HYDROLOGINEN KIERTO Pertti Vakkilainen, vesitalouden emeritusprofessori Luonnossa tapahtuu jatkuvaa veden kiertokulkua, joka käsittää joukon veden varastoitumisvaiheita ja niiden välisiä siirtymisvaiheita. Vettä varastoituu vesihöyrynä ilmakehään, nesteenä meriin, järviin, jokiin ja maaperään sekä kiinteässä muodossa lumi- ja jääpeitteeseen ja routana maaperään. Veden siirtymisvaiheita ovat haihdunta, kosteuden kulkeutuminen ilmakehässä, sadanta ja valunta. Mantereilla ja yksittäisellä valuma-alueella veden kiertokulku tapahtuu pääpiirteissään kuvan 1 esittämällä tavalla. Valuma-alueella tarkoitetaan aluetta, jolta pinta- ja pohjavedet laskevat mereen tai järveen tai tiettyyn uoman kohtaan. Kuva 1. Veden kierto valuma-alueella (Paasonen-Kivekäs ym., 2009) Sateesta osa pidättyy kasvillisuuteen ja haihtuu siitä suurimmaksi osaksi takaisin ilmakehään. Maanpinnalle tuleva vesi valuu osaksi vesiuomiin, osaksi imeytyy välittömästi maaperään. Loppuosa vedestä jää lammikoiksi maanpinnalle (painannesäilyntä), josta se myöhemmin imeytyy maaperään tai haihtuu takaisin ilmakehään. Pohjavesivyöhykkeessä huokoset ovat kokonaan veden täyttämiä, jolloin puhutaan vedellä kyllästyneestä vyöhykkeestä. Pohjavedenpinnan ja maanpinnan välissä olevia vesiä kutsutaan maavesiksi. Maavesivyöhykkeessä huokostilassa oleva vesimäärä vaihtelee ajan ja paikan suhteen. Puhutaankin vedellä kyllästymättömästä kerroksesta, sillä yleensä vain osa huokosista on veden täyttämiä. Maavesivarastosta osa valuu pintakerrosvaluntana vesiuomiin, osa siirtyy pohjavesiin ja osa haihtuu suoraan maanpinnalta tai kasvien kautta ilmakehään. Pohjavesivarastosta vedet virtaavat edelleen pohjavesivaluntana vesistöihin ja osaksi kohoavat kapillaarisesti pohjavedenpinnan yläpuolelle. ENY- C2003 Vesi- ja ympäristötekniikka 1
Hydrologisen kierron perussuureet ovat sadanta (P), haihdunta (E), valunta (Q) sekä eri muodoissa tapahtuva varastoituminen (S). Perussuureet kuvaavat vesimääriä pinta-alayksikköä kohden ja niiden yksikkönä käytetään millimetriä (mm). Lisämääreenä tarvitaan tarkasteltavan jakson pituus, joka tavallisimmin on vuorokausi (d), kuukausi (kk) tai vuosi (a). Tietyn pituisen ajanjakson vesitaseyhtälö tietylle alueelle on yksinkertaisimmassa muodossaan esitetty kaavassa 1. P=Q+E+ΔS (1) Muuttuja ΔS kuvaa vesivaraston muutosta ko. ajanjaksolla. Vuosijaksoa koskevissa keskimääräistarkasteluissa voidaan vesitaseyhtälöstä (1) jättää varastotermi pois ja se yksinkertaistuu muotoon (2) P=E+Q (2) Hydrologisten suureiden suhteellinen merkitys vaihtelee sekä ajan että paikan suhteen. Pienten kesäsateiden tuoma vesi haihtuu lähes välittömästi takaisin ilmakehään, jos maanpinta on kuiva ja varsinkin, jos kasvipeite on tuuhea. Lumena satanut vesi aiheuttaa muutoksia vasta sulamisen jälkeen. Vesivarastojen hyväksikäyttöä koskevissa suunnittelutehtävissä käytetään yleensä johdettuja suureita valuma ja virtaama sekä valitussa korkeustasossa mitattuja vedenkorkeuksia. Virtaama (Q) on se vesimäärä, joka kulkee aikayksikössä, tavallisesti sekunneissa uoman poikkileikkauksen lävitse. Yksikkönä on tavallisesti l/s tai m 3 /s. Valuma (q) on alueelta virtaavan veden määrä aika- ja pinta-alayksikköä kohden tavallisimmin l/s/ha ja l/s/km 2. Se saadaan jakamalla virtaama valuma-alueen pinta-alalla. Vedenkorkeus (W) on vedenpinnan vapaa korkeus valittuun perustasoon verrattuna, ja yksikkönä käytetään metriä. Tunnetuista virtaama- ja valuma-arvoista voidaan edelleen laskea ajanjakson valunta. Suomi kuuluu ilmastollisesti alueeseen, jolle ovat tyypillisiä erityisesti voimakkaat vuodenaikaiset valuntavaihtelut. Lumen kevätsulamisesta aiheutuu yleensä vuoden suurin tulva ja syksyisistä vesisateista syystulva. Pienillä valuma-alueilla voivat ylivirtaamien hetkelliset arvot olla huomattavasti vuorokautisia keskiarvoja suurempia. Näillä hetkellisillä huipuilla on merkitystä lähinnä yhdyskuntien sadevesiviemäröinnissä. Suomi on hydrologisessa mielessä suhteellisen homogeeninen maa. Alueellisesti hydrologiset suureet vaihtelevat maassamme suhteellisen vähän. Taulukossa 1 on esitetty eräitä hydrologisten suureiden vuotuisia arvoja Etelä- ja Pohjois-Suomessa. Taulukko 1. Hydrologinen kierto Suomessa (Paasonen-Kivekäs ym., 2009) min keskiarvo max lumen osuus Etelä-Suomi sadanta mm/a 400 700 1000 30-40 % haihdunta mm/a 300 400 500 valunta mm/a 100 300 500 Pohjois-Suomi sadanta mm/a 300 550 800 40-50 % haihdunta mm/a 150 250 300 valunta mm/a 150 300 300 ENY- C2003 Vesi- ja ympäristötekniikka 2
HAIHDUNTA Pertti Vakkilainen, vesitalouden emeritusprofessori Haihtumisella ymmärretään nestemäisessä tai kiinteässä muodossa olevan veden muuttumista vesihöyryksi. Haihdunnan välttämätön ehto on, että vesihöyryn osapaine ilman ja veden rajapinnan yläpuolella on alempi kuin rajapinnassa. Päinvastaisessa tapauksessa tapahtuu vesihöyryn tiivistymistä, jolloin energiaa vastaavasti vapautuu. Luonnossa haihduntaan tarvittava energia voi tulla auringon säteilynä tai lämmön kulkeutumisena ilmasta, maasta tai vedestä. Vesihöyryn paineeron ylläpitämiseksi tarvitaan jatkuvan energiavirran ohella vesihöyryn kulkeutumista kauemmas ilmakehään. Tuulen nopeuden lisääntyminen nopeuttaa vesihöyryn kulkeutumista. Ilmavirtauksen pyörteisyys riippuu tuulen nopeuden ohella myös haihduttavan pinnan karkeudesta. Lisäksi ilmakehän lämpötilakerrostuneisuus vaikuttaa vesihöyryn kulkeutumisnopeuteen. Normaalitilanteessa lämpötila laskee ilmakehässä ylöspäin mentäessä 0,6 C 100 metriä kohti. Mikäli lämpötilan lasku on tätä nopeampaa, tapahtuu konvektiovirtausta alhaalta ylöspäin ja tämä nopeuttaa vesihöyryn kulkeutumista. Jos taas lämpötila laskee em. arvoa vähemmän, syntyy tilanne, jossa vesihöyryn kulkeutuminen tapahtuu normaalitilannetta hitaammin. Maanpinnan hyväksi tuleva nettosäteily jakautuu haihduntaan kuluvaan eli latenttiin energiaan, lämmön virtaukseen eli konvektiiviseen lämpöön ja veteen tai maahan siirtyvään energiaan ja fotosynteesiin yms. kuluvaan energiaan (3): R n =LE+H+G+M (3) R n = nettosäteily [W/m 2 ] LE = haihduntaan kuluva energia [W/m 2 ] H = tuntuva lämpö [W/m 2 ] G = maahan tai veteen siirtyvä energia [W/m 2 ] M = fotosynteesiin yms. kuluva energia [W/m 2 ] Haihduttavien pintojen säteilytaseet poikkeavat toisistaan. Albedolla tarkoitetaan heijastuneen ja tulevan säteilyn suhdetta. Veden albedo on noin 0,08, vihreän ruohon noin 0,25 ja lumen noin 0,85. Luonnossa haihtumista tapahtuu veden, lumen ja jään pinnasta, maasta ja kasvustosta. Näiden erottamiseksi toisistaan on otettu käyttöön seuraavat käsitteet: Evaporaatio: haihdunta maan, veden tai lumen pinnalta. Transpiraatio: kasvien elintoimintaan liittyvä haihdunta. Haihtuva vesi kulkee juuri-varsi-lehtisysteemin lävitse. Evapotranspiraatio: maa-alueilta tapahtuva kokonaishaihdunta. Potentiaalinen evapotranspiraatio: laajalta alueelta tapahtuva haihdunta, kun maa on lyhyen kasvillisuuden täysin peittämä, eikä veden puute rajoita haihduntaa. Potentiaalinen evaporaatio: puhtaasta, vapaasta vedenpinnasta tapahtuva haihdunta Todellinen haihdunta: haihdunta, joka todellisuudessa tapahtuu tietyltä alueelta. Interseptiohaihdunta: kasvien pinnoille pidättyneen veden haihdunta. Veden pinnasta tapahtuva haihdunta riippuu pelkästään energia- ja ilmastotekijöistä, sillä vettä on tällaisissa tapauksissa haihduntaan aina saatavilla. Paljaasta maasta tapahtuvaa haihtumista säätelevät sateen jälkeen samat tekijät kuin veden pinnasta tapahtuvaa haihduntaa. Kun maanpinnan ENY- C2003 Vesi- ja ympäristötekniikka 3
ylin osa kuivuu, jatkuu haihdunta samalla tasolla vain, mikäli veden virtaus alempaa maasta pystyy tuomaan vettä riittävästi maan pintaan. Jos veden nousu on ilmakehän haihduntavaatimusta vähäisempää, kuivuu maanpinta edelleen ja muodostaa haihduntaa voimakkaasti pienentävän kuivan kerroksen. Transpiraatio ja interseptiohaihdunta estävät kasvuston lämpötilan kohoamisen haitallisen korkeaksi. Kasvun kannalta vesi on muutoinkin välttämätön mm. siksi, että se tuo kasville tarpeellisia aineita maaperästä ja pitää kasvia pystyssä. Vesi on lisäksi soluliman, eli sytoplasman tärkeä aineosa ja fotosynteesissä se on yhtä oleellinen kuin hiilidioksidi. Käytännöllisesti katsoen kaikki transpiraatio tapahtuu lehtien alapinnoilla olevien ilmarakojen kautta. Ilmarakojen avautumista ja sulkeutumista säätelevät valon intensiteetti, lehden lämpötila ja kasvin solujen välisen tilan CO 2 -pitoisuus tavalla, jota ei tarkasti tunneta. Mikäli transpiraatio on niin suurta, ettei vettä pääse kasviin maasta riittävästi, kasvin sisäinen paine laskee ja ilmaraot sulkeutuvat. Transpiraatio lakkaa, kunnes vettä on päässyt maasta kasviin jälleen riittävästi. Maan pinnalta tapahtuvan haihdunnan ja transpiraatiohaihdunnan merkittävä ero on, että ensin mainitussa tapahtumassa vesi poistuu maasta ainoastaan yhdeltä tasolta, kun taas transpiraatiossa kasvit ottavat vettä koko juuristokerroksen syvyydeltä. Veden virtaus maa-kasvi-ilmakehä-systeemissä aiheutuu energiaeroista. Vesi virtaa tässä systeemissä siihen suuntaan, jossa energiatila on pienempi. Veden virtausta maasta kasvin kautta ilmakehään ei siis säätele niinkään maan vesipitoisuus, vaan maaveden ja kasvin lehdessä olevan veden välinen energiaero sekä ilmakehän kyky vastaanottaa haihtuvaa vettä. Esimerkki potentiaalien suuruudesta maa-kasvi-ilmakehä-systeemin eri osissa on esitetty kuvassa 2. Kuva 2. Esimerkki veden energiatilojen ja virtausvastusten suuruudesta maa-kasviilmakehäsysteemin eri osissa (Paasonen-Kivekäs ym., 2009). Osa sateesta pidättyy kasvuston pinnalle ja haihtuu siitä suoraan ilmaan, joten sen ei tarvitse transpiraatioveden lailla voittaa maan ja kasvuston aiheuttamaa virtausvastusta. Interseptiohaihdunta tapahtuu tästä syystä nopeammin kuin transpiraatio. Sadannan lisääntyminen merkitsee yleensä suurempaa interseptio-haihduntaa ja suurempaa kokonaishaihduntaa. ENY- C2003 Vesi- ja ympäristötekniikka 4
Sateen synty ja sadetyypit 1 SADANTA Teemu Kokkonen, Esko Kuusisto, Pertti Vakkilainen Sateen syntymiseksi tulee seuraavien ehtojen täyttyä: 1) ilmassa on oltava vesihöyryä, 2) ilmassa on oltava hiukkasia, joiden pinnalle vesihöyry tiivistyy, 3) ilman on jäähdyttävä ns. kastepistelämpötilaan, missä vesihöyry tiivistyy nestemäiseen olomuotoon. Sade alkaa, kun hiukkasten pinnalle tiivistyneiden pisaroiden massa kasvaa riittävän suureksi. Ilma jäähtyy kohotessaan, koska lämpötila keskimäärin laskee 0,6 C / 100m ylöspäin siirryttäessä. Ilman kohoamismekanismin perusteella sateet jaetaan eri tyyppeihin: Rintamasade Rintamasade syntyy Suomessa tavallisesti siten, että idästä virtaava kylmä polaari-ilmamassa ja lännestä virtaava lämmin ilmamassa kohtaavat (Kuva 3). Lämpimässä rintamassa lämmin ilma joutuu kylmää ilmaa vasten tunkeutuessaan kevyempänä yläpuolelle ja kohoaa aiheuttaen sadetta. Koska rajapinnan kaltevuus on pieni (1/100...1/400), tapahtuu ilman kohoaminen ja jäätyminen vähitellen. Lämpimän rintaman sade onkin tyypillisesti melko vaimeaa, laaja-alaista ja pitkäaikaista. Kesto on usein ainakin 6...12 tuntia. Kylmässä rintamassa taasen kylmä ilma joutuu lämmintä vastaan törmätessään sen alle, jolloin tästä johtuva lämpimän ilman kohoaminen ja jäähtyminen on äkillistä. Kylmän rintaman kaltevuus on suurempi (1/25...1/100) kuin lämpimän rintaman ja sen aiheuttama sade on vastaavasti rankempaa, paikallisempaa ja lyhytkestoisempaa. Lämmin ilma Kylmä ilma Kuva 3. Rintamasateen synty (kuva muokattu lähteestä http://fi.wikipedia.org/wiki/sade). 1 Tämän kappaleen lähteenä on Wikipedian sade-artikkeli (http://fi.wikipedia.org/wiki/sade) ENY- C2003 Vesi- ja ympäristötekniikka 5
Konvektiivinen sade Konvektiivinen sade syntyy Suomessa tavallisesti kuumana kesäpäivänä, kun voimakas maanpinnan lämpeneminen saa yläpuolisen ilmamassan kohoamaan (Kuva 4). Konvektiiviset sateet ovat verraten rankkoja, lyhytaikaisia ja alueellisesti suppeita. Usein niihin liittyy ukkosta. Kuva 4. Konvektiivisen sateen synty (kuva lähteestä http://fi.wikipedia.org/wiki/sade). Orografinen sade Orografinen sade syntyy, kun kostea ilmamassa kohtaa esteen (esim. vuoriston), joka pakottaa ilman kohoamaan ylöspäin. Tällöin sadanta yleensä lisääntyy korkeuden myötä, joskin paikallinen topografia voi aiheuttaa poikkeamia. Pinnanmuodoilla on merkitystä sadannan jakautumiselle myös seuduilla, joiden korkeussuhteet ovat vähemmän vaihtelevat. Suomessa yleisen sateen syntymekanismi on rintamasade. Kesäsateista huomattava osa on kuitenkin synnyltään konvektiivista. Vaikka Suomi on suhteellisen tasaista ja alavaa, niin maaston topografia saa aikaan orografisen vaikutuksen, minkä johdosta tuulenpuoleisilla rinteillä sataa enemmän. Orografisella vaikutuksella on merkittävä välillinen kontrolli Suomen sadantaan, sillä Länsi-Norjan vuoristot pidättävät huomattavan osan Atlantilta tulevien ilmamassojen kosteudesta. Suomessa kaikki merkittävä sade (paitsi tihku) syntyy jäätyneessä olomuodossa. Sadepilven yläosassa, jossa lämpötila on -12...-40 C, on pieniä jääkiteitä ja alijäähtyneitä vesipisaroita. Koska kyllästystila jääpinnan suhteen saavutetaan lämpimämmässä kuin nestepinnan suhteen, niin näissä lämpötiloissa sadepilven sisällä yleensä vallitsee olosuhteet, joissa vesipisaroista haihtuu vesihöyryä, joka härmistyy jääkiteiden pintaan. Niistä kasvaa lumihiutaleita. Vastaavasti kuin tiivistyneiden vesipisaroiden suhteen hiutaleiden kasvaessa niin suuriksi, ettei pilven muodostanut nousuliike enää kannattele niitä, ne putoavat alempiin ilmakerroksiin, missä on tyypillisesti lämpimämpää ja ENY- C2003 Vesi- ja ympäristötekniikka 6
kosteampaa. Matkan varrella hiutaleet kasvavat edelleen. Jos ne putoavat tarpeeksi kauan ilmassa, jonka lämpötila on nollan yläpuolella, ne sulavat osittain rännäksi tai kokonaan vesisateeksi. Sadannan ajallinen ja alueellinen jakautuminen Kansainvälisesti katsoen Suomen sadanta on melko pieni. Vuosisadanta Suomessa vaihtelee maantieteellisen sijainnin mukaan välillä 500 750 mm. Eri vuosina sadanta vaihtelee tavallisesti vähemmän kuin 30 % keskiarvon molemmin puolin. Vuosisadanta on suurin etelärannikolla ja pienin Lapin pohjoisosissa sekä Pohjanmaan rannikkoalueilla. Suomen keskimääräinen vuosisadanta on esitetty kuvassa 5. Kuva 5. Keskimääräinen sadanta vuosina 1961 1991 [mm a -1 ]. (Data: Suomen ympäristökeskus; kuva: Paasonen-Kivekäs ym., 2009) Sadannan vuodenaikaiset vaihtelut ovat jokseenkin samanlaisia koko maassa. Tavallisesti sadanta on pienin maaliskuussa ja suurin elokuussa. Vuosisadannasta tulee lumena Suomen eri osissa suunnilleen saman verran, keskimäärin 200 250 mm. Prosentuaalinen osuus vaihtelee vuosisadannan vaihteluista johtuen välillä 30 50 %. Lounais-Suomessa osuus on keskimäärin alle 30 % ja Pohjois-Suomessa 40 50 %. ENY- C2003 Vesi- ja ympäristötekniikka 7
Suomen vuorokausisadannan ennätys on 198 mm ja se mitattiin Espoon Lahnuksessa 21. heinäkuuta 1944. Jo 100 mm suuruiset vuorokausisadannat ovat Suomen oloissa kuitenkin hyvin harvinaisia. Kuvassa 6 esitetään lyhytaikaisten sateiden rankkuus Helsingissä ja Sodankylässä eri toistumisajoilla. Kuva 6. Lyhytaikaisten sateiden rankkuus Helsingissä ja Sodankylässä eri toistumisajoilla. (Paasonen-Kivekäs ym., 2009) ENY- C2003 Vesi- ja ympäristötekniikka 8
Valunnan synty VALUNTA Pertti Vakkilainen, Jarkko Koskela, Antti Hepojoki, Esko Kuusisto Valunta on maa-alueilta vesistöihin kulkeutuvaa vettä. Virtaama tarkoittaa uoman poikkileikkauksen läpi aikayksikössä kulkevaa vesimäärää [m 3 /s]. Virtaama voidaan muuttaa valunnaksi [mm/d] jakamalla virtaama mittauspisteen yläpuolisen valuma-alueen pinta-alalla. Käytössä on myös käsite valuma, joka kuvaa samaa ilmiötä, mutta yksikkönä käytetään litraa aikayksikköä ja pinta-alaa kohti [l/s/km 2 ]. Kulkeutumisen liikkeellepanevana voimana on painovoima, jota vastustavia voimia ovat hitaus-, kitka- ja koheesiovoimat. Valuntailmiön voidaan ajatella koostuvan kolmesta valunnan muodosta: pintavalunnasta: se osa sadannasta tai sulannasta, joka ei haihdu eikä imeydy maaperään, vaan kulkeutuu painovoiman vaikutuksesta pintavetenä vesistöön, pintakerrosvalunnasta: se osa sadannasta tai sulannasta, joka imeytyy maaperään ja kulkeutuu maan pintakerroksissa vesiuomiin pohjavesivalunnasta: se osa sadannasta tai sulannasta, joka imeytyy maaperään ja poistuu pohjavesien kautta vesistöön. Valunnan eri osien suhteellinen suuruus riippuu sadannan tai sulannan ominaisuuksista ja alueen pinnan muodosta ja maaperästä. Maanpäällisen valunnan osuus muodostuu suureksi, jos maanpinta läpäisee huonosti vettä. Tämä voi johtua maalajin hienorakeisuudesta, roudasta sekä luonnollisesta tai ihmisen aiheuttamasta maanpinnan tiivistymisestä. Imeyntä on vähäistä silloinkin, kun maan huokostila on aikaisempien voimakkaiden sateiden tai sulannan vuoksi veden kyllästämä. Pintakerrosvalunta on suuri, jos maanpinta läpäisee hyvin, mutta pinnan alapuolella on läpäisemätön kerros, joka estää veden suotautumisen syvemmälle. Esimerkiksi peltomailla muokkauskerroksen alle voi muodostua tiivis kyntöantura (jankko). Samoin luonnontilaisilla moreenimailla löyhän pintamoreenin alla on tiivistä pohjamoreenia. Pohjavesivalunnan osuus on suurin karkearakeisilla mailla, joilla pinnan imeyntäkapasiteetti on suuri ja myös alla olevat kerrokset ovat hyvin vettä johtavia. Pinta- ja pintakerrosvaluntaa, joista vesiuomien välitön valunta muodostuu, esiintyy yleensä vain keväällä sulamisvesien aikaan ja syksyllä runsaiden sateiden kyllästettyä maan. Sen sijaan kesällä ja talvella valunta on pääasiassa pohjavesivaluntaa. Merkkiainekokeiden perusteella on arvioitu, että luonnontilaisilla alueilla suuri osa valunnasta on peräisin vedestä, joka on ollut varastoituneena maaperään ennen valunnan synnyttänyttä sade- tai sulantatapahtumaa. Taajama-alueilla, joilla uomiin yhteydessä olevien läpäisemättömien pintojen osuus on suuri, valtaosa valunnasta on peräisin juuri sataneesta tai sulaneesta vedestä. Tyypillinen valuntakäyrä on esitetty kuvassa 7. ENY- C2003 Vesi- ja ympäristötekniikka 9
Kuva 7. Valuntakäyrä (Paasonen-Kivekäs ym., 2009) Tietyn suuruisesta sulannasta tai sadannasta aiheutuva valunta vaihtelee samallakin valuma-alueella eri aikoina. Valunnan jakautuminen sateen rankkuuden ja keston mukaan on esitetty kuvassa 8. Valuntaan vaikuttavat tekijät voidaan jakaa kolmeen ryhmään: ilmastollisiin, aluetekijöihin ja ihmistoiminnoista aiheutuviin. Valunnan vuotuinen vaihtelu noudattaa ilmastollisten tekijöiden rytmiä. ENY- C2003 Vesi- ja ympäristötekniikka 10
Kuva 8. Valunnan jakautuminen sateen rankkuuden ja keston mukaan. (Paasonen-Kivekäs ym., 2009) Valuma-alueen ominaispiirteet vaikuttavat merkittävästi sekä valunnan määrään, että sen ajalliseen jakautumiseen. Tällaisia piirteitä ovat valuma-alueen koko, muoto, järvisyys, topografia, maaperä, kasvillisuus ja maastotyyppi sekä uomien määrä ja kaltevuus. Alueen koko ja muoto vaikuttavat valunnan kerääntymisnopeuteen. Suurilla ja pitkänomaisilla valuma-alueilla valunnan kerääntyminen on hitaampaa kuin pienillä ja pyöreämuotoisilla alueilla ja tästä syystä valuntahuiput ovat loivemmat. Järvet pienentävät oleellisesti ylivalumia ja tasoittavat alivalumia varastotilansa avulla. Veden pidättäytyminen on tehokkainta järvien sijaitessa valuma-alueen alaosissa. Järvistä tapahtuva haihdunta pienentää kuivina vuosina valuntaa entisestään. Valuma-alueen suuri kaltevuus lyhentää puolestaan valuman kerääntymisaikaa ja kasvattaa ylivalumia. Tosin lumen sulamisesta aiheutuvaan ylivalumaan kaltevuudella ei ole niinkään merkitystä, sillä eri suuntiin kaltevilla rinteillä sulanta tapahtuu eri aikoina. Etelään viettävillä rinteillä lumi saattaa olla täysin sulanut, kun varjoisilla pohjoisrinteillä on vielä tasainen lumipeite. Korkeussuhteilla on myös välillinen vaikutus valuntaan, sillä korkeusaseman kasvu merkitsee sadannan lisääntymistä, lämpötilan alenemista ja haihdunnan pienenemistä ja näin valunnan kasvua. Maa- ja kallioperän laatu vaikuttavat imeytyvän veden määrään, suotautumiseen sekä maa- ja pohjavesivarastojen suuruuteen. Karkeisiin maalajeihin vesi imeytyy hyvin alentaen näin ylivalumia. Samalla valuma-alueelle varastoituu runsaasti vettä, mikä kasvattaa alivalumia. Koska maanalaisista vesivarastoista ei haihdu merkittävästi kuivinakaan vuosina, ne ovat tässä suhteessa järviäkin tehokkaampia valuman tasaajia. Runsas ja tiheä kasvillisuus alentaa sateesta aiheutuvaa ENY- C2003 Vesi- ja ympäristötekniikka 11
valunnan huippua, sillä kasvipeite hidastaa pintavaluntaa ja edistää veden imeytymistä kuohkean juuristovyöhykkeen avulla. Lisäksi interseptio lisää haihduntaa. Keväällä lumen sulaminen metsässä tapahtuu myöhemmin ja hitaammin kuin aukealla, mikä pienentää koko valuma-alueen ylivalumia. Peltoaukeilla ylivalumat ovat noin 1,5 2,0 kertaa suurempia kuin maaston suhteen muutoin samanlaisilla metsäalueilla. Myös luonnontilaiset suot pienentävät ylivalumia, koska veden purkautuminen niiltä on hidasta. Avosuot pienentävät myös keski- ja alivalumia runsaan haihdunnan vuoksi. Kuvassa 9 on esitetty Lounais-Suomessa sijaitsevan pienen järvettömän Löytäneenojan valumaalueen valumat kahdelta vuodelta. Alue on kooltaan 5,64 km 2 ja siitä on noin 2/3 viljelysmaata. Järvettömyydestä ja pellon suuresta määrästä johtuen alueella on havaittavissa voimakkaat ylivalumat ja selvät alivalumakaudet. Sulannan aiheuttamassa valunnassa voidaan myös havaita selvä vuorokausirytmi, vaikkei se kuvassa 9 näykään valitun aika-askeleen vuoksi. Ihmistoimintojen vaikutus näkyy myös valunnassa. Välittömiä vaikutuksia ovat esimerkiksi säännöstely, tulvapengerrykset ja vedenotto. Merkittävin välillinen vaikutus on taajamarakentamisella. Se lisää kokonaisvaluntaa ja kasvattaa ylivalumia ja pienentää alivalumia. Metsäojitus lisää valuntaa varsinkin ojitusta seuraavina vuosina. Turvetuotanto muuttaa myös valuntaolosuhteita. Käytännössä kaikki maanviljelykseen ja metsätalouteen liittyvät toimenpiteet vaikuttavat jossain määrin valuntaan. Peltosalaojitus kasvattaa jonkin verran valuntaa. Se muuttaa eri osavaluntojen suhteita vähentäen pintavaluntaa. Kuvassa 10 on esitetty Vihdissä sijaitsevan Hovin peltoalueen valunnan jakaantuminen pinta- ja salaojavaluntaan. 250 Valuma [l/s/km 2 ] 200 150 100 50 1966 1965 0 1.1. 1.2. 1.3. 1.4. 1.5. 1.6. 1.7. 1.8. 1.9. 1.10. 1.11. 1.12. Kuva 9. Löytäneenojan valuma-alueen valuma vuonna 1965 ja 1966 (OIVA - ympäristö- ja paikkatietopalvelu, 2012) ENY- C2003 Vesi- ja ympäristötekniikka 12
Kuva 10. Valunnan jakautuminen pinta- ja salaojavaluntaan Hovin valuma-alueella vuosina 1972-2000 (Aineisto: OIVA - ympäristö- ja paikkatietopalvelu, kuvat: Paasonen-Kivekäs ym. 2009). Valunnan ajallinen ja paikallinen jakautuminen Etelä-Suomessa vuosivalunta on keskimäärin 200 300 mm, ja Pohjois-Suomessa 300 450 mm. Keskimääräinen valuntaprosentti (valuntasumma / sadantasumma) vaihtelee 40 ja 65 % välillä. Pienellä alueella tai lyhyellä ajanjaksolla valuntaprosentti voi kuitenkin poiketa huomattavasti edellä mainitusta vaihteluvälistä. Vuoden keskimääräinen valunta Suomessa on esitetty kuvassa 11. Vuosivalunnan suuruus vaihtelee välillä 150 450 mm. Pienintä se on Lounais-Suomessa ja suurinta runsaslumisessa Koillismaassa. Keskivaluman arvot ovat vastaavasti 8 12 l km -2 s -1. ENY- C2003 Vesi- ja ympäristötekniikka 13
Kuva 11. Keskimääräinen valunta (mm/a) vuosina 1961-1991 (Data: Suomen ympäristökeskus, kuva: Paasonen-Kivekäs ym., 2009). Sulamiskauden aikainen kevätvalunta on keskimäärin 100 200 mm eli noin 80 % lumen vesiarvon maksimista ja 30 50 % vuosivalunnasta. Kesävalunnan osuus on keskimäärin 100 mm. Syyskuusta lumipeitteen tuloon saakka tapahtuva syysvalunta vaihtelee huomattavasti vuosittain poikkeavien ilmasto-olosuhteiden vuoksi. Etelä-Suomessa syysvalunta on keskimäärin 50 100 mm, mutta saattaa poikkeuksellisina vuosina ylittää 100 mm tai jäädä alle 10 mm. Maan pohjois- ja keskiosissa syysvalunta jää pienemmäksi pysyvän lumipeitteen tullessa aikaisemmin. Talvivalunnan suuruus on keskimäärin 50 mm. Eteläisellä ja lounaisella rannikkoalueella suojasäät saattavat aiheuttaa toisinaan huomattavasti runsaampaakin valuntaa. Virtaamien ennustaminen Tulvasuojelussa ja vesivarojen käytön suunnittelussa tarvitaan usein ennusteita tulevista virtaamista. Tulvasuojelun tarpeisiin riittää usein lyhytaikaiset ennusteet, mutta suurten järvien ja vesistöjen juoksutuksia suunniteltaessa hyödynnetään jopa useiden kuukausien mittaisia ennusteita. Virtaamaennusteita voidaan jaotella usealla tavalla mm. ennustemenetelmän ja ennustepituuden mukaan. Lyhytaikaiset virtaamaennusteet perustuvat usein hydrologisiin malleihin, joissa hyödynnetään lähtötietoina tulevan ennustejakson sääennusteita. Pitkän ajanjakson sääennusteet sen ENY- C2003 Vesi- ja ympäristötekniikka 14
sijaan ovat varsin epäluotettavia ja pitkän ajanjakson virtaamien ennustamisessa yhtä hyviin ennustetarkkuuksiin päästään myös perustamalla ennuste ainoastaan valuma-alueen hydrologiseen tilaan (esim. lumen vesiarvo) ennustehetkellä. Tällöin käytössä on useimmiten lineaariset regressiomallit. Suomessa valtakunnan tasolla virtaamaennusteista vastaa tällä hetkellä Suomen ympäristökeskus. SYKEn ennusteet perustuvat konseptuaalisiin sadanta-valunta -malleihin, joissa hyödynnetään uusimpia hydrologisia havaintoja ja Ilmatieteenlaitoksen ennusteita tulevien päivien lämpötiloista ja sadannasta. Kaaviokuva yksinkertaisesta konseptuaalisesta sadanta-valunta -mallista on esitetty kuvassa 12. Malli koostuu varastoista ja varastojen välisistä virroista, jotka käsitteellisesti kuvaavat luonnosta löytyviä varastoja ja veden liikettä niiden välillä. Tarkan fysikaalisen laskennan sijaan mallit kuitenkin käyttävät varastojen käyttäytymisen ja veden liikkeen kuvaamiseen yksinkertaistettuja yhtälöitä. Ennustekäytössä tämän kaltaiset mallit ovat osoittautuneet usein riittävän tarkoiksi. Kuva 12. Kaaviokuva yksinkertaisesta sadanta-valunta -mallista. ENY- C2003 Vesi- ja ympäristötekniikka 15