Luku 3: Kasvihuoneilmiö 49

Luku 3: Kasvihuoneilmiö 49 maaperän pieneliöt hajottavat kuolleita kasvijäänteitä entistä vauhdikkaammin, jolloin hiilidioksidikin pääsee takaisin ilmakehään nopeammin. Lisäksi jotkut mallit, mm. brittiläisen Hadley-keskuksen ilmastomalli, ennustavat sademäärien roimasti putoavan Amazon-joen alueilla. Tällöin alueen sademetsät korvautuisivat savanneilla, jotka eivät kykene sitomaan hiilidioksidia alkuunkaan yhtä tehokkaasti kuin sademetsät. Toisaalta joillakin muilla alueilla kasvipeite vastaavasti sitoisi hiilidioksidia entistä enemmän, esimerkiksi metsittyvillä tundra-alueilla. Huolena kuitenkin on, että koko maapallon mitassa hiiltä varastoituisi meriin ja kasvipeitteeseen nykyistä vähemmän. Näin ilmakehän hiilidioksidin määrä saattaisi kasvaa nopeammin kuin aiemmin on arveltu. Kauanko siis oikeastaan hiilidioksidipäästön vaikutus ilmakehässä kestää, kun otetaan huomioon edellä kuvattu hiilen monimutkainen kiertokulku? Tehdään ajatuskoe: päästetään ilmaan 100 hiilidioksidimolekyyliä. Noin 30 vuoden kuluttua ilmakehässä on tämän päästön seurauksena vielä 50 ylimääräistä CO2-molekyyliä; ei juuri näitä samoja molekyyliyksilöitä hiilihän kiertää eri varastojen välillä mutta ylimääräisiä molekyylejä kumminkin. Muutaman sadan vuoden päästä ylimääräisiä molekyylejä on vielä jäljellä noin 20. Pieni osa Ilmakehä 780 (+4/vuosi) Metsien hävittäminen 1,6 Hiilidioksidin liukeneminen meriin 92 Fossiilisten polttoaineiden käyttö 6,4 Meristä haihtuva hiilidioksidi 90 Hiilidioksidin siirtyminen syvempiin vesikerroksiin 3 Meri 40 000 Fossiiliset polttoaineet 5 000 10 000

50 Muutamme ilmastoa CO 2 -päästöstä vaikuttaa ilmassa hiilidioksidipitoisuutta lisäävästi jopa tuhansia vuosia, kunnes ylimääräinen hiilidioksidi lopulta hautautuu valtamerien syvyyksiin. Kun siis auton moottori käynnistyy, pakoputkesta lähtevät terveiset ovat luettavissa ilmakehästä vielä tuhannenkin vuoden kuluttua. Muut kasvihuonekaasut Ihmisten tuottamista kasvihuonekaasuista hiilidioksidin jälkeen toiseksi tärkein on metaani. Metaania syntyy siellä, missä eloperäistä ainesta hajoaa hapettomissa oloissa: riisipelloilla, märehtijöitten (esim. lehmät) suolistossa ja kaatopaikoilla, luonnossa soilla ja vesistöjen pohjakerroksissa. Maakaasu koostuu valtaosaltaan metaanista, joten metaania pääsee ilmakehään kaasuputkien vuotaessa. Myös hiilikaivoksissa vapautuu metaania, samoin puuta poltettaessa; sitä enemmän, mitä märempää puu on ja mitä kituliaammalla ja savuttavammalla liekillä se palaa. Ilmakehässä metaani hajoaa auringonvalosta energiansa saavissa kemiallisissa reaktioissa monen välivaiheen kautta vedeksi ja hiilidioksidiksi. Hiilidioksidipäästöjen vaikutusaikaan verrattuna metaanin elinikä ilmakehässä on suhteellisen lyhyt, noin 12 vuotta. Ilmakehän metaanipitoisuus on tätä nykyä reilusti kaksinkertainen teollistumisen aikaa edeltävään tasoon verrattuna (kuva 3.2, keskiosa). Aivan viime vuosina metaanipitoisuus ei ole kasvanut juuri lainkaan. Ilmiön syitä ei tunneta kunnolla ja se saattaakin olla tilapäinen. Merien pohjakerroksissa ja ikirouta-alueitten maaperässä on suuria määriä metaania sitoutuneena kiinteään olomuotoon, ns. metaanihydraatteina. Mikäli lämpötila nousee riittävän paljon, hydraatit voivat hajota, ja sitoutunutta metaania vapautuisi ilmakehään. Jos metaania vapautuisi todella suuria määriä, maapallon ilmasto lämpenisi varsin paljon. On epätodennäköistä, että hydraateista vapautuisi merkittäviä määriä metaania vielä tämän vuosisadan aikana, mutta kauempana tulevaisuudessa vaara on syytä ottaa huomioon. Dityppioksidia muodostuu maaperässä nitraattien (mm. salpietarin) hajotessa. Ihmiskunnan toimet, erityisesti maatalouden harjoittaminen, tuottaa runsaan kolmasosan kaikista dityppioksidin päästöistä; lähes 2/3 päästöistä on peräisin luonnosta. Dityppioksidimolekyylit hajoavat ilmakehässä auringon korkeaenergiaisen ultraviolettisäteilyn

Luku 3: Kasvihuoneilmiö 51 Ilmatieteen laitoksen hiilidioksidija pienhiukkasmittaukset Lapissa Ilmakehän kasvihuonekaasujen pitoisuuksien seuraaminen perustuu korkeatasoisten observatorioitten tekemiin tarkkoihin havaintoihin. Näiden mittausten avulla voidaan laskea kaasujen määrien muutokset ilmakehässä sekä arvioida kaasujen lähteitä ja nieluja niin meri- kuin maa-alueillakin. Ilmatieteen laitoksen ylläpitämä Muonion mittausasema (kuva 3.4) on tärkeä osa tätä maapallonlaajuista havaintoasemaverkkoa. Aseman hiilidioksidimittausten perusteella on mahdollista arvioida hiilen nieluja Euroopan boreaalisen havumetsävyöhykkeen alueella; kyseessä on ainoa tällainen observatorio Pohjois-Euroopassa. Muonion hiilidioksidihavainnoista näkyy selvästi, kuinka hiilidioksidin pitoisuus ilmassa vaihtelee pohjoisella havumetsävyöhykkeellä vuodenajan mukaan (kuva 3.5). Kasvukauden alkaessa pitoisuus kääntyy laskuun, kun kasvit yhteyttäessään sitovat runsaasti hiilidioksidia. Pitoisuus on alimmillaan loppukesällä, minkä jälkeen se alkaa kohota uudelleen, kun kasvien solunhengitys ja kuolleen kasviaineksen hajoaminen vapauttavat enemmän hiilidioksidia kuin yhteyttäminen enää kasvukauden loppupuolella kykenee sitomaan. Kesästä toiseen toistuvat alhaiset hiilidioksidipitoisuudet aiheutuvat siis metsien ja soiden kyvystä toimia hiilidioksidin nieluina. Kuva 3.4 Ilmatieteen laitoksen Muonion mittausasema talvisessa asussaan. Asema sijaitsee tunturin huipulla Pallas Yllästunturin kansallispuistossa Länsi-Lapissa.

52 Muutamme ilmastoa Manneralueitten kasvipeite ja meret eivät kuitenkaan yhdessäkään kykene poistamaan ilmakehästä kaikkea ihmisten sinne syytämää hiilidioksidia, vaan pitoisuus on vuosi vuodelta yhä suurempi. Tämä pitoisuuden kasvu on nähtävissä sekä yksittäisillä asemilla (kuva 3.5) että maailmanlaajuisesti (kuva 3.2). Viime vuosina hiilidioksidipitoisuuden kasvu on kiihtynyt, ja vauhti on nykyisin noin 2 ppm vuodessa, mikä vastaa likimain 0,5 % ilmakehän hiilidioksidin kokonaismäärästä. Muonion asemalla on mitattu myös pienhiukkasia vuodesta 1996 lähtien. Tutkittaessa hiukkasten vaikutuksia ilmastoon aseman sijainti on aivan erinomainen. Kaukana teollisuudesta ja tiheästä asutuksesta sijaitsevalla asemalla ihmisten tuottamia hiukkasia on hyvin vähän, minkä lisäksi tunturin huipulla sijaitseva asema on itse ajoittain pilven sisässä. Asemalla voidaan näin ollen tutkia luonnosta peräisin olevia hiukkasia ja niiden vaikutuksia pilvien ominaisuuksiin. Hiukkasten kokonaismäärä ilmassa vaihtelee huomattavasti, mutta yleisesti ottaen hiukkasia on kesällä selkeästi enemmän kuin muina vuodenaikoina (kuva 3.6). Tämä johtuu kasvukauden aikana puista ilmakehään erittyvistä orgaanisista yhdisteistä, jotka valon kanssa reagoidessaan tuottavat ilmaan uusia pienhiukkasia. Samaiset pienhiukkaset toimivat myöhemmin pilvipisaroiden tiivistymisytiminä. Kun tiivistymisytimiä on runsaasti, pilvipisarat jäävät pieniksi (kuva 3.7). Pienten pisaroitten on vaikea yhdistyä isoiksi sataviksi pisaroiksi, ja siksi tällaiset pilvet ovat pitkäikäisiä ja huonoja satamaan. Pohjoisen havumetsävyöhykkeen tuottamilla pienhiukkasilla saattaa siis olla huomattavia vaikutuksia paikalliseen ilmastoon. Asiaa ei vielä tunneta kovin hyvin. Kuva 3.5 Kuva 3.6 410 5000 Hiilidioksidipitoisuus (ppm) 400 390 380 370 360 350 1996 1998 2000 2002 2004 2006 Pitoisuus (cm 3 ) 4000 3000 2000 1000 0 1996 1997 1998 1999 2000 2001 2002 2003 2004 2005 2006 2007 Ilmatieteen laitoksen mittaamia hiilidioksidipitoisuuden vuorokautisia keskiarvoja Muonion mittausasemalla sekä havaintoihin sovitettu pitkäaikaisen trendin osoittava suora. Trendi osoittaa pitoisuuden kasvavan noin 2 miljoonasosaa (ppm) vuodessa. Maailman ilmatieteellinen järjestö (WMO) varmentaa, ilmakehän koostumuksen mittausohjelmansa (Global Atmosphere Watch) puitteissa, että eri asemilla tehtävät mittaukset ovat riittävän tarkkoja ja keskenään yhteensopivia. Pienhiukkasten lukumäärä kuutiosenttimetrissä Muonion tunturimittausasemalla vuosina 1996 2007.

Luku 3: Kasvihuoneilmiö 53 vaikutuksesta. Tämä hajoamisreaktio on mahdollinen ainoastaan ilmakehän ylemmissä kerroksissa. Siksi dityppioksidin elinikä, noin 120 vuotta, on paljon pitempi kuin metaanin. Dityppioksidin määrä ilmakehässä on toistaiseksi lisääntynyt melko vähän, vajaat 20 % teollistumisen aikaa edeltävään pitoisuuteen verrattuna (kuva 3.2, alaosa). Pitoisuus kasvaa kuitenkin koko ajan tasaisesti. Itsessään hyvin voimakkaita kasvihuonekaasuja ovat halogenisoidut hiilivedyt, joiden lämpösäteilyä imevä vaikutus on molekyyliä kohti laskettuna jopa tuhansia kertoja suurempi kuin hiilidioksidilla. Nämä kaasut muistuttavat rakenteeltaan kevyitä hiilivetyjä, mutta niissä vetyatomeista osa tai kaikki on korvattu fluorilla ja/tai kloorilla. Kaasujen elinikä vaihtelee noin vuodesta aina tuhansiin vuosiin. Pisin on sellaisten kaasumolekyylien elinikä, joissa fluorin osuus on suurin; sitkeähenkisimmän eli hiilitetrafluoridin (CF 4 ) hajoaminen ilmakehässä kestää peräti 50 000 vuotta. Näitä kaasuja on kuitenkin ilmakehässä niin vähän, että niiden kokonaisvaikutus kasvihuoneilmiön voimistajana jää paljon heikommaksi kuin hiilidioksidin. Useimpia halogenisoitujen hiilivetyjen ryhmään kuuluvista kaasuista ei esiinny ilmakehässä luontaisesti lainkaan, vaan ne ovat kokonaan ihmiskunnan tuotantoa. Kaasuja käytetään mm. kylmälaitteissa, ja päästöjä syntyy myös teollisuudessa. Kasvihuoneilmiön voimistumiseen osallistumisen ohella tämän ryhmän eräillä yhdisteillä, klooria sisältävillä CFC-kaasuilla eli freoneilla, on toinenkin ikävä ominaisuus: ne tuhoavat auringon ultraviolettisäteilyä vaimentavaa stratosfäärin otsonikerrosta. Otsonikerroksen suojelemisen nimissä näitten kaasujen päästöjä ollaankin rajoitettu kansainvälisin sopimuksin, mikä jo näkyy pitoisuuksien kasvun taittumisena. Viimeisenä pienten kasvihuonekaasujen luettelossa mainittakoon otsoni. Valtaosa ilmakehän otsonista majailee stratosfäärissä, ja siellä otsonin väheneminen on vaikuttanut aavistuksen verran kasvihuoneilmiötä heikentävästi. Samaan aikaan troposfäärissä otsonin määrä on kasvanut, mikä taas edesauttaa ilmaston lämpenemistä. Otsonia syntyy alimmissa ilmakerroksissa, kun mm. autojen pakoputkista pursua vat typen oksidit, häkäkaasu ja hiilivedyt reagoivat auringon valossa ilman hapen kanssa. Otsoni on kaasuna lyhytikäinen, joten sen pitoisuudet ilmakehässä vaihtelevat suuresti paikasta toiseen. Kaasun lyhytikäisyyden takia ammoisia otsonipitoisuuksia ei enää voida saada selville

54 Muutamme ilmastoa napajäätikköjen kaasukuplista. Sen tähden meillä on vain suhteellisen hämärä käsitys kaasun pitoisuuksista ennen autoistumisen aikaa. Kovin tarkkaan ei siis osata sanoa sitäkään, kuinka paljon pitoisuus on luonnolliseen tasoon verrattuna lisääntynyt. Vesihöyry palauteilmiö, ei päästölähde Mihinkäs unohtui vesihöyry, luonnollisen kasvihuoneilmiön aiheuttajista tärkein, kun käytiin läpi ihmiskunnan tuottamia kasvihuonekaasuja? Esimerkiksi maakaasua poltettaessa yhtä hiilidioksidimolekyyliä kohti syntyy kaksi vesihöyrymolekyyliä. Ihmiskunta tuottaa vesihöyryä ilmaan monin muinkin tavoin, pyykin kuivatuksesta keinokasteluun. Todellisuudessa ihmisten tuottamat vesihöyrypäästöt eivät kuitenkaan suoranaisesti vaikuta ilmakehän vesihöyryn määrään juuri lainkaan. Veden kiertokulku on nimittäin niin nopeaa, että esimerkiksi kiehuvasta kahvipannusta höyrystynyt vesimolekyyli viipyy ilmakehässä keskimäärin vain reilun viikon. Toisaalta täytyy kuitenkin muistaa, että kun muitten kasvihuonekaasujen lisääntyminen nostaa ilman lämpötilaa, lämpimämpi ilma pystyy sisältämään entistä enemmän vesihöyryä. Esimerkiksi 30-asteiseen ilmaan vesihöyryä mahtuu enimmillään 30 grammaa kuutiometriin, nolla-asteiseen ilmaan vain 5 g/m 3. Toimimalla kasvihuonekaasuna lisääntynyt vesihöyry kohottaa lämpötilaa edelleen. Vesihöyryn lisääntyminen toimii siis vahvistavana palauteilmiönä, joka voimistaa muitten kasvihuonekaasujen aiheuttamaa lämpenemistä. Pienhiukkaset ja pilvet Kaasujen ohella ilmakehässä, etenkin troposfäärissä ja stratosfäärin alimmissa osissa, on vaihtelevia määriä nestemäisiä ja kiinteitä epäpuhtauksia, aerosoli- eli pienhiukkasia. Näitä hiukkasia syntyy sekä luonnostaan että ihmisten toimien seurauksena. Tärkeimpiä luonnollisia hiukkasia ovat valtameristä peräisin olevat merisuola- ja sulfaattihiukkaset, tuulen maaperästä irrottama pöly, kasvien tuottamat orgaaniset pienhiukkaset, metsäpaloissa syntyvät savu- ja nokihiukkaset sekä tulivuorten rikkipäästöistä muodostuvat sulfaattihiukkaset. Ihmiset taas tuottavat hiukkasia mm. käyttäessään fossiilisia polttoaineita energi-

Luku 3: Kasvihuoneilmiö 55 antuotannossa, teollisuudessa ja liikenteessä. Näin ilmaan pääsee pienhiukkasia, jotka sisältävät vaihtelevia määriä sulfaatteja, nokea sekä erilaisia orgaanisia yhdisteitä. Samantyyppisiä hiukkasia tulee ilmaan biomassan palaessa (puun ja turpeen poltto, kaskeaminen yms.). Ihmiset ovat jossakin määrin lisänneet myös pölyn määrää ilmakehässä hävittämällä maan pintaa tuulilta suojaavaa kasvipeitettä. Ilmastonmuutoksen kannalta tärkeimpiä pienhiukkasia ovat sulfaattiaerosolit. Niitä muodostuu, kun rikkipitoisia aineita poltettaessa syntyvä rikkidioksidi reagoi ilmakehässä muodostaen rikkihappoa. Rikkiä on runsaasti mm. kivihiilessä ja raskaassa polttoöljyssä. Sulfaattihiukkasia syntyy, kun rikkihappo reagoi esimerkiksi ammoniakkikaasun kanssa. Useimmat kasvihuonekaasut ovat sekoittuneet ilmakehään varsin tasaisesti, mutta pienhiukkasia on runsaimmin siellä, missä ilmaa saastutetaan rankimmin. Pahiten hiukkasten saastuttamia alueita maailmassa ovat esimerkiksi Intia, Kiinan itäosa sekä Euroopan ja Amerikan tiheään asutut osat. Sademetsien polttaminen Etelä-Amerikassa ja Kaakkois-Aasiassa tuottaa myös paljon hiukkassaastetta. Ilmakehän pienhiukkaset vaikuttavat maapallon säteilytasapainoon monin tavoin. Käytännössä kaikki pienhiukkaset samentavat ilmakehää sirottamalla auringon säteilyä, mikä vähentää maanpinnalle tulevan auringonsäteilyn määrää. Näin hiukkaset paikallisesti viilentävät maanpintaa. Ilmakehän noki- ja pölyhiukkaset imevät itseensä osan auringonsäteilystä lämmittäen niitä ilmakerroksia, joissa kyseisiä hiukkasia leijailee. Hyvin suurina pitoisuuksina tällaiset hiukkaset voivat häiritä ilmavirtauksia ja vaikuttaa veden kiertokulkuun. Lumen tai jään pinnalle laskeutuneet nokihiukkaset imevät tehokkaasti auringon säteilyä ja kiihdyttävät lumen sulamista, mikä jouduttaa jonkin verran ilmaston lämpenemistä pohjoisilla leveysasteilla. Pilvien synty ilmakehässä perustuu aerosolihiukkasten olemassa oloon, sillä jokainen pilvessä oleva pisara vaatii muodostuakseen hiukkasmaisen tiivistymisytimen. Parhaita pilvipisaroiden tiivistymisyti miä ovat sulfaatteja tai vesiliukoisia orgaanisia yhdisteitä sisältävät pienhiukkaset sekä merisuolahiukkaset. Pienhiukkasten toimiminen pilvipisaroiden tiivistymisytiminä saa aikaan sen, että pilvipisaroiden lukumäärä on sitä suurempi mitä enemmän ilmassa on pienhiukkasia, mutta vastaavasti yksittäiset pisarat ovat pienempiä (kuva 3.7). Pilvipisa roiden runsaudella saastuneen ilman pilvissä on kaksi tär-

56 Muutamme ilmastoa Kuva 3.7 Pilvipisaroita puhtaan ja saastuneen ilman pilvissä Saastuneessa ilmassa (oikealla) tiivistymisytimiä on runsaasti. Tälloin pilvipisaroita muodostuu paljon, mutta ne jäävät pieniksi, kun tiivistyvä vesi jakautuu suureen määrään pisaroita. keää vaikutusta. Ensinnäkin paljon mutta pieniä pisaroita sisältävä pilvi heijastaa suuremman osuuden siihen osuvasta auringonsäteilystä. Toisek si tällaisessa pilvessä olevat pienet pisarat eivät kovin helposti kehity sadepisaroiksi, ja siten pilven elinikä pitenee. Molemmat ilmiöt lisäävät auringonsäteilyn heijastumista takaisin avaruuteen ja pyrkivät siten viilentämään ilmastoa. Maailmanlaajuisesti ilmakehän pienhiukkaset siis viilentävät maapalloa ja toimivat näin ilmastonmuutoksen jarrumiehinä. Hiukkasten vaikutusten todellista suuruutta on kuitenkin hyvin vaikea arvioida. Tämä johtuu ensinnäkin siitä, että pienhiukkasten ilmastoa jäähdyttävä vaikutus riippuu paitsi hiukkasten lukumäärästä myös niiden koosta ja kemiallisesta koostumuksesta. Nämä ominaisuudet vaihtelevat huonosti ennustettavalla tavalla niin ajallisesti kuin paikallisestikin ilmakehän eri osissa. Toinen ongelma on, että luonnon ja ihmisten tuottamia pienhiukkasia on ilmakehässä hyvin vaikea erottaa toisistaan. Kolmas ja ehkä suurin hankaluus piilee siinä, ettei pienhiukkasten vuorovaikutusta pilvien kanssa ymmärretä vielä riittävän hyvin. Eräs yllätyskortti hiukkasten vaikutuksia arvioitaessa ovat luonnon omat pienhiukkaset. Hiukkasten muodostuminen luonnossa nimittäin riippuu vallitsevasta ilmastosta. Esimerkiksi ilmaan joutuvien pöly- ja merisuolahiukkasten määrä lisääntyy tuulen nopeuden kasvaessa. Toisaalta on varsin todennäköistä, että tuulten nopeudet muuttuvat ilmaston lämmetessä: tulevaisuudessa yhtäällä tuulee heikommin, toisaalla nykyistä navakammin. Jo 1980-luvulla alettiin epäillä, että tulevaisuu-

Luku 3: Kasvihuoneilmiö 57 dessa valtamerten rikkiyhdisteitten päästöt saattaisivat ilmaston lämmetessä kasvaa. Tämä lisäisi sulfaattihiukkasten määrää valtamerten yllä, mikä puolestaan jarruttaisi lämpenemistä. Kyseistä ilmastotermostaattia on tutkittu jo kahden vuosikymmenen ajan, eikä ilmiön voimakkuutta ole pystytty vielä täysin selvittämään. Tämän vuosituhannen alussa huomattiin, että myös metsien tuottamien pienhiukkasten määrä todennäköisesti lisääntyy ilmaston lämmetessä. Valtameret ja metsät voivat siis pienhiukkasia tuottamalla toimia jonkinlaisina ilmastopuskureina, mutta ilmaston pelastajiksi niistä tuskin tulevina vuosikymmeninä on. Joka tapauksessa näyttää ilmeiseltä, että ihmisten tuottamien pienhiukkasten määrä ilmakehässä ei tulevaisuudessa enää ainakaan ratkaisevasti lisäänny nykyisestä. Päästöt eivät nimittäin enää paljoa kasva, ja hiukkasten elinikä ilmakehässä vaihtelee muutamasta päivästä viikkoihin. Useimmat kasvihuonekaasut taas viipyvät ilmassa vuosikymmeniä ja -satojakin. Pienhiukkasten ilmastoa viilentävä vaikutus jää siis pikkuhiljaa yhä enemmän kasvihuonekaasujen aikaansaaman lämpenemisen varjoon. Säteilypakote miten ihmiskunta on tähän mennessä häirinnyt maapallomme lämpötasapainoa Kasvihuonekaasujen ja pienhiukkasten vaikutusta maapallon ilmastoon voidaan havainnollisesti tarkastella arvioimalla eri tekijöitten aiheuttaman säteilypakotteen suuruutta. Säteilypakote kuvaa sitä energiaepätasapainoa, jonka päästöt ovat ilmastojärjestelmässä saaneet aikaan. Kasvihuonekaasujen määrän kasvu vähentää maapallolta avaruuteen poistuvan lämpösäteilyn määrää, mistä aiheutuu lämmittävä eli positiivinen säteilypakote. Pienhiukkaset taas vähentävät auringonsäteilyn lämmittävää vaikutusta ja aiheuttavat maapallolla jäähdyttävää eli negatiivista säteilypakotetta. Säteilypakotetta mitataan säteilytehon (wattia) määrällä neliömetriä kohden (W/m 2 ). Laskemalla säteilypakotteen suuruudet voidaan vertailla erityyppisiä maapallon ilmastoon vaikuttavia muutostekijöitä. Miten säteilypakotteet ovat muuttuneet teollisen ajan alusta (noin vuodesta 1750) nykyaikaan (vuoteen 2005) selviää kuvasta 3.8. Siinä nollaviivan yläpuoliset palkit kuvaavat ilmastoa lämmittäviä säteilypakotteita ja alapuoliset jäähdyttäviä pakotteita. Kaksi vasemmanpuo-

58 Muutamme ilmastoa Kuva 3.8 Huomattavimmat ihmiskunnan ilmastojärjestelmälle tähän mennessä aiheuttamat häiriöt Hiilidioksidin lisääntyminen Ilmiö tunnetaan hyvin Muitten hyvin sekoittuneitten kasvihuonekaasujen lisääntyminen (metaani, dityppioksidi, halogenisoidut hiilivedyt ym.) Ilmiö tunnetaan hyvin Otsonin lisääntyminen troposfäärissä (lämmittävä) Ilmiö tunnetaan kohtalaisen hyvin Ihmiskunnan aiheuttamien muutosten yhteisvaikutus Auringonsäteilyn muutosten aiheuttama luonnollinen säteilypakote Ilmiö tunnetaan huonosti 2,0 Säteilypakote (W/m 2 ) 1,0 0,0 1,0 CFC ym. N 2 O CO 2 CH 4 O 3 Pylvään päässä oleva jana kertoo säteilypakotearvion epävarmuusvälin Pylvään korkeus kertoo parhaan arvion säteilypakotteen suuruudelle 2,0 Säteilypakotteet on saatu vertaamalla vuoden 2005 tilannetta oloihin esiteollisena aikana (ennen vuotta 1750) Pienhiukkasten epäsuora vaikutus (toimiminen pilvipisaroitten tiivistymisytiminä) Ilmiö tunnetaan huonosti Pienhiukkasten suora vaikutus Ilmiö tunnetaan välttävästi Otsonin vähentyminen stratosfäärissä (jäähdyttävä) Ilmiö tunnetaan kohtalaisen hyvin

Luku 3: Kasvihuoneilmiö 59 leista pylvästä edustavat pitkäikäisiä, ilmakehään tasaisesti sekoittuneita kasvihuonekaasuja, joista hiilidioksidi on ylivoimaisesti tärkein, tärkeämpi kuin kaikki muut kasvihuonekaasut yhteensä. Näitten kasvihuonekaasujen yhteenlaskettu lämmittävä vaikutus on IPCC:n uusimman arviointiraportin mukaan noin 2,6 W/m 2. Otsonin määrien muutoksista, ottaen huomioon sekä otsonin väheneminen stratosfäärissä että lisääntyminen troposfäärissä, kertyy lämmitystä muutama watin kymmenys. Kasvihuonekaasujen vastapainona ovat ilmastonmuutosta jarruttavat aerosolit, joiden yhteenlaskettu jäähdyttävä vaikutus on aika merkittävä, vähän yli yksi watti neliömetriä kohti. Kun kaikki ihmiskunnan vaikutukset lasketaan yhteen, tuloksena on parhaan arvion mukaan 1,6 W/m 2 verran lämmitystä, mikä (aivan sattumalta) on jokseenkin yhtä paljon kuin hiilidioksidin pakotevaikutus yksinään. Kuvassa 3.8 on myös auringonsäteilyn muutoksista aiheutuvaa pakotetta kuvaava pylväs. Tämän pakotteen on kuitenkin arvioitu olevan vain luokkaa 0,12 W/m 2, eli kertaluokkaa vähemmän kuin ihmiskunnan aiheuttama kokonaissäteilypakote (aiheesta enemmän 6. luvussa). Kunkin pylvään yhteydessä on kerrottu arvio siitä, kuinka tarkkaan tutkijat uskovat tuntevansa eri pakotetekijöiden suuruudet. Parhaiten on hallinnassa kasvihuonekaasujen pakotevaikutus, kun taas pienhiukkasten ja auringon aktiivisuuden aiheuttama pakote tunnetaan vielä aika tavalla heikosti. Hiukkasiin liittyvien pakotetekijöitten epävarmuudesta johtuen ihmiskunnan aiheuttaman kokonaispakotteen suuruuttakaan ei voida tietää kovin tarkasti. Arviot vaihtelevat 0,6 ja 2,4 W/m 2 välillä. Etumerkki sentään on varma, eli tähänastiset päästömme ovat sysänneet maapallon ilmastoa lämpimämpään suuntaan. Ilmastojärjestelmän palauteilmiöt Ilmaston tulevien muutosten ennustamista vaikeuttaa ilmastojärjestelmässä esiintyvien monien palauteilmiöitten olemassaolo. Esimerkkinä vahvistavasta palauteilmiöstä on jo ollut esillä ilmakehän vesihöyrysisällön vaikutus. Jos ilmasto jostakin syystä lämpenee esimerkiksi hiilidioksidin lisääntymisen takia lämmennyt ilmakehä kykenee pitämään sisällään entistä enemmän vesihöyryä. Vesihöyry taas on itse erittäin tehokas kasvihuonekaasu, joten sen määrän lisääntyminen vähentää lämpösäteilyn karkaamista avaruuteen entisestään. Siksi vesi-

60 Muutamme ilmastoa pinta lämpenee Paljas maa tai veden pinta heijastaa alle 20 % saapuvasta auringon säteilystä Kuiva pakkaslumi heijastaa jopa 90 % saapuvasta auringon säteilystä Kuva 3.9 Kuiva pakkaslumi heijastaa jopa 90 % saapuvasta auringon säteilystä, paljas maa alle 20 %. Lumipinnalle imeytyy siten vain pieni osa auringon energiasta, heijastunut säteily kaikkoaa takaisin avaruuteen. Lumetonta pintaa aurinko pystyy lämmittämään paljon tehokkaammin. höyryyn liittyvä palaute pyrkii voimistamaan hiilidioksidin lisääntymisen alun alkaen liikkeelle panemaa lämpenemistä. Vastaavasti ilmaston jostakin syystä jäähtyessä ilmakehän vesihöyrymäärä pyrkii vähenemään, mikä voimistaa kylmenemistä entisestään. Ilmastomalleilla tehtyjen kokeitten perusteella on arvioitu, että vesihöyrypalaute suurin piirtein kaksinkertaistaa ilmastojärjestelmän herkkyyden. Jos siis jokin pakote itsessään lämmittäisi maapalloa yhdellä asteella, lämpötila nouseekin kaksi astetta, kun otetaan huomioon vesihöyryn lisääntyminen. Toinen vahvistava palauteilmiö liittyy jään ja lumen sulamiseen. Kun jokin pakotetekijä lämmittää maapalloa, lumen ja jään peittämä pinta-ala maapallolla pienenee. Sula maa tai merenpinta heijastaa paljon vähemmän auringonsäteilyä kuin lumen tai jään peittämä (kuva 3.9). Tällöin vastaavasti enemmän auringonsäteilyä jää lämmittämään pintaa, ja näin alkuperäisen pakotteen aiheuttama ilmaston lämpeneminen voimistuu. Tämä palaute ei koko maapallon mitassa ole yhtä merkittävä kuin vesihöyryn määrään liittyvä, mutta kylmillä ilmastovyöhykkeillä se on paikallisesti varsin tärkeä. Vaikeammin ymmärrettävä palauteilmiö liittyy pilvisyyden muutoksiin. Näyttäisi siltä, että ilmaston lämmetessä myös pilvisyyden

Luku 3: Kasvihuoneilmiö 61 jakauma maapallolla muuttuisi. Mutta lisääntyvätkö pilvet vai vähenevätkö, ja missä, siitä eri ilmastomallit ovat kovasti erimielisiä. Useimmissa malleissa pilviin liittyvä palauteilmiö on ilmastonmuutosta vahvistava, mutta eri mallien tulokset poikkeavat toisistaan varsin paljon. Palauteilmiöt pitkälti määräävät, miten paljon säteilypakotteet muuttavat maapallon lämpötilaa. Tutkimalla suurta joukkoa ilmastomalleja (luku 7) on päädytty sellaiseen arvioon, että jokainen neliömetriä kohti laskettu pakotewatti nostaisi maapallon lämpötilaa arviolta 0,75 C. Joissakin malleissa lämpötilan muutos on kuitenkin ollut lähempänä puolta astetta, toisissa yhden asteen luokkaa. Lämpötilan nousu maapallolla seuraa säteilypakotteen voimistumista useamman vuosikymmenen ja -sadankin viiveellä. Lämpötilan kohoamista hidastavat valtameret, jotka toimivat ilmastojärjestelmässä valtavana lämpöpuskurina. Ihmiskunnan jo tähän mennessä tuottama 1,6 watin lämmittävä säteilypakote lämmittäisi teoriassa maapalloa pitkän ajan kuluessa noin 1,2 asteella. Arvio on toki karkea kahdestakin syystä: ensinnäkin kokonaispakotteen arvo tunnetaan todellisuudessa varsin epätarkasti (kuva 3.8), ja toiseksi eri mallien käsitys ilmaston reagointiherkkyydestä pakotteeseen vaihtelee edellä todetun mukaisesti jopa tekijällä 2. Tähän mennessä toteutunut lämpeneminen on joka tapauksessa tätä teoreettista arvoa pienempi, viimeksi kuluneitten sadan vuoden aikana havaintojen mukaan vasta noin 0,7 C. Hiilidioksidipitoisuuden kaksinkertaistuminen aiheuttaisi ilmastojärjestelmässä noin 4 W/m 2 suuruisen lämmittävän säteilypakotteen. IPCC:n vuonna 2007 julkaiseman yhteenvedon mukaan tällainen pakote nostaa maapallon keskilämpötilaa eri malleissa 2 4,5 C; paras arvio olisi 3 C. Jos kasvihuonekaasujen päästöt jatkavat kasvuaan tasaista vauhtia, niin teollistumista edeltävään aikaan nähden kaksinkertainen hiilidioksidipitoisuus (560 ppm) saavutettaisiin joskus vuoden 2060 paikkeilla. Mutta huomattakoon siis, että valtamerien suuren lämmönvarastointikyvyn vuoksi lämpötila ei tuolloin vielä olisi ehtinyt nousta koko tätä määrää. Eri mallit siis antavat keskenään melko erilaisia arvioita siitä, kuinka paljon kasvihuonekaasujen lisääntyminen tulevaisuudessa nostaa Maapallon keskilämpötilaa. Yksi mieleen tuleva mahdollisuus olisi arvioida yksittäisten mallien hyvyyttä sillä perusteella, miten hyvin ne ovat osanneet simuloida tähänastisen maapallon keskilämpötilan nousun.

62 Muutamme ilmastoa Menettely ei kuitenkaan onnistu näin suoraviivaisesti, koska pienhiukkasten vaikutukset ilmastoon tunnetaan kovin huonosti, ja siksi ihmiskunnan tuottaman kokonaispakotteenkin arvo on varsin epätarkka (kuva 3.8). Näin joku malli saattaa onnekkaasti simuloida tähänastisen lämpenemisen oikein, jos samanaikaisesti esimerkiksi kokonaissäteilypakote on arvioitu liian suureksi mutta vastaavasti tietynsuuruisen pakotteen aiheuttama lämpeneminen on mallissa todellista pienempi. Kasvihuonekaasujen päästö- ja pitoisuusskenaariot Kun tarkastellaan ilmaston tähänastista lämpenemistä, pienhiukkasista johtuvan jäähdytyksen havaitaan kumonneen huomattavan osan kasvihuonekaasujen aiheuttamasta lämmityksestä (kuva 3.8). Tulevaisuudessa näin ei enää käy. Pienhiukkaset nimittäin viipyvät ilmakehässä hyvin lyhyen aikaa, tyypillisesti viikon verran, joten niiden pitoisuudet riippuvat oleellisesti kunkinhetkisten päästöjen määristä. Ilmaston lämpenemistä jarruttavia pienhiukkasia muodostuu ennen kaikkea rikkidioksidin päästöistä. Rikkidioksidi taas on monin tavoin vahingollinen kaasu, joka mm. myrkyttää hengitysilmaa, vahingoittaa kasveja ja synnyttää vesistöjä pilaavia happosateita. Sen tähden rikkidioksidipäästöjä on jo esimerkiksi Euroopassa reippaasti pienennetty. Sielläkin, missä päästöt ovat vielä kasvussa esimerkiksi teollistuvissa Aasian maissa päästöjä on aikaa myöten pakko ruveta hillitsemään. Siksi rikkidioksidipäästöt eivät maailmanlaajuisesti enää paljon kasvane, joten hiukkasista johtuva jäähdyttävä pakotekaan ei juuri voimistu (kuvan 3.8 alaspäin suuntautuvat pylväät). Kasvihuonekaasut ovat toista maata. Erityisesti hiilidioksidin päästöjen totesimme jo vaikuttavan ilmakehässä pitkään, kymmenistä satoihin vuosiin. Vanha hiilidioksidi siis jatkaa elämäänsä ilmakehässä samalla kun se saa piipuista seurakseen uutta. Hiilidioksidin pitoisuus ja siitä aiheutuva lämmittävä säteilypakote kasvavat näin tulevaisuudessa vääjäämättä. Kasvun nopeus toki riippuu siitä, miten hyvin päästöjä onnistutaan tulevaisuudessa hillitsemään. Kasvihuonekaasujen tulevat päästöt riippuvat monista tekijöistä, joita emme kykene ennustamaan. Sen tähden tulevaisuutta kuvaamaan onkin laadittu joukko erilaisia vaihtoehtoisia päästöskenaarioita. Kussakin skenaariossa tehdään erilaisia olettamuksia tulevasta väestömää-

Luku 3: Kasvihuoneilmiö 63 rän ja talouden kehityksestä, energiantuotantotapojen muuttumisesta jne. Näiden lähtöolettamusten perusteella on mahdollista arvioida, kuinka kasvihuonekaasujen päästöt kussakin skenaariossa kehittyvät. Päästötietojen perusteella voidaan edelleen laskea hiilidioksidin tulevia pitoisuuksia, kun mallitetaan hiilen kiertokulku (kuva 3.3) ilmakehän, valtamerien, kasvipeitteen ja maaperän välillä. Muille kasvihuonekaasuille tulevat pitoisuudet voidaan laskea syöttämällä päästötiedot mallille, joka kuvaa kunkin kaasun kemiallisia reaktioita ilmakehässä. Vastaavasti mallitetaan pienhiukkasten määrän ja ominaisuuksien tuleva kehitys rikkidioksidin ja muitten hiukkasten syntyyn vaikuttavien aineitten päästöjen avulla. Päästöskenaarioita on muodostettu suuri joukko. Nykyisin ilmastomallikokeissa käytetään yleisesti IPCC:n SRES-kasvihuonekaasuskenaarioita (lyhenne SRES viittaa IPCC:n vuonna 2000 julkaistuun päästöskenaarioita käsittelevään erikoisraporttiin Special Report on Emission Scenarios). SRES-skenaariot voidaan jakaa kahteen ryhmään: kulutusyhteiskuntaskenaariot (A-skenaariot) ja kestävään kehitykseen tähtäävät skenaariot (B-skenaariot). Tässä teoksessa esitetään ilmastoennusteita, jotka pohjautuvat kolmeen vaihtoehtoiseen SRES-skenaarioon: A2-skenaario edustaa pessimististä tulevaisuudenkuvaa. Sen kuvaamassa maailmassa teollisuus- ja kehitysmaitten tulo- ja kehityserot säilyvät suurina. Tällöin väestönkasvu jatkuu kehitysmaissa nopeana ja maapallon väkiluku kasvaa räjähdysmäisesti; siis rikkaille lisää rahaa ja köyhille lisää lapsia. Siirtyminen fossiilisista polttoaineista päästöttömiin energianlähteisiin on hidasta. B1-skenaario taas on yltiöoptimistinen. Siinä oletetaan teollisuus- ja kehitysmaitten hyvinvointierojen tasaantuvan, mikä saa väestönkasvun talttumaan kehitysmaissakin. Kestävä kehitys on arvossaan, ja ympäristölle ystävällisen teknologian kehittäminen ja käyttöönotto on nopeaa. Ympäristöongelmiin pyritään etsimään maailmanlaajuisia, koko ihmiskunnan kannalta oikeudenmukaisia ratkaisuja. A1B-skenaario edustaa näitten kahden ääriskenaarion välimuotoa. Kuvissa 3.10 3.11 on esitetty arvioita kahden tärkeimmän ihmiskunnan tuottaman kasvihuonekaasun, hiilidioksidin ja metaanin, päästöistä ja pitoisuuksista kolmen yllämainitun tulevaisuudenskenaarion perusteella. A2-skenaarion toteutuessa molempien kaasujen päästöt suurin piirtein kolminkertaistuvat tämän vuosisadan aikana, ja ovat

64 Muutamme ilmastoa Kuva 3.10 Ihmiskunnan hiilidioksidipäästöjen (vasemmalla) ja ilmakehän hiilidioksidipitoisuuden (oikealla) arvioitu kehitys kolmen SRES-skenaarion mukaan Perustuu IPCC:n lukuarvoihin A2-skenaario edustaa pessimististä tulevaisuudenkuvaa 30 24 21 A2 A1B-skenaario edustaa ääriskenaarioiden A2 ja B1 välimuotoa 900 18 15 A1B 12 9 6 B1-skenaario on yltiöoptimistinen B1 3 0 2000 2020 2040 1000 Hiilidioksidipitoisuus (ppm) Hiilidioksidin tuotto (Gt/vuosi) 27 2060 2080 A2 800 A1B 700 600 B1 500 400 300 200 100 0 2000 2100 2020 Aika 2060 Aika 2080 2100 Ihmiskunnan metaanipäästöjen (vasemmalla) ja ilmakehän metaanipitoisuuden (oikealla) muutokset kolmen SRES-skenaarion mukaan 1000 4000 A2 900 600 500 400 300 A1B B1 200 3000 2500 2000 A1B 1500 B1 1000 500 100 0 2000 Metaanipitoisuus (ppb) 700 A2 3500 800 Metaanin tuotto (Mt/vuosi) Kuva 3.11 2040 2020 2040 2060 Aika 2080 2100 0 2000 2020 2040 2060 Aika 2080 2100

Luku 3: Kasvihuoneilmiö 65 selvässä kasvussa vielä vuoden 2100 tienoillakin. Kahdessa muussa skenaariossa päästömäärät kääntyvät laskuun vuosisadan puoliväliä lähestyttäessä. B1-skenaariossa pudotus on voimakkaampi. Tämän skenaarion toteutuessa hiilidioksidin päästöt olisivat vuosisadan lopussa enää puolet vuosisadan alun määristä, ja metaaninkin päästöt olisivat pudonneet kolmanneksella. Metaanin viipymäaika ilmakehässä on melko lyhyt, joten tällä kaasulla päästöjen muutokset näkyvät nopeasti myös pitoisuuksien kehityksessä. Pessimistisessä A2-skenaariossa pitoisuus nousee aika tasaisesti koko vuosisadan, mutta muissa skenaarioissa se on vuosisadan jälkipuolella jo laskussa. Kaikkein toiveikkaimmassa B1-skenaariossa metaania olisi ilmakehässä vuonna 2100 jopa hiukan vähemmän kuin vuonna 2000. Hiilidioksidi sen sijaan viipyy ilmakehässä pitkään, ja sen pitoisuus kasvaa kaikissa skenaarioissa koko tämän vuosisadan ajan. Toki päästöjen määrä näkyy selvästi pitoisuuden kasvun nopeudessa. B1-skenaarion toteutuessa hiilidioksidin määrä näyttäisi vuonna 2100 tienoilla olevan vakiintumassa noin 550 ppm:n tasolle, mikä on suunnilleen kaksinkertainen pitoisuus teollistumista edeltävään aikaan verrattuna. A2-skenaarioissa hiilidioksidin pitoisuus on vuosisadan lopussa noussut jo noin kolminkertaiseksi luonnolliseen tasoon verrattuna (yli 800 ppm:ään), ja kasvu jatkuu edelleen nopeana. Ilmaston muuttumista arvioitaessa on tietysti oleellista tuntea kaikkien kasvihuonekaasujen ja pienhiukkasten yhteenlaskettu säteilypakote. Tämä kokonaispakote on mahdollista ilmaista havainnollisesti ns. tehoisan hiilidioksidipitoisuuden avulla: kuinka suuri olisi se teoreettinen ilmakehän hiilidioksidipitoisuus, josta aiheutuisi yhtä paljon säteilypakotetta kuin skenaariossa aiheutuu kaikista pakotetekijöistä yhteensä. B1-skenaarion mukainen tehoisa hiilidioksidipitoisuus vuonna 2100 olisi noin 600 ppm, A1B-skenaarion 850 ppm ja A2-skenaarion 1 250 ppm. Huomataan siis, että kaikki pakotetekijät yhdessä huomioiden ilmasto muuttuu selvästi voimakkaammin kuin pelkän hiilidioksidin vaikutuksesta, näin erityisesti pessimistisissä päästöskenaarioissa. Kun on saatu laadittua skenaariot eri kasvihuonekaasujen ja leijuvien pienhiukkasten tuleville pitoisuuksille, odotettavissa olevia ilmastonmuutoksia voidaan arvioida ilmastomallien avulla. Malleista kerrotaan enemmän luvussa 7.

Luku 4: Suomen ilmasto 67 Luku 4: Suomen ilmasto Saksalaisen maantieteilijän Wladimir Köppenin kehittelemässä ilmastoluokitusjärjestelmässä Suomi kuuluu lähes kokonaisuudessaan lumi- ja metsäilmaston kostea- ja kylmätalviseen tyyppiin. Lämpimimmän kuukauden keskilämpötila on tällaisessa ilmastossa korkeampi kuin +10 C ja kylmimmän kuukauden vähintäänkin 3 astetta pakkasen puolella. Tämän ilmastovyöhykkeen ulkopuolelle jäävät maassamme vain tundravyöhykkeeseen lukeutuvat käsivarren korkeimmat tunturit ja osa lounaisesta ulkosaaristosta, missä talvi on raja-arvoa leudompi. Säähämme ja ilmastoomme vaikuttavat kuusi keskeistä tekijää 1. Suomen maantieteellinen sijainti 60 N ja 70 N leveyspiirien välissä, eli olemme varsin kaukana päiväntasaajalta. Vuodenaikojen väliset erot ovat sen tähden suuret. Kesällä auringon säteilyä saadaan yltäkylläisesti, talven kaamoksen aikaan tuskin nimeksikään. 2. Yhtäältä Atlantin valtameren ja Norjan meren läheisyys siellä vallitsevine lämpimine merivirtoineen, toisaalta maamme itäpuolinen laaja Euraasian manner. Ilmastomme ei siten ole puhtaasti merellinen eikä mantereinen. 3. Koska maamme sijaitsee valtameren ja suuren mantereen vaikutuspiirien rajamaastossa, ilmavirtauksen suunta pitkälti määrää, millainen sää meillä kulloinkin vallitsee. Talvella pitkään vallitseva länsivirtaus pitää sään leutona, kun taas itätuuli tuo kireitä pakkasia. Kesällä hiostavimmat helleaallot tulevat kaakosta.

68 Muutamme ilmastoa 4. Ilmastovyöhykkeellämme ilmavirtaukset ja sääolot vaihtelevat jatkuvasti päivästä toiseen. Tämä johtuu alati muotoaan muuttavista matalaja korkeapaineista, jotka liikkuvat ilmavirtausten ohjailemina. Sääolot saattavat myös olla peräkkäisinä vuosina aivan erilaiset. 5. Suurten vuoristojen puuttuminen. Maaston korkeus vaihtelee meillä paljon vähemmän kuin esimerkiksi Norjassa. Siksi ilmasto muuttuu maamme eri osien välillä melko tasaisesti ilman jyrkkiä hyppäyksiä. Maaston korkeusvaihtelut vaikuttavat silti meidänkin ilmastoomme. Ylävillä alueilla kesän kasvukausi jää ympäristöä lyhyemmäksi ja sateita saadaan enemmän, varsinkin talvella. 6. Vesistöjen runsaus. Suomenlahti ja Pohjanlahti leudontavat rannikkoalueitten talvia ja viilentävät kesiä. Toisaalta rannikoilla ja myös sisä järvien lähettyvillä halloja esiintyy kesällä vähävesistöisiä alueita harvemmin. Varsinkin alkukesällä meret ja suuret järvet hyljeksivät kuurosadepilviä, joten niitten lähettyvillä sataa tuolloin suhteellisen vähän. Kuva 4.1 Keskilämpötila Suomessa vuosien 1971 2000 keskiarvona Heinäkuu Tammikuu

Luku 4: Suomen ilmasto 69 Kaiken kaikkiaan Suomessa ilmasto on aika turvallinen. Kyllä meilläkin esiintyy myrskyjä, rankkasateita, kuivuutta ja muita sään ääri-ilmiöitä, mutta ne eivät ole niin voimakkaita kuin monilla muilla maailman alueilla. Lämpötila Ilman lämpötila on meille tutuin ja ilmastonmuutoksen etenemistä seurattaessa kiinnostavin ilmastosuure. Keskikesän ja -talven keskilämpötilat Suomessa on esitetty kuvassa 4.1. Kesällä aurinko lämmittää koko maata lähes yhtä tehokkaasti, ja lämpötilaerot etelän ja pohjoisen välillä jäävät pieniksi. Esimerkiksi Rovaniemen seudulla on vain pari astetta viileämpää kuin Kesä-Suomen lämpöpääkaupungissa Lappeenrannassa. Vain pohjoisin Lappi, jota Jäämeren läheisyys ja maaston korkeus viilentävät, jää selvemmin muuta maata kylmemmäksi. Runsasjärviset seudut ovat korkeammista yölämpötiloista johtuen ympäristöään lämpimämpiä. Kaupungistumisen lämmittävä vaikutus näkyy esimerkiksi Oulun ja Helsingin seuduilla. Talvella Etelä- ja Pohjois-Suomen lämpötilojen välinen ero on huomattavasti suurempi kuin kesällä. Talvisin on leudointa maan lounaisosassa ja saaristossa, kylmintä Lapin sisämaassa. Ympäri vuoden sulana pysyvä Jäämeri leudontaa talvisäitä käsivarressa, Utsjoella ja Inarin Lapissa, mikä näkyy selvästi tammikuun keskilämpötilan kartassa. Suomen vuotuisen keskilämpötilan vaihteluita ajan suhteen havainnollistaa kuva 4.2. Kun tarkastellaan ilmastollisista vaihteluista kertovaa tasoitettua aikasarjaa (kuvan musta käyrä), 1800-luvun jälkipuolen huomataan olleen nykyisen mittapuun mukaan viileää aikaa. 1900-luvun alkuvuosikymmeninä lämpötila selvästi nousi, ja erityisesti 1930-luku erottuu lämpimänä. Seuraavina vuosikymmeninä lämpötila taasen laski jonkin verran, ja varsinkin 1960-luvun loppu ja 1980-luvun alku olivat melko koleita. Myös 1940-luvun alun sotavuosien ankarat talvet näkyvät käyrässä notkahduksena. 1980-luvulta lähtien keskilämpötilat ovat olleet selvässä nousussa. Vuosikymmenien mitassa Suomen lämpötilat ovat muuttuneet melko lailla yhtä jalkaa koko maapallon keskilämpötilan kanssa, joskin yksittäisellä pienellä alueella kuten Suomessa lämpökäyrä heilahtelee enemmän (vertaa kuvia 4.2 ja 5.5). Näin ollen esimerkiksi lämmin 1930-luku erottuu meillä selvästi jyrkempänä kuin koko maapallolla keskimäärin. Aivan viime vuosina

70 Muutamme ilmastoa Kuva 4.2 Vuoden keskilämpötilan vaihtelu Suomessa vuosina 1847 2007 ilmaistuna poikkeamana kauden 1971 2000 keskiarvosta +3 +2 1900-luvun alkuvuosikymmeninä lämpötila selvästi nousi +1 0 1 2 3 1867 oli jäätävyydessä omaa luokkaansa Viime vuosikymmeninä lämpötila on taas noussut 4 1840 1860 1880 1900 1920 1940 1960 1980 2000 Yksittäinen pylväs: yksittäisen vuoden keskilämpötila Punainen pylväs: vertailujaksoa 1971 2000 lämpimämmät vuodet Musta käyrä on lämpö tila poikkeamien tasoitettu aikasarja Sininen pylväs: vertailujaksoa 1971 2000 kylmemmät vuodet Keskilämpötilat on laskettu neljän pitkään toimineen havaintoaseman (Oulu, Kajaani, Kuopio ja Helsinki) lämpötilojen keskiarvona. Näistä asemista kolme sijaitsee aika lähellä valtakunnan maantieteellistä keskipistettä ja yksi maan eteläreunalla. Arvot siis edustavat tyydyttävästi suurinta osaa Suomea, poislukien Lappi, missä havainnonteko alkoi vasta myöhemmin. meilläkin tosin on jo ollut niin lämmintä, että sen rinnalla 1930-luvun lämpöaaltokin kalpenee. Yksittäisten vuosien lämpötiloja (värilliset pylväät) tutkiskeltaessa esille nousee vuosi 1867, joka oli jäätävyydessä omaa luokkaansa. Erityisen kylmää tuona vuonna oli toukokuussa ja kesäkuun alkupuolella. Niinpä järvet pääsivät eroon jääkatteestaan vasta juhannuksen alla. Pelloilla kevätkylvöt myöhästyivät pahasti, ja kun vielä syyskuun alussa sattunut ankara halla katkaisi kasvukauden ennen aikojaan, maatamme koetteli paha kato. Nälkä ja taudit tappoivat ennen seuraavaa kesää noin 8 % Suomen tuolloisesta väestöstä.

Luku 4: Suomen ilmasto 71 Suomen absoluuttisesti korkein lämpötila, +35,9 C, mitattiin Turussa 9.7.1914. Kylmyysennätys 51,5 C saavutettiin Kittilässä 28.1. 1999. Lapissa on todennäköisesti kyllä esiintynyt kovempiakin pakkasia, varsinkin 1800-luvun kylminä vuosina, mutta tuonaikainen harva havaintoasemaverkko ei onnistunut saamaan kiinni kaikkein alhaisimpia lämpötiloja. Sateet ja lumipeite Lämpötilan ohella päivittäiseen elämäämme vaikuttavat suuresti myös sateet. Suomen vuotuisen sademäärän kartta on esitetty kuvassa 4.3. Vähiten vettä, noin 500 mm vuodessa, saadaan Pohjanmaan rannikol la ja paikoin Lapissa. Runsaasti, noin 700 mm vuodessa, sataa ylävillä alueil la Itä- ja Keski-Suomessa. Myös Salpausselän tienoo ja sen eteläpuolinen alue ovat märkiä. Vastaavasti ympäristöään alavampi Järvi-Suomen eteläosa erottuu suhteellisen vähäsateisena. Varsinkin talvisin enimmät sateet saadaan eteläisten ja kaakkoisten tuu lien puhallellessa. Kohdatessaan Suomen etelärannikon tällainen ilmavir taus joutuu kohoamaan ylöspäin kohti Salpausselkää, jolloin vettä tiivistyy tehokkaasti sateeksi (vrt. sivu 16). Pohjanmaalla rannikkoa lähestyessään tä mänsuuntainen ilmavirtaus taas laskettelee alamäkeen, mikä vähentää sateita. Kuva 4.3 ei kerro sademääristä aivan koko totuutta. Varsinkin tuulisella säällä ja sateen tullessa lumena tuuli pyörittelee hiutaleita sen verran vinhasti, ettei läheskään kaikki taivaalta tuleva Vuotuinen sade määrä milli metreinä Suomessa vuo sien 1971 2000 keskiarvona tavara löydä tietään sademittariin. Siksi mitatut sademäärät ovat jonkin verran todellisia pienempiä. Ero on suurin Lapissa, eritoten tuntureilla. Keskimääräinen vuotuinen sademäärä ei loppujen lopuksi vaihtele Suomen eri osien välillä kovin paljon ja kaikkialla Suomessa vettä Kuva 4.3

72 Muutamme ilmastoa Kuva 4.4 Helsingissä mitattu kesä elokuun sademäärä vuosina 1900 2007 450 400 350 Vaakaviiva kertoo kauden 1971 2000 keskimääräisen sademäärän (188 mm) 300 250 200 150 100 50 0 1900 1910 1920 1930 1940 1950 1960 1970 1980 1990 2000 saadaan keskimäärin kohtuullisesti. Toisaalta sateitten määrä heittelee suuresti vuodesta toiseen. Kuvassa 4.4 on esitetty kesäkuukausien sademäärien vaihtelu Helsingissä vuosina 1900 2007. Sademittauksia on paikkakunnalla kyllä tehty jo vuodesta 1844 lähtien, mutta mittarien vaihtumisten ym. häiriötekijöitten takia viime vuosisadan sadetiedot eivät ole täysin vertailukelpoisia nykyisten kanssa. Kuvasta nähdään, että vähäsateisimpina kesinä, esimerkiksi vuonna 2006, sademäärät ovat pyörineet 50 millimetrin molemmin puolin. Toisaalta useat meistä muistavat vielä vuoden 2004 sateisen kesän, jolloin Helsingissä tuli vettä 343 mm. Koko maan mittakaavassa vielä runsaammin satoi vuonna 1981. Vaikka siis keskimäärin Suomessa sataa vettä aika sopivasti, yksittäisinä vuosina voidaan joutua kärsimään liian runsaista tai liian niukoiksi jäävistä sateista. Kuvassa 4.5 esitetään esimerkkejä yksittäisten kesien sademäärien alueellisista eroista. Vuodet eivät todellakaan ole veljeksiä: esimerkiksi kuvan kahtena sadekesänä runsaimmat sateet ovat osuneet aika tavalla eri kohtiin valtakuntaa. Suurin kuukausittainen sademäärä, 302 mm, mitattiin Laukaassa Keski-Suomessa vuoden 1934 heinäkuussa. Yhden vuorokauden

Luku 4: Suomen ilmasto 73 aikana sadetta on ropissut enimmillään 198 mm; näin kävi Espoossa 21.7.1944. Viime vuosikymmeninä Suomen sademäärät eivät ole paljoakaan muuttuneet. Sen sijaan lähialueillamme Baltian maissa ja Skandinaviassa ilmasto näyttäisi muuttuneen hieman sateisempaan suuntaan. Sademäärät kuitenkin vaihtelevat suuresti vuodesta toiseen, eikä usein ole helppo osoittaa, liittyykö sademäärän havaittu lisääntyminen todella ilmastonmuutokseen. Sademäärät ovat siis suurimpia kesällä, mutta talvisateista poiketen kesän sateet ovat usein lyhytkestoisia. Kesäinen sadekuuro kestää tyypillisesti vain 30 45 minuuttia, mutta päivän mittaan lyhyitä sadekuuroja voi ropsahdella useita. Kesällä sateisen ajan osuus on vain 5 10 %, joskin sateet sattuvat usein ulkoilmaelämän kannalta ikävimpään aikaan iltapäivällä. Talvella sen sijaan sataa 25 40 % ajasta. Melkoinen osa näistä sateista on kylläkin hyvin heikkoa lumi- tai tihkusadetta, joka ei juuri haittaa elämää. Talviset sateet jakautuvat tasaisesti vuorokauden eri ajoille. Lumipeite on tavanomaisena talvena paksuimmillaan maan etelä- ja keskiosassa maaliskuun puolivälin tienoilla, Lapissa yleensä vasta huh- Sademäärien alueellinen jakautuma Suomessa kolmena sadeoloiltaan poikkeuksellisena kesänä Kuva 4.5 1981 2004 2006 Vuosina 1981 ja 2004 satoi runsaasti, kun taas vuonna 2006 laajoilla alueilla oli ennätyksellisen vähäsateista.

74 Muutamme ilmastoa Kuva 4.6 tikuun alussa. Suomen lumisimpia seutuja ovat maan itäosien vaaraalueet sekä Lapin tunturit (kuva 4.6). Eteläisillä ja läntisillä rannikkoalueilla lumipeite on paljon ohuempi, kun talvellakin osa sateista tulee vetenä ja suojasäät välillä sulattavat Lumipeitteen paksuus maaliskuun puolivälissä; kauden 1971 2000 keskiarvo lunta. Lumen määrä vaihtelee suuresti vuodesta toiseen. Suurin virallinen lumen syvyys 190 cm mitattiin 19.4.1997 Kilpisjärvellä. Lopputalvesta notkelmiin ja tunturien välisiin kuruihin on voinut kertyä lunta paljon enemmänkin. Talvien ja keväitten leudontuminen on lyhentänyt lumipeitteen kestoaikaa 1960-luvulta tämän vuosituhannen alkuun noin kymmenellä päivällä. Etelä- Suomes sa nietokset ovat myös jääneet aikaisempaa matalammiksi. Leutoina talvina maan eri osien väliset erot lumen määrässä voivat olla suuria. Tällaiset talvet tapaavat olla runsassateisia, ja pohjoisessa reippaat lumisateet kerryttävät paksun hangen. Eteläisimmässä Suomessa taas tihuttelee voittopuolisesti vettä ja räntää, ja maa pysyy ison osan talvesta mustana. Ilmanpaine ja tuulet Maan pinnalla vallitseva ilmanpaine määräytyy yläpuolella olevan ilmapatsaan painon perusteella. Keskimäärin maanpinnalla vallitseva ilmanpaine on 1013 hpa (hehtopascalia). Säätilasta riippuen ilmanpaine vaihtelee meillä reilut 5 % tämän keskiarvon molemmin puolin. Alin ilmanpaine, 940 hpa, mitattiin Raumalla 27.2.1990 ja korkein, 1066 hpa, Helsingissä 22.1.1907. Vaikka vain kolotusherkimmät ihmiset kykenevät itse aistimaan ilmanpaineen muutoksia, ilmanpaine on erittäin keskeinen ilmatieteellinen suure. Ilmanpainekartta antaa nopeasti yleiskuvan vallitsevasta säästä laajoilla alueilla. Matalamman paineen alueilla ilma on tyypilli-

Luku 4: Suomen ilmasto 75 sesti sateista, korkeapaineen alueilla poutaista. Siellä missä paine muuttuu pienellä alueella paljon, tuulee kovaa. Tuuli voi vaihdella nopeudeltaan huomattavasti, tyynestä myrskyyn. Suomi on kuitenkin turvassa kaikkein voimakkaimmilta myrskyiltä, sillä hurjimmat Atlantilla syntyvät matalapainemyrskyt vaimenevat aina jonkin verran tullessaan meille Skandinavian poikki. Viime vuosina Etelä-Ruotsin ja Viron yli on talvisin hetkittäin puhaltanut hirmumyrskyn luokkaa olevia tuulia, jotka ovat aiheuttaneet suurta tuhoa. Tuuli puhaltaa voimakkaimmin merialueilla, missä maastoesteet eivät vaimenna myrskytuulten raivoa. Myrskypäivien lukumäärän ei ole voitu osoittaa Suomessa viime aikoina muuttuneen. Vertailukelpoista tilastoaineistoa myrskyistä tosin on vasta vuodesta 1990 lukien, koska siitä alkaen on saatu tasalaatuista havaintotietoa automaattisesti tuulta mittaavilta asemilta. Kovimmaksi tuuleksi Suomen merialueilla on mitattu 31 m/s. On kuitenkin syytä huomata, että eri asemilla mitatut kovimmat tuulet eivät ole järin vertailukelpoisia. Mittauspaikan korkeus vaikuttaa tuulen nopeuteen, sillä tuulen voima kasvaa sitä suuremmaksi mitä ylempää se mitataan. Toisaalta pienetkin puut ja muut maastoesteet jarruttavat tuulia, ja kovimmin tuuli puhaltelee aivan avoimella merellä. Pilvisyys ja auringonpaiste Pilvisyyden kokonaismäärää taivaalla ei aivan viime aikoja lukuunottamatta ole voitu havainnoida millään mittalaitteella, vaan tieto on perustunut säähavainnontekijän omaan arvioon. Arvioinnin subjektiivisuuden takia pilvisyystiedot eivät ole läheskään yhtä tarkkoja kuin mittareilla tehdyt havainnot. Pilvisyyden määrä vuoden 12 kuukautena kahdella havaintoasemalla on esitetty kuvassa 4.7. Jyväskylä edustaa tässä Suomen eteläistä, Sodankylä pohjoista puoliskoa. Etelä-Suomessa pilvisyyden kokonaismäärä vaihtelee selvästi vuodenajoittain. Vähiten pilviä on touko heinäkuussa, eniten marras joulukuussa. Pilvisyyden vaihtelu korostaa siten vuodenaikojen valoisuuseroja. Auringon ollessa korkeimmillaan ja päivän pisimmillään pilviäkin on vähiten, ja toisaalta pilvien runsaus entisestään synkentää loppusyksyn ja alkutalven kaamosta. Pilvisyyden määrään on laskettu mukaan myös sellaiset ohuet yläpilvet, joitten