási mechanizmusok lehetnek még az óceánban az ár-apály okozta keveredés és az óceánfenék topográfiájával való kölcsönhatás. Néhány modell már tartalmazza e folyamatok közelítő leírását, mint pl. a GFDL modell az ár-apály folyamatokét (Lee et al., 2006), más modellek pedig a fenékkel való kölcsönhatásokat (Beckman és Doscher, 1997; Roberts és Wood 1997; Griffies et al. 2005).

A napsugárzás tengervízbe történő behatolási mélysége, amelyet a víz tisztasága határoz meg, jelentősen befolyásolhatja a tengerfelszín vízhőmérsékletét (Sea Surface Temperature, SST). Ez a világóceán legfontosabb éghajlati változója (Paulson és Simpson, 1977; Morel és Antoine, 1994; Ohlmann, 2003). Majdnem minden OGCM tartalmaz valamely parametrizációt erre a hatásra, de csak kevés modellben található olyan bioszféramodul, amely a víz átlátszóságát legnagyobb mértékben befolyásoló klorofilltartalom változását le tudja írni. Az óceánok édesvíz bevétele, annak elterülése a nehezebb, sós víz felszínén, illetve a két víztípus keveredése a globális hidrológiai ciklus alapvető folyamatai. Ezek hatásait a modellek különböző mértékben tudják csak tükrözni.

A durvább felbontású OGCM-ek rácshálózatán a sekély szorosok egyáltalán nem jelennek meg, a melléktengerek mesterséges „beltengerekké” válnak. Ezért ezekben a modellekben valamely mesterséges vízcserét kell előírni a kérdéses vízfelületek és a nyílt óceán között (pl. Gibraltári-szoros, Boszporusz stb. vízcseréjének szimulációja).

Az AGCM-ekhez hasonlóan az OGCM-ek is tesztelhetők egyedi modellekként. Ekkor az óceánfelszínen uralkodó légköri állapotot az óceánmodell integrálásánál használt időlépcsőnek megfelelő átlagolásban kell megadni – ez általában lényegesen hosszabb, mint az AGCM-ek esetében, jellemzően 30–40 nap. Ugyanez a helyzet a tengeri jég peremfeltételeivel is.

A másik tesztelési forma az, amikor már a teljes csatolt légkör-óceán-tengeri jég modellt futtatják. Ez napjainkban a modellezés módszertanának önálló tudományos területe, ahol az egyes alrendszerek közötti impulzus-, hő- és vízáramok megadásában a mai napig fennálló jelentős bizonytalanságok okoznak súlyos problémákat. Ezeket részben még csak empirikus úton lehet áthidalni (ún. fluxus korrekcióval, melyről később esik szó). Az áramok hiányos, illetve pontatlan ismerete a modellek ellenőrzését is megnehezíti.

4.2.3. Földfelszín és felszíni réteg modellek

A felszín-légkör kölcsönhatások – legyen szó akár szárazföldi, akár tengerfelszínről – az éghajlati rendszer kölcsönhatásainak valószínűleg legjelentősebb és rendkívül bonyolult csoportját képviselik, mivel a gyors és a lassú klimatikus alrendszereket kötik össze tömeg-, impulzus- és energiacsere útján. Az egész rendszer működése szempontjából kiemelt fontosságúak azok a kölcsönhatások, amelyek az erősen különböző reakcióidejű rendszerek között fellépnek (Seneviratne et al., 2006). A szárazföldi felszín talán a legbonyolultabb éghajlati alrendszer, hiszen rendkívül heterogén és a bioszféra alrendszert is magában foglalja. A bioszférát – az éghajlat alakításában játszott kiemelkedő szerepe miatt – a klimatológiában mindig külön éghajlati alrendszerként szokás kezelni. Ennek ellenére, a modellezésben használt biofizikai alapok és főleg a matematikai apparátus miatt, a modellekben mindig kapcsolt felszín-légkör-bioszféra részmodellek jelennek meg. A fentiek alapján nem meglepő, hogy az éghajlati modellszimulációk rendkívül érzékenynek bizonyultak a felszínmodellek választására nézve (Irannejad et al., 2003).

A legelső globális éghajlatmodellekben a talajmodellek szerepe arra korlátozódott, hogy konzisztens (a tömeg-, impulzus- és energiamérleg feltételeket kielégítő) peremfeltételeket biztosítsanak az AGCM számára (Manabe, 1969). Ennek megfelelően a felszínt energiaáramokat befogadó és kibocsátó kétdimenziós felületként tekintették. Egyetlen kivétel a víztartalom, ahol a felszín egy „edény”, melybe belefolyik a csapadék, párologtat és a víz egy része elfolyik belőle. Ettől a nagyon egyszerű kezelési módtól napjainkig a talaj-bioszféra modellek rendkívül nagy utat tettek meg bonyolultságukban és valósághűségükben egyaránt. Természetesen ez a talajmodellek egymástól való eltérésének növekedését eredményezte (Gates et al., 1999). A közelmúltban a felszínmodellek összehasonlítását és összehangolását célzó több projekt is megindult (Henderson-Sellers et al., 1995; Henderson-Sellers, 2006), melyek következtében a modellek eredményeinek egymástól és a mért értékektől való eltérése számottevően csökkent (Overgaard et al., 2006). Ehhez természetesen az egyre növekvő számú mérési adat is hozzájárult. Mindemellett elmondható, hogy talán ezek a részmodellek azok, amelyek napjainkban is a leginkább eltérő eredményeket adják az egyes globális AOGCM-ekben (Randall et al., 2007). A légkörhöz képest igen sűrű és nagy ellenállású talajban – de általában a bioszférában is – a folyamatok mérete igen kicsi (1 m – 1 m), időskálájuk viszont igen nagy is lehet (1 s – 1 év). Ezért ezeket a folyamatokat a modellekben parametrizálni szükséges.

A felszínmodellek fejlődése leginkább az általuk tartalmazott növényzeti modul komplexitásán mérhető le. A legkorábbi modellek, amelyekben a vegetációval borított felszín vízvisszatartó hatása megjelent, az ún. SiB modell változatai voltak (Wilson et al., 1987; Sellers et al., 1986). A további fejlődés már olyan növény-fiziológia bekapcsolásához vezetett, amely lehetővé tette a bioszférikus szén-dioxid áram modellezését is (Bonan, 1995; Sellers et al., 1996). A módszer optimalizációs problémaként kezelte a fotoszintetikus CO2 felvétel és a transpirációs vízveszteség dinamikus egyensúlyát. A szükséges bemenő paramétereket műholdas megfigyelések szolgáltatták a teljes Földre vonatkozóan (Sellers et al., 1996). Később olyan növénymodellek jelentek meg, amelyekben már elkülönült a gyökérzóna (Arora és Boer, 2003; Kleidon, 2004), majd a többrétegű növényzet (Gu et al., 1999; Baldocchi és Harley, 1995; Wilson et al., 2003). Ilyen bonyolult bioszféra-almodelleket azonban a legtöbb AOGCM-be még nem építettek be, mert ezekhez nagyszámú bemenő paraméterre van szükség, s kalibrálásuk napjainkban még nem lehetséges. A mai modellekben már megtalálható a bioszféra évszakos fel- és leépülésével kapcsolatos CO2 felvétel és leadás, valamint a talajbeli szénciklus (Li et al., 2006), annak ellenére, hogy ezeken a területeken is csak hiányos mérési adatsorok állnak rendelkezésre.

A felszínmodellek talajjal kapcsolatos része többnyire inorganikus talajt tételez fel, amely homok, közepesen kötött talaj és agyag keveréke. A magasabb szélességeken (tajga, tundra) ugyanakkor organikus (sok szerves anyagból álló) talajokra (pl. tőzeglápra) végzik a számításokat, amelyeket vastag mohaszőnyeg borít. A mohatakaró korlátozza a talaj hőáramát és növeli a felszín-légkör szenzibilis és látens hőáramot (Beringer et al., 2001). Kezdetben az éghajlatmodellek a hótakarót csupán egyetlen rétegként kezelték, melyet a hóesés növelt, az olvadás pedig csökkentett (Dickinson et al., 1993). Az újabb modellekben már figyelembe veszik a hórétegvastagság változását a rácscellákon belül (Liston, 2004), valamint a hófúvást is (Essery and Pomeroy, 2004). A még ennél is bonyolultabb rendszerek többrétegű hótakarót (friss porhó, régi csonthó) is tartalmaznak az egyes rétegek közötti hőáramokkal együtt (Oleson et al., 2004). Erőfeszítések történtek a talaj fagyásának és felengedésének modellezésére is (Koren et al., 1999; Boone et al., 2000; Warrach et al., 2001; Li és Koike, 2003; Boisserie et al., 2006). A permafroszt területek modellezése azonban még napjainban is gyermekcipőben jár (Malevsky-Malevich et al., 1999; Yamaguchi et al., 2005). A hótakaró és a növényzet optikai kölcsönhatásának eredményeként a növényzet részben elfedi a hó albedónövelő hatását (Betts és Ball, 1997), valamint késlelteti a tavaszi hóolvadást (Sturm et al., 2005). Így magasabb felszínközeli léghőmérsékletek alakulnak ki a modellekben (Bonan et al., 1992).

A kontinentális jégtakarók időbeli megváltozása, valamint a hegységek gleccserei általában nem szerepelnek explicit módon a modellekben. Sokáig az volt az általános vélemény, hogy a vastag jégtömegek termikus relaxációs ideje több ezer év, így kívül esik a modellezőket elsősorban érdeklő évtizedes időskálán. Azonban a modern távérzékelési módszerekkel végzett megfigyelések egyértelműen kimutatták a kontinentális jégtakarónak az elmúlt 20 évben tapasztalt felmelegedésre adott erőteljes válaszát (Rignot és Kanagaratnam, 2006; Velicogna és Wahr, 2006). Ennek megfelelően egyes modellezők dinamikus kontinentális jégmodellek használatával kísérleteznek az eddigi rögzített határú jégtakarók helyett. A sarki jégtakarók kiterjedésének XXI. századra várható alakulása nagyon bizonytalan, s ez nehezíti a modellekbe való beépítést. A közeljövő legnagyobb kihívása egy reális fizikai-dinamikai jégmodell megalkotása, melyben a jégbeli feszültségeket is figyelembe veszik. Ebben helyet kapnának egyrészt a jégréteg növekedésének és olvadásának óceáni áramlatokra gyakorolt változásai, másrészt a jégtakaró háromdimenziós inhomogén szerkezete és a hőmérséklet-eloszlás is.

A felszínmodellek elsődleges célja a légkörrel való csatolás. Ugyanakkor egyes modellekben már megjelent a folyók vízszállításának és a lefolyásnak a figyelembevétele is (Sausen et al. 1994; Hagemann és Dümenil, 1998; Ducharne et al., 2003). Felismerték a fagyott talaj lefolyásra gyakorolt jelentős hatását is, amely gyakran vezet jelentős árvizekhez (Luo et al., 2003; Rawlins et al., 2003; Niu és Yang, 2006). Újabban több felszín alatti szintet tartalmazó vízmodellt is csatolnak a felszínmodellekbe (pl.: Gutowski et al., 2002; York et al., 2002; Liang et al., 2003; Maxwell és Miller, 2005; Yeh és Eltahir, 2005), melyek alapvetően a kölcsönhatások időskáláját növelik, hiszen a sekélyszintű talajvíz és a mélyebb szintű karsztvíz egyaránt hőtárolóként és pufferként is működik.

A felszínmodellek tesztelése, validálása talán az egyik legnehezebb feladat, elsősorban a megfelelő mérések hiányában. A jelenlegi modellek által szolgáltatott felszín-légkör áramok látszólag elég jól harmonizálnak egymással és a mérési eredményekkel, de minthogy nagy belső szórásúak, ezért megbízhatóságuk megkérdőjelezhető (Henderson-Sellers et al., 2003). A folyók és vízgyűjtők vízhozam-mérései jó diagnosztikai eszközök lehetnek a felszín-modellek átlagos teljesítményének ellenőrzésére. A távérzékelés lehetőségeit is tárgyaltuk korábban, de ilyen méréseket sem végeznek rendszeresen modellvalidációs céllal. Egy további reményt adó kezdeményezés az USA-ban az ún. mezonet-ek (állandó mezoskálájú mérő-poligonok) kialakulóban levő rendszere. Ezek elsődleges célja ugyan nem a felszínről, hanam a légkörben fellépő pusztító mezoskálájú rendszerekről (szupercellák, tornádók stb.) történő ismeretszerzés, de műszerezettségük a felszíni paraméterekre is kiterjed. A felszín modellezése egyébként is az éghajlatmodellezés leginkább interdiszciplináris ága. Benne szétválaszthatatlanul összevegyülnek az éghajlati, a hidrológiai és a bioszféra hatások megismerése. Remélhetőleg ezek az erős kölcsönhatások gyümölcsözően hatnak majd a témakör éghajlatmodellezési alkalmazásának fejlődésére is.

4.2.4. Tengeri jég modellek

Az AOGCM-ek mindegyike tartalmaz tengeri jég részmodellt annak ellenére, hogy a kontinentális jégtakaró a modellek döntő részében csak kényszerként van jelen. Ennek oka az a felismerés, hogy a tengeri jég termikus relaxációs ideje több nagyságrenddel kisebb (1-10 év). A modellek egyaránt tartalmazzák a tengeri jég dinamikájának és hőtanának elemeit: a jég mozgásának fizikáját, a jégen belüli, illetve a jég és a környező tengervíz közötti hő- és sótartalom átadási folyamatokat. Míg a valóságban a tengeri jég 10-10.000 m nagyságú, de csak néhány méter (< 10 m) vastagságú jégtáblákat alkot, a modellekben a tengeri jeget megszakítás nélküli jégtakaróként kezelik. Leírásukra a megfelelő egzakt fizikai elméletet, a reológiát használják, amely a nyírási feszültségek és az általuk létrehozott mozgás és alakváltozás közötti kapcsolatot határozza meg.

A jégmodellek termodinamikája elég nagy változatosságot mutat. A korai jégmodellekbe általában a Semtner (1976) által javasolt termodinamikai leírás volt beépítve, amely egy hóréteggel és alatta két (vízen felüli és vízbe merülő) jégréteggel számolt, melyek állandó hővezető képességűek és sótartalmúak voltak. Az amerikai GFDL modellben ma is ez a tengeri jégmodell fut kisebb javításokkal, amelyek a jégben található sólé zárványok és a hőkapacitás közötti kapcsolat bevezetését jelentik (Winton, 2000). Más modellek újabb fizikai folyamatokat is figyelembe vesznek, mint például ezen sólé zárványoknak a fagyása és olvadása (Bitz és Lipscomb, 1999; Briegleb et al., 2002). Az egyes modellekben a tengeri jégfelszínt különböző részekre bontják vízszintes irányban (pl.: partközeli mozdulatlan jég, nyílt tengeri sodródó jég stb.). A tengeri jégmodellek rácshálózata általában azonos az alatta fekvő óceánmodellével (azaz ráépül az óceánmodellekre, akárcsak a bioszféramodellek a talajmodellekre).

A hó- és jégfelületek albedója – azaz az általuk visszavert napsugárzás aránya – igen nagy szerepet játszik az éghajlati rendszerben, ezért a modellezők e mechanizmust lehetőség szerint egyre pontosabban parametrizálják. A parametrizációk az egzakt sugárzásátviteli elméletet keverik az empirikus közelítéssel.