VAARAA AIHEUTTAVISTA SÄÄILMIÖISTÄ SUOMEN MUUTTUVASSA ILMASTOSSA

RAPORTTEJA RAPPORTER REPORTS 2008:3 VAARAA AIHEUTTAVISTA SÄÄILMIÖISTÄ SUOMEN MUUTTUVASSA ILMASTOSSA HILPPA GREGOW ARI VENÄLÄINEN MIKKO LAINE NIINA NIINIMÄKI TEIJA SEITOLA HEIKKI TUOMENVIRTA KIRSTI JYLHÄ TAPIO TUOMI ANTTI MÄKELÄ

RAPORTTEJA RAPPORTER REPORTS No. 2008:3 551.582 (480) VAARAA AIHEUTTAVISTA SÄÄILMIÖISTÄ SUOMEN MUUTTUVASSA ILMASTOSSA Hilppa Gregow Ari Venäläinen Mikko Laine Niina Niinimäki Teija Seitola Heikki Tuomenvirta Kirsti Jylhä Tapio Tuomi Antti Mäkelä Ilmatieteen laitos Meteorologiska institutet Finnish Meteorological Institute Helsinki 2008

ISBN 978-951-697-673-3 ISSN 0782-6079 Yliopistopaino Helsinki 2008

2 Julkaisun sarja, numero ja raporttikoodi Raportteja No. 2008:3 Julkaisija Ilmatieteen laitos, Erik Palménin aukio 1 PL 503, 00101 Helsinki Julkaisuaika 2008 Tekijät Hilppa Gregow, Ari Venäläinen, Mikko Laine, Niina Niinimäki, Projektin nimi Teija Seitola, Heikki Tuomenvirta, Kirsti Jylhä, Tapio Tuomi ja Antti Mäkelä EXWE Nimeke Vaaraa aiheuttavista sääilmiöistä Suomen muuttuvassa ilmastossa Tiivistelmä Ilmastonmuutoksen tiedetään vaikuttavan sään ääri-ilmiöihin. Voidaksemme ennakoida mahdollisia tulevia muutoksia eri mittakaavan sään ääri-ilmiöissä, on tunnettava niiden paikalliset ilmastolliset ominaisuudet nykyilmastossa. Tässä raportissa tarkastelun kohteena ovat kovat tuulet maa-alueilla, voimakkaiden matalapaineiden reitit, myrskyt ja lumimyrskyt, lumen nopea kinostuminen sekä jäätävän sateen tilanteet. Myös salamien esiintyminen on mukana tarkastelussa. Ilmaston muutoksen vaikutusten arvioinnissa keskitytään lämpötilaan, sateisuuteen ja tuuleen. Kovia tuulia tarkasteltiin maa-alueelta 20 synoptisen sääaseman havaintojen pohjalta jaksolla 1960 2000. Tuulisuudessa vuodesta toiseen tapahtuva vaihtelu on suurta. Tuulisimpia vuosikymmeniä olivat 1970- ja 1990-luku. Myrskyilmaston tutkimusta varten laadittiin neljän aseman avulla pitkä aikasarja kaikista myrskyistä (10 min keskituuli vähintään 21 ms -1 ) ja voimakkaista myrskyistä (10 min keskituuli vähintään 25 ms -1 ) jaksolle 1960 2007. Myrskymatalapaineita on esiintynyt erityisesti 1970-luvulla ja toiseksi eniten 1990- luvulla. Lisäksi Suomeen jaksolla 1959 2002 saapuneet kaikki (myös kesän) voimakkaat matalapaineet tutkittiin tapauskohtaisesti saksalaisen Wetterzentralen uudelleen analysoitujen karttojen avulla. Tapauksia löytyi 87 kappaletta. Myrskyistä 76 pystyttiin rajaamaan 6 eri luokkaan, joille annettiin nimet: Arktinen, Grönlanti, Laaja matalapaine, Lounainen, Länsivirtaus ja Yhdistelmä. Pohjoiset myrskytuulet ovat vähentyneet 1960 1990 ja laajojen matalapaineiden aiheuttamat myrskyt ovat olleet huipussaan 1990 2000. Suomeen saapuneita lumimyrskyjä tutkittiin jaksolla 1965 2005 loka-maaliskuussa. Aineistona käytettiin 19 synoptista sääasemaa Suomesta ja uudelleen analysoituja sääkartta-arkistoja ERA-40 sekä NCEP/NCAR. Tarkastelu rajattiin lounais- ja etelärannikon maakuntiin. Tällä tavoin löydettiin kahdeksan lumimyrskyä (keskituuli yli 21 ms -1 ja lumisadetta), joista puolet esiintyi joulukuussa. Tämän lisäksi lumen nopeaa kinostumista tutkittiin 20 sadeaseman avulla lounais- ja etelärannikon maakunnissa jaksolla 1965 2006 lokamaaliskuussa. Rannikolla kaikista sadetilanteista 1965 2006 loka-maaliskuussa enimmillään noin 1,1 % oli runsaslumista pienellä alueella ja 0,38 % oli runsaslumista laajalla alueella. Eniten lunta on kinostunut ennen 1990-lukua. Jäätäviä tihku- ja vesisateita tutkittiin 21 lentoaseman ja Ilmatieteen laitoksen observatorioiden synoptisten säähavaintojen ja luotausten avulla jaksolla 1961 2006. Keskimäärin Suomessa esiintyy jäätäviä tihkusateita seitsemän kertaa ja jäätäviä sateita kerran vuodessa. Eniten tapauksia on havaittu Salpausselän ja Rovaniemen tienoilla. Suomen salamoista esitettiin uusimmat tilastot jaksolta 2002 2007. Yli 160 ka salamoita esiintyi ko. jaksolla noin 0,02 % kaikista salamoista. Osuus näyttäisi olevan vakio vuodesta toiseen, mutta lukumäärissä on vaihtelua riippuen vuotuisesta kokonaisalamamäärästä. Suomen ilmasto tulee jatkossa yhä lämpimämmäksi. Sen myötä talvella sataa yhä useammin vettä kuin lunta. Talven sademäärien arvioidaan myös kasvavan. Julkaisijayksikkö ILM Luokitus (UDK) Asiasanat Tuuli, matalapaine, lumimyrsky, jäätävä sade, salamat 551.582 (480) ilmastonmuutos ISSN ja avainnimike 0782-6079 Raportteja ISBN 978-951-697-673-3 Kieli suomi Myynti Sivumäärä 99 Hinta Lisätietoja

6 Series title, number and report code of publication Reports No. 2008:3 Published by Finnish Meteorological Institute Erik Palménin aukio 1, P.O. Box 503 FIN-00101 Helsinki, Finland Date 2008 Authors Hilppa Gregow, Ari Venäläinen, Mikko Laine, Niina Niinimäki, Name of Project Teija Seitola, Heikki Tuomenvirta, Kirsti Jylhä, Tapio Tuomi ja Antti Mäkelä EXWE Title Danger-causing weather phenomena in changing Finnish climate Abstract It is known that climate change will affect weather extremes. To be able to estimate possible changes in large and small scale weather extremes in the future we must know the variability and frequency of weather extremes in today s climate. In this report we will focus on near gale winds on land, the track of intensive low pressures, low pressures causing storm winds and snow storms, rapid growth of snow cover and freezing precipitation. Also lightning is investigated. The consideration of effects of climate change will cover temperature, precipitation and wind. Near gale winds on land in Finland were studied during 1960-2000 with 20 synoptic weather stations. According to the results, the natural variation in wind climate of Finland is large. The windiest decades have been the 1970 s and 1990 s. To study low pressure systems causing stormy winds offshore in Finland we used a long times series of four weather stations and period 1960-2007 October. According to the time series of offshore winds the stormiest decades have been the 1970 s and 1990 s. During 1959-2002 altogether 87 low pressures caused remarkably high wind speeds in Finland (10 minutes average wind speed at least 25 ms -1 ) offshore. Each of these low pressures was analyzed and categorized using the German Wetterzentrale reanalysis. Out of 87 low pressures 76 could be classified into 6 certain groups that were named: Arctic, Greenland, Southwestern, Westerly flow, Vast low pressure system and Combination. Northerly storm winds have decreased and the number of storm winds caused by vast low pressure systems over Atlantic has increased having their maximum in the 1990 s. Low pressures causing snowstorms in southwestern and southern part of Finland in October-March in 1965-2005 were studies with 19 synoptic weather stations and ERA-40 and NCAR/NCEP data archives. Altogether eight storms were found. Half of these occurred in December. Rapid growth of snow during 1965-2006 in southwestern and southern Finland was studied with 20 precipitation measuring stations. Local rapid growth of snow depth ( 15cm/day) took place in 1.1 % of all precipitation days and rapid growth of snow depth over larger areas took place in 0.38 % of all precipitation days. The most extreme cases of large growth of snow have happened before the 1990 s. Freezing precipitation was studied with 21 airport weather stations and observatories in Finland during 1961-2006. In average freezing drizzle takes place seven times per year and freezing rain once per year in Finland. Most often freezing precipitation occurs near Salpausselkä in the south and close to Rovaniemi in the north. Lightning in Finland was studied during 2002-2007. Of lightning flashes, 0.02 % had peak current exceeding 160 ka. Violent thunderstorms are most likely when the weather is warm and humid. The climate in Finland will become warmer in future. Therefore the frequency of snowfall cases will diminish and more abundant rainfall is expected to take place during winter season. Publishing unit ILM Classification (UDK) Keywords 551.582 (480) Wind, low pressure, snow storm, freezing precipitation, lighning, climate change ISSN and series title 0782-6079 Reports ISBN 978-951-697-673-3 Language Finnish Sold by Pages 99 PriceNote

ESIPUHE Vuodenaikoihin liittyy erilaisia sään ääri-ilmiöitä. Viileänä vuodenaikana esiintyy eniten suureen meteorologiseen mittakaavaan kuuluvia sääilmiöitä, kuten nopealiikkeisiä syviä matalapaineita, jotka aiheuttavat mm. myrskytuulia, rankkasateita, lumipyryä, korkeaa aallokkoa ja meriveden pinnan nousua. Lämpimänä vuodenaikana esiintyy sitä vastoin varsinkin pienempään meteorologiseen mittakaavaan kuuluvia sääilmiöitä, kuten esimerkiksi ukkosta ja syöksyvirtauksia. Ilmastonmuutoksen arvioidaan nostavan maapallon keskilämpötilaa 1,5 3 asteella vuoteen 2050 mennessä. Tällä arvioidaan olevan merkittäviä vaikutuksia eri vuodenaikoina esiintyviin sään ääri-ilmiöihin. Vaaraa aiheuttavien sääilmiöiden tuntemus ja niiden esiintymisessä tapahtuvien muutosten arvioiminen ilmaston lämmetessä on näin ollen yhteiskunnan kannalta yhä merkittävämpää. Tässä raportissa käydään läpi vaarallisiin sääilmiöihin liittyviä perustietoja ja Suomessa erityisesti viileänä vuodenaikana esiintyvien vaarallisten sääilmiöiden tilastollisia ominaisuuksia. Tutkimustuloksia voitaneen hyödyntää mm. arvioissa sään ääri-ilmiöiden esiintymisen muutoksista ja ilmastoriskien määrittelemisessä. Tämä tutkimushanke on saanut rahoitusta sekä Kansallinen ydinturvallisuuden tutkimusohjelmasta (SAFIR2010) että Ilmastonmuutokseen sopeutumisen tutkimusohjelmasta (ISTO). Helsingissä huhtikuussa 2008 Hilppa Gregow Tutkija

SISÄLLYSLUETTELO 1 JOHDANTO 9 2 ERI MITTAKAAVAN SÄÄHÄIRIÖISTÄ 10 2.1 Suuren mittakaavan säähäiriöt 10 2.1.1 Keskileveysasteet 11 2.1.2 Säähäiriöiden liike 11 2.1.3 Rintamat ja solat 12 2.1.4 Syöttövirtaukset 13 2.2 Mesomittakaavan eli keski- ja pienen kokoluokan sääilmiöt 15 3 SÄÄN ÄÄRI-ILMIÖISTÄ 16 3.1 Tuuli ja tuulen puuskat 17 3.2 Myrskymatalapaineet 21 3.2.1 Pommit 21 3.2.2 Trooppisten matalapaineiden muuntautuminen myrskyksi 22 keskileveysasteilla 3.3 Rankkasateet 23 3.4 Ukkoset ja maasalamat Suomessa 25 3.5 Lumimyrskyt 26 3.6 Jäätävät sateet 29 4 SÄÄHÄIRIÖIDEN KLIMATOLOGIAA 34 4.1 Islannin matalapaineen alue 34 4.2 Pohjois-Atlantin värähtely 36 4.3 Muutoksia ja vaihtelua pohjoisen pallonpuoliskon ilmastossa 37 4.4 Lämpimät syöttövirtaukset 40 5 HAVAINTOAINEISTO JA MENETELMÄT 40

6 TULOKSET 45 6.1 Tilastoja maa-alueiden kovista tuulista 45 6.2 Tilastoja myrskyistä perustuen meriasemahavaintoihin 47 6.3 Jakson 2002 2007 voimakkaimmat maasalamat 53 6.4 Lumen nopea kinostuminen 1965 2006 56 6.5 Lumimyrskyt 1965 2005 59 6.6 Jäätävät sateet 1961 2006 60 7 ILMASTONMUUTOKSEN VAIKUTUKSIA 61 7.1 Ilmastonmuutosten arvioiminen 63 7.2 Ilmastojärjestelmän mallit 64 7.3 Sään ja ilmaston ääritilanteiden muutokset 68 7.4 Ilmastonmuutos Suomessa 70 8 YHTEENVETO JA JOHTOPÄÄTÖKSET 77 KIRJALLISUUS 81 LIITE: Säätapaukset 89

9 1 JOHDANTO Sään ääri-ilmiöt kiehtovat ja kauhistuttavat monesta syystä, ja niihin liittyvää tutkimusta tehdään tällä hetkellä enenevässä määrin ympäri maailman. Syynä kiinnostuksen kasvuun ovat viime vuosikymmeninä havaittu ilmaston lämpeneminen ja huoli siitä, mitä kaikkein ankarimmille ilmaston lämpenemisen myötä tapahtuu. Voidaksemme ennakoida mahdollisia tulevia muutoksia suuren ja pienen mittakaavan sään ääriilmiöissä, on tiedettävä paikalliset ilmastolliset ominaisuudet nykyilmastossa. Viime aikoina tutkimuksen kohteina ovat olleet mm. rankkasateet (esim. Doswell ym, 1998; Smith et al., 2001), helleaallot ja kuivuus (esim. Schär et al., 2004; Hunt, 2007), myrskyt, myrskyradat sekä Pohjois-Atlantin värähtely eli NAO (esim. Lambert, 1995; Rogers, 1997; Hoskins ja Hodges, 2002; Chang et al., 2002; Hurrell et al., 2003; Leckebusch & Ulbrich, 2004; McDonald et al., 2005; Bengtsson et al., 2005), yläilmakehän otsoni ja UV-säteily sekä napa-alueiden jääpeite (esim. Holloway & Sou, 2001; Laine, 2004; Lindsay & Zhang, 2005; Polyakov et al., 2007). Suomen ilmastosta ja sääilmiöistä tehdyissä tutkimuksissa tuulista, sateista, lämpötiloista ja sään ääri-ilmiöistä on aiemmin keskitytty ilmiöiden toistuvuusarvioihin (esim. Venäläinen et al., 2007). Tässä raportissa tarkastelun kohteena ovat kovat tuulet maa-alueilla, voimakkaiden matalapaineiden reitit, myrskyt ja lumimyrskyt, lumen nopea kinostuminen sekä jäätävän sateen tilanteet. Myös salamat ovat mukana tarkastelussa. Ilmastonmuutoksen vaikutusten arvioinnissa keskitytään lämpötilaan, sateisuuteen ja tuuleen. Raportin lukujen 2 4 tarkoitus on toimia johdantona ja kerrata säähäiriöihin, sääilmiöihin sekä ilmastoon ja sen tutkimiseen liittyviä perusteorioita ja tunnettuja tutkimustuloksia. Luvussa 5 käydään läpi analyyseissä käytetyt aineistot ja menetelmät. Luku 6 kattaa tutkimustulokset kovista tuulista mantereella vuosina 1960 2000, myrskytuulista ja myrskyjen reiteistä tammikuusta 1959 lokakuuhun 2007, voimakkaimmista maasalamoista vuosina 2002 2007, lumen kinostumisesta etelä- ja lounaisrannikolla vuosina 1965 2006, lumimyrskyistä vuosina 1965 2005 ja jäätävistä sateista vuosina 1973 2006. Luvussa 7 on joitakin esimerkkejä ilmaston mahdollisista muutoksista ja vaikutuksista Suomessa vuoteen 2100 mennessä. Luvussa 8 on esitetty

10 työn yhteenveto ja johtopäätökset. Liitteessä on kerrottu pääkohdat muutamista kriittisistä säätilanteista Euroopassa ja Suomessa. 2 ERI MITTAKAAVAN SÄÄHÄIRIÖISTÄ 2.1 Suuren mittakaavan säähäiriöt Suuren mittakaavan säähäiriöitä on tutkittu varsinaisesti 1900-luvun alkupuolelta lähtien säähavaintoverkoston kehityttyä. Suureen mittakaavaan kuuluvat sekä planetaariset aallot että synoptiset säähäiriöt. Planetaariset aallot ovat suurimpia ilmakehän liikemuodoista, ja niiden kokoluokka on 10000 km (taulukko 2.1). Ne säätelevät synoptisen skaalan säähäiriöiden liikettä. Taulukko 2.1. Ilmakehän liikemuotojen kokoluokkia (Holton, 1992) Liike Horisontaalinen mittakaava (m) Pienet pyörteet 10-1 -1 Pölypyörteet 1-10 Puuskat 10-10 2 Trombit 10 2 Rintamat 10 4-10 5 Pyörremyrskyt 10 5 Synoptiset säähäiriöt 10 6 Planetaariset aallot 10 7 Synoptisen skaalan säähäiriöiden eli matala- ja korkeapaineiden suuruusluokka on 500 5000 km. Niiden elinikä puolestaan vaihtelee 1 10 vrk välillä ja liike on näennäisesti geostrofista. Geostrofisessa liikkeessä Coriolis-voima ja paine-erovoima ovat tasapainossa. Coriolis-voima on näennäisvoima, joka vaikuttaa kohtisuoraa liikettä vastaan, ja sen suuruuteen vaikuttaa liikkuvan esineen tai aineen vauhti. Pohjoisella pallonpuoliskolla Coriolis-voima kääntää virtausta oikealle. Tropiikissa Coriolis-voima on lähes olematon. Tämän takia tropiikin säähäiriöissä paine-erot pääsevät tasoittumaan, eikä syviä matalapaineita esiinny. Korkeilla leveysasteilla sen sijaan Coriolis-voima estää paine-erojen tasoittumisen, ja tämän takia syntyy toisinaan voimakkaita matalapaineita.

11 Geostrofisella tuulella tarkoitetaan sitä suoraviivaista virtausta, jossa horisontaaliset voimat Coriolis-voima ja paine-erovoima ovat tasapainossa. Tuulen ollessa geostrofista sen suunta on ilmanpaineen samanarvonkäyrien suuntainen ja sitä voimakkaampaa mitä tiheämmässä isoviivat ovat eli mitä suurempi painegradientti on. 2.1.1 Keskileveysasteet Keskileveysasteilla länsituulet ovat voimakkaat koko ilmakehän alimmassa 12 14 km paksuisessa kerroksessa, jota kutsutaan troposfääriksi. Voimakkaimmillaan länsituulet ovat troposfäärin yläosassa, missä niitä nimitetään suihkuvirtauksiksi. Nimityksen näille tuulille antoi suomalainen akateemikko Erik Palmén (1898 1985). Länsituulet eivät ole suoraan itään puhaltavia tuulia vaan ne mutkittelevat aaltomaisesti ja kiertyvät pyörteiksi muodostaen matala- ja korkeapaineiden alueet. Suuren mittakaavan säähäiriöt eli matala- ja korkeapaineet ovat tärkeitä lämpöerojen tasoittajia ja lämmön kuljettajia ilmakehässä. Lämpö siirtyy niissä sekä vaaka- että pystysuunnassa. Pohjoisen pallonpuoliskon länsituulivyöhykkeellä otollisimpia seutuja säähäiriöiden kehitykselle ovat lämpimät merivirrat (Golfvirta ja Kuroshio). Lämpimillä valtamerillä liikkuvat matalapaineet kulkevat keskimäärin itään ja voimistuvat. Voimistumiseen vaikuttavat merivedestä saatava lämpöenergia ja meriveden haihtuessa ilmaan siirtyvä sidottu lämpö. Voimistuttuaan mereltä ja saapuessaan mantereelle matalapaineet ovat yleensä kehityskaarensa huipussa. Mantereella liikkuessaan ne heikkenevät, sillä edellä mainittuja energialähteitä ei ole ja lisäksi kitka on suuri. 2.1.2 Säähäiriöiden liike Säähäiriöitä kuvataan meteorologiassa yksinkertaisimmillaan neljän yhtälön avulla. Ne ovat horisontaalinen liikeyhtälö, hydrostaattinen tilanyhtälö, jatkuvuusyhtälö ja termodynamiikan I pääsääntö (esim. Holton, 1992). Näiden yhtälöiden avulla voidaan ymmärtää neliulotteisesti, miten ja miksi korkeapaineen selänteet ja matalapaineen solat liikkuvat, voimistuvat ja heikkenevät.

12 On tärkeää tietää, että pintahäiriöt, jotka koetaan ja havaitaan maan pinnalla, liikkuvat voimakkaiden yläaaltojen kuljettamina. Kun esimerkiksi pintamatalapaine on vasta kehittymässä, niin samalla paikalla ylempänä ilmakehässä esimerkiksi 850 hpa pinnalla (noin 1,5 2 km korkeudella) esiintyy selvästi havaittavat lämpötilaerot. Kosteuskenttä 850 ja 700 hpa korkeudella kertoo puolestaan suuren skaalan pilvisyyden ja sateen jakaumasta ja siten pystyliikkeestä. Kuivuus on merkkinä laskuliikkeestä ja kosteus nousuliikkeestä. Edelleen mitä terävämpiä, syvempiä ja lännemmäksi sijoittuneita ne 500 hpa:n eli noin 5 kilometrin korkeudella esiintyvät matalapaineen solat ja selänteet suhteessa pintamatalaan ovat, sitä voimakkaammiksi ja nopeammin liikkuviksi pintasäähäiriöt kehittyvät. Läntinen suihkuvirtaus esiintyy 300-200 hpa eli noin 10 km korkeudella, ja se ohjaa koko troposfäärin säähäiriöiden liikettä ja kehitystä. Suihkuvirtauksen voimakkuus kertoo siitä, minne ja kuinka nopeasti säähäiriöt pienemmän skaalan yksityiskohtineen koko troposfäärin paksuudelta ovat matkalla. Edellä mainittuja kenttiä analysoitaessa saadaan selville matalapaineisiin liittyvä kolmiulotteinen rakenne. 2.1.3 Rintamat ja solat Matalapaineisiin liittyy useita sääkartoilta tulkittavia merkittäviä rajapintoja, nk. rintamia ja solia. Rintamat analysoidaan ylempänä ilmakehässä lämpötilan, kosteuden, suihkuvirtausten ja geostrofisen tuulen suunnan muutosten mukaan. Maanpinnan lähellä rintama määritetään tuulen kääntymisen, pinta- ja kastepistelämpötilan muutoksen, paineen laskun ja nousun sekä sateiden sijainnin avulla. Kylmää pintarintamaa kuvataan kartalla sinisellä viivalla (esim. kuva 2.1), jolla olevien kolmioiden vapaat kärjet osoittavat rintaman liikesuunnan. Lämmin pintarintama (esim. kuva 2.1) kuvataan punaisella viivalla, jolla olevat puoliympyrät pullistuvat rintaman liikesuuntaan. Okluusiorintamaa (ja sekluusiorintamaa) merkitään violetilla puoliympyröin ja kolmioin, pinta- ja yläsolia useimmiten katkoviivalla. Erona rintaman ja solan välillä on, että rintamaan liittyy lämpötilan muutos säämuutoksineen, mutta solaan ei liity lämpötilan muutosta vaikka säämuutokset voivatkin olla voimakkaita. Toisinaan

13 rintamat ovat havaittavissa selvästi vain ylempänä ilmakehässä, vaikka pintasuureiden perusteella näin ei olettaisi. Vaaraa mahdollisesti aiheuttavia rajapintoja ovat yleensä kylmä rintama sekä okluusioja sekluusiorintamat. Näiden yhteydessä havaitaan joitakin voimakkaita sääilmiöitä, kuten myrskytuulia ja -puuskia, ukkosta, raesateita, rankkasadekuuroja, myös lunta ja räntää, sekä trombeja. Kylmänä vuodenaikana lämpimän rintaman yhteydessä esiintyviä jäätäviä sateita, kuten myös joskus esiintyviä runsaita lumisateita, on vaikea ennustaa rintaman ylitykseen toisinaan liittyvän nopean lämpötilan nousun takia. Kesäisin lämpimään rintamaan voi liittyä voimakkaita ukkosia ja pitkäkestoista vesisadetta. Mesomittakaavaan kuuluvat äärisäätilanteet ilmenevät useimmiten joko lämpimässä sektorissa lämpimässä syöttövirtauksessa lähellä kylmää rintamaa tai kylmien rintamien ja okluusiorintamien sekä kylmien ylämatalien ja niihin liittyvien solien läheisyydessä. 2.1.4 Syöttövirtaukset Matalapaineisiin liittyvät oleellisesti niin sanotut lämpimät ja kylmät syöttövirtaukset ja niiden läheisyydessä sijaitsevat rintamat. Syöttövirtaukset on jaettu kolmeen luokkaan: 1) lämmin, 2) kylmä kostea, 3) kylmä-kuiva syöttövirtaus (kuva 2.1). Lämmin syöttövirtaus, joka sijaitsee kylmän rintaman etupuolella, on leveydeltään noin 200 km. Se nousee maanpinnalta lämpimästä sektorista ja kohoaa kylmän rintaman etupuolella ylös troposfäärin yläosiin ja toisinaan aina stratosfääriin asti. Troposfäärin yläosissa se alkaa taipua antisyklonaalisesti ja laskeutua.

14 Kuva 2.1. Hahmotelma syöttövirtauksista. Kuvassa lämmin syöttövirtaus pistevarjostuksella kylmän rintaman (kolmiot) etupuolella, kylmä kuiva syöttövirtaus katkoviivoitetulla nuolella kylmän rintaman takana ja kylmä kostea nousuvirtaus lämpimän rintaman (puoliympyrät) etupuolella pisteviivoin rajatulla nuolella (alkuperäinen lähde: Browning, 1986). Kylmä-kostea syöttövirtaus sijaitsee lämpimän rintaman etupuolella ja sekin kohoaa ylös, mutta vain keskitroposfääriin saakka. Lämmin ja kylmä syöttövirtaus yhdessä muodostavat matalapaineissa havaittavan lambdan muotoisen pilvipeitteen ja lämpimän rintaman yhteydessä esiintyvän sateen. Kolmas eli kylmä-kuiva syöttövirtaus puolestaan rajaa matalapaineen pilvialueen takareunan. Se laskeutuu ylätroposfääristä alas ja on voimakkaimmillaan kylmän rintaman jälkipuolella. Tähän liittyvät usein voimakkaat kylmän rintaman jälkipuolella havaitut myrskytuulet, alailmakehän suihkuvirtaukset ja puuskat. Kun lämmin syöttövirtaus kallistuu kylmän rintaman kohdalla länteen, kylmän rintaman sateet ovat runsaimpia rintaman jälkipuolella (kuva 2.2). Kun lämmin syöttövirtaus kallistuu eteenpäin ja kylmä-kuiva syöttövirtaus kiilaa lämpimään syöttövirtaukseen (kuva 2.3), sateet sijoittuvat kylmän pintarintaman paikkeille ja sen etupuolelle. Tällöin voi esiintyä voimakkaita mesomittakaavan sääilmiöitä, kuten ukkosia, raekuuroja ja kaatosadetta.

15 Kuva 2.2. Vasemmalla lämmin syöttövirtaus kallistuu länteen ja kylmä-kuiva syöttövirtaus pysyy kylmän rintaman länsipuolella ja oikealla näkyy sateiden tyypillinen sijainti kylmän pintarintaman länsipuolella (alkuperäinen lähde: Browning, 1986). a) b) Kuva 2.3. a) Lämmin syöttövirtaus kallistuu eteenpäin ja kylmä kuiva syöttövirtaus kiilaa kylmän rintaman eteen itäpuolelle, b) voimakkaita sääilmiöitä esiintyy kylmän rintaman etupuolella (alkuperäinen lähde: Browning, 1986). 2.2 Mesomittakaavan eli keski- ja pienen kokoluokan sääilmiöt Mesomittakaavan säähäiriöiden tutkimus on nuorempaa kuin synoptisen mittakaavan säähäiriöiden. Tutkimussuunta alkoi noin 1950-luvulle säätutkien kehityksen ansiosta. Mesomittakaavan säähäiriöihin kuuluvat ilmiöt, joiden koko on alle 500 km ja elinikä vaihtelee sekunnista vuorokauteen. Ukkoskuuron ja maa-merituulisolun tyypillinen

16 kesto on 1 h 24 h ja kokoluokka 5 500 km. Tuulen puuskat, salamat, trombit ja rakeiden muodostuminen luokitellaan mesomittakaavan pienimpiin ilmiöihin. Ne kestävät vain 1s 1h ja ovat kooltaan 0,1 mm - 5 km suuruusluokkaa. Näin ollen synoptiseen skaalaan sisältyvät periaatteessa kaikki pienemmän skaalan ilmiöt, mutta näiden havaitseminen ja erityisesti ennustaminen on paljon haastavampaa kuin suuremman skaalan säähäiriöiden. Konvektio Mesomittakaavan ilmiöihin liittyy oleellisesti konvektio eli lämmön ja kosteuden kulkeutuminen ja kuljetus pystysuunnassa. Konvektiota on kahta lajia, matalaa ja syvää konvektiota. Matalaa konvektiota havaitaan etupäässä rintamasateessa. Syvään konvektioon tarvitaan kosteutta, epävakautta ja nostetta. Syvä konvektio liittyy voimakkaisiin mesomittakaavan sääilmiöihin, ja sitä havaitaan erityisesti: voimakkaissa kylmän ilman purkauksissa lämpimillä merillä, kesällä lämpimällä mantereella synoptisen skaalan sääilmiöiden vahvistamana, polaarimatalissa tai pienen mittakaavan solissa. Kun syvä konvektio järjestäytyy jonoksi, mikä voi tapahtua lämpimässä sektorissa noin 200 300 km kylmän rintaman etupuolella, puuskarintamasta voi tulla laaja ja voimakas. Syvän konvektion järjestäytyminen voi alkaa myös, kun nk. kuiva anomalia tai ennen rintamaa kehittyvä sola vahvistaa nostetta. Yksittäiset syvän konvektion solut kehittyvät herkemmin erittäin voimakkaiksi (äärevimmät mesoskaalan vaaralliset sääilmiöt), jos ne sijaitsevat sopivalla etäisyydellä toisistaan. Sen sijaan, jos monta syvän konvektion solua kilpailee samasta energian lähteestä, sääilmiöistä tulee yleensä lievempiä. 3 SÄÄN ÄÄRI-ILMIÖISTÄ Ilmastoa kuvaillaan usein perusmuuttujien, kuten lämpötilan ja sademäärän avulla, ja yleensä näistä muuttujista esitetään niiden keskimääräiset arvot ja vuodenaikojen välinen vaihtelu. Ilmastoon olennaisena osana kuuluvat kuitenkin myös harvinaiset ääriilmiöt. Jotkut ääri-ilmiöstä ovat lyhytkestoisia, kuten rankkasateet ja myrskyt. Toiset

17 taas liittyvät vallitsevaan säätilaan ja voivat olla pitkäkestoisia, kuten helleaallot, epätavallisen kylmät jaksot tai kuivuus. Pitkäkestoisessa tapahtumassa yksittäiset päivät eivät välttämättä ole ääri-ilmiöitä sinänsä, vaan ääri-ilmiö koostuu useiden päivien yhteisvaikutuksesta. (Persson et al, 2007) Ilmaston ääri-ilmiöt voidaan määritellä sen mukaan, kuinka harvinaisia ne ovat klimatologisesti, mutta myös sen mukaan, minkälainen vaikutus ilmiöllä on yhteiskuntaan ja ympäristöön. On olemassa ääri-ilmiöitä, jotka ovat klimatologisesti harvinaisia, mutta niillä ei ole juurikaan vaikutusta yhteiskuntaan (esimerkiksi harvinaisen korkea ilmanpaine). Toisaalta on myös ilmiöitä, jotka eivät ole kovin harvinaisia, mutta joiden yhteiskunnalliset vaikutukset ovat merkittäviä (esimerkiksi runsas lumisade tai myrsky). On tärkeää tietää, missä määrin yhteiskunta ja ympäristö kykenevät tulemaan toimeen ääri-ilmiöiden kanssa ilman vakavaa stressiä. (Persson et al, 2007) Ilmastomuuttujien ääriarvojen tulevaisuuden muutokset sekä näiden mallintaminen alueellisesti ovat päätöksentekijöiden ja tutkijoiden suuren kiinnostuksen kohteena. Ilmaston ääri-ilmiöt ovat hyvin merkittäviä, koska niillä on suuria vaikutuksia yhteiskuntaan ja ympäristöön. Koska ääri-ilmiöt kuvaavat ilmaston vaihtelevuutta, niiden ymmärtämisen kannalta on välttämätöntä ymmärtää vaihtelevuutta erilaisissa avaruudellisissa ja ajallisissa mittakaavoissa (Trenberth et al, 2007). 3.1 Tuuli ja tuulen puuskat Vaikka kova tasainen tuulikin voi aiheuttaa vahinkoa jatkuessaan riittävän pitkään, suurin osa tuulen aiheuttamista tuhoista aiheutuu kuitenkin lyhytaikaisista tuulen puuskista. Tuulen puuskaisuus johtuu turbulenssin aiheuttamista pyörteistä rajakerroksessa, ts. maanpinnan yläpuoleisessa kerroksessa, jossa maanpinnan kitka vaikuttaa vapaaseen ilman liikkeeseen. Turbulenssi riippuu voimakkaasti rajakerroksen stabiilisuudesta, pinnan rosoisuudesta, tuulen nopeudesta ja korkeudesta maanpinnasta.

18 Kansainvälinen virallinen tuulen käsite on 10 minuutin keskituuli, ja sitä käytetään niin havainnoissa kuin ennusteissakin. Nykyään tekniikan kehityttyä saadaan automaattisilta sääasemilta myös tarkkoja ja luotettavia havaintoja tuulen puuskanopeuksista. Vanhoja säätilanteita tutkiessa on kuitenkin tyydyttävä rajallisempaan havaintoaineistoon. Tuulen puuskanopeutta voidaan arvioida erilaisin menetelmin, mm. kertoimien avulla keskituulesta. Kertoimen määrittämisessä otetaan yleensä huomioon pinnan rosoisuus. Muita menetelmiä ovat esimerkiksi pintakerroksen stabiilisuuteen perustuva menetelmä tai Brausseurin (2001) kehittämä fysikaalinen menetelmä, jossa otetaan huomioon koko rajakerroksen stabiilisuus, turbulenssi ja keskituuli. Myllys (1999) on esittänyt turbulenssiarvioita tuulen nopeuksille 9 19 ms -1 (Taulukko 3.1). Taulukkoa käytetään siten, että ensin lasketaan ilmakehän stabiilisuus, jotta tiedetään, millä todennäköisyydellä puuskaisuutta esiintyy. Kun tämä tiedetään, lasketaan, kuinka paljon tuuli muuttuu pystysuunnassa, dv/dz. Kun tunnetaan tuulen nopeus ja pystysuuntainen tuulen nopeuden muutos, voidaan taulukosta määrittää turbulenssi. Tuulen puuskan voi edelleen arvioida fysiikan peruskaavasta v = v o + at, käyttäen tässä vakiokiihtyvyytenä a = g = 9,81 ms -2. Puuskavoiman huippuarvo oletetaan saavutettavan 1 sekunnin aikana. Esimerkiksi, kun tuuli muuttuu yli 0,0844 ms -1 metrin matkalla, turbulenssi on jo kohtalaista (M) tai ankaraa (S). Tammelin (1991) esitti, että tuulen puuskakerroin (G) voidaan määritellä tiettyä otosaikaa vastaavan tuulen maksiminopeuden (U max ) ja tiettyä laskenta-aikaa vastaavan tuulen keskinopeuden (U) suhteena (yhtälö 1). G= U max U (1) Puuskakerroin riippuu Tammelinin mukaan siis paitsi maaston rosoisuudesta, myös hetkellisen nopeuden otosajasta sekä keskinopeuden laskenta-ajasta. Synoptisissa säähavainnoissa keskituulen laskenta-aika on 10 minuuttia. Puuskien pituus vaihtelee noin 5 15 sekuntiin.

19 Taulukko 3.1. Turbulenssiluokitukset tuulen nopeuksille 20 30 ms -1 ja Myllyksen (1999) jatko tuulen nopeuksille 9 19 ms -1 ja sovellukset tuulen puuskien laskemista varten. L (light) heikko, M (moderate) kohtalainen ja S (severe) ankara turbulenssi. Richardsonin luku 0,25-1 => turb 90-99 % tn. Richardsonin luku < 0,25 => turb. 100% tn. Turbulenssiluokitukset 20-30 m/s 9-19 m/s (Myllys, 1999) < 0.0118 s -1 N < 0.0118 s -1 N < 0.0169 s -1 L < 0.0169 s -1 N < 0.0338 s -1 L-M < 0.0338 s -1 L < 0.0506 s -1 M < 0.0506 s -1 L-M < 0.0844 s -1 M-S < 0.0844 s -1 M > 0.0844 s -1 S > 0.0844 s -1 M-S turbulenssin voimakkuus N = ei lainkaan L = 0.5 g ; tuulen puuskat V g = V 0 + Lt = V 0 +0.5gt M = 1 g ; tuulen puuskat V g = V 0 + Mt = V 0 + 1gt S = 2 g ; tuulen puuskat V g = V 0 + St = V 0 + 2gt Kirjallisuudesta löytyy lukuisia esimerkkejä puuskakertoimista, joita on määritelty erilaisille alustoille. Taulukossa 3.2 on U.K. Met. Officen vuonna 1993 määrittelemät puuskakertoimet, kun alustan rosoisuus vaihtelee. Taulukko 3.2. Tuulen suurimman puuskanopeuden suhde keskituulen nopeuteen pinnan rosoisuudesta riippuen (Brasseur, 2001, alkuperäinen lähde U.K. Met. Office, 1993). Sijainti Puuskakertoimen vaihteluväli Keskimääräinen puuskakerroin Avomeri 1.3 1.3 Yksittäiset mäet 1.4-1.5 1.4 Tasainen avomaa 1.4-1.8 1.6 Maaseutu, jossa vähän tuuliesteitä 1.5-2.0 1.7 Maaseutu, jossa paljon tuuliesteitä 1.7-2.1 1.9 Suurten kaupunkien keskusta 1.9-2.3 2.1 Taulukon mukaan puuskat voisivat taajaan rakennetuissa kaupungin keskustoissa olla jopa kaksinkertaiset tuulen keskinopeuteen nähden. Avomerelle on määritelty puuskakertoimeksi 1.3. Suomessa merellä on käytetty puuskakertoimia 1.2 1.3.

20 Kuva 3.1. Puuskakertoimen riippuvuus otosajasta (yhtenäinen viiva) lentokenttää vastaavissa oloissa. Katkoviivalla on Kopparnäsissä 13 metrin korkeudessa mitatun puuskakertoimen riippuvuus otosajasta mantereisilla tuulilla (*) ja merellisillä tuulilla ( ). Kolmiot ( ) ilmoittavat eripituisten puuskien puuskakertoimen suhteessa 2 s kestävän puuskan puuskakertoimeen (Katajisto, 1968). Katajisto on esittänyt Suomen oloihin lentokenttämaastoon sopivan otosaikariippuvuuden, jossa puuskakerroin kasvaa varsin nopeasti otosajan lyhetessä (kuva 3.1). Alailmakehän suihkuvirtaus Alailmakehän suihkuvirtaus (LLJ, low level jet) on pystysuunnassa melko ohut, mutta vaakasuunnassa jopa satoja kilometrejä leveä nauhamainen ilmavirtaus. Se sijaitsee tavallisesti muutaman sadan metrin korkeudessa ja on voimakkuudeltaan noin 10 20 m/s. LLJ voi kuitenkin sijaita myös korkeammalla ja olla voimakkaampi (esim. Ökland, 1998, Myllys, 1999). LLJ voidaan määritellä usealla eri tavalla. Stullin (1991) mukaan tuulimaksimi on LLJ, jos sen yläpuolella alle 1500 metrin korkeudella on vähintään 2 m/s pienempiä tuulen nopeuksia. Alailmakehän suihkuvirtaus on tavallinen ilmiö, ja sen synnylle on useita eri mekanismeja. Usein LLJ syntyy stabiilissa rajakerroksessa, mutta stabiilisuus ei ole välttämätöntä.

21 3.2 Myrskymatalapaineet Myrskytuulet (keskituuli > 21 m/s) esiintyvät enimmäkseen matalapaineiden kylmiin rintamiin sekä okluusio- ja sekluusiorintamiin liittyen. Myös solien tuntumassa voi äkillisesti tuulla myrskyisästi. Tuuli on harvoin myrskyistä myös lämpimän sektorin puolella. Keski- ja pohjoisleveysasteilla myrskytuulet ovat voimakkaimmillaan matalapaineen kulkusuuntaan nähden sen oikealla puolella etäällä itse matalapaineen keskuksesta. Mutta kun kyseessä on niin sanottu pommi tai polaarimatala (nk. arktinen hurrikaani), tuuli voi olla myrskyistä lähellä matalan keskustaakin. 3.2.1 Pommit Erityistä vaaraa aiheuttavia matalapaineita ovat nk. pommit eli erittäin nopeasti, vähintään 24 hpa (24h) -1 syvenevät matalapaineet (Sanders ja Gyakum, 1980). Niiden on osoitettu (esim. Roebber, 1984) olevan erilaisia kuin tavanomaiset keskileveysasteen matalapaineet. Päähuomiot pommeihin liittyen ovat (esim. Bosart, 1981, Uccellini et al., 1984 ja 1985, Shapiro & Keyser, 1990): 1) matalapaine syvenee myrskyksi hyvin lyhyessä ajassa, 2) keskuspaine suhteessa ympäristöön laskee huomattavan alas, 3) lähellä matalapaineen keskustaa voidaan havaita myrskytuulia, jopa >32 ms -1. Pommien mesoskaalan ominaisuuksia tutkineet Neiman & Shapiro (1993) sekä Neiman et al. (1993) havaitsivat, että pommin keskukseen virtaa lämmintä ja kosteaa ilmaa, mistä muodostuu heikkotuulinen myrskyn silmä, jota he kutsuvat sekluusioksi. Sekluusion eli lämpimän ja kostean ilman taskun ja kylmän purkauksen välille muodostuu sekundäärinen kylmä rintama, sekluusiorintama. Sekluusiorintamaan liittyvä alailmakehän suihkuvirtaus ollessaan samansuuntainen geostrofisen virtauksen kanssa aiheuttaa erittäin voimakkaita myrskytuulia. Tuulet ovat kaikkein voimakkaimmillaan kohdassa, jossa paineen nousunopeus on suurin (Shapiro & Keyser, 1990). Limin & Simmondsin (2002) mukaan viimeisen noin 20 vuoden aikana polaarimatalien määrä on kasvanut maailmanlaajuisesti. Heidän havaitsemansa nouseva trendi on lisäksi tilastollisesti merkittävä.

22 3.2.2 Trooppisten matalapaineiden muuntautuminen myrskyksi keskileveysasteella Trooppisilla vesillä kehittyy trooppisia matalapaineita, myrskyjä ja pyörremyrskyjä alkukesän ja loppusyksyn välisenä aikana. Loppukesästä lähtien niiden reitti suuntautuu pohjoisemmille leveysasteille kylmille vesille ja tavanomaisinta on, että tällöin ne hiipuvat (Jones et al., 2003). Pyörremyrskyt saavat joukkotiedotusvälineissä paljon huomiota, mutta keskileveysasteiden myrskyiksi muuntautuneet trooppiset matalapaineet sitä vastoin eivät. Ne aiheuttavat kuitenkin toisinaan erittäin voimakkaita sateita, myrskytuulia ja hyökyaaltoja erityisesti Kanadassa. Tällaisia muuntautuneita entisiä trooppisia matalapaineita tai pyörremyrskyjä saapuu myös Pohjois-Atlantille ja Eurooppaan, mutta niitä on toistaiseksi tutkittu varsin vähän (Ma et al., 2003). Trooppisten matalapaineiden muuntautumisesta tiedetään kuitenkin (Hart & Evans, 2001), että hurrikaanikauden ollessa huipussaan muuntautumista tapahtuu erityisesti 40 50 N leveysasteilla (kuva 3.2) ja että muuntautumisen jälkeen matalapaineet voivat syventyä myrskyksi, jos ne alle 20 tunnin aikana joutuvat keskileveysasteiden säähäiriöiden vaikutuspiiriin. Trooppisten matalapaineiden muuntautuminen keskileveysasteiden säähäiriöiksi (ET, extratropical transition) tapahtuu asteittain, jolloin trooppiset ominaisuudet vähitellen häviävät ympäristön vaikutuksesta. Keskileveysasteilla mm. barokliinisuus lisääntyy, pystysuuntainen tuulen väänne kasvaa, pituuspiirin suuntaiset kosteuserot suurenevat ja meren pintalämpötila laskee. Erikoista on, että ET-tapahtuman seurauksena keskileveysasteen säähäiriö voi syventyä myrskyksi myös maalla. Tällaisia tapauksia on sattunut erityisesti 1950- ja 1960-luvulla: Sydneyn matalapaine v. 1950, matalapaine Audrey v. 1964 ja hurrikaani Hazel v. 1954. Edellä mainittuja ovat tutkineet mm. Knox (1955), Hughes et al. (1955) ja Palmén (1958). Merellä ET-tapahtuman seurauksena äkillisesti syventyneitä myrskyjä tunnetaan varsinkin 1980-luvun lopulta eteenpäin. Näitä ovat matalapaineet Herbie v. 1988 ja hurrikaanit Emily v. 1987, Iris v. 1995, Earl v. 1999 ja Irene v. 1999. Hurrikaani Michaelin ET-tapahtuman yhteydessä alailmakehän suihkuvirtauksen maksiminopeudeksi rekisteröitiin 72 ms -1 (Abraham et al., 2004).

23 Kuva 3.2. Yllä keskileveysasteiden matalapaineiksi muuntautuneiden trooppisten matalapaineiden reitit Pohjois-Atlantilla jaksolla 1970 99. Alla kuukausittainen Atlantilla havaittujen trooppisten matalapaineiden määrä (valkoiset palkit) ja trooppisista matalapaineista keskileveysasteen matalapaineiksi muuntautuneiden matalapaineiden määrä (harmaat palkit). (Alkuperäinen lähde: Jones et al,. 2003) Trooppinen matalapaine voi ET:n johdosta myös heiketä huomattavasti ja vasta monta päivää jälkeenpäin olla vuorovaikutuksessa keskileveysasteen matalapaineen kanssa. Tällaisen tapahtuessa Länsi-Euroopan sääennusteet epäonnistuvat ja vaaralliset säätilanteet pääsevät kehittymään arvaamatta. 3.3 Rankkasateet Synoptisesti tulkittuna rankkasateet sijoittuvat rintamien ja solien läheisyyteen, mutta varsin usein myös 5 km korkeudella havaittavan korkeapaineen selänteen tienoille (esim. Maddox, 1979; Maddox et al., 1980). Mesoskaalan tarkastelu taas kertoo tarkemmin, mikä sateen aiheuttaa. Esimerkiksi peräkkäisinä päivinä voi kehittyä uusia

24 mesomittakaavan sääilmiöitä, jotka aiheuttavat rankkasateita. Mutta synoptinen skaala ohjaa sitä, että alueelle virtaa uusia tarvittavia mesoskaalan ilmiöiden rakennusaineita, kuten kosteutta. Tietyn pisteen sateen rankkuuden voi määritellä suureella R. Se on verrannollinen ilmakehässä olevan kosteuden pystysuuntaiseen vuohon wq, missä w on pystynopeus ja q nousevan ilman sekoitussuhde. Toisin sanoen, rankkasadetta voi esiintyä vain jos nousunopeus on iso ja ilman kosteussisältö suuri. Kaikki kosteus ei kuitenkaan sada alas, joten tarkempi sateen rankkuuden määritelmä onkin R = Ewq, missä E = m p /m i. Alas satavan sateen massaa merkitään m p ja koko vesisisällön vuota m i (Smith et al. 2001). Viimeisen 20 vuoden aikana mesoskaalan ilmiöiden tuntemus on lisääntynyt huimasti, ja tänä päivänä tiedetään jo, että esimerkiksi supersolut aiheuttavat rankkasateita, vaikka ilmakehän kosteussisältö ei olisikaan alkujaan suuri (esim. Cotton & Anthes, 1989). Tiedetään myös, että trooppisten matalapaineiden muuntauduttua keskileveysasteiden matalapaineiksi sateista on voinut tulla huomattavia. Muutamia äkkitulvia aiheuttaneita tapauksia ovat olleet mm. hurrikaani Floyd v. 1999, Hazel v. 1954 ja New England hurrikaani v. 1938. Näistä koitui 200 300 mm sademääriä noin 18 tunnin aikana (Palmén, 1958; Pierce, 1939; Atallah & Bosart, 2003). Äkkitulvat Yksittäinen konvektiosolu on niin lyhytikäinen, ettei se yksistään voi aiheuttaa vesistötulvaa. Kun soluja syntyy yksi toisensa perään samalla alueella, aiheutuu pitkäkestoinen rankkasade ja sen seurauksena tulvia (kuva 3.3). Laajempien sääjärjestelmien sade voi kestää pitkään, vaikka järjestelmä liikkuisikin kohtalaisella tai nopealla vauhdilla (Maddox, 1983; Fritsch et al., 1986). Sääjärjestelmät, joihin kuuluu useita supersoluja, voivat aiheuttaa äkkitulvia huomattavasti laajemmilla alueilla kuin 100 km 2. Chappellin (1986) mukaan pahimmat tulvat aiheutuvat hitaasti liikkuvista tai lähes paikallaan pysyvistä konvektiivisista soluista.

25 Kuva 3.3. Kaaviokuva sateen aiheuttajista (tutkakuvalta nähtynä) ja liikesuunnasta (yllä) ja näiden vaikutus sateen kestoon ja intensiteettiin R (alla). Kohdassa a) sade liikkuu lähes kohtisuoraan yli havaintopisteen, b) sade liikkuu pisteen yli poikittain, c) rankempi sade ylittää pisteen poikittain ja tämän jälkeen jatkuu vielä heikompi sade ja d) rankkasateita aiheuttavat solut saapuvat havaintopisteelle hitaasti, ja sen jälkeen ne liikkuvat yksi toisensa perään jonossa saman pisteen yli (alkuperäinen lähde: Doswell et al., 1996). 3.4 Ukkoset ja maasalamat Suomessa Suomessa ukkoset esiintyvät joko eri ilmamassojen rajapintojen läheisyydessä (säärintamat) tai tietyn ilmamassan sisällä ensin mainittuja kutsutaan rintamaukkosiksi ja jälkimmäisiä ilmamassaukkosiksi. Epävakaassa tilanteessa, esim. kesähelteiden aikaan, maasto lämpenee nopeasti ja vesistöistä irtoaa runsaasti kosteutta. Tällöin kehittyy paikallisia, hitaasti liikkuvia ukkosia. Rintamatilanteisiin liittyvät ukkoset esiintyvät erityisesti kylmän ja lämpimän ilman rajapinnassa, missä nousu- ja laskuvirtaukset ovat voimakkaita. Kun nämä kaksi ukkostyyppiä yhdistyvät esimerkiksi silloin, kun hellejakso päättyy kylmän rintaman ylitykseen, voi syntyä suuria, useita ukkossoluja sisältäviä ryppäitä tai jonoja. Suomessa salamoi erityisesti kesäaikaan, mutta myös muina vuodenaikoina esiintyy salamointia. Talvella ukkospilvet liittyvät enimmäkseen rintamaukkosiin esim. avoimen vesialustan kuten meren yllä, josta vapautuu riittävä määrä kosteutta pilven kasvua varten. Jotta pilvessä voi kehittyä sähkövarauksia, pilven huipun tulee nousta vähintään

26 20 pakkasasteen korkeudelle. Erityisesti kesäisin pilven huippu kuitenkin useimmiten ulottuu 40 50 pakkasasteen tienoille noin 10 kilometrin korkeuteen. Ukkosen voimakkuus korreloi ukkospilven koon kanssa, joten mitä suuremman kokoluokan ukkosjärjestelmästä on kyse, sitä tiheämmin voi salamoida. Salaman napaisuus on negatiivinen tai positiivinen, riippuen pilven varauskeskuksen napaisuudesta, josta salama saa alkunsa. Tyypillisesti salama on negatiivinen ja keskimääräinen voimakkuus on 10 20 ka:n luokkaa. Salamanpaikannuksesta Ilmatieteen laitoksen (IL) salamanpaikantimen avulla saadaan maasalaman iskupaikan lisäksi arvio mm. salaman huippuvirrasta (kiloampeeria, ka). Paikannin koostuu useista antureista (IL:n paikannin saa havaintoja 32 anturilta), joiden havaintojen avulla salaman paikka ja muut salamasuureet määritetään. Paikantimen havaintotehokkuus (paikannettujen maasalamoiden suhde kaikkiin esiintyneisiin) on yli 90 %, joten suurin osa salamoista havaitaan, mutta ei siis välttämättä kaikkia. Yleensä, mitä voimakkaampi salama on, sitä paremmin se havaitaan, koska salamasta ympäristöön leviävä sähkömagneettinen pulssi etenee voimakkaampana kauempanakin sijaitseville antureille. Maasalamoiden huippuvirtajakautuma ulottuu muutamasta kiloampeerista aina n. 300 ka asti. 3.5 Lumimyrskyt Lumimyrskyjen synnyn kannalta kaikkein tärkein säätekijä on lämpimän ilman advektio, joka tuottaa nousuliikettä. On havaittu, että jo 5 cm/s nousuliike paksuhkossa troposfäärin kerroksessa saa aikaan kohtalaista sadetta. Muiksi tärkeiksi tekijöiksi ovat osoittautuneet troposfäärin yläosassa sijaitsevan suihkuvirtauksen sisäänvirtausalueen oikea puoli, diabaattiset prosessit (rajakerroksen kokonaissäteily, havaittavan ja sidotun lämmön vuot) ja matalapaineen syvenemiseen liittyvä noste (Mote et al. 1997). Myös epäsuora kiertoliike, joka esiintyy diffluentissa virtauksessa suihkuvirtauksen nk. exitalueella yhdistettynä lähellä sijaitsevaan solaan, on tärkeä voimakkaan lumisateen kehityksen edistäjä (kuvat 3.4 ja 3.5). Nämä ylätroposfäärin virtaukseen liittyvät elementit yhdessä alimman ilmakehän prosessien, kuten kylmän ilman pakkautumisen,

27 rannikon lähellä voimistuvien rintamien ala-ilmakehän suihkuvirtauksen kehityksen kanssa voivat voimistaa matalapaineen syvenemistä ja vaarallisen talvisään kehitystä (Uccellini & Kocin, 1987). Kuva 3.4. Kaavakuva kylmän ja lämpimän rintaman sijainnista, korkean ja matalan keskuksista, meren pinnan tason isobaareista (pisteviiva), sateesta (varjostus hiutaleet lunta, pisteet vettä), yläsolasta (piste-katkoviiva) ja suihkuvirtauksista (tumma varjostus) tyypillisen runsaslumisen säätilanteen yhteydessä. (Uccellini & Kocin, 1987). NVA kon max suihkuvirtaus div PVA Sisäänvirtausalue Ulosvirtausalue div min kon PVA NVA Kuva 3.5. Luonnos suihkuvirtauksen sisään- ja ulosvirtausalueeseen liittyvästä ageostrofisesta kiertoliikkeestä (Uccellini & Kocin, 1987). Ulosvirtausalueen vasemmalla puolella (left exit region) ja sisäänvirtausalueella (right entrance region) on positiivista pyörteisyyttä (PVA), joka voimistaa sääilmiöitä.

28 Jotta sade tulisi lumena, on lämpötilan luonnollisesti oltava riittävän alhainen. Jääkiteitä alkaa syntyä -10 C kylmemmissä lämpötiloissa. Synnyttyään jääkiteet kasvavat aluksi diffuusion vaikutuksesta. Diffuusiokasvu on nopeaa, jos ilma on jään suhteen ylikyllästynyttä ja pilvessä on alijäähtynyttä vettä. Jääkiteiden diffuusiokasvunopeus riippuu voimakkaasti lämpötilasta. Kasvu nopeutuu lämpötilan laskiessa ja saavuttaa maksiminsa noin -15 asteen tuntumassa. Tämän jälkeen kasvunopeus pienenee lämpötilan laskiessa. Hiutaloitumisessa kaksi tai useampia jääkiteitä tarttuu toisiinsa muodostaen lumihiutaleen. Mitä monihaaraisempia kiteet ovat, sitä helpommin ne tarttuvat toisiinsa. Dendriittien ja yhdistelmäkiteiden keräystehokkuus on siis pylväsmäisiä levynmuotoisia jääkiteitä parempi. Hiutaloitumisen keräystehokkuus vaikuttaisi riippuvan paitsi kidetyypistä ja turbulenssista, myös lämpötilasta. Kuvassa 3.6 on luonnollisten lumihiutaleiden suurimmat halkaisijat lämpötilan funktiona. Kuvassa näkyy maksimi 0 ja -5 C välillä ja toinen pienempi maksimi -10 ja -15 C välillä. Lämpötilan noustessa yli 5 pakkasasteen kiteiden pinnat muuttuvat paremmin tarttuviksi. Pienempi maksimi liittynee kidetyypin vaikutukseen hiutaloitumisprosessissa, sillä dendriittien parhaat kasvuolosuhteet ovat -15 asteen tuntumassa ja ne hiutaloituvat muita hiukkastyyppejä tehokkaammin. Alle -20 asteen lämpötiloissa lumihiutaleiden koko pienenee niin, ettei hiutaloitumista voida enää havaita. Orografian aiheuttama pakotettu nousuliike voimistaa sadetta. Esimerkiksi Salpausselkien tuulenpuolelle muodostuu sademäärän maksimialueet. Vastaavasti suojanpuolella sademäärät pienenevät. Rannikkokonvergenssi vaikuttaa loka huhtikuun sademääriin Suomessa huomattavasti. Sen vaikutus sademäärään on suurimmillaan kohtisuoraan mereltä maalle puhaltavilla tuulilla, jolloin sademäärä on 20 km rannikolta sisämaahan päin ulottuvalla vyöhykkeellä noin 30 % isompi kuin keskimäärin (Solantie ja Pirinen, 2006). Näin ollen Etelä- ja Lounais-Suomen alueella rannikkokonvergenssin vuoksi sademääriä lisääviä tuulen suuntia ovat suunnat kaakosta länteen ulottuvalla sektorilla.

29 Kuva 3.6. Luonnollisen lumihiutaleen suurin halkaisija lämpötilan funktiona. Lämpötila on havaittu hiutaleen keräyspaikalla. Ruksit ovat lentokoneesta ilmasta kerättyjä hiutaleita ja ympyrät maan pinnalta kerättyjä hiutaleita (Hobbs, 1973 julkaistu kirjassa Puhakka, 1995). 3.6 Jäätävät sateet Jäätävässä sateessa sadepisarat ovat alijäähtyneitä, eli niiden lämpötila on nollan alapuolella, mutta niiden olomuoto on silti nestemäinen. Ilmakehässä alijäähtynyt vesi ei ole harvinaista, koska tiivistymisytimiä on yleensä ilmassa paljon enemmän kuin jäätymisytimiä. Täten ilman lämpötilan laskiessa vesihöyry tiivistyy pikkupakkasilla usein nestemäisiksi, alijäähtyneiksi pilvipisaroiksi. Vielä -10 asteen lämpötilassa lähes puolet pilvistä muodostuu nestemäisistä pilvipisaroista. Lämpötilan laskiessa -20 asteen alapuolelle pilvet muodostuvat useimmiten kokonaan tai suurimmaksi osaksi jääkiteistä.

30 Suomessa jäätävät sateet esiintyvät tyypillisesti tilanteessa, jossa Atlantilta Skandinaviaan ja Suomeen saapuva matalapaine tai Skandinaviaa viistävä Jäämerelle liikkuva matalapaine tuo mukanaan lämmintä ja kosteaa ilmaa. Suomen yllä tämä ilma kohtaa Suomessa vallitsevan kylmemmän ilmamassan, joka taas on usein peräisin Jäämereltä tai Venäjän suunnasta. Tämä luo otollisen tilanteen jäätävien sateiden synnylle, kun kylmän ilman päälle tulee lämmin ja kostea ilmakerros. Suomessa tyypilliset kertymät ovat millien kymmenyksiä tai korkeintaan millejä. Sen sijaan Kaakkois-Kanadan ja Koillis-Yhdysvaltojen pahimmissa jäämyrskyissä jäätä kertyy rakenteisiin useiden senttimetrien paksuudelta, paikoin jopa yli 7 senttiä (3 tuumaa). Jäätävän sateen synnylle tunnetaan kaksi tapaa. Törmäys-yhdistymisprosessissa alijäähtyneistä nestemäisistä pilvipisaroista muodostuneessa pilvessä pilvipisarat kasvavat suuremmiksi törmäilemällä toisiinsa ja täten yhdistymällä. Pilvipisarat jatkavat kasvamistaan niin kauan kunnes niiden paino voittaa pilvessä vallitsevan nousuvirtauksen, ja ne putoavat pilvestä sateena maahan. Tässä prosessissa pisarat pysyvät koko ajan nestemäisinä, joten olomuodon muutoksia ei tapahdu. Törmäysyhdistymisprosessissa ei useimmiten synny kovinkaan suuria pisaroita, joten tätä kautta saatu jäätävä sade on useimmiten tihkusadetta. Toinen jäätävän sateen syntytapa on jääkideprosessi ja sulamiskerros. Sekapilvessä eli sekä alijäähtyneistä nestemäisistä pilvipisaroista että kiinteässä olomuodossa olevista jääkiteistä muodostuneessa pilvessä tapahtuu jääkideprosessi. Tässä prosessissa alijäähtyneiden pilvipisaroiden sisältämä nestemäinen vesi muuttuu jääkiteiksi, ja koko pilvi muuntuu jääkidepilveksi. Samaan aikaan uutta alijäähtynyttä vettä tiivistyy, ja jääkiteet jatkavat kasvamistaan. Kasvu jatkuu jälleen siihen saakka, kunnes jääkiteen paino ylittää pilvessä vaikuttavan nousuliikkeen ja kiteet alkavat pudota kohti maata. Jotta alkanut sade voisi muuttua jäätäväksi, täytyy näiden kiinteiden jääkiteiden, eli tilanteesta riippuen joko lumihiutaleiden, -jyvästen, tai rakeiden kohdata ennen maanpinnan saavuttamista lämpimämpi ilmakerros. Tässä lämpimämmässä ilmakerroksessa eli sulamiskerroksessa ilman lämpötila on nollan yläpuolella ja saapuessaan siihen jääkiteet sulavat vedeksi. Tämän sulamiskerroksen jälkeen sadepisarat kohtaavat vielä ennen maanpintaa kylmän ilmakerroksen, jossa ne

31 alijäähtyvät. Jääkideprosessin ja sulamiskerroksen kautta voi syntyä myös isoja pisaroita, joten syntynyt jäätävä sade voi olla tyypiltään vesi- tai tihkusadetta. Jäätävien sateiden analysointi edellyttää ilmakehäluotauksista saatavien lämpötila- ja kosteustietojen käyttöä. Luotausten perustella jäätävien sateiden esiintymistiheydet voidaan jakaa kahteen tyyppiin: 1) lämpötila on kaikilla korkeuksilla pakkasen puolella eikä sulamiskerrointa ole, 2) maanpinnan yläpuolella on sulamiskerros. Ensimmäisestä tilanteesta on esimerkkinä kuva 3.7. Toinen tämän kaltaisille tilanteille tyypillinen piirre on kosteuden pysyminen matalassa kerroksessa (tässä tapauksessa alle 850 hpa). Sade syntyy tässä pinnan läheisessä kerroksessa törmäys- ja yhdistymisprosessin kautta. Tällaisessa tilanteessa syntyy useimmiten jäätävää tihkusadetta. Jälkimmäisessä jäätävän sateen tilanteessa, jossa on sulamiskerros, (kuva 3.8) löytyy selkeä lämmin kerros noin 900 hpa:n tasolla. Sade voi syntyä lämpimän kerroksen yläpuolella aluksi kiinteässä olomuodossa jääkideprosessin kautta, lämpimässä kerroksessa lumi sulaa vedeksi ja pinnan läheisessä kylmässä kerroksessa se alijäähtyy, jolloin pinnalla havaitaan jäätävää vesi- tai tihkusadetta. Tässä luotauksessa pinnalla havaittiin jäätävää vesisadetta. Huffman ja Norman (1988) tutkivat jäätävän sateen syntymekanismeja ja luotauksia. Heidän mukaansa sulamiskerros löytyisi vain 30 % jäätävien sateiden tapauksista. Jäätävän sateen tapauksissa pintalämpötila vaihteli heillä -10 ja +6 asteen välillä. Rauber et al. (2000) on tutkinut jäätävistä sateista tehtyjä luotauksia ja selvittänyt lämpimän kerroksen tärkeyttä jäätävien sateiden synnylle. Tutkimuksen mukaan sulamiskerros löytyi jopa yli 80 prosentista tutkituista jäätävien sateiden luotauksista. Bernstein (2000) selvitti jäätävien sateiden paikallista esiintymistä Yhdysvalloissa sekä tuuliolosuhteita ja luotauksia. Tapaukset eriteltiin jäätävän sateen tyypin (jäätävä tihku, jäätävä vesisade, jääneulanen) perusteella. Lisäksi tutkittiin suuremman mittakaavan säätilannetta tapahtumahetkellä. Näiden avulla pyrittiin ymmärtämään paikallisten maksimi- ja minimikohtien syntyä.

32. Kuva 3.7. Ilmakehäluotaus tilanteesta, jossa ei ole sulamiskerrosta. Kyseessä on Jokioisten luotaus 11.12.1990 00 UTC. X-akselilla on lämpötila (-90 +40 C) ja pystysuorat siniset viivat ovat lämpötilan samanarvonkäyriä, y-akselilla on korkeus maanpinnasta ilmapaineen avulla ilmaistuna (1000 10 hpa), vieressä on sama myös metreinä (0 20 km), ja siniset vaakasuorat viivat ovat paineen tai korkeuden samanarvonkäyriä. Violetit käyrät ovat kyllästyssekoitussuhteen samanarvonkäyriä (0,1 32 g/kg). Vihreät käyrät ovat kuiva-adiabaatteja, siniset kostea-adiabaatteja. Mustat käyrät kuvaavat itse luotausta, oikealla on lämpötila, vasemmalla on kastepistelämpötila. Lämpötilan ja kastepistelämpötilan käyrien ollessa lähellä toisiaan ilma on kosteaa, ja kun ne ovat kaukana toisistaan, ilma on kuivaa.

33 Kuva 3.8. Ilmakehäluotaus tilanteesta jossa on sulamiskerros. Kyseessä on Jokioisten luotaus 5.11.1976 00 UTC. X-akselilla on lämpötila (-90 +40 C) ja pystysuorat siniset viivat ovat lämpötilan samanarvonkäyriä, y-akselilla on korkeus maanpinnasta ilmapaineen avulla ilmaistuna (1000 10 hpa), vieressä on sama myös metreinä (0 20 km), ja siniset vaakasuorat viivat ovat paineen tai korkeuden samanarvonkäyriä. Violetit käyrät ovat kyllästyssekoitussuhteen samanarvonkäyriä (0,1 32 g/kg). Vihreät käyrät ovat kuiva-adiabaatteja, siniset kostea-adiabaatteja. Mustat käyrät ovat itse luotaus, oikealla on lämpötila, vasemmalla on kastepistelämpötila. Lämpötilan ja kastepistelämpötilan käyrien ollessa lähellä toisiaan ilma on kosteaa, ja kun ne ovat kaukana toisistaan, ilma on kuivaa. Lisäksi esimerkiksi Cortinas (2000) ja Bendel & Paton (1981) ovat tutkineet jäätäviä sateita. Cortinas (2000) on esittänyt 15 vuoden jaksolta jäätävien sateiden klimatologian suurten järvien alueelta Koillis-Yhdysvalloista: paikallinen, kuukausittainen ja tuntijakauma sekä tyypillinen suuren mittakaavan säätilanne. Alue on kiinnostava, koska siellä on sattunut useita pahoja jäätäviä sateita.

34 Bendel & Paton (1981) selvittivät runsaiden jäätävien sateiden vaikutusta sähköyhtiöihin. He tutkivat paljon tuhoa ja taloudellisia tappioita aiheuttaneiden jäätävien sadetapausten klimatologiaa. Lisäksi he laskivat jäätävien sateiden todennäköisyyksiä eri alueille Yhdysvalloissa 4 SÄÄHÄIRIÖIDEN KLIMATOLOGIAA 4.1 Islannin matalapaineen alue Pohjoisen pallonpuoliskon kiertoliikkeeseen kuuluu kuusi varsin pysyvää ilmastollista piirrettä. Nämä ovat Azorien, Tyynenmeren ja Siperian (talvinen) korkeapaine ja Aleuttien, Aasian (kesäinen) ja Islannin matalapaine. Islannin matalapaine sijaitsee keskimäärin Islannin ja eteläisen Grönlannin välillä (60 N 65 N). Monissa tutkimuksissa on havaittu, että Islannin läheisyydessä syntyy matalapaineita erityisen paljon talviaikaan (esim. Pettersen, 1950, Whittaker & Horn, 1984; Serreze, 1995). On tavallista, että lounaasta ja etelästä Islannin tienoille saapuvat elinkaarensa lopussa olevat matalapaineet aktivoituvat uudelleen. Matalapaineen uudelleen syvenemistä ja kehitystä tapahtuu kylmässä ilmassa okludoituneiden matalapaineiden jälkipuolella, kun ne liikkuvat koilliseen kohden Huippuvuoria ja Barentsin merta. Grönlannin eteläkärjen läheisyydessä okludoituneisiin matalapaineisiin kehittyy sen sijaan uusia matalapaineen osakeskuksia, joista toiset liikkuvat Baffinin lahdelle ja toiset pitkin Grönlannin itäpuolta koilliseen. Grönlannin itäpuolen matalapaineet syvenevät herkästi, kun niihin virtaa kylmää arktista ilmaa. Kuvassa 4.1 vasemmalla näkyy keskimääräinen ilmanpaineen jakauma ja oikealla matalapaineiden lukumäärä kylmänä vuodenaikana (loka maalis) pohjoisella pallonpuoliskolla. Vastaava esitys lämpimästä vuodenajasta (huhti syys) on kuvassa 4.2. Kuvista 4.1 ja 4.2 näkyy myös se ilmastollinen piirre, että keskimäärin kylmänä vuodenaikana Fennoskandiassa vallitsevat melko voimakkaat länsituulet (läntinen geostrofinen virtaus) ja että lämpimänä vuodenaikana virtaus on heikkoa.

35 Kuva 4.1. Vasen: keskimääräinen pintapaineen (SLP) jakauma, oikea: leveyspiirillä painotettu matalapaineiden lukumäärä pohjoisella pallonpuoliskolla 100 tapauksen välein kylmänä vuodenaikana 1966 93 (Serreze et al., 1997). Pisteytetyllä alueella tapauksia on > 300. Serreze et al. (1997) ovat verranneet Islannin matalapaineiden syvenemisnopeutta ja syvyyksiä kaikkiin 30 N pohjoispuolella 1966 93 esiintyneisiin matalapaineisiin. Heidän mukaansa merellä ja mantereella havaittavien matalapaineiden ero on selvä: mereiset matalapaineet syvenevät nopeammin ja enemmän kuin mantereiset. Kuva 4.2. Kuten kuva 4.1, mutta lämpimänä vuodenaikana (huhti loka). (Serreze et al., 1997).

36 Islannin matalapaineen alueen eteläosan matalat syvenevät ja ovat syvyyksiltään varsin tavanomaisia merellisiä matalapaineita, mutta pohjoisosissa matalapaineet eivät ole niin syviä. Kuitenkin myös pohjoisosassa havaitaan nopeita syvenemistapauksia (pommeja): niitä on 10 20 % kaikista syvenemistapauksista (kuva 4.3). a) b) Kuva 4.3. Kylmän vuoden ajan jakaumat a) keskimääräinen matalapaineiden intensiteetti (10 5 mb m -2 ) ja b) syvenemistapausten > 6 mb (12h -1 ) prosentuaalinen jakauma verrattuna kaikkiin syvenemistapauksiin 30 N pohjoispuolella. Suorakulmio rajaa Islannin matalapaineen alueeksi kutsutun ilmastollisen ytimen. (Serreze et al., 1997) 4.2 Pohjois-Atlantin värähtely Pohjois-Atlantin värähtely eli NAO (Northern Atlantic Oscillation) liittyy koko pohjoisen pallonpuoliskon kiertoliikkeeseen (esim. Walker, 1924, van Loon & Rogers, 1978; Ostermeier & Wallace, 2003). Useimmat NAO-indeksin arvot perustuvat Azorien korkeapaineen ja Islannin matalapaineen väliseen paine-eroon. NAO-indeksi on keskimäärin suurimmillaan pohjoisen pallonpuoliskon talvella ja pienimmillään kesällä. Toisinaan Atlantilla havaittu perinteinen matala- ja korkeapaineiden jakauma voi kääntyä ylösalaisin siten, että Islannin tienoilla onkin korkeapaine ja Azoreilla matalapaine, jolloin NAO-indeksi on vahvasti negatiivinen.

37 NAO-indeksin positiiviseen vaiheeseen liittyy seuraavia ilmastollisia piirteitä: - Islannin ja Grönlannin seudun lämpötilat ovat keskimääräistä matalammat, - Pohjois-Euroopan lämpötilat ovat keskimääräistä korkeammat, - kuivuus pahenee Luoteis-Afrikassa ja Välimerellä. Lisäksi Carleton (1988) on jo 1980-luvun loppupuolella osoittanut, että Pohjois- Atlantilla on esiintynyt tavanomaista enemmän matalapaineita NAO-indeksin positiivisen vaiheen aikana ja että matalapaineita tavataan silloin keskimääräistä enemmän pohjoisilla leveysasteilla. NAO-indeksin negatiivisessa vaiheessa ilmastolliset pääpiirteet ovat: - Islannin ja Grönlannin seudun lämpötilat ovat keskimääräistä korkeammat, - Pohjois-Euroopassa on keskimääräistä kylmempää, - sateisuus lisääntyy Luoteis-Afrikassa ja Välimerellä. 4.3 Muutoksia ja vaihtelua pohjoisen pallonpuoliskon ilmastossa Keski- ja pohjoisleveysasteilla on viimeisen 30 vuoden aikana havaittu useissa tutkimuksissa muutoksia erityisesti talvi-ilmastossa: - merenpintapaine on laskenut Arktiksella jopa 4 hpa (Walsh et al., 1996) ja Islannin tienoilla noin 2,5 hpa - merenpintapaine on kohonnut Azoreilla keskimäärin noin 1,5 hpa ja kohoamista on tapahtunut myös Keski-Euroopassa, Himalajalla ja Tyynellä valtamerellä - otsonikerrosta vähentävä stratosfäärin polaaripyörre on tullut kylmemmäksi ja pidempi-ikäiseksi; toisin sanoen entistä vahingollisemmaksi (Waugh et al., 1999) - pintalämpötila on kohonnut Euraasiassa ja Amerikan pohjoisosissa (esim. Jones, 1994; Hurrell, 1995) - paikalliset sadevyöhykkeet ovat siirtyneet (Hurrell & van Loon, 1997) - meren ominaisuudet ovat muuttuneet Jäämerellä sekä Fennoskandiassa (esim. Grotefendt et al., 1998)

38 Serreze et al. (1997) mukaan aikasarjojen vertailu 30 60 N ja 60 N pohjoispuolen matalapaineiden kesken osoittaa, että pohjoisilla leveysasteilla kylmän vuoden ajan matalapaineiden määrät ovat lisääntyneet tasaisesti 1980-luvulta lähtien, sitä vastoin eteläisempien leveysasteiden matalapaineiden lukumäärät ovat vähentyneet (kuva 4.4). Kuva 4.4. Aikasarja kylmän vuodenajan matalapaineiden määrästä (1966/67 1992/93) leveyspiirin 60 N pohjoispuolella (pisteviivat) ja 30 60 N välillä (katkoviivat). Jotta kuuvaajat saatiin samaan kuvaan, 30 60 N havaittujen matalapaineiden lukumäärä jaettiin kahdella. (alkuperäinen lähde: Serreze et al., 1997) Edellä mainittuja seikkoja on pyritty selittämään Pohjois-Atlantin värähtelyssä tapahtuneilla muutoksilla ja pohjoisen pallonpuoliskon kiertoliikkeen vaiheella (NAM Northern Hemisphere annular mode) (kuva 4.5). Rogers & Mosley-Thompson (1995) ovat sillä kannalla, että lauhat talvet Skandinaviassa, Pohjois-Euroopassa, Venäjällä ja Keski-Aasiassa johtuisivat kuitenkin länsivirtauksen voimistumisesta ja matalapaineisiin liittyvien erittäin laajojen lämpimien sektorien saapumisesta näille pohjoisille seuduille.

39 Kuva 4.5. Joulu maaliskuun standardoidut tasoittamattomat keskimääräiset NAO- ja NAM-indeksit. Lineaariset trendit 1920 69 ja 1969 2000 on merkitty paksuin viivoin. Lineaarinen trendi 1949 1969 on merkitty ohuemmilla viivoilla (Ostermeier & Wallace, 2002). Korkeat positiiviset NAO-indeksin arvot viimeisinä vuosikymmeninä ja NAM-indeksin selvä positiivinen trendi ovat herättäneet keskustelua siitä, mistä talvi-ilmaston lämpeneminen johtuu. NAO-NAM trendiä on verrattu stratosfäärissä havaittuihin muutoksiin. Stratosfäärin tilan muuttumisen puolestaan tiedetään johtuvan kasvihuonekaasujen lisääntymisestä ilmakehässä (esim. Shindell et al., 1999) ja yläilmakehän otsonin tuhosta (Kindem & Christiansen, 2001). Uusimpien tutkimustulosten mukaan (esim. McCabe et al., 2001) keskileveysasteiden matalapaineiden määrä on vähentynyt ja vastaavasti pohjoisten leveysasteiden matalapaineiden määrä on kasvanut tilastollisesti merkittävästi jaksolla 1959 1997. Tämän lisäksi 30 N pohjoispuolella kaikkien matalapainemyrskyjen keskuspaineet ovat laskeneet, ts. myrskyt ovat entistä syvempiä. Muutokset matalapaineiden määrissä korreloivat positiivisesti pohjoisen pallonpuoliskon lämpenemisen kanssa ja tukevat hypoteesia, jonka mukaan ilmaston lämpeneminen voisi aiheuttaa myrskyratojen siirtymisen pohjoisemmaksi kuin ennen.

40 4.4 Lämpimät syöttövirtaukset Lämpimien syöttövirtauksien klimatologiaa on toistaiseksi tutkittu hyvin vähän. Eckhardt et al. (2004) klimatologinen tutkimus kattaa vuodet 1979 1993. Sen mukaan lämmin syöttövirtaus sijaitsee yleensä lähellä matalapaineen keskustaa ja sen keskimääräinen kosteussisältö lämpimässä syöttövirtauksessa on 7 12 g kg -1, mikä nostaa ilmakehän potentiaalilämpötilaa paikallisesti 15 22 K. Lähes kaikki tämä kosteus sataa alas syöttövirtauksen noustessa ylös. Pohjoisella pallonpuoliskolla lämmin syöttövirtaus saa alkunsa keskimäärin 25 N 45 N välillä. NAO-indeksin ollessa selvästi positiivinen lämpimiä syöttövirtauksia havaitaan 10 12 % enemmän kuin negatiivisen NAO-indeksin aikaan ja ne ulottuvat 10 pidemmälle pohjoiseen sekä 20 pidemmälle itään. 5 HAVAINTOAINEISTO JA MENETELMÄT Tuulet maa-alueilla Tässä tutkimuksessa maa-alueiden tuulien tutkimisessa hyödynnetään noin 20 eri puolilla Suomea olevaa havaintoasemaa (kuva 5.1), joilta on saatavilla yhtenäinen havaintoaikasarja vuosilta 1961 2000. Kaikkien havaintoasemien tuulen nopeudet on korjattu 10 metrin korkeuteen. Tutkimuksessa tarkastellaan kovia keskituulia, jolloin on todennäköisintä, että tuulet kuvaavat nimenomaan matalapaineen alueisiin ja myrskyihin liittyvää tuulisuutta, vaikka joku pienemmänkin mittakaavan ilmiö voi havaintojen joukossa olla. Koko aineiston tuulien alarajaksi on asetettu 11 m s-1. Yksi tuulitapaus on määritelty sellaisena hetkellisenä tai pitempikestoisena tilanteena, jona tuulen nopeus ylittää tietyt raja-arvot, tässä tutkimuksessa esimerkiksi 11 m s -1 ja 14 m s -1.

41 Muonio Rovaniemi Oulu Inari Sodankylä Kajaani Vaasa Kauhava Kuopio Joensuu Jyväskylä Kankaanpää Pori Jokioinen Utti Turku Kotka Helsinki-Vantaa Kuusamo Kuva 5.1. Maatuulitilastoa laadittaessa käytetyt asemat. Myrskymatalapaineet ja tuulet merisääasemilta Myrskyjä tarkasteltaessa on käytetty kahta erimittaista ja erisuuruista synoptista havaintoaineistoa. Kummassakaan näistä tuulihavaintoja ei ole korjattu vastaamaan tiettyä korkeutta maanpinnalta. Aikasarja-analyysia laadittaessa käytettiin suppeaa, neljä merisääasemaa kattavaa aineistoa tammikuusta 1960 lokakuuhun 2007. Mukana olivat meriasemat Korppoo, Nyhamn, Mustasaari ja Kotka (tilasto I). Näiden ominaisuudet ovat pysyneet likipitäen samoina kautta vuosikymmenten, ja ne ovat myös olleet toiminnassa tauotta. Myrskyjä tarkasteltiin sekä kymmenen minuutin keskituulen voimakkuuksien että myrskymatalapaineiden määrien mukaan. Myrskyrata-analyysiä varten tarvittiin tieto jokaisesta Suomeen tulleesta ja myrskytuulia aiheuttaneesta myrskymatalapaineesta. Näin ollen kaikki myrskytuulihavainnot nähtiin yhtä tärkeiksi. Tilasto II laadittiin vuosikymmenittäin vuodesta 1959 alkaen, ja samalla seurattiin asemamäärissä tapahtuneita muutoksia.

42 Mittareiden sijaintikorkeuksia ei otettu huomioon, eikä myöskään mittariverkostossa tapahtuneita teknisiä muutoksia. Myrskyjä tarkasteltiin eri luokissa: myrskyt = kymmenen minuutin keskituuli vähintään 21 ms-1, voimakkaat myrskyt = vähintään 25 ms-1 ja ankarat myrskyt = vähintään 28 ms-1. Lisäksi tarkasteltiin laajojen (usealla asemalla havaittujen) ja voimakkaiden myrskyjen esiintymisfrekvenssejä ja tuulen suunnissa tapahtuneita muutoksia. Tilaston III perusteella laadittiin myrskyrataanalyysit ja myrskytyyppiluokitus käyttäen Wetterzentralen karttasarjoja (pintapaine, 500hPa painepinnan korkeus, 850hPa painepinnan lämpötila, 700hPA painepinnan kosteus) menneistä säätilanteista. Maasalamat Suomessa Ilmatieteen laitoksen salamahavaintoaineisto sisältää salamanpaikannustietoa vuodesta 1998 (ja heikkolaatuisempana vuodesta 1987) lähtien. Jaksolla 1998 2001 paikannin koostui viidestä IL:n omasta anturista, jolloin havaintoalueena oli koko Suomi pohjoisinta Lappia lukuun ottamatta. Vuodesta 2002 lähtien havaintoverkko on toiminut yhteistyössä Norjan ja Ruotsin vastaavien verkkojen kanssa, mikä on parantanut havaintotehokkuutta ja paikannustarkkuutta, sekä laajentanut havaintoaluetta huomattavasti. Tutkittu jakso käsittää vuosien 2002 2007 salamoiden huippuvirrat ja voimakkaimmat yli 160 ka salamat. Huippuvirtoja tutkittaessa tulee huomata, että kyseessä on arvio, joka johdetaan anturien ilmoittamasta salamapulssin voimakkuudesta tiettyjen kokeellisten kaavojen perusteella. Kyseessä ei siis ole suoraan mitattu arvo. Huippuvirta-arviota voidaan kuitenkin pitää melko luotettavana, jos i) ko. salaman on havainnut riittävän suuri anturijoukko, ja ii) salama on esiintynyt riittävän lähellä salamanpaikantimen tehokasta havaintoaluetta. Nopea lumipeitteen kasvu Nopeaa lumipeitteen kasvua on tutkittu jaksolla 1965 2006 yhteensä 19 havaintoaseman avulla. Havaintoaineisto kattaa Satakunnan (viisi asemaa), Varsinais-

43 Suomen (viisi asemaa), Uudenmaan (viisi asema), Itä-Uudenmaan (yksi asema) ja Kymenlaakson (kolme asemaa). Itä-Uudeltamaalta valittiin vain yksi asema, sillä dataa on muilta asemilta saatavissa vain lyhyitä jaksoja. Kymenlaakson sademäärien ja lumipeitteen kasvun muutoksia olisi voitu tutkia jo vuodesta 1959 lähtien. Jotta sarjasta tuli vertailukelpoinen muiden maakuntien kesken, rajattiin Kymenlaaksonkin aineisto kattamaan vuodet 1965 2006. Kaikkien asemien tarkastelussa on ollut mukana myös sateen olomuoto aamu-, iltapäivä- ja iltahavainnosta. Koska lumipeitettä on mitattu valituissa mittauspaikoissa vain aamulla 06 UTC, lumipeitteen muutosta on seurattu vuorokauden tarkkuudella peräkkäisten aamuhavaintojen erotuksen avulla. Toisaalta näin saatua arvoa on verrattu aamuhavaintojen välissä tehtyyn vuorokauden sademäärähavaintoon kello 18 UTC. Tällä menetelmällä voidaan riittävällä tarkkuudella arvioida lumen nopeaa kinostumista sade- ja lumensyvyyshavaintojen avulla. Lumimyrskyt Tarkastelualue rajattiin maan etelä- ja lounaisosaan, Satakunnan, Varsinais-Suomen, Uudenmaan, Itä-Uudenmaan ja Kymenlaakson maakuntiin. Näistä maakunnista tutkimukseen valittiin ne havaintoasemat, jotka ovat viestittäneet koko kauden 1.1.1965 31.12.2005. Havaintoasemia oli 49 (5 merisääasemaa, 13 sääasemaa ja 31 sadeasemaa). Vaarallisen voimakkaan puuskatuulen nopeudeksi valittiin 28 ms -1. Tällaisten puuskanopeuksien tiedetään aiheuttavan vahinkoa rakenteille. Voimakkaaseen tuuleen yhdistettynä runsaan lumisateen rajaksi arvioitiin n. 15 20 cm (15 mm sademääränä mitattuna). Lumensyvyys arvioitiin peräkkäisten päivien aamumittausten (06 UTC - 06 UTC) erotuksena. Lumimyrskytilanteet analysoitiin Euroopan keskuksen (European Center for Medium Range Weather Forecast, ECMWF) ERA-40 aineiston sekä amerikkalaisen National Oceanic and Atmospheric Administration (NOOA) NEP/NCAR aineiston avulla.

44 Jäätävät sateet Ilmatieteen laitoksen ilmastotietokantaan tallennetuista synoptisista havainnoista (synop) haettiin kaikki tapaukset, jolloin oli havaittu jäätäviä sateita: synop-koodit 24, 56, 57, 66 ja 67. Hakuun otettiin mukaan kaikki tapaukset, jolloin vallitsevan sään koodi oli joku edellisistä. Käytetyillä hakukriteereillä saatiin yhteensä 14004 jäätävän sateen tapausta, jotka sijoittuivat yhteensä 109 eri havaintoasemalle. Aineistosta karsittiin pois epäedustavina kaikki maaseutuasemat, rannikolla tai merellä sijaitsevat automaattiasemat ja tunturien automaattiasemat. Lopulta sääasemista jäivät jäljelle kaksi Ilmatieteen laitoksen observatoriota ja 21 lentokenttää. Asemat jakautuvat melko tasaisesti ympäri Suomea; Itä-Uudenmaan ja Päijät-Hämeen maakuntaa lukuun ottamatta jokaisessa maakunnassa on yksi asema, Keski-Suomessa ja Pohjois-Pohjanmaalla peräti kaksi asemaa. Lappiin jäi vain neljä kelvollista asemaa, joten verkko on harva, eikä esimerkiksi käsivarresta saada lainkaan havaintoja. Vaikka havaintoasemista karsittiin 88 prosenttia, jäi suuresta 14004 kappaleen havaintomäärästä jäljelle 8251 kappaletta, eli noin 59 prosenttia. Suomessa vallinnut suursäätilanne silloin, kun Suomessa on esiintynyt jäätäviä vesi- tai tihkusateita, määritettiin Euroopan keskuksen uusanalysointi-ajojen (ECMWF: ERA- 40) avulla. Apuna käytettiin myös Ilmatieteen laitoksen sääsatelliittikuvien arkistoa, josta etsittiin sääsatelliittien (Meteosat ja NOAA) ottamia kuvia. Suomen kolmen luotausaseman eli Jokioisten, Jyväskylän ja Sodankylän luotauksia tutkittiin niiltä ajanhetkiltä, jolloin on tullut jäätävää sadetta. Wyomingin yliopiston internetsivulta (http://weather.uwyo.edu/upperair/sounding.html) löytyvät luotaukset vuodesta 1973 asti. Sopivia luotauksia on ajanjaksolla 1973 2004 Jokioisista yhteensä 74, Jyväskylästä vuosilta 1973 2004 yhteensä 96, ja Sodankylästä jaksolta 1973 2006 yhteensä 58. Koko aineistoksi saatiin täten 228 luotausta. Luotauksia lajiteltiin kahteen ryhmään sen perusteella, onko luotauksesta havaittavissa sulamiskerrosta, eli kerrosta jossa ilman lämpötila on suurempi kuin nolla astetta.

45 6 TULOKSET 6.1 Tilastoja maa-alueiden kovista tuulista Mittausten perusteella tuulisinta on rannikoilla ja niiden läheisyydessä sekä sisävesillä. Useimmin koville tuulille alttiina ovat eteläisen Suomen läntisimmät osat. Sisämaassa keskituuli ei juuri ylitä 17 m s -1, mutta laajoilla järvenselillä ja peltoaukeilla tai esimerkiksi tuntureiden huipuilla voidaan havaita myös voimakkaita tuulia. Tuulimittauksien mukaan tuulisuus ei ole lisääntynyt koko Suomea tarkasteltaessa jaksolla 1961 2000, mutta vuosikymmenten välillä on selvää vaihtelua. Erityisesti 70- luvulta 80-luvun puolenvälin tienoille on ollut keskimäärin tuulisinta. Vuosi 1975 on ollut tämän jakson tuulisin vuosi (kuva 6.1 ja 6.2). 180 Tuulitapausten lukumäärä maa-asemilla 160 140 120 100 80 60 40 20 0 1961 1962 1963 1964 1965 1966 1967 1968 1969 1970 1971 1972 1973 1974 1975 1976 1977 1978 1979 1980 1981 1982 1983 1984 1985 1986 1987 1988 1989 1990 1991 1992 1993 1994 1995 1996 1997 1998 1999 2000 Vuosi Kuva 6.1. Yli 11 m s -1 tuulitapausten lukumäärät vuosittain maa-asemilla Suomessa.

46 Tuulitapausten lukumäärän poikkeama keskiarvosta maa-asemilla 13,0 11,0 9,0 7,0 5,0 3,0 1,0-1,0-3,0-5,0 1961 1962 1963 1964 1965 1966 1967 1968 1969 1970 1971 1972 1973 1974 1975 1976 1977 1978 1979 1980 1981 1982 1983 1984 1985 1986 1987 1988 1989 1990 1991 1992 1993 1994 1995 1996 1997 1998 1999 2000 Vuosi Kuva 6.2. Yli 14 ms -1 tuulitapausten lukumäärien poikkeamat 40 vuoden keskiarvosta vuosittain maa-asemilla Suomessa. Kun tuulisuutta tarkastellaan alueittain, havaitaan, että eteläisen ja pohjoisen Suomen välillä on kuitenkin eroja. Kuvaan 6.3 piirrettyjen tuuli-indeksien (poikkeama keskimääräisestä) mukaan pohjoisessa tuulisuus on viime vuosikymmeninä vähentynyt, kun taas etelässä se on pysynyt ennallaan. 250 200 tuuli-indeksi 150 100 50 0 1961 1964 1967 1970 1973 1976 1979 1982 vuodet 1985 1988 1991 1994 1997 2000 Kuva 6.3. Ohuella mustalla viivalla on kuvattu eteläisen Suomen tuulisuutta ja paksulla mustalla viivalla pohjoisen Suomen tuulisuutta. Pitkän ajan trendien mukaan pohjoisessa tuulisuus olisi vähentynyt, kun taas etelässä tuulisuus on pysynyt lähes ennallaan.

47 6.2 Tilastoja myrskyistä perustuen meriasemahavaintoihin Pitkä suppea aikasarja - tilasto I Valtaosa Suomen myrskyistä on sellaisia, että jollakin merisääasemalla havaitaan tuulta 21 24 ms-1(kuva 6.4). Noin 13,5 % myrskyissä tuulee tätäkin kovempaa. Puhuttaessa voimakkaasta myrskystä tarkoitetaan tapausta, jolloin jollakin Suomen meriasemalla on havaittu myrskyä 25 ms-1 10 minuutin keskituulena mitattuna. Ankara myrsky on jo harvinainen: silloin merellä tuulee vähintään 28 ms-1 10 minuutin keskituulena mitattuna. 45 % 40 % 35 % 30 % 25 % 20 % 15 % 10 % 5 % 0 % 21 22 23 24 25 26 27 28 29 30 31 32 m/s Kuva 6.4. Kuvaaja esittää myrskyjen aikana havaittujen suurimpien kymmenen minuutin keskituulien jakaumaa tilastoon I perustuen. Tyypillisimmin myrskyjen maksimituuli-havainnot ovat olleet 21 24 ms -1. Noin 2,6 % tapauksista on tuullut vähintään 28 ms -1. Pitkän aikasarjan perusteella voidaan sanoa, että jaksolla 1960 2007 myrskyisintä on ollut 1970- ja 1990-luvuilla (kuvat 6.5 ja 6.6).

48 havaintojen lkm 60 50 40 30 20 10 0 1960 1965 1970 1975 1980 1985 1990 1995 2000 2005 vuodet 40 35 30 25 20 15 10 5 0 myrskymatalapaineiden lkm Kuva 6.5. Tilaston I myrskyhavaintojen (minimi 10 min keskituuli 21 ms -1 ) määrä harmailla palkeilla ja myrskymatalapaineiden lukumäärä sinisellä. Kuvaan lisäksi piirretty tasoitettu käyrä. LKM 18 16 14 12 10 8 6 4 2 0 1960 1964 1968 1972 1976 1980 1984 1988 1992 1996 2000 2004 VUOSI Kuva 6.6. Kaikki jakson 1960 2007 lokakuu aikana 4 asemalla (Korppoo, Nyhamn, Mustasaari ja Kotka) havaitut myrskytuulet (valkoiset palkit) sekä voimakkaiden (vähintään 25 ms -1 ) myrskytuulihavaintojenmäärä (tummat palkit). Vuosikymmenet tilasto II Vuosikymmenten välillä havaintoasemien määrät ovat muuttuneet suuresti. Kun vielä 1960- ja 70-luvulla voimakkaimmat myrskyt havaittiin 14 16 meriaseman avulla, 1980- ja 1990-luvulla toimivia asemia on parhaimmillaan ollut 29 34 kappaletta (kuva 6.7). Mielenkiintoista on huomata, että havaittujen myrskytuulia tuottaneiden matalapaineiden määrät eivät ole kasvaneet tasaisesti samassa suhteessa asemamäärien kanssa. Pitkän ajan suunta on kuitenkin sama: myrskyt ovat lisääntyneet ja niin ovat asemamäärätkin.

49 Kuva 6.7. Myrskyjen ja niitä havainnoineiden asemien määrä eri vuosikymmeninä. Kaikkien myrskyjen (musta viiva), voimakkaiden myrskyjen (punainen viiva) ja voimakkaiden-laajojen myrskyjen (vihreä) määriä. Meriasemien määrä on esitetty sinisellä. Jakso 1959 1969 Jaksolla 1959 1969 havaittiin 14 aseman avulla 94 myrskyä. Näistä 9 oli voimakasta, eli myrskytuuli saavutti vähintään yhdellä meriasemalla 10 minuutin keskituulen nopeuden 25 ms -1. Laajoiksi näistä kaikista voimakkaista myrskyistä voidaan katsoa 5 tapausta, eli noin 5 % kaikista myrskyistä 1959 1969 oli sekä laajoja että voimakkaita. Voimakkaat myrskyt sattuivat syys- ja maaliskuun välisenä aikana, ja eniten niitä havaittiin marras- ja helmikuussa. Vain kahdessa myrskyssä keskituuli oli voimakkuudeltaan vähintään 28 ms -1, ja toisessa näistä myrskyistä tuuli ylsi lukemaan 30 ms -1. Puuskaisuuden kannalta 30 ms -1 keskituuli voi pahimmillaan tarkoittaa 39 42 ms -1 myrskypuuskia. Jakso 1970 1979 Jaksolla 1970 1979 havaittiin 16 aseman avulla 143 myrskyä, joista 24 oli voimakasta. Laajoiksi näistä kaikista voimakkaista luokiteltiin 4 myrskyä. Siten vain noin 3 % kaikista myrskyistä vuosina 1970 1979 oli sekä laajoja että voimakkaita. Voimakkaat myrskyt sattuivat heinä- ja huhtikuun välisenä aikana ja eniten niitä havaittiin syyskuussa ja marraskuusta tammikuuhun. Kolmessa myrskyssä keskituuli oli voimakkuudeltaan vähintään 28 ms -1 ja kahdessa näistä myrskyistä tuuli ylsi lukemaan 31 ms -1. Puuskaisuuden kannalta 31 ms -1 keskituuli voi pahimmillaan tarkoittaa 40 44 ms -1 myrskypuuskia.

50 Jakso 1980 1989 Jaksolla 1980 1989 havaittiin 29 asemalla yhteensä 158 myrskyä, joista 33 oli voimakasta. Laajoja ja voimakkaita myrskyjä Suomeen saapui 18 kpl, eli noin 11 % kaikista 80-luvun myrskyistä oli vaikutusalaltaan laajoja. Yksi laajoista voimakkaista myrskyistä 1980-luvulla koettiin heinäkuussa. Muuten myrskyt ovat sattuneet välille syyskuusta maaliskuuhun siten, että eniten laajoja ja voimakkaita myrskyjä on esiintynyt joulu- ja maaliskuun aikana. Vähintään 28 ms -1 tuulen nopeuksia on mitattu 8 myrskyssä (5 % kaikista 80-luvun myrskyistä), joista viidessä (3 % kaikista 80-luvun myrskyistä) tuuli ylimmillään 10 minuutin keskituulena mitattuna 29 ms -1. Puuskaisuuden kannalta 29 ms -1 voi pahimmillaan tarkoittaa 38 41 ms -1 myrskypuuskia. Tilaston II valossa 80-luku vaikuttaa varsin myrskyisältä, vaikka ääriarvoja tarkasteltaessa ja yksittäisiä myrskyjä tarkasteltaessa 1970-luku on ollut tuulisin vuosikymmen sekä tilaston I että maatuulitilaston mukaan. Jakso 1990 1999 Jaksolla 1990 1999 merisäähavaintoasemia oli parhaimmillaan 40 kpl. Näiden perusteella Suomeen saapui 205 myrskyä, joista 44 oli voimakasta. Muutama voimakas myrsky havaittiin vain yhdellä asemalla yhtenä ainoana havaintohetkenä, mutta myös nämä on laskettu mukaan voimakkaisiin myrskyihin. Voimakkaat myrskyt sattuivat erityisesti tammikuussa, jolloin niitä on yhteensä havaittu 10 kpl. Myös loka-, marras-, ja joulukuut ovat olleet erityisen myrskyisiä. Kaiken kaikkiaan voimakkaita myrskyjä on havaittu heinäkuusta huhtikuuhun. Voimakkaista myrskyistä 24 oli myös laajaalaisia, mikä edustaa noin 12 % kaikista 90-luvun myrskyistä. Yhteensä 4 myrskyssä (2 % kaikista myrskyistä 1990-luvulla) mitattiin tuulta 28 ms -1 ja 3 myrskyssä (1 % kaikista myrskyistä 1990-luvulla) tuuli 29 ms -1, jolloin puuskat teoriassa ovat pahimmillaan voineet olla 38 41 ms -1.

51 Tuulen suunnissa on kaikkia myrskyjä tarkasteltaessa tapahtunut yksi selvä muutos viimeisten vuosikymmenten aikana. Pohjoisten myrskytuulten määrä on vähentynyt jyrkästi (kuva 6.8), vaikka asemamäärät ovat kasvaneet (kuva 6.7). Selvää trendiä muiden ilmansuuntien suhteellisten osuuksien suhteen ei ole havaittavissa muilla kuin pohjoisilla myrskyillä, jolloin tarkoitetaan suunnasta 350 20 puhaltaneita myrskytuulia. Prosentti 35 30 25 20 15 10 5 0 60-luku 70-luku 80-luku 90-luku Vuosikymmen Kuva 6.8. Pohjoismyrskytuulien prosentuaaliset osuudet kaikista myrskytuulten väli- ja pääilmansuunnista eri vuosikymmeninä. Huolimatta siitä, että havaintoasemien määrä on kasvanut, pohjoisten myrskytuulten määrät ovat vähentyneet yli 10 prosenttia 1960-1980-lukujen saatossa. Sen sijaan 1980 1990 lukujen suhteen ei enää ole tapahtunut muutosta, vaan pohjoismyrskyjä on esiintynyt noin 20 % kaikista myrskyistä. Myrskyradat Myrskyratoja määriteltäessä on käytetty tilastoa II, jota on jatkettu muutamalla vuodella 2000-luvun puolelle. Myrkyistä on poimittu tarkasteltaviksi kaikki useammalla kuin yhdellä asemalla havaitut voimakkaat myrskytapaukset päivämäärineen. Yhteensä on käyty läpi 87 kappaletta erilaista voimakkaan myrskyn kehitystä. Selkeimmät tapaukset on jaettu luokkiin (taulukko 6.1), joille on pyritty antamaan liikettä tai alkuperää kuvaavia luokkanimiä: Lounainen, (suoristuva) Länsivirtaus, Laaja matalapaine, Yhdistelmä, Grönlanti ja Arktinen. Pelkistettynä myrskyjen reittejä voi kuvata viivoilla (kuva 6.9).

52 Kuva 6.9. Voimakkaiden myrskyjen reitit pelkistettyinä. Reitit: tumma sininen = arktinen matalapaine; keltainen = länsivirtaus; siniharmaa = yhdistyvät matalapaineet; sähkönsininen = Grönlannin lähistön matalapaineet ja turkoosin sininen = lounaiset ja eteläiset matalapaineet. Lukumäärä tutkittuja tapauksia 16 14 12 10 8 6 4 2 0 Lounainen Länsivirtaus Laaja matalapaine Yhdistelmä Grönlanti Arktinen 0 1960 1970 1980 1990 2000-2002 Vuosikymmenet tai vuodet Kuva 6.10. Tilaston II mukaiset eri myrskyluokkien määrät vuosikymmenittäin. Melko hyvin luokkiin sopivia myrskyjen kehitystapahtumia oli 76 kpl (kuva 6.10). Hieman hankalammin selitettävät myrskytapaukset, joita jäi 11 kappaletta, liittyivät toisaalta kesätilanteisiin, toisaalta rintamiin ja paikallisiin ilmiöihin.

53 Taulukko 6.1. Kuvaukset myrskyradoista. Lounainen Lounaasta saapuu lämpimien merien vaikutuspiirissä ollut pieni pintamatala tai - sola pohjoisempien matalapaineiden läheisyyteen. Se siirtyy n. 50 N pohjoispuolella pohjoisempia matalapaineita kuljettavan suihkuvirtauksen vasemman etureunan puolelle (LEX=left exit region) ja kehittyy nopeasti myrskyksi. Länsivirtaus Kanadan pohjoisosista 55 N-60 N liikkuu matalapaine ensin Baffinin lahdelle, ohittaa Grönlannin eteläkärjen ja jatkaa "suoraan" Suomeen. Matkallaan Pohjois- Atlantilla se muuntuu ja saapuu Suomeen myrskynä. Laaja matalapaine Laajat matalapaineet sijaitsevat Pohjois-Atlantilla ja ovat halkaisijaltaan noin 3000 km ja niissä on usein hetkellisesti useita osakeskuksia, jotka sitten sulautuvat yhdeksi matalan keskukseksi ja mahdollisesti yhä hajoavat 2-3 osakeskukseen. Myrskytuulet puhaltavat laajalti Keski- ja Pohjois-Euroopassa. Yhdistelmä Toisaalta useimmat matalapaineet ovat yhdistelmiä, mutta nämä ovat selkeästi etelästä tai lounaasta saapuneiden matalapaineiden ja pohjoisesta saapuneiden ylä- ja pintamatalaparien yhdistelmiä 20 W-20 E ja 50 N-65 N välillä. Grönlanti Arktinen Vahva pintakorkea sijaitsee Brittein saarten lähistöllä, voimakas suihkuvirtaus ulottuu Grönlannin tienoilta (toisinaan yli Grönlannin) hieman länteen ja sen jälkeen kaakkoon yli Skandinavian kohden Keski-Eurooppaa, ylämatala on Barentsin meren lähistöllä. Tällöin Grönlannin eteläkärkeen saapuvien tai siellä kehittyvien matalapaineiden on koukattava ensin pohjoiseeen ja sen jälkeen 0 E tienoilta kaakkoon poikki Suomeen. Pintamatala tulee suoraan napa-alueelta Grönlannin itäpuolitse noin 0 E tienoille Pohjois-Atlantille ja suuntaa sieltä kaakkoon poikki Suomen nopeasti. Suomen voimakkaiden myrskyjen valossa näyttää siltä, että laajojen matalapaineiden aiheuttamien myrskyjen määrä on kasvanut tasaisesti 1960-luvulta lähtien. Itse asiassa, kun aineisto analysoitiin toistamiseen, laajoiksi matalapaineiksi osoittautui aiempaa useampi matalapaine. 6.3 Jakson 2002 2007 voimakkaimmat maasalamat Taulukossa 6.2 on esitettynä jakson 2002 2007 voimakkaiden maasalamoiden (huippuvirran itseisarvo vähintään 160 ka) lukumäärät, prosenttiosuudet sekä huippuvirran suurin arvo kunakin vuonna Suomessa. Yleensä voimakas maasalama tulisi keskimäärin havaita useammalla anturilla kuin heikompi salama. Kuitenkin aineisto sisältää useita yli 160 ka salamoita, jotka on paikannettu ainoastaan kahden tai kolmen anturin avulla (minimivaatimus on kaksi, jotta paikannus voidaan ylipäätään tehdä). Lisäksi hyvin usein vuoden voimakkain salama on juuri tällainen muutamalla anturilla paikannettu. Syy tähän ei ole täysin

54 selvä, mutta se voi johtua esim. anturigeometriasta. Tämän vuoksi tällaisten paikannusten huippuvirtoihin on syytä suhtautua varauksella, eli ne hyvin todennäköisesti ovat yliarvioita. Taulukossa 6.2 ilmoitetut huippuvirran maksimiarvot perustuvat paikannuksiin, jotka on tehty vähintään 5 anturin havainnoista, jolloin arvojen voidaan olettaa olevan hieman luotettavampia. Taulukko 6.2. Jaksolla 2002 2007 paikannetut voimakkaat maasalamat Suomessa. N = vähintään 160 ka salamoiden lukumäärä, P = prosenttiosuus kaikista maasalamoista, I max = vuoden suurin huippuvirran arvo (vähintään viiden anturin havainnoista), SAL = kaikkien maasalamoiden lukumäärä Suomessa. Vuosi N P I max SAL 2002 23 0.02 % +216.2 ka 122563 2003 22 0.01 % -207.4 ka 221136 2004 41 0.03 % -290.1 ka 133189 2005 17 0.03 % +223.3 ka 66834 2006 22 0.03 % +304.5 ka 66064 2007 13 0.02 % +211.6 ka 57391 Jos tarkastellaan voimakkaiden maasalamoiden osuuksia (P) vuosittaisista salamamääristä (taulukko 6.2), havaitaan, että osuus on samaa suuruusluokkaa vuodesta toiseen, noin 0.02 %. Koska P on laskettu kaikkien havaintojen perusteella (eli mukaan lukien myös 2 3 anturin havainnot), voidaan P ajatella suurimpana esiintymistodennäköisyytenä.

55 Kuva 6.11. Kaikki jakson 2002 2007 voimakkaat maasalamat (138 kpl) Suomessa: piste edustaa negatiivista ja plus-merkki positiivista maasalamaa.

56 Vuosi 2003 eroaa muista vuosista: vuotuinen salamamäärä oli suuri (yli 200 000), mutta ko. vuonna paikannuksista hyvin suuri osa oli tulkittu heikoiksi (alle 10 ka) positiivisiksi salamoiksi. Tutkimusten perusteella on melko varmaa, että ainakin huomattava osa näistä on todellisuudessa ollut pilvisalamoita, jotka on virheellisesti tulkittu maasalamoiksi paikantimen löyhempien asetusten takia. Jos vuoden 2003 aineistosta karsitaan pois nämä alle +10 ka salamat, saadaan vuodelle 2003 P = 0.02 %, joka on mitä luultavimmin lähempänä todellista arvoa. Kuvassa 6.11 on kaikkien jakson 2002 2007 voimakkaiden maasalamoiden (138 kpl) paikat esitetty kartalla: piste edustaa negatiivista ja plus-merkki positiivista maasalamaa. Kuten kuvasta nähdään, jakauma on melko tasainen koko Suomessa. Se kuvastaa samalla Suomen ukkosilmastoa yleensä: vuotuisten salamamäärien ohella eri vuosina runsaimpien ukkosten esiintymisalueet vaihtelevat suurestikin. 6.4 Lumen nopea kinostuminen 1965 2006 Runsasta lumi- tai räntäsadetta ja lumen kinostumista on havaittu tutkitun jakson aikana yhteensä 110 vuorokautena (taulukko 6.3). Eniten tapauksia on havaittu kaikissa maakunnissa joulukuun aikoihin, mutta myös marras- ja tammikuu ovat olleet lumisia (taulukko 6.3). Kaikkein eniten lumipeitteen nopean kasvun tapauksia on esiintynyt Uudellamaalla ja Itä-Uudellamaalla: yhteensä 44 tapausta. Kymenlaaksossa ja Varsinais-Suomessa lumipeitteen nopeaa kasvua on havaittu noin puolet vähemmän kuin Uudenmaan suunnalla. Vähiten tapauksia on koettu Satakunnassa. Jos näitä 110 tapausta verrataan kaikkiin vuorokausiin, joita jaksolla 1965 2006 loka-maaliskuun välille mahtuu (7654 vrk), runsaan lumen kinostumisen tapauksia on vain 1,4 %. Kun verrataan tulosta sadepäivien lukumäärään, mikä keskimäärin loka-maaliskuun välillä havaitaan (vaihtelee vuositasolla havaintopisteittäin 85 111 päivän välillä), on nopeita lumenkinostumisen tapauksia näistä keskimäärin 2,5 %. Edelleen alueellisesti ajateltuna todennäköisyys Uudellamaalla ja Itä-Uudellamaalla runsaan lumisateen tapauksille olisi kaikista eri lumisadetilanteista 1,1 % luokkaa ja kokonaistodennäköisyys vain 0,56 %.

57 Taulukko 6.3. Voimakkaiden lumen kinostumistapausten lukumäärät maakunnittain eri kuukausina tammikuusta maaliskuuhun ja saman vuoden lokakuusta joulukuuhun jaksolla 1965 2005. Kaikki tapaukset Tammi Helmi Maalis Loka Marras Joulu Summa Satakunta 6 1 1 1 4 5 18 Varsinais-Suomi 5 1 4 1 6 7 24 Uusimaa 6 4 8 1 10 9 38 Itä-Uusimaa 0 1 0 0 2 3 6 Kymenlaakso 2 3 4 1 6 8 24 yhteensä 110 Kun tarkastellaan laajoja tapauksia, jotka on havaittu vähintään kahdella asemalla samana päivänä, saadaan paljon pienempiä lukemia. Yhteensä laajempia lumipeitteen nopean kasvun vuorokausia on 42 vuoden aikana havaittu 38 kappaletta (taulukko 6.4). Eniten tapauksia on sattunut Uudellamaalla, toiseksi eniten Kymenlaaksossa ja kolmanneksi Varsinais-Suomessa. Näissä laajoissa tapauksissa 58 % on satanut vain lunta, 37 % tapauksissa on satanut sekä lunta että räntää, ja 5 % mukana on ollut myös vesisadetta. Edelleen alueellisena esiintymistodennäköisyytenä ajateltuna esimerkiksi Uudellamaalla ja Itä-Uudellamaalla laajan runsaan lumisateen tapauksien todennäköisyys olisi kaikista sadetilanteista 0,38 % luokkaa ja kokonaistodennäköisyys vain 0,19 %. Taulukko 6.4. Laajempien tapausten (kinostumista vähintään 2 asemalla samana päivänä) lukumäärä alueittain tammi maaliskuun ja saman vuoden loka joulukuun aikana jaksolla 1965 2005. LAAJAT Tammi Helmi Maalis Loka Marras Joulu Summa Satakunta 1 0 1 0 0 1 3 Varsinais-Suomi 2 0 2 1 3 2 10 Uusimaa 3 2 2 0 4 4 15 Itä-Uusimaa 0 0 0 0 0 0 0 Kymenlaakso 0 2 2 0 4 2 10 yhteensä 38 Kuvassa 6.12 on esitetty, miten paljon lumipeite on kasvanut näissä laajemmassa 38 tapauksessa.

58 8 Tapausten lkm 6 4 2 0 15 18 21 24 27 30 33 36 39 42 45 Lumipeitteen kasvu cm Kuva 6.12. Lumipeitteen kasvun (cm) suurin määrä laajemmissa lunta kinostaneissa säätilanteissa. Selvä kerääntymä nähdään 20 cm lumenkasvun paikkeilla. Kaikkein suurimmat lumipeitteen kasvun tapaukset ovat puolestaan olleet jopa 40 45 cm luokkaa. Laajoissa sadetilanteissa kaikkein suurimmat arvot, 40 45 cm, on mitattu loka- ja marraskuussa ja molemmat Varsinais-Suomessa. Vuonna 1980 lokakuun 25. päivänä kaikilla tutkitulla viidellä asemalla Kustavi, Lieto, Merimasku, Piikkiö ja Salo mitattiin sadetta 15 43 mm ja lumipeitteen kasvuksi 21 45 cm. Kaikkein eniten lunta kertyi Merimaskun Sannaisiin. Sade tuli sekä lumena että räntänä. Vuonna 1989 marraskuun 21. päivänä runsasta lumisadetta (19 20 mm) ja vielä suurempaa lumipeitteen kasvua (31 40 cm) mitattiin kahdella asemalla. Ajallisesti näyttää siltä, että laajoja, erittäin runsaslumisia säätilanteita on esiintynyt pikemminkin 1960 1980 lukujen aikaan ja että tämän jälkeen vastaavia huippuja ei ole saavutettu (taulukko 6.5). Alueellisesti tarkasteltuna lumipeite on kasvanut kaikkein suurimmaksi Varsinais-Suomessa, toiseksi ja kolmanneksi suuria lumen kinostumistilanteita on esiintynyt Uudellamaalla ja Kymenlaaksossa. Laaja-alaisia tilanteita, jolloin useammassa kuin yhdessä maakunnassa lumisade on aiheuttanut ongelmia samanaikaisesti, on muutamia. Nämä taasen painottuvat pikemminkin 1990- ja 2000-luvulle. Satakunnassa ja Varsinais-Suomessa satoi lunta ja

59 räntää 17 18 cm 24.1.2002. Varsinais-Suomessa ja Uudellamaalla sen sijaan 21.12.2003, 26.3.1997 ja 13.3.1981 lumipeite kasvoi enimmillään 20 27 cm. Taulukko 6.5. Laajoissa tapauksissa eri maakunnissa havaitut suurimmat lumen kertymät ja tapausten ajankohta. Alue Suurin kasvu (cm) PVM Satakunta 30 21.3.1974 Varsinais-Suomi 45 25.10.1980 Uusimaa 36 5.12.1967 Itä-Uusimaa 30 20.12.1970 Kymenlaakso 34 30.3.1961 6.5 Lumimyrskyt 1965 2005 Lumimyrskytilanteita löytyi yhteensä 8 kappaletta. Runsasta lumisadetta esiintyi jokaisessa lumimyrskytapauksessa okludoituneen rintaman yhteydessä. Tyypillisin myrsky kehittyi alun perin Grönlannin eteläkärjen tienoilla. Myrskyt lähestyivät Suomea lounaasta ja ylittivät Suomen joko liikkuen itään tai Pohjanlahtea pitkin pohjoiseen. Näissä tapauksissa myrskytuuli puhalsi etelänpuolelta ja sää lauhtui pyryn jälkeen. Muutaman kerran matalapaine syntyi Brittein saarten tienoilla ja yhdessä tapauksessa pieni paikallinen matalapaine syntyi Pohjanlahdella. Kahdessa myrskyssä tuuli puhalsi pohjoisenpuolelta ja yhdessä tapauksessa tuuli kääntyi myrskyn jälkeen pohjoiseen. Tällöin sää kylmeni myrskyn aikana tai heti sen jälkeen. Kaikista kauden 1965 2005 lumisadehavainnoista runsaita lumisateita oli noin 1 5 % havaintoasemasta riippuen. Meriasemilla runsaita lumisateita oli 1 3 % ja maasääasemilla enemmän, 3 5 % kaikista lumisadetapauksista. Runsaat lumisateet keskittyivät joulu helmikuulle, mutta joitakin tapauksia havaittiin myös syys- ja kevättalvella. Vuosilta 1965 2005 tutkituista kahdeksasta lumimyrskytapauksesta puolet ajoittui joulukuulle. Loput tapaukset osuivat kerran tammi- ja lokakuulle ja kahdesti maaliskuulle. Lumimyrskyjä eli tapauksia, joissa keskituulennopeus oli vähintään 21 m/s ja havaintohetkellä tai edellisen tunnin aikana satoi lunta, oli alle 1 %

60 lumisadepäivistä. Maasääasemilla navakkaa tai kovaa tuulta havaittiin lumisateiden kanssa yhtä aikaa noin 0,4 2,7 prosentissa lumisadepäivistä. 6.6 Jäätävät sateet 1961 2006 Luotauksia tutkittaessa selvisi, että ilmapylvään lämpötila- ja kosteusrakenne on tärkeä jäätävien sateiden synnylle. Lämmin kerros oli löydettävissä 46 % tutkituista luotauksista. Varsinkin jäätävien vesisateiden synnylle se näyttäisi olevan vaatimuksena, sillälämmin kerros löytyi 91 % luotauksista. Jäätävälle tihkusateelle se ei ole yhtä oleellinen, sillä lämmin kerros löytyi 39 % luotauksista. Pintalämpötila vaihteli jäätäviä vesisateita havaitessa -7 ja +2 asteen välillä, valtaosan tapauksista painottuessa nollan tuntumaan. Jäätäviä tihkusateita havaitaan hieman laajemmalla lämpötilaskaalalla, aina -10 asteesta +3 asteeseen. Jälleen valtaosa tapauksista on nollan tuntumassa. Pintatuulen suunta jakautuu jäätävien vesisateiden tapauksessa pääosin lounaan ja idän välille. Eniten tapauksia on etelässä ja idässä, kun taas lännessä ja luoteessa ei ole yhtään. Jäätävän tihkusateen tapauksessa jakauma on samankaltainen: suurin osa tapauksista on idän ja lounaan välillä, reilusti eniten tapauksia on etelässä. Koillisessa, pohjoisessa, lännessä ja luoteessa tapauksia ei ole juuri lainkaan. Pintatuulen nopeus vaihteli jäätäviä vesisateita havaitessa 0 ja 8 m/s välillä, eniten tapauksia oli 5 m/s kohdalla. Jäätävien tihkusateiden kohdalla tuuli vaihteli 0 ja 9 m/s välillä, eniten tapauksia oli 4 ms -1 kohdalla. Suurin osa Suomessa havaittavista jäätävistä sateista on tyypiltään jäätävää tihkusadetta. Sitä havaitaan noin 85 % tapauksissa. Loput noin 15 % tapauksista on jäätävää vesisadetta. Jäätäviä sateita esiintyy Suomessa syyskuusta toukokuuhun, suurimman osan tapauksista painottuessa marraskuusta maaliskuuhun. Eniten tapauksia havaitaan tammikuussa, mutta tässä on vaihtelua paikasta riippuen. Pohjoisimmassa Lapissa maksimin ajankohta on jo lokakuussa, Keski-Lapissa marraskuussa, Etelä-Lapissa,

61 Koillismaalla ja Kainuussa joulukuussa, Oulun seudulla ja suurimmassa osassa maan keski- ja eteläosia tammikuussa, Ahvenanmaalla vasta helmikuussa. Jäätävien sateiden vuosittaisessa jakaumassa on suuria vaihteluja niin asemakohtaisesti kuin koko maan jakaumaakin tarkasteltaessa. Keskimäärin jäätäviä tihkusateita havaitaan Suomessa noin 7 kertaa vuoden aikana, jäätäviä vesisateita vain yhden kerran vuodessa. Jäätävien tihkusateiden alueellisesta jakaumasta Suomessa löytyy kaksi maksimikohtaa, joissa havaitaan noin 10 tapausta vuoden aikana. Ensimmäinen on Etelä-Suomessa Salpausselän tienoilla, toinen Etelä- ja Keski-Lapin alueella, Rovaniemen tienoilla. Myös minikohtia löytyi, jotka ovat Ahvenanmaa, Pohjanmaan rannikko sekä Pohjois- Lappi. Näillä alueilla havaitaan keskimäärin vain kolme jäätävän sateen tapausta vuoden aikana. Suomessa jäätävät sateet esiintyvät tyypillisesti tilanteessa, jossa Atlantilta Skandinaviaan ja Suomeen saapuva matalapaine tai Skandinaviaa viistävä Jäämerelle liikkuva matalapaine tuo mukanaan lämmintä ja kosteaa ilmaa. Suomen yllä tämä ilma kohtaa Suomessa vallitsevan kylmemmän ilman, joka taas on usein peräisin Jäämereltä tai Venäjän suunnalta. Tämä luo otollisen tilanteen jäätävien sateiden synnylle, kun kylmän ilman päälle tulee lämmin ja kostea ilmakerros. 7 ILMASTONMUUTOKSEN VAIKUTUKSIA Menneet ilmastonmuutokset kertovat siitä, että ilmastojärjestelmä on herkkä pysyvälle pakotteelle, ja suuretkin muutokset ovat mahdollisia. Satojen miljoonien vuosien ajan maapallo on ollut lämpimämpi kuin nykyään. Viimeisiä kymmeniä vuosimiljoonia on kuitenkin hallinnut viileneminen, ja geologisella aikajanalla on päädytty glasiaalien ja interglasiaalien eli ajoittain toistuvien jääkausien vuorotteluun.

62 Ilmastohistoriassa muutoksia liikkeelle sysänneitä tekijöitä on monia, kuten esimerkiksi mantereiden liikkeet, ilmakehän koostumuksen luontaiset muutokset ja Maan kiertoradan vaihteluista seuraavat muutokset auringonsäteilyn jakaumassa. Näiden tekijöiden aiheuttamat muutokset ovat tapahtuneet ihmisen näkökulmasta hitaasti. Ihmisen aiheuttaman ilmastomuutoksen arvioidaan sen sijaan tapahtuvan nopeasti jopa nopeammin kuin vuosikymmen sitten arvioitiin. Elämän maapallolla tekee mahdolliseksi "luontainen" kasvihuoneilmiö, josta suurimman osan aiheuttaa vesihöyry. Muita kasvihuonekaasuja ovat hiilidioksidi, metaani, otsoni, typpioksiduuli ja freonit. Kasvihuoneilmiön seurauksena planeettamme pintalämpötila on reilut 30 astetta korkeampi kuin ilman kasvihuonekaasuja, jotka estävät lämpösäteilyä karkaamasta avaruuteen. Kasvihuoneilmiön voimistumisella tarkoitetaan sitä, että kasvihuonekaasujen lisääntyessä maapallon pintalämpötila kohoaa entisestään. Ihmiskunta on toimillaan muuttanut ilmakehän koostumusta ja käynnistänyt maapallonlaajuisen kasvihuoneilmiön voimistumisen, jonka seurauksena ilmasto on alkanut lämmetä. Hallitustenvälisen Ilmastopaneelin (Intergovernmental Panel on Climate Change, IPCC) mukaan ilmakehän hiilidioksidipitoisuus on kohonnut noin 30 % esiteollisesta ajasta. Metaanipitoisuus on noussut noin 150 % ja dityppioksidin pitoisuus vajaat 20 %. Merkittäviä ihmisperäisiä lähteitä ovat fossiilisten polttoaineiden käyttö energian tuotannossa ja liikenteessä sekä maankäytön muutokset eli lähinnä metsien hävittäminen. Lisäksi päästöjä aiheuttavat mm. kaatopaikat ja maatalous. Edellä mainittujen luonnostaan esiintyvien kaasujen lisäksi on teollisesti tuotettu luonnolle tuntemattomia kemiallisia yhdisteitä, jotka vaikuttavat säteilyenergian kulkuun ja kemiallisiin reaktioihin ilmakehässä. Merkittävän viilentävän vaikutuksen aiheuttavat ilmakehän leijuvat pienhiukkaset (aerosolit), joiden määrä ilmakehässä on kasvanut fossiilisten polttoaineiden käytön myötä. Ihmisperäisiä aerosoleja ovat esimerkiksi noki, sulfaatit ja nitraatit. Kasvihuonekaasujen poistuminen ilmakehästä kestää vuosikymmenistä vuosisatoihin, kun taas hiukkaset laskeutuvat tai huuhtoutuvat alas viikoissa.

63 7.1 Ilmastonmuutosten arvioiminen Ilmastonmuutoksen voimakkuus riippuu ratkaisevasti siitä, kuinka korkeiksi hiilidioksidin ja muiden kasvihuonekaasujen pitoisuudet kasvavat. Tämä taas riippuu tulevista päästöistä (sekä takaisinkytkennöistä). Tulevia kasvihuonekaasujen päästöjä ei luonnollisestikaan voida tietää etukäteen. Siksi on luotu joukko erilaisia päästöskenaarioita, eli mahdollisia ja sisäisesti johdonmukaisia arvioita päästöjen kehityksestä tulevaisuudessa (kuva 7.1). Kuva 7.1. (a) Ihmiskunnan hiilidioksidipäästöt vuosina 1990 2100 eri skenaarioitten mukaan, (b) päästöskenaarioitten perusteella lasketut ilmakehän hiilidioksidipitoisuudet vuosina 1990 2100. Kuvissa mukana myös vanhempi IS92-skenaario. (Nakicenovic et al, 2000). Päästöskenaarioita on esitelty yksityiskohtaisesti IPCC:n erikoisraportissa (Nakicenovic et al, 2000). Siinä on tarkasteltu neljää kehityskulkua, joista ensimmäinen jakautuu vielä kolmeen alaskenaarioon. A1-skenaarioperhe kuvaa tulevaisuuden maailmaa, jossa talouskasvu on hyvin nopeaa ja maapallon väestö kasvaa kuluvan vuosisadan puoliväliin saakka alkaen sen jälkeen pikku hiljaa vähentyä. Tekniikan kehitys on nopeaa, ja uusi tekniikka otetaan nopeasti käyttöön ympäri maailmaa. Kansainvälisen vuorovaikutuksen oletetaan olevan vilkasta sekä maapallon eri alueitten kehityserojen kaventuvan ja tulonjaon tasaantuvan. A1-skenaarioperhe jakaantuu kolmeen eri alaskenaarioon. A1FI-skenaariossa oletetaan tulevan energiantuotannon perustuvan

64 edelleenkin nimenomaan fossiilisten polttoaineitten käyttöön, A1T-skenaariossa taas eifossiilisiin energianlähteisiin. A1B-skenaario edustaa näitten vaihtoehtojen välimuotoa. A2-skenaariossa teollisuus- ja kehitysmaiden kehityserot säilyvät suurina. Maapallon eri alueet pyrkivät omavaraisuuteen ja oman erikoislaatunsa säilyttämiseen. Teknologian siirto kehitysmaihin on vähäistä, ja eri maiden väliset tuloerot säilyvät suurina. Koko maapalloa ajatellen taloudellinen kehitys on hitaampaa kuin A1-skenaarioissa. Väestönkasvu jatkuu kehitysmaissa nopeana ja maapallon väkiluku kasvaa nopeasti. B1-skenaariossa teollisuus- ja kehitysmaitten erot tasaantuvat, mikä saa väestönkasvun talttumaan, aivan kuten A1-skenaarioissakin. Erona A-skenaarioihin on, että talous suuntautuu tavaratuotannon asemesta enemmän palveluiden ja tietoyhteiskunnan kehittämiseen. Kestävä kehitys on arvossaan, ja ympäristölle ystävällisen teknologian kehittäminen ja käyttöönotto on nopeaa. Ongelmiin pyritään etsimään maailmanlaajuisia, koko ihmiskunnan kannalta oikeudenmukaisia ja ympäristön säilymisen huomioon ottavia ratkaisuja. B2-skenaariossa pyritään myös ottamaan ympäristönäkökohdat huomioon päätöksenteossa, mutta päätökset määräytyvät enemmän paikallisten etujen perusteella kuin B1-skenaariossa. Eri alueitten kehityserot säilyvät suurina ja väestönkasvu jatkuu, tosin ei yhtä nopeana kuin A2-skenaariossa. Talouden ja tekniikan kehitys on kohtuullisen nopeaa, mutta jakautuu epätasaisesti maapallon eri alueille. IPCC:n näkemyksen mukaan kaikki nämä tulevaisuuden skenaariot ovat mahdollista, eikä mitään tiettyä skenaarioita voida pitää muita todennäköisempänä. Nämä SRESskenaariot ovat samoja kuin mitä käytettiin jo IPCC:n (2001) 3. arviointiraportin yhteydessä. 7.2 Ilmastojärjestelmän mallit Ilmastojärjestelmää voidaan kuvata matemaattis-fysikaalisella mallilla, jonka yhtälöt ratkaistaan tietokoneilla numeerisesti. Mallien tarkoituksena on kuvata ilmakehän,

65 merien, lumen ja jään, kasvillisuuden sekä maaperän käyttäytymistä ja vuorovaikutusta. Ilmastojärjestelmän toiminnan kuvaamisessa joudutaan kuitenkin tekemään huomattavia yksinkertaistuksia, joten täydellistä kuvausta luonnosta ei malleilla voida saavuttaa. Maailmanlaajuiset ilmastomallit Ilmakehän ja meren yleisen kiertoliikkeen malli (AOGCM) on ensisijainen työkalu sen kuvaamiseen, miten maailmanlaajuinen ilmastosysteemi käyttäytyy menneisyydessä, nykyisyydessä ja tulevaisuudessa. Yleisen kiertoliikkeen malleilla tuotetaan pitkiä aikasarjoja, joita voidaan käyttää mallien arviointiin sekä ääriarvojen mahdollisten tulevaisuuden muutosten analysointiin (Sillman & Roeckner, 2007). AOGCM koostuu pelkän ilmakehän yleisen kiertoliikkeen mallista (AGCM), joka on kytketty pelkän meren yleisen kiertoliikkeen malliin (OGCM). Joissakin malleissa on mukana myös biosfääri, hiilen kierto sekä ilmakehän kemia. (Christensen et al., 2007) AOGCM-mallien avulla tutkitaan prosesseja, jotka pitävät yllä yleistä kiertoliikettä sekä sen luonnollista ja pakotettua vaihtelua. Lisäksi niiden avulla arvioidaan erilaisten pakotteiden osuutta havaittuun ilmastonmuutokseen sekä tuotetaan ennusteita siitä, mikä on ilmastojärjestelmän vaste erilaisiin tulevaisuuden skenaarioihin. (Christensen et al., 2007) Mallien tarkoituksena on kuvata koko ilmastojärjestelmän käyttäytymistä, ja samalla ne luonnollisesti tuottavat suoraan tietoa myös alueellisesta ilmastosta ja ilmastonmuutoksesta. AOGCM-ennusteet tuottavat uskottavia tulevaisuuden alueellisia ilmastoskenaarioita, vaikka niiden luotettavuuden todentamisessa on vielä parantamisen varaa. Ennusteen epävarmuutta voidaan kuvata usean AOGCM-ajon (ryväs-ajo) hajontaa tarkkailemalla. Jotkut alueelliset vasteet ovat yhtäpitäviä kaikissa AOGCMsimulaatioissa, mutta toisilla alueilla hajonta on suurta. (Christensen et al., 2007) Koska ilmakehän ja meren yleisen kiertoliikkeen mallit ovat hyvin monimutkaisia ja niiden avulla on tarvetta tehdä jopa usean sadan vuoden mittaisia malliajoja, mallin ilmakehäkomponentin vaakasuuntainen erotuskyky vaihtelee 400 ja 125 kilometrin välillä. Erotuskykyä voidaan kuitenkin parantaa käyttämällä alueellisia ilmastomalleja tai tilastollisia menetelmiä (Christensen et al., 2007). Seuraavaksi kuvataan tarkemmin näitä menetelmiä.

66 Alueelliset ilmastomallit Paikalliseen ilmastonmuutokseen vaikuttavat suuresti paikalliset piirteet (esim. vuoret), joita maailmanlaajuiset mallit eivät ota kovinkaan hyvin huomioon niiden karkean erotuskyvyn takia. Suurempierotuskykyisillä malleilla ei käytännössä voida ajaa maailmanlaajuisia simulaatioita pitkille ajanjaksoille. Tästä syystä pienimmillä alueilla käytetäänkin alueellisia ilmastomalleja (RCM), joiden erotuskyky on suurempi. Alueellisen ilmastomallin tyypillinen erotuskyky on noin 50 km, mutta ilmastosimulaatioita on tehty myös noin 15 ja 20 km hilalla. Alueelliset mallit ottavat reunaehtonsa sekä merenpintaolosuhteensa maailmanlaajuisista yleisen kiertoliikkeen malleista (Christensen et al., 2007). Reunaehtoina voidaan käyttää myös havainnoista johdettuja olosuhteita. Kuten maailmanlaajuisia malleja, myös alueellisia malleja kytketään yhä kasvavissa määrin ilmastojärjestelmää kuvaaviin muihin komponentteihin. Tällaisia komponentteja voivat olla esimerkiksi alueelliset meret, merijää sekä kasvillisuus. Alueellisen ilmastomallin kyky simuloida alueellista ilmastoa riippuu vahvasti suuremman mittakaavan kiertoliikkeestä, joka saadaan reunaehdot antavasta maailmanlaajuisesta mallista (Christensen et al., 2007). Alueellisilla ilmastomalleilla voidaan tuottaa yksityiskohtaista tietoa myös ilmaston ääri-ilmiöistä (Beniston et al., 2007). Kun reunaehtoina on käytetty havainnoista johdettuja olosuhteita (kuten uudelleenanalysointeja), alueellisten mallien on todettu jäljittelevän todenmukaisesti monien ilmastomuuttujien vaihtelevuutta (Giorgi et al., 2001). Kun reunaehdot otetaan puolestaan maailmanlaajuisilta yleisen kiertoliikkeen malleilta, tämä aiheuttaa nykyilmaston simulointiin usein järjestelmällisiä virheitä. Ääri-ilmiöiden, kuten ylimpien ja alimpien lämpötilojen tapauksessa osa virheistä voimistuu entisestään (Moberg & Jones, 2004). Useamman vuosikymmenen pituisista alueellisista ilmastomallikokeista on tullut jo yleinen käytäntö (esim. Kjellström & Ruosteenoja, 2007). Kokeissa käytetään yleisesti parviennusteita, jolloin ennustettuja muutoksia voidaan tutkia ja todentaa perusteellisemmin. Parviennusteet ovat lisäksi mahdollistaneet alueelliseen ilmastonmuutokseen liittyvän epävarmuuden laskennallisen arvioinnin (Christensen et al., 2007).

67 Alueellisten ilmastomallien käytettävyys ei oikeastaan ole itse sään ennustamisessa. Alueellinen malli on enemmänkin työkalu, jonka avulla voidaan ymmärtää alueellisen ilmastosysteemin käyttäytymistä. Arvioitaessa alueellista ilmastomallia tulee ottaa huomioon sen kyky mallintaa fysikaalisia prosesseja. Lisäksi arvioinnin tulisi perustua laajaan valikoimaan tilastollisia suureita, kuten keskiarvoihin ja keskihajontaan sekä ääriarvoihin (Kjellström et al, 2005). Maailmanlaajuisen mallin alueelliselle mallille kohdistamat pakoteolosuhteet määräävät suurelta osin sen, miten simuloidut pintalämpötilat käyttäytyvät alueellisessa mallissa. Tästä syystä järjestelmälliset virheet yleisen kiertoliikkeen mallin merenpintapainekentässä vaikuttavat suuresti alueellisen mallin lämpötilakentän virheisiin. Tämä on ollut havaittavissa vuodenajoista etenkin talvella. (Moberg & Jones, 2004) Alueellisen mallin lämpötilakentän virheiden tulkitsemisen kannalta onkin siis hyödyllistä etsiä säännönmukaisuuksia yleisen kiertoliikkeen mallien merenpintapainekenttien virheistä. Alueelliset ilmastomallit kykenevät jäljittelemään uskottavasti hyvin erilaisia ilmastoja ympäri maailmaa, mikä kasvattaa niiden luotettavuutta myös tulevaisuuden ilmastojen ennustamisessa. Mallit ovat kuitenkin laskentakustannuksiltaan suuria. Lisäksi tulevaisuuden ilmastoennusteissa mallien parametrisointi, joka on tarkoitettu hilaväliä pienempien prosessien kuvaamiseen, saattaa toimia toiminta-alueensa ulkopuolella. (Christensen et al, 2007) Tilastolliset menetelmät Tilastolliset menetelmät perustuvat siihen, että alueellisen ilmaston voidaan ajatella riippuvan toisaalta suuren mittakaavan ilmastollisesta tilanteesta sekä toisaalta alueellisista piirteistä (esim. maan ja meren jakautuminen alueella tai korkeuserot). Ensin johdetaan tilastollinen malli suuren mittakaavan ja alueellisten ilmastomuuttujien suhteista, jonka jälkeen määritettyjä suhteita voidaan soveltaa alueellisen ilmastomallin tuottamaan tietoon. Tilastollisten menetelmien etuna on muun muassa se, että ne ovat laskennallisesti edullisia ja lisäksi niillä päästään käsiksi pienempään mittakaavaan kuin alueellisilla

68 ilmastomalleilla. Huonona puolena voidaan pitää sitä, että nykyilmastolle määriteltyjen tilastollisten suhteiden oletetaan pysyvän samoina tulevan ilmaston erilaisissa pakoteolosuhteissa. Menetelmä ei kykene myöskään mukauttamaan tehokkaasti mahdollisia järjestelmällisiä muutoksia alueellisissa pakoteolosuhteissa tai palauteprosesseissa. Lisäksi useiden ilmastomuuttujien väliset yhteydet saattavat olla puutteellisia. (Giorgi et al., 2001) 7.3 Sään ja ilmaston ääritilanteiden muutokset Ilmastonmuutoksen arvioita on yleensä laadittu keskimääräisille muutoksille (Carter et al., 1996; Räisänen, 2001; Jylhä et al., 2004, Ruosteenoja et al., 2007), mutta sään ja ilmaston aiheuttamat vahingot ja riskit liittyvät usein ääritilanteisiin. Keskiarvojen ja/tai hajonnan muutoksiin (Kuva 7.2) voi liittyä suuriakin muutoksia ääritilanteiden voimakkuudessa ja/tai esiintymistiheydessä. Monet artikkelit käsittelevät kesää 2003 esimerkkinä tulevasta (Schär et al., 2004, Beniston, 2004; Beniston & Diaz, 2004; Stott et al., 2004). Kesällä 2003 oli erittäin lämmintä Keski- ja Etelä-Euroopassa. Kuumuus aiheutti mm. noin 20000 kuolemantapausta, ongelmia voimaloiden jäähdytyksessä ja suuria satovahinkoja. Havaitut kesän 2003 lämpötilanjakaumat olivat samankaltaisia kuin tulevaisuuden ilmastosimulaatioissa. Keski- ja Etelä-Euroopassa kesäisin keskilämpötilat kohoavat ja hajonta kasvanee. Edellä mainitut esimerkit talvesta ja kesästä osoittavat, että ääritilanteiden esiintymisen kannalta keskiarvojen muutosten kuvaaminen ei riitä, vaan täytyisi pystyä myös arvioimaan jakauman muodon muuttuminen. Lisäksi osa sään aiheuttamista vahingoista aiheutuu usean sääparametrin yhteisvaikutuksesta (esim. tykkylumen kertyminen tai tien liukkaus nollakelillä) tai sään ja muiden ympäristötekijöiden yhdistelmänä (esim. jääpadon muodostuminen). Näiden ilmiöiden esiintymiseen edellä mainittu jakaumien suurimpien ja pienimpien arvojen tarkastelu ei sovellu. Ääri-ilmiöt ja vaihtelevuus Ilmaston vaihtelevuudessa ja ääri-ilmiöissä tapahtuvien muutosten ymmärtämistä

69 hankaloittaa keskiarvon ja keskihajonnan muutosten vuorovaikutus (Meehl et al, 2000). Vuorovaikutuksen luonne vaihtelee muuttujasta toiseen riippuen kunkin muuttujan tilastollisesta jakaumasta. Esimerkiksi lämpötilojen jakauma muistuttaa usein normaalijakaumaa, jossa jakauman epästationaarisuus voi johtua keskiarvon tai keskihajonnan muutoksista. Kuvassa 7.2 a) on tapaus, jossa keskiarvon kasvu johtaa uusiin ennätyskorkeisiin lämpötiloihin, mutta keskihajonnassa ei tapahdu muutosta. Kuten kuvasta 7.2 nähdään, vaihteluväli kuumimpien ja kylmimpien lämpötilojen välillä ei muutu, vaikka keskiarvo muuttuukin (IPCC, 2001, kappale 2). Kuvassa 7.2 b) on puolestaan myös tapaus, jossa keskiarvossa ei tapahdu muutosta, mutta keskihajonta muuttuu. Tällöin sekä kuumien että kylmien ääriarvojen todennäköisyys kasvaa, ja toisaalta myös ääriarvojen absoluuttiset arvot kasvavat. On myös mahdollista, että sekä keskiarvo ja keskihajonta kasvavat (kuva 7.2 c). Esimerkin tapauksessa keskiarvon ja keskihajonnan kasvu vaikuttaa kuumien ja kylmien ääriarvojen todennäköisyyteen siten, että kuumia ääriarvolämpötiloja on enemmän ja kylmiä tapauksia taas vähemmän. Toisenlaiset muutokset keskiarvossa ja keskihajonnassa johtaisivat toisenlaisiin tuloksiin (IPCC, 2001, kappale 2). Vaikka muutokset ääriarvoissa voidaan todeta, on usein epävarmaa, johtuvatko muutokset keskiarvon, keskihajonnan vai kummankin muutoksista. Lisäksi epävarmuudet keskiarvon muutosnopeudessa aiheuttavat hankaluuksia keskihajonnan muutosten tulkintaan, sillä kaikki keskihajontaan liittyvä tilastollinen analyysi riippuu vertailutasosta eli keskiarvosta.

70 Kuva 7.2. Kaaviokuva a) keskilämpötilan kohoamisen, b) hajonnan kasvun ja c) sekä keskilämpötilan kohoamisen että hajonnan kasvun yhteisestä vaikutuksesta korkeitten/alhaisten lämpötilojen esiintymiseen. 7.4 Ilmastonmuutos Suomessa Lämpötilan kohoaminen on selkein ilmastomallien ennakoimista muutoksista Suomessa. Kuvassa 7.3 a) ja b) on esitetty koko Suomen keskiarvo 19 eri ilmastomallin tuloksista lämpötilan muutoksesta eri kuukausina jaksolla 2020 2049 skenaarioiden A2

71 ja B1 mukaan. Kuvassa 7.4 a) ja b) vastaavat arvot on esitetty jaksolle 2070 99. Lämpötila kohoaisi ACCLIM-hankkeen skenaarioiden valossa jaksolla 2020 2049 noin 1,5 3 astetta jakson 1971 2000 keskiarvoon verrattuna ja vuosisadan lopulla lämpeneminen olisi 2 7,5 asteen luokkaa. Epävarmuushaarukka on kuvissa esitetty pystypalkeilla. Jaksolla 2020 49 epävarmuus vaihtelee 2 3 asteen välillä. Vuosisadan lopulla haarukka on jo 4 6 astetta, kun eri päästöskenaarioiden antamat kasvihuonekaasupitoisuudet poikkeavat selvästi toisistaan. Myös hellepäivien arvioidaan lisääntyvän selvästi (taulukko 7.1). a) b) Kuva 7.3. Keskilämpötilojen muutos Suomessa (1971 2000) (2020 2049) vuoden eri kuukausina. Käyrä esittää 19 eri ilmastomallin ennustamien muutosten keskiarvoa. Pystypalkin kertovat muutoksen 90 % todennäköisyysväliä. Vasemmalla (a) on pessimististä A2- ja oikealla (b) optimistista B1-skenaariota vastaavat muutokset. Kaikki luvut ovat koko Suomen yli laskettuja keskiarvoja (Ruosteenoja & Jylhä, 2007).

72 a) b) Kuva 7.4. Keskilämpötilojen muutos Suomessa (1971 2000) (2070 2099) vuoden eri kuukausina. Käyrä esittää 19 eri ilmastomallin ennustamien muutosten keskiarvo. Pystypalkin kertovat muutoksen 90 % todennäköisyysväliä. Vasemmalla (a) on pessimististä A2- ja oikealla (b) optimistista B1-skenaariota vastaavat muutokset. Kaikki luvut ovat koko Suomen yli laskettuja keskiarvoja (Ruosteenoja ja Jylhä, 2007). Taulukko 7.1. Hellepäivien (vrk-maksimilämpötila >25ºC) lukumäärä viidellä suomalaisella havaintoasemalla. Sarake 71-00 tarkoittaa havaintoihin perustuvaa ajanjaksoa 1971 2000. Seuraavat sarakkeet perustuvat malliajoihin, ensin ajanjakso 1991 2020, sitten 2021 2050 jne. B1 ja A2 tarkoittavat päästöskenaarioita (Ruosteenoja et al. 2005) Asema 71-00 91-20 (B1) 91-20 (A2) 21-50 (B1) 21-50 (A2) 70-99 (B1) 70-99 (A2) Vantaa 13.5 17.8 19.0 22.9 27.5 33.1 55.3 Kauhava 11.5 15.3 16.5 19.9 23.4 28.1 48.2 Jyväskylä 13.0 17.0 17.6 20.4 23.1 28.2 44.4 Kuopio 12.0 15.3 16.2 20.1 22.9 27.3 44.7 Sodankylä 6.1 8.4 8.4 10.6 12.1 14.8 25.5 Vuoden sadesumman odotetaan kasvavan ilmastonmuutoksen myötä. Kuvissa 7.5 ja 7.6 on esitetty ACCLIM-hankkeessa lasketut eri kuukausien sademäärän muutokset. Sademäärät lisääntyvät keskimäärin eniten talvipuolella vuotta vuosisadan loppuun mentäessä. Selvempää sademäärän lisääntyminen on A2 skenaariossa kuin B1 skenaariossa. Molemmissa skenaarioissa epävarmuus on suurta.

73 a) b) Kuva 7.5. Sademäärän % -muutos Suomessa 1900-luvun loppuvuosikymmenistä alkaneen vuosisadan loppuun (ks. Kuvan 7.3 selitystekstiä) (Ruosteenoja & Jylhä, 2007). a) b) Kuva 7.6. Sademäärän % -muutos Suomessa 1900-luvun loppuvuosikymmenistä alkaneen vuosisadan loppuun (ks. Kuvan 7.4 selitystekstiä) (Ruosteenoja ja Jylhä, 2007). Lämpötilan kohoaminen A2-skenaarion mukaan vähentää pakkaspäivien lukumäärää Suomessa 30 50 % vuosisadan loppuun mennessä (kuva 7.7). Tämä ilmenee esimerkiksi kasvukauden pidentymisenä (Carter, 1998; Førland et al., 2004). Räisänen et al. (2004) mukaan A2-skenaariossa vuosisadan loppupuolella kasvukausi pitenee noin 10 vuorokautta yhden asteen lämpenemistä kohden.

74 PRUDENCE-hankkeen (Christensen et al., 2007) alueellisissa ilmastomalliajoissa lämpeneminen oli vähäisempää, ja lisäksi nykyilmasto näissä kokeissa oli todellista viileämpi, joten näiden aineistojen avulla arvioimamme hellepäivien lisäys oli vuosisadan lopussa vain suunnilleen puolet taulukon 6 arvoista. Kuva 7.7. Pakkaspäivien lukumäärän muutokset prosentteina jaksosta 1961 1990 jaksoon 2071 2100. Muutos on laskettu usean alueellisen ilmastomallin keskiarvona A2- päästöskenaariolle (Jylhä et al., 2008). Sademäärät eri vuodenaikoina Tulevaisuuden lämpimämpi ilmakehä voi sisältää suuremman määrän vesihöyryä kuin nykyinen. Sen myötä sadesummat kasvavat (kuva 7.8). Osa malleista arvioi kuitenkin, että kesäsateiden kokonaissademäärä voisi hieman vähentyä. Talvisateiden lisääntyminen johtuu osin sadepäivien lukumäärän lisäyksestä (Räisänen et al., 2003). Yleensä B2-skenaario antaa vähäisempiä sademäärän muutoksia kuin vastaava A2-skenaario.

75 Kuva 7.8. Vuodenajoittain sadesumman ja suurimman viiden vuorokauden sademäärän prosentuaaliset keskimääräiset muutokset useissa ilmastomalliajoissa jaksosta 1961 1990 jaksoon 2071 2100 Fennoskandiassa. Pystyakseli kuvaa eri vuodenaikojen 5 vuorokauden maksimisateiden 30-vuotiskeskiarvojen aluekeskiarvojen muutoksia (Jylhä et al., 2007).

76 Suurista vuorokauden sademäärien muutoksista Rossby-keskuksen alueellisten mallikokeiden perusteella ovat raportoineet mm. Räisänen & Joelsson (2001), Räisänen et al. (2003) ja (2004), Ruokolainen (2005). Tyypillisesti vuoden suurimmat vuorokausisademäärät kasvavat näissä ajoissa parikymmentä prosenttia vuosisadan loppuun mennessä. Kuukausittain tarkasteltuna nousu on suurinta talvisin, jolloin keskimääräiset sademäärätkin kasvavat eniten, mutta vuorokausimaksimit kasvavat myös kesäisin kaikissa simulaatioissa (Ruokolainen, 2005; Jylhä et al, 2005). Tuomenvirta et al. (2000) laskivat mitoitussadannan (=sademäärä, jonka paikallinen toistumisaika on 10000 vuotta) muutoksia Suomessa. Vuosisadan loppuun mennessä 1-, 5- ja 14-vuorokauden mitoitussadannat kasvavat hilaruudun (180 x 280 km 2 ) kokoisilla alueilla 35 65 %, pienemmillä jopa enemmän. Laskelmat perustuvat tosin vain yhteen 1990-luvun puolivälissä tehtyyn ilmastomallisimulaatioon. Lumi Lämpötilan kohotessa lumipeite vähenee. Se saapuu keskimäärin myöhemmin ja sulaa aikaisemmin, mikä näkyy lumipeitepäivien määrän vähenemisenä vuosisadan lopulla. Ruosteenoja et al. (2005) ja Rasmus (2005) mukaan lumipeite myös keskimäärin ohenee ja sen vesiarvo pienenee. Lumisademäärät vähenevät Ruokolaisen (2005) analysoimissa malliajoissa 20 %. Sen sijaan vuorokauden suurimmat lumisademäärät kasvavat joissakin simulaatioissa sydäntalvella 20 %. Keski-Suomessa lumi vähenee parikymmentä prosenttia joulu maaliskuussa jo 2030-luvulla ja vuosisadan lopulla 40 70 %. Pohjois-Suomessa lumipeitteen oheneminen käynnistyy hitaammin ja jää pienemmäksi kuin etelämpänä (Ruosteenoja et al., 2005). Lumen vesiarvon maksimi saavutettaneen aikaisemmin kuin nykyilmastossa (Ruokolainen, 2005). Tuulen nopeus Tuulen nopeuden muutokset Suomen alueella poikkeavat eri mallisimulaatioissa melko paljon toisistaan (Tammelin et al., 2002, Ruosteenoja et al., 2005). Kesäisin keskimääräiset tuulen nopeuden muutokset eri malliajoissa eivät ole suuria, mutta talvisin ECHAM4- mallikokeissa ja niistä tuotetuissa alueellisissa ajoissa keskimääräiset tuulen nopeudet kasvavat yli kymmenen prosenttia. Toisaalta HadCM3-mallikokeissa tuulen nopeus ei muutu tai jopa hieman alenee. Syynä poikkeaviin tuloksiin tuulen muutosten osalta on, että eri mallit

77 simuloivat Euroopan alueen ilmanpainekentän jakauman muutokset toisistaan poikkeavasti (esim. Räisänen et al., 2004). Alueellisissa ilmastomalleissa Itämerellä tuulen nopeus kasvaa talvisin merijään vähetessä (Tammelin et al., 2002, Räisänen et al., 2003). Pienen mittakaavan sääilmiöt Alueellisten ilmastomallien erotuskyky on toistaiseksi parhaimmillaankin ollut vain 20 50 km. Monet tuhoa aiheuttavat sääilmiöt kuten trombit, syöksyvirtaukset ja ukkoset ovat kooltaan mallin erottelukykyä pienempiä. Suomessa ei ole tehty tutkimuksia näiden pienten tuhoisien sääilmiöiden muutoksista ilmastosimulaatioissa. Lähitulevaisuuden tavoitteena on tarkastella niiden syntyyn liittyvien säätilojen frekvenssin muutoksia, tai kytkeä vielä kertaluokkaa tarkempi malli alueellisiin ilmastomalleihin. 8 YHTEENVETO JA JOHTOPÄÄTÖKSET Suomen vaaraa aiheuttavista sääilmiöistä myrskyisiä tuulia, runsaita vesi- ja lumisateita tai jäätävän sateen tilanteita aiheuttavat erityisesti syksyn ja talven matalapaineet. Enemmistö matalapaineista saapuu meille lounaan suunnalta. Räjähdysmäisesti kehittyviä voimakkaita matalapaineita saapuu sitä vastoin varsinkin Grönlannin tienoilta luoteisvirtauksessa. Myös lounaasta Brittein saarten läheisyydessä pohjoisiin matalapaineisiin yhdistyvät matalapaineet tai solat voivat syventyä hyvin nopeasti ja aiheuttaa voimakkaita myrskyjä Suomessa. Trooppista alkuperää olevia matalapaineita tai hurrikaaneja meille on toistaiseksi varmasti saapunut vain yksi (liite). Yleensä myrskytuulet, rankkasateet ja lumipyryt ovat meillä esiintyneet kylmän rintaman tai okluusion läheisyydessä, ja räjähdysmäisissä matalankehityksissä myös nk. lämpimän ilman taskun eli sekluusion jälkipuolella. Niin ikään voimakkaat ukkoset liittyvät suuriin lämpötila- ja kosteuseroihin, joita erityisesti edellä mainittuihin rintamiin liittyy. Jäätävän sateen tilanteet taas useimmiten esiintyvät lämpimän rintaman tai lämpimän okluusion etupuolella.

78 Tuulihavaintojen perusteella viimeisestä noin 50 vuodesta voidaan sanoa, että eniten myrskytuulia on havaittu 1970- ja 1990-luvulla ja että kaikkein voimakkaimmat myrskyistämme saapuvat meille satunnaisesti. Pohjois-Suomessa kovien tuulien määrä on vähentynyt, kun taas Etelä-Suomessa tuulisuus on keskimäärin säilynyt ennallaan. Huomattavaa on, että pohjoisten myrskytuulten osuus on vähentynyt huomattavasti 1960-luvulta 1980-luvulle. Voimakkaita myrskyjä, jolloin 10 minuutin keskituulta on vähintään 25 ms -1, on esiintynyt Suomessa 87 kappaletta jaksolla 1959 2002. Näistä 76 voitiin luokitella matalapaineen kehityksen ja sen kulkeman reitin perusteella. Kehitystapahtumille annettiin luokkanimet: Arktinen, Grönlanti, Laaja matalapaine, Lounainen, Länsivirtaus ja Yhdistelmä. Laajojen matalapaineiden määrä on ollut huipussaan 1990-luvulla. Grönlannin läheisyydessä kehittyneitä meillä voimakkaita myrskytuulia aiheuttaneita matalapaineita on esiintynyt eniten 1970-luvulla. Arktisia voimakkaita myrskyjä taas on myrskytyyppiluokituksen mukaan saapunut meille eniten 1980-luvulla. Voimakasta myrskyä Suomessa aiheuttaneiden yhdistelmämatalapaineiden määrät ovat tasaisesti lisääntyneet 1960-luvulta 2000-luvulle asti. Yhtenäisen aikasarjan (4 asemaa: Korppoo, Nyhamn, Mustasaari, Kotka) mukaan valtaosa myrskyistämme on ollut 10 minuutin keskituulena mitaten 21 24 ms -1 ja myrskypuuskissa 25 30 ms -1. Noin 13,5 % myrskyistämme on ollut voimakkaita (10 minuutin keskituuli vähintään 25 ms -1 ) ja vain noin 3 % myrskyistämme on ollut ankaria. Ankarassa myrskyssä kymmenen minuutin keskituuli on vähintään 28 ms -1 ja myrskypuuskat pahimmillaan mittausten mukaan noin 39 ms -1. Vaikka mittaustuloksia tuulen puuskanopeuksista ei olekaan 1990-lukua edeltäneiltä vuosikymmeniltä, on todennäköistä, että kaikkiin ankariin myrskyihimme liittyvät puuskat ovat olleet ainakin samaa, ellei suurempaa suuruusluokkaa ja vaihdelleet 38 ms -1 44 ms -1 välillä. Voimakkaimmissa myrskyissämme on tuullut 31 ms -1, mikä tarkoittaa myrskypuuskissa mitaten ylimmillään 40 44 ms -1. Tällaisia myrskyjä voimakkaista myrskyistämme on ollut vain 2 %. Näin ollen 31 ms -1 myrskytuulia ja yli 40 ms -1 myrskypuuskia on jaksolla 1959 2007 ollut kaikista myrskyistämme vain 0,3 %.

79 Lumimyrskyjä lounais- ja etelärannikolla aiheuttaneita matalapaineita on jaksolla 1965 2005 esiintynyt 8 kappaletta. Ne ovat pääasiassa saapuneet Suomeen lounaasta lämpimältä Pohjois-Atlantilta. Ainoastaan yhdessä tapauksista lumimyrsky syntyi Suomen aluevesillä Pohjanlahdella. Lumimyrskyissä lunta on satanut vähintään 15 20 cm ja tuuli on puuskissa ollut ainakin 28 ms -1. Asemakohtaisesti tarkasteltuna kaikista lumisadehavainnoista runsaita lumisateita on ollut 1 5 % ja valtaosa lumisateista on tullut joulu helmikuussa. Lumisadepäivistä alle 1 % on ollut lumimyrskyjen aiheuttamia. Lumen nopean kinostumisen todennäköisyys loka maaliskuussa etelä- ja lounaisrannikolla jaksolla 1965 2006 osoittautui olleen suurimmallaan Uudellamaalla ja Itä-Uudellamaalla. Siellä 1,1 % sadetilanteista on satanut lunta, räntää ja joskus myös vettä niin, että sademäärä on ollut vähintään 15 mm/vrk ja lumipeite on kasvanut vähintään 15 cm/vrk. Laajoja lunta kinostaneita säätilanteita lounais- ja etelärannikolla osoittautui olleen kaikista sadetilanteista 0,38 %. Suurimmat ja nopeimmat lumen kinostumisen tapaukset ovat esiintyneet ennen 1990-lukua. Varsinais-Suomessa on kinostunut kahteen kertaan lunta laajalti 21 45 cm, ja tämä tapahtui loppusyksystä lokaja marraskuussa 1980-luvulla. Tapauksia, jolloin lunta on etelä- ja lounaisrannikolla kertynyt paikoin ainakin 30 cm, on esiintynyt 6 kertaa. Tällaisia laajoja runsaasti lunta kinostavia säätapauksia on etelä- ja lounaisrannikolla ollut noin 0,008 % kaikista sadetilanteista loka maaliskuussa. Jäätävät sateet ovat Suomessa harvinaisia ja tyypillisessä jäätävän sateen tilanteessa sateen kertymä on vain millien kymmenyksiä tai millejä. Verrattuna Kanadaan ja Koillis-Yhdysvaltoihin, missä jäämyrskyissä jäätä voi kertyä useita senttejä, Suomen jäätävät sateet ovat hyvin heikkoja. Luotausten perusteella Suomen jäätävien vesisateiden yhteydessä maan pinnan yläpuolella esiintyy selvästi pintailmaa lämpimämpi kerros noin 46 % tapauksista. Erityisen tärkeä lämmin kerros on jäätäville vesisateille ja vähemmän tärkeä jäätävän tihkusateen tapauksille. Pintalämpötila on jäätävien sateiden yhteydessä tyypillisimmin ollut -7..+2 C ja tuuli on puhaltanut enimmäkseen kohtalaisesti (3 8 m/s) idän ja lounaan väliltä. Keskimäärin jäätäviä tihkusateita havaitaan Suomessa noin seitsemän kertaa vuodessa, jäätäviä sateita vain

80 kerran. Maantieteellisesti jäätävät sateet ovat Suomessa todennäköisimpiä Salpausselän ja Rovaniemen tienoilla. Jakson 2002 2007 huippuvirraltaan voimakkaimpien salamoiden esiintymisessä Suomessa on suurta ajallista ja paikallista vaihtelua. Vähintään 160 ka salamoiden osuus näyttäisi olevan lähes vakio vuodesta toiseen (noin 0.02%), joten itse lukumäärä vaihtelee riippuen vuotuisesta kokonaissalamamäärästä. Samoin voimakkaimpien salamoiden esiintymisalueet ovat yleensä siellä missä salamoinnin pääpaino tiettynä vuonna muutenkin on. Voimakkain koko jaksolla havaittu salama oli positiivinen ja voimakkuudeltaan +304,5 ka vuonna 2006. Koska huippuvirtojen arviointi ei perustu mittauksiin, määritettyihin arvoihin voi liittyä epävarmuutta. Ilmastonmuutoksen vaikutus Suomen ilmastoon eri ilmastoskenaarioiden ja ilmastomalliajojen mukaan on suuri lähitulevaisuudessa. Nykykäsityksen mukaan keskilämpötila tulee kohoamaan vuosisadan puoliväliin mennessä 1,5 3 asteella. Sademäärät kasvavat ja lisäys on suurinta talvipuolella vuotta. Lämpötilan kohotessa sekä lumisateet että lumipeite vähenevät erityisesti Suomen etelä- ja länsiosissa. Keskimääräisten tuulen nopeuksien on arvioitu kasvavan 10 % talvisin. Pienen mittakaavan sään ääri-ilmiöistä kuten trombeista, syöksyvirtauksista ja ukkosista ei vielä voida tehdä arvioita, sillä ilmastomallien erotuskyky on tähän tarkoitukseen riittämätön. Lähitulevaisuudessa tutkimusta pienen mittakaavan sääilmiöiden tarkastelussa tullaan lisäämään ja tarkempien alueellisten ilmastomallien kehitystä jatketaan.

81 KIRJALLISUUS Abraham, J., Strapp, J.W., Fogarty, C. and Wolde, M., 2004. Extratropical Transition of Hurricane Michael: An Aircraft Investigation, Bulletin of the American Meteorological Society, 85, p. 1323 1339. Atallah, E., Bosart, H. and L.F., 2003. The Extratropical Transition and Precipitation Distribution of Hurricane Floyd (1999) Monthly Weather Review, 131, p. 1063 1081. Bendel, W.B. and Paton, D., 1981. A Review of the Effect of Ice Storms on the Power Industry, Journal of Applied Meteorology, 20, p. 1445 1449. Bengtsson, L., Hodges, K.I. and Roeckner, E., 2005. Storm Tracks and Climate Change. Journal of Climate, 19, p. 3518 3543. Bengtsson, A. and Nilsson, C., 2007. Extreme value modeling of storm damage in Swedish forests, Natural Hazards and Earth System Sciences, 7, p. 515 521. Beniston, M., 2004. The 2003 Heat Wave in Europe: A shape of things to come? Geophys. Res. Letters, 31. L02022. Beniston, M. and Diaz, H.F., 2004. The 2003 heat wave as an example of summers in a greenhouse climate? Observations and climate model simulations for Basel, Switzerland. Global and Planetary Change, 44, p. 73 81. Beniston, M., Stephenson, D.B., Christensen, O.B., Ferro, C.A.T., Frei, C., Goyette, S., Halsnaes, K., Holt, T., Jylhä, K., Koffi, B., Palutikof, J., Schöll, R., Semmler, T. and Woth, K., 2007. Future extreme events in European climate: an exploration of regional climate model projections. Climatic Change, 81, p. 71 95. Bernstein, B.C., 2000. Regional and Local influences on Freezing Drizzle, Freezing Rain, and Ice Pellet Events. Weather and Forecasting, 15, p. 485 508. Bosart, L.F., 1981. The Presidents' Day Snowstorm of 18 19 February 1979: A Subsynoptic-Scale Event. Monthly Weather Review, 109, p. 1542 1566. Brasseur, O., 2001. Development and application of a physical approach to estimating wind gusts. Mon. Weather Rev., 129, p. 5 25. Browning, K.A., 1986. Conceptual models of precipitation systems. Weather and Forecasting, 1, p. 23-41. Carleton, A.M., 1988. Meridional transport of eddy sensible heat in winters marked by extremes of the North Atlantic oscillation, 1948/49 1979/80. Journal of Climate, 1, p. 212 223. Carter, T.R., Posch, M. & Tuomenvirta, H., 1996. The SILMU scenarios: specifying Finland's future climate for use in impact assessment. Geophysica, 32(1 2), p. 235 260. Carter, T.R., 1998. Changes in the thermal growing season in Nordic countries during the past century and prospects for the future. Agricultural and Food Science in Finland, 7, p. 161 179. Chang, E.K.M. & Fu, Y., 2002. Interdecadal Variations in Northern Hemisphere Winter Storm Track Intensity, Journal of Climate, 15, p. 642 658. Chappell, C.F., 1986. Quasi-stationary convective events. In: Mesoscale Meteorology and Forecasting, Ray, P.S. (Ed.), Amer. Meteor. Soc., p. 289 310.

82 Christensen, J.H., Hewitson, B., Busuioc, A., Chen, A., Gao, X., Held, I., Jones, R., Kolli, R.K., Kwon, W.-T., Laprise, R., Magaña Rueda, V., Mearns, L., Menéndez, C.G., Räisänen, J., Rinke, A., Sarr, A. and Whetton, P., 2007. Regional Climate Projections. In: Climate Change 2007: The Physical Science Basis. Contribution of Working Group I to the Fourth Assessment Report of the Intergovernmental Panel on Climate Change. Solomon, S., Qin, D., Manning, M., Chen, Z., Marquis, M., Averyt, K.B., Tignor, M. and Miller, H.L. (eds.). Cambridge University Press, Cambridge, United Kingdom and New York, NY, USA. Cortinas Jr., J., 2000. A Climatology of Freezing Rain in the Great Lakes Region of North America, Monthly Weather Review, 128, p. 3574 3588. Cotton, W.R. and Anthes, R.A., 1989. Storm and Cloud Dynamics. Academic Press, 883 p. Doswell, C.A. III, Brooks, H.E. & Maddox, R.A., 1996. Flash Flood Forecasting: An Ingredients-Based Methodology, Weather and Forecasting, 11, p. 560 581. Doswell, C.A. III, Ramis, C., Romero, R., Alonso, S., 1998. A Diagnostic Study of Three Heavy Precipitation Episodes in the Western Mediterranean Region Weather and Forecasting, 13, p. 102 124. Eckhardt, S., Stohl, A., Wernli, H., James, P., Forster, C. & Spichtinger, N., 2004. A 15- Year Climatology of Warm Conveyor Belts. Journal of Climate, 17, p. 218 237. Fritsch, J.M., Kane, R.J. & Chelius, C.R., 1986. The Contribution of Mesoscale Convective Weather Systems to the Warm-Season Precipitation in the United States. Journal of Applied Meteorology, 25, p. 1333 1345. Førland, E.J., Skaugen, T.E., Benestad, R.E., Hanssen-Bauer, I. & Tveito, O.E., 2004. Variations in Thermal Growing, Heating, and Freezing Indices in the Nordic Arctic, 1900 2050. Journal of Arctic, Antarctic and Alpine Researc, 36, p. 347 356. Giorgi, F., Hewitson, B., Christensen, J., Hulme, M., Von Storch, H., Whetton, P., Jones, R., Mearns, L. and Fu, C., 2001. Regional Climate Information Evaluation and Projections. In: Climate Change 2001: The Scientific Basis. Contribution of Working Group I to the Third Assessment Report of the Intergovernmental Panel on Climate Change. Houghton, J.T., Ding, Y., Griggs, D.J., Noguer, M., van der Linden, P.J., Dai, X., Maskell, K. and Johnson, C.A. (eds.). Cambridge University Press, Cambridge, United Kingdom and New York, NY, USA. Grotefendt, K., Longemann, K., Quadfasel, D. & Ronski, S., 1998. Is the Arctic Ocean warming? J. Geophys. Res., 103, p. 27 679 27 687. Hart, R.E. & Evans, J.L., 2001. A Climatology of the Extratropical Transition of Atlantic Tropical Cyclones. Journal of Climate, 14, p. 546 564. Holloway, G. & Sou, T., 2001. Has Arctic Sea Ice Rapidly Thinned. Journal of _Climate, 15, p. 1691 1701. Holton, J.R., 1992. An introduction to dynamic meteorology, 3 rd ed. Academic press, 511 p. Hoppula, P., 2005. Tykkylumi ja otolliset säätilanteet sen aiheuttamille puustovaurioille, Helsingin Yliopisto, Meteorologian osasto, 87 s. Hoskins, B.J. & Hodges, K.I., 2002. New Perspectives on the Northern Hemisphere Winter Storm Tracks. Journal of the Atmospheric Sciences, 59, p. 1041 1061.

83 Huffmann, G.J. and Norman Jr., G.A., 1988. The Supercooled Warm Rain Process and the Specification of Freezing Precipitation. Monthly Weather Review, 116, p. 2172 2182. Hughes, L.A., Baer, F., Birchfield, G.E. & Kaylor, R.E., 1955. Hurricane Hazel and a long-wave outlook. Bull. Amer. Meteor. Soc., 36, p. 528 533. Hunt, B.G., 2007. A Climatology of Heat Waves from a Multimillennial Simulation. Journal of Climate, 20, p. 3802 3821. Hurrell, J.W. & Loon van, H., 1997. Decadal variations in climate associated with the North Atlantic Oscillation. Climatic Change, 36, p. 301 326. Hurrell, J.W., 1995. Decadal trends in the North Atlantic region temperatures and precipitation. Science, 269, p. 676 679. Hurrell, J.W., Kushnir, Y., Ottersen, G. & Visbeck, M., 2003. The North Atlantic Oscillation: Climate Significance and Environmental Impact. Geophys. Monogr., 134, Amer. Geophys. Union, 279 p. IPCC, 2001. Climate Change 2000. The science of climate change. Contribution of working group I to the third assessment report of the Intergovernmental Panel on Climate Change. Cambridge University Press, Cambridge, 881 p. Jones, P.D., 1994. Hemispheric surface air temperature variations: A reanalysis and update to 1993. Journal of Climate, 7, p. 1794 1802. Jones, S.C., Harr, P.A., Abraham, J., Bosart, L.F., Bowyer, P.J., Evans, J.L., Hanley, D.E., Hanstrum, B.N., Hart, R.E., Lalaurette, F., Sinclair, M.R., Smith, R.K. & Thorncroft, C., 2003. The Extratropical Transition of Tropical Cyclones: Forecast Challenges, Current Understanding, and Future Directions. Weather and Forecasting, 18, p. 1052 1092. Jylhä, K., Tuomenvirta, H. & Ruosteenoja, K., 2004. Climate change projections for Finland during the 21st century. Boreal Env. Res., 9, p. 127 152. Jylhä, K., Ruosteenoja, K. & Tuomenvirta, H., 2005. Ilmastonmuutosskenaarioita Suomelle. In: Ilmasto muuttuu mukautuvatko metsät. Riikonen, J. ja Vapaavuori, E. (toim). Metsäntutkimuslaitoksen tiedonantoja 944, s. 21 29. Jylhä, K., Ruosteenoja, K., Räisänen, P. and Järvenoja, S., 2007. Projected changes in heavy precipitation and snow cover in Finland. Climate change impacts and adaptation in the hydrology of urban areas. Third International Conference on Climate and Water, Helsinki, Finland, 3-6 September 2007. Proceedings, p. 227-232. Jylhä, K., Fronzek, S., Tuomenvirta, H., Carter, T., Tuomenvirta, H., Ruosteenoja, K., 2008. Changes in frost, snow and Baltic sea ice by the end of the twenty-first century based on climate model projections for Europe. Climatic Change, 86, p.441-462. Katajisto, R., 1968. Rakennusten tuulikuormat. Rakennushallitus, Rakennusosasto, Tiedotus 1: 68, 97 s. Kindem, I.T. & Christiansen, B., 2001. The tropospheric response to stratospheric ozone loss. Geosphys. Res. Lett., 28, p. 1547 1550. Kjellström, E., Bärring, L., Gollvik, S., Hansson, U., Jones, C., Samuelsson, P., Rummukainen, M., Ullerstig, A., Willén, U. and Wyser, K., 2005. A 140-year simulation of European climate with the new version of the Rossby Centre regional atmospheric climate model (RCA3). SMHI Reports Meteorology and Climatology No. 108, SMHI, SE-60176 Norrköping, Sweden, 54 p.

84 Kjellström, E. and Ruosteenoja, K., 2007. Present-day and future precipitation in the Baltic Sea region as simulated in a suite of regional climate models. Climatic Change, 81, p. 281 291. Knox, J.L., 1955. The storm Hazel - Synoptic résumé of its development as it approached southern Ontario. Bull. Amer. Meteor. Soc., 36, p. 239 246. Laine, V., 2004. Arctic sea ice regional albedo variability and trends, 1982 1998. J. Geophys. Res., 109, C06027, doi:10.1029/2003jc001818. Lambert, S.J., 1995. The Effect of Enhanced Greenhouse Warming on Winter Cyclone Frequencies and Strengths. Journal of Climate, 8, p. 1447 1452. Leckebusch, G.C. & Ulbrich, U., 2004. On the relationship between cyclones and extreme windstorm events over Europe under climate change. Global Planet. Ghange, 44, p. 181 193. Lim, E-P. and Simmonds, I., 2002. Explosive Cyclone Development in the Southern Hemisphere and a Comparison with Northern Hemisphere Events. Monthly Weather Review, 130, p. 2188 2209. Lindsay, R.W. & Zhang, J., 2005. The Thinning of Arctic Sea Ice, 1988 2003: Have We Passed a Tipping Point? Journal of Climate, 18, p. 4879 4894. Loon van, H. & Rogers, J.C., 1978. The seesaw in winter temperatures between Greenland and Northern Europe. Part I: General description. Mon. Wea. Rev., 106, p. 296 310. Ma, S., Ritchie, H., Gyakum, J., Abraham, J., Fogarty, C. & McTaggart-Cowan, R., 2003. A Study of the Extratropical Reintensification of Former Hurricane Earl Using Canadian Meteorological Centre Regional Analyses and Ensemble Forecasts. Monthly Weather Review, 131, p. 1342 1359. Maddox, R.A., 1979. A methodology for forecasting heavy convective precipitation and flash flooding. Nat. Wea. Dig., 4, p. 30 42. Maddox, R.A., Canova, F. & Hoxit, L.R., 1980. Meteorological Characteristics of Flash Flood Events over the Western United States. Monthly Weather Review, 108, p. 1866 1877. Maddox, R.A., 1983. Large-Scale Meteorological Conditions Associated with Midlatitude, Mesoscale Convective Complexes. Monthly Weather Review, 111, p. 1475 1493. McCabe, G.J., Clark, M.P. & Serreze, M.C., 2001. Trends in Northern Hemisphere Surface Cyclone Frequency and Intensity. Journal of Climate, 14, p. 2763 2768. McDonald, R.E., Bleaken, D.G., Cresswell, D.R., Pope, V.D. & Senior, C.A., 2005. Tropical storms: Representation and diagnosis in climate models and the impacts of climate change. Climate Dyn., 25, p. 19 36. Meehl, G.A., Karl, T., Easterling, D.R., Changnon, S., Pielke Jr., R., Changnon Jr., D., Evans, J.,. Groisman, P.Ya., Knutson, T.R., Kunkel, K.E., Mearns, L.O., Parmesan, C., Pulwarty, R., Root, T., Sylves, R.T., Whetton, P. and Zwiers, F., 2000. An introduction to trends in extreme weather and climate events: Observations, socioeconomic impacts, terrestrial ecological impacts, and model projections. Bull. Am. Met. Soc., 81, 413 416. Moberg, A. and Jones, P.D., 2005. Trends in indices for extremes of daily temperature and precipitation in central and western Europe 1901 1999. Int. J. Climatol., 25, 1173 11.

85 Mote, T.L., Gamble, D.W., Underwood, S. J. and Bentley, M.L., 1997. Synoptic-Scale Features Common to Heavy Snowstorms in the Southeast United States. Weather and Forecasting, 12, p. 5 23. Myllys, H., 1999. Alli-myrsky ja Hirlamin tuuliennusteet, Helsingin Yliopisto, Meteorologian osasto, 45 p. Naki enovi, N., Alcamo, J., Davis, G., de Vries, B., Fenhann, J., Gaffin, S., Gregory, K., Grübler, A., Jung, T.Y., Kram, T., La Rovere, E.L., Michaelis, L., Mori, S., Morita, T., Pepper, W., Pitcher, H., Price, L., Raihi, K., Roehrl, A., Rogner, H.- H., Sankovski, A., Schlesinger, M., Shukla, P., Smith, S., Swart, R., van Rooijen, S., Victor, N. and Dadi, Z., 2000. Emissions Scenarios. A Special Report of Working Group III of the Intergovernmental Panel on Climate Change. Cambridge University Press, Cambridge, UK and New York, USA, 599 p. Neiman, P.L. and Shapiro, M., 1993. The Life Cycle of an Extratropical Marine Cyclone. Part I: Frontal-Cyclone Evolution and Thermodynamic Air-Sea Interaction. Monthly Weather Review, 121, p. 2153 2176. Neiman, P.J., Shapiro, M.A., Fedor, L.S., 1993. The Life Cycle of an Extratropical Marine Cyclone. Part II: Mesoscale Structure and Diagnostics. Monthly Weather Review, 121, p. 2177 2199. Nilsson, C., Stjernquist, I., Bärring, L., Schlyter, P., Jönsson, A.M. and Samuelsson, H., 2004. Recorded storm damage in Swedish forests 1901 2000. Forest Ecology and Management, 199, p. 165 173. Ostermeier, G.M. & Wallace, J.M., 2003. Trends in the North Atlantic Oscillation Northern Hemisphere Annular Mode during the Twentieth Century. Journal of Climate, 16, p. 336 341. Palmén, E., 1958. Vertical circulation and release of kinetic energy during the development of hurricane Hazel into an extratropical storm. Tellus, 10, p. 1 23. Persson, G., Bärring, L., Kjellström, E., Strandberg, G. and Rummukainen, M., 2007. Climate indices for vulnerability assessments. SMHI Reports Meteorology and Climatology. RMK No 111. Swedish Meteorological and Hydrological Institute, SE-60176 Norrköping, Sweden, 64 p. Pettersen, S., 1950. Some aspects of the general circulation of the atmosphere. Centennial Proc. Roy. Meteor. Soc. London, p. 120 155. Pierce, C., 1939. The meteorological history of the New England hurricane Sept. 21, 1938, Mon. Wea. Rev., 67, p. 237 288. Polyakov, I.V., Alexeev, V.A., Belchansky, G.I., Dmitrenko, I.A., Ivanov, V.V., Kirillov, S.A., Korablev, A.A., Steele, M., Timokhov, L.A. & Yashayaev, I., 2007. Arctic Ocean Freshwater Changes over the Past 100 Years and Their Causes. Journal of Climate, 21, p. 364 384. Puhakka, T., 1995: Pilvifysiikka, Yliopistopaino, 210 s. Rasmus, S., 2005. Snow pack structure characteristics in Finland measurements and modeling. Report series of geophysics 48. Helsinki, Finland, 237 p. Rauber, R.M., Olthoff, L.S., Ramamurthy, M.K. & Kunkel, K.E., 2000. The Relative importance of Warm Rain and Melting Process in Freezing Precipitation Events. Journal of Applied Meteorology, 39, p. 1185 1195. Roebber, P.J., 1984. Statistical Analysis and Updated Climatology of Explosive Cyclones. Monthly Weather Review, 112, p. 1577 1589.

86 Rogers, R.C. & Mosley-Thompson, E., 1995. Atlantic Arctic Cyclones and the mild Siberian Winters of the 1980 s. Geophysical Research Letters, 22, p. 799 802. Rogers, J.C., 1997. North Atlantic Storm Track Variability and Its Association to the North Atlantic Oscillation and Climate Variability of Northern Europe. Journal of Climate, 10, p. 1635 1647. Ruokolainen, L., 2005. Kasvihuoneilmiön voimistumisesta johtuvan ilmastonmuutoksen vaikutus sään ääri-ilmiöihin Suomessa. Pro gradu tutkielma, Helsingin yliopisto, Fysikaalisten tieteiden laitos, 74 s. Ruosteenoja, K., Jylhä, K. & Tuomenvirta, H., 2005. Climate scenarios for FINADAPT studies of climate change adaptation. FINADAPT Working Paper 15, Finnish Environment Institute Mimeographs 345, Helsinki, 32 p. Ruosteenoja, K. & Jylhä, K., 2007. Temperature and precipitation projections for Finland based on climate models employed in the IPCC 4th Assessment Report. Third International Conference on Climate and Water, Helsinki, Finland, 3 6 September 2007. Proceedings, p. 404 406. Räisänen, J. & Joelsson, R., 2001, Changes in average and extreme precipitation in two regional climate model experiments. Tellus, 53A, p. 547 566. Räisänen, J., 2001. Hiilidioksidin lisääntymisen vaikutus Pohjois-Euroopan ilmastoon globaaleissa ilmastomalleissa. Terra, 113, s. 139 151. Räisänen, J., Hansson, U., Ullerstig, A., Döscher, R., Graham, L.P., Jones, C., Meier, M., Samuelsson, P. & Willen, U., 2003. GCM driven simulations of recent and future climate with the Rossby Centre coupled atmosphere Baltic Sea regional climate model RCAO. SMHI Reports Meteorology and Climatology No. 101, 61 p. Räisänen, J., Hansson, U., Ullerstig, A., Döscher, R., Graham, L.P., Jones, C., Meier, H., Samuelsson, P. & Willen, U., 2004. European climate in the late twenty-first century: regional simulations with two driving global models and two forcing scenarios. Clim. Dyn., 22, p. 13 31. Sanders, F. & Gyakum, J.R., 1980. Synoptic-Dynamic Climatology of the Bomb. Monthly Weather Review, 108, p. 1589 1606. Schär, C., Vidale, P.L., Lüthi, D., Frei, C., Häberli, C., Liniger, M.A. & Appenzeller, C., 2004. The role of increasing temperature variability for European summer heat waves. Nature, 427, p. 332 336. Serreze, M.C., 1995. Climatological aspects of cyclone delopment and decay in the Arctic. Atmos. - Ocean, 33, p. 1 23. Serreze, M.C., Carse, F., Barry, R.G. & Rogers, J.C., 1997. Icelandic Low Cyclone Activity: Climatological Features, Linkages with the NAO, and Relationships with Recent Changes in the Northern Hemisphere Circulation. Journal of Climate, 10, p. 453 464. Shapiro, M.A. & Keyser, D., 1990. Fronts, Jets and the Tropopause. In: Extratropical Cyclones, Palmén Memorial Volume. Newton, C.W & Holopainen, E.O. (Eds). Amer. Meteor. Soc., p. 167 191. Shapiro, M.A., Low-Nam, S., Olafsson, H., Doyle, J.D. and Smolarkiewicz, P.K., 2002. Large amplitude gravity-wave breaking over the Greenland lee and the subsequent formation of downstream synoptic-scale tropopause folding and stratospheric tropospheric exchange. 10th Conf. on Mountain Meteorology, 15-19 June 2002, Park City, UT, p. 126-129.

87 Shindell, D.T., Miller, R.L., Schmidt, G. & Pandolfo, L., 1999. Simulation of recent northern winter climate trends by green-house-gas forcing. Nature, 399, p. 452 455. Sillman, J. and Roeckner, E., 2008. Indices for extreme events in projections of anthropogenic climate change. Climatic Change, 86, p. 83 104. DOI: 10.1007/s10584-007-9308-6. Smith, J.A., Baeck, M.L., Zhang, Y. and Doswell, C.A., 2001. Extreme Rainfall and Flooding from Supercell Thunderstorms III. Journal of Hydrometeorology, 2, p. 469 489. Solantie, R. ja Pirinen, P., 2006. Orografian huomioiminen loka huhtikuun sademäärien alueellisissa analyyseissä. Raportteja 2006:8, 34 s. Stott, P.A., Stone, D.A. & Allen, M.R., 2004. Human contribution to the European heatwave of 2003. Nature, 432, p. 610 614. Stull, R.B., 1991. An Introduction to Boundary Layer Meteorology, 3 rd ed. Kluwer Academic Publishers, 666 p. Tammelin, B., 1991. Meteorologista taustatietoa tuulienergiakartoitukselle, Ilmatieteen laitos, 332 s. Tammelin, B., Forsius, J., Jylhä, K., Järvinen, P., Koskela, J., Tuomenvirta, H., Turunen, M.A., Vehviläinen, B. & Venäläinen, A., 2002. Ilmastonmuutoksen vaikutuksia energiantuotantoon ja lämmitysenergian tarpeeseen. Raportteja 2002:2. Ilmatieteen laitos, 121 s. Trenberth, K.E., Jones, P.D., Ambenje, P., Bojariu, R., Easterling, D., Klein Tank, A., Parker, D., Rahimzadeh, F., Renwick, J.A., Rusticucci, M., Soden, B. and Zhai, P., 2007. Observations: Surface and Atmospheric Climate Change. In: Climate Change 2007: The Physical Science Basis. Contribution of Working Group I to the Fourth Assessment Report of the Intergovernmental Panel on Climate Change. Solomon, S., Qin, D., Manning, M., Chen, Z., Marquis, M., Averyt, K.B., Tignor, M. and Miller, H.L. (eds.). Cambridge University Press, Cambridge, United Kingdom and New York, NY, USA. Tuomenvirta, H., Uusitalo, K., Vehviläinen, B. and Carter, T.R., 2000. Climate change, design precipitation and dam safety: estimate of changes in precipitation, its extremes and temperature in Finland up to 2100. Finnish Meteorological Institute. Reports 4/2000, 65 p. (in Finnish with English summary). Uccellini, L.W., Kocin, P., Petersen, R., Wash, C. & Brill, K., 1984. The Presidents' Day Cyclone of 18 19 February 1979: Synoptic Overview and Analysis of the Subtropical Jet Streak Influencing the Pre-Cyclogenetic Period. Monthly Weather Review, 112, p. 31 55. Uccellini, L.W., Keyser, D., Brill, K.F. & Wash, C.H., 1985. The Presidents' Day Cyclone of 18 19 February 1979: Influence of Upstream Trough Amplification and Associated Tropopause Folding on Rapid Cyclogenesis. Monthly Weather Review, 113, p. 962 988. Uccellini, L.W. and Kocin, P.J., 1987. The Interaction of Jet Streak Circulations during Heavy Snow Events along the East Coast of the United States. Weather and Forecasting, 2, p. 289 308. Venäläinen, A., Saku, S., Kilpeläinen, T., Jylhä, K., Tuomenvirta, H., Vajda, A., Ruosteenoja, K. & Räisänen, J., 2007. Sään ääri-ilmiöitä Suomessa. Raportteja 2007:4. Ilmatieteen laitos, 81 s.

88 Walker, G.T., 1924. Correlations in seasonal variations of weather IX. Memo. India Meteor. Dept., 24, p. 275 332. Walsh, J.E., Chapman, W.L. & Shy, T.L., 1996. Recent Decrease of Sea Level Pressure in the Central Arctic. Journal of Climate, 9, p. 480 486. Waugh, D.W., Randel, W.J., Pawson, S., Newman, P.A. and Nash, E.R., 1999. Persistence of the Lower Stratospheric Polar Vortices. J. Geophys. Res, 104, p. 27191-27201. Whittaker, L.M. & Horn, L.H., 1984. Northern Hemisphere extratropical cyclone activity for four mid-season months. J. Climatol., 4, p. 297 310. Ökland, H., 1998. Modification of Forntal Circulation s by Surface Heast Flux. Tellus, 50A, p. 211 218. ECMWF: ERA-40 (Hhttp://data.ecmwf.int/data/d/era40_daily/H ) University of Wyoming (Hhttp://weather.uwyo.edu/upperair/sounding.htmlH)

89 LIITE: Säätapaukset 1. EUROOPASTA Myrskyjen sarja joulukuussa 1999 myrsky Lothar Euroopassa kaikkein laajinta tuhoa viimeisten vuosikymmenten aikana ovat saaneet aikaan myrsky Lothar ja sen seuraajat. Joulukuussa 1999 päivien 25. 28. aikana kolme myrskyä kehittyi hyvin nopeasti Atlantilla. Ne liikkuivat suoraan länteen yli Länsi- ja Keski-Euroopan vaimentuen samalla, mutta melko hitaasti. Lothar oli itse asiassa varsin pienikokoinen, mutta sitäkin voimakkaampi myrsky. Sen tuhojälki oli halkaisijaltaan noin 200 km. Paineen muutosnopeus oli suurimmillaan 10 hpa tunnissa. Pahimmat tuulen nopeudet olivat 10 minuutin keskituulina mitattuina 25 ms -1 ja tuulen maksimipuuskat 40 52 ms -1. Kaikkein suurin tuulen puuska 60 ms -1 mitattiin Normandian eteläpuolella Pontorsonissa. Myrskyyn liittyi sakea lumisade ja salamointi. Lotharia seurasi heti seuraavana päivänä Martiniksi kutsuttu myrsky ja Martinia vielä kolmaskin myrsky. Martin oli kokoluokaltaan suurempi kuin Lothar, kymmenen minuutin myrskytuuli 25 ms -1 havaittiin halkaisijaltaan 500 km kokoisella alueella. Paineen muutosnopeus oli samaa luokkaa kuin Lotharissa eli n. 10 hpa tunnissa. Tuulen puuskat olivat enimmäkseen 35 45 ms -1, Oleronin saarella 55 ms -1. Vesisadetta ja ukkosta esiintyi yleisesti. Lothar ja Martin aiheuttivat 150 ihmishengen menetyksen, joista 90 tapahtui Ranskassa. Ranskassa 2,5 miljoonaa kotitaloutta jäi ilman sähköä ja vielä viikon päästä tapahtuneesta miljoonalta puuttui sähkö. Myrsky Erwin/Gudrun tammikuussa vuonna 2005 Vuoden 2005 tammikuun alkupuolella 8. 9. päivänä Atlantilta liikkui voimakas myrsky Etelä-Skandinavian yli Baltiaan. Myrsky sai Keski-Euroopassa nimekseen Erwin ja Norjassa nimen Gudrun, samasta myrskystä on kuitenkin kyse. Ruotsissa voimakkaimmat kymmenen minuutin keskituulennopeudet olivat meriasemilla länsirannikolla 29 ms -1, etelärannikolla 33 ms -1 ja itärannikolla 27 ms -1. Ylimmät puuskanopeudet olivat vastaavasti 38 ms -1, 42 ms -1 ja 36 ms -1. Alin ilmanpaine myrskyn keskuksessa oli noin 962 hpa. Metsää tuhoutui jopa 70 miljoonaa kuutiota, mikä vastaa noin 2/3 kaikista Ruotsin 1900-luvulla sattuneista myrskytuhoista metsässä (Nilsson et

90 al., 2004). Bengtsson & Nilsson (2007) ovat laskeneet toistuvuusajan Gudrun myrskylle ja saivat tulokseksi, että vastaavaa tapahtuu noin kerran 80 vuodessa. Suomen eteläpuolella Virossa meteorologian ja hydrologian laitoksen mukaan tammikuun 2005 myrskyyn liittyen vedenpinta nousi 273 cm normaaliarvon yläpuolelle ja tuulen puuskat olivat ylimmillään 38 ms -1. Myrsky Kyrill tammikuussa vuonna 2007 Myrsky Kyrill kehittyi Newfoundlandin tienoilla tammikuun 15. päivänä ja liikkui nopeasti länteen yli Atlantin. Tammikuun 17. päivänä se saavutti Pohjanmeren ja 18. päivänä se liikkui pitkin Hollannin ja Saksan rannikoita itään. Pahimmat myrskytuhot aiheutuivat Saksassa ja Tshekissä. Saksassa menetettiin 25 miljoonaa kuutiometriä metsää (20 % vuoden puunkaatokiintiöstä) ja Tshekin tasavallassa 10 miljoonaa kuutiota (65 % vuotuisesta puunkaatokiintiöstä.). Kyrill myrskystä havaittiin jälleen, että luontoon alkuperältään kuulumattomat istutetut puut kaatuivat herkimmin ja että tätä nykyä tuhot erityisesti istutusmetsissä ovat ennätysmäisiä. Kyrillin myrskypuuskat olivat Saksassa voimakkaimmillaan noin 37 ms -1 ja Brittein saarilla ylimmillään noin 49 ms -1. Kyrillin yhteydessä Saksassa esiintyi useita trombeja. 2. SUOMESTA Lumimyrsky 18.12.1966 Suurimmat sateet ajoittuivat niin, että aamulla ja päivällä sateita tuli lännessä ja illalla idässä. Sade oli laajalti runsasta, vähintään 15 millimetrin sademääriä ja vähintään 15 cm lumensyvyyden kasvuja havaittiin neljällä asemalla maan lounaisosasta kaakonkulmalle (taulukko L_1). Ennen myrskyä ja sen aikana lämpötilat vaihtelivat maan etelä ja lounaisosassa noin -5 ja -15 asteen välillä. Seuraavana päivänä lämpötilat nousivat maan lounaisosassa nollan tietämille tai vähän sen yläpuolelle, muualla lämpötila vaihteli nollan ja parin pakkasasteen välillä. Etelämyrskyä 21 26 ms -1 avaittiin päivällä klo 6 ja 18 UTC välisenä aikana aajalti. Myös sisämaassa havaittiin laajoilla alueilla samaan aikaan kovaa etelän ja kaakon välistä tuulta 16 20 m/s ja rannikolla, Mietoisen Saaren asemalla etelämyrskyä 23 m/s.

91 Taulukossa L_2 ja L_3 on esitetty tuulihavainnot, joissa tuulen puuskanopeuden arvio ylittää 28 m/s merellä ja maalla. Taulukko L_1. Sadehavainnot 18.12.1966, joissa vuorokauden sademäärä on vähintään 15 mm ja lumen kertymä vuorokaudessa vähintään 15 cm. Asema Sademäärä mm Lumen kertymä cm Anjalankoski Rautakorpi 16,8 29 Lohja Porla 39,5 23 Hyvinkää Mutila 34,3 21 Koski Sorvasto 21,9 16 Taulukko L_2. Tuulihavainnot merisääasemilta 18.12.1966, joissa puuska-arvion minimi on yli 28 m/s. Puuskakertoimina on käytetty minimille kerrointa 1,2 ja maksimille 1,3. Asema Klo (UTC) Tuulen suunta Tuulen nopeus m/s Puuska-arvio m/s minimi maksimi Korppoo Utö 12 180 26 31,2 33,8 Hanko Russarö 12 180 24 28,8 31,2 Korppoo Utö 15 180 24 28,8 31,2 Hanko Russarö 15 180 25 30,0 32,5 Hanko Tvärminne 18 180 25 30,0 32,5 Inkoo Bågaskär 18 170 24 28,8 31,2 Taulukko L_3. Tuulihavainnot sisämaan ja rannikon säähavaintoasemilta 18.12.1966, joissa tuulen puuska-arvion minimi ylittää 28 m/s. Puuskakertoimina on käytetty minimille kerrointa 1,5 ja maksimille 1,7. Asema Klo (UTC) Tuulen suunta Tuulen nopeus m/s Puuska-arvio m/s minimi maksimi Kokemäki Peipohja Hyrkölä 6 140 20 30,0 34,0 Mietoinen Saari 12 180 23 34,5 39,1 Kankaanpää Niinisalo 15 150 19 28,5 32,3 Lumimyrsky 23.1.1995 Brittein saarten tienoilla olevasta matalapaineen alueesta irtosi Tanskan tienoilla osakeskus, joka liikkui koilliseen kohti Suomea. Matalapaine oli syvimmillään maanantaina 23.1.1995 klo 12 UTC, jolloin sen keskus sijaitsi Ahvenanmeren tienoilla. Runsaimmat lumisateet ajoittuivat välille 06 12 UTC Satakuntaan, Varsinais- Suomeen ja Uudellemaalle. Vähintään 15 cm lumensyvyyden kasvuja mitattiin viidellä asemalla (taulukko L_4).

92 Ennen myrskyä lämpötila vaihteli 5 pakkasasteen molemmin puolin. Myrskyn aikana sää alkoi lauhtua. Lämpötilat kohosivat illan aikana noin +2 ja -3 asteen välille. Leudointa oli rannikon tuntumassa ja etelässä, kylmintä lännessä ja kaakossa. Seuraavana iltana sää alkoi pikkuhiljaa kylmetä lännestä alkaen, mutta etelässä lämpötilat pysyttelivät edelleen nollan tienoilla. Tuuli oli voimakkaimmillaan päivällä klo 09 15 UTC, jolloin Inkoo Bågaskärin asemalla havaittiin aluksi kaakkois- ja myöhemmin lounaismyrskyä 21 25 m/s. Korppoo Utön ja Hanko Russarön asemilla havaittiin klo 15 UTC lännen ja lounaan välistä myrskyä 21 m/s. Helsinki-Vantaan lentoasemalla, Helsinki Kaisaniemen säähavaintoasemalla ja Utin lentokentällä havaittiin klo 12 15 UTC kovaa etelän ja kaakon välistä tuulta. Jokioisten luotauksesta selvisi, että säätilanteeseen vaikutti päivällä alailmakehän suihkuvirtaus. Noin kilometrin korkeudella tuulen nopeus on noin 30 m/s. Taulukossa L_5 on esitetty ne tuulihavainnot, joissa puuska-arvio on yli 28 m/s. Taulukko L_4. Sadehavainnot 23.1.1995, joissa vuorokauden sademäärä on vähintään 15 mm ja lumensyvyyden muutos vuorokaudessa vähintään 15 cm. Asema Sademäärä mm Lumen kertymä cm Hyvinkää Mutila 41,1 23 Lohja Porla 33,9 22 Kustavi Kivimaa 22,0 19 Merimasku Sannainen 24,0 18 Köyliö Yttilä 27,3 18 Taulukko L_5. Tuulihavainnot 23.1.1995, joissa puuska-arvio on yli 28 m/s kertoimilla minimi 1,2 ja maksimi 1,3. Asema Klo (UTC) Tuulen suunta Tuulen nopeus m/s Puuska-arvio m/s minimi maksimi Inkoo Bågaskär 12 150 25 30 32,5 Inkoo Bågaskär 15 210 25 30 32,5 Aarno-myrsky 16. 17.11.1978 Aarno-myrsky saapui Suomeen lounaasta ja kuuluu myrskyratamääritelmän mukaan luokkaan Lounainen. Oulun läänissä paine laski ja nousi Aarnossa enimmillään 40 hpa/24 h (kuva L_1). Etelä-Suomessa Helsingin suunnalla Aarnon vaikutus näkyi lievempänä paineen laskuna ja tätäkin lievempänä paineen nousuna. Aarnossa vain lounais- ja länsituulivaihe olivat myrskyisiä. Tuulihavainnot meriltä olivat 10 minuutin

93 keskituulena mitattuna enimmillään 27 ms -1. Aarno sai aikaan mittavaa metsätuhoa Länsi-Suomessa. Aarno myrskysi pisimmillään Merenkurkussa yhtäjaksoisesti 18 tunnin verran. 1025 1005 1015 1005 995 985 975 21 00 3 6 9 12 15 18 21 00 3 6 9 12 15 18 Ilmanpaine (hpa) Janika 995 985 975 965 955 Ilmanpaine (hpa) Aarno Kelloaika UTC-ajassa Kuva L_1. Kuvassa on Helsinki-Vantaalla havaittu ilmanpaine Janikassa 14.11.2001 16.11.2001 sinisellä ja Aarnon ilmanpaine Oulussa 15. 17.11.1978 punaisella. Mauri-myrsky 22.9.1982 Mauri myrsky on tähän mennessä ainoa myrskyistämme, jonka tiedetään olevan hurrikaaniperäinen. Hurrikaanilla tarkoitetaan tässä trooppiselta Atlantilta peräisin olevaa oikeaa hurrikaania, trooppista pyörremyrskyä. Hurrikaani Debby kehittyi 13.9.1982 Karibian merellä ja liikkui Irlannin länsipuolelle 20.9.1982 mennessä. Tässä vaiheessa Debby ei enää ollut tuulen voimakriteerin mukaan hurrikaani vaan jäännös siitä. Debby yhdistyi Norjanmerellä pohjoisempien matalapaineiden reiteille ja saapui Skandien keskiosien yli ensin Ruotsin pohjoisosaan ja liikkui sieltä yli Pohjois-Lapin koilliseen. Suomessa voimakkaimmat tuulen nopeudet koettiin Maurin päivänä 22.9.1982 (siitä nimitys Mauri-myrsky) Merenkurkussa, Perämerellä ja Pohjois- Suomessa. Keskituulennopeudeksi mitattiin Vaalan, Pelson ja Ylitornion havaintopisteissä 23 ms -1. Lehtiarkistosta, mikä Ilmatieteen laitoksella on tallessa, on kirjoituksia myrskypuuskista 30 40 ms -1 Rovaniemen lentoasemalta ja Lapin kansan kuvamateriaali paljastaa, että mm. Rovaniemeltä 20 km:ä Hirvaan metsäkoulun liepeillä puut ovat kaatuneet ryppäissä aina kohden yhtä keskipistettä. Tämä viittaa trombin aikaansaamaan tuhoon. Mauri-myrskyssä on näin ollen ollut mahdollisesti 1 tai

94 useampiakin trombeja sekä lisäksi syöksyvirtauksia, joiden takia aiheutui valtavia aineellisia tuhoja Lapissa ja Oulun läänissä. Silminnäkijähavaintojen mukaanhan Maurin tuulen puuskat lennättivät puita juurineen. Koska Mauri oli hurrikaani Debbyn jäänne, siinä oli syvään konvektioon liittyviä erityispiirteitä, joita pohjoisissa matalapaineissa ei yleensä esiinny. Kuvamateriaalin perusteella arvioituna Maurimyrskyn tuulen puuskat ovat pahimmillaan voineet olla luokkaa 30 50 ms -1. Alli-myrsky 31.1.1997 Suomeen Allin päivänä vuonna 1997 saapunut myrsky kehittyi Grönlannin merellä. Se kuuluu luokkaan Grönlanti. Alli-myrskyn syvenemisnopeus oli suurimmillaan 23 hpa/9h, kyseessä siis oli pommi. Koska oli sydäntalvi, Suomen puut olivat ankkuroituneet syvään routaan, eikä puustotuhoja tullut laajalti, kuten Janikamyrskyssä. Mutta tuhoja aiheutui, ja niistä oli kattava kirjoitus mm. Helsingin Sanomissa 1.2.1997. Lapissa tiet olivat pahoin tukkeutuneet kinostuneesta lumesta: Sodankylä, Inari ja Utsjoki olivat täysin eristyksissä, sillä Tielaitoksen liikennekeskuksen aura-autotkaan eivät kyenneet liikkumaan niihin vievillä teillä. Hailuodossa pystytetyt kaksi suurta huoltotelttaa olivat siirtyneet 400 metriä paikoiltaan Raahen suuntaan ja Torniossa sijaitseva teräksinen Rinnakkaistapahtuma-veistos oli taittunut voimakkaasti alaosastaan. Länsi-Suomessa etenkin rannikolla oli irronnut kattoja useiden satojen neliöiden alalta. Oulussa lisäksi puita oli kaatunut teille ja junaradoille. Koska Lapissa ulkona liikkuminen oli mahdotonta, veroilmoitusten viimeistä jättöpäivää lykättiin seuraavalle päivälle. Alli-myrsky arvioitiin Ilmatieteen laitoksessa tuolloin harvinaiseksi, toisin sanoen, vastaavaa tapahtuisi kerran 10 vuoden aikana. Alli-myrskyssä Utsjoella tuuli voimistui kolmessa tunnissa eteläisestä 2 ms -1 tuulesta pohjoisen ja luoteen väliseksi myrskyksi 25 ms -1. Kanjonissa tuuli voimistui myös paikallisten tuulta kanavoittavien syiden takia. Joka tapauksessa Pohjois- ja Länsi- Lapissa myrskysi laajalti yli 21 ms -1, tunturiasemilla mitattiin myrskyä 22 28 ms -1. Perämerellä ja Merenkurkussa ennen myrskyn saapumista jää peitti kaiken avoimen meren. Myrskyn alettua laivahavaintojen mukaan pienimmät jäälautat lensivät ilmassa ja vuorokauden kuluessa jää oli pahoin röykkiöitynyt Suomen puoleiselle rannikolle.

95 Pyry-myrsky 1.11.2001 Suomeen saapunut myrsky vuonna 2001 lokakuun lopussa kuluu myrskyrataluokituksen mukaan kategoriaan Lounainen. Myrsky saapui Suomeen lounaasta ja siihen yhdistyi sekä Etelä-Euroopasta virranneen ilman että yli Atlantin virranneen ilman ominaisuuksia. Pyry-myrskyä edelsi hidasliikkeinen matalapaine, joka aiheutti runsaita vesi- ja lumisateita maan etelä- ja keskiosaan. Matalapaineen hidasliikkeisyyden takia lumisade ja nollan asteen lämpötilavyöhyke painottuivat pitkän aikaa samoille seuduille Länsi-Suomen pohjoisosiin ja toisaalta Kaakkois-Suomeen. Pakkasyö kiinnitti kaiken kosteuden sähkölinjoille ja puihin erittäin tehokkaasti. Tämän jälkeen lounaasta saapui jälleen uusi matalapaine tuoden niin ikään vain lisää kosteutta,runsaita vesi- ja lumisateita sekä 0-asteen lämpövyöhykkeen lähes samoille alueille kuin edellispäivän matalapaine. sten lumikuormat sähkölinjoilla ja metsissä kasvoivat yhä. Lounaasta saapunut kehittyvä matalapaine alkoi syventyä Ahvenanmeren ja Saaristomeren tienoilla, missä merivesi oli noin 10 astetta ilmaa lämpimämpi, ollen 8 11 asteista. Matalapaineen syvetessä alailmakehän suihkuvirtaus vahvistui Itämerellä. Kun matalapaine liikkui hitaasti itään, myös alailmakehän suihkuvirtaus siirtyi itään ollen vähitellen Länsi-Suomen yllä. Matalapaine syveni myrskyksi Pyryn päivänä ja sai siten nimen Pyry-myrsky. Pyry-myrskyn tuuli oli voimakkaimmillaan merellä Märketissä ja Kylmäpihlajalla 28 ms-1 ja sisämaassa Tampereen Siilinkarilla ja Asikkalan Pulkkilanharjulla 18 ms-1. Alailmakehän suihkuvirtauksen nopeus oli 27 ms-1 jo varsin matalalla, ts. 450 metriä maan pinnan yläpuolella Jokioisilla 1.11.2001 kello 14 SA. Alailmakehän suihkuvirtauksen maksimi oli noin 31 ms -1. Koko tähän tapahtumaketjuun liittyneet suurimmat lumituhot sattuivat Länsi-Suomen pohjoisosissa ja Kaakkois-Suomessa (Hoppula, 2005). Hoppulan (2005) mukaan nk. nuoskalumeen liittyvä tykkyyntyminen kehittyy pahimmaksi silloin, kun lounaasta tai lännestä saapuu Suomeen ns. sykloniperhe, jossa matalapaineita liikkuu yksi toisensa perään hitaasti Suomen yli. Lisäksi lämpötilan tulee olla 0 +0,5 C, tuulen 3 6 ms -1 ja sademäärän yli 25 mm. Janika-myrsky 15. 16.11.2001 Myrsky 15. 16.11.2001, joka sai nimekseen Janika, kehittyi erittäin nopeasti (31hPa/24h) Grönlannin suojan puolella vanhasta okluusiorintamasta. Janikaa edelsi

96 monta myrskyä Islannin tienoilla. Osa näistä oli hurrikaaniperäisiä ja osa sai energiaa Grönlannin aiheuttamasta vuoristoaaltojen voimistumisesta (Shapiro et al., 2002). Janika kehittyi 14.11.2001 ja liikkui vuorokauden aikana Norjan luoteisrannikolle. Tällöin Suomessa myrskysi etelän ja lounaan puolelta. Etelämyrskyyn liittyi, kuten oikein voimakkaissa myrskyissä, alailmakehän suihkuvirtaus noin kilometrin korkeudella maanpinnasta. Kun matalapaine siirtyi Pohjois-Suomeen, tuuli kääntyi luoteenpuoleiseksi, ja tästä alkoi luoteismyrskyn vaihe. Luoteismyrskyn aikana matalalla ilmakehässä havaittiin voimakas alailmakehän suihkuvirtaus ja säännöllisin väliajoin toistuvia erittäin voimakkaita tuulen puuskia. Maa-alueella havaittujen puustotuhojen perusteella on arvioitu, että puuskat ovat voineet olla ylimmillään noin 50 ms -1. Puuskat esiintyivät siellä täällä Etelä- ja Länsi-Suomen metsissä, ja puiden kaatumissuunnista pääteltiin, että kyse oli alailmakehän suihkuvirtauksen iskeytymisestä maahan. Janika myrskysi pisimmillään yhtäjaksoisesti Selkämerellä 24 tuntia. Janikan vaikutus oli kaikin puolin kokonaisvaltainen: Janikan yhteydessä myrskysi sekä lounaasta että lännestä 24 26 ms -1 ja vielä pohjoisen ilmansuunnista 25 28 ms -1. Paine laski ja nousi Suomessa Janikaan liittyen laaja-alaisesti noin 40 hpa/24 h. Jokioisten luotauksista ja Espoon-Kivenlanden mastomittauksista on voitu laskea, että Etelä-Suomessa turbulenssi on todennäköisesti ollut kohtalaista tai ankaraa. Käyttämällä keskituulen nopeutena 25 28 ms -1, joka merellä vallitsi, puuskamaksimeiksi saadaan 43 48 ms -1. Tuulen erikoispiirteet 22.12.2004 Halikossa Rafaelin päivänä 22.12.2004 Suomeen saapui myrsky, josta oli varoitettu kaikin mahdollisin tavoin. Oli varoitettu myrskystä yli 25 ms -1, erittäin huonosta ajokelistä ja maa-alueilla vaarallisen voimakkaasta tuulesta. Myrsky alkoi iltapäivällä kello 14 15 Suomen lounaisilla merillä. Kaikkein voimakkaimman tuulen vaihe, keskituuli yli 26 m s -1 ja tuulen puuskat 33 m s -1, kesti Suomen lounaisilla merillä noin 5 tuntia. Johtuen onnettomuudesta, jossa linja auto suistui tieltä ainakin osittain kovan sivutuulen vaikutuksesta, Ilmatieteen laitokselta pyydettiin tarkempia analyysejä vallinneista tuulista Lounais-Suomessa (Tutkintaselostus B2/2004Y, 2005). Tuuliolot analysoitiin

97 MM5-mallin avulla ja tuloksia verrattiin Jokioisten luotaushavaintoihin (kva L_2). Tuulimallin tulokset osoittivat, että Lounais-Suomeen saapui voimakas alailmakehän suihkuvirtaus, joka kello 22 ylitti Halikon lahden (Kuva L_3). Keskituulen nopeudet olivat mallitulosten mukaan 10 metrin korkeudella maan pinnasta 14 17 ms -1, ja 30 metrin korkeudella 19 21 ms -1 (kuva L_4). Vastaavasti noin 50 metrin korkeudella maanpinnasta tuulen nopeus oli 21 24 ms -1 ja 110 metrin korkeudella 26 29 ms -1. Tuulimallin pystyprofiili tuulesta viittaa ankaraan puuskaisuuteen lähellä maan pintaa. Tuulen nopeus on pystysuunnassa kello 22 voimistunut 0,12 ms -1 metriä kohti (valkoinen viiva kuvassa L_3). Puuska-arvio Halikon lahdella luoteisrannalla ja lahden pohjukassa, on V gust (maanpinta) = 14 ms -1 + 2* 9,8 ms -1 = 34 ms -1. Ylimmillään puuskat ovat voineet olla V gust (30m) = 24 ms -1 + 2* 9,8 ms -1 = 44 ms -1. 1400 1000 korkeus (m ) 600 300 100 50 30 10 Jokioinen kl 2 SA 23.12.2004 0 5 10 15 20 25 30 35 tuuli (m /s ) Kuva L_2. Jokioisten luotaus yöllä 23.12. kello 2 Suomen aikaa. Jokioisen yli kulki yöllä alailmakehän suihkuvirtaus, jossa tuulen nopeus 1km korkeudella oli 35 ms -1.

98 Kuva L_3. Tuulimallin käyttämä topografia näkyy kuvassa 10 m tarkkuudella. Onnettomuusalue on kuvattu mustalla pisteellä ja se on vertikaalileikkausta kuvaavan mustan janan keskipisteessä.

99 Kuva L_4. Tuulen nopeudet MM5-mallin analyysin mukaan kello 21 23 Suomen aikaa. Kuvassa on näkymä mereltä maalle, niin, että matalin kohta kuvaa meren lahtea. Harmaa väri kuvaa tuulen nopeutta 29 30 ms -1 ja oranssinpunainen nopeutta 14 16 ms -1.