Luku 6: Muuttaako aurinko ilmastoa 97 (kuva 6.3). Tärkeitä avaruussään häiriölähteitä ovat myös auringon korona-aukot, joista aurinkotuuli pääsee vapaasti puhaltamaan avaruuteen. Auringon aktiivisuudessa esiintyy jaksollisuutta siten, että aktiivisuustapahtumien määrä vaihtelee 11 vuoden jaksossa. Tähän jaksollisuuteen liittyy myös auringonpilkkujen esiintyminen (kuva 6.4). Aktiivisuustapahtumia on eniten auringonpilkkujen lukumäärän ollessa suurimmillaan, ja vähiten silloin, kun pilkkuja on niukasti. Viimeksi pilkkujen maksimikausi oli vuonna 2000 ja minimi saavutettiin vuonna 2008. Auringonpilkut ovat auringon pinnalla olevia jättimäisiä, jopa kymmeniä kertoja maapalloa kookkaampia, magneettikentän keskittymiä. Niiden kohdalla aurinko on noin 1 000 C kylmempi kuin muualla ja siitä johtuu pilkkujen näennäinen tummuus (kuva 6.2). Pilkkujen ympäristössä tapahtuu aika ajoin suunnattomia räjähdyksiä, joiden vaikutuksesta maapallon avaruussäässä tapahtuu suuria muutoksia. Auringon aktiivisuus vaikuttaa Maan magneettikenttään synnyttäen siihen ajallisesti muuttuvia häiriöitä. Suurimpia häiriöitä kutsutaan magneettisiksi myrskyiksi, joiden aiheuttajana ovat magnetosfäärin ja ionosfäärin sähkövirrat (suurimmillaan jopa miljoona ampeeria) 100 25 000 km korkeu del la. Magneettinen myrsky on osa avaruussäämyrskyä, jonka tunnetuin ilmentymä on revontulet. Avaruussään hitaat muutokset kuvaavat avaruusilmastoa, johon vaikuttavat auringon energiantuoton yhtä lailla hitaat muutokset. Revontulien määrällä mitattuna avaruussää lämpeni lähes koko viime vuosisadan, koska esimerkiksi Helsingissä revontuliöiden lukumäärä kasvoi lähes 50 % vuosisadan alusta sen loppuun. Auringonpilkkuja. Kuvassa näkyvien suurimpien pilkkujen koko on noin 10 kertaa suurempi kuin maapallon halkaisija (12 700 km) Kuva 6.2
98 Muutamme ilmastoa Kuva 6.3 Auringon purkauksia Vasemmalla aurinko UV-säteilyn valossa. Vasemmalla reunalla näkyy aktiivisen a lueen aiheuttama kirkastuma. Keskellä ja oikealla on SOHO-luotaimen koronagrafilla otetut kuvat auringossa tapahtuneesta koronan massapurkauksesta. Kuvan keskellä oleva valkoinen ympyrä kuvaa auringon kiekkoa, joka on kameran optiikkaa suojaavan pyöreän levyn takana. Massapurkauksen aines lähtee kuvassa vasemmalle yläviistoon. Auringosta puhaltava aurinkotuuli näkyy valkeina kielekkeinä eri puolilla aurinkoa. Tyypillisen avaruusmyrskyn tuottama teho on 100 200 gigawattia useiden tuntien ajan, eli 2 4 kertainen koko Suomen samanaikaiseen tehonkulutukseen verrattuna. Samaan aikaan avaruuteen sinkoutuu noin gigatonnin verran auringon materiaa. Kyseessä on siis ihmisen käyttämiin energianlähteisiin verrattuna valtaisa energia-annos, mutta maapallon ilmakehän koko energiatalouden kannalta se on mitättömän pieni, vain promillen luokkaa auringon kokonaissäteilyyn verrattuna. Lisäksi kaikki tämä lisäenergia jää korkealle ilmakehän ylära joille. Avaruussään vaikutukset sääilmiöihin Usein kysytään, vaikuttavatko auringonpilkut maapallon säähän ja ilmastoon, kun ne kerran säätelevät ilmakehän yläosissa revontulien esiintymistä ja muita avaruussääilmiöitä? Ilmakehän lämpötila vaihtelee noin 150 km korkeudesta ylöspäin auringonpilkkujakson aikana jopa satoja asteita. Kuinka alas ilmakehässä avaruussään vaihtelut yltävät? Miksi niillä ei olisi vaikutusta myös tavalliseen säähän ja ilmastoon lähellä maanpintaa? Auringon aktiivisuuden vaikutus alailmakehän sääilmiöihin on ollut kiistanalainen ongelma jo 1800-luvun alusta lähtien. Kun saksalaisen tähtitieteen harrastaja Heinrich Schwabe keksi suurta huomiota
Luku 6: Muuttaako aurinko ilmastoa 99 saaneen auringonpilkkujen esiintymisen 11-vuotisen jaksollisuuden, samaa jaksollisuutta alettiin etsiä myös maapallon sään ja ilmaston vaihteluista. Auringonpilkkujen vaikutusmekanismiksi oletettiin tummien pilkkujen aiheuttama säteilyn väheneminen ja sen myötä ilmasto-oloissa arveltiin näkyvän pilkkujakson mukaista vaihtelua. Revontulien esiintymisen ja maapallon magneettikentän häiriöiden yhteys auringonpilkkujen esiintymisen 11-vuotiseen vaihteluun vahvistui jo 1800-luvun puolivälissä. Sen sijaan auringonpilkkujen esiintymisjakson yhteyttä maapallon sääoloihin ei ole voitu varmistaa, vaikka aiheesta on runsaan 150 vuoden aikana julkaistu tuhansia tutkimuksia. Eräs keskeinen kysymys tässä yhteydessä on kuinka paljon auringon maapallolle suoma kokonaissäteily ( aurinkovakio 1 366 W/m 2 ) vaihtelee eri aikaväleillä ja säteilyspektrin eri alueilla? Viime vuosikymmenellä satelliittimittaukset vahvistivat, että kokonaissäteily vaihtelee auringonpilkkujakson aikana minimistä maksimiin vain noin 0,8 %. Siitä aiheutuva lämpötilan muutos olisi teoreettisesti hieman yli 0,1 C (Kuva 6.5). Vaikka maksimivuosina pilkut vähentävät säteilyä pilkkujen kohdalla, säteily lisääntyy sitäkin enemmän pilkkujen ympäristön aktiivisemman toiminnan ja muiden purkausilmiöiden ansiosta. Lopputulos on, että pilkkumaksimissa aurinko säteilee hivenen voi- Auringonpilkkujen määrää kuvaavan auringonpilkkuluvun vaihtelut 1600-luvun alusta nykypäivään Kuva 6.4 200 Auringonpilkkuluku 150 100 50 0 1600 1650 Maunderin minimi 1700 1750 Daltonin minimi 1800 Vuosi 1850 1900 1950 2000 Pilkkujen huippulukemat olivat 1950-luvulla. 1600-luvun loppupuolella niitä oli tuskin lainkaan. Tällöin oli ns. Maunderin pilkkuminimi, joka kesti poikkeuksellisesti noin 50 vuotta. Aurinko on nyt hyvin lähellä pilkkuminimiä, joka saavutettiin vuonna 2008.
100 Muutamme ilmastoa Kuva 6.5 Sininen käyrä kuvaa auringon säteilyn muutoksia satelliittimittausten mukaan (ftp.ngdc.noaa.gov) ja punainen käyrä kertoo auringonpilkkujen määrän. Aurinko säteilee noin 1 W/m 2 enemmän pilkkumaksimien aikoihin verrattuna vähäisten pilkkumäärien esiintymisaikoihin. Ero vastaa maapallon säteilylämpötilassa noin 0,1 C muutosta. Punainen suora viiva kuvaa auringon säteilyn pitkäaikaista muutosta, joka on siis laskeva. 180 1366,8 Auringonpilkkuluku 160 140 120 100 80 60 40 20 1366,6 1366,4 1366,2 1366,0 1365,8 1366,6 1366,4 0 1366,2 1975 1980 1985 1990 1995 2000 2005 2010 Vuosi Auringon kokonaissäteily (W/m 2 ) makkaammin kuin pilkkuminimin aikana, kuten kuva 6.5 osoittaa. Huomionarvoista kuvassa 6.5 on se, että auringon säteilyssä ei näytä tapahtuneen pitkän aikavälin kasvua, vaan pikemminkin suunta on viimeksi kuluneiden yli 30 vuoden aikana ollut lievästi laskeva. Viime vuosikymmenien aikana havaittu maapallon lämpötilan jatkuva nousu ei siten selity auringon säteilymäärän kasvulla. Aurinkovakion vaihtelu auringonpilkkujaksoa huomattavasti pitemmillä aikaväleillä on epävarmaa ja tiedot siitä vaihtelevat. Auringonpilkut olivat lähes kadoksissa vuosikymmenien ajan 1600-luvun puolivälistä 1700-luvun alkuun (Kuva 6.4). Samaan aikaan koettiin Euroopassa niin sanotun pienen jääkauden kylmimmät vuodet, minkä on joskus tulkittu johtuneen auringon säteilyn heikentymisestä. Pieni jääkausi ei kuitenkaan ollut maapallonlaajuinen yhtenäinen viileä kausi, vaan kylmiä periodeja oli eri aikaan eri puolilla maapalloa. Auringon säteilyn vajaus ei yksin ole siinä selittäjänä. Kuvassa 6.6 nähdään auringon säteilytehon ja maapallon lämpötilan muutokset. Auringon säteilyvoimakkuus kasvoi 1900-luvun puoliväliin saakka ja samanaikaisesti myös lämpötila nousi noin 0,4 C. Nou-
Luku 6: Muuttaako aurinko ilmastoa 101 susta ehkä 10 20 % oli auringon osuutta. Sen jälkeen auringon säteilyn muutos on kasvanut vain vähän, mutta maapallon lämpötila on jatkanut nousuaan ja siinä auringon osuus on lähes olematon. Otsoni ja avaruussää Otsoni on hapen kolmiatominen muoto (O 3 ). Sen muodostumisessa ensin UV-säteily (aallonpituus noin 200 nm) hajottaa normaaleja kaksiatomisia happimolekyylejä (O 2 ) atomimuotoon (O). Vapaat atomit liittyvät happimolekyyleihin muodostaen otsonia. O 3 imee tehokkaasti lähes kaiken UV-säteilyn aallonpituusalueelta 250 300 nm, mikä on maapallon biologiselle elämälle elinehto, koska tämän alueen UVsäteily on erittäin haitallista eloperäiselle luonnolle. Otsonipitoisuuksien seuraaminen on siten tärkeää. Tehokkaimmin tietoa saadaan satelliittimittauksista, jolloin otsonipitoisuudet saadaan nopeasti selville kaikilta leveysasteilta. Mittauksia on tehty jo 1970-luvulta lähtien. Eräs uusimpia otsonia havainnoivista satelliiteista on NASA:n EOS-Aura, joka laukaistiin kiertoradalleen vuonna 2004. Luotaimessa on mukana suomalaistakin havaintotekniikkaa. Otsonimittauksia tehdään luotauspalloilla ja lasertutkilla muun muassa Suomessa Ilmatieteen laitoksen Lapin ilmatieteellisessä tutkimuskeskuksessa Sodankylässä, missä myös vastaanotetaan satelliittien havaintoja. Sininen käyrä kuvaa auringon säteilytehoa (Lean, 2000; ftp.ncdc.noaa.gov), kun 11-vuotinen vaihtelu on suodatettu pois, ja punainen maapallon lämpötilan muutosta vuosien 1971 1990 keskitasosta (11 vuoden suodatus) Kuva 6.6 Auringon säteilyteho (W/m 2 ) 1366,5 1366,0 1365,5 1365,0 1364,5 1980 1920 1960 2000 Vuosi +0,6 +0,4 +0,2 0,0 0,2 0,4 0,6 Maapallon lämpötila-anomalia ( C)
102 Muutamme ilmastoa Otsonia on ilmakehässä eniten 25 50 km korkeudella. Ilmakehäs sä otsonia on kuitenkin kaikkiaan vähän, alle 1 ppm. Otsonimäärät stratosfäärissä vaihtelevat paitsi luonnollisista syistä myös ihmiskunnan toiminnan vaikutuksesta. Joutuessaan hitaassa, noin 5 vuotta kestävässä, kiertoliikkeessä stratosfääriin erilaisissa kylmälaitteissa käytetyt kaasut (kauppanimikkeeltään freonit ja CFC-yhdisteet) käynnistävät siellä fotokemiallisia reaktioita, jotka tuhoavat otsonia. Stratosfääriin syntyy silloin otsoniaukkoja tai otsonikerroksen ohentumia, jotka ovat voimakkaimpia napa-alueiden yläpuolella. Ilmiö havaittiin 1980-luvun alussa Etelämantereen yläpuolella. Vuonna 1987 teollisuusmaat sopivat CFC-päästöjen vähentämisestä ja lopettamisesta. Merkkejä otsonipitoisuuden palautumisesta ennalleen odotetaan lähivuosikymmeninä. Toinen ihmiskunnan peruja oleva ilmakehän tasapainoa muuttava tekijä ovat kasvihuonekaasujen lisääntyneet päästöt, joiden vaikutuksesta lämpötila maanpinnalla kohoaa, mutta samalla stratosfääri kylmenee. Lämpötilan lasku nopeuttaa otsonia tuhoavia prosesseja, mikä hidastaa otsonikerroksen paluuta normaalitilaan freonipäästöjen vähennyttyä. Otsonikadon seurauksena auringon haitallinen UV- Kasvihuoneilmiö muilla planeetoilla Kasvihuoneilmiö on merkittävä myös Maan lähiplaneetoilla Marsilla ja Venuksella. Venus ja Mars ovat maankaltaisia taivaankappaleita, joiden koostumus muistuttaa läheisesti maapalloa. Molempien planeettojen kaasukehässä esiintyy kasvihuoneilmiö, mutta Venuksessa se on erittäin voimakas, kun taas Marsissa se on äärimmäisen heikko. Sekä Marsin että Venuksen kaasukehä koostuu yli 90 %:sti hiilidioksidista. Venuksen kaasukehä on tiheä ja sen pinnalla vallitsee 100-kertainen paine Maan vastaavaan arvoon verrattuna. Marsissa paine on taas vain 1/200 ilmanpaineesta maapallon pinnalla. Venuksen pinnalla vallitsee hornamainen yli 500 C kuumuus, josta kasvihuoneilmiö tuottaa noin 450 C. Marsin kaasukehä on niin ohut, ettei siellä voi kehittyä voimakasta kasvihuoneilmiötä, ja keskilämpötila on siellä noin 50 C eli suunnilleen sama kuin maapallolla noin 10 km korkeudella. Kasvihuoneilmiö lämmittää Marsin pintaa noin 5 C verran. Marsissa ja Venuksessa planeettojen kaikki hiilidioksidi on joutunut kaasukehään, mutta maapallon tapauksessa vain muutama prosentti siitä on ilmakehässä. Valtaosa maapallon hiilidioksidista on varastoitunut valtameriin ja geologisiin kerrostumiin. Jos kaikki nämä hiilidioksidivarastot vapautuisivat ilmakehään, maapallonkin ilmakehä koostuisi Marsin ja Venuksen tapaan lähes pelkästään hiilidioksidista, jolloin meilläkin vallitsisi nykyistä huomattavasti voimakkaampi kasvihuoneilmiö. Jättiläisplaneetoilta Jupiter, Saturnus, Uranus ja Neptunus puuttuu kiinteä pinta. Planeetat ovat kaasumaisia koostuen lähinnä vedystä, heliumista ja metaanista. Maankaltaisilla planeetoilla tavattavaa kasvihuoneilmiötä ei jättiläisplaneetoilla ole. Ne kuitenkin säteilevät energiaa enemmän kuin vastaanottavat. Energiantuotto johtuu planeettojen sisä osissa tapahtuvista ilmiöistä.
Luku 6: Muuttaako aurinko ilmastoa 103 säteily on voimistunut Euroopan yllä viimeisten kolmen vuosikymmenen aikana noin 10 %. Viimeaikaiset tutkimukset osoittavat, että otsonia tuhoavien yhdisteiden pitoisuudet ovat laskemassa 1990-luvun huippuvuosien tasosta. Kokonaisotsonissa on havaittu pientä nousua pitkään jatkuneen laskun jälkeen. Nousu on tulkittu merkiksi otsonikerroksen toipumisesta freonipäästöjen vähennyttyä olennaisesti 1990-luvulla. Tämän katsotaan olevan Montrealin sopimuksen (1987) ansiota, kun yli sata valtiota sitoutui luopumaan otsonia tuhoavien aineiden käytöstä. Uusimpien arvioiden mukaan otsonikerros palautuu ennalleen vuosien 2050 2070 vaiheilla siten, että Etelämantereen yllä oleva ohentuma toipuu hitaammin kuin pohjoisen pallonpuoliskon vastineensa. Aurinkomyrskyihin liittyvät voimakkaat hiukkassuihkut vaikuttavat maapallon ilmakehässä otsonipitoisuuksiin stratosfäärissä (noin 15 30 km) ja mesosfäärissä (noin 40 80 km). Lisäksi myrskyihin liittyvä voimistunut UV-säteily muuttaa otsonikerroksen tiheyttä stratosfäärissä. Otsonin määrä vaihtelee myös auringon aktiivisuus syklien mukaan 11 vuoden jaksossa. Tällä on todettu olevan heikko, mutta mallinnettava vaikutus myös ilmakehän suuren mittakaavan kiertoliikkeisiin (kuva 6.8). Avaruussää siis vaikuttaa otsonin määrään. Auringonpilkkujen ollessa huippulukemissa auringon UV-säteily on voimakkaampaa kuin muulloin. Otsonin määrän arvioidaan tuolloin kasvavan stratosfäärissä 1 2 %. Otsonikato on tietyssä mielessä samankaltainen ilmiökokonaisuus kuin kasvihuoneilmiön voimistumisesta aiheutuva ilmastonmuutos. Molemmissa on ihmiskunnan toiminnalla olennainen osuus, mutta vaikuttavina tekijöinä ovat myös ilmakehän omat sisäsyntyiset prosessit. Lisäksi kummassakin on muutoksia, jotka riippuvat auringon sekä lyhytaikaisista että pitkäkestoisista säteilyaktiivisuuden vaihteluista. Näin sekä otsonikato että ilmastonmuutos ovat osittain avaruussään ja avaruusilmaston tuotoksia. Auringon osuuden tarkkaa suuruutta ei vielä tunneta; lisäksi se vaihtelee tarkasteltaessa eripituisia ajanjaksoja. Muuttaako avaruussää pilvisyyttä? Maapallon lämpötilaa säätelevät myös pilvipeite ja vesihöyryn määrä. Pilvet heijastavat auringon säteilyä, mutta ne estävät myös maapallon
104 Muutamme ilmastoa omaa ulossäteilyä. Näin yläpilvet, joiden alaraja on 5 9 km korkeudella, pääasiassa lämmittävät ilmakehää ehkäisemällä lämpösäteilyä karkaamasta avaruuteen. Alapilvien (alle 2 km) vaikutus on ilmakehää jäähdyttävä. Kokonaisuudessaan pilvipeite jäähdyttää maapallon ilmakehää. 1980-luvun alussa alkaneiden satelliittimittausten mukaan alapilvien määrä on kääntynyt lievään laskuun 1990-luvun puolivälistä lähtien, mutta samana aikana yläpilvien määrä on vastaavasti lisääntynyt. Väitettyjen auringon aktiivisuuden ja sääilmiöiden välisten riippuvuussuhteiden selittämiseksi on esitetty suuri joukko erilaisia epäsuoria mekanismeja (kuva 6.8). Tällainen on muun muassa kosmisen säteilyn vaikutus maapallon pilvisyyden vaihteluihin, joka säätelisi lämpötilaa maapallolla. Ajatusmallina on, että kosminen säteily ionisoi kaasumolekyylejä lähinnä ilmakehän ylemmässä kerroksessa, stratosfäärissä. Lisäionisaatio voisi vaikuttaa tiivistymisytimiksi kelpaavien aerosolihiukkasten muodostumiseen ja siten lisätä pilvisyyttä. Auringonpilkkujen ollessa runsaimmillaan aurinkotuulen magneettikenttä vähentää kosmisen säteilyn määrää maapallolla 10 15 % Kuva 6.7 Punainen käyrä kuvaa avaruuden kosmisen säteilyn muutoksia Oulun yliopiston neutronimonitorin havaintojen mukaan ja sininen käyrä maapallon pilvisyyttä (alapilvet; www. isccp.giss.nasa.gov). Pilvisyyden muutokset näyttävät seuraavan kosmisen säteilyn vaihtelua 1980-luvun puolivälistä 1990-luvun alkuun, mutta sen jälkeen yhteys katkeaa. +1,5 +10 Pilvisyyden muutos (%) +1,0 +0,5 0,0 0,5 1,0 +5 0 5 10 15 Kosmisen säteilyn muutos (%) 1,5 1985 1990 1995 2000 Vuosi 20
Luku 6: Muuttaako aurinko ilmastoa 105 Kaavio auringon aktiivisuuden vaikutusmekanismeista maapallon lämpötilaan Kuva 6.8 Avaruuden kosmista säteilyä Aktiivinen aurinko Hiukkassäteilyä UV-säteilyä Protonien ja sekundäärihiukkasten reaktioita ilmamolekyylien kanssa Fotokemiallisia reaktioita ilmakehässä Pilvisyyden määrä muuttuu Otsonipitoisuuden muutoksia Lämpötilan muutoksia Lämpötilan muutoksia Harmaalla nuolella on merkitty yhteydet, jotka ovat vain hypoteettisia Alailmakehän muutoksia keskitasoon verrattuna, jolloin pilvihypoteesin mukaan kosmisia hiukkasia pääsee ilmakehään vähemmän ja siten pilvisyyden määrä olisi pienempi. Auringonpilkkujen minimivuosina tilanne olisi päinvastainen. Hypoteesi kosmisen säteilyn vaikutuksesta maapallon pilvisyyteen on esitetty jo 1950- luvulla ja se nousee esiin alan kirjallisuudessa aina silloin tällöin. Viime vuosina eniten on saanut huomiota tanskalaisen Henrik Svensmarkin tutkimus, joka osoitti, että vuosina 1984 1995 alapilvien määrä ja kosmisen säteilyn voimakkuus seurasivat toisiaan tiiviisti auringon aktiivisuusjakson mukaisesti (kuva 6.7). Tosin ylä- ja keskipilvien määrässä ei ollut vastaavaa muutosta, mikä oli vastoin ennakko-odotusta, koska kosminen säteily on voimakkaimmillaan ilmakehän ylemmissä kerroksissa ja mahdollisten pilvisyyden muutoksien pitäisi todennäköisimmin esiintyä siellä. Kun pilvien määrää tarkastellaan viimeksi kuluneiden 10 vuoden ajalta, niin satelliittimittaukset osoittavat (kuva 6.7), ettei siinä ole enää samanlaista riippuvuutta kosmisen säteilyn kanssa kuin edellisellä kymmenvuotiskaudella. Riippuvuussuhteiden vaihtelevuus viittaa sii-
106 Muutamme ilmastoa hen, että kosmisen säteilyn vaikutus maapallon pilvisyyden muutoksiin ei ole todellista. Vaikutusmekanismit ovat vailla varmaa kokeellista ja teoreettista vahvistusta. Lisäksi samoista aineistoista on voitu tehdä aivan vastakkaisiakin tulkintoja, ja pilvisyyden vaihtelut on voitu selittää ilman mitään kosmisia tekijöitä. Kosmisen säteilyn voimakkuudessa tai auringon aktiivisuudessa ei ole ollut sellaista systemaattista muutosta, jota maapallon lämpötilassa on mitattu jo yli 30 vuoden aikana. Kosmisen säteilyn vaikutus jää siten ilmaston lämpiämisen ihmisistä johtuvien tekijöiden varjoon. Kuten kuvasta 6.7 voi päätellä, kosmisella säteilylläkään ei ole pilkkujakson yli ulottuvaa trendiä, joten on vaikea pitää todennäköisenä, että sillä olisi suurta osuutta viimeisen 30 vuoden aikana tapahtuneessa lämpötilan nousussa. Kosmisen säteilyn mahdollinen vaikutus pilvien muodostumiseen on sinänsä mielenkiintoinen tutkimuskohde. Aihetta on lähestytty sekä teoreettisesti että kokeellisesti. Tanskan avaruustutkimuslaitoksessa on tehty kokeita, missä UV-säteilyllä on saatu aikaan pilvien tiivistymisytimien kaltaisia rakenteita ilmakehää jäljittelevissä laboratorio-olosuhteissa. Ensimmäiset tulokset saatiin lokakuussa 2006, mutta tiedeyhteisö ei ole vielä arvioinut niiden tieteellistä merkitystä. Vielä on ennenaikaista sanoa, voisivatko kosmiset säteet todella vaikuttaa pilvien muodostukseen maapallon mittasuhteissa niin voimallisesti, että sillä olisi merkitystä kasvihuonekaasujen rinnalla maapallon lämpötilan säätelijänä. Päätelmiä Yhteenvetona voidaan todeta, että auringon säteilyn muutoksilla on ollut tietty vaikutus maapallon lämpötilan kehityksessä viimeisten noin 150 vuoden aikana. Sen vaikutus oli suurimmillaan 1900-luvun alkuvuosikymmeninä. Tuolloin tapahtuneesta lämpötilan noususta arvioidaan 10 20 %:n johtuneen auringon osuudesta. Vuosisadan loppupuolella auringon säteilytoiminta väheni, mutta maapallon lämpötila jatkoi nousuaan. Paras yhteensopivuus maapallon havaitun lämpötilan kehityksen ja ilmastomallien antamien tulosten välillä saadaan, kun otetaan huomioon kaikki ilmastoa muuttavat säteilypakotteet, sekä luonnolliset että ihmiskunnan aiheuttamat.
Luku 6: Muuttaako aurinko ilmastoa 107 Valaisevat yöpilvet Kesäöinä voi pohjoisella taivaalla nähdä hohtavan vaaleita, harsomaisia tai juovikkaita pilvimuodostelmia. Kyseessä ovat niin sanotut valaisevat yöpilvet, joita havaitaan eniten kesä elokuussa, parhaiten Etelä-Suomessa. Yöpilvet muodostuvat mesosfäärissä noin 80 km korkeudella leijuvista jääkiteistä, jotka heijastavat auringon valoa. Yöpilvet ovat ohuita, paksuudeltaan korkeintaan 2 km, mutta peittävät moninkertaisesti Suomen kokoisia alueita. Tieteellisessä kirjallisuudessa valaisevia yöpilviä kutsutaan lyhenteellä NLC eli Noctilucent Clouds. Niistä on ensimmäisen kerran raportoitu vuonna 1885, jolloin kaksi vuotta aikaisemmin tapahtunut jättimäinen Krakataun tulivuoren purkaus syöksi suunnattomia määriä pölyä ja vesihöyryä ilmakehään. Osa näistä purkaustuotteista joutui mesosfääriin, missä ylimääräinen vesi muuttui jääkiteiksi ja näkyi yöpilvinä ympäri maapalloa pohjoisilla ja eteläisillä leveysasteilla. Valaisevien yöpilvien määrä on joidenkin tutkijoiden mukaan kasvanut paljon viime vuosikymmeninä. Monet ovat sitä mieltä, että valaisevien yö pilvien määrän kasvu on seuraus ihmisen aiheuttamasta kasvihuoneilmiön voimistumisesta, joka siis ulottuu jo ilmakehän ylimpiin kerroksiin saakka. Toisaalta yöpilvien määrässä on vuosikymmenestä toiseen tapahtuvaa heilahtelua. Vaihtelun katsotaan aiheutuvan auringon säteilyaktiivisuuden aiheuttamista lämpötilavaihteluista mesosfäärissä. Uusimman teorian valaisevien yöpilvien synnystä ovat esittäneet NASAn tutkijat. Heidän mukaansa yöpilvien määrä lisääntyy avaruussukkulan ja -luotainten laukaisuissa vapautuvasta vesihöyrystä. Kuva 6.9 Valaisevia yöpilviä USA:ssa (Washington) 3.7.2007 noin 1,5 tuntia auringonlaskun jälkeen.
Luku 7: Ilmastonmuutosten mallintaminen 109 Luku 7: Ilmastonmuutosten mallintaminen Toisin kuin monia muita fysiikan ilmiöitä, ilmastonmuutosta ei käy tutkiminen laboratoriokokeitten avulla. Käytössämme on kyllä iso laboratorio, maapallo itse, mutta sillä ei voida tehdä vaihtoehtoisia kokeita. Sen sijaan on mahdollista rakentaa laboratorio tietokoneen sisälle. Sitä varten ilmastojärjestelmä pitää esittää matemaattisten yhtälöitten avulla ja kirjoittaa nämä yhtälöt edelleen tietokoneohjelman muotoon. Tällaista ilmastojärjestelmää kuvaavaa tietokonealgoritmia kutsutaan ilmastomalliksi tai ilmastonmuutosmalliksi, jos halutaan korostaa mallia käytettävän erityisesti muuttuvan ilmaston tutkimiseen. Ilmastomalli siis rakentuu puhtaasti maapallon ilmastoa säätele vien fysiikan lakien pohjalle, joita toki joudutaan tietokoneohjelmaa laadittaessa monin tavoin yksinkertaistamaan. Ilmaston mallittamisessa ei ole kysymys tulevaisuuden ennustamisesta tilastollisin keinoin ilmaston tähän asti havaittujen vaihtelujen perusteella. Näin ollen esimerkiksi säähavaintojen epätarkkuudet eivät vaikuta malliennustusten luotettavuuteen. Ilmastomallin rakenne Nykyisissä ilmastomalleissa on omat erilliset alimallinsa ilmakehälle, maaperälle ja valtamerille (kuva 7.1). Tärkeää on myös kuvata näitten osajärjestelmien keskinäinen vuorovaikutus: lämpöenergian vaihto alustan ja ilmakehän välillä, veden haihtuminen, alustan aiheuttama ilman virtauksia jarruttava kitka, veden virtaus jokia myöten manneralueilta meriin jne.
110 Muutamme ilmastoa Kuva 7.1 Ilmastomallin osat ja osien väliset vuorovaikutukset Ilmakehämalli Maan pintakerroksen ja lumen malli Valtameri- ja merijäämalli Ilmastomallissa ilmakehäosio on samantapainen kuin säätä ennustavissa ilmakehämalleissa. Mallin tärkeimmät ilmakehän käyttäytymistä kuvaavat yhtälöt ovat: Ilman liikeyhtälö (perimmältään koulufysiikasta tuttu Newtonin II laki F=ma ) säätelee ilmakehän virtauksia. Virtausten käyttövoimana toimivat ilmakehässä esiintyvät vaakasuuntaiset lämpötila- ja paineerot. Tärkeää on myös ottaa huomioon maapallon pyörimisestä johtuva ns. Coriolis-ilmiö. Alimmissa ilmakerroksissa virtauksiin vaikuttaa myös alustan aiheuttama kitka. Hydrostatiikan yhtälön avulla voidaan laskea, kuinka nopeasti ilmanpaine laskee siirryttäessä ilmakehässä ylöspäin (luku 1). Lämpöopin yhtälö kuvaa ilman lämpötilan muutoksia, joihin vaikuttaa toisaalta ilman laajenemisesta aiheutuva jäähtyminen (sama ilmiö pitää kompressorijääkaapin kylmänä) tai kokoonpuristumiseen liittyvä lämpeneminen, toisaalta ulkoisten lämmönlähteitten (esim. auringon säteily, lämpösäteily ja vesihöyryn tiivistyessä vapautuva lämpö) tuoma tai viemä energia. Jatkuvuusyhtälö perustuu massan säilymiseen. Mihin virtaukset kasaavat ilmaa, siellä ilman tiheys kasvaa, päinvastaisessa tapauksessa alenee. Kaasun tilanyhtälö kertoo, miten ilman tiheys riippuu vallitsevasta paineesta ja lämpötilasta. Vesihöyryn määrän vaihteluita kuvaamaan on malleissa myös oma yhtälönsä. Tärkeä yhtälöihin sisältyvä ilmiö on advektio, joka kuvaa lämpöenergian, liikemäärän, vesihöyryn yms. siirtymistä paikasta toiseen ilmavirtausten mukana. Ilmakehää kuvaavat yhtälöt ovat niin monimutkaisia, ettei niitä ole mahdollista ratkaista suoraan kynän ja paperin avulla. Sen sijaan ratkai-
Luku 7: Ilmastonmuutosten mallintaminen 111 Malleja kehitellään neljässä maanosassa Ilmatieteen laitoksen ilmastotutkijoitten yhtenä tehtävänä on laatia laskelmia, miten Suomen ilmasto muuttuu lähimmän sadan vuoden aikana. Tämän työn pohjana ovat yhdessätoista eri maassa (Australia, Etelä-Korea, Iso-Britannia, Japani, Kanada, Kiina, Norja, Ranska, Saksa, Venäjä, Yhdysvallat) ohjelmoiduilla ilmastomalleilla tehdyt kokeet. Näitten ilmastomalliajojen tuloksia tutkijat voivat imu roida IPCC:n tietopankista verkkoyhteyttä käyttäen. Koska joissakin maissa toimii useampia tutkimuskeskuksia, ja jotkut keskukset ovat antaneet käyttöön useamman eri malliversion tuloksia, laadittavat ilmastonmuutosarviot perustuvat noin 20 mallin tuloksiin. Maailmanlaajuisten mallien ohella ilmastonmuutosta ennustettaessa on hyödynnetty alueellisia ilmastomalleja. Näitä joudutaan käyttämään esimerkiksi silloin, kun halutaan saada tietoa pienialaisista voimakkaista sääilmiöistä, kuten rankkasateista. Ilmastonmuutos on kuitenkin maailmanlaajuinen ilmiö, eikä sitä voida luotettavasti ennustaa pelkästään alueellisten mallien perusteella; asiasta lisää tämän luvun viimeisessä kappaleessa. Suomessa ei ole lähdetty rakentamaan itse kokonaista omaa ilmastonmuutosmallia, mutta sen sijaan Ilmatieteen laitos on mukana kehittämässä saksalaista ECHAM5-mallia. Suomalaiset ovat keskittyneet mallissa muun muassa pilvien ja säteilyn (auringon säteilyn ja maapallon lähettämän läm- pösäteilyn) välisen vuorovaikutuksen kuvaamiseen sekä ilmakehän pienhiukkasten mallituksen kehittämiseen. ECHAM5:n pohjalle rakennettua, ilmakehän kemiallista käyttäytymistä kuvaavan osan sisältävää mallia on meillä käytetty myös stratosfäärin otsonikerroksen tutkimiseen. Ilmastomallien kehittely on ryhmätyötä, jossa on oltava mukana meteorologian, meritieteen ja muitten luonnontieteen alojen edustajien lisäksi myös ohjelmoinnin ammattilaisia. Mallien monimutkaisuutta havainnollistakoon se, että esimerkiksi edellä mainitussa ECHAM5-mallissa pelkästään mallin ilmakehäosa käsittää yli satatuhatta ohjelmariviä! Iso on siis työ mallin kehittäjillä, mutta ei pääse helpolla mallia ajava tietokonekaan. ECHAM5-mallin ilmakehäosassa (IPCC-raportin ilmastonmuutosajoissa käytetyssä versiossa) on hilapisteitä pohjois etelä-suunnassa 96, itä länsi-suunnassa 192 ja pystysuunnassa 31, yhteensä siis yli puoli miljoonaa. Jok ainokaisessa hilapisteessä joudutaan tekemään jokaista aika-askelta kohti suuri määrä laskutoimituksia, ja aika-askelia parinsadan vuoden malliajoon mahtuu noin yhdeksän miljoonaa. Oman laskentatehonsa vaativat tietysti myös mallin meri- ja maaperäosiot. Ei olekaan ihme, että yhden ainoan ilmastonmuutosajon tekeminen tällaisella mallilla vie supertietokoneeltakin aikaa helposti kuukauden verran. seminen on mahdollista yhtälöitä sopivasti yksinkertaistamalla, matematiikan kielellä ilmaisten etsimällä yhtälöille numeerinen ratkaisu. Tällöin liikenopeuden, lämpötilan, paineen ym. kolmiulotteiset jakaumat esitetään säännöllisessä hilapisteikössä (kuva 7.2). Kussakin hilapisteessä voidaan laskea edellä esitettyjen yhtälöitten avulla kullekin suureelle ajallinen muutosnopeus eli tendenssi, joka riippuu eri suureitten arvoista kyseisessä hilapisteessä ja naapuripisteissä. Esimerkiksi lämpötilan muutosnopeudelle hilapisteessä voidaan laskea likiarvo, kun tunnetaan ko. hilapisteessä ja naapurustossa vallitseva lämpötila
112 Muutamme ilmastoa sekä vaaka- ja pystysuuntainen virtausnopeus. Ilman ollessa kosteuden kyllästämää lämpötilaa voi muuttaa myös veden tiivistymisestä vapautuva tai haihtumiseen sitoutuva energia. Tietokoneitten suorituskyky asettaa rajansa sille, kuinka paljon hilapisteitä malliin voidaan ottaa mukaan. Tällä hetkellä useimmissa maailmanlaajuisissa ilmastomalleissa hilapisteitten välimatka on vaakasuunnassa n. 200 km, pystysuunnassa noin yksi kilometri. Ilmakehässä on kuitenkin paljon niin pienimittaisia ilmiöitä, ettei niitä voida esittää tällaisessa harvassa hilapisteikössä. Esimerkiksi kuuro- tai ukkospilven tyypillinen läpimitta on kymmenen kilometrin luokkaa. Käytännössä toimitaan niin, että erilaisten mallin hilaväliä pienempien ilmiöitten vaikutus kuvataan epäsuorasti hilapisteikössä esitettyjen arvojen avulla. Tätä menettelyä kutsutaan parametrisoinniksi. Esimerkiksi kun tunnetaan ilman kosteuden, lämpötilan ja tuulen pystysuuntainen jakauma jossakin hilapisteessä, voidaan arvioida, voiko kyseisessä hilapisteessä esiintyä kuuroluontoista sadetta. Mikäli vastaus on myönteinen, malli pyrkii ottamaan huomioon kuurottaisen sateen vaikutuksen ilmakehän tilaan: satanutta osuutta vastaava määrä vesihöyryä poistetaan ilmakehästä, tiivistymiseen liittyvän lämpöenergian annetaan nostaa lämpötilaa sopivilla korkeuksilla jne. Parametrisoitavia ilmiöitä ovat kuurosateitten ohella muun muassa auringon säteilyn imeytyminen ilmakehään, ilman imemä ja lähettämä lämpösäteily sekä maanpinnan läheisessä ilmakerroksessa myös puuskittaisesti pyörteilevän virtauksen eli turbulenssin aiheuttama sekoittuminen. Ilmastomallin valtameriosion rakenne on monessa suhteessa samanlainen kuin ilmakehäosionkin. Mallissa syntyy merivirtoja ihan niin kuin luonnossakin meriveden tiheyserojen vaikutuksesta. Veden tiheyteen vaikuttaa lämpötilan ohella myös suolapitoisuus. Toinen merivirtojen aiheuttaja on tuuli. Mallin meriosiossa on oma alimallinsa myös merenpinnan jääpeitteelle. Ilmaston lämmetessä muuttuvat myös merivirtoihin vaikuttavat alailmakehän tuulet sekä meriveden lämpötilan ja suolapitoisuuden jakaumat. Periaatteessa mallit siis pystyvät ennustamaan merivirtojen tulevia muutoksia, joskin tässä suhteessa eri mallien tulokset poikkeavatkin toisistaan vielä melko paljon. Ilmastomallin maaperäosio on aika pelkistetty. Simuloitavia suureita ovat lämpötila ja veden määrä (sekä nestemäinen että jäätynyt) eri
Luku 7: Ilmastonmuutosten mallintaminen 113 Ilmastomallin ilmakehäosan hilapisteikköä Kuva 7.2. Kerrosten välillä vuorovaikutusta Pilareiden välillä vaakasuuntaista vuorovaikutusta Pinnalla: kitka, lämmön ja vesihöyryn vuo Pystypilareissa: Tuulen suunta ja nopeus, kosteus, pilvisyys, lämpötila mm. korkeuden suhteen Tässä mallissa hilapisteitten välimatka on vaakasuunnassa noin 300 km, ja hilapisteikkö ulottuu yli koko maapallon. Pystysuunnassa hilapisteitä on tyypillisesti muutamia kymmeniä, vaikka kuvaan niitä on selvyyden vuoksi piirretty vain muutama. syvyyksillä maaperässä. Esimerkiksi saksalaisessa ECHAM5-mallissa lasketaan lämpötiloja ja maan kosteutta viidellä eri syvyydellä maassa. Useimmissa tällä hetkellä käytössä olevissa malleissa maaperäosioon on sisällytetty myös yksinkertaistettu kasvipeitemalli. Tämän osamallin tärkein tehtävä on kuvata kasvien kykyä imeä juurillaan vettä maaperästä, jolloin haihtuminen voi jatkua silloinkin, kun maan pinta on kuiva. Lämpötilan ollessa alhainen sade tulee lumena. Maaperämallissa yhtenä simuloitavana suureena on lumen määrä: satava lumi kasvattaa, lumen sulaminen ja höyrystyminen syö lumipeitettä. Lumipeitteen
114 Muutamme ilmastoa simuloiminen on ilmaston kannalta keskeisen tärkeää, ennen kaikkea siksi, että lumi heijastaa auringon säteilyä tehokkaasti, joten lumisilla alueilla auringon säteilyn lämmittävä vaikutus jää heikoksi (luku 3, Ilmas tojärjestelmän palauteilmiöt ). Käytännössä laskentatarkkuus vaihtelee eri mallien välillä suuresti: harvahampaisimmissa IPCC-raportin analyyseissä käytetyissä malleissa hilaväli on 400 kilometrin luokkaa, tiheähilaisimmissa vähän päälle sata kilometriä. Samaten vaihtelee käytettyjen parametrisointimenetelmien kehittyneisyys. Ilmastomallin ajaminen ja tulosten tulkinta Ilmastomalliajoa aloitettaessa täytyy jokaiseen hilapisteeseen niin ilmakehässä, merissä kuin maaperässäkin asettaa sopivat alkuarvot. Esimerkiksi ilmakehässä tällaisena malliajon alkutilana voi toimia jonkin yksittäisen päivän maailmanlaajuinen säätila: sääsuureitten jakauma maan pinnalla ja eri korkeuksilla ilmakehässä. Kun alkutilaa vastaavat hilapistearvot on annettu, mallin yhtälöitten avulla voidaan laskea eri suureille muutosnopeudet (matematiikan kielellä aikaderivaatat) kaikissa hilapisteissä. Ja nyt kun tunnetaan sekä alkutila että muutosnopeudet, voidaan näitten perusteella laatia lyhyt, esim. 20 minuutin mittainen ennustus. Tälle uudelle ennustetulle tilalle voidaan jälleen laskea muutosnopeudet, ja näin saadaan uusi ennuste, jälleen yksi aika-askel eteenpäin. Laskelmat toistetaan aika-askel kerrallaan, ja näin voidaan simuloida järjestelmän kehitystä tunnista, päivästä ja vuodesta toiseen. Ihmisten aiheuttamia ilmastonmuutoksia ennustettaessa tyypillinen malliajon pituus on muutamia satoja vuosia. Kun uutta ilmastomallia otetaan käyttöön, mallilla tehdään yleensä ensimmäiseksi pitkä, jopa tuhannen vuoden mittainen, perusajo. Tässä ajossa kaikki ilmastoa säätelevät ulkoiset tekijät pidetään muuttumattomina. Esimerkiksi kasvihuonekaasujen pitoisuudet ovat koko ajan teollistumisen aikaa edeltävällä tasolla. Pitkän malliajon aikana ilmastomalli ikään kuin etsii oman tasapainotilansa niin, että ajon loppupuolella mallitettu ilmasto ei muutu suuntaan tai toiseen näinhän pitääkin käydä, kun mikään ulkoinen pakotetekijä ei muutu. Varsinaisessa ilmastonmuutosajossa lähtötilanteeksi voidaan valita jonkun yksittäisen päivän tilanne perusajon loppuvaiheesta. Tätä tilan-
Luku 7: Ilmastonmuutosten mallintaminen 115 netta vastaavat arvot syötetään mallin ilmakehä-, meri- ja maaperähilapisteisiin. Sen jälkeen mallia ajetaan edellä kuvatusti aika-askel kerrallaan, nyt kuitenkin niin, että hiilidioksidin ja muitten kasvihuonekaasujen sekä pienhiukkasten pitoisuuksien annetaan kasvaa havaintoja vastaavalla tavalla malliajon alkuhetkestä (esim. vuodesta 1850) aina nykyhetkeen asti. Nykyhetkestä eteenpäin kaasujen pitoisuudet voidaan ottaa jostakin SRES-skenaariosta (luku 3). Esimerkkinä tyypillisestä malliajon tuotoksesta on kuvassa 7.3 annettu ECHAM5-ilmastomallilla simuloituja talven ja kesän keskilämpötiloja vuosille 1970 2100. Mallissa säätilat vaihtelevat vuodesta vuoteen; näinhän tapahtuu luonnossakin. Näin ollen keskilämpötilakin vaihtelee vuodesta toiseen. Vuosienvälisen vaihtelun ohella kuvasta on nähtävissä myös selvä lämpenevä trendi. Ilmaston muutos saadaan esille tarkastelemalla riittävän pitkiä, esimerkiksi 30 vuoden mittaisia keskiarvoja; tällaiseen 30-vuotisjaksoon osuu jo kohtuullisen tasapuolisesti sekä sääoloiltaan vilpoisia että leutoja vuosia. Kuvasta nähdään, että jakson 1971 2000 aikana talvikuukausien keskilämpötila tarkastelemassamme malliajon hilapisteessä oli 10,3 C. Myöhempinä 30-vuotisjaksoina vastaavat keskilämpötilat olivat 8,9 C (2010 2039), 5,8 C (2040 2069) ja 4,3 C (2070 2099). Voimme siis päätellä tässä nimenomaisessa malliajossa Keski-Suomen talvilämpötilan nousseen 40 vuodessa 1,4 asteella, 70 vuodessa 4,5 asteella ja 100 vuodessa kuudella asteella. Vastaavat lämpötilan muutokset kesäkuukausina ovat pienempiä, 0,4 C (2010 2039), 1,4 C (2040 2069) ja 2,4 C (2070 2099). Mallit eivät osaa kuvata nykyistä ilmastoa täysin oikein, esimerkiksi Suomen ilmasto on monissa malleissa muutaman asteen liian kylmä. Kuitenkin voidaan ajatella, että sama mallin ominaisuus, joka kylmentää nykyistä ilmastoa, vaikuttaa myös tulevaisuuden ilmastoa simuloitaessa. Näin mallin ennustama ilmaston muutos voi kuitenkin olla suuruusluokaltaan oikea. Malli siis simuloi sään vaihteluita vuodesta toiseen ja jopa yksittäisinä päivinä. Oikeasti yksittäisen päivän säätilaa ei kuitenkaan kyetä ennustamaan luotettavasti kuin vajaan viikon päähän. Tämä johtuu siitä, että ilmakehän virtaukset käyttäytyvät kaoottisesti: säätä ennustettaessa malliajon lähtötilassa olevat pienet epätarkkuudet kasaantuvat ennustusajan pidetessä, ja jo reilun viikon päästä ennustettu sään kehitys on aivan erilainen kuin todellisuudessa. Tästä syystä ilmasto-
116 Muutamme ilmastoa Kuva 7.3 Saksalaisella ECHAM5-mallilla simuloidut vuosittaiset joulu helmikuun (vasen kuva) ja kesä elokuun (oikea kuva) keskilämpötilat vuosina 1970 2100 Keski-Suomessa sijaitsevassa mallin hilapisteessä (62,49 N, 26,25 E) Keskilämpötila ( C) Keskilämpötila ( C) Vuoteen 2000 saakka kasvihuonekaasuille ja pienhiukkasille on käytetty havainnoista saatuja, vuodesta 2001 eteenpäin A2-skenaarion mukaisia pitoisuuksia. Musta käyrä kuvaa yksittäisille vuosille simuloituja talven ja kesän keskilämpötiloja. 30-vuotisjakson 1971 2000 keskilämpötilat on merkitty kuviin sinisellä vaakaviivalla, jaksojen 2010 2039, 2040 2069 ja 2070 2099 punaisilla viivoilla. malliajossakaan eivät esimerkiksi helleaallot käytännössä osu samoille vuosille ja päiville, joina ne todellisuudessa tulevaisuudessa sattuvat. Sen sijaan pitempien jaksojen sääolojen tilastollisista ominaisuuksista ilmastosta malli kykenee antamaan arvokasta tietoa, koska tällaiseen riittävän pitkään jaksoon mahtuu varsin edustavasti säätyypeiltään erilaisia vuosia. Yksittäisten hilapisteitten ennustetuista muutoksista voidaan laskea keskiarvoja isommille alueille, jolloin nähdään esimerkiksi miten Suomen, Pohjois-Euroopan tai koko maapallon keskimääräinen lämpötila mallissa muuttuu. Muutoksen maantieteellinen jakauma voidaan esittää myös karttoina. Ongelmakohtia ja kehitystyön suuntia Ilmastomallien luotettavuutta arvioitaessa keskeisen tärkeää on selvittää, miten hyvin mallit ovat pystyneet kuvaamaan tähänastisia ilmas-
Luku 7: Ilmastonmuutosten mallintaminen 117 tonmuutoksia. Kuten luvussa 5 osoitettiin, mallit kollektiivina ovat onnistuneet simuloimaan ainakin 1900-luvun loppupuolen nopean lämpenemisen varsin hyvin. Eri mallien tulosten välillä on edelleenkin melko suuria eroja yksityiskohdissa. Ilmastomallien pahin Akilleen kantapää on rajallinen erotuskyky. Kuten edellä todettiin, hilaväliä pienikokoisemmat ilmiöt joudutaan esittämään epäsuorasti niitten tietojen avulla, jotka saadaan irti hilapisteikössä esitetyistä suureista. Näitten pienten ilmiöitten parametrisointi on hoidettu eri malleissa eri tavoin. Tämä onkin tärkein syy, miksi eri mallit antavat niinkin paljon toisistaan poikkeavia tuloksia. Hankalaksi on osoittautunut mm. päiväntasaajan seudulla voimakkaita kuurottaisia sateita tuottavien pilvien sekä matalilla leveyspiireillä kylmien merivirtojen päällä esiintyvien alapilvien kuvaaminen. Tällaiset pilvijärjestelmät vaikuttavat voimakkaasti siihen, miten paljon lämmittävää auringon säteilyä pääsee pinnalle saakka. Tutkimusten perusteella juuri alapilvien muutosten simuloinnista aiheutuu eniten eroja eri mallien tuottamiin tuloksiin. Eri malleja ei ole helppo panna paremmuusjärjestykseen sen perusteella, missä nimenomaisessa mallissa parametrisointiongelma olisi ratkaistu parhaiten. Siksi ei myöskään voida todistaa, että jonkun tietyn mallin antamat ilmastonmuutosennusteet olisivat muita malleja luotettavampia. Tämän vuoksi ilmastotiedon soveltajille annettavien ilmastoennusteitten ei pitäisi koskaan perustua yhteen ainoaan malliin (kuten kuvassa 7.3, joka esitettiinkin ainoastaan mallien toimintaperiaatteen havainnollistamiseksi), vaan olisi tarkasteltava riittävän suurta joukkoa erilaisia malleja. Juuri näin tässäkin kirjassa on menetelty varsinaisia ilmastoennustuksia tehtäessä (luku 8). Sen lisäksi kullakin mallilla pitää tehdä eri päästöskenaarioita (luku 3) kuvaavia ajoja. Käytännössä jokaista päästöskenaariota simuloidaan monasti useammankin kerran käyttäen jokaisessa malliajossa eri alkutilaa. Näin saadaan tulevaisuuden ilmastoa kuvaamaan tilastollisesti laajempi aineisto. Aikaa myöten tietokoneitten laskentateho kasvaa, ja tällöin malleissa voidaan hilapisteitten lukumäärää kasvattaa. Erotuskyvyn parantuessa monet nykyisin parametrisoitavat ilmiöt saadaan laskettua suoraan hilapisteikössä, ja parametrisoinnista johtuva mallitulosten välinen hajonta vähitellen kapenee. Kovin nopeaa tämä kehitys ei kuitenkaan ole. Jos hilapisteitten välimatka puolitetaan kaikissa suunnissa (etelästä pohjoiseen, lännestä itään ja pystysyynnassa), hilapisteitten
118 Muutamme ilmastoa Kuva 7.4 Eräs alueellisen ilmastomallin laskenta-alue Merialueille merkitty ruudukko kuvaa mallin hilapisteikköä: jokainen ruutu vastaa yhtä hilapistettä, joita siis on tässä mallissa noin 50 kilometrin välein. Hilapisteitten välimatka on sama myös maa-alueilla. Tämän voi havaita tutkimalla tarkemmin kartan väritystä, joka kertoo mallilaskelmissa kussakin hilaruudussa käytetyn maan pinnan korkeuden metreissä. kokonaismäärä 8-kertaistuu. Koska samalla myös mallin aika-askelta joudutaan lyhentämään, kasvaa vaadittavien laskutoimitusten määrä vieläkin enemmän. Tällä hetkellä kasvihuonekaasujen tulevat pitoisuudet arvioidaan käyttäen erillisiä, näitten kaasujen käyttäytymistä kuvaavia malleja, ja näin laskettu kaasujen pitoisuuksien ajallinen kehitys annetaan ilmastonmuutosmallille syöttötietona. Esimerkiksi hiilidioksidin tulevat pitoisuudet saadaan sijoittamalla valittu hiilidioksidin päästöskenaa-
Luku 7: Ilmastonmuutosten mallintaminen 119 rio hiilen kiertokulun malliin. Tällä hetkellä malleja kehitetään siihen suuntaan, että hiilen kiertokulku voitaisiin ottaa mukaan suoraan ilmastomalliin. Tällöin voitaisiin ottaa huomioon esimerkiksi se, että ilmaston kuivuessa jollakin alueella kasvipeite osaksi katoaa, jolloin kasvien kyky sitoa hiilidioksidia ilmakehästä samalla heikkenee. Samoin valtamerien kyky sitoa hiilidioksidia huonontuu veden lämmetessä, ja merivirtojen muutokset voivat vielä pahentaa ongelmaa. Ilmastomalleja pyritään muutoinkin kehittämään siihen suuntaan, että ne kykenisivät kuvaamaan ilmastojärjestelmää entistä kattavammin. Hiilen kiertokulun lisäksi kehittyneimpiin malleihin kuuluu tulevaisuudessa myös monipuolinen ilmakemian malli, jonka avulla voidaan simuloida mm. auringonvalossa tapahtuvaa ilmakehän metaanin hajoamista uusissa ilmasto-oloissa. Samoin malleihin ollaan sisällyttämässä pienhiukkasten käyttäytymistä kuvaavaa osamallia, kun tätä nykyä vielä hiukkasten määrä ja ominaisuudet annetaan malleille yleensä valmiina syöttötietoina. Tulevaisuuden ilmastomalleihin voidaan ottaa mukaan myös mannerjäätiköitten alimalli, jonka avulla voidaan paremmin ymmärtää sekä ilmastonmuutoksen vaikutusta jäätiköihin että jäätiköitten muutosten vaikutuksia napaseudun ilmastoon. Alueelliset ilmastomallit Ilmakehän ja merien virtaukset eivät tunnusta valtioitten rajoja, vaan kiertelevät tasapuolisesti ympäri koko maapallon. Siksi ilmastonmuutosta simuloitaessa mallinkin on katettava koko maapallo. Kuten on jo todettu, tietokoneitten laskentatehon rajallisuuden takia tällaisen maapallonlaajuisen ilmastomallin alueellinen erotuskyky ei voi olla kovin hyvä. Monissa malleissa esimerkiksi Itämerta kuvaamassa on vain muutama hilapiste, ja Pohjanlahti ja Suomenlahti saattavat puuttua kokonaan. Samaten esimerkiksi Alpit ovat tyypillisessä ilmastomallissa yksi yksittäinen vuorenharjanne, eikä alustan korkeusjakauman yksityiskohtia pystytä ottamaan huomioon. Maailmanlaajuisten ilmastomallien antamia ennusteita onkin pyritty tarkentamaan käyttämällä niitten rinnalla alueellisia ilmastomalleja. Tällaisessa alueellisessa ilmastomallissa hilapisteitten väli on pienempi, esimerkiksi 20 50 km. Laskentatyön pitämiseksi järjellisenä mallin laskenta-aluetta täytyy tietysti vastaavasti pienentää: se voi kattaa esimerkiksi Euroopan ja läheiset merialueet (kuva 7.4).
120 Muutamme ilmastoa Tällaista rajoitetun alueen ilmastomallia käytettäessä törmätään välittömästi siihen ongelmaan, että ilma virtailee mallin laskenta-alueen reunoilla sisään ja ulos, ja nämä muualta tulevat ilmavirtaukset vaikuttavat alueen sääoloihin ja ilmastoon aivan ratkaisevasti. Käytännössä ongelma on ratkaistu niin, että tuulen, lämpötilan, ilman virtausten ym. jakauma mallin reunoilla otetaan jonkun maailmanlaajuisen ilmastomallin tuloksista. Sen tähden alueellisen mallin ajaminen on teknillisesti varsin haastava tehtävä. Ensin on siis ajettava ilmastosimulaatio maailmanlaajuisella mallilla, ja talletettava saadut tiedot aika-askel kerrallaan: tuloksena on valtava tiedosto. Sitten on syötettävä nämä tiedot aika-askel kerrallaan alueellisen ilmastomallin reuna-arvoiksi. Koska alueellisen ja maailmanlaajuisen mallin hilapisteet tyypillisesti sijaitsevat eri kohdissa sekä pysty- että vaakasuunnassa, eikä aika-askelkaan ole saman mittainen, vaatii maailmanlaajuisen mallin tietojen siirtäminen alueellisen mallin käyttöön hankalia laskutoimituksia. Useimmissa alueellisissa ilmastomalleissa ei ole merimallia lainkaan, vaan meren pinnan lämpötilallekin käytetään maapallonlaajuisesta mallista saatua jakaumaa. Alueellisia malleja on käytetty erityisesti monissa vuoristoisissa maissa, sillä vuoristojen yksityiskohtiahan ei maailmanlaajuinen malli kykene näkemään. Alueellista ilmastomallia voidaan siis ajatella ikään kuin mikroskooppina. Se tuo maailmanlaajuisen mallin antamaan kuvaan lisää pienipiirteisiä yksityiskohtia, mutta itse kuvan perusrakenne ei muutu. Alueellinen malli ei kuitenkaan ole mikään taikasauva, joka kykenisi tekemään maailmanlaajuisen mallin heikkoudet tyhjäksi. Eikä se myöskään ole itsenäinen toimija, vaan ainoastaan sen maailmanlaajuisen mallin lakeija, jolta laskennassa tarvittavat reuna-arvot ovat peräisin.
Luku 8: Miten ilmasto muuttuu tulevaisuudessa? 123 Luku 8: Miten ilmasto muuttuu tulevaisuudessa? Tietomme tulevasta ilmastosta perustuu ilmastomalleilla tehtyihin laskelmiin. Luvun 7 kappaleessa Ilmastomallin ajaminen ja tulosten tulkinta annettiin esimerkki siitä, miten lämpötilan tai jonkun muun ilmastosuureen muutos saadaan poimittua esille yksittäisen malliajon tuloksista. Eri mallien ennusteet kuitenkin poikkeavat toisistaan, joten päätöksenteon pohjana käytettäviä ilmastonmuutosskenaarioita ei pidä perustaa vain yhden yksittäisen mallin tuloksiin. Siksi tässä luvussa käytetään tulevaa ilmastoa arvioitaessa pohjana noin 20 eri mallin tuloksia. Ensin tarkastellaan tulevaa ilmastoa maapallonlaajuisessa mittakaavassa. Nämä ennusteet perustuvat uusimman IPCC-raportin antiin. Sen jälkeen esitellään Ilmatieteen laitoksen omien laskelmien pohjalta, miten Euroopan ja Pohjois-Atlantin alueen sekä erityisesti Suomen ilmasto näyttäisi tulevaisuudessa muuttuvan. Näissä laskelmissa on käytetty pääsääntöisesti samoja malleja kuin IPCC:n laskelmissakin (ks. luvun 7 alussa olevaa laatikkotekstiä). Tutkimusten perusteella mallit näyttäisivät olevan taitavampia ennustamaan lämpötilojen kuin esimerkiksi sademäärien muutoksia. Erilaisten meteorologisten ääri-ilmiöitten, kuten myrskyisyyden ennustaminen on niille vieläkin vaikeampaa. Helpointa on ennustaa koko maapallon keskilämpötilan muutoksia, kun taas ennusteitten laatiminen pienemmille alueille on paljon epävarmempaa. Tämä on valitet-
124 Muutamme ilmastoa tavaa, sillä mietittäessä keinoja ilmastonmuutokseen sopeutumiseksi kaivataan yleensä tietoa nimenomaan siitä, miten ilmasto muuttuu jollakin tietyllä alueella. Ilmastonmuutos koko maapallon mittakaavassa Maapallon lämpeneminen on jo lähtenyt käyntiin ja jatkuu vääjäämättä ainakin meidän elinaikamme ja kauemminkin. Lähivuosikymmeninä maapallon keskilämpötilan odotetaan nousevan noin 0,2 asteella kymmenessä vuodessa näin sanovat ilmastomallit. Suunnilleen tätä vauhtia lämpötila on noussut myös viimeksi kuluneitten 30 vuoden aikana (kuva 5.5). Jopa siinäkin kuvitteellisessa tapauksessa, että kasvihuonekaasujen ja pienhiukkasten pitoisuuksien kasvu olisi saatu pysäytettyä jo vuonna 2000, ilmasto lämpenisi lähitulevaisuudessa kymmenesosa-asteen verran vuosikymmenessä (kuva 8.1, oranssi katkoviivakäyrä). Tämä johtuu valtamerien valtavasta lämmönvarastointikyvystä; merien lämpeneminen on sen vuoksi hidasta ja seuraa kasvihuonekaasujen pitoisuuksien nousua viipeellä. Valtamerien hidas lämpeneminen puolestaan jarruttaa myös koko maapallon keskilämpötilan nousua, eikä tähänastisten päästöjen vaikutus siis vielä näy maapallon lämpötilassa kuin osittain. Mikäli kasvihuonekaasujen päästöt pysyvät nykyisellä tasollaan tai vielä lisääntyvät, lämpötilan nousu jatkuu nopeana myöhemminkin tällä vuosisadalla. Kuvasta 8.1 nähdään, että vielä vuosisadan alkupuolella kaikki kolme kasvihuonekaasuskenaariota lämmittävät maapalloa lähes yhtä paljon. Vuosisadan loppupuolen lämpenemiseen kasvihuonekaasujen päästöjen kehitys sen sijaan vaikuttaa huomattavasti. Pessimistisen A2-skenaarion mukaan maapallon keskilämpötila nousee vuoteen 2100 mennessä noin kaksi kertaa niin paljon kuin hyvin optimistisen B1-skenaarion toteutuessa. B1-skenaarion mukaan lämpötilan nousu sitä paitsi olisi jo selvästi hidastumassa vuotta 2100 lähestyttäessä, kun taas A2-skenaarion mukaan elettäessä lämpeneminen jatkuisi jyrkkänä vielä siitäkin eteenpäin. Taulukossa 8.1 on ilmaistu kuvan 8.1 käyriä vastaava maapallon keskilämpötilan nousu numeromuodossa tarkastellen tilannetta vuosisadan lopussa. Vaikka pakotteena käytettäisiin samaa kasvihuonekaasuskenaariotakin, eri mallit antavat käytännössä toisistaan poikkeavia ennusteita. Tämän havainnollistamiseksi taulukossa on mallitulosten
Luku 8: Miten ilmasto muuttuu tulevaisuudessa? 125 Ennustettu maapallon keskilämpötilan nousu ja merenpinnan kohoaminen siirryttäessä jaksosta 1980 1999 jaksoon 2090 2099 Taulukko 8.1 Lämpötilan muutos ( C) Merenpinnan nousu (m) Pitoisuusskenaario Paras arvio Epävarmuusväli Epävarmuusväli Pitoisuudet v. 2000 tasolla 0,6 0,3 0,9 B1-skenaario 1,8 1,1 2,9 0,18 0,38 A1B-skenaario 2,8 1,7 4,4 0,21 0,48 A2-skenaario 3,4 2,0 5,4 0,23 0,51 A1FI-skenaario 4,0 2,4 6,4 0,26 0,59 Lämpötilaennusteet perustuvat erityyppisillä ilmastomalleilla tehtyihin kokeisiin. Luvussa 3 esitellyn kolmen kasvihuonekaasuskenaarion lisäksi taulukossa on annettu ennusteet myös hyvin voimakkaalle A1FI-skenaariolle sekä teoreettinen laskelma siitä, miten kävisi jos kaasujen pitoisuuksien kasvu olisi taittu nut vuonna 2000. Merenpinnan korkeuden ennusteissa ei ole otettu huomioon Grönlannin ja Etelämantereen jäätiköitten virtausten mahdollisia nopeita muutoksia. Ilmastonmuutosmallien tulosten keskiarvona saatuja ennustuksia maapallon keskilämpötilan muutokselle vuosina 2000 2100 Kuva 8.1 Maapallon keskilämpötilan muutos ( C) 4 3,5 3 A2 A1B 2,5 2 B1 1,5 1 KH2000 0,5 0 2000 2020 2040 2060 2080 2100 Ennusteet on esitetty erikseen A2- (punainen käyrä), A1B- (musta) ja B1- skenaariolle (vihreä); oranssi katkoviiva kuvaa ennustettua lämpötilan muutosta tilanteessa, jossa kaasujen ja hiukkasten pitoisuudet on pidetty vuonna 2000 vallinneella tasolla (KH2000). Kaikki lämpötila-arvot on ilmaistu muutoksina suhteessa jakson 1980 1999 keskiarvoon. Kuva perustuu IPCC:n 4. arviointiraportissa esitettyihin tuloksiin.