HYDROLOGINEN KIERTO: LASKENTAMENETELMIÄ

HYDROLOGINEN KIERTO: LASKENTAMENETELMIÄ HAIHDUNNAN ARVIOINTI Pertti Vakkilainen, vesitalouden emeritusprofessori Valuma-alueelta tapahtuva haihdunta voidaan määrittää vesitaseen avulla E=P-Q±ΔS (1) E P Q ΔS = haihdunta (mm) = sadanta (mm) = valunta (mm) = varaston muutos (mm) Vuosihaihduntaa määritettäessä vesitase on käyttökelpoisimmillaan. Jos käytettävissä ovat useiden vuosien sadanta- ja valuntasarjat, voidaan varastoituminen jättää huomioonottamatta ja haihdunta saadaan sadanta- ja valunta-arvojen erotuksena. Lyhytaikaisen haihdunnan määrittämisessä on runsaasti ongelmia. Sadannan luotettava määrittäminen on käytännössä sitä vaikeampaa mitä lyhyemmästä jaksosta on kysymys. Valuma-alueelle varastoituneen vesimäärän vaihtelun selvittäminen on vielä sadannan määrittämistäkin hankalampi tehtävä. Lysimetrit ovat maahan upotettuja ja maalla täytettyjä astioita, joista haihdunta määritetään joko punnitsemalla tai vesitaseyhtälön jäännösterminä. Punnitsevissa lysimetreissä sadannasta ja haihdunnasta aiheutuvat maan painon muutokset rekisteröidään. Ei-punnitsevissa lysimetreissä sadanta, lysimetrin läpi virtaava vesimäärä ja maan vesipitoisuus täytyy erikseen mitata ja haihdunta saadaan näiden avulla lasketuksi. Yleisimmin haihdunnan mittaaminen tapahtuu erityyppisiä haihtumisastioita käyttäen. Haihtumisastiat voidaan sijoittaa maanpinnan yläpuolelle tai upottaa maahan sekä järvihaihduntaa mitattaessa vedessä kelluville lautoille. Maailman Ilmatieteen järjestö (WMO) suosittaa käytettäväksi venäläistä GGI-3000 -astiaa tai amerikkalaista Class A astiaa (kuva 2). Haihtumisastioista tapahtunut haihdunta saadaan astian vedenpinnan muutoksen ja sadannan avulla. On tärkeää muistaa, että astiasta tapahtuva haihdunta edustaa tarkasti ottaen vain itseään, sillä astia eroaa ympäristöstään mm. värin, lämpötilan ja aerodynaamisten ominaisuuksien puolesta. Astiahaihdunnat voidaan muuntaa potentiaaliseksi haihdunnaksi tai järvihaihdunnaksi kertomalla saadut mittaustulokset kokeellisesti määritetyillä kertoimilla. ENY- C2003 Vesi- ja ympäristötekniikka 1

Kuva 2. Class A-haihdunta-astia Tikkakoskella. (Kuva: Jukka Järvinen) Potentiaalisen haihdunnan määrittämistä varten on kehitetty lukuisia empiirisiä ja puoliempiirisiä määrittämismenetelmiä, jotka perustuvat ilmatieteellisiin mittauksiin. Näitä sovellettaessa on muistettava, että ne on kehitetty tiettyjä olosuhteita silmälläpitäen eivätkä ne sellaisinaan yleensä suoraan sovellu toisenlaisissa oloissa käytettäväksi. Yksinkertaisimmat menetelmät perustuvat kuukausilämpötilojen käyttöön. Fysikaalisesti varsin hyvin perusteltu haihdunnan arviointimenetelmä on Penmanin vuonna 1948 esittämä yhtälö, jossa muuttujina ovat mm. nettosäteily, maahan menevä energia, ilman kyllästysvajaus (e s -e a ) ja tuulen nopeus. Monteith (1965) kehitti Penmanin menetelmän muotoon, joka mahdollistaa todellisen haihdunnan arvioinnin (Taulukko 1). Vuosisadannasta haihtuu Etelä-Suomessa runsaat puolet eli keskimäärin 400 500 mm. Lapissa haihdunta on 30 40 % sadannasta eli keskimäärin 200 250 mm (kuva 3). Taulukko 1. Todellisen haihdunnan laskenta Penman-Monteith menetelmällä (Paasonen-Kivekäs ym., 2009) ENY- C2003 Vesi- ja ympäristötekniikka 2

Kuva 3. Keskimääräinen haihdunta (mm/a) vuosina 1961-1991. (Data: Suomen ympäristökeskus; kuva: Paasonen-Kivekäs ym., 2009) ENY- C2003 Vesi- ja ympäristötekniikka 3

SADANNAN MITTAAMINEN Teemu Kokkonen, Esko Kuusisto, Pertti Vakkilainen Sademittauksen tarkoituksena on selvittää vaakasuoralle pinnalle tietyn aikavälin kuluessa tulleen sateen määrä eli sadanta. Olomuodosta (vesi, lumi) riippumatta sadanta ilmaistaan vesiarvona, tavallisesti millimetrinä aikayksikköä kohti. Vesiarvolla tarkoitetaan vesipatsaaksi muutettua vesimäärää, eli lumisateen kohdalla vesiarvo tarkoittaa sulatetun lumen vesimäärää. Sateen mittaamisella on pitkät historialliset perinteet. Jo 400 ekr. tehtiin Intiassa sadehavaintoja, joita käytettiin mm. verotusperusteena. Pitkistä perinteistä huolimatta sateen mittaaminen on yhä altis epätarkkuuksille. Etenkin lumisateen tarkka mittaaminen on hankalaa. Tavallisimmin sateen mittaamiseen käytetään keräysastiaa, joka luetaan säännöllisin väliajoin. Kiinteässä olomuodossa (lumena) tullut sade sulatetaan ennen mittausta. Suomessa on vuodesta 1981 lähtien käytetty Tretjakov-mittaria. Tretjakovin säleinen tuulisuojus on osoittautunut erityisesti lumisateilla toimivan yhtenäistä suojusta paremmin. Sademittarin sijoituspaikkaa valitessa on tehtävä kompromissi: paikan tulisi olla tuulelta suojassa, mutta lähellä mittaria ei saisi olla esteitä. Puiden ja muiden esteiden etäisyys mittarista tulisi olla vähintään kaksi kertaa esteen korkeus. Lähellä mittaria olevat esteet aiheuttavat tuulen paikallista kiihtyvyyttä tai voivat varjostaa sademittaria joillakin tuulensuunnilla. Mikäli sadannan pidemmän ajan (esimerkiksi vuorokauden) kertymän lisäksi tarvitaan tietoa sadannan intensiteetistä, tarvitaan jatkuvatoiminen mittaus. Jatkuva mittaus voi perustua uimuriin kytkettyyn piirturiin, kertyneen sadannan automaattiseen punnitsemiseen tai kippilaskuriin. Kippilaskuriin perustuvassa mittarissa sadanta valuu keinulaudan päässä olevaan kuppiin, joka täytyttyään kippaa ja tyhjentää kupin. Kippausten lukumäärä rekisteröidään. Sadannan mittauksessa syntyviä virheitä voidaan osittain korjata laskennallisesti. Selvästi suurin sademittauksen virheistä on tuulivirhe, joka syntyy kun osa sadannasta tuulen vaikutuksesta kulkeutuu vaakasuorassa tasossa mittarin ohitse. Tuulivirheen suuruuteen vaikuttavat mm. sateen olomuoto, sadepartikkelien kokojakauma, tuulen nopeus ja mittarin ominaisuudet. Yleensä korjauskerroin on lumisateille selvästi suurempi kuin vesisateille. Kerroin on korkeampi pienen intensiteetin sateille kuin rankemmille sateille. Kylmässä lämpötilassa satava lumi on kevyempää ja alttiimpaa tuulivirheelle kuin lämpimämmällä säällä satava lumi. Tuulen nopeudella 5 m/s vesisateen korjauskerroin on Tretjakovin mittarilla korkeintaan 1,25, kun taas lumisateen korjauskerroin vaihtelee välillä 1,35 ja 1,90. Muita virhelähteitä ovat mm. haihduntavirhe, tartuntavirhe ja roiskuntavirhe. Haihduntavirhettä pyritään pienentämään siten, että sadeastiassa on välipohjan erottamana alasäiliö, jonne vesi valuu pienen reiän kautta. Silti osa sateesta jää aina keräysastian yläosan seinämille, jossa se on alttiina haihtumiselle. Mittarista ulos roiskuvan vesimäärän pienentämiseksi keräilyastian välipohjan on oltava riittävän syvällä. Tartuntavirheellä tarkoitetaan mittauksen yhteydessä astian seinämiin jäävää vesimäärää, joka jää mittaamatta. Vuosisadannan korjauskerroin on Tretjakovin mittarille Etelä-Suomessa 1,19 ja Pohjois-Suomessa 1,17. Lukua muodostettaessa on pyritty huomioimaan keskimääräinen tuulen nopeus, lumisateen osuus sekä sadepäivien lukumäärää. ENY- C2003 Vesi- ja ympäristötekniikka 4

Aluesadannan määritys Edellä kuvattiin sadannan mittausta yhdessä pisteessä. Hydrologisissa sovelluksissa tarvitaan kuitenkin tavallisesti sadannan pistearvojen sijasta tietyn alueen keskimääräistä sadantaa. Aluesadannan määrittämiseen on olemassa useita menetelmiä. Yksi vanhimmista on Thiessenin menetelmä eli monikulmiomenetelmä. Tässä menetelmässä oletetaan kunkin sadeaseman edustavan sen ympärille piirretyn monikulmion sadantaa. Kukin monikulmio rajoittaa alueen, joka on lähempänä tiettyä sadeasemaa verrattuna kaikkiin muihin sadeasemiin. Monikulmiot muodostuvat sadeasemien yhdysjanojen keskinormaaleista ja tarkasteltavan alueen rajoista (Kuva 4). Aluesadanta lasketaan painotettuna keskiarvona, jossa painoina käytetään monikulmioiden pintaaloja seuraavan kaavan mukaisesti Pi Ai P = (2) A jossa P on aluesadanta, P i on aseman i sadanta, A i on aseman i monikulmion ala, ja A on koko alueen ala. Thiessenin menetelmän etuina ovat sen objektiivisuus ja yksinkertaisuus. Heikkoutena taas on, että menetelmä ei huomioi esim. korkeusaseman vaikutusta sadannan suuruuteen. S 1 S 2 A 1 A 2 S 3 A 4 S 4 A 3 Kuva 4. Thiessenin menetelmä aluesadannan arvioimiseksi. Sadeasemat on merkitty S 1 S 4, ja asemia ympäröivät monikulmiot A 1 A 4. (Kokkonen ym., 2009) ENY- C2003 Vesi- ja ympäristötekniikka 5

Isohyeettimenetelmässä piirretään sadannan tasa-arvokäyrät eli isohyeetit (Kuva 5). Kahden isohyeetin väliin jäävän alueen sadannaksi oletetaan niiden keskiarvon mukainen sadanta. Aluesadanta lasketaan sitten vastaavasti kuin Thiessenin menetelmässä, mutta monikulmioiden pinta-alan sijaan käytetään aina kahden isohyeetin väliin jäävää pinta-alaa. Isohyeettimenetelmässä voidaan huomioida maaston topografiasta johtuvat sadannan vaihtelut. Tämä on menetelmän vahvuus, mutta edellyttää alueen hyvää tuntemusta. Isohyeettimenetelmä on Suomessa operatiivisessa käytössä. Kuva 5. Isohyeettimenetelmä aluesadannan arvioimiseksi. (Kokkonen ym, 2009) Muita menetelmiä aluesadannan määrittämiseen ovat erilaiset interpolointimenetelmät, joissa ajatellaan havaintoaseman edustavuuden tietylle pisteelle olevan kääntäen verrannollinen aseman ja pisteen väliseen etäisyyteen (tai etäisyyden neliöön), tai tilastolliset menetelmät, joissa hyödynnetään pistesadanta-arvojen välistä spatiaalista korrelaatiota. Sadannan aluearvojen määrittämisessä voidaan käyttää apuna sadetutkamittauksia, jotka antavat arvion sateen intensiteetistä laajemmalla alueella. Tutkamittaukset perustuvat sadepartikkeleista heijastuneen tehon rekisteröintiin. Tehon voidaan olettaa riippuvan sadannan intensiteetistä. ENY- C2003 Vesi- ja ympäristötekniikka 6

VIRTAAMAN MITTAAMINEN Pertti Vakkilainen, Jarkko Koskela, Antti Hepojoki, Esko Kuusisto Jatkuvia virtaama-aikasarjoja tuotetaan yleisesti mittaamalla vedenpinnan korkeutta, joka muutetaan virtaamaksi purkautumiskäyrän avulla. Purkautumiskäyrä määrittää mittauspisteen kohdalla yksikäsitteisen yhteyden vedenpinnan korkeuden ja virtaaman välille. Virtaaman määrittämiseksi pinnankorkeushavainnon perusteella voidaan uomaan rakentaa erityisesti virtaamamittaukseen tarkoitettuja mittapatoja (esim. v-aukkoiset padot, kuva 6), tai sitten pinnan korkeutta voidaan mitata sopivissa uomassa olevissa kiintopisteissä (esim. voimalaitospadot ja siltaaukot). Tavallisin mittapato on ns. Thompsonin pato, joka tarkoittaa kärjellään seisovan kolmion muotoista aukkoa, missä yhdellä pinnankorkeuden mittauksella voidaan määrittää virtaama. Samaan periaatteeseen tukeutuvia mittaussysteemejä ovat myös Rehbock- ja Venturi-tyyppiset mittakanavat. Mittapatojen käyttöä suuremmissa uomissa rajoittavat käytännön syyt, kuten rakennuskustannukset ja vesiliikenteelle tai kalan kululle aiheutuva haitta. Kuva 6. V-aukkoinen mittapato Espoon Saunalahden hulevesitutkimuskohteessa (kuva Juha Järvelä). Virtaamaa voidaan mitata myös määrittämällä uoman poikkileikkauksen pinta-ala ja virtausnopeuden jakauma poikkileikkauksessa. Virtaama saadaan kertomalla nämä kaksi suuretta. Q=v A (3) Q = virtaama [m3/s] v = virtausnopeus [m/s] A = poikkileikkauksen pinta-ala [m2] Virtausnopeutta mitataan tyypillisesti siivikolla, jonka potkurimaisen siiven pyörimisnopeus on verrannollinen veden virtausnopeuteen. Pistemäisesti virtausnopeuksia voidaan mitata esimerkiksi ENY- C2003 Vesi- ja ympäristötekniikka 7

virran mukana kulkevalla ja kelluvalla uimurilla, joka langan päässä roikkuvalla siivekkeellä varustettuna voi myös osoittaa virtausnopeuden halutulta syvyydeltä. Pistemäisiä virtausnopeuksia voidaan suhteellisen yksinkertaisesti mitata myös Pitot-putkella ja vähän laajemmalta alueelta myös sähkövastuslangan jäähtymiseen perustuvalla tekniikalla. Nykyisiin, hieman kalliimpiin menetelmiin tullaan, kun mitataan valon, lasersäteen tai ultraäänen kulkua virtaavassa vesipoikkileikkauksessa, jolloin saadaan keskinopeus mitatulta alueelta. Kun nopeus pinta-ala - mittaus toistetaan samassa paikassa useilla eri vedenpinnan korkeuksilla, voidaan tälle paikalle määrittää purkautumiskäyrä. Pistemäisiä ja kolmiulotteisia nopeustietoja saadaan myös seuraamalla hiukkasten etenemistä esimerkiksi Laser-doppler mittausmenetelmällä. Epäsäännöllisissä avouomissa virtausnopeuden ja sitä kautta virtaaman mittaus vaatii hyvän tuloksen saavuttamiseksi tarkkuutta ja paljon työtä. Säännöllisessä, tunnetussa poikkileikkauksessa ja putkijohdoissa virtaama sen sijaan voidaan määrittää tarkemmin ja helpommin keskimääräisen virtausnopeuden mittauksen avulla, joka voidaan havainnoida laser-, ultraääni-, doppler- tai magneettimittaustekniikalla. Mitoitusvirtaamien määrittäminen Vesirakenteiden mitoituksen perustana on yleensä ylivirtaama (-valuma), joka Suomessa useimmiten aiheutuu lumen sulannasta. Alivirtaamat (-valumat) ovat tärkeitä erityisesti vedenhankinnan kannalta, mutta niillä on merkitystä myös kastelun suunnittelussa ja luonnonmukaisessa vesirakentamisessa. Taulukkoon 2 on kerätty suunnittelusuureita lyhenteineen. Taulukko 2. Hydrologisia suunnittelusuureita Virtaama Q Valuma q Vedenkorkeus W yli H HQ Hq HW keski yli MH MHQ MHq MHW keski M MQ Mq MW keski ali MN MNQ MNq MNW ali N NQ Nq NW HQ = ylin virtaama =vuoden tai havaintojakson suurin virtaama MHQ = havaintojakson vuotuisten HQ-arvojen keskiarvo MQ = keskivirtaama = koko havaintojakson päiväarvojen keskiarvo MNQ = havaintojakson vuotuisten NQ-arvojen keskiarvo NQ = alin virtaama = vuoden tai havaintojakson alin virtaama Suureiden lisämääreeksi annetaan usein havaintojakso. Tavallisimpia aikamääreitä ovat tietyn vuosijakson tunnusomainen arvo: HW 1976-79 = vuosijakson 1976-1979 ylin vedenkorkeus tietyn ei kalenteriaikaan sidotun periodin tunnusomainen arvo: HW Veg = kasvukauden ylin vedenkorkeus tarkasteltavana vuosijaksona keskimäärin tietyllä toistuvuudella esiintyvä arvo: HQ 1/20 = keskimäärin kerran kahdessakymmenessä vuodessa toistuva ylivirtaama tietyn vuoden alin arvo: Nq 1979 = alin valuma vuonna 1979 Suomessa esimerkiksi ns. 1-luokan padot, jotka aiheuttaisivat sortuessaan suurta aineellista vahinkoa ja vaaraa ihmishengille, mitoitetaan yleensä n. kerran 5000 vuodessa toistuvan virtaaman mukaan. Koska käytössä on virtaamahavaintoja parhaimmillaankin vain n. sadan vuoden havaintojaksolta, määritetään tällainen mitoitusvirtaama HQ 1/5000 yleensä tilastollisin menetelmin. ENY- C2003 Vesi- ja ympäristötekniikka 8

Kun jonkin hydrologisen muuttujan voidaan todeta noudattavan tiettyä todennäköisyysjakaumaa, on esim. sen eri toistuvuusajoilla esiintyvien ääriarvojen määrittäminen mahdollista. Monien hydrologisten muuttujien ääriarvojen analysointi perustuukin pääosin todennäköisyysjakaumien käyttöön. Jakauman määritys perustuu kokeilevaan prosessiin. Ensin valitaan sopivaksi arvioitu jakauma, jonka parametrit estimoidaan käytettävissä olevasta aineistosta esimerkiksi vuosittaisista ylivirtaamista tietyssä pisteessä. Tämän jälkeen testataan jakauman sopivuus ko. aineistoon (otokseen). Mikäli testitulos on positiivinen, oletetaan myös perusjoukon noudattavan ko. jakaumaa. Negatiivisen testituloksen tapauksessa aloitetaan prosessi alusta jotakin muuta jakaumaa käyttäen. Lähestymistavassa oletetaan, että jakauman etsintään käytettävissä oleva aikasarja eli ylivirtaamahavainnot on edustava otos jakauman perusjoukosta. Siksi havaintoaikasarjan tulisi olla mahdollisimman pitkä ja pitää sisällään ilmasto-olosuhteiltaan erilaisia vuosia. Jos vuosittaisista ylivirtaamista piirretään histogrammi, muistuttaa jakauma yleensä jotain ääriarvojakaumaa (kuva 7). Ylivirtaamien toistuvuuksia ja mitoitusvirtaamia määritettäessä havaintoaineistoon pyritäänkin yleensä sovittamaan joko Gumbelin jakauma tai jokin Log-Pearson - jakaumista, mutta mitään yleistä ohjetta parhaan jakauman valinnalle ei ole olemassa. Kun sopiva jakauma on löydetty, käytetään sitä erikokoisten tulvien toistuvuuksien arviointiin. Ylivirtaamien arviointi voi perustua myös hiukan toisenlaiseen lähestymistapaan, joissa ns. mitoitussateet muutetaan alueen hydrologisia ominaisuuksia kuvaavan matemaattisen mallin avulla virtaamiksi. Menetelmä on välillinen ja ongelmaksi muodostuu helposti toistuvuuden määrittäminen. Jos ylivirtaama on määritetty kerran 20 vuodessa toistuvan rankan sateen perusteella, mikä on sen toistuvuus? Koska valuma-alueen kosteustila ja aluetekijöiden vaihtelu vaikuttavat tulvan suuruuteen, ei luonnollisestikaan voida ilman muuta olettaa sadannalle ja ylivalunnalle samaa toistuvuusaikaa. n 35 30 25 20 15 10 5 0 75 125 175 225 275 325 375 425 475 525 HQ [m 3 /s] Kuva 7. Ääriarvojakaumille tyypillinen histogrammi, joka on luotu Maurialankosken ylivirtaama-aineistosta. Ylivirtaamien jakaumaan perustuvaa lähestymistapaa ei useinkaan voida käyttää kaupunkialueilla, joissa mitoituksen kohteena ovat esimerkiksi hulevesiputket. Taajama-alueilta on harvoin käytettävissä riittävän pitkää virtaamahavaintosarjaa, jolla voitaisiin määrittää esimerkiksi kerran 20 ENY- C2003 Vesi- ja ympäristötekniikka 9

vuodessa toistuva virtaama. Menetelmää käytettäessä tehdään myös oletus, että havaintoaikasarja on stationaarinen eli virtaamaan vaikuttavat tekijät ovat pysyneet aineistossa muuttumattomana. Kaupunkialueilla pintojen päällystäminen ja rakentaminen muokkaavat valuma-alueita varsin usein, jolloin kyseistä oletusta ei voida tehdä. Pienten heikosti vettä läpäisevien alueiden virtaamahuippujen arvioimiseen käytetäänkin usein empiirisiä kaavoja kuten ns. rationaalista kaavaa. HQ=C I A (4) HQ = ylivirtaama [m 3 /s] C = valuntakerroin I = mitoitussateen intensiteetti [mm/h] A = valuma-alueen ala [km 2 ] Laskenta perustuu mitoitussateisiin, joiden avulla ylivirtaamat arvioidaan. Suomessa sadevesiviemärit mitoitetaan yleensä keskimäärin kerran kahdessa tai kolmessa vuodessa toistuvan 10-15 minuutin mittaisen sadetapahtuman mukaan. Valuntakertoimen C arvo riippuu mm. valumaalueen kaltevuudesta ja pinnan luonteesta. Ylivalumien ja keskiylivalumien arviointiin voidaan käyttää myös erilaisia empiirisesti määritettyjä nomogrammeja. Kuvassa 8 on esitetty Kaiteran nomogrammi vuodelta 1938. Sitä voidaan käyttää lumen sulamisesta aiheutuvan keskiylivaluman arvioimiseen, kun alueen ala (A), järvisyysprosentti (P) ja lumen vesiarvon keskimääräinen maksimi (L) tunnetaan. Kuva 8. Kaiteran nomogrammi keskiylivaluman määrittämiseen (Kaitera, 1949). ENY- C2003 Vesi- ja ympäristötekniikka 10

Lumimittaukset LUMI Teemu Kokkonen, Esko Kuusisto, Pertti Vakkilainen Hydrologiassa keskeinen suure on lumen vesiarvo, jolla tarkoitetaan sen vesikerroksen paksuutta, joka lumesta sulattaessa syntyy. Lumen vesiarvo ilmoitetaan yleensä millimetreinä (mm), joka lukuna on sama kuin lumen paino kilogrammoina neliömetrille (kg/m 2 ). Lumipeitteen vesiarvolla on keväisin tärkeä rooli vesistöjen virtaamia ja mahdollisia tulvia ennustettaessa. Vesiarvon määrittämiseksi mitataan lumen syvyyttä ja vesiarvoa valituissa maastokohdissa. Lumen syvyyttä mitataan asteikolla varustetun sauvan tai kiinteästi asennetun mittakepin avulla. Lumen vesiarvoa mitataan ottamalla lumesta pystysuuntainen näyte ja punnitsemalla se. Vesiarvomittauksen yhteydessä mitataan aina myös lumen syvyys näytteenottokohdassa. Vesiarvomittauksen ja lumen syvyyden perusteella saadaan laskettua lumen keskimääräinen tiheys. Niin lumen syvyys kuin tiheyskin vaihtelevat siirryttäessä havaintopisteestä toiseen. Vaihtelu on osittain alustan epätasaisuudesta ja puiden sijainnista johtuvaa pienipiirteistä vaihtelua, ja osittain korkeuden, kaltevuuden, maastotyypin ja ilmaston aiheuttamaa suuremman mittakaavan vaihtelua. Jotta saataisiin edustava kuva alueen lumipeitteestä, mitataan lumen ominaisuudet tyypillisesti linjamittauksena maastoon tai karttaan merkittyjä lumilinjoja pitkin. Lumilinjalla syvyyttä, joka voi alueellisesti vaihdella suuresti, mitataan tavallisesti useammassa kohdassa kuin lumen tiheyttä (vesiarvon ja syvyyden osamäärä), jonka alueellinen vaihtelu on pienempää. Lumen sisäistä rakennetta voidaan mitata tarkemmin ottamalla erikseen näytteitä jokaisesta lumen sisältämästä kerroksesta. Lumen syvyyttä on mahdollista myös mitata automaattisesti esimerkiksi ultraäänianturin avulla. Lumen peittämän alueen laajuutta voidaan arvioida kaukokartoitusmenetelmiä käyttäen lentokoneesta tai satelliitista. Lumi Suomessa Lumipeitteen muodostumisessa ja häviämisessä, sen syvyydessä, vesiarvossa ja sulamisnopeudessa on selviä alueellisia eroja. Pysyvä lumipeite muodostuu Lappiin tavallisesti loka-marraskuun vaihteessa ja etelärannikolle joulukuun loppupuolella. Lumipeite sulaa tavallisesti maan etelärannikolta huhtikuun alussa ja Lapista lähes pari kuukautta myöhemmin. Lumipeitteen keskimääräinen maksimisyvyys on lounaisrannikolla 20 cm ja lumiolosuhteiltaan runsaimmassa Koillismaassa 70 cm (Kuva 9a). Vastaavasti lumen vesiarvon keskimääräinen maksimi eli lumeen varastoituneen veden maksimimäärä vaihtelee välillä 60 200 mm (Kuva 9b). Lumen syvyys ja vesiarvo saavuttavat maksimiarvonsa yleensä maaliskuun puolivälissä. ENY- C2003 Vesi- ja ympäristötekniikka 11

(a) (b) Kuva 9. (a) Lumipeitteen keskimääräinen syvyys (cm) 15. maaliskuuta vuosina 1961 1990 (Ilmatieteen laitos, 2004) ja (b) Lumen vesiarvon keskiarvo (mm) 16. maaliskuuta vuosina 1951 1988 (Perälä ja Reuna, 1990) (Kuvat: Paasonen Kivekäs ym., 2009). Lumen kertyminen ja sulanta Lumisade kertyy ja varastoituu lumipeitteeseen, kunnes lumeen kohdistuva energia riittää sulattamaan sen vedeksi. Suomen ilmasto-oloissa sadannan varastoitumisella lumipeitteeseen ja suhteellisen lyhyen ajanjakson kuluessa tapahtuvalla sulannalla on huomattava merkitys valunnan jakautumiseen ja kevättulvien syntymiseen. Lumen kertyminen vaihtelee alueellisesti johtuen sadannan, pinnan energiavirtojen ja kasvillisuuden alueellisista eroista, sekä lumen kulkeutumisesta tuulen mukana. Lumen kertyminen metsiin on aukealle kertymistä monimutkaisempi ilmiö, sillä osa lumisateesta pidättyy puiden latvustoon. Puustoon pidättynyt lumi ja sen sulaminen, haihtuminen tai putoaminen voi muuttaa merkittävästi metsikkösadannan alueellista ja ajallista jakautumista. Sulamisen alkamiseksi lumen lämpötilan tulee kohota ensin veden sulamislämpötilaan (0 ºC). Lumipeite lämpenee ja alkaa sulaa, kun lumeen tulevat energiavirrat ovat siitä poistuvia suuremmat. Energianvaihto on suurinta lumen pinnalla, jossa tärkeimmät energiavirrat ovat säteily ja turbulenttivirrat. Säteily erotetaan tavallisesti lyhytaaltoiseen ja pitkäaaltoiseen säteilyyn. Auringon kaltaisen kuuman kappaleen lähettämä ultravioletti- ja lämpösäteily sekä näkyvä valo ovat lyhytaaltoista säteilyä, kun taas maapallon lämpöisen kappaleen (esim. maanpinnan tai puuston) lähettämä säteily on pitkäaaltoista säteilyä. Turbulenttivirrat on yhteisnimitys latentille ja konvektiiviselle lämmönvaihdolle. Latentti lämmönvaihto tarkoittaa olomuodon muutokseen liittyvää energian siirtymistä (eli lumen pintaan tiivistyvää tai siitä haihtuvaa vettä), kun taas ENY- C2003 Vesi- ja ympäristötekniikka 12

konvektiivinen lämmönvaihto on ilmamassan liikkeen mukana tapahtuvaa energian kulkeutumista. Keskitalvella ja aikaisin keväällä pitkäaaltosäteily ja konvektiivinen lämmönvaihto ovat tavallisimmat lumen sulamiseen johtavat energialähteet. Auringonsäteilyn merkitys lumen sulamisen energialähteenä kasvaa kevään edetessä. Lumen ja maan välisellä rajapinnalla maasta johtuva lämpö voi aiheuttaa sulamista lumipeitteen pohjalla. Erityisesti sulamiskauden alussa lumen tiheys kasvaa nopeasti. Sulamiskauden jälkipuoliskolla tiheyden kasvu pysähtyy ja tiheys asettuu tyypillisesti välille 330...350 kg m -3. Juuri sataneen uuden lumen tiheys vaihtelee lämpötilasta riippuen välillä 50...150 kg m -3. Sulannalla tarkoitetaan aikayksikössä lumesta vedeksi muuttuvaa ainemäärää. Tavallisesti sulanta ilmoitetaan syntyneen vesikerroksen paksuutena aikayksikköä kohti, esim. mm d -1. Sulanta ei yleensä ole sama kuin lumipeitteestä purkautuva vesimäärä eli lumipeitteen vedentuotto. Tämä johtuu lumipeitteen kyvystä pidättää nestemäistä vettä. Niinpä sulavasta lumipeitteestä alkaa purkautua vettä vasta kun nestemäisen veden pidäntäkapasiteetti ylittyy. Pääosa sulannasta tapahtuu iltapäivän tunteina, jolloin tunnittainen vedentuotto voi nousta 3...4 mm:iin. Kevään intensiivisimpinä sulantapäivinä päivittäinen vedentuotto voi olla jopa 20..30 mm. Lumen sulantaa voidaan mallintaa kuvaamalla lumipeitteen energiatase matemaattisilla yhtälöillä. Tällaisten mallien etu on, että ne pyrkivät selittämään sulannan syitä fysiikan lähtökohdista ja pystyvät vastaamaan kysymyksiin, miksi lumi eri olosuhteissa ja ajankohtina sulaa. Esimerkiksi onko tiettynä aikana sulantaan tarvittava energia peräisin säteilystä vai turbulenttivirroista. Haittapuolena fysikaalisilla, energiataseeseen perustuvilla, lumimalleilla on niiden suuri lähtötietojen tarve. Säteily-, tuuli- ja ilmankosteushavaintoja ei ole yhtä yleisesti saatavilla kuin lämpötila- ja sadehavaintoja. Lumen sulantaa voidaan ennustaa menestyksekkäästi myös yksinkertaisemmilla malleilla, jotka eivät pyrikään selittämään sulantaa fysiikan perustein, mutta antavat kuitenkin arvion sulavan lumen määrästä. Yleisin tällainen menetelmä on astepäivätekijän käyttö. Astepäivätekijällä tarkoitetaan sitä vesimäärää mm:nä, joka sulaa yhtä rajalämpötilan ylittävää lämpöastetta kohden vuorokaudessa. Rajalämpötilana käytetään yleensä 0 C astetta. Sulanta M voidaan laskea seuraavalla kaavalla M = k ( T T ) o (5) m jossa k m on astepäivätekijä, T on vuorokauden ilman keskilämpötila, ja T 0 on sulannan rajalämpötila. Eri tutkimuksissa saadut keskimääräiset astepäivätekijän arvot vaihtelevat Suomen oloissa aukealla 3,0 3,5 mm C -1 d -1 ja metsässä 2,0 2,5 mm C -1 d -1 välillä. ENY- C2003 Vesi- ja ympäristötekniikka 13

Lähdeluettelo Gash, J. and Stewart J., 1975. The average surface resistance of pine forest derived from Bowen ratio measurements. Boundary-Layer Meteorology 8 (3-4): 453-464. Ilmatieteen laitos 2004, Talvien lumesta ja lumisuudesta, http://www.fmi.fi/saa/tilastot_10.html, viitattu 7.10.2008. Järvinen E. 1978. Astioista ja lysimetreistä tapahtuva haihdunta. Diplomityö. Teknillinen korkeakoulu, Rkennusinsinööriosasto. Otaniemi, Espoo., 147s. Kaitera P., 1949. On the Melting of Snow in Springtime and its Influence on the Discharge Maximum in Streams and Rivers in Finland, julkaisussa Tieteellisiä tutkimuksia No 1. Suomen teknillinen korkeakoulu, Helsinki. Kaitera, P. ja Teräsvirta H., 1972. Snow evaporation in South and North Finland, 1969/1970 and 1970/1971. Aqua Fennica 1972: 11-19. Kokkonen, T., Jakeman A.J., Koivusalo H., Norton, 2009, COMPUTATIONAL METHODS FOR WATER RESOURCE ASSESSMENTS: AN EXERCISE KIT, ISBN 978-88-903574-0-4 http://www.iemss.org/society/index.php?option=com_docman&task=cat_view&gid=63&itemid=119 Monteith, J. 1965. Evaporation and environment. Proc. Symop. Soc. Exp. Biol. 19. Monteith, J. 1981. Evaporation and surface temperature. Quart J.R. Met. Soc. 107. Niinivaara, K., 1955. Haihtumismääristä eri kuukausina. Maa- ja vesirakentaja 2. OIVA - ympäristö- ja paikkatietopalvelu, 2012, Löytäneenojan valumatiedot, haettu 10.2.2012. Paasonen-Kivekäs, M. Peltomaa, R., Vakkilainen, P., Äijö, H. 2009. Maan vesi- ja ravinnetalous. Salaojayhdistys ry. Perälä J. ja Reuna M., 1990. Lumen vesiarvon alueellinen ja ajallinen vaihtelu Suomessa. Vesi- ja ympäristöhallinnon julkaisuja - sarja A. Vesi- ja ympäristöhallitus, Helsinki. Vakkilainen P., 1982. Maa-alueilta tapahtuvan haihdunnan arvioinnista. Acta Universitatis Ouluensis. Serirs C Technica No. 20. Oulun yliopisto. 146 s. ENY- C2003 Vesi- ja ympäristötekniikka 14