Jääkauden jälkeinen ilmasto

Transkriptio

1 Ilmastonmuutos 127 Maan ytimestä avaruuteen Bidrag till kännedom av Finlands natur och folk 180 (2009), s Matti Saarnisto Jääkauden jälkeinen ilmasto Jääkaudenjälkeinen aika lasketaan yleensä alkaneeksi siitä hetkestä, kun ilmaston nopea lämpeneminen alkoi myöhäisjääkautisen Nuoremman Dryaskauden jälkeen. Grönlannin mannerjäätiköllä tämä muutos näkyy happi-isotooppien suhteessa ja jäätikön vuosilustoista laskemalla tapahtui vuotta ennen vuotta 2000 jkr. (Walker et al. 2009). Nuorempi Dryaskausi oli viimeinen yli kahdestakymmenestä kylmästä jaksosta viime jääkauden aikana. Se kesti tuhat vuotta ja alkoi jyrkällä kylmenemisellä vuotta sitten (esim. Brauer et al. 2008). Ilmaston jaksolliselle vaihtelulle, jonka seurauksena jääkaudet ja interglasiaalikaudet vuorottelevat vuoden rytmissä, on yleisimmin hyväksyttynä selityksenä ns. astronominen ilmastonvaihteluteoria. Sen mukaan maapallon ilmaston pitkäaikaiset vaihtelut johtuvat maan kiertoradan jaksottaisista vaihteluista, joiden seurauksena maapallolle tulevan auringon energian määrä vaihtelee. Jaksoissa on , ja vuoden pituisia vaihteluja, ja ne vastaavat ilmastonvaihtelujaksoja, jotka ovat tallentuneet geologisiin kerrostumiin valtameren pohjalle, mannerjäätiköihin ja Kiinan lössikerrostumiin (esim. Lunkka 2008). Uusimmista saavutuksista on erityisesti mainittava Etelämantereen yli kolme kilometriä syvä jääkairaus, joka ulottuu vuoden päähän ja kattaa kahdeksan jäätiköitymissykliä (EPICA 2004) ja Grönlannin jäätikön kairaus, joka ulottuu häiriintymättömänä ensimmäistä kertaa edelliseen interglasiaaliin vuoden päähän (NGRIP Project Members 2004). Mannerjäätiköitymiseen liittyvät lämpötilan vaihtelut ovat suuria, yli kymmenen asteen luokkaa pohjoisilla alueilla. Nykyiset käsitykset menneistä lämpötiloista perustuvat paljolti hapen isotooppien suhteisiin, joita tutkitaan jäätikkökairauksista ja kalkkikuorisista eliöistä ja kerrostumista. Auringon säteilymäärän vaihteluja menneinä vuosituhansina jäljitetään sedimenteistä ja puun vuosilustoista nk. kosmogeenisten isotooppien avulla, esimerkkinä radiohiili. Ilmakehän koostumuksen vaihtelut jääkauden jälkeen tunnetaan puolestaan hyvin pitkistä jäätikkökairauksista tehtyjen analyysien ansiosta.

2 128 Matti Saarnisto Miksi Golf-virta ei tyrehdy? Selityksenä ilmaston äkilliselle kylmenemiselle Nuoremman Dryaskauden alussa on pidetty Golf-virran pysähtymistä, joka aiheutui Pohjois-Amerikan jääjärvien purkautumisesta Pohjois-Atlanttiin. Kun mannerjäätikön reuna vetäytyi Pohjois-Amerikan Suurten järvien alueella, niin sulamisvedet, jotka olivat laskeneet Mississippiä pitkin Meksikonlahteen, suuntautuivat St. Lawrence-joen kautta Pohjois-Atlanttiin. Sulamisvesien purkautuminen vuoroin Meksikonlahteen vuoroin Pohjois-Atlanttiin on ollut toistuva ilmiö viime jääkauden aikana alkaen noin vuotta sitten, ja se on vaikuttanut näin toistuvasti Pohjois-Atlantin merivirtoihin aivan kuten Euraasian mannerjäätiköidenkin kasvu ja sulaminen. Ilmasto jäähtyi voimakkaasti vielä kerran vuotta sitten, Suomessakin 2 3 astetta lyhyeksi ajaksi, kun Pohjois-Amerikan mannerjäätikön sulamisvedet ja viimeiset suuret jääjärvet purkautuivat Hudsoninlahden kautta Kanadan arktisiin vesiin ja edelleen Labradorin niemimaan ympäri Atlanttiin. Mitään vastaavaa nopeata ilmaston muutosta ei ole sen jälkeen sattunut. Golf-virta on osa maailmanlaajuista merivirtojen järjestelmää, joka syntyi kun mantereet siirtyivät nykyiseen asemiinsa kymmeniä miljoonia vuosia sitten. Tällä merivirtojen järjestelmällä on keskeinen merkitys maapallon ilmastolle. Golf-virta tyrehtyi toistuvasti jääkauden aikana, kun sulamisvedet vuoroin purkautuivat Pohjoiseen jäämereen, Pohjois-Atlanttiin tai keskiselle Atlantille. Jääkausien väliaikoina tällaista tekijää ei ole, muutokset meren virtausoloissa jäävät vähäisemmiksi ja näin myös lämpötilan vaihtelut. Grönlannin mannerjäätikön tutkimukset osoittavat jopa 5 astetta nykyistä korkeampia lämpötiloja viimeisen interglasiaalin aikana vuotta sitten. Grönlannin mannerjäätikkö oli siis olemassa huolimatta korkeammasta lämpötilasta. Uudet Grönlannin jäätikkötutkimukset osoittavat myös interglasiaalisen ilmaston olleen lämpötiloiltaan vakaan toisin kuin muutamia vuosia sitten arvostetuissa tiedelehdissä raportoitiin. Pelko Golf-virran pysähtymisestä ja ilmaston äkillisestä kylmenemisestä on perusteeton. Ei ole makeanveden lähdettä, joka vaikuttaisi dramaattisesti merivirtoihin toisin kuin jääkauden aikana (esim. Saarnisto 2006). Miksi ilmasto on vaihdellut jääkauden jälkeen? Jääkauden jälkeinen ilmaston vaihtelu on ollut jatkuva tapahtuma. Kesä- ja talvilämpötilat ovat vaihdelleet samoin vuodenaikojen väliset lämpötilaerot. Niin ikään sademäärissä on ollut suuria vaihteluja. Muutokset ovat tapahtuneet vähittäin satojen vuosien kuluessa tai nopeasti vuodessa tai muutamassa vuosikymmenessä. Kaiken kaikkiaan nykyisen interglasiaalin, siis jääkaudenjälkeisen ajan, lämpötilan vaihtelut ovat olleet yhden kahden asteen luokkaa, poikkeuksellisesti ehkä kolme astetta, mutta ilmasto on vaihdellut koko ajan eripituisissa jaksoissa. On lisäksi tärkeää huomata, että ilmaston vaihtelulla on suuria alueellisia eroja, ja siksi tässä artikkelissa keskitytään pohjoiselle pallonpuoliskolle ja ennen muuta Pohjois-Eurooppaan. Myös jääkaudenjälkeisen ilmaston vaihtelun yhtenä selittäjänä aivan kuten jääkausien ja interglasiaalien vuorottelun on taivaan mekaniikka eli maan kiertoradan jaksottainen vaihtelu (orbital forcing), mikä vaikuttaa maahan tulevan energian määrään (kuva 1). Lisäksi ilmastoa säätelevät auringon oman energiantuotannon vaihtelu (solar forcing)

3 Ilmastonmuutos 129 maapallon kiertoradan muutokset valtameren kierto? kasvihuonekaasut auringon aktiivisuus tulivuoret Kuva 1. Ilmastoon vaikuttaneita muuttujia jääkauden jälkeen. Muokattu Bradleyn et al. (2003) mukaan. ja vulkaaninen toiminta (volcanic forcing) ja näiden väliset monimutkaiset kytkennät, joiden vaikutus ilmastoon ja valtameriin tunnetaan puutteellisesti. Taivaan mekaniikan vaikutus tuntuu tuhansien vuosien aikaskaalassa, kun tarkastellaan jääkaudenjälkeistä ilmastoa. Auringon säteilyn vaihtelu puolestaan vaikuttaa vuosien, vuosikymmenien tai vuosisatojen (jopa tuhannen kahdentuhannen vuoden) jaksoissa. Vulkaaninen toiminta vaihtelee vuosien ja vuosikymmenten jaksoissa samoin kuin sisäiset kytkennät valtamerissä, esimerkkinä Pohjois-Atlantin oskillaatio NAO (North Atlantic Oscillation), jonka vaikutus Suomen ilmastoon on ratkaiseva (Bradley et al. 2003; Bradley 2008; ja tämän kirjoituksen keskeinen lähdeteos: Battarbee & Binney 2008). Esimerkiksi auringon vähentynyt aktiivisuus on osaselitys pienen jääkauden kylmälle ilmastovaiheelle jkr., mutta koko kylmenemisen selittäjäksi tarvitaan lisäksi tulivuoritoimintaa (Goosse et al. 2008). Historialliselta ajalta on tietoa tulivuoren purkauksista eri puolilla maapalloa, ja niiden vuoden pari kestäneestä kylmentävästä vaikutuksesta ilmastoon. Valtameren termohaliininen

4 130 Matti Saarnisto kiertoliike ja muut meren lämmön jakautumiseen vaikuttavat sisäiset kytkennät ja niiden ilmastovaikutus ovat eräs ilmastonmuutostutkimuksen keskeinen kohde (vrt. esimerkiksi Lunkka 2008). Tähän ilmaston muutoksia selittävien tekijöiden joukkoon on sitten lisättävä ilmakehän koostumus, ennen muuta kasvihuonekaasut, joita käsitellään tämän kirjan muissa luvuissa. Taivaan mekaniikan vaikutus ilmastoon jääkauden jälkeen Pohjoisen pallonpuoliskon korkeille leveysasteille tuli varhais-holoseenin aikana kesäisin runsaasti auringon energiaa, jopa 10 % enemmän kuin nykyisin (Bradley et al. 2003). Ilmasto lämpeni, mannerjäätiköt sulivat ja valtameren pinta nousi 10 metriä tuhannessa vuodessa. Jääkaudenjälkeisen ajan ilmasto oli lämpimimmillään vuotta sitten. Metsä levisi nopeasti tundralle jopa satoja kilometrejä nykyistä pohjoisemmaksi sekä Euraasiassa että Pohjois-Amerikassa (Ritchie 1984; Macdonald et al. 2000). Laajimmillaan metsät olivat vuotta sitten. Tämä on voitu rekonstruoida sekä subfossiilisista puulöydöistä nykyisen metsärajan pohjoispuolella (kuva 2) että siitepölyanalyysillä. Siperian metsät peittivät nykyisellä tundralla jopa kaksi miljoonaa neliökilometriä laajemman alueen. Ikiroudan pintaosat sulivat, ja syntyi miljoonia termokarstijärviä. Pohjoinen Atlantti oli paljon nykyistä lämpimämpi vuotta sitten, pintavedet loppukesästä jopa 3 astetta lämpimämpiä (Snowball et al. 2004; Janssen et al. 2008). Pohjoisen jäämeren jääpeite oli kesäisin nykyistä pienempi ellei peräti sulanut kokonaan. Tästä ovat osoituksena vuotta vanhat fossiiliset valaan luut Kanadan Ellesmeren maan pohjoisrannikon muinaisrannoilla (Bednarski 1990). Nykyisin meri tällä alueella on monivuotisen jään peitossa aivan samoin kuin Grönlannin pohjoisrannikolla, jossa vuotta vanhat merieläinten fossiilit ja Siperiasta peräisin olevat ajopuut rantavalleilla osoittavat avovettä (Larsen & Lyså, ennakkotiedonanto 2008). Skandinavian vuoristojäätiköt sulivat ilmeisesti kokonaan varhais-holoseenin aikana niin, että niitä ei ollut lainkaan aikavälillä vuotta sitten (Matthews et al. 2000). Kanadan arktisten saarten lakijäätiköt sulivat nopeasti mutta eivät hävinneet kokonaan. Etelässä Saharan länsi- ja keskiosissa oli järviä, siis kosteaa aikavälillä yli vuotta sitten. Savannimetsät peittivät laajoja alueita, joille myös ihminen saattoi asettua. Noin vuotta sitten alkanut kuivuminen johti aavikoitumiseen ja kulttuurien taantumiseen. Varhais-holoseenin aikana voimakas monsuuni toi sateita Kiinan läntisiin sisäosiin, minne kehittyi maanviljelyskulttuureita (Bradley 2008). Kaikki yllä mainittu selittyy taivaan mekaniikalla, pohjoiselle pallonpuoliskolle kesällä tulleella runsaalla säteilymäärällä. Kylmeneminen alkoi vuotta sitten: metsäraja perääntyi ja tundra levisi. Vuoristojäätiköt Skandinaviassa muodostuivat uudestaan ja levisivät kaikkialla. Pohjois-Atlantti jäähtyi ja merijää levisi. Mantereiden sisäosissa muun muassa Kiinassa ilmasto kuivui, aavikot levisivät aivan samoin kuin Saharassa ja järvet hävisivät. Kulttuurit taantuivat. Pohjoiselle pallonpuoliskolle tuleva auringon energia on vähentynyt holoseenin kuluessa samalla, kun se on lisääntynyt eteläisellä pallonpuoliskon kesäkaudella. Ilmastovaikutus etelässä on pieni, koska eteläisen pallonpuoliskon maa-alue on pieni ja valtameri tasaa tehokkaasti lämpötiloja.

5 Ilmastonmuutos 131 Kuva 2. Mänty kasvoi jääkaudenjälkeisen lämpökauden aikana nykyisen metsärajan pohjoispuolella ja nykyistä korkeammalla. Kuvassa näkyvät männyt kasvoivat noin vuotta sitten Enontekiön Näkkälässä. Niiden kasvupaikka on nykyisin veden alla yli metrin syvyydessä. Kuva Mauri Timonen. Auringon energian vaihtelut (solar forcing) Ilmaston lyhytaikaisiin muutoksiin, kestoltaan kymmeniä, satoja tai tuhat vuotta, vaikuttaa auringon säteilyenergian vaihtelu, joka on eräs tämän hetken avainkysymyksiä sekä paleoilmastotutkimuksessa (van Geel et al. 1998; Beer & van Geel 2008) että meteorologisessa tutkimuksessa. Aurinko vaikuttaa maapallon ilmastoon suoraan tai yläilmakehässä tapahtuvien prosessien kautta, jotka vaikuttavat pilvisyyteen. Auringon energian vaihteluja menneinä aikoina jäljitetään kosmogeenisten isotooppien avulla (kuva 3), joita mitataan muun muassa jäätikkökerrostumista (Muscheler et al. 2004), järvien sedimenttikerrostumista ja luolien kalkkikerrostumista, stalagmiiteista. Eniten on tutkittu kosmogeenisen radiohiilen 14 C vaihtelua. Vaikeutena tulkinnassa on maan magneettikentän intensiteetin vaihtelu, joka vaikuttaa maapallolle tulevan kosmisen säteilyn määrään ja vaikeuttaa näin tulkintoja. Keski-Suomessa sijaitsevan Nautajärven pohjalle on kerrostunut noin vuosikerrallista liejulustoa, joissa vaaleiden mineraaliaineksesta rikkaiden kevät-kesäkerrosten ja tummien, runsaasti orgaanista ainesta sisältävien talvikerrosten paksuusvaihtelut kuvastavat eri tavoin ilmaston muutosta. Paksu mineraalirikas vaalea kerros laskeutuu järven pohjalle, kun talvi on ollut ankara ja runsasluminen ja kevättulva jäiden lähdön aikaan runsas (Saarinen ym. 2001; Ojala & Alenius 2005). Nautajärven sedimentaatiossa on selvää syklistä vaihtelua 1500 vuoden jaksolla ennen ajanlaskun alkua. Havaitut 86 ja 126 vuoden syklit on mitattu myös kosmogeenisen radiohiilen 14 C määrissä, jotka heijastavat auringon aktiivisuuden vaihteluja (Stuiver & Braziunas 1993). Erityisen alhainen on auringon aktiivisuus ollut 850 ekr., jolloin soistuminen kiihtyi muun muassa Hollannissa (van Geel et al. 1978; Beer & van Geel 2008) ja myös eteläisen Suomen keidassoiden paksuuskasvu ja hiilen kertymä lisääntyivät jyrkästi (kuva 4). Hollannissa ja Keski-Euroopassa sademäärä lisääntyi, pohjavesi kohosi ja heikensi maanviljelyn edellytyksiä matalilla pelloilla, ja väestö taantui. Ilmastojakso ekr. oli lähes yhtä kylmä kuin historiallinen pieni jääkausi. Keski-Aasiassa ja Etelä-Venäjällä nousi skyyttien kulttuuri kukoistukseen 850 ekr., kun ilmasto muuttui kosteammaksi ja kuivat

6 132 Matti Saarnisto puoliaavikot muuttuivat runsaskasvuisiksi aroiksi, joilla karjanhoito ja maanviljely menestyivät (van Geel et al. 1978, 2004). Näin eri tavoin ilmaston muutos, ennen muuta sademäärä, vaikuttaa eri alueilla ihmisen elinmahdollisuuksiin. Ilmaston viileneminen alkoi 1250 jkr., mutta viileneminen ei ollut pysyvää eikä samanaikaista. Pieneksi jääkaudeksi on yleisesti rajattu vuodet jkr., joka oli kylmin ajanjakso jääkauden jälkeen ja matalan auringon aktiivisuuden aikaa. Pohjois-Atlantin pintavedet jäähtyivät 1 2 astetta (Snowball et al. 2004; Janssen et al. 2008). Auringon aktiivisuus on kasvanut 1850-luvulta alkaen ja ilmasto on lämmennyt. Viime vuosikymmeninä auringon aktiivisuus on ollut korkealla ja jää nähtäväksi, mihin suuntaan maapallon lämpötilat kehittyvät, kun aktiivisuus lähivuosina mitä ilmeisimmin vähenee mutta kasvihuonekaasujen pitoisuudet jatkavat kasvuaan (vrt. Beer & van Geel 2008). Pitkä vuoden jaksollisuus ilmastossa, kuten pieni jääkausi ja sitä edeltänyt kylmä jakso ekr., selitetään myös auringon aktiivisuuden vaihteluilla (Bond et al. 2001) ja samoin on selitetty myös vuoristojäätiköiden kasvussa havaitut vuoden jaksot (Denton & Karlén 1973; vrt myös van Geel et al. 1998). Kuva 3. Auringon säteilyenergian havaittu vaihtelu 1600-luvulta lähtien ja auringon energiatuotannosta riippuvaisten kosmogeenisten isotooppien 14 C ja 10 Be vaihtelu tuhannen vuoden aikana Bradleyn et al. (2003) mukaan. Kuva 4. Hiilen kertymä Etelä-Suomen rahkasoissa on vaihdellut suuresti kuluneiden vuoden aikana. Vaihtelu heijastaa kosteuden vaihteluja, ja siinä on osittaista samanaikaisuutta Pohjois-Atlantin jäävuorien levinneisyysvaihtelun kanssa (vrt. kuva 1). Etelä-Suomen soissa kerrostui runsaasti hiiltä niiden kehityksen alkuvaiheessa, jolloin ne olivat sarasoita ja riippuvaisia valumavesistä, ei niinkään sademäärästä (Mäkilä & Saarnisto 2008).

7 Ilmastonmuutos 133 Esimerkkejä tulivuorten purkauksien ilmastovaikutuksista Historialliselta ajalta on paljon todisteita, kuinka suuret tulivuorten räjähdyspurkaukset, jotka levittävät tuhkaa aina stratosfääriin asti, viilentävät vuodeksi tai pariksi jopa koko maapallon keskilämpötiloja (Robock 2000). Viimeinen suuri purkaus, Filippiinien Pinatubo 1991 alensi keskilämpötiloja 0,2 0,3 astetta. Viileneminen johtuu tuhkan aiheuttamasta ilmakehän samentumisesta. Jos purkauksia on useita muutaman vuoden välein, voi viileneminen kestää useita vuosikymmeniä, mistä seuraa lumipeitteen ja merijään laajeneminen. Näin albedo voimistuu, ja lämpöä säteilee enemmän maan pinnalta avaruuteen. Nuoremmalta Dryaskaudelta alkaen on jäljitetty yli 600 suurta tulivuoren purkausta eri puolilla maapalloa. Suomen Lapin metsärajalta on vanhoista kasvavista männyistä ja lampiin uponneista fossiilisista puista saatu rakennettua vuotta pitkä lustokronologia, joka on tärkeä lähde myös ilmastonmuutostutkimuksessa (Eronen et al. 2002). Metsärajan männyn vuosilustojen paksuus heijastaa kesän lämpötiloja, ja epäsuotuisat kesät on voitu monessa tapauksessa yhdistää tulivuoren purkauksiin eri puolilla maapalloa. Esimerkiksi vuoden 430 jkr. tienoilla oli Perussa suuri tulivuoren purkaus, ja vuosi 431 jkr. oli Lapin metsärajan männyille erityisen epäsuotuisa, vuosilusto lähes puuttuu (Eronen et al. 2002). Vuosi 1601 oli paha katovuosi Suomessa (Melander ja Melander 1924), itse asiassa se oli kylmin vuosi koko pienen jääkauden aikana pohjoisella pallonpuoliskolla (Briffa et al. 1998), Perussa vuonna 1600 tapahtuneen tulivuorenpurkauksen seurauksena (kuva 5). Vuosi 1833 oli niin ikään Suomessa katovuosi, jonka auheutti Filippiineillä tapahtunut suuri purkaus. Pienen jääkauden aikana oli yli sata suurta tulivuoren purkausta, jotka epäilemättä voimistivat auringon alentuneen energiatuotannon aiheuttamaa ilmaston viilenemistä. Hieman yksinkertaistaen tämän hetken käsitys on, että auringon energiatuotannon vaihtelu ja vulkaaninen aktiivisuus selittävät suuren osan lämpötilan vaihteluista viimeisen vuosituhannen aikana (ainakin esiteollisena aikana), ja samoin ne epäilemättä selittävät koko jääkaudenjälkeisen ajan lyhytaikaiset vuosi vuosisata ilmastonmuutokset (Bradley 2003; Goosse et al. 2008). Kuva 5. Vulkaaninen toiminta viilentää ilmastoa ja hidastaa mm. metsärajan mäntyjen kasvua. Esimerkiksi erityisen kylmä vuosi 1601 oli seurausta Perussa vuonna 1600 tapahtuneesta suuresta tulivuoren purkauksesta. Diagrammiin on merkitty voimakkaimmat vulkaaniset räjähdyspurkaukset (VEI). Briffan et al. (1998) mukaan.

8 134 Matti Saarnisto Ilmaston viileneminen alkoi vuotta sitten Ilmaston viileneminen jääkauden jälkeisestä lämpömaksimista alkoi vuotta sitten, ja ilmasto on viilentynyt Suomessa ja Ruotsissa 2 2,5 C, kuten jo kauan on ollut tunnettua kasvimakrofossiliien, muun muassa pähkinäpensaan, levinneisyyden perusteella (Anderson 1902; Donner 1974; Birks 2008). Fossiiliset männynrungot nykyisen metsärajan pohjoispuolella osoittavat myös 2 3 astetta nykyistä lämpimämpiä kesiä (Eronen et al. 2002). Pohjois-Venäjän, Siperian ja Kanadan metsärajoilta on esitetty jopa 4 6 astetta korkeampia lukuja (Ritchie 1984; Kultti 2004; McDonalds et al. 2000). Ilmaston viileneminen merkitsi metsärajan peräytymistä niin Pohjois-Amerikassa kuin pohjoisessa Euraasiassa, jossa nykyinen metsäraja saavutettiin noin vuotta sitten. Pohjois-Atlantin pintavesi jäähtyi 2 3 astetta, napameren jääpeite lisääntyi ja Skandinavian vuoristojäätiköt muodostuivat uudestaan. Ilmasto muuttui myös aikaisempaa vaihtelevammaksi. Tämä käy ilmi metsärajan mäntyjen lustotutkimuksista (Eronen et al. 2002), Etelä-Suomen keidassoiden turvekertymistä ja järvien sedimenttikerroksista, kuten seuraavassa on kuvattu. Järvisedimentit ja soiden hiilikertymä sademäärän vaihtelun osoittajana Pohjois-Hämeessä Längelmäen Nautajärven lustoissa on runsaasti mineraaliainesta sisältäviä jaksoja kestoltaan useita satoja vuosia ja niiden välillä vähemmän mineraaliainesta sisältäviä, niin ikään useita vuosisatoja kestäviä jaksoja. Runsaasti mineraaliainesta sisältävät jaksot kuvastavat runsaslumisia kylmiä talvia ja voimakkaita kevättulvia (Ojala & Alenius 2005) ja ne sattuvat samaan aikaan, kun eteläisissä keidassoissa turpeen paksuuskasvu ja hiilen kerrostuminen olivat hidasta (Mäkilä & Saarnisto 2008) Tämä taas kertoo kuivista ja lämpimistä kesistä ja yhdessä mantereisesta ilmastosta. Tällaisia jaksoja oli muun muassa ja vuotta sitten. Välissä oli kostea jakso vuotta sitten, jolloin soiden hiilikertymä oli yli kaksinkertainen keskimäärään nähden. Ilmasto siis vaihteli huomattavasti sademäärän suhteen samalla kun ilmasto viilentyi. Noin vuotta sitten alkoi Nautajärvessä jakso, jonka aikana mineraaliainesta kerrostui jatkuvasti runsaasti, siis talvella oli runsaasti lunta myös ajanjaksoina, jolloin soiden nopea paksuuskasvu heijastaa kosteita kasvukausia ja vuotta sitten. Oli siirrytty kostean ja viileän ilmaston aikaan ennen ajanlaskun alkua. Nautajärven lustojen paksuuteen on 300-luvulta jkr. vaikuttanut intensiteetiltään vaihteleva maankäyttö, minkä vuoksi lustojen käyttö ilmaston indikaattorina ei ole enää mahdollista. Soiden hiilenkertymä väheni vuotta sitten jyrkästi ja pysyi matalana aina 1150 luvulle jkr. osoituksena kuivista ja lämpimistä kesistä. Viimeiset 800 vuotta ovat soiden paksuuskasvu ja hiilen kertymä kiihtyneet. Kaiken kaikkiaan kylmät ja kosteat ilmastojaksot , , , ja vuotta sitten sekä 1200 luvulta jkr. alkaen ovat merkinneet Etelä-Suomessa nopeata turpeen paksuuskasvua ja hiilen määrän kasvua, kun taas kuivat ja lämpimät jaksot ovat kasvattaneet hiilivarastoa hitaasti. Erot ovat selviä, kertaluokan suuruisia. Nämä kosteusvaihtelut ovat samanaikaisia kuin järvien vedenpinnan vaihtelut eteläisessä Suomessa ja Ruotsissa (Digerfeldt 1988; Sarmaja-Korjonen 2001), ja ne voidaan kytkeä Pohjois-Atlantin ilmanpainevaihteluissa (NAO) havait-

9 Ilmastonmuutos 135 tuun vuoden jaksollisuuteen, joka on selitetty auringon energian vaihteluilla (Bond et al. 2001). Suomen ilmastoa säätelee siis Pohjois-Atlantin ilmasto. Varhais-holoseenin lämpökauden aikana Lapissa oli kuivaa, mitä osoittavat havainnot 3 4 metriä nykyistä alemmista vedenpinnoista pikkujärvissä (Hyvärinen & Alhonen 1994; Eronen et al. 1999). Myös paleobotaaniset tutkimukset osoittavat lämpimien jaksojen olleen suhteellisesti kuivia (Seppä & Birks 2001; Snowball et al. 2004), siis haihdunta suhteessa sademäärään oli suurempi kuin myöhemmin ilmaston viilentyessä. Absoluuttisista sademääristä ei ole esittää arvioita. Keskiajan lämpökausi ja pieni jääkausi Nykyisen, 1850-luvun puolivälissä alkaneen kaltainen lämpökausi oli keskiajalla jkr. Eteläsuomalaisten järvien pohjakerrostumissa ei ole kevättulvaa osoittavia kerrostumia tältä ajalta, mikä viittaa lumipeitteen puuttumiseen. Pohjois-Amerikan länsiosissa vallitsi pitkä kuivuus, joka oli tuhoisaa mayakulttuureille (mm. Bradley 2008). Kuva 6. Metsärajan mäntyjen vuosilustot heijastavat kasvukauden lämpötiloja. Jyväskylän lähellä sijaitsevan Korttajärven pohjakerrostumien vuosilustojen mineraaliaineksen runsaus puolestaan heijastaa talven lumisuutta ja kevättulvan rajuutta. Keskiajalla jkr. metsärajan männyt kasvoivat hyvin, ja Korttajärven lustoista puuttuu kevättulvaa osoittava mineraaliaineksesta rikas kerros. Kylmä ajanjakso jkr. näkyy kummassakin aineistossa. Briffan (2000) ja Tiljanderin et al. (2000) mukaan.

10 136 Matti Saarnisto Keskiajan lämpökausi tuntui ainakin eri puolilla pohjoista pallonpuoliskoa. Silloin viikingit purjehtivat pohjoiseen ja asuttivat Islantia ja Grönlantia ainakin 79. leveyspiirille asti alueille, missä meri on nykyisin monivuotisen jään peitossa ja maa ikiroudassa. Metsärajan puiden paksuuskasvu kiihtyi ja metsäraja nousi esimerkiksi Hiipinän tuntureilla Kuolan niemimaalla 70 metriä, mikä osoittaa kasvukauden lämpötilojen olleen noin asteen nykyistä korkeampia (Kremenetski et al. 1999). Keskiajan lämpökausi ei ollut yhtäjaksoisesti lämmin, vaan esimerkiksi vuosina jkr. oli kylmä ajanjakso, joka näkyy hidastuneena paksuuskasvuna metsärajan männyissä ja Keski-Suomen järvien lustosedimenteissä mineraaliaineksen lisääntymisenä so. kevättulvan voimistumisena runsaslumisen talven jälkeen (kuva 6). Vaihteleva mutta yleisesti ottaen viilenevä ilmasto vallitsi ja 1400-luvuilla, mutta 1550 luvun puolivälissä alkoi jääkaudenjälkeisen ajan kylmin ajanjakso, joka tunnetaan pikku jääkautena. Se jatkui 1850-luvulle, ja oli kylmimmillään 1600-luvun lopulla, jolloin oli useita ankaria katovuosia. Vuoristojäätiköt olivat laajimmillaan Nuoremman Dryaskauden jälkeen, ja esimerkiksi Ruotsin tuntureilla jäätiköiden sulaminen ja reunan perääntyminen alkoi vasta 1910-luvulla. Nykyinen ilmaston lämpeneminen alkoi 1800-luvun puolivälissä siis jääkaudenjälkeisen kylmimmän ajanjakson jälkeen. Lämpötiloiltaan nykyinen 2000-luvun alun ilmasto vastaa hyvinkin keskiajan lämpökautta eteläisessä Suomessa. Yhteenveto Jääkauden jälkeinen aika alkoi vuotta sitten, kun ilmasto lämpeni muutamassa vuodessa jopa 15 astetta Grönlannin mannerjäätiköllä tehtyjen tutkimusten mukaan. Kesti kuitenkin vielä parituhatta vuotta ennen kuin mannerjäätikkö suli kokonaan Skandinaviasta. Ilmasto oli lämpimimmillään jääkauden jälkeen noin vuotta sitten. Suomen Lapissa olivat kesälämpötilat jopa 2 3 astetta nykyistä korkeampia ja Pohjois-Atlantin pintavedet 3 astetta nykyistä lämpimämpiä. Pohjoisen napameren jääpeite oli niin pieni, että Grönlannin ja Kanadan arktisten saarien pohjoiset rannikkovedet olivat kesäisin sulia, kun ne nykyisin ovat monivuotisen jään peitossa. Nykyisen Saharan alueella oli järviä ja savannimetsiä. Ilmaston viileneminen alkoi noin vuotta sitten. Kesälämpötilat Suomessa ovat laskeneet noin 2 3 astetta. Metsäraja koko pohjoisessa Euraasiassa on peräytynyt Pohjoisen jäämeren rannikolta, Siperiassa paikoin satoja kilometrejä. Ikirouta levisi, samoin vuoristojäätiköt Skandinavian tuntureilla, missä jäätiköitä ei ollut tuhansiin vuosiin edeltävällä lämpökaudella. Saharan järvet kuivuivat ja aavikko levisi. Näin kävi myös Kiinan sisäosissa, kun monsuuni heikkeni. Noin vuotta sitten alkoi yleisesti ottaen aikaisempaa viileämpi ajanjakso, jolle on ollut ominaista suuri vaihtelevuus. Nämä suuret muutokset jääkauden jälkeisessä ilmastossa johtuvat ensi sijassa taivaan mekaniikasta, maan kiertoradan jaksottaisista vaihteluista. Jääkauden jälkeinen ilmasto on vaihdellut myös lyhyemmissä, eripituisissa jaksoissa. Näiden vaihteluiden syitä on haettava auringon energiatuotannon vaihteluista, valtameristä ja tulivuorten purkauksista. Nykyisen, 1850-luvun puolivälissä alkaneen kaltainen lämpökausi oli keskiajalla jkr. Eteläsuomalaisten järvien pohjakerrostumissa ei ole kevättulvaa osoittavia kerrostumia tältä ajalta, mikä viittaa lumipeitteen puuttumiseen. Pohjois-Amerikan länsiosissa

11 Ilmastonmuutos 137 vallitsi pitkä kuivuus, joka oli tuhoisaa mayakulttuureille. Pieni jääkausi noin jkr. oli puolestaan jääkauden jälkeisen ajan kylmin. Erityisen kylmää ja Suomessa kosteaa oli myös ekr. Etelä-Suomessa soiden paksuuskasvu kiihtyi ja niihin kertyi hiiltä kaksi kertaa nopeammin kuin kuivina kausina. Jääkaudenjälkeinen aika voidaan jakaa ilmastollisesti neljään jaksoon: vuotta sitten. Nopea lämpeneminen, mannerjäätiköt sulavat, valtameren pinta nousee, metsittyminen vuotta sitten. Jääkaudenjälkeinen lämpökausi. Lämpötilat Suomessa 2 3 astetta nykyistä korkeampia vuotta sitten. Vaihettumiskausi. Ilmasto viilenee ja vaihtelu lisääntyy vuotta sitten nykyaika. Jääkaudenjälkeisen ajan viilein vaihe, johon sisältyy sekä keskiajan lämpökausi että pieni jääkausi, siis suuria vaihteluja. Kasvihuonekaasujen lisääntyminen erityisesti 1900-luvun jälkipuoliskolla. Lopuksi: Miksi ilmastohistoria on syytä tuntea? Ilmaston luonnolliset muutokset esiteollisena aikana ovat olleet nopeita ja erityisesti sademäärien muutokset dramaattisia, usein tuhoisia ihmisille ja sivilisaatioille. Nopeita ja suuria sademäärien muutoksia jääkauden jälkeen ei kyetä nykyisin selittämään tyydyttävästi. On selvää, että myös tulevaisuudessa sademäärien muutoksilla on keskeinen rooli maapallon kasvavan väestön pyrkiessä sopeutumaan ilmaston muutokseen, jonka ymmärtämiseksi on välttämättä myös tiedettävä miten ja miksi ilmasto on vaihdellut ennen viime vuosikymmeniä. Muutoksiin vaikuttavat tekijät ja niiden vuorovaikutus tunnetaan epätyydyttävästi. Jääkaudenjälkeinen ilmasto on vaihdellut sekä pitkien ajanjaksojen kuluessa että nopeasti muutamassa vuodessa tai vuosikymmenessä, kuten esimerkiksi keskiajalla. Ilmaston muutos on ollut hyvinkin erilaista alueelta toiselle. Siksi on puhuttava varoen globaaleista muutoksista (Birks 2008; Bradley 2008). Ilmasto on vaihdellut sekä liki säännöllisin väliajoin että ainakin näennäisen sattumanvaraisesti. Erityisesti sademäärissä on ollut suuria vaihteluita. Tämä kaikki on ollut luonnollista vaihtelua, joka on välttämättä tunnettava, kun ennakoidaan tulevaa ilmastoa. Ilmaston muutokset ovat vaikuttaneet ympäristöön ja sivilisaatioihin ja erityisesti muutokset sademäärissä ovat olleet odottamattoman nopeita ja ennakoimattomia. Näin tulee olemaan tulevaisuudessakin. Taivaanmekaniikka on ainoa muuttuja, joka tunnetaan tarkasti, auringon energiatuotannon vaihtelu ja tulivuoren purkausten vaikutukset ilmastoon sen sijaan tunnetaan huonommin, erityisesti niiden sisäiset kytkennät lisättynä valtameren virtausolojen vaihtelulla so. termohaliinisen kierron roolilla. Tämä lisää epävarmuutta, kun tutkitaan ja tulkitaan ilmakehän koostumuksen / kasvihuonekaasujen vaikutusta ilmastoon. Siksi paleoilmaston tutkijat ovat varauksellisia vetämään suoria johtopäätöksiä ilmaston lämpenemisen ja kasvihuonekaasujen lisääntymisen välillä. Jääkaudenjälkeisen ajan ilmasto oli lämpimimmillään vuotta sitten, kun ilmakehän hiilidioksidipitoisuus oli yli 30 % (260/380 ppm) nykyistä pienempi. Se oli myös pienempi kuin esiteollisena aikana 1700-luvulla (280 ppm), siis pienen jääkauden aikana.

12 138 Matti Saarnisto KIRJALLISUUS Andersson, G. (1909). The Climate of Sweden in the Late-Quaternary Period. Sveriges Geologiska Undersökning, Series C: 218. Battarbee, R.W. & H. A. Binney (toim.) (2008). Natural Climate Variability and Global Warming: A Holocene Perspective. Chichester: Wiley-Blackwell. Bednarski, J. (1990). An Early Holocene Bowhead Whale (Balaena mysticetus) in Nansen Sound, Canadian Arctic Archipelago. Arctic 43 (1), Beer, J. & B. van Geel (2008). Holocene climate change and the evidence for solar and other forcings. Teoksessa Battarbee, R. W. & H. A. Binney (toim.): Natural Climate Variability and Global Warming: A Holocene Perspective, Chichester: Wiley-Blackwell. Birks, H. J. B. (2008). Holocene climate research progress, paradigms, and problems. Teoksessa Battarbee, R. W. & H. A. Binney (toim.): Natural Climate Variability and Global Warming: A Holocene Perspective, Chichester: Wiley-Blackwell. Bond, G., B. Kromer, J. Beer, R. Muscheler, M. N. Evans, W. Showers, S. Hoffmann, R. Lotti-Bond, I. Hajdas & G. Bonani (2001). Persistent solar influence on North Atlantic climate during the Holocene. Science 294, Bradley R. S., K. R. Briffa, J. Cole, M. K. Hughes & T. J. Osborn (2003). The climate of the Last Millenium. Teoksessa Alverson, K. D., R. S. Bradley & T. F. Pedersen (toim.): Paleoclimate, Global Change and the Future, Berlin: Springer-Verlag, Bradley, R. S. (2008). Holocene perspectives on future climate change. Teoksessa Battarbee, R. W. & H. A. Binney (toim.): Natural climate variability and global warming: A Holocene perspective, Chichester: Wiley-Blackwell. Brauer, A., G. H. Haug, P. Dulski, D. M. Sigman & J. F. W. Negendank (2008). An abrupt wind shift in western Europe at the onset of the Younger Dryas cold period. Nature Geoscience 1, doi: /ngeo263. Briffa, K. R., P. D. Jones, F. H. Schweingruber & T. J. Osborn (1998). Influence of volcanic eruptions on Northern Hemisphere summer temperature over the past 600 years. Nature 393, Denton, G. H. & W. Karlén (1973). Holocene climatic variations their pattern and possible cause. Quaternary Research 3, Digerfeldt, G. (1988). Reconstruction and regional correlation of Holocene lake-level fluctuations in Lake Bysjön, south Sweden. Boreas 17, Donner, J. (1974). Klimatförändringarna efter senaste istid. Societas Scientiarum Fennica, Årsbok-Vuosikirja 51 B 7, EPICA community (2004). Eight glacial cycles from an Antarctic ice core. Nature 429, Eronen, M., H. Hyvärinen & P. Zetterberg (1999). Holocene humidity changes in northern Finnish Lapland inferred from lake sediments and submerged Scots pines dated by tree-rings. The Holocene 9, Eronen, M., P. Zetterberg, K. Briffa, M. Lindholm, J. Meriläinen & M. Timonen (2002). The supra-long scots pine tree-ring record from Finnish Lapland: Part 1, chronology construction and initial inferences. The Holocene 12, Goosse, H., M. E. Mann & H. Renssen (2008). Climate of the past millenium: combining proxy data and model simulations. Teoksessa Battarbee, R. W. & H. A. Binney: Natural Climate Variability and Global Warming: A Holocene Perspective, Chichester: Wiley-Blackwell. Hyvärinen, H. & P. Alhonen (1994). Holocene lake-level changes in the Fennoscandian tree-line region, western Finnish Lapland: diatom and cladoceran evidence. The Holocene 4, Jansen, E., C. Andersson, M. Moros, K. Nisancioglu, B. Nyland & R. Telford (2008). The early to mid- Holocene thermal optimum in the North Atlantic. Teoksessa Battarbee, R. W. & H. A. Binney: Natural Climate Variability and Global Warming: A Holocene Perspective, Chic h- ester: Wiley-Blackwell.

13 Ilmastonmuutos 139 Kremenetski, C., T. Vaschalova & L. Sulerzhitsky (1999). The Holocene vegetation history of the Khibiny Mountains: implications for the post-glacial expansion of spruce and alder on the Kola Peninsula, northwestern Russia. Journal of Quaternary Science 14, Kultti, S. (2004). Holocene changes in treelines and climate from Ural Mountains to Finnish Lapland. Helsinki: Yliopistopaino. Lunkka, J.P Maapallon ilmastohistoria. Helsinki: Gaudeamus. MacDonald, G. M., A. A.Velichko, V. Krementski, O. K. Borisova, A. A. Goleva, A. A. Andreev, L. C. Cwynar, R. T. Riding, S. L. Forman, T. W. D. Edwards, R. Aravena, D. Hammarlund, J. M. Azeicz & V. N. Gattaullin (2000). Holocene treeline history and climate change across northern Eurasia. Quaternary Research 53, Matthews, J. A., S. Dahl, A. S. Nesje, M. S. Berrisford & C. Andersson (2000). Holocene glacier variations in central Jotunheimen, Southern Norway, based on distal glaciolacustrine sediment cores. Quaternary Science Reviews 19, Melander, K. R. & G. Melander (1924). Katovuosista Suomessa. Oma Maa 5, Helsinki. Muscheler, R., J. Beer & P. W. Kubic (2004). Long-term solar variability and climate change based on radionuclide data from ice cores. Solar Variability and Its Effects on Climate. Teoksessa Pap, J. M. & P. Fox (toim.): Geophysical Monograph 141. American Geophysical Union, Mäkilä, M. & M. Saarnisto (2008). Carbon accumulation in boreal peatlands during the Holocene impacts of climate variations. Teoksessa Maria Strack (toim.): Peatlands and Climate Change, International Peat Society. Printed in Saarijärvi, Finland. North Greenland Ice Core members (2004). High-resolution record of Northern Hemisphere climate extending into the last interglacial period. Nature 431, Ojala, A. E. K. & T. Alenius (2005) years of interannual sedimentation recorded in the Lake Nautajärvi (Finland) clastic-organic varves. Palaeogeography, Palaeolimnology, Palaeoecology 219, Ritchie, J. C. (1984). Past and Present Vegetation of the Far Northwest of Canada. Toronto: University of Toronto Press. Robock, A. (2000). Volcanic eruptions and climate. Reviews of Geophysics 38, Saarinen, T., M. Tiljander & M. Saarnisto (2001). Medieval Climate Anomaly in Eastern Finland Recorded by Annually Laminated Lake Sediments. Teoksessa Environmental Changes and Rise and Fall of the Civilizations, 5-9 November 2001, Kyoto and Mikita, Japan. MONSOON 3, Sarmaja-Korjonen, K. (2001). Correlation of fluctuations in cladoceran planktonic, littoral ratio between three cores from a small lake in southern Finland, Holocene water-level changes. The Holocene 11, Saarnisto, M.(2006). Onko seuraava jääkausi välttämätön? Teoksessa Ihminen luonnon muokkaajana karkaako vastuu? Studia Generalia Helsingin yliopiston vapaan sivistystyön toimikunta, Helsinki: Yliopistopaino. Seppä, H. & H. J. B. Birks (2001). July mean temperature and annual precipitation trends during the Holocene in the Fennoscandian tree-line area: pollen based climate reconstructions. The Holocene 11, Snowball, I., A. Korhola, K. Briffa & N. Koç (2004). Holocene Climate Dynamics in High Latitude Europe and the North Atlantic. Teoksessa Battarbee, R. W., F. Gasse & C. Stickling, (toim.): Past Climate variability through Europe and Africa, Dordrecht: Kluwer Academic Publishers. Stuiver, M. & T. F. Braziunas (1993). Sun, ocean, climate and atmospheric 14CO2: evaluation of causal and spectral relationship. The Holocene 3, Tiljander, M., M. Saarnisto, A. E. K. Ojala & T. Saarinen (2003). A 3000-year palaeoenvironmental record from annually laminated sediment of Lake Korttajärvi, central Finland. Boreas 26, van Geel, B., J. van der Plicht, M. Kilian, E. R. Klaver, J. Kouwenberg, H. Renssen, I. Reynaud - Farrera & H. Waterbolk (1998). The sharp rise of 14C ca. 800 cal BC: possible causes, related climatic teleconnections and the impact on human environments. Radiocarbon 40, 1,

14 140 Matti Saarnisto van Geel, B., O.M. Raspopov, J. van der Plicht & H. Renssen (1998). Solar Forcing of Abrubt Climate Change around 850 Calendar Years BC. Teoksessa B.J. Peiser, T. Palmer & M.E. Bailey (toim.): Natural catastrophes during Bronze Age civilisations, BAR International Series 728. Walker, M., Johnsen, S., Rasmussen, S. O., Popp, T., Steffensen, J.-P., Gibbard, P., Hoek, W., Lowe, J., Andrews, J., Björck, S., Cwynar, L. C., Hughen, K., Kershaw, P., Kromer, B., Litt, T., Lowe, D. J., Nakagawa, T., Newnham, R. & Schwander, J Formal definition and dating of the GSSP (Global Stratotype Section and Point) for the base of the Holocene using the Greenland NGRIP ice core, and selected auxiliary records. Journal of Quaternary Science 24, Professori Matti Saarnisto on Suomalaisen Tiedeakatemian pääsihteeri. Matti Saarnisto Suomalainen Tiedeakatemia Mariankatu 5 A Helsinki matti.saarnisto@acadsci.fi