METEOROLOGIAN JA KLIMATOLOGIAN PERUSTEET Rauni Varkia 2016
Johdanto Monisteessa käsitellään meterorologian ja klimatologian perusteita sekä niiden vaikutusta paikallisilmastoon ja ympäristösuunnitteluun. Meteorologialla eli sääopilla tarkoitetaan ilmakehän hetkellisen tilan tutkimusta, kun klimatologia eli ilmasto-oppi taas käsittää sään yleispiirteiden, luonteen ja vaihtelevuuden tutkimista jollain tietyllä alueella. Klimatologia voidaan jakaa osa-alueisiin eri tavoilla. Mikäli jako tehdään tarkastelumittakaavan mukaan, voidaan puhua makro-, meso- ja mikroklimatologiasta (suurilmastosta paikallisilmastotason kautta pienilmastoon). Ilmasto-oppi voidaan jakaa myös tutkimuskohteen mukaan eri luokkiin. Paleoklimatologia tutkii menneiden aikojen ilmasto-oloja, bioklimatologia ilmastoa eliöiden kannalta ja niin edelleen. Tämän monisteen tarkoitus on toimia oppaana ilmastoon, säähän ja ilmaston vaikutuksesta suunnitteluun liittyvissä asioissa. Olen käsitellyt myös melua yhtenä ilmanlaadun tekijänä. Sisäilmanlaatua on myös käsitelty lyhyesti, koska sisäilman laatuun yksi tärkeimmistä vaikuttavista tekijöistä on ulkoilmanlaatu. Lopussa käsitellään myös ilmastonmuutosta ja siihen vaikuttavia tekijöitä. Osa monisteessa käytetyistä kuvista on omia, osa Tiina Kujalan, Hanne Siikströmin ja Riikka Pietilän kirjallisuuden pohjalta piirtämiä. Kirjallisuusluettelo on monisteen lopussa. Työn tarkastamisesta ja stailaamisesta kiitos DI, FT Tiia Lampolalle. Vantaa 2016 Rauni Varkia
1. Ilmakehän fysiikka... 1 1.1 Sähkömagneettinen säteily ja sen aallonpituudet... 1 1.2 Sironta... 3 1.3 Ilmakehän ekstinktio... 4 1.4 Säteilymittaukset... 6 1.5 Ekspositio ja albedo... 7 2. Ilmanpaine ja tuuli... 8 2.1 Ilmanpaine... 8 2.2 Tuulen nopeus ja suunta... 10 3. Lämpötila ja termodynamiikan perusteet... 13 3.1 Lämpö ja lämpötila-asteikot... 13 3.2 Termodynamiikkaa... 14 4. Vesi ilmastoon vaikuttavana tekijänä... 15 4.1 Veden olomuodot... 15 4.2 Ilman kosteus ja veden haihtuminen... 17 5. Ilmakehä... 20 5.1 Ilmakehän kemiallinen koostumus... 20 5.2 Ilmakehän rakenne ja synty... 21 6. Ilmakehän yleinen kiertoliike ja suuret sääjärjestelmät... 24 6.1 Coriolisvoima... 24 6.2 Lämmityseroista aiheutuvat pystyliikkeet eli konvektiot... 25 6.3 Hadley-kiertoliike ja pasaatituulet... 25 6.4 Walker-kiertoliike ja El Niño... 27 6.5 Keskileveysasteiden länsituulet... 28 6.6 Ilmamassat ja suihkuvirtaukset... 29 7. Maapallon ilmastot... 29 7.1 Yleistä... 29 7.2 Trooppiset ilmastot (A)... 30 7.3 Kuivat ilmastot... 31 7.4 Lauhkeat ilmastot l. keskileveysasteiden ilmastot... 31 7.5 Kylmät ilmastot... 31 7.6 Jääilmastot... 32
8. Suomen ilmasto ja sää... 32 8.1 Säteily- ja lämpöolot... 32 8.2 Ilmanpaine ja tuuliolot... 38 8.3 Kosteus, pilvisyys ja ukkoset... 39 8.4 Sade- ja lumiolot sekä routa... 42 8.5 Haihdunta... 45 8.7 Ilmavirtausjärjestelmät sekä ilmamassat... 46 8.7 Pilvityypit... 51 8.8 Sään ennustaminen... 53 9. Paikallisilmastot... 55 9.1 Yleistä... 55 9.2 Topografian vaikutus... 55 9.2.1 Säteily- ja lämpöolot eri suuntiin viettävillä rinteillä, rinteen ekspositio... 55 9.2.2 Katabaattinen ja anabaattinen virtaus... 56 9.2.3 Pinnanmuotojen vaikutus tuuli-, sade- ja kosteusoloihin... 57 9.3 Inversio... 58 9.4 Maaperän ja -pinnan vaikutus lämpöoloihin... 59 9.5 Vesistöjen vaikutus... 62 9.6 Kasvipeitteen vaikutus... 63 9.7 Esimerkkejä erilaisista paikallisilmastoista... 66 9.7.1 Lumi- ja jääilmasto... 66 9.7.2 Suoilmastot... 66 9.7.3 Kaupunki-ilmastot... 67 10 Ilmastonmuutos.83 10.1 Ilmastonmuutokseen vaikuttavia tekijöitä..83 10.2 Ilmastonmuutoksen vaikutuksia.85 Kirjallisuus... 87
1 1. Ilmakehän fysiikka 1.1 Sähkömagneettinen säteily ja sen aallonpituudet Säteilyn aallonpituus on riippuvaista säteilevän kappaleen lämpötilasta*. Auringon pintalämpötila on 5800 Kelviniä ja se säteilee UV-säteilyn ja infrapunasäteilyn välisillä aallonpituuksilla, säteilyn ollessa voimakkainta näkyvän valon alueella. Auringon säteily aiheuttaa ilmakehän ylärajalla kohtisuoralla pinnalla säteilytehon (aurinkovakio) 1365 Wm -2 (8,2 J cm -2 min 1 ), mikä levitettynä maapallon koko pinnalle tekee keskimäärin 340 Wm -2. Lisäksi osa säteilystä heijastuu takaisin avaruuteen (noin 31 %) ja osa imeytyy ilmakehään (mm. pilviin), joten häviöiden jälkeen maanpinnalle saapuva lämmitysteho on noin puolet, eli 160 Wm -2 (kuva 1)**. Saapuneesta säteilystä osa siis imeytyy ilmakehään (18 %), osa heijastuu pilvistä (21 %) ja jonkin verran maanpinnasta (4 %). Maahan imeytyvä säteily (168 Wm -2, 48 %) poistuu pitkäaaltoisempana lämpösäteilynä sekä haihtumisessa sitoutuvana latenttina lämpönä (vapautuu sateen tiivistyessä). Osa tästä heijastuu takaisin ilmakehästä, osa imeytyy pilviin ja osa karkaa avaruuteen (kuva 1). Ilmakehästä takaisin heijastuvan säteilyn määrään vaikuttavat mm. kasvihuonekaasut. Myös maapallon sisäosista vuotaa lämpöä maanpinnalle, tosin tämä lämpömäärä on vain noin neljästuhannesosa auringosta saatavasta energiasta. Säteily jakautuu epätasaisesti maapallon pinnalle. Maan kallistuskulmasta (23.5º) johtuvat vuodenajat, mutta myös mantereiden ja merien jakautuminen vaikuttaa ilmastoon. Pohjoisella pallonpuoliskolla on maapinta-alaa enemmän kuin merta, joten pohjoisella pallonpuoliskolla säteily käytetään paremmin hyväksi. *Säteilyn aallonpituus pienenee, kun lämpötila kasvaa. Tämän vuoksi sininen liekki on kuumempi kuin punainen. ** Suurimmat säteilytasot Suomessa kesällä ovat noin 600 Wm -2
2 Kuva 1. Ilmakehän säteilytalous prosentteina saapuneesta säteilystä (mukaellen Alalammi 1987). Sähkömagneettinen säteily on säteilyä, joka muodostuu värähtelystä sähkö- ja magneettikentissä, jotka ympäröivät sähköisesti varattua hiukkasta. Näkyvä valo muodostaa pääosan sähkömagneettisesta säteilystä. Sähkömagneettinen säteily voidaan jakaa kuuteen luokkaan (kuva 2). Näkyvän valon aallonpituus on 400-700 nm (violetista punaiseen). Ihmissilmä on herkin keltaiselle valolle, jonka aallonpituus on noin 550 nm. Tämä johtunee evoluutiosta (keltaista valoa tulee auringosta eniten). Näkyvää valoa lyhyemmän aallonpituuden omaavalla ultraviolettisäteilyllä aallonpituus on 10-400 nm (UVA = 315-400 nm, UVB = 280-315 nm ja UVC < 280 nm). Kun aallonpituus lyhenee alle 10 nm on kyseessä röntgensäteily, ja alle 0,01 nm, gammasäteily. Näkyvää valoa pidempiä aallonpituuksia ovat mm. infrapunasäteily ja sen osana lämpösäteily. Tätä suurempia ovat mikroja radioaallot (kuva 2).
3 Kuva 2. Säteilyn lajit (mukaellen Karttunen ym. 1998). 1.2 Sironta Kun säteily (lähinnä näkyvä valo) saavuttaa ilmakehän se osuu molekyyleihin ja hiukkasiin, tapahtuu sirontaa. Sironnassa atomi imee itseensä (absorboi) fotonin eli valon hiukkasen ja emittoi (lähettää) sen välittömästi, usein alkuperäisestä poikkeavaan suuntaan. Sironnassa säteilyn aallonpituus ei muutu, mutta suoraan kohteesta saapuva säteily heikkenee. Sironta heikentää siis näkyvän valon pääsyä maanpinnalle. Sironnan osuus on noin 6 % aurinkovakiosta. Sirontatyyppejä on erilaisia riippuen siitä, minkä kokoisiin hiukkasiin valonsäteet osuvat: Rayleigh n sirontaa tapahtuu, kun säteily osuu hyvin pieniin hiukkasiin (aallonpituuden kymmenesosan luokkaa), kuten esim. kaasumolekyyleihin. Tällöin sirontaa tapahtuu kaikkiin suuntiin, joskin hieman tehokkaammin eteen ja taaksepäin. Taivas saa tällöin sinisen värin, sillä sininen (violetti) aallonpituus siroaa parhaiten*. Toisaalta esim. laskeva Aurinko (horisontissa) näkyy usein punaisena, koska sinistä säteilyä on sironnut pois näkösäteeltä päivätilannetta enemmän, ja koska Auringon ja havaitsijan välissä on pak-
4 sumpi ilmakerros. Jäljelle jää tällöin punaista säteilyä. Korkealla vuoristossa taas on vähemmän valoa sirottavaa ilmaa ja siksi taivas näyttää tummemmalta. Hiukkasten koon kasvaessa aallonpituusriippuvuus heikkenee ja sirontakuvion muoto muuttuu. Suurempi osa sironnasta tapahtuu suoraan eteenpäin säteilyn kulkusuuntaan. Kun hiukkasen koko vielä tästä kasvaa ja alkaa olla samaa luokkaa kuin aallonpituus, on valon aaltoluonne otettava huomioon. Tällöin on kyse nk. Mien sironnasta. Taivas näyttää tällöin harmaammalta (esim. aerosolit** ja pilvipisarat). Kun hiukkaset kasvavat valon aallonpituutta suuremmiksi, sironta ei riipu juurikaan aallonpituudesta. Suurin osa sironneesta valosta suuntautuu suoraan eteenpäin. Esim. tästä johtuu ilman pölyn näkyminen vastavaloon katsottaessa. Ultraviolettisäteily siroaa enemmän kuin näkyvä valo, joten varjossa istuminen ei suojaa ultraviolettisäteiltä samalla tavoin kuin näkyvältä valolta. *Ihmissilmä näkee sinisen herkemmin kuin violetin. Sinisin taivas on useimmiten sateiden välisessä korkeapaineessa, jossa pölyhiukkasten ym. määrä on pieni. *Aerosolilla tarkoitetaan ilmassa olevia hiukkasia tai ilman ja hiukkasten seosta. Aerosolit jaetaan kokonsa mukaan hienoihin (<0,001mm) ja karkeisiin (>0,001mm). Luonnollisia aerosoleja ovat mm. meriveden roiskeista muodostuneet suolakiteet, maaperästä nouseva tomu, tulivuorten tuhka ja rikkihappo sekä siitepölyt. Ihmisen aikaansaama aerosoli on mm. noki. 1.3 Ilmakehän ekstinktio Ekstinktiolla tarkoitetaan ilmakehän absorption (imeynnän) ja sironnan aiheuttamaa säteilyn heikkenemistä. Gamma- ja röntgensäteily absorboituvat ilmakehän yläosan atomeihin (lähinnä happija typpimolekyyleihin), mikä on elämän säilymisen kannalta välttämätöntä. Säteilyn vaikutuksesta happimolekyylejä hajoaa atomeiksi, jotka yhtyvät happimolekyyleihin, jolloin syntyvä otsoni (O3) estää ultraviolettisäteilyn pääsyä maanpinnalle. Alkuilmakehän hapen ja otsonin puute esti elämän levittäytymisen maalle juuri ultraviolettisäteilyn takia. Koska näkyvä valo (400-700 nm) läpäisee ilmakehän hyvin, 300-800 nm:n aallonpituusaluetta kutsutaan optiseksi ikkunaksi (kuva 2). Infrapunasäteilyä absorboituu lähinnä ilmakehän vesihöyryyn. Noin 0,02-1 mm:n alueella ilmakehä on läpinäkymätön, mutta radioaaltojen aallonpituusalueella ilmakehä muuttuu jälleen läpinäkyväksi (radioikkuna).
5 Otsonin merkitys Otsonin pitoisuuksia on mitattu jo yli sadan vuoden ajan. Statosfäärin otsonin pitoisuudet ovat suurimmat n 20-25 km:n korkeudella (napa-alueilla noin 18 km korkeudella). Otsonin määrä ei ole kovinkaan suuri, sillä jos kaikki otsoni tuotaisiin maanpinnalle, olisi sitä vain 3 mm kerros. Otsonikatoa aiheuttavat mm. typen oksidit, kloori ja bromi, jotka toimivat katalyytteinä kiihdyttäen otsonin tuhoutumista. Typen oksideja, lähinnä dityppioksidia (N2O) syntyy mm. mikrobitoiminnan ja palamisen seurauksena, mutta siitä suuri osa hajoaa säteilyn vaikutuksesta typeksi ja hapeksi. Kloori on typen oksidejakin tehokkaampi katalyytti, jota joutuu stratosfääriin mm. tulivuoritoiminnan seurauksena. Ihmisen toiminnan aiheuttama kloorimäärä stratosfäärissä on kuitenkin kuusi kertaa niin suuri kuin luonnon toiminnan johdosta syntynyt määrä. Eniten otsonia ovat klooriyhdisteistä tuhonneet mm. kloorifluorihiilivedyt (freoni ja CFC-yhdisteet). Freoneja on käytetty runsaasti kylmä -ja ilmastointilaitteissa. Ne ovat alussa kemiallisesti stabiileja ja kulkeutuvat muuttumattomina stratosfääriin. Kuitenkin lämpötilan laskiessa alle -80 ºC, ne alkavat härmistyä jääkiteiden pinnalle ja hajoavat vapauttaen klooriatomeja jotka reagoivat otsonin kanssa. Bromiyhdisteet ovat klooriakin haitallisempia otsonille. Bromin lähteinä toimivat sammutusaineina käytettävät halonit ja torjuntaaineena käytettävä metyylibromidi. Otsonikatoa esiintyy napa-alueilla selkeämmin kuin muualla, sillä näillä alueilla lämpötila pääsee laskemaan riittävän alhaiseksi vapaan kloorin muodostumiselle. Alhaisimmat otsonipitoisuudet havaitaankin yleensä talvisin, jolloin jääkidepilvien synnylle on riittävän kylmät edellytykset. Lisäksi stabiili napapyörre estää ilman vaihtumista ja alueelle joutuneet yhdisteet pääsevät tekemään tuhojaan pitkän ajan kuluessa. Otsonikato on suurempi eteläisellä pallonpuoliskolla, koska sen napapyörre on pohjoista pallonpuoliskon napapyörrettä kylmempi ja vahvempi. Otsoni toimii myös kasvihuonekaasuna, koska se absorboi maanpinnasta tulevaa pitkäaaltoista lämpösäteilyä (infrapunasäteilyä). Otsoni absorboi säteilyä erityisen tehokkaasti ultraviolettialueella. Voimakkaimmillaan absorptio on 250 nm:n kohdalla, mutta jatkuu lähelle näkyvän valon aallonpituuksia. Aallonpituusalueella 280-320 eli nk. UV-B -säteilyn pienemmällä aallonpituusalueella elollisten olioiden herkkyys säteilylle on suurempaa kuin mentäessä suuremmille aallonpituuksille. Suuremmalla UV-B:n (320 nm) aallonpituusalueella ilmakehän läpinäkyvyys säteilylle on jo kymmentuhatkertainen verrattuna esim. 290 nm:n aallonpituuksille. Näin ollen evoluutio on muuttanut eliöstöä siten, että ne kestävät paremmin suuremman aallonpituuden omaavaa UV-B -säteilyä. Otsonikato lisää kuitenkin pienempiaaltoisen säteilyn pääsyä maahan, mistä aiheutuu mutaatioita, ihosyöpiä, silmän verkkokalvorappeumia yms. Myös monien kasvilajien kasvu, sekä merten pintavesien plankton kärsii lisääntynees-
6 tä säteilystä. Noin 50 % alenema otsonissa lisää UV-säteilyä 50 %. UV-säteilyn voimakkuutta maanpinnalla kuvaamaan on kehitetty UV-indeksi (taulukko 1.). Korkein Suomessa mitattu indeksi on ollut 6 luokkaa. Troposfäärissä ja etenkin sen alaosassa otsoni sen sijaan voi liiallisessa määrin esiintyessään olla haitallista mm. kasvien kasvulle, joten alailmakehän otsonille on annettu raja-arvoja. Alailmakehässä otsonia syntyy lähinnä liikenteen ja teollisuuden yhteydessä valokemiallisissa prosesseissa typen oksideista ja hiilimonoksidista. Otsonia taas hajoaa aurinonvalon vaikutuksesta, typpimonoksidien kanssa reagoidessaan sekä reagoidessaan hydroksyyliradikaalien kanssa. Otsoni itsessään muodostaa ilmakehään hydroksyyliradikaaleja (OH), jotka voivat toimia monella tapaa. Osin ne voivat puhdistaa ilmaa reagoimalla muiden molekyylien kanssa ja muuttaa ne yleensä helpommin hapettuviksi ja liukeneviksi yhdisteiksi, jotka voivat huuhtoutua alas esim. sateen mukana. Hydroksyyli voi myös toimia hapettimena ja hapettaa esim. rikkidioksidin rikkihapoksi ja typpidioksidin typpihapoksi, joilla on taas oma vaikutuksensa happamoittajijna. Otsonia tulee Suomeen lähinnä kaukokulkeumana mm. Euroopasta. Taulukko 1. UV-indeksi (vaalealle iholle) UV-indeksi Säteilyn voimakkuus Turvallinen auringossaoloaika 0-2 olematon 1 päivä 2-4 Heikko 1-2 tuntia 4-6 Kohtalainen 30-60 min 6-10 Voimakas 15-30 min yli 10 Erittäin voimakas 5-15 minuuttia 1.4 Säteilymittaukset Aurinkosäteilymittauksia tehdään sekä satelliittihavainnoin että maan pinnalta. Mittaukset aloitettiin vuonna 1957 Helsingissä, Jyväskylässä ja Sodankylässä. Mittaus tapahtuu Moll-Gorczynskin solarimetrillä. Mitattavia säteilykomponentteja ovat globaalisäteily (K), joka käsittää kaiken ylhäältäpäin tulevan säteilyn, suora auringonsäteily (I), joka käsittää ainoastaan suoraan auringosta tulevan säteilyn ilman sironnutta ja ilmasta heijastuvaa säteilyä sekä hajasäteily (D), joka on ilmakehästä vaakasuoralle pinnalle tuleva osa (kaava 1). K I D kaava 1
7 Pilvisellä säällä kaikki säteily on hajasäteilyä. Hajasäteily mitataan varjostamalla suora auringonsäteily pois. Heijastunut säteily (R) mitataan kääntämällä solarimetri ylösalaisin, jolloin saadaan mitatuksi maanpinnasta heijastuneen lyhytaaltoisen säteilyn osuus. Mittaus tehdään 2 metrin korkeudelta maanpinnasta. Heijastuneen säteilyn osuus on yleensä kesäaikana pientä, mutta talvella jopa 70-80 % globaalisäteilystä. Suomessa mitataan myös auringonpaisteaikaa Campbell-Stokesaurinkografilla. Mittauksia on tehty vuodesta 1896. 1.5 Ekspositio ja albedo Tietyn rinteen saama säteilymäärä riippuu rinteen ekspositiosta, jolla tarkoitetaan sen suuntaa ja kaltevuutta. Suurin säteilymäärä saadaan etelärinteille, rinteen kaltevuuden ollessa likimain paikan leveysasteen suuruinen (lukuun ottamatta päiväntasaajan seutuja ja napa-alueita) (kuva 3). Kuva 3. Suomen oloissa, leveysasteilla 60 (Etelä-Suomi, katkoviiva) ja 70 (Pohjois-Suomi, yhtenäinen viiva) tietyn kaltevuuden ja ilmansuunnan omaavien rinteiden saama suhteellinen säteilymäärä. Ekspositiolla on suuri merkitys paikallisilmastoon. Albedo on heijastuneen ja saapuneen säteilyn suhde. Ideaalisen mustan kappaleen albedo on nolla (ei heijasta, vaan imee säteilyn) ja täydellisesti heijastavan peilipinnan albedo on 1. Maapallon pinnan keskimääräinen albedo vaihtelee tutkimusten mukaan 0,15-0,3. Albedolla on suuri merkitys etenkin paikallisilmastotasolla, jossa pintojen erilainen lämpeneminen vaikuttaa ympäröivään ilmaan (taulukko 2). Taulukko 2. Esimerkkejä albedosta Lumi 0,4-0,85 (vanhasta tuoreeseen, huomioitava lumen rakenne ja ikä)
8 Vesi < 0,1 (säteen tulokulma vaikuttaa) Jää 0,20-0,45 Kaupungit 0,10-0,30 (keskimäärin 0,15) Hiekka (hieno) 0,37 Tumma maa, kuiva 0,14 kostea 0,08 Trooppiset metsät 0,13 Aavikot 0,20-0,45 Ruoho 0,16-0,26 (lyhyestä pitkään ruohoon) Suo 0,10-0,14 (vetisyydestä ja kasvillisuudesta riippuen) Sekametsät 0,15-0,20 Havumetsät 0,05-0,15 2. Ilmanpaine ja tuuli Auringon säteilyn epätasaisuus maapallon eri osissa aiheuttaa erilaista lämpenemistä ja tästä johtuvia ilmanpaine-eroja. Ilmanpaine-eroja tasoittavat tuulet. 2.1 Ilmanpaine Ilmanpaine on molekyylien liikkeestä johtuvasta pommituksesta aiheutuvaa voimavaikutusta pintayksikköä kohden. Paineen perusyksikkö on yhden newtonin voima neliömetriä kohden ja sen yksikkö on pascal (Pa) (katso kaava 2). 1 Pa = 1 N/m 2 kaava 2 Ilmanpainetta mitataan esim. tyhjiössä olevalla U-putkella, joka on toisesta päästään suljettu. Nestepintojen välimatka on verrannollinen ilmanpaineeseen. Ilmanpainemittareista käytetään usein elohopeaa, jolloin yhden millimetrin paksuinen elohopeakerros aiheuttaa yhden mm:n paineen (yhden torrin) pohjapintaa vastaan ja normaali ilmakehä (atm) aiheuttaa noin 760 mm:n nousun. Jos mittarissa käytettäisiin vettä, vesipatsas nousisi 10 m korkeuteen. Lisäksi ilmanpainetta voidaan mitata liikkuvia kalvoja sisältävillä rasia- eli aneroidi-ilmapuntareilla.
9 Paineen yksikkönä voidaan käyttää myös baareja, useimmiten millibaareja (mb tai mbar) tai pascaleita (1 mb = 100 pascalia (Pa) = 1 hehtopascal (hpa)). Normaali-ilmakehän paine on noin 1013 mb. 1 atm = 760 mm Hg = 101,25 kpa = 1013,5 mb = 1013,5 hpa Yksiköt voidaan muuntaa toisikseen seuraavasti: 1 mb = 0,75 mm Hg ja 1 mm Hg = 1,33 mb. Ilmanpaineen suuruus on riippuvainen mittauskorkeudesta, minkä vuoksi ilmanpainearvot reduktoidaan merenpinnan tasolle (barometer pressure). Jos haluaa verrata oman mittarin arvoja (ambient pressure) ilmanpainekarttojen arvoihin, on esim. mittauspaikan sijaitessa merenpinnan tason yläpuolella ilmapuntarin antamaan painearvoon lisättävä keskimäärin 1,2 hpa suuruinen korjaus jokaista 10 metriä kohden. Ilmanpainearvoihin tehdään myös lämpötilakorjauksia. Ilmanpaineen muutosnopeuden mittana on ilmanpaineen tendenssi eli ilmanpaineen muutos kolmessa tunnissa. Ilmanpaineen noustessa se on positiivinen ja laskiessa negatiivinen. Tavallisimmat muutosnopeudet ovat luokkaa 0-2 hpa / 3 h. Voimakkaiden myrskyjen yhteydessä tendenssi voi olla huomattavasti suurempi. Ilmanpaineella on useita ulottuvuuksia. Kokonaispaine voidaan jakaa kahteen tärkeää momenttiin: patopaineeseen ja staattiseen paineeseen. Virtauksesta aiheutuvaa painetta, joka on verrannollinen virtausnopeuden (v) neliöön kutsutaan siis patopaineeksi (pd) ja se on on sukua liike-energialle. Patopaineen lauseke saadaan vaihtamalla massan sijalle tiheys (ρ) (kaava 3). p d 1 v 2 2 kaava 3 Staattinen paine (ps) on se paine, joka ympäröi meitä (ilmakehän paino). Kokonaispaine on staattisen ja dynaamisen paineen summa (kaava 4). p s p vakio kaava 4 d Jos virtausnopeus on pieni, niin patopaine on pieni ja suurin osa paineesta aiheutuu staattisesta paineesta. Kun puhutaan tuulen nopeudesta etenkin paikallisilmastotasolla on huomioitava virtausten dynamiikka. Esim. tilanteessa, jossa tuuli puhaltaa ensin avoimessa maastossa vapaasti, mutta kohtaa
10 kapean metsäsaarekkeen ja joutuu ahtautumaan nk. tuulensolaan tapahtuu tuulen nopeuden kasvu (ks. paikallisilmasto-osuus). Tämä tuulen nopeuden muutos johtuu seuraavasta (esimerkissä on ajateltu ilman kulkevan putkessa) (kaava 5): m Av kaava 5 t jossa v on nopeus, A on putken poikkipinta-ala (m 2 ), ρ on tiheys (kg/m 3 ), m on massa (kg) ja t on aika (s). Avρ siis kertoo kuinka paljon ilmaa virtaa putkessa sekunnin aikana. Avρ on samassa prosessissa vakio (massan säilyvyyslaki eli jatkuvuusyhtälö), joten mikäli putken poikkipinta-ala pienenee, täytyy virtausnopeuden kasvaa tai tiheyden lisääntyä. Vastaava ilmiö voidaan todeta esim. joessa, jossa virtaus nopeutuu ahtaassa paikassa. 2.2 Tuulen nopeus ja suunta Kun ilmakehässä on paine-eroja, alkaa ilma virrata korkeapaineesta matalapaineeseen päin. Syntyy tuuli. Mitä suurempi paine-ero, sen kovempi tuuli. Sääkartoissa ilmanpaine esitetään yleensä isobaareina eli ilmanpaineen samanarvokäyrinä. Tuulen nopeus ilmoitetaan tavallisesti* metreinä sekunnissa (m/s). Tuulen suunnalla tarkoitetaan sitä suuntaa mistä tuuli puhaltaa. 0 / 360 º = pohjoinen, itä = 90º, etelä 180º ja länsi 270º (kuva 4).
11 Luode % 0/360º Pohjoinen 25 20 15 10 Koillinen 270º Länsi 5 0 Itä 90º Lounas Kaakko Etelä 180º Kuva 4. Tuuliruusu, joka kuvaa tuulen suuntien prosenttiosuuksia. Kuvan ilmaisemassa paikassa länsituulet ovat vallitsevia (25 % kaikista tuulista). *Merenkulussa ja ilmailussa käytetään solmua (mpk/h). 1 m/s = 2 solmua. Yksi solmu tarkoittaa meripeninkulmaa (1852m). USA:ssa käytetään myös mailia tunnissa. Yksi maili on 1609 m. Tuulta mitataan anemometrillä. Tällainen on esim. kuppianemometri (kuva 5). Säähavaintoasemilla tuulta mitataan 10 metrin korkeudelta maanpinnasta. Yleensä mitataan 10 minuutin keskituulta ja maksimituulta. Silloin kun havaintopaikalla on rakennuksia ym., tuulta mitataan näiden yläpuolelta 10 m:n korkeudelta. Vanhassa kirjallisuudessa esiintyvä boforiasteikko luonnehtii tuulen voimakkuutta ja vaikutusta kohteeseen. Nykyisin tämäkin ilmaistaan metreinä sekunnissa ja voimakkuus jaetaan kuuteen luokkaan: heikko (1-3 m/s), kohtalainen (4-7 m/s), navakka (8-13 m/s), kova (14-20 m/s), myrsky (21-31 m/s) ja hirmumyrsky (32 m/s tai yli).
12 Kuva 5. Sääasema, jossa kuppianemometri. Tuulen nopeudella on vaikutusta lämpötilan aistimiseen (kuva 6). Esim. -10 ºC ja tuulen ollessa 10 m/s, ihminen kokee lämpötilan -22 ºC:na ja paleltumisvaara kasvaa. Kuva 6. Pakkasen purevuus (windchill) lisääntyy tuulen nopeuden kasvaessa (mukaellen Karttunen ym. 1998).
13 3. Lämpötila ja termodynamiikan perusteet 3.1 Lämpö ja lämpötila-asteikot Lämpö on molekyylien liikettä ja lämpöenergia molekyylien liike-energiaa. Kaasuissa ja nesteissä lämpö on molekyylien etenemistä, pyörimistä yms.. Kiinteässä aineessa lämpöliike on atomien värähtelyä tasapainoasemiensa ympärillä (molekyylit vaihtavat energiaa). Metallit poikkeavat muista kiinteistä aineista siksi, että osa elektroneista pääsee liikkumaan lähes vapaasti, minkä vuoksi niillä on hyvä lämmönjohtokyky. Hopea on paras lämmönjohde. Periaatteessa lämpö siirtyy lämpimästä kylmempään (termodynamiikan ensimmäinen pääsääntö). Toisaalta on huomioitava, että lämpö siirtyy monella tapaa, kuten johtumalla, säteilemällä, konvektiolla tai virtauksien mukana. Johtuminen tapahtuu väliaineessa ja on ainoa keino siirtää lämpöä kiinteässä aineessa. Esimerkkinä lämmön johtuminen metallitankoa pitkin. Säteily, esimerkiksi auringon säteily, on ainoa lämmön kuljetusmuoto, joka voi tapahtua tyhjiössä. Kuljetus eli konvektio on lämmön siirtymistä, joka tapahtuu nesteissä ja kaasuissa virtausten mukana. Konvektio tarkoittaa nimenomaan lämpötilaeroista johtuvaa lämmön kuljetusta. Tällaista virtausta ilmenee lähinnä pystysuuntaisissa virtauksissa (esim. kynttilän liekin yläpuolinen ilma, joka nousee ylös, tai konvektiiviset säätilanteet). Tuulen tai muun virtauksen mukana tapahtuvaa lämmönsiirtoa kutsutaan puolestaan advektioksi. Advektio siirtää lämpöä lähinnä vaakasuunnassa. Advektioksi kutsutaan myös muuta kuin lämmönsiirtoa (esim. kosteuden kulkeutuminen ilmavirran mukana). Lämpötila-asteikkoja on monia: Kelvinit (K): Absoluuttinen lämpötila ilmoitetaan kelvineinä, joka on virallinen SI-yksikkö. Absoluuttinen nollapiste on 0 K, jolloin molekyylien liikettä ei tapahdu. Veden sulamispiste on 273,15 K. Celsius-asteet (C) voi muuttaa kelvineiksi lisäämällä 273.16 celsiusasteina ilmoitettuun lämpötilaan. Fahrenheit-asteikossa veden sulamispiste on 32 F ja kiehumispiste 212 F. Fahrenheit - asteina annetut lämpötilat voidaan muuntaa Celsius asteiksi (kaavat 6a ja b): 5 t c t f 32 kaava 6a 9 ja päinvastoin 9 t f t c 5 32 kaava 6b
14 3.2 Termodynamiikkaa Ilmakehän ilmiöissä vaikuttavat mm. paine, lämpötila ja energia. Termodynamiikan ensimmäisen pääsäännön mukaan energia säilyy (kaava 7): U Q W kaava 7 jossa U on kaasun sisäenergian (U) muutos Q on kaasuun tuotu lämpö W on kokoon puristettaessa tehty työ. Ilman lämpötilalla on suuri vaikutus sen liikkeisiin, lähinnä siksi että kaasun tilanyhtälö on vakio. Tästä syystä, jos esim. lämpötila muuttuu, täytyy jonkun muun tekijän (tilavuus (V), tiheys (ρ) tai paine (p)) muuttua seuraavasti (kaavat 8a ja b): pv vakio kaava 8a T p T vakio kaava 8b Kun aurinko lämmittää maanpintaa ja sen yläpuolella olevaa ilmaa, ilma laajenee, tiheys pienenee ja ilmamassa kohoaa kevyempänä ylöspäin. Tällaisessa tilanteessa on ilmamassan käyttäytymiselle eri vaihtoehtoja. Ilmamassan käyttäytyminen tapahtuu nk. adiabaattisena muutoksena, jossa kaasun lämpöenergia ei muutu. Adiabaattisuus johtuu lähinnä siitä, ettei ilmamassa noustessaan ehdi reagoida ympäristönsä kanssa. Toisena esimerkkinä adibaattisesta tilasta voisi olla dieselauton moottori, jossa mäntä puristaa ilman ja polttoaineen seosta hyvin pieneen tilaan, mikä saa aikaa seoksen lämpenemisen ja syttymisen. Adiabaattisessa prosessissa kaasuun tuotu lämpö (Q) = 0 ja U = W. Adiabaattisia prosesseja on ilmamassalle kahdenlaisia: Kuiva-adiabaattinen jäähtyminen (ja lämpeneminen) Kohotessaan lämmennyt ilma joutuu riittävästi kohottuaan ympäristöön, jossa paine on pienempi. Tällöin ilmamassa laajenee, ja tähän laajenemiseen vaaditaan työtä, joka kuluttaa energiaa. Näin ilma kylmenee (noin 10 ºC/km). Tilanteessa, jossa lämpimämpi ilma painuu alaspäin, se joutuu ympäristöön, jossa paine on suurempi ja ympäröivä ilma puristaa sitä kokoon. Ympäröivä ilma tekee siis työn, jota vastaava energiamäärä varastoituu kokoonpuristuvaan ilmaan. Tästä seuraa ilmamassan lämpeneminen.
15 Kyllästysadiabaattinen eli kostea-adiabaattinen jäähtyminen Jos kohoavassa ilmassa on paljon kosteutta ja vesihöyry on kylläistä, jäähtyminen aiheuttaa vesihöyryn tiivistymisen, jolloin vapautuva tiivistymislämpö (latentti lämpö*) lämmittää ilmaa ja lämpötilan lasku on vähäisempi kuin kuiva-adiabaattisessa prosessissa (keskimäärin 5 ºC/km). Tällöin ilmamassa pysyy kauemmin ympäristöään lämpimämpänä ja voi kohota tavanomaista korkeammalle, jolloin saattaa syntyä suuria cumulonimbus-pilviä ja myrskyjä. Suuret myrskyt, kuten hurrikaanit ja taifuunit syntyvät merien yläpuolelle, koska ne saavat kosteutta meristä. Maan päälle kulkeutuessaan ne alkavat heiketä. * latentti lämpö tarkoittaa lämpöä joka vapautuu tai sitoutuu olomuotomuutoksissa, kuten sulamisessa, tiivistymisessä ja haihtumisessa yms. 4. Vesi ilmastoon vaikuttavana tekijänä Vesi vaikuttaa ilmastoon monessa muodossa. Tärkeimpiä tekijöitä ovat kuitenkin haihtuminen, vesihöyryn kulkeutuminen ja tiivistyminen sateeksi (kuva 7). Kuva 7. Hydrologinen kierto (mukaellen ymparisto.fi 2005) 4.1 Veden olomuodot Veden olomuotoja ovat jää, vesi ja vesihöyry. Olomuotomuutosten aikana energiaa joko kuluu tai vapautuu (kuva 8). Muutoksessa kuluvan tai vapautuvan energian määrä on käytännössä vakio.
16 Höyrystymisessä kuluu energiaa huomattavasti enemmän kuin jään sulamisessa (taulukko 3). Kulunut tai vapautunut energia ilmoitetaan joko jouleina tai kaloreina (1 cal = 4,19 J). Yksi kalori vastaa energiaa joka kohottaa 1 g vesimäärän lämpötilaa yhdellä asteella. Veden ominaislämpö on siis 1 cal/g (1 kcal/kg) eli 4,19 J/g. Kuva 8. Veden olomuodot. Taulukko 3. Jään ominaislämpö 2,095 kj/kg ºC Jään sulamislämpö 335 kj/kg ºC Veden ominaislämpö 4,190 kj/kg ºC Veden höyrystymislämpö 2 258 kj/kg ºC Ilmakehän vesihöyryyn on siis sitoutunut energiaa, latenttia lämpöä, joka vapautuu höyryn tiivistyessä vedeksi. Toisaalta energiaa kuluu mm. haihtumisessa ja höyrystymisessä. Jää voi muuttua suo-
17 raan höyryksi sublimoitumalla, kuten kevätpäivinä auringonpaisteessa ilmaan haihtuva lumi. Härmistymiseksi taas sanotaan tapahtumaa, jossa vesihöyry muuttuu suoraan jääksi. Vesihöyry ei ala lämpötilan laskiessa välttämättä heti tiivistyä vesipisaroiksi vaikka lämpötila laskisikin riittävän alhaiseksi. Tiivistymiseen tarvitaan tiivistymisytimiä, kuten ilmassa esiintyviä epäpuhtauksia. Samalla tavoin vesi ei aina jäädy, vaikka lämpötila olisi riittävän alhainen. Vesi voi esiintyä nk. alijäähtyneenä vetenä, joko pilvinä, sateena tai sumuna. Lämpötilan ollessa -20 ºC, useimmat pilvet ovat muodostuneet alijäähtyneistä pilvipisaroista. Tällainen alijäähtynyt vesi jäätyy vasta, kun se menettää pallonmuotonsa, mikä tapahtuu sen törmätessä johonkin pintaan. Esim. lentokoneen siipeen tai tienpintaan jäätyessään tällainen vesi voi aiheuttaa suurta haittaa. Alijäähtynyttä vettä syntyy useasti inversiotilanteissa, kun maanpinnan kylmän ilman yläpuolella on lämpimämpi ilmakerros. 4.2 Ilman kosteus ja veden haihtuminen Ilmassa olevan vesihöyryn määrään (kosteuteen) ei lasketa mukaan sumuja ja pilviä. Ilman kosteus voidaan ilmoittaa kahdella tavalla, absoluuttisena ja suhteellisena. Absoluuttinen kosteus kertoo kuinka monta grammaa vettä on kuutiometrissä ilmaa. Esim. huoneilmassa voi olla noin 10 g/m 3 vettä, jolloin 50 neliön huoneiston ilmassa olisi noin 1,5 l vettä. Yleensä kosteusmittareilla (hygrometreillä) mitataan suhteellista kosteutta. Kosteusmittareiden toiminta perustuu metallilevyistä koostuvaan kondensaattoriin ja sen kapasitanssin muutokseen, joka kuvaa varauksen ja jännitteen välistä suhdetta. Ensimmäisissä kosteusmittareissa käytettiin mm. hiusta (hiushygrometri), jossa hiuksen pituus muuttui ilman kosteuden myötä. Absoluuttisella kosteudella on yläraja, jota kutsutaan kyllästyskosteudeksi. Kyllästyskosteus määrittelee kuinka paljon vesihöyryä voi olla tietyn lämpöisessä ilmassa (kuva 9 ja 10). Lämmin ilma voi sisältää enemmän vesihöyryä kuin kylmä ilma. Kun ilman lämpötila laskee riittävän alhaiseksi saavutetaan kastepiste, jolloin kosteus alkaa tiivistyä pisaroiksi*. *Usein kylmän yön jäljiltä kasvien lehdet ovat muuta ympäristöä kylmempiä, jolloin kosteus tiivistyy ensin niiden pinnalle kasteeksi. Sateen synty ilmassa taas edellyttää tiivistymisytimien olemassaoloa, minkä vuoksi esim. paljon saastehiukkasia sisältävässä ilmamassassa sadetta syntyy herkemmin kuin puhtaassa ilmassa.
18 Ilman suhteellinen kosteus kertoo kuinka monta prosenttia absoluuttinen kosteus on vallitsevan lämpötilan kyllästyskosteudesta (eli siitä määrästä mitä kyseisen lämpöinen ilma voisi sisältää). Suhteellinen kosteus on siis yleensä pieni lämpimässä ilmassa ja suurempi kylmässä (kuvat 9 ja 10). Tämä riippuu tietenkin myös ilmamassan sisältämästä absoluuttisesta kosteudesta. Kuva 9. Kyllästyskosteuden ja lämpötilan välinen korrelaatio (mukaellen Karttunen ym.1998). Lämmin ilma voi sisältää enemmän kosteutta kuin kylmä ilma. Esimerkiksi jos ilman lämpötila T = 20 ºC, kyllästyskosteus = 17,3 g/m 3. Jos suhteellinen kosteus on 58 %, niin ilmassa on kosteutta x / 17,3 = 0,58, jossa x = 10 g/cm 3. Kuviosta voidaan katsoa, että kosteus alkaa tiivistyä 11 ºC. Ilman absoluuttinen kosteus on Suomessa suurimmillaan heinäkuussa (haihtuminen suurinta) ja pienimmillään helmikuussa. Vastaavasti suhteellinen kosteus on suurimmillaan alkutalvella (90 %) ja pienimmillään alkukesästä (65 70 %). Suurin keskimääräinen vuotuinen suhteellisen kosteuden arvo lienee 95 %, Indonesiassa (Bataviassa) ja pienin 20 %, Khartumissa (Sudanissa). Sopiva suhteellinen kosteus huoneilmassa olisi 30 40 %, mutta talvikuukausina ulkoa tuotu kylmä ja vähän kosteutta sisältävä ilma lämpenee sisätiloissa, joten suhteellinen kosteus voi laskea jopa alle 20 %:n.
19 Tällä saattaa olla vaikutuksia hengityselimistöön (mm. limakalvojen kuivuminen). Liian suuri suhteellinen kosteus (yli 40 %) saattaa taas aiheuttaa kosteusvaurioita ja homeongelmia. Kuva 10. Suhteellisen kosteuden ja lämpötilan välinen korrelaatio yhden päivän aikana. (mukaellen Strahler & Strahler 1992). Veden haihtumista kutsutaan evaporaatioksi. Tämä termi sisältää veden haihtumisen esim. maasta tai järvestä. Kun on kyse esim. kasvien kautta (tai esim. ihon kautta tapahtuva hikoileminen) tapahtuvasta haihtumisesta, puhutaan transpiraatiosta. Näitä yhdessä kutsutaan evapotranspiraatioksi. Interseptiohaihdunta on taas kasvien pinnoille pidättyneen veden haihtumista. Haihtumista mitataan haihtumisastioilla (kuva 11).
20 Kuva 11. Haihtumisastia. 5. Ilmakehä 5.1 Ilmakehän kemiallinen koostumus Maapallon ilmakehä koostuu ns. kuivasta ilmasta, vesihöyrystä sekä erilaisista hiukkasista. Ilmakehän kemiallinen koostumus ilmoitetaan yleensä kuivalle ilmalle (taulukko 4). Taulukko 4. Kuivan ilman koostumus (ppm = miljoonasosa eli 0, 0001 %) N2 78 % O2 21 % Ar 0,93 % CO2 360 ppm Ne 18 ppm He 5 ppm CH4 1,7 ppm Kr 1,1 ppm H2 0,5 ppm 0,04 ppm O3 Ilmakehän sisältämillä aineilla on oma vaikutuksensa ilmakehän koostumukseen ja käyttäytymiseen, etenkin kasvihuoneilmiöön. Vaikka typen (N 2) määrä ilmassa on suuri, se ei ole kovin merkittävä kaasu kasvihuoneilmiön kannalta. Typen oksidit vaikuttavat kuitenkin ilmanlaatuun ja mm. otsoniin. Typen oksideja syntyy maaperän ja veden kemiallisissa prosesseissa sekä palamisessa. Pitoisuus lisääntyy 0,2-0,3 % vuodessa.
21 Hiilidioksidilla (CO2) sen sijaan on suuri vaikutus kasvihuoneilmiöön. Hiilidioksidin määrä ilmakehässä muuttuu. Luonnollista tietä sitä pääsee ilmakehään mm. meristä, kasvien hengittämisestä ja metsäpaloista. Ihmisen päästöistä mm. fossiilisten polttoaineiden käyttö, sademetsien hävittäminen ja liikenne tuottavat hiilidioksidia ilmaan. Hiilidioksidia liukenee ilmasta meriin, sitä kuluu kasvien yhteyttämiseen ja sitoutuu soihin. Sadan viimeisen vuoden aikana hiilidioksidin määrä ilmakehässä on noussut noin 0,5 % vuosivauhdilla. Myös metaani on kasvihuonekaasu ja senkin määrä on kasvussa. Metaanin nykypitoisuudet ovat yli kaksinkertaisia esiteolliseen määrään verrattuna (0,7 ppm 1,7 ppm). Metaania syntyy anaerobisissa prosesseissa, kuten soissa, eläinten suolistossa, kaasun porauksessa yms.. 5.2 Ilmakehän rakenne ja synty Ilmakehän rakenne Ilmakehä voidaan jakaa eri tavoilla kerroksiin mm. sähköisten ominaisuuksien tai lämpötilan perusteella. Yleensä jako tehdään sfääreihin ja niitä erottaviin pausseihin. Alimpana on troposfääri, sen yläpuolella stratosfääri, mesosfääri, (ionosfääri) ja eksosfääri (kuva 12). Troposfääri ulottuu noin 8-10 km:n korkeuteen ja sen ylärajalla sijaitsee tropopaussi. Troposfäärin lämpötila laskee ylöspäin mentäessä keskimäärin 6,5 C/km. Myös ilmanpaine laskee ja hieman tropopaussin yläpuolella se onkin enää kymmenesosa merenpinnalla vallitsevasta paineesta. Lähes kaikki ilmakehään liittyvät ilmiöt tapahtuvat troposfäärissä (sää). Maanpinnan läheisyydessä olevaa troposfäärin alaosaa kutsutaan rajakerrokseksi (boundary layer). Tässä kerroksessa alla oleva maan- tai vedenpinta vaikuttaa yläpuolella olevaan ilmamassaan. Rajakerroksen paksuus on olosuhteista riippuen 300 m - 3 km. Talvisin rajakerros on ohuempi kuin kesäisin. Stratosfääri ulottuu noin 50 km:n korkeuteen ja sen yläpuolisena rajana toimii stratopaussi. Stratosfäärin lämpötila nousee korkeuden mukana, kunnes stratopaussissa lämpötila on sama kuin maanpinnalla. Tämän vuoksi kerros toimii kuin valtava inversio, jossa pystysuuntaiset virtaukset ovat vähäisiä. Stratopaussissa ilmanpaine on noin 1/1000 merenpinnan paineesta. Stratosfäärissä olevan otsonin vuoksi UV-C ja osa UV-B-säteilystä absorboituu. Mesosfääri on stratopaussin yläpuolella oleva kerros, joka ulottuu noin 80-90 kilometrin korkeuteen. Mesosfääri absorboi hyvin vähän Auringon säteilemää energiaa, joten lämpötila laskee ylöspäin mentäessä. Mesopaussissa lämpötila on laskenut jo sataan pakkasasteeseen. Meteorit eli tähdenlennot esiintyvät mesosfäärissä. Mesosfääri vaihettuu termosfääriin ja lopulta 500 kilometrin korkeudella eksosfääriksi, joka vaihettuu planeettainväliseen avaruuteen. Termosfäärin alaosassa sijaitsee myös maapallon magneettikenttään liittyvä ionosfääri*. Ionosfäärissä syntyvät revontulet, jotka aiheutuvat ilmakehään osuvista varatuista elektroneista ja protoneista.
22 *Ionosfäärissä Auringon säteily hajottaa riittävästi atomeja ioneiksi, jotta ne voivat vaikuttaa radioaaltoihin. Ionosfäärin heijastava vaikutus aiheutuu siis elektroneista, jotka heijastavat pitkäaaltoista radiosäteilyä. Ionosfääri jaetaan osiin, joista kerros F 2 (250 km) on tärkein radioaaltojen heijastumisen kannalta. Alemmat kerrokset aiheuttavat lähinnä häiriöitä. Tosin ne öisin heikkenevät joten voimme Suomessa kuunnella öisin keskipitkän alueen radio-ohjelmia eri puolilta Eurooppaa. Maan magneettikenttä ulottuu noin 25 000 km:n korkeudelle maanpinnasta ja se jakautuu kahteen kerrokseen. Näillä kerroksilla on tärkeä tehtävänsä aurinkotuulen ohjaamisessa maan ohi. Magnetosfäärissä liikkuvat protonit aiheuttavat voimakasta säteilyä, minkä vuoksi ihminen ja elektroniikka on suojattava avaruuslennoilla useiden senttimetrien lyijykerroksella. Kuva 12. Ilmakehän kerrokset (mukaellen Karttunen ym. 1998).
23 Ilmakehän synty ja kehitys Maan alkuilmakehä koostui aluksi pääasiassa hiilidioksidista, typestä, vedystä ja vesihöyrystä, jotka olivat peräisin tulivuorista. Vesihöyry tiivistyi pilviksi ja satoi alas muodostaen maapallon vesivaipan noin 3,9 miljardia vuotta sitten. Vapaan hapen ja siten otsonin puuttumisen vuoksi, maalla ei syntynyt elämää, vaan kaikki elämä syntyi meriin suojaavan vesikerroksen alle. Pian valtameriin alkoi syntyä vesimolekyylejä vedyksi ja hapeksi hajottavia bakteereita ja ilmakehän happipitoisuus lähti kasvuun. Aluksi vapaa happi kuitenkin sitoutui maaperän mineraaleihin (esim. rautaan ja kalkkikiviin), joten vasta maakehän ruostuttua riittävästi alkoi ilmakehän happipitoisuus nousta. Vielä 2 miljardia vuotta sitten ilmakehän happipitoisuus oli vain 2 % nykyisestä. Vapaan hapen syntymisen takia alkoi syntyä myös otsonia, joten ultraviolettisäteilyn väheneminen johti elämän levittäytymiseen maalle noin 440 milj. vuotta sitten (ma). Paleotsooisella (570-245 ma) ja mesotsooisella (245 66 ma) maailmankaudella ilmasto oli enimmäkseen lämmin ja kostea. Mesotsooisen maailmankauden lopulla liitukaudella ilmasto oli lämpimimmillään ja oli nykyistäkin kuusi astetta lämpimämpi. Tällöin eläneet eliöt muuttuivat kuollessaan nykyisin käytettäviksi öljy- ja maakaasuvaroiksi. Liitukauden jälkeen ilmasto kylmeni n. 65 ma. Tällöin sukupuuttoon kuolivat mm. dinosaurukset. Tämän jälkeen ilmasto lämpeni taas ja Kenotsooisen maailmakauden (66 ma-) alkupuolisko olikin lämmintä suurimmassa osassa maapalloa. Noin 35 ma alkoi ilmasto kylmetä ja Etelämantereen kurouduttua irti Etelä-Amerikasta pääsivät kylmät merivirrat vapaasti kiertämään Etelämantereen ympäri. Kasvava jäätikkö heijasti pois yhä suuremman osan säteilystä ja jäätikön laajeneminen kiihtyi. Kylmä pohjaan painuva vesi alkoi virrata kohti pohjoista ja sekoittuessaan lämpimiin pintavesiin ne jäähdyttivät myös pohjoista pallonpuoliskoa. Pohjois- ja Etelä-Amerikan välisen kannaksen muodostuminen muutti myös merivirtojen kulkua. Lisäksi maanpinnan kohoaminen mannerlaattojen liikkeiden vuoksi jäähdytti ilmastoa. Nämä tekijät johtivat kvartäärikauden jääkausiin, joiden katsotaan alkaneen noin 2,5 ma. Jääkausien ja niiden välisten lämpimien interglasiaalikausien vuorottelu on tapahtunut vain muutamien kymmenien tuhansien vuosien aikaskaalassa. Kvartäärikaudella esiintyi kolme jääkautta: Elster, Saale ja Veiksel. Viimeisin jääkausi alkoi noin 120 000 vuotta sitten. Laajimmillaan jäätiköt olivat noin 20 000 vuotta sitten. Siitä miten kasvihuoneilmiö tulee vaikuttamaan ilmastoon ei olla yksimielisiä. Erään teorian mukaan maapallon keskimääräinen lämpötila ja merenpinta tullee nousemaan (15 95 cm) vuoteen 2100 mennessä. Merivedenpinta nousee sulavien jäätiköiden seurauksena. Pohjoisen pallonpuoliskon pohjoisilla alueilla lämpötilan nousu lienee suurinta. Toisaalta jos lämpeneminen vaikuttaa esim. Golfvirtaan, voi ilmasto Suomessakin kylmetä? Muitakin skenaarioita on, kuten että lisääntyvä sadanta lisää lumen kasautumista jäätiköille, jonka johdosta jäätiköt kasvavat. Menneitä ilmas-
24 tomuutoksia tutkitaan mm. sedimenttien siitepölyjen, piilevien ja vesikirppujen, surviaissääskien, kultalevien lepomuotojen (kystat) muutoksien sekä puulustojen ja jäätikköjen happiisotooppimuutosten avulla. Sedimenttitutkimukset tehdään yleensä pohjoisilla alueilla, sillä ne ovat herkkiä muutoksille ja niissä on havaittavissa vähemmän muiden tekijöiden (ihmistoiminta) vaikutuksia. 6. Ilmakehän yleinen kiertoliike ja suuret sääjärjestelmät Yleisen kiertoliikkeen taustalla on energian epätasainen jakautuminen maapallolla, josta aiheutuvaa lämpötilagradienttia merten ja ilmakehän kiertoliikkeet pyrkivät tasoittamaan. Maapallo kiertää radallaan auringon ympäri ja maapallon kallistuskulmasta (23,5º) johtuen aurinko paistaa zeniitistä eri pallonpuoliskoille eri vuodenaikoihin, mikä saa aikaan vuodenajat ja vaikuttaa mm. tuulien ja merivirtojen syntyyn. 6.1 Coriolisvoima Ilma- ja vesikehän liikkeisiin vaikuttaa coriolisvoima, joka johtuu maapallon pyörimisestä ja pallonmuotoisuudesta. Coriolisvoima on näennäisvoima, joka vaikuttaa kohtisuoraan liikettä vastaan. Voiman suuruuteen vaikuttaa liikkuvan esineen nopeus. Maapallo pyörii akselinsa ympäri vastapäivään. Coriolisvoima kääntää liikkeitä pohjoisella pallonpuoliskolla aina oikealle ja eteläisellä vasemmalle. Virtauksen kaartumiseen vaikuttaa maapallon kehänopeuden vaihtelu leveyspiireittäin. Päiväntasaajalla kehänopeus on noin 464 m/s ja leveyspiirillä 60 se on noin 232 m/s. Tästä johtuen esim. pohj. pp:lla päiväntasaajalta navoille päin ammuttu luoti kääntyy oikealle (pallon pyörimissuunnan mukana). Luodin kehänopeus on siis vielä sama kuin päiväntasaajalla ja navalle päin mennessään se joutuu alhaisemman kehänopeuden omaavalle alueelle. Alhaisemman kehänopeuden alueet jäävät jälkeen ammutusta luodista (luoti siis pyörii pallon mukana nopeammin kuin alapuoliset alueet), ja luoti näyttää näin ollen kaartuvan oikealle. Eteläisellä pallonpuoliskolla tilanne on Maan pyörimissuunnasta johtuen päivastainen ja siellä coriolisvoima kääntää liikkeet vasemmalle. Coriolisvoima on suurempi korkeilla leveysasteilla kuin päiväntasaajalla, mistä johtuvat erot näiden alueiden ilmavirtauksissa. Coriolisvoimalla on merkitystä suurimittakaavaisille virtauksille, kuten valtamerten merivirroille ja ilmäkehän tuulijärjestelmille.
25 6.2 Lämmityseroista aiheutuvat pystyliikkeet eli konvektiot Auringonsäteilyn lämmittäessä maanpintaa, sen yläpuolella oleva ilmapilarikin lämpenee ja lähtee kevyempänä nousemaan ylöspäin. Maanpinnalle muodostuu matalapaine ja korkeammalla taas paine kasvaa, mistä johtuen ilma alkaa virrata korkeammalla sivuille (matalamman paineen alueelle). Paikalle syntyy kiertoliike (kuva 13). Osa konvektiivisista sääilmiöistä saattaa olla suuria, kuten hirmumyrskyt trooppisilla alueilla. Myös osa planetaarisista tuulista perustuu konvektioon. Kuva 13. Konvektion synnyttämän ukkospilven kehitysvaiheet. Pilven kasvettua riittävän isoksi ja korkeaksi syntyy alasin pilven osuessa tropopaussiin (mukaellen Rinne ym. 1999). 6.3 Hadley-kiertoliike ja pasaatituulet Ilmakehän pohjois-eteläsuuntainen kiertoliike on tärkeä siksi, että se kuljettaa ilmaa lämpimästä tropiikista kohti napa-alueita. Ensimmäisen selitysmallin tälle kiertoliikkelle esitti George Hadley 1700-luvulla. Auringon lämmityksen vuoksi ilma nousee tropiikissa ylös (muodostaa ITCZ:n eli Inter Tropical Convergence Zone) ja paluuvirtaus tropiikkiin tapahtuu maanpinnalla. Coriolisvoima kääntää liikkeet pasaatituuliksi: pohjoisella pallonpuoliskolla koillispasaatiksi ja eteläisellä pallonpuoliskolla kaakkoispasaatiksi (kuva 14). ITCZ ei sijaitse aivan tarkalleen päiväntasaajalla ja sen sijainti muuttuu vuodenaikojen mukaan.
26 Hadleyn solun laskevan ilmavirtauksen alueelle syntyvät hepoasteiden korkeapaineet, joiden alueella vallitsee kuiva, tyyni ja aurinkoinen sää (kuva 15). Monet aavikot löytyvät juuri näiltä alueilta. Nousevan liikkeen alueella, jossa ilman kosteus tiivistyy sateiksi, sijaitsevat tropiikin sademetsät. Kuva 14. Globaalit tuulivyöhykkeet (mukaellen Karttunen ym. 1998).
27 Kuva 15. Rintamat ja ilmamassojen kierrot (mukaellen Karttunen ym. 1998) 6.4 Walker-kiertoliike ja El Niño Walker-kiertoliike ilmenee tropiikissa länsi-itäsuunnassa. Kiertoliike perustuu lämpöeroihin, jotka aiheutuvat merten ja mantereiden epätasaisesta lämpeämisestä. Päivisin mantereet lämpiävät meriä nopeammin ja ilma niiden yläpuolella alkaa nousta ja virrata yläilmakehässä osaksi napoja kohti ja osaksi kohti meriä (kuva 16). Tämän seurauksena merelle kehittyy heikohko laskuvirtaus, jossa ilma virtaa takaisin kohti mantereita. Kiertoliikkeen nousevat haarat havaitaan lähinnä Etelä- Amerikan, Afrikan ja Indonesian yllä. Walker-kiertoliikkeessä suhteellisen säännöllisesti esiintyvää häiriötä kutsutaan El Niñoksi.
28 Kuva 16. Walker kiertoliike (mukaellen Rinne ym. 1999). Normaalisti idänpuoleiset pasaatituulet vallitsevat ja Tyynenmeren itäosasta kumpuaa kylmää vettä, joka jäähdyttää Etelä-Amerikan vesiä. Ravinnepitoisessa kylmässä (22 24 ºC) vedessä on runsaasti kalaa. Noin viiden vuoden välein Indonesian ja Etelä-Amerikan välisessä Walker-kiertoliikkeen solussa tapahtuu häiriö, El Niño, johon liittyy ilmakehän eteläinen heilahdus l. Southern Oscillation. Yhdessä näitä kutsutaan lyhenteellä ENSO. Jostain syystä meren ja ilmakehän tasapaino häiriintyy ja pasaatituulet voivat kääntyä jopa länteen. Tällöin meressä lähtee liikkeelle itään päin kulkeutuva aaltomainen virtaus, joka estää Etelä-Amerikan rannikolla tapahtuvan kumpuamisen. Tämä aiheuttaa kalojen kaikkoamisen rannikolta. El Niñon jälkeinen päinvastainen tilanne on La Niña ja ne vuorottelevat 3-7 vuoden välein. El Niño vaikuttaa säähän, mm. Läntisellä Tyynellämerellä, Indonesiassa ja Australiassa, jossa monsuunin katkeaminen johtaa pitkään kuivuuteen. Tyynenmeren itäpuolella lämmin merenpinta ja merestä aiheutuva kosteus edesauttavat hurrikaanien syntyä. Paikoin myös Afrikassa tavataan tavallista runsaampia sateita. 6.5 Keskileveysasteiden länsituulet Keskileveysasteiden länsituulet ulottuvat korkealle ilmakehään (jopa 20 km eli niitä esiintyy myös stratosfäärissä). Tropiikin ja napa-alueiden välinen lämpöero aiheuttaa napa-alueille päin puhaltavien tuulten synnyn. Coriolisvoima kääntää tuulia pohjoisella pallonpuoliskolla oikealle ja eteläisellä vasemmalle, jolloin tuulet kääntyvät länsituuliksi. Länsituulilla on melko voimakas vuodenaikaisvaihtelu. Lämpötilaerot tropiikin ja napojen välillä ovat talvella suurempia kuin kesällä minkä vuoksi myös länsituulet ovat talvella voimakkaammat. Voimakkaimman länsituulten aluetta kutsu-
29 taan subtrooppiseksi suihkuvirtaukseksi*, jonka akseli pohjoisella pallon puoliskolla on noin leveyspiirillä 30 ºN (12 km korkeudella). * Suihkuvirtaukset eli jet-virtaukset ovat ylätroposfäärissä esiintyviä nopeita tuulia, joita esim. lentokoneet voivat käyttää hyväksi. Jet-virtauksia on ilmamassojen väleissä. Länsituulet eivät ole suoraan lännestä itään puhaltavia, vaan ne mutkittelevat aaltomaisesti. Aallon harja on korkeapaineen selänne ja pohja matalapaineen sola. Paikoin aaltorakenne on suhteellisen pysyvää ja näiden alueiden aaltoja kutsutaan seisoviksi aalloiksi. Seisovat aallot näkyvät etenkin talvella länsituulten ollessa voimakkaita. Talvipallonpuoliskolla esiintyy usein kaksi matalapaineen solaa, jotka sijaitsevat Pohjois-Amerikan ja Aasian itärannikoilla. Niiden välissä on korkeapaineen alueet. Seisoviin aaltoihin vaikuttavat vuoristojen sijainti, merivirrat ja liikkuvat matala- ja korkeapaineet. 6.6 Ilmamassat ja suihkuvirtaukset Ilmamassat voidaan jakaa leveysasteiden mukaan, mutta myös mereisyydellä ja mantereisuudella on vaikutusta niiden ominaisuuksiin. Ilmamassojen ominaisuudet muuttuvat vaakasuunnassa vain suhteellisen vähän pitkilläkin matkoilla. Esim. Hadley-kiertoliikkeeseen osallistuvaa ilmaa kutsutaan trooppiseksi ilmamassaksi ja hepoasteilta pohoiseen suuntautuvaa keskileveysasteiden ilmamassaksi (kuva 15). Keskileveysasteiden reunassa sijaitsee polaaririntama, jonka pohjoispuolella on kylmä polaari-ilmamassa. Kesällä polaari-ilmamassa aiheuttaa viileää säätä. Siperiassa ja napaalueilta on peräisin joskus Suomeenkin ulottuva arktinen ilmamassa, joka aiheuttaa ankarat pakkasjaksot. 7. Maapallon ilmastot 7.1 Yleistä Lämpötilan epätasaisen jakautumisen vuoksi maapallolle syntyy ilmastovyöhykkeitä, joilla on omat erityispiirteensä. Myös merten ja mannerten jakautumisella, vuoristoilla ja tätä kautta tuulisysteemeillä on suuri vaikutus. Periaatteessa ilmastojako tehdään lämpötilan ja sademäärän mukaan.
30 7.2 Trooppiset ilmastot (A) Kravun ja Kauriin kääntöpiirien (15 º lev.) sisälle jäävät alueet luetaan kuuluviksi trooppisten ilmastojen alueisiin. Keskilämpötilavaatimuksena on +18 ºC ylittävä kk:n keskilämpötila. Trooppiset ilmastot jaetaan sademetsäilmastoihin ja savanni-ilmastoihin. Sademetsäilmastossa kuivimmankin kk:n sademäärä nousee 60 mm:iin, kun sen sijaan savanni-ilmastossa on selkeä kuiva ja sadekausi. Kosteaa trooppista ilmastoa esiintyy lähinnä päiväntasaajalla, esim. Amazonin alueella, Kongossa, Sumatralla ja Uudessa Guineassa. Ilmastolle ovat ominaisia iltapäiväkuurosateet, jotka johtuvat voimakkaista nousevista konvektiovirtauksista. Sademäärä on noin 2500 mm/v ja lämpötila keskimäärin 27 ºC paikkeilla ympäri vuoden. Alueella esiintyy runsaasti pyörremyrskyjä (taifuunit Aasiassa, Hurrikaanit Amerikassa ja Willy-Willyt Australiassa). Myrskyjä ei esiinny aivan päiväntasaajalla, jossa coriolisvoima on olematon, vaan vasta 5ºN - 5ºS alueen ulkopuolella. Hirmumyrskyjen syntyyn vaaditaan vähintään 26-27 ºC merivesi, joten niitä syntyy tropiikissa meren päällä. Monsuuni- ja pasaatituulten ilmastoja esiintyy esim. Etelä- ja Keski Amerikan itäreunoilla, Karibialla, Madagaskarilla, Indokiinassa, Filippiineillä ja Koillis-Australiassa. Monsuunialueilla on kuiva ja sateinen vuodenaika. Maa-alueiden ylle kehittyy nousevan liikkeen alue ja edelleen kokonainen kiertoliikesolu. Tunnetuin monsuuni on Aasian monsuuni, jolla on keskeinen rooli Intian ja lähiympäristön ilmastoon. Kesällä matalapaine on Intian alueella sekä Kaakkois-Aasiassa, ja korkeapaine on meren alueella (lämpötila pienempi kuin maalla). Mereinen ilmavirta puhaltaa mantereelle, jonka alueella tapahtuu ilmavirtauksen pakotettua nostetta, mikä puolestaan aiheuttaa kosteuden tiivistymistä ja sateita. Latentti lämpö auttaa matalapaineen säilymistä. Syksyllä maan ja meren lämpötilaero kapenee ja monsuuni heikkenee. Tähän vaikuttaa myös keskileveyksien läntisten ilmavirtauksien siirtyminen etelään päin. Lopulta monsuuni heikkenee niin, että vallitsevat tuulet pääsevät puhaltamaan pohjoisesta tai koillisesta. Pasaatituulten alueilla kuiva kausi on pidempi. Sateiden esiintyminen on riippuvaista paikan sijainnista ITCZ:aan nähden: kaukana siitä sadeaika on lyhyt, kun päiväntasaajan lähellä sadekausia on kaksi. Kosteaa - kuivaa trooppista ilmastoa esiintyy esim. Intiassa, Indokiinassa, Länsi-Afrikassa, Etelä- Amerikassa ja Australian pohjoisrannikolla. Sadekausi ajoittuu kesäkauteen ja kuivempi kausi talveen. Kuivana kautena ilman lämpötila laskee.