Vesitase ja vuorovaikutus pinta- ja pohjaveden välillä Rokuan harjualueella Ahveroisen suppajärvessä

Transkriptio

1 Prosessi- ja ympäristötekniikan osasto Vesi- ja ympäristötekniikan laboratorio Diplomityö Vesitase ja vuorovaikutus pinta- ja pohjaveden välillä Rokuan harjualueella Ahveroisen suppajärvessä Oulussa Tekijä: Pertti Ala-aho Työn valvoja ja ohjaaja: Bjørn Kløve Professori Työn ohjaaja: Pekka Rossi Diplomi-insinööri

2 OULUN YLIOPISTO Teknillinen tiedekunta Tiivistelmä opinnäytetyöstä Osasto Prosessi- ja ympäristötekniikan osasto Tekijä Ala-aho, Pertti Otto Antero Työn nimi Laboratorio Vesi- ja ympäristötekniikan laboratorio Työn valvoja Kløve, B. Professori Vesitase ja vuorovaikutus pinta- ja pohjaveden välillä Rokuan harjualueella Ahveroisen suppajärvessä Oppiaine Työn laji Aika Sivumäärä Vesitekniikka Diplomityö Toukokuu s., 5 s. 5 liitelehteä Tiivistelmä Tämän työn tavoitteena oli selvittää Rokuan harjualueella sijaitsevan Ahveroisen suppajärven ja pohjaveden välistä vuorovaikutusta. Tutkimuksen aineisto kerättiin osana Oulun yliopiston vesi- ja ympäristötekniikan laboratorion ja Geotieteiden laitoksen hanketta Rokuan harjun vesitalouden selvittäminen matkailullisten edellytysten turvaamiseksi. Ahveroisen järven vedenpinta on vaihdellut merkittävästi, mikä on heikentänyt alueen virkistyskäyttöarvoja. Syitä harjualueella sijaitsevien järvien vedenpinnan vaihteluihin on aiemmissa tutkimuksissa etsitty vuotuisen sadannan ja haihdunnan suhteesta, järviä ympäröivien pohjavesipintojen korkeuksista sekä muutoksista järvien rantavyöhykkeiden vedenjohtavuuksissa. Järveen tulevan ja järvestä poistuvan pohjavesivirtauksen suuruutta arvioitiin laskennallisesti vesitasemallinnuksella välisenä aikana. Mallinnuksen lähtötietoina käytettiin Ilmatieteenlaitoksen ilmastoaineistoja ja jatkuvatoimista seurantaa järven vedenpinnan korkeudesta. Järven ja pohjaveden vuorovaikutusta tutkittiin kenttätutkimuksin suotautumismittarilla. Laitteistolla määritettiin suotautumisen suunta ja nopeus sekä järven rantaviivan läheisyydessä että eri syvyyksillä järvessä. Vesitasemallinnuksen tulosten perusteella tarkastelujakson sadanta (527 mm) oli samaa suuruusluokkaa kuin järvestä poissuotautuvan veden määrä (489 mm), ja vuotuinen järvihaihdunta (233 mm) vastasi järveen tulevan pohjaveden määrää (229 mm). Vesitasemallinnuksessa havaittiin muutoksia suotautumisen nettosuuruuden suunnassa eri vuodenaikoina. Poissuotautumisen suhteellinen suuruus kasvoi talven edetessä, nettosuotautumisen ollessa talvella poispäin järvestä. Keväällä lumen sulannan aikaan nettosuotautuminen kääntyi järveen tulevaksi, suunnan palautuessa syksyllä järvestä poistuvaksi. Suotautumismittausten tuloksina järveen tulevan pohjavesivirtauksen alueeksi mittausajankohtana määritettiin järven etelä- ja kaakkoisosat. Järvestä pohjaveteen poistuvan virtauksen alueeksi tunnistettiin aiempien tutkimusten tuloksista poiketen järven koillisosat. Tutkittaessa suotautumisnopeuden suuruutta rantaviivan etäisyyden funktiona, havaittiin suotautumisnopeuden olevan suurimmillaan rannan välittömässä läheisyydessä ja nopeuden muutoksen noudattavan eksponentiaalista alenemista. Suotautumismittausten ja maatutkatulkintojen perusteella järven ja pohjaveden välisen vuorovaikutuksen pääteltiin tapahtuvan pääasiassa lyhyellä vyöhykkeellä rannan läheisyydessä. Vesitasemallinnuksen ja jatkuvatoimisen pinnankorkeuden seurannan avulla havaittiin sadannan ja haihdunnan olevan merkittävimmät järven pinnankorkeuteen lyhyellä aikavälillä vaikuttavat tekijät. Pohjavesikomponentin merkitys järven vesitaseessa todettiin suureksi. Koska vuorovaikutus Ahveroisen ja pohjaveden välillä havaittiin dynaamiseksi prosessiksi, vuorovaikutussuhteen tarkemmaksi selvittämiseksi tulisi tehdä lisätutkimuksia. Säilytyspaikka Oulun yliopisto, Tiedekirjasto Tellus Muita tietoja

3 UNIVERSITY OF OULU Faculty of technology Abstract of thesis Department Department of Process And Environmental Engineering Author Laboratory Water Resources And Environmental Engineering Laboratory Supervisor Ala-aho, Pertti Otto Antero Kløve, B. Professor Name of the thesis Water budget and interaction between surface water and groundwater in kettle lake Ahveroinen at Rokua esker formation Subject Level of the studies Date Number of pages Water Engineering Master thesis May p., 5 p. 5 appedices Abstract The aim of the study was to determine and quantify groundwater - surface water interactions in kettle lake Ahveroinen located at Rokua esker formation. Data for the study was collected as a part of Oulu University project Determining hydrogeology of Rokua esker formation to ensure tourism in the area. Lake Ahveroinen has suffered from significant water level fluctuations, which have decreased recreational value of the area. In previous studies concerning water level fluctuations of lakes in the Rokua esker formation, fluctuations have been explained by annual evaporation precipitation ratio, groundwater levels surrounding the lakes and changes in hydraulic conductivity in the littoral zone. Magnitude of inseepage to lake and outseepage from lake was estimated with water budget modeling between Raw data for water budget calculations was obtained from Finnish Meteorological Institute and by continuous monitoring of lake stage. Interaction of groundwater and lake was also examined by field methods. Seepage meters were used to determine the direction and rate of seepage around lake shore and with increasing distance from shore. Based on the results of water budget calculations, precipitation (527 mm) was the same magnitude as outseepage (489 mm), and lake evaporation (233 mm) equaled inseepage (229 mm) during monitoring period. Changes in the net direction of seepage were observed in different seasons. Outseepage was predominant flow direction during winter period with increasing outseepage rate. During snow melt net direction of seepage shifted and inseepage became the predominant flow direction. Net direction of seepage changed again to outseepage in the autumn. According to seepage meter measurements areas of inseepage were located in the south and south-east parts, and outseepage in the north-east parts of the lake. Direction of outseepage differed from previous results concerning seepage directions in the lake. When examining seepage rates with increasing distance of shore, highest seepage rates were found near shore and seepage rate declined exponentially offshore. Based on results of seepage meters and ground penetrating radar, interaction of groundwater and lake was concentrated in the littoral zone. Based on the water budget modeling and lake stage monitoring, precipitation and lake evaporation were the most important factors affecting the lake short term water level. Role of groundwater component in lake water budget was found to be significant. Profound understanding of interaction between groundwater and lake Ahveroinen requires more research, because the interaction was found to be a highly dynamic process. Library location University of Oulu, Science Library Tellus Additional information

4 Alkusanat Tämä diplomityö tehtiin Oulun yliopiston vesi- ja ympäristötekniikan laboratoriossa heinäkuun 2009 ja toukokuun 2010 välisenä aikana. Aineisto työhön kerättiin osana Oulun yliopiston Vesi- ja ympäristötekniikan laboratorion ja Geotieteiden laitoksen hanketta Rokuan harjun vesitalouden selvittäminen matkailullisten edellytysten turvaamiseksi, jonka rahoittajina toimivat Euroopan Unionin aluekehitysrahasto sekä Vaalan, Utajärven ja Muhoksen kunnat. Työn rahoittamisesta kiitokset myös Maa- ja vesitekniikan tuki r.y:lle. Työn ohjaamisesta ja valvomisesta kiitän Bjørn Kløveä. Korvaamattoman panoksen kenttätöihin, sekä työn ohjaamiseen ja toistuvaan hiomiseen antoi Pekka Rossi, hänelle suuret kiitokset. Kenttätyöt Ahveroisen viileissä vesissä eivät olisi onnistuneet ilman Virve Kupiaisen ja Mikko Malin apua. Haluan kiittää myös Vesi- ja ympäristötekniikan laboratorion koko henkilökuntaa, erityisesti Jarkko Okkosta, neuvoista ja avusta työn eri vaiheissa. Lisäksi kaikki työssäni ystävällisesti neuvoja antaneet ja tietoja toimittaneet henkilöt saavat vilpittömät kiitokseni. Lopuksi haluan kiittää ystäviä mukavasta opiskeluajasta, sekä perhettäni tuesta ja erityisesti motivoinnista opintojen pariin. Ilman rakkaani Anna-Kaisan tukea, ymmärrystä ja kannustusta en olisi tästäkään urakasta selvinnyt. Oulussa Pertti Ala-aho

5 SISÄLLYSLUETTELO Tiivistelmä Abstract Alkusanat Lyhenteet ja merkinnät 1 Johdanto Teoria Järvien hydrologia Pohjaveden hydrologia Pinta- ja pohjaveden vuorovaikutus Virtaussysteemit Pohjaveden pinnankorkeuden vaikutus Geologian vaikutus Vuorovaikutuksen tutkimusmenetelmät Menetelmät Tutkimusalue Rokuan harjualue Ahveroinen Ahveroisen maatutkaus Ilmastotiedot Suotatumismittaukset Vesitasemalli Sadanta Haihdunta Lumivarasto Pohjavesi Varaston muutos ja pinnankorkeuksien seuranta... 70

6 4 Tulokset Vesitaseen komponentit Vesitasemalli Suotautumismittaukset Tulosten tarkastelu Vesitaseen komponentit Vesitasemalli Suotautumismittaukset Teoreettinen suotautumisvyöhyke Suotautumisen jakaantuminen järvessä Johtopäätökset Yhteenveto Lähdeluettelo Liitteet

7 Lyhenteet ja merkinnät A maakerroksen virtausta vasten kohtisuora poikkipinta-ala [m 2 ] A w sisään- ja ulosvirtaamien kuljettaman energian nettovuo [E L -2 T -1 ] A 1 A 2 a B C c pohjaveden paikallisen virtaussysteemin lähivaluma-alue [ha] pohjaveden välivyöhykkeen virtaussysteemin valuma-alue [ha] veden pinnan heijastavuus eli albedo vedellä kyllästyneen maakerroksen paksuus [m] pilvisyys (engl. cloud cover fraction) pintaveden ja pohjaveden välisen alueen virtausvastus c a ilman lämpökapasiteetti [MJ kg -1 K -1 ], D vuorokauden pituus [h] d sedimenttikerroksen paksuus [m] veden kyllästyneen höyrynpaineen ja lämpötilan välisen funktion kulmakerroin [kpa K -1 ] Q/ t varastoituneen energian muutos aikayksikössä [E L -2 T -1 ] S vesivaraston muutos järvessä vuorokauden aikana [mm] t vesitasemallinnuksen aika-askel [vrk] E järvestä tapahtuva haihdunta [mm] tai [m s -1 ] E diff diffuusion vaikutuksesta tapahtuvan haihdunnan haihduntanopeus [L T -1 ] ET valuma-alueelta tapahtuva haihdunta vuorokaudessa [mm] e lumipatjassa tapahtuvan jäätymisen epälineaarisuutta kuvaava vakio e a veden höyrynpaine ilmassa [M L -1 T -2 ] kyllästyneen veden höyrynpaine ilmassa [kpa] e s veden höyrynpaine haihduttavalla pinnalla [M L -1 T -2 ] ε at ε w F r F s ilmakehän tehokas emissiivisyys veden emissiivisyys vetenä tulevan sadannan osuus lumena tulevan sadannan osuus f lumipatjan pidättämän jäätyvän veden määrä [mm vrk -1 ] θ vesipitoisuus θ fc θ pwp θ sat maaperän vesipitoisuus kenttäkapasiteetissa maaperän vesipitoisuus lakastumisrajalla kyllästyneen maaperän vesipitoisuus G maahan johtuvan energian nettovuo [E L -2 T -1 ]

8 GW in GW rech GW out GW tot järveen tulevan pohjaveden määrä vuorokaudessa [mm] pohjavedeksi muodostuva maavesivalunta vuorokaudessa [mm] järvestä poistuvan pohjaveden määrä vuorokaudessa [mm] muodostuva maavesivalunta vuorokaudessa [mm] γ psykometrivakio haihdunnan arvioimiseen [kpa K -1 ] γ muunnos psykometrivakion laskentaan, jolla vältetään tarve veden pintalämpötilalle H vapaan lämpöenergian (eng. sensible heat) nettovuo [E L -2 T -1 ] h suotautumismittarin asennussyvyys mittarin etureunan kohdalla [m] I hydraulinen gradientti I s lumipatjassa oleva lumi ja jää [mm] K hydraulinen johtavuus [m s -1 ] K E veden pystysuoraa liikettä kuvaava kerroin [L T 2 M -1 ] K f jäätymisparametri lumipatjassa jäätyvälle vedelle [mm C -1 vrk -1 ] K in lyhytaaltoinen tulosäteily ilmatieteen laitokselta [kj m -2 vrk -1 ] KKJ kartastokoordinaatistojärjestelmä K m astepäivätekijä, lumen sulamisnopeutta kuvaava vakio [mm C -1 vrk -1 ] K net lyhytaaltoinen nettosäteily [MJ m -2 s -1 ] K x horisontaalinen hydraulinen johtavuus [m s -1 ] K y vertikaalinen hydraulinen johtavuus [m s -1 ] L pitkäaaltoinen nettosäteily [E L -2 T -1 ] L at ilmakehän lähettämä pitkäaaltoinen säteily [MJ m -2 s -1 ] LE haihdunnan latentti energia [E L -2 T -1 ] L max L s lumipatjan vedenpidätyskapasiteetti [mm] lumipatjassa oleva nestemäinen vesi [mm] L muunnos pitkäaaltoisen nettosäteilyn laskentaan, jolla vältetään tarve veden pintalämpötilalle l suotautumismittarin etureunan horisontaalinen etäisyys rantaviivasta [m] Λ maaperän anisotrooppisuuskerroin λ järvelle ominainen suotautumisvyöhykkeen pituus [m] λ v höyrystymisen latentti lämpö [MJ kg -1 ] MSE keskineliövirhe, käytetään mallin hyvyyden arviointiin m sulavan lumen määrä [mm vrk -1 ] n havaintojen lukumäärä mallin hyvyyden määrityksessä P m vuorokauden sadesumma Ilmatieteenlaitoksen tietokannasta [mm]

9 PET potentiaalinen evapotranspiraatio [mm] P tot p korjattu vuorokauden sadesumma [mm] ilmanpaine [kpa] Q virtaama [m 3 s -1 ] Q in Q out R 2 r uomavirtaus järveen uomavirtaus pois järvestä Nash-Sutcliffe hyvyysluku parametri, joka kuvaa veden pidättäytymistä lumipatjassa ρ a ilman tiheys [kg m -3 ] ρ w veden tiheys [kg m -3 ] S maavesivarastossa oleva vesimäärä [mm] S max SWE SYKE maavesivaraston vesimäärän maksimiarvo [mm] lumen vesiarvo (engl. snow water equivalent) [mm] Suomen ympäristökeskus ζ Stefan-Boltzmannin vakio [MJ m -2 K -4 s -1 ] T transmissiviteetti [m 2 s -1 ] T a T f T m T max T min t V vuorokauden keskilämpötila [ C] lämpötila, jonka yläpuolella vesi jäätyy lumipatjassa [ C] lämpötila, jonka yläpuolella lumi alkaa sulaa [ C] lämpötila, jonka yläpuolella kaikki sadanta tulee vetenä [ C] lämpötila, jonka alapuolella kaikki sadanta tulee lumena [ C] mittausaika suotautumismittauksissa [h] suotautumismittarin näytepussiin tuleva tai pussista poistuva vesimäärä [l] v a tuulen nopeus [m s -1 ] v s suotautumisnopeus [µm s -1 ] W valuma-alueelle sadannan ja lumen sulannan seurauksena tuleva vesi [mm] W a X mean,obs X i,obs X i,sim x ψ ae z d z m z 0 ilman suhteellinen kosteus havaittujen arvojen keskiarvo mallin hyvyyden määrityksessä havaittu arvo mallin hyvyyden määrityksessä mallinnettu arvo mallin hyvyyden määrityksessä suotautumismittarin etäisyys rannasta [m] ilman sisääntulopiste tuulen mittauksen nollataso [m] tuulen nopeuden mittauskorkeus [m] pinnan rosoisuus [m]

10 Z rz ø juurivyöhykkeen syvyys [mm] maaperän huokoisuus

11 1 Johdanto Tässä diplomityössä tutkittiin Rokuan harjualueella sijaitsevan Ahveroisen järven vesitasetta ja vuorovaikutusta järveä ympäröivän pohjaveden kanssa. Ahveroinen on Rokuan harjualueelle tyypillinen suppajärvi, joka on rehevyystasoltaan karu ja käyttökelpoisuusluokaltaan erinomainen. Järvessä ei ole tulo- tai lähtöuomaa, ja järven yhteyttä pohjaveteen pidetään ilmeisenä. Ahveroisessa, kuten useissa muissa Rokuan harjualueen järvissä, on esiintynyt merkittävää vedenpinnan vaihtelua, mikä on heikentänyt alueen virkistyskäyttöarvoja ja aiheuttanut huolestuneisuutta paikallisten asukkaiden ja viranomaisten keskuudessa. Syitä harjualueella sijaitsevien järvien vedenpinnan vaihteluihin on aiemmissa tutkimuksissa etsitty vuotuisen sadannan ja haihdunnan suhteesta, järviä ympäröivien pohjavesipintojen korkeuksista sekä muutoksista järvien rantavyöhykkeiden vedenjohtavuuksissa. Tuomikosken (1987) mukaan merkittävin selittävä tekijä järvien vedenpinnan laskuun on vaihtelu vuotuisen sadannan ja haihdunnan suhteessa. Ansala (2007) havaitsi alueen järvien ja lampien veden jättämien rantavyöhykkeiden vedenpidätyskyvyn alentuneen, mikä saattaa nopeuttaa pintavesien suotautumista pohjaveteen. Anttilan ja Heikkisen (2007) mukaan edellä mainitut tekijät eivät yksin selitä suurta vaihtelua järvien pinnankorkeuksissa, vaan lasku aiheutuu monen eri tekijän yhteisvaikutuksesta. Tässä työssä etsittiin syitä Ahveroisen vedenpinnan laskuun tutkimalla järven ja sitä ympäröivän pohjaveden välistä vuorovaikutusta. Pohjavesi ja pintavesi eivät ole hydrologisen systeemin erillisiä komponentteja, vaan ne ovat vuorovaikutuksessa erilaisissa hydrogeologisissa ja ilmastollisissa olosuhteissa (Sophocleous 2002). Vuorovaikutuksen havaitseminen ja mittaaminen on kuitenkin vaikeaa (Winter et al. 1998). Winterin (2001) mukaan jääkauden muovaamat alueet muodostavat usein monimutkaisen hydrogeologisen kokonaisuuden, jolle on ominaista vaihteleva topografia sekä koostumuksiltaan ja jakautumiseltaan erilaiset geologiset ainekset. Vuorovaikutussuhde järven ja pohjaveden välillä on dynaaminen prosessi, jossa virtaussuunnat ja virtauksen suuruus saattavat vaihdella järven eri osissa. Vuorovaikutukseen vaikuttavat useat tekijät, tärkeimpinä alueen hydrogeologia, topografia, ilmasto-olosuhteet, järven ja pohjaveden hydraulinen yhteys ja rantakasvillisuus (mm. Winter 1983; Winter & Woo 1990; Winter et al. 1998). 11

12 Järveen tulevan ja järvestä poistuvan pohjavesivirtauksen suuruutta arvioitiin laskennallisesti vesitasemallinnuksella välisenä aikana. Vesitaseen komponenttien laskennassa käytettiin ilmastoaineistoja ja jatkuvatoimista mittausta järven vedenpinnan korkeudesta. Mallinnuksessa huomioitiin valuma-alueella tapahtuneet lumen kertyminen ja maavesivaraston muutokset. Tulevan ja poistuvan suotautumisen alueita järvessä tutkittiin suotautumismittauksin. Mittauksilla määritettiin suotautumisen suunta ja nopeus järven rantaviivan läheisyydessä eri puolella järveä, sekä suotautumisnopeuden alenema siirryttäessä etäämmälle rantaviivasta. 12

13 2 Teoria 2.1 Järvien hydrologia Maapallolla oleva vesi on jatkuvassa kiertoliikkeessä meren, ilmakehän ja mantereiden välillä (Kuva 1). Liikettä ylläpitää maan painovoima ja auringon energia. Suureen kiertokulkuun sisältyy useita lyhyitä veden kiertoja ilmakehän, maanpinnan, pintavesistöjen, jäätiköiden, maa- ja kallioperän sekä kasvillisuuden välillä (Korkka-Niemi & Salonen 1996, 19). Kuva 1. Järvet ja pohjavesi osana hydrologista kiertoa. Kuva Korkka-Niemi ja Salonen (1996). Kuusisto & Seppänen (1986, 256) määrittelevät järven yksinkertaisesti veden täyttämäksi maanpinnan painaumaksi. Järvet ovat vuorovaikutussuhteessa kaikkien hydrologisen kierron komponenttien kanssa. Järviin voi tulla vettä suoraan järven pinnalle sadantana ilmakehästä, pintavetenä joko uomavirtauksena tai pintavaluntana ja järveen suotautuvana pohjavetenä. Järvistä poistuu vettä ilmakehään haihdunnan kautta, pintavesiin uomavirtauksena ja pohjaveteen suotautumalla (Winter 1995a). Järvien olemassaolo riippuu sekä geologisista olosuhteista, jotka suosivat veden kerääntymistä, että hydrologisista prosesseista, jotka mahdollistavat vesimuodostuman pysymisen tietyllä paikalla (Winter & Woo 1990, 159). Tärkeä hydrologinen tekijä järvien esiintymiselle on sadanta-haihdunta suhde. Cohen (2003, 21-25) luokittelee järvet kymmeneen pääluokkaan, jotka jakautuvat useisiin alaluokkiin. Topografisen painauman, johon järvi muodostuu, syntyhistoriaa 13

14 voidaan tarkastella irrallaan vesimuodostumasta, joka täyttää painauman. Vesimuodostuma ja topografinen painauma ovat dynaamisessa vuorovaikutussuhteessa läpi järven historian. Useimmat maapallon järvistä kuuluvat joko jääkauden muodostamiin (engl. glacial), maankuoren liikkeen muodostamiin (engl. tectonic) tai jokisysteemien muodostamiin (engl. fluvial) järviin. Järvien esiintyminen maapallolla keskittyy leveyspiireille N ja n S, sekä päiväntasasaajan läheisyyteen (Kuva 2). Alueiden suhteellisesti matala ilmanpaine sekä otolliset sadanta-haihdunta suhteet mahdollistavat järvien runsauden. Leveyspiirien N ja S läheisyydessä jääkauden muodostavat järvityypit ovat dominoivia. Päiväntasaajan läheisyydessä kvartaarikauden jääkausi ei ole vaikuttanut suoraan alueiden topografiaan, joten maankuoren liikkeen ja jokisysteemien muodostamia järvityyppejä esiintyy runsaasti päiväntasaajan alueella. Kuva 2. Järvien esiintyminen pituuspiireittäin, jossa katkoviiva Suljetut järvet kuvaa poistouomattomien järvien esiintymistä (muokattu Cohen 2003, s. 25). Jääkauden muovaamat, eli glasiaaliset järvet muodostavat maailman järvien pinta-alasta yhteensä 48% ja tilavuudesta 22%. Glasiaaliset järvet muodostuvat useiden erilaisten prosessien seurauksena (Cohen 2003, 26). Jääkaudella tapahtuvan eroosion aiheuttama sedimenttien kulkeutuminen ja kerrostuminen aiheuttavat erityyppisiä painaumia maaston topografiassa. Halkeamat, murtumat ja maaperän painaumat suurenevat jääkauden liikutellessa maa-ainesta, ja painaumiin voi muodostua järvialtaita (Winter & Woo 1990, 159). 14

15 2.2 Pohjaveden hydrologia Pohjavesi on vettä läpäisemättömän maakerroksen päällä oleva vesikerros, joka täyttää sitä ympäröivän geologiseen väliaineen huokostilat. Pohjaveden pinnaksi kutsutaan sitä korkeustasoa, jossa veden paine on yhtä suuri kuin ilmakehän paine. Fennoskandian olosuhteissa pohjaveden pinta on laajalti lähellä maanpintaa ja myötäilee sen muotoja. Pohjaveden muodostumisalueilla sadannasta tai joissain tapauksissa pintavesistöistä tuleva vesi suotautuu maaperään, ja liikkuu osittain kyllästyneen maaperän läpi muodostaen pohjavettä (engl. recharge). Pohjoismaiden olosuhteissa voidaan erottaa tavallisesti kaksi pohjaveden pinnan merkittävää nousuvaihetta, kevätsulannan ja syyssateiden vaikutuksesta. (Mälkki 1986, ) Luontaisissa oloissa pohjavesi purkautuu painovoiman vaikutuksesta (engl. discharge) joko pistemäisinä kohteina, kuten lähteinä, tai laaja-alaisena suotautumisena pintavesistöihin. Pitkällä aikavälillä muodostuvan ja purkautuvan pohjaveden määrän oletetaan olevan tasapainossa. Pohjaveden muodostuminen on jaksottaista ja riippuvaista ilmastosta, kun purkautuminen on yleensä jatkuvaa. Pohjavesiesiintymää, joka kykenee varastoimaan ja johtamaan hydrologisesti merkittäviä määriä vettä kutsutaan akviferiksi. (Dingman 2008, ) Vesi virtaa pohjavesivyöhykkeessä likimain vaakasuoraan ja pohjavedenpinnan suuntaisesti. Pohjaveden laminaarista virtausta kuvaamaan käytetään empiiristä Darcyn lakia (Korkka-Niemi & Salonen 1996, 42): missä Q on virtaama [m 3 s -1 ], K on hydraulinen johtavuus [m s -1 ], A on maakerroksen poikkipinta-ala [m 2 ] ja I on hydraulinen gradientti. (1) Hydraulinen johtavuus, eli vedenläpäisevyyskerroin on tärkeä kullekin maa-ainekselle ominainen parametri, joka kuvaa veden virtausvastusta huokoisessa väliaineessa. Sen suuruus riippuu sekä huokoisen väliaineen että nesteen ominaisuuksista (Korkka-Niemi & Salonen 1996, 43). Hydraulinen johtavuus voi vaihdella akviferin eri kohdissa ja tietyn kohdan eri virtaussuunnissa kuvassa 3 esitetyllä tavalla. 15

16 homogeeninen, isotrooppinen homogeeninen, anisotrooppinen K y K x heterogeeninen, isotrooppinen heterogeeninen, anisotrooppinen Kuva 3. Neljä mahdollista yhdistelmää väliaineen heterogeenisyydelle ja anisotropialle Dingmanin (2008) mukaan. Homogeenisessä väliaineessa hydraulinen johtavuus kaikkiin suuntiin on yhtä suuri väliaineen kaikissa pisteissä, kun heterogeenisessä väliaineessa johtavuuden suuruus vaihtelee eri pisteissä. Isotrooppisessa väliaineessa hydraulinen johtavuus on yhtä suuri kaikkiin virtaussuuntiin (K y = K x ), anisotrooppisessa väliaineessa hydraulisen johtavuuden vaihdellessa virtaussuunnittain (Dingman 2008, 332). Anisotrooppisuuden suuruutta kuvataan usein anisotrooppisuuskertoimella (mm.winter & Pfannkuch 1985): (2) missä Λ on anisotrooppisuuskerroin, K x on horisontaalinen hydraulinen johtavuus ja K y on vertikaalinen hydraulinen johtavuus. Vesi sitoutuu maaperässä maarakeisiin kapillaari-, adsorptio- ja osmoosivoimien avulla. Sitoutumistavasta riippuen maanpinnan alainen vesi voidaan jaotella kuvan 4 mukaisesti. 16

17 vesipitoisuus kasvaa kyllästymispiste θ sat Gravitaatiovesi on painovoiman vaikutuksesta vapaasti alaspäin liikkuvaa vettä, joka poistuu maamatriisista painovoiman johdosta. Kapillaarivesi on kiinnittynyt maarakeiden pinnoille ja väliin pintajännitysvoimien avulla. Hygroskooppinen vesi on elektrostaattisten voimien ansiosta tiukasti maahiukkasten pinnalle sitoutunutta vettä, eikä ole kasvien hyödynnettävissä. (Korkka-Niemi & Salonen 1996, 32) Vesipitoisuudella θ tarkoitetaan tietyssä maa-ainestilavuudessa olevan veden ja koko maa-ainestilavuuden suhdetta. Kenttäkapasiteetti θ fc (ks. Kuva 4) on vesipitoisuus, joka jää maalajiin, kun gravitaatiovesi poistuu vedellä kyllästyneestä maasta painovoiman vaikutuksesta. Lakastumisraja θ pwp on vesipitoisuus, jonka alle mentäessä kasvit eivät voi käyttää maaperässä olevaa vettä. Kenttäkapasiteetin ja lakastumisrajan erotus on maaperässä oleva kasveille käyttökelpoinen vesi. (Korkka-Niemi & Salonen 1996, 31-33) Kaikki maanalainen vesi siis ei ole pohjavettä, vaan maa- ja kallioperässä oleva huokostila voi olla osittain veden kyllästämä kuvassa 4 esitetyin vesipitoisuuksin. Osittain kyllästyneessä maaperässä olevaa vettä sanotaan vadoosiksi vedeksi, eli maavedeksi. Maavesivyöhykkeen syvyys vaihtelee pohjaveden pinnankorkeuden vaihdellessa. Maavesivyöhykettä muokkaavat mm. kasvustojen juuret, maafauna ja mikrobit sekä ihmistoiminta. Korkka-Niemi ja Salonen (1996) jakavat maaveden 17 GRAVITAATIO- VESI kenttäkapasiteetti θ fc KAPILLAARI- VESI lakastumisraja θ pwp hygroskooppisuuskerroin vesipitoisuus nolla HYGROSKOOP- PINEN VESI Kuva 4. Maanalaisen veden sitoutuminen ja vesipitoisuus. Korkka-Niemi & Salosen (1996) ja Dingmanin (2008) mukaan.

18 kyllästysasteen, vedenpaineen ja veden liikkuvuuden sekä sitoutumisen mukaan juurivyöhykkeeseen, välivyöhykkeeseen ja kapilaarivyöhykkeeseen. Dingman (2008) käsitteellistää maavettä kuvaten veden liikettä osittain kyllästyneessä maaperässä kuvassa 5 esitetyin termein. Kuva 5. Veden liike osittain kyllästyneessä maaperässä (muokattu Dingman 2008, s. 221). Infiltraatio tarkoittaa prosessia, jossa maaperän pinnalle saapuva vesi siirtyy maaperään. Infiltraationopeus on maksimissaan veden saapuessa maaperän pinnalle, jolloin maaperän huokostilojen kyllästymisvaje on yleensä suurimmillaan. Veden tulon jatkuessa infiltraationopeus hidastuu nopeasti lähestyen lopulta vakioarvoa, joka on likimain kyllästyneen maaperän hydraulinen johtavuus. Infiltraationopeutta voidaan kuvata ja mallintaa sekä fysikaalisilla, Darcyn lakiin perustuvilla, että kokeellisilla yhtälöillä. (Dingman 2008, 243) Veden liikettä osittain kyllästyneessä kerroksessa voidaan kuvata Darcyn lailla, jossa virtaus tapahtuu painovoiman ja paineen potentiaalienergiaerojen johdosta, maaperän hydraulisen johtavuuden vaikuttaessa veden virtausnopeuteen. Osittain kyllästyneessä maaperässä veden painekorkeus ja maaperän hydraulinen johtavuus ovat voimakkaasti riippuvaisia maaperän vesipitoisuudesta. Perkolaatio (percolation) on yleinen termi kaikelle osittain kyllästyneessä kerroksessa alaspäin virtaavalle vedelle. Osa maavedestä vajoaa painovoiman vaikutuksesta saavuttaen pohjaveden pinnan muodostaen pohjavettä. (Dingman 2008, 228) 18

19 Osittain kyllästyneestä kerroksesta poistuu vettä ilmakehään maaperästä haihtumalla (exfiltration) tai kasvien vedenoton ja haihdutuksen kautta (transpiration). Kapilaarinen nousu aiheutuu maaveden poistumisesta osittain kyllästyneestä kerroksesta joko edellä mainittujen haihduntaprosessien, tai roudan muodostumisen aikaansaamana. Tällöin vesi liikkuu vedellä kyllästyneestä pohjavesikerroksesta ylöspäin kohti kyllästymätöntä kerrosta pintajännitysvoimien johdosta. Kapillaarisen nousun vaikutus maaveden vesitaseeseen arvioidaan usein olevan pieni tai merkityksetön etenkin kosteilla alueilla. (Dingman 2008, 376) 2.3 Pinta- ja pohjaveden vuorovaikutus Pohjavesi ja pintavesi eivät ole hydrologisen systeemin erillisiä komponentteja, vaan ne ovat vuorovaikutuksessa erilaisissa hydrogeologisissa ja ilmastollisissa olosuhteissa. Pohjaveden ja pintaveden vuorovaikutuksen perusperiaatteiden ymmärtämistä tarvitaan tehokkaassa vesivarojen hallinnassa (Sophocleous 2002). Winterin (1995b) mukaan vuorovaikutusta on tutkittu yli sata vuotta, jona aikana yleisimpänä tutkimuskohteena on ollut virtaavien vesien ja akviferien vuorovaikutus. Järvien ja pohjaveden vuorovaikutuksen tutkimus on ollut kasvussa 1960-luvulta lähtien, jolloin huolenaiheena olivat järvien rehevöityminen ja happamat sateet luvulta lähtien tutkimus erityisesti kosteikkojen ja rannikoiden vuorovaikutuksesta pohjaveden kanssa on lisääntynyt kyseisten alueiden ekosysteemien hävitessä. Winterin (1981) mukaan kaltevan pohjaveden pinnan kohdatessa äkillisesti tasaisen vedenpinnan (engl. break in slope) kuten järven tai kosteikon, pienemmän kaltevuuden alueelle tyypillisesti purkautuu pohjavettä. Ilmiö voidaan havaita kuvissa 6 ja 8 pohjaveden virtausviivojen suuntautumisena ja kaartumisena kohti järven pinnan muodostamaa pienemmän kaltevuuden aluetta. Virtausviivojen hajaantuminen edetessä kauemmaksi rantaviivasta kuvaa järven pohjan läpi suotautuvan vesimäärän pienenemistä edetessä kauemmaksi rantaviivasta. 19

20 Kuva 6. Tyypilliset virtausolosuhteet pinta- ja pohjaveden välillä (muokattu LaBaugh & Rosenberry 2008). Kuva 7 havainnollistaa erityyppisiä virtaustilanteita pinta- ja pohjaveden vuorovaikutuksessa. Kuva 7. Pinta- ja pohjaveden vuorovaikutustilanteita, joissa suotautumisen suunta (a) pintaveteen, (b) pohjaveteen, pintavesi yhteydessä pohjaveden pintaan, (c) pohjaveteen, ei yhteyttä pohjaveden pintaan ja (d) läpivirtaus (Dingman 2008). Mälkin (1986, 115) mukaan Suomessa pitkittäisharjujen keskiosissa esiintyy runsaasti lasku-uomattomia lampia ja pieniä järviä, jotka voidaan jakaa 20

21 1) vesistöihin, joiden vedenpinta yhtyy pohjavesipintaan ja seuraa tämän vaihteluja kuuluen osana pohjavesivyöhykkeeseen (kuvat 7a, 7b ja 7d) ja 2) varsinaisen pohjavesivyöhykkeen yläpuolella oleviin vesistöihin, joiden pohja ja reunaosat ovat siinä määrin tiiviitä, että ne muodostavat orsiveden kaltaisia muodostumia (kuva 7c). Kuvan 7d virtaustilanteessa olevia järviä kutsutaan läpivirtausjärviksi (Dingman 2008, 349). Jos pohjavesivyöhykkeeseen yhteydessä olevan järven ja ympäröivän pohjaveden yhteys on hyvä, voi pohjavettä virrata järven pohjan läpi suuriakin määriä (Heikkinen et al. 2007) Virtaussysteemit Pohjavesi liikkuu pitkin virtausreittejä, jotka muodostavat virtaussysteemejä (Sophocleous 2002). Etenkin topografisesti vaihtelevilla alueilla maanalainen virtaus muodostuu useista päällekkäin olevista ja hierarkkisesti järjestäytyneistä virtaussysteemeistä (kuvat 6 ja 8). Järvien hydrologiset ja kemialliset ominaisuudet topografisesti vaihtelevilla alueilla määräytyvät pitkälti sen mukaan, miten järvet ovat sijoittuneet suhteessa paikallisiin ja alueellisiin virtaussysteemeihin (Winter et al. 1998). Kuva 8. Kuvitteellinen tilanne, jossa homogeenisessä akviferissa esiintyy kolme järveä. Numeeristen mallinnusten perusteella akviferiin muodostuu kolme virtaussysteemityyppiä (muokattu Winter 1976, ks. Dingman 2008, s. 351). 21

22 Vesi paikallisessa virtaussysteemissä (engl. local flow system) virtaa kohti läheistä purkautumisaluetta, kuten lampea tai ojaa. Alueellisessa virtaussysteemissä (engl. regional flow system) vesi virtaa pidempiä matkoja, purkautuen valuma-alueen suuriin jokiin, järviin tai meriin. Välivyöhykkeen virtaussysteemi (engl. intermediate flow system) käsittää yhden tai useamman topografisen huipun ja pohjan, mutta ei yllä koko valuma-alueen huipulle ja pohjalle. Paikalliset ja välivyöhykkeen virtaussysteemit esiintyvät alueellisen systeemin sisällä. Suuria topografisia vaihteluita sisältävillä alueilla paikalliset virtaussysteemit ovat usein vallitsevia, kun taas tasaisissa maastoissa vallitsevat välivyöhykkeen ja alueelliset virtaussysteemit. (Sophocleous 2002) Pohjaveden pinnankorkeuden vaikutus Järvien ja pohjaveden väliseen suotautumiseen vaikuttaa pohjavedenpinnan sijainti sekä järven lähivaluma-alueella paikallisessa virtaussysteemissä, että kauempana pohjaveden alueellisen virtaussysteemin purkautumispaikalla (Winter 1981). Winter & Woon (1990) mukaan suotautumista järvestä pohjaveteen ei ilmene, jos paikallinen virtaussysteemi on riittävän suuri, ja sen pohjaveden pinta on riittävän korkealla suhteessa järveen (ks. kuvat 8 ja 11). Tällöin veden painekorkeus paikallisen virtaussysteemin jokaisessa pisteessä on suurempi kuin järven pinnassa (vrt. kuvan 8 ekvipotentiaaliviivat), ja virtaussuunta on järveen päin. Vastaavasti paikallisen virtaussysteemin ollessa pieni, osissa järven pohjaa voi tapahtua veden suotautumista pois järvestä. Alueellisen virtaussysteemin purkautumiskohdan sijainnin vaikutusta suotautumiseen pois järvestä on havainnollistettu kuvassa 9. Kuvassa A-D ovat eri skenaarioita alueellisen pohjaveden purkautumiskorkeudelle suhteessa tarkasteltavaan järveen. Skenaariossa A korkeusero järven ja pohjaveden purkautumisalueen välillä on suurin, jolloin tapahtuu suotautumista järvestä pohjaveteen, ja suotautumisalue kattaa noin 1/3 järven pohjasta (viivojen A ja A&B välinen alue). Gradientin pienentyessä (A B C) myös suotautumisalue pienenee, kunnes skenaariossa D paikallinen virtaussysteemi järven alla dominoi suhteessa alueelliseen virtaussysteemiin, ja järven alle muodostuu stagnaatiopiste. Stagnaatiopiste on kuvitteellinen piste alueellisen ja paikallisen virtaussysteemin rajalla, jossa hydraulinen korkeus rajapinnalla on pienimmillään. Sen muodostuminen on oleellista suotautumisen suunnan tarkastelussa, koska hydraulinen painekorkeus on tässä pisteessä korkeampi kuin järven pinnassa. Stagnaatiopisteen muodostuessa paikallisen virtaussysteemin raja on jatkuva, eikä järvestä suotaudu vettä pohjaveteen. (Winter 1981) 22

23 Kuva 9. Purkautumisskenaarioiden A-D vaikutukset alueeseen, josta vesi suotautuu pois järvestä (muokattu Winter 1981). Edellä olevat tarkastelut oli tehty steady-state tilanteessa, jossa järven ja paikallisen virtaussysteemin pinnankorkeudet pidettiin vakiona. Todellisuudessa pohjaveden suotautuminen on dynaaminen ilmiö, jossa tapahtuu huomattavaa ajallista vaihtelua. Vaihtelun ymmärtämiseksi täytyy tuntea hydraulisen paineen vaihtelu ja jakautuminen järven ja pohjaveden muodostamassa systeemissä. Hydraulisen paineen jakautuminen määräytyy suurelta osin pohjaveden muodostumisen prosessien sanelemana. Näin ollen realistiseen systeemin kokonaistarkasteluun tulisi tuntea prosessit infiltraatiosta ja veden liikkeestä sekä osittain kyllästyneellä alueella että pohjavedessä. Lisäksi tulisi tuntea järven pohjakerrosten ja pohjaveden väliset prosessit. Suotautumista järven ja pohjaveden välillä tulisi tutkia edellä mainittujen prosessien kokonaisuutena. (Winter 1983; Winter et al. 1998; Sophocleous 2002) Sadannalla ja haihdunnalla on potentiaalia muuttaa pohjaveden virtausolosuhteita ja virtaussuuntaa kuvassa 10 esitetyillä tavoilla, mikä saattaa aiheuttaa muutoksia suotautumisen suunnassa järven ja pohjaveden välillä. Kasvillisuus yhdessä muuttuvien ilmasto-olosuhteiden sekä biokemiallisten ja geologisten ominaisuuksien kanssa voi luoda ajallisesti vaihtelevat virtausolosuhteet etenkin pintavesimuodostumien laidoille. (Winter 2001) 23

24 Kuva 10. a) sadannan ja b) haihdunnan mahdollinen vaikutus pohjaveden pintaan (muokattu Winter 2001). Sadanta voi nostaa pohjavedenpintoja järven rannan läheisyydessä tai maaperän topografisissa painaumissa, joissa vedellä kyllästymätön maakerros on ohut (engl. focused recharge). Pohjavedenpintaan muodostuu sadannan aikana kumpuja ohuiden maakerrosten kohdalla, etenkin jos maaperä on hyvin vettä läpäisevää (Kuva 10a). Toisaalta kuivina ajanjaksoina pohjaveden pinnan ollessa lähellä maanpintaa, tapahtuu haihduntaa suoraan pohjavedestä laskien pohjaveden pintaa. Myös rannan läheisyydessä olevalla kasvillisuudella voi olla pohjaveden pintaa alentava vaikutus (Kuva 10b). Jos kasvien juuret kykenevät tunkeutumaan kyllästyneeseen kapilaarivyöhykkeeseen, kasvit transpiroivat vettä suoraan pohjavesisysteemistä. Kasvien vaikutus ajoittuu suurimmalta osin kasvukaudelle. (Winter 2001) Winterin (1983) numeeriset simuloinnit kuvaavat ajan suhteen muuttuvia virtaussysteemejä järven ja pohjaveden välillä lumen sulantatapahtuman aikana ja sen jälkeen (Kuva 11). 24

25 Kuva 11. Pohjaveden muodostumisen vaikutukset pohjaveden virtaussysteemeihin (muokattu Winter & Woo 1990). Kuvan 11a tilanteessa järven ja pohjaveden systeemi on steady-state tilanteessa, tunnetulla vakioinfiltraationopeudella. Järveen suotautuu pohjavettä mäen B suunnasta, ja järvestä poistuu vettä mäen A suuntaan. Kuvissa 11b ja 11c simuloidaan tarkastelualueelle lumen sulannasta tulevaa vettä. Kuvassa 11b lumen sulanta on kestänyt 10 vuorokautta, jolloin mäkien reunoille havaitaan syntyvän pohjavedenpinnan kumpuja, muodostaen alueelle paikallisia virtaussysteemejä. Kumpujen alle muodostuu stagnaatiopisteitä, ja veden suotautuminen pois järvestä estyy, mutta alueellista pohjavesivirtausta esiintyy edelleen mäeltä B tarkastelualueen vasemman reunan purkautumisalueelle. Kuvassa 11c lumen sulantaa on kestänyt 15 vuorokautta, jolloin mäen A havaitaan olevan vedellä kyllästynyt. Alueelliset virtaussysteemit ovat voimistuneet stagnaatiopisteiden siirtyessä alaspäin tarkastelualueen alarajalle, estäen alueellisen virtauksen mäeltä B purkautumisalueelle. Kuvan 11d tilanteessa 15 vuorokautta kestäneestä lumen sulannasta on kulunut 7 kuukautta, eikä tarkastelualueelle ole tullut lisää vettä. Tilanne on tasaantunut muistuttaen kuvaa 11a, mutta mäen A alla oleva pohjaveden kumpu muodostaa edelleen paikallisen virtaussysteemin ja stagnaatiopisteen, joka estää suotautumisen pois järvestä. (Winter 1983) 25

26 Winterin (1983) simuloinneissa järven vedenpinta pidettiin vakiona, kun todellisuudessa järven pinta vaihtelee sadannan, haihdunnan ja pohjaveden suotautumisen vaikutuksesta. Cherkauer ja Zager (1989) tarkastelivat korkeuseroa pohjaveden kummun ja muuttuvan järven pinnan välillä ja havaitsivat järven vedenpinnan muutosten vaikuttavan suotautumiseen. Runsaan sadannan jakson aikana pohjaveden pinnan kumpu muodostui nopeammin kuin järven vedenpinta kohosi, jolloin muodostuva paikallinen virtaussysteemi oli aluksi voimakas. Kun järven pinta kohosi kummun tasolle, kummun vaikutus heikkeni. Kun järven pinta kääntyi laskuun, kummun pinta laski järveä hitaammin, jolloin kummun vaikutus paikalliseen virtaussysteemiin vahvistui uudelleen. Winterin (1983) analyysissä havaitaan pohjaveden muodostumisen vaihtelun voivan aiheuttaa nopeasti muuttuvia paikallisia virtaussysteemejä. Cherkauer ja Zager (1989) ovat todenneet vastaavan pohjaveden kumpujen aiheuttaman vaikutuksen paikallisiin virtaussysteemeihin myös kenttätutkimuksissa. He havaitsivat muodostuvien lyhytikäisten pohjavesikumpujen suotautumissuuntaa muuttavan vaikutuksen alueilla, joista vesi suotautuu pääasiallisesti järvestä pohjaveteen. Winterin (1983) mukaan pitkän kuivan jakson aikana pohjaveden muodostumisen ollessa vähäistä, paikalliset pohjaveden kummut ja virtaussysteemit voivat pienentyä huomattavasti tai kadota kokonaan. Tällöin suotautuminen järvestä pohjaveteen voi lisääntyä, jolloin järven vedenpinta saattaa laskea huomattavasti enemmän kuin pelkän haihdunnan vaikutuksesta Geologian vaikutus Vaihtelua alueen geologiassa ei Dingmanin (2008, 339) mukaan välttämättä voi havaita maanpinnalta tehdyssä maastotarkastelussa. Kuitenkin maanpinnan alaiset geologiset tekijät vaikuttavat merkittävästi virtauskuvioiden jakaantumiseen maaperässä. Täten tuntemus alueen geologisista olosuhteista ja hydraulisen paineen jakautumisesta on tarpeen muodostettaessa tarkka käsitys alueen pohjavesivirtauksista. LaBaugh & Rosenberry (2008) toteavat, että pintavesimuodostumien läheisyydessä sijaitsevat akviferit eivät yleensä ole isotroppisia ja ne voidaan vain harvoin olettaa homogeenisiksi. Winterin (2001) mukaan glasiaalisen toiminnan muovaama maasto muodostaa erityisen monimutkaisen hydrogeologisen kokonaisuuden. Kyseiselle maastolle on ominaista vaihteleva topografia sekä koostumuksiltaan ja jakautumiseltaan erilaiset geologiset ainekset. 26

27 Winterin (1999) kuvassa 12 esitetyt numeeriset 3-dimensionaaliset simuloinnit antavat kuvan maaperän heterogeenisyyden ja hyvin vettä johtavien kerrosten sijainnin vaikutuksesta pohjaveden virtaussysteemeihin. Kuva 12. Esimerkki pohjaveden virtaussysteemeistä heterogeenisessä maaperässä steady-state -tilanteessa. Kuvassa on esitetty sekä tarkastelualueen poikkileikkaus, että yläprofiili (muokattu Winter 1999). Kuvan 12 skenaariossa A suuren hydraulisen johtavuuden kerros sijaitsee mallinnusalueen alareunassa, ja voimakkaat paikalliset virtaussysteemit muodostavat järven alle stagnaatiopisteen estäen suotautumisen pois järvestä. Skenaariossa B hydraulisesti johtavaa kerrosta siirretään lähemmäs järveä, jolloin pohjaveden virtaussysteemi muuttuu mahdollistaen suotautumisen järvestä. Skenaarion B yläprofiilista nähdään, että järven keskelle muodostuu suotautumisalue. Poissuotautuvan veden aluetta ei voida havaita järven ympärillä tehdyistä pohjavedenpinnan korkeuden havainnoista, koska pinnan kaltevuus on kaikkialla järveen päin. (Winter 1999) 27

28 Winter ja Pfannkuch (1985) tutkivat järveä ympäröivän maa-aineksen anisotrooppisuuden vaikutusta järven ja pohjaveden vuorovaikutukseen numeerisin mallinnuksin. He havaitsivat, että kun horisontaalinen hydraulinen johtavuus pienenee suhteessa vertikaaliseen (anisotroppisuuskerroin pienenee) - suotautuminen järvestä pohjaveteen vähenee, - paikallisen virtaussysteemin muodostuminen tulee todennäköisemmäksi ja - paikallisen virtaussysteemin koko kasvaa. Geologisesti homogeenisessä maaperässä suurin osa suotautumisesta sijoittuu rantavyöhykkeelle riippumatta siitä, onko syvemmissä vyöhykkeissä vettä huonosti läpäiseviä sedimenttejä (Dingman 2008, 349). Kenttätutkimuksissa (esim. Lee 1977; Cherkauer ja Zager 1989) on todettu, että järven pohjan läpi tapahtuva suotautuminen pienenee eksponentiaalisesti rannan etäisyyden funktiona ja suotautuvan veden määrä on suurimmillaan rannan välittömässä läheisyydessä. Suotautumisnopeutta voidaan kuvata muodossa (Barwell & Lee 1981): missä v s on suotautumisnopeus [µm s -1 ], x on etäisyys rannasta [m], a ja b ovat vakioita. (3) de Lange (1998) on esittänyt kaavan (4) parametrin λ, joka kuvaa järvelle ominaista suotautumisvyöhykkeen pituutta (ks. Hunt et al. 2003): (4) missä λ on ominainen suotautumisvyöhykkeen pituus [m], T on transmissiviteetti [m 2 s -1 ], c on pintaveden ja pohjaveden välisen alueen virtausvastus. Transmissiviteetti T määritellään: missä B on vedellä kyllästyneen maakerroksen paksuus [m] ja K on maaperän hydraulinen johtavuus [m s -1 ]. (5) 28

29 Virtausvastusta aiheuttava kerros on järvessä yleensä sedimenttikerros. (6) missä d on sedimenttikerroksen paksuus [m] Havaintojen mukaan 95% järveen tulevasta tai järvestä poistuvasta suotautumisesta tapahtuu etäisyydellä 3λ järven rantaviivasta (Kuva 13.). Kuva 13. Suotautumisvyöhykkeen pituus. ø 0 kuvaa järveä ympäröivän pohjaveden hydraulista korkeutta, ø hydraulista korkeutta suotautumisalueella ja ø s hydraulista korkeutta järven pinnalla. Kuva Hunt et al. (2003), muokattu Haitjema et al. (2001). Maaperän rakenteen heterogeenisyys ja anisotrooppisuus saattaa merkittävästi muuttaa suotautumisen jakautumista rantavyöhykkeellä (Cherkauer & Nader 1989). Barwell ja Lee (1981) ovat käyttäneet tätä ominaisuutta maaperän anisotroopisuuden määrittämiseen. Jos suotautumisnopeuden alenema rantaviivan etäisyyden funktiona poikkeaa eksponentiaalisesta, voidaan heidän mukaansa poikkeaman avulla määrittää maaperän anisotrooppisuussuhde. Cherkauer ja Nader (1989) argumentoivat eksponentiaalisen alenemisen oletuksen voivan olla realistinen pienille ja homogeenisessä maa-aineksessa sijaitseville järville, mutta sitä ei heidän mukaansa tulisi laajentaa suuriin järviin, joita ympäröivä maa-aines on heterogeenistä. Suotautumisen erityyppinen jakautuminen rantaviivan etäisyyden funktiona aiheutuu järvenpohjan sedimenttikerroksen paksuuden ja hydraulisen johtavuuden vaihteluista, sekä järven alla olevan akviferin heterogeenisyydestä. 29

30 2.3.4 Vuorovaikutuksen tutkimusmenetelmät Winterin et al. (1998) mukaan pohjavedet ja pintavedet ovat yleisesti hydraulisesti yhteydessä, mutta niiden välistä vuorovaikutusta on vaikea havaita ja mitata. Veden suotautumista järven ja pohjaveden välillä voidaan määrittää erilaisin, kuvassa 14 havainnollistetuin kenttätutkimuksin, joista kolme käytetyintä menetelmää ovat pohjavesiputket, potentiomanometrit ja suotautumismittarit (Rosenberry et al. 2008). Kuva 14. Suotautumisen kenttätutkimusmenetelmät. (A) alueellinen infrapunakuvaus, (B) lämpöprofiilit, (C) lämpötila- ja sähkönjohtavuusmittaukset, (D) merkkiainekokeet, (E) potentiomanometrit, (F) suotautumismittarit, (G) pohjavesiputket ja (H) virtaamamittaukset. Kuva Rosenberry et al. (2008). Lee (1977) on kehittänyt edullisesti toteutettavan ja yksinkertaisen suotautumismittarin (engl. seepage meter), joka mittaa suoraan järven pohjan läpi suotautuvan veden määrää. Mittalaitteisto koostuu toisesta päästä avonaisesta sylinteristä, johon on liitetty muovipussi (ks. kuvat 15, 23 ja 24). 30

31 Kuva 15. Suotautumismittari, jossa a : muovipussi, b e : liitäntä tynnyrin ja pussin välillä ja f : terästynnyri (muokattu Lee 1977). Riippuen mittauskohdan virtausolosuhteista, veden määrä pussissa lisääntyy tai vähenee. Mittausajan ja pussissa olevan vesitilavuuden muutoksena voidaan laskea suotautumisnopeus mittauskohdassa: (7) missä v s on suotautumisnopeus [µm s -1 ] V on pussiin tuleva tai pussista poistuva vesimäärä [l] t on mittausaika [h] Yhtälön (7) kerroin 1,075 huomioi yksikkömuunnokset ja tynnyrin pinta-alan 0,255 m 2 (Lee 1977). Useiden tekijöiden on havaittu vaikuttavan mittausten onnistumiseen. Mittarin tynnyriosan seinämien tulee olla riittävän jäykkiä, jotta mittari ei muuta muotoaan mittausten aikana. Mittari asennetaan pohjasedimenttiin tiiviisti siten, ettei mittarin reunan ja pohjan välille jää aukkoja. Asennus tehdään mahdollisimman vähän pohjaa häiriten. Mittaria asennettaessa virtausolosuhteet mittarin välittömässä läheisyydessä saattavat muuttua, joten ennen mittausten aloittamista tulee odottaa, että virtaus mittarin läpi saavuttaa tasapainotilan. (Rosenberry et al. 2008) Pussin kiinnittämiseen ja ominaisuuksiin liittyvät tekijät täytyy huomioida mittauksissa. Virtausvastusta mittaussysteemissä voi aiheuttaa: - liian tyhjä tai täysi mittapussi, - mittapussiin jäänyt ilma, - liian paksua muovia oleva mittapussi ja - kapea liitosputki pussin ja tynnyrin välillä. 31

32 Pussi kiinnitetään tynnyriin siten, ettei kiinnityksen aikana pussiin tule tai pussista poistu vettä. Mittarin kaikkien osien (tynnyrin, liitoksen ja pussin) tiiviys tulee tarkistaa vuotojen välttämiseksi. Pussiin kertyneen veden määrän mittauksessa mahdollisia virhelähteitä ovat pussiin tyhjennyksen yhteydessä jäävä vesi, vuotavat pussit tai inhimilliset virheet. (Rosenberry et al. 2008) Useat kokeet ovat osoittaneet, että suotautumismittarit aliarvioivat suotautuvan veden määrää tynnyrin, liitososien ja pussin aiheuttamien virtausvastuksisen vuoksi. Virtausvastusten suuruuteen vaikuttavat merkittävimmin liitosputken halkaisija ja pussin seinämän vahvuus. Virhettä on korjattu korjauskertoimilla, joille on eri tutkimuksissa määritetty arvoja välillä 1,05 1,82. (Rosenberry et al. 2008) Pohjavesiputkien käyttö on luultavasti yleisin menetelmä pohja- ja pintaveden välisen vuorovaikutuksen arvioinnissa. Menetelmässä seurataan sekä pohjavesipintoja pintavesiesiintymän välittömässä läheisyydessä, että pintaveden vedenkorkeutta. Mittausten avulla määritettyjen gradienttien, sekä Darcyn lain (1) tai Dupuitin yhtälön mukaisesti voidaan arvioida suotautumisen suuntaa ja määrää. Laskenta voidaan tehdä joko jakamalla järvi segmentteihin rannan ja pohjavesiputkien suhteen, tai laatimalla järvelle virtausverkot mitattujen pohjaveden pinnankorkeuksien avulla. Menetelmässä oletetaan järven pohjaan raja (engl. hinge line), jossa suotautumissuunta muuttuu järveen tulevasta järvestä lähteväksi. (Rosenberry et al. 2008) Kuva 16. Segmentit ja virtausverkot, hinge line kuvaa rajaa, jossa suotautumisen suunta vaihtuu (muokattu Rosenberry et al. 2008). 32

33 Rosenberryn et al. (2008) mukaan menetelmän yleisimmät virhelähteet ovat virtaukseen vaikuttavien fysikaalisten suureiden virheellinen arviointi (etenkin K-arvo), ongelmat pohjavesiputkien asennuksessa, huollossa ja seurannassa, sekä menetelmän laskennassa tehtävien oletusten soveltumattomuus tarkastelualueelle. Kuvassa 17 esitetyllä hydraulisella potentiomanometrillä kyetään mittaamaan järven pohjan hydraulinen painetaso. Kuva 17. Havainnekuva potentiomanometristä (muokattu Rosenberry et al. 2008). Putken A päässä oleva anturi asennetaan tiiviisti järven pohjaan mittaamaan painetasoa halutulla syvyydellä, putken B ilmoittaessa järven pinnan painetason. Putket A ja B on liitetty toisiinsa, jolloin saadaan aikaan järven pohjan ja pinnan välistä paine-eroa mittaava manometri. Manometriin muodostetaan pumpun avulla alipaine, jotta vesipinnat putkissa saadaan nostettua manometrin lukutaululle pintojen korkeuseron lukemisen helpottamiseksi. Vertikaalisesta gradientista järven pohjan ja järven vedenpinnan välisessä painetasossa voidaan päätellä suotautumisen suunta mittauskohdassa. Painetason ollessa suurempi järven pohjassa kuin pinnassa, suotautumisen suunta on pohjavedestä järveen. (Rosenberry et al. 2008) 33

34 Numeerisen mallinnuksen avulla voidaan tutkia pinta- ja pohjaveden vuorovaikutusta ja siihen vaikuttavia tekijöitä. Vuorovaikutuksen tutkimiseen on kehitetty useita numeerisia ja analyyttisiä malleja, jotka yhdistävät sadannan, pohjaveden muodostumisen ja purkautumisen jokien virtaamien vaihteluun. Malleja kutsutaan yleisesti sadanta-valunta -malleiksi (engl. rainfall-runoff model). Pinta- ja pohjaveden vuorovaikutuksen määrälliseen arviointiin on yleisesti käytetty MODFLOW mallinnuskoodilla tehtyjä numeerisia mallinnuksia. Koodi sisältää useita lisäosia, kuten river, reservoir ja lake package, joiden avulla vuorovaikutusta voidaan simuloida. Myös MODFLOW:n ja sadanta-valunta mallien yhdistämisessä on viime aikoina edistytty. (LaBaugh & Rosenberry 2008) Winter (mm. 1976, 1981, 1983) on tarkastellut numeerisen mallinnuksen avulla muutoksia pienen mittakaavan pohjaveden virtaussysteemeissä, kun yhtä tai useampaa mallinnuksen parametria muutetaan. Vaikka tarkastelut ovat olleet teoreettisia, numeerisesti ratkaistuja virtausyhtälöitä, ne ovat johtaneet parempaan ymmärrykseen suotautumiseen vaikuttavista tekijöistä. Numeeristen mallinnusten tuloksia esimerkiksi paikallisten virtaussysteemien muutoksissa on todennettu myös kenttämittauksilla (Cherkauer & Zager 1989). 34

35 3 Menetelmät 3.1 Tutkimusalue Rokuan harjualue Tutkimusjärvi Ahveroinen sijaitsee Vaalan, Utajärven ja Muhoksen kuntien alueella olevalla Rokuanvaaralla (Kuva 18), joka on osaa pidempää Sotkamonjärvi-Nuasjärvi- Oulujärvi harjujaksoa. Rokuanvaara on noin 20 km pitkä ja 2-7 km leveä harju- ja dyynimuodostuma, joka on saanut alkunsa noin vuotta sitten jäätikköjokien hienoainesta kasaavan toiminnan vaikutuksesta. Vaara kohoaa m harjua ympäröiviä suoalueita korkeammalle, suoalueiden sijaitessa m merenpinnan yläpuolella (Aartolahti 1973). Alueelle tyypillisiä muodostumia ovat dyynikentät, suppakuopat ja harjua ympäröivät rantavallimuodostumat (Koutaniemi 1986). Tarkempia kuvauksia harjualueen synnystä ja hydrogeologiasta ovat esittäneet mm. Aartolahti (1973), Koutaniemi (1986), Tuomikoski (1987) ja Ansala (2007). Kuva 18. Rokuanvaara ja tutkimuskohde Ahveroinen. Kuvassa on esitetty pohjaveden virtaussuunnat Ahveroisessa Tuomikosken (1987) mukaan. 35

36 Rokuanvaaralla, etenkin vaaran länsi- ja keskiosissa, esiintyy runsaasti muodoltaan pääasiassa pitkiä ja kapeita suppakuoppia. Supat ovat sulaneiden jäälohkareiden kohdille muodostuneita kuoppia, joiden järjestäytyminen kertoo harjun osaltaan harjun kehitysvaiheista. Pienimmät suppakuopat ovat halkaisijaltaan vain joitakin kymmeniä metrejä, suurimpien ollessa 1,5 km pitkiä ja 0,4 km leveitä. Suppien syvyys vaihtelee muutamista metreistä 40 metriin. Osaan suppakuopista on muodostunut pieniä järviä tai lampia, mutta suurin osa supista on kuivia. Järvien esiintyminen keskittyy harjun luoteisosiin ja Neittävän kylän pohjoispuolelle. (Aartolahti 1973) Arvioiden mukaan suurin osa Rokuan järvistä on suoraan yhteydessä pohjavesialueeseen, ja vain pieni osa kuvan 7c mukaisia orsivesiä, eli pohjavesivyöhykkeestä erillään olevia vesialtaita. Valtaosa Rokuanvaaran suppalammista ja -järvistä on karuja, vähäravinteisia ja erittäin kirkasvetisiä. Poikkeuksen muodostaa yhdeksän purojen yhdistämää järveä, jotka ovat pääosin rehevöityneitä. Useimmat järvet ovat suljettuja järviä, eli niiltä puuttuvat tulo- tai lasku-uomat mahdollisesti tulva-aikaa lukuun ottamatta. (Heikkinen et al. 2007) Rokuanvaaralla sijaitsevia suppajärviä ja -lampia on ajoittain vaivannut veden vähyys, mikä on aiheuttanut huolestuneisuutta paikallisten asukkaiden ja viranomaisten keskuudessa. Järvien pinnankorkeudet alkoivat laskea 1970-luvun lopulla, vesien ollessa alimmillaan 1980-luvun taitteessa. Tällöin Rokualla aloitettiin pinta- ja pohjavesien seuranta vuosina , mutta vedenpintojen taso palautui jo vuosina Viimeisin järvien merkittävä vedenpinnan alenema tapahtui noin vuosina , jolloin vedenpinnat alenivat eniten suljetuissa järvissä. Harjualueen järvien ja pohjaveden pinnankorkeuksista on seuranta-aineistoa 1980-luvun alusta, sekä jatkuvampaa aineistoa alkaen vuodesta 2005 (Anttila & Heikkinen 2007). Vedenpinnan lasku alueen järvissä ei kuitenkaan ole ollut jatkuvaa, vaan vedenpinnat ovat välillä palautuneet totutulle tasolle. Tuomikoski (1987) päätyi alueen sadantaa ja haihduntaa tarkastelemalla tulokseen, että pinnan korkeuksien vaihtelut aiheutuivat alueen ilmaston vaihtelusta, eli muutoksista sadannan ja haihdunnan vuotuisissa suhteissa. Anttilan ja Heikkisen (2007) mukaan sadanta- ja haihduntaolosuhteet eivät yksin selitä suurta vaihtelua järvien pinnankorkeuksissa vaan lasku aiheutuu monen eri tekijän yhteisvaikutuksesta. He suosittelevat kiinnittämään huomiota alueella viimeisen vuoden aikaisiin maankäytön muutoksiin, koska muutokset näkyvät pohjavesissä hitaasti. Erityisesti harjualuetta ympäröivien intensiivisten suo- ja 36

37 metsäojitusten vaikutuksia Rokuan alueen vedenkorkeuksiin tulisi tutkia. Syitä on heidän mukaansa etsittävä lisäksi luonnollisesta pohjaveden pintojen vaihtelusta. Ansala (2007) haki selitystä järvien vedenpinnan alenemiselle mm. vertailemalla järvien vedenpinnan alaisen ja veden jättämän rantavyöhykkeen pohjasedimentin vedenjohtavuutta. Vedenläpäisevyys rantavyöhykkeellä oli kaikissa järvissä hieman suurempi kuin veden pinnan tasolla, mikä voi Ansalan mukaan osaltaan nopeuttaa pintavesien suotautumista pohjaveteen Ahveroinen Tutkimusjärvi Ahveroinen (Kuva 18) on Rokuan alueella tyypillinen tulo- ja laskuuomaton suppajärvi, joka on rehevyystasoltaan karu ja käyttökelpoisuusluokaltaan erinomainen. Ahveroisesta käytetään eri lähteissä vaihtelevasti nimitystä järvi tai lampi, tässä työssä nimitykseksi valittiin järvi. Ahveroisen pinta-ala on Heikkisen et al. (2007) mukaan 3,3 ha ja suurin syvyys 5 m luvun alussa Ahveroisen pohjoisrannalle rakennettiin kuntokeskus, minkä vuoksi Ahveroisen arvo alueen virkistyskäytölle korostui. Järvi on kärsinyt alueen muiden suppajärvien ja -lampien tapaan vedenpinnan alenemisesta. Tuomikoski (1987) tarkasteli järven ja järveä ympäröivän pohjaveden pinnankorkeutta, päätyen kuvassa 18 esitettyihin suuntiin pohjaveden virtaukselle. Pohjaveden poissuotautumisen suunnassa pohjaveden pinta oli selkeästi alempana kuin järven pinta, ja Tuomikoski esittää eron aiheutuvan järven ja pohjavesiputken välillä sijaitsevasta huonosti vettä läpäisevästä maa-aineksesta. Tuomikosken mukaan järven luoteisosassa on mahdollinen orsivesialueen raja, jolloin järvi ja järveä ympäröivä pohjavesi eivät olisi järven luoteisosassa hydraulisessa yhteydessä. Ahveroisen etelärannalla voidaan havaita jatkuvaa pohjaveden purkautumista järveen talven aikana. Purkautumisen vuoksi talviaikaan rannalle muodostuu joko selkeä vähäisemmän lumipeitteen alue tai kokonaan sula vyöhyke (Kuva 19). Paikallisten järven käyttäjien mukaan järveen muodostuu ajoittain avantoja tai ohuemman jään alueita myös etäämmälle rantaviivasta. Ilmiö antaa viitteitä järven alla sijaitsevan maaaineksen heterogeenisyydestä, eli mahdollisista hyvän vedenjohtavuuden maakerroksista. 37

38 Kuva 19. Pohjaveden purkautumista Ahveroisen etelärannalla (vasemmalla) ja (oikealla, kuva Pekka Rossi). Ahveroisessa tehtiin vuonna 2007 Humanpolis Rokuan, Oulun yliopiston ja Pohjois- Pohjanmaan ympäristökeskuksen toimesta vesitason nostamiskokeilu, jossa järveen pumpattiin välisenä aikana m 3 vettä Martinkankaan pohjavedenottamolta pumppausteholla 120 m 3 vrk -1. Vedenpinnan muutoksia seurattiin järvessä ja sitä ympäröivissä pohjavesiputkissa. Järven pinta nousi täyttökokeilun aikana 28 cm, kun muissa alueen seurantalammissa vedenpinta laski samalla ajanjaksolla 0-7 cm. Järven läheisyydessä olevissa pohjavesiputkissa havaittiin vedenpinnan nousua, kauemmissa havaintoputkissa vedenpinta muuttui vaihtelevasti. Pumppauksen lopettamisen jälkeen vedenpinta Ahveroisessa laski 2 cm vajaan kahden kuukauden aikana, kun muissa seurantalammissa vedenpinnat nousivat keskimäärin 4 cm. (Pohjois-Pohjanmaan ympäristökeskus 2010) 38

39 3.1.3 Ahveroisen maatutkaus Rokuan harjualueen geologisen rakenteen tutkimuksissa on vuoden 2009 aikana tehty maatutkamittauksia eri maakerrosten paksuuden ja laadun sekä kallionpinnan aseman selvittämiseksi. Maatutkaluotaus perustuu eri taajuisten sähkömagneettisten aaltojen etenemisen rekisteröintiin eri maalajeissa (Korkka-Niemi & Salonen 1996, 112). Ahveroisen pohjan ja maakerroksen rakennetta tutkittiin maaliskuussa 2009 maatutkalla kahdelta linjalta, ja maatutkauksen tuloksia varmennettiin sedimenttinäytteenoton yhteydessä maalis- ja huhtikuun vaihteessa Maatutkakuvat sekä linjojen sijainti on esitetty kuvissa 20 ja 21. Kuva 20. Maatutkaprofiili Ahveroisesta linjalta 1. Kuva Mikko Mali, muokattu. Kuva 21. Maatutkaprofiili Ahveroisesta linjalta 2. Kuva Mikko Mali, muokattu. 39

40 Maatutkakuvista on erotettavissa kolme kerrosta: vesi, pohjasedimentti ja hiekka, kuvissa ei näy hiekkakerroksen ja kallion rajapintaa. Maatutkakuvien perusteella vesisyvyys oli suurimmillaan 4,4 m ja sedimentin paksuus järven keskiosissa 2 5 m. Rannassa sedimenttikerros oli ohut, mikä havaittiin myös kenttätarkastelussa. Maatutkakuvista järven luoteisosissa ei havaittu viitteitä Tuomikosken (1987) ehdottamasta orsivesialueen rajasta. Hiekkakerroksen paksuudeksi järven kohdalla arvioitiin alueella tehtyjen seismisten taittumisluotausten perusteella 40 m. 3.2 Ilmastotiedot Järven vesitaseen mallinnuksessa käytetyt ilmastotiedot tilattiin Ilmatieteen laitoksen tietokannoista. Osa havaintotiedoista saatiin interpoloituina kartastokoordinaatistojärjestelmän (KKJ) koordinaattipisteeseen X = ja Y = , joka sijaitsi noin 2,1 km Ahveroisesta lounaaseen (Kuva 22 piste ROKUA). Interpoloituja havaintotietoja tilattiin datan saatavuudesta riippuen tunnin, kolmen tunnin ja vuorokauden havaintovälein. Ilmatieteen laitos oli käyttänyt interpoloinnissa kaikkia havaintoasemia, joista heillä saatavissa mittauksia kyseisestä suureesta (Pirinen 2010). Interpolointimenetelmänä oli käytetty spatiaalista Krigingin ennustusmenetelmää, joka antaa parhaat lineaariset harhattomat arviot puuttuvista havaintoarvoista ja tarjoaa estimaatin ennustusvirheen varianssille (Henttonen 1991). 40

41 Kuva 22. Säähavaintopaikat sekä haihdunta- ja lumilinjamittauspaikat. Interpoloitua aineistoa ei ollut kaikkien suureiden osalta saatavilla, jolloin käytettiin lähimpien havaintopaikkojen, eli kuvassa 22 esitettyjen Oulunsalon ja Kajaanin lentoasemien havaintojen aritmeettista keskiarvoa. Lentoasemien ilmastotiedot saatiin ns. synop-havaintoina, eli tietyin aikavälein tehtyinä havaintoina suureen hetkellisestä arvosta. Synop-havainnoista ja kolmen tunnin välein havaituista interpoloiduista arvoista määritettiin laskentaa varten vuorokausikeskiarvot. Käytetyt ilmastotiedot on esitetty taulukossa 1. Taulukko 1. Käytetyt ilmastotiedot. havaintovältyyppi havainto- suure tunnus yksikkö sadanta P m [mm vrk -1 ] vrk interpoloitu vuorokauden keskilämpötila T a [ C] vrk interpoloitu tuulen nopeus v a [m s -1 ] 3 h interpoloitu ilman suhteellinen kosteus W a 3 h interpoloitu ilmanpaine p [kpa] 3 h lentoasemat pilvisyys C 3 h lentoasemat kokonaislyhytaaltosäteily K in [kj m -2 vrk -1 ] vrk interpoloitu 41

42 Ilmatieteen laitoksella vuorokausisateen määrä mitattiin aina aamulla klo 08 talviaikaan tai klo 09 kesäaikaan. Kertynyt sademäärä oli 24 edellisen tunnin aikana satanut vesi tai vedeksi sulatettu lumi millimetreinä. Sademittarina on vuodesta 1981 lähtien käytetty Tredjakov-sademittaria (Kuusisto 1986, 33). Vuorokauden keskilämpötila laskettiin joka havaintoasemalla kolmen tunnin välein tehdyistä lämpötilamittauksista. Tuulen nopeuden mittaus sijaitsi noin 10 metrin korkeudella ja tuulen nopeus ilmoitettiin kymmenen minuutin keskituulennopeutena. Ilmanpainemittauksissa käytettiin sähköisiä painesensoreita. Pilvien määrää mitattiin ceilometriksi kutsutulla laitteella, jossa mittaus perustui maanpinnasta lähetetyn sähkömagneettisen pulssin siroamiseen pilvestä takaisin sääasemalla olevaan mittariin. Pystysuoraan osoittava mittari laski pilviosumia edellisen puolen tunnin ajalta. Havaittu pilvisyyden määrä ilmoitettiin kahdeksasosina taivaankannesta. Vuorokausittainen kokonaislyhytaaltosäteily sisälsi sekä auringosta tulevan suoran että hajasäteilyn aallonpituusalueella nm (Saku 2009). (Ilmatieteen laitos 2010) 3.3 Suotatumismittaukset Mittalaitteiston (Kuva 23) rakennuksessa minimoitiin Rosenberryn et al. (2008) esittämät yleisimmät mittausten virhelähteet. Kuva 23. Suotatumismittauslaitteisto. 42

43 Tynnyrinä käytettiin halkaisijaltaan 57 cm terästynnyriä, joka katkaistiin cm etäisyydeltä pohjasta. Terästynnyrin käyttöön muovisen sijaan päädyttiin, koska sen seinämät olivat riittävän jäykät ja se pysyi painonsa vuoksi paremmin järven pohjassa. Liitososien valinnassa tynnyrin ja pussin välillä kriteereitä olivat mahdollisimman vähäinen virtausvastus, tiiviys ja helppo käytettävyys. Läpivienti tynnyristä liitosputkeen tehtiin messinkisellä letkukaralla. Liitosputkena käytettiin polttoaineletkua, jonka halkaisija oli 19 mm. Letkun suurella sisähalkaisijalla ja sileällä sisäpinnalla minimoitiin virtausvastusta putkessa. Liitosputken päähän kiinnitettiin messinkinen kynsiliitin. Liitosputken tiivis kiinnitys sekä läpivientiin että kynsiliittimeen varmistettiin letkunkiristimillä. Mittalaitteiston tynnyristä irrotettavaan osaan kuului kynsiliitin, kuulahana, letkukara, muovipussi ja tarpeelliset tiivisteet osien välille. Kynsiliitimellä saatiin pussin ja tynnyrin välille tiivis liitos, joka oli myös helppo kiinnittää ja irrottaa veden alla työskenneltäessä. Kuulahanalla minimoitiin veden poistuminen pussista kiinnityksen aikana. Hana helpotti myös pussin tyhjentämistä pussiin kertyvästä ilmasta. Liitososana muovipussin ja hanan välillä käytettiin letkukaraa. Muovipussina käytettiin 4 ja 5 litran näytepusseja. Pussien todettiin olevan riittävän ohuita aiheuttaman pienen virtausvastuksen, mutta riittävän paksuja säilymään ehyenä mittausolosuhteissa. Tynnyrin ja liitososien tiiviys testattiin ennen käyttöönottoa kääntämällä laitteisto ylösalaisin pöydälle ja täyttämällä tynnyriosa vedellä pussiin johtavan hanan ollessa kiinni. Vuodot havaittiin liitoksista poistuvana vetenä. Pussiosan tiiviys varmistettiin puhaltamalla pussiin ilmaa, ja asettamalla pussi veden alle hana suljettuna. Vuodot pussissa tai liitoksissa näkyivät pakenevina ilmakuplina. Eniten ongelmia tiiviin liitoksen aikaansaamisessa ilmeni liitoksessa letkukaran ja näytepussin välillä. Paras liitos saatiin aikaiseksi puristamalla pussin suu tiiviisti karan ympärille letkukiristintä ja ikkunatiivistepalasta käyttäen. Letkunkiristimen ympärille laitettiin suojaksi ilmastointiteippiä, jotta kiristimen terävät metalliset osat eivät rikkoneet pussia. 43

44 Kuva 24. Mittari toiminnassa Ahveroisen pohjassa. Mittauskohdat sijoitettiin järveen siten, että veden poistumis- ja tuloalueet tunnistettiin. Mittauspaikan koordinaatit tallennettiin GPS-paikantimella, jonka ilmoittama paikannustarkkuus oli 4 m. Kaikki mittarit asennettiin mineraalimaahan saakka kohtiin, joissa sedimenttikerros oli mahdollisimman ohut, jolloin asennuksen tiiviys oli helppo todeta. Mittauskohdat olivat rannan tuntumassa, ja kohtien vesisyvyys ja etäisyys rannasta mitattiin. Mittarit asennettiin järven pohjaan ilman sukellusvarusteita (kuvat 24, 25 ja 26), joten asennussyvyys rajoittui noin 2 metriin. Kuudessa ensimmäisessä mittapisteessä mittapussi liitettiin mittariin välittömästi asennuksen jälkeen, ja tehtiin alustava mittaus suotautumisnopeudesta. Mittari jätettiin pohjaan noin vuorokaudeksi, jotta virtaus mittarin ympäristössä tasoittuisi, ja varsinainen mittaus tehtiin asennusta seuraavana päivänä. 44

45 Kuva 25. Mittari järven pohjassa kuvan etualalla. Kuva 26. Laitteiston asennus. Mittapussi esitäytettiin järvestä otetulla vedellä (Kuva 27). Pussiin lisättävän veden määrä määritettiin alustavien mittausten avulla. Jos mittauskohdan virtaussuunta oli järvestä pohjaveteen, pussi tyhjeni mittauksen edetessä, ja pussiin laitettiin noin 3 litraa 45

46 vettä. Jos kohdan virtaussuunta oli pohjavedestä järveen, pussin esitäyttötilavuus oli noin 1 litra. Koska kaikissa mittapisteissä alustavia mittauksia ei tehty, esitäytön tilavuus määritettiin virtaussuunnasta tehdyn oletuksen avulla. Pussista poistettiin ilma mahdollisimman huolellisesti asettamalla pussi veden alle suuaukko ylöspäin. Ilman poistuttua hana suljettiin, jolloin pussista saatiin ilmaton ja tiivis. Kuva 27. Esitäytetty mittapussi. Tarkka esitäyttömäärä mitattiin digitaalisella vaa alla 0,1 gramman tarkkuudella. Pussi kiinnitettiin järven pohjassa olevaan tynnyriin, ja hana avattiin. Pussi jätettiin pohjaan noin 2 4 tunniksi riippuen alustavissa mittauksissa havaitusta virtausnopeudesta siten, ettei pussi ehtinyt täysin täyttyä tai tyhjentyä. Tarkka kiinnitysaika mitattiin minuutin tarkkuudella. Mittauksen päätyttyä pussi punnittiin, jolloin alku- ja loppupunnituksen erotuksena määritettiin tilavuuden muutos. Veden tiheytenä käytettiin vakioarvoa 1000 kg m -3. Mittaukset tehtiin kahtena eri jaksona, sekä , kuvassa 28 esitetyistä paikoista. Jälkimmäisellä mittauskerralla varmennettiin järven koillisosan mittauksia. 46

47 Kuva 28. Suotautumismittauspaikat. Pisteistä 1 6 ja 9 18 mitattujen suotautumisnopeuksien avulla interpoloitiin spline - menetelmää käyttäen kartta suotautumisen alueellisesta jakaantumisesta järvessä. Spline menetelmässä interpoloitavat arvot estimoidaan matemaattisella funktiolla, joka minimoi pinnan kaarevuutta. Tuloksena saadaan tasainen pinta, joka kulkee täsmälleen havaintopisteiden kautta (ESRI 2009). Interpoloinnin tuloksena saatiin rasterimuotoinen kartta, josta määritettiin järveen suotautuvan ja järvestä poistuvan pohjavesikomponentin suuruus. Suotautumisen määrä kussakin solussa laskettiin kertomalla solun pinta-ala soluun interpoloidun suotautumisnopeuden arvolla. Summaamalla erikseen positiivisten ja negatiivisten solujen arvot, laskettiin järveen pohjan läpi tulevan ja järvestä poistuvan suotautumiskomponentin suuruus. Määrät laskettiin sekä kuutiometreinä vuorokaudessa, että millimetreinä vuorokaudessa suhteuttaen kuutiometrimäärät järven pinta-alaan vastaamaan vesitasetarkastelun yksiköitä. Järven pohjan läpi tapahtuvan suotautumisen pienenemistä rannan etäisyyden funktiona määritettiin asettamalla kuvassa 29 esitetyllä tavalla kolme mittaria peräkkäin eri syvyyksille. Lähimpänä rantaa oleva mittari sijaitsi kuvan 28 pisteessä 12, mittaustulokset on esitetty liitteessä 1 mittapisteinä 19, 20 ja

48 Kuva 29. Suotautumismittaukset eri syvyyksiltä. Suotautumisen pienenemisestä rannan etäisyyden funktiona tarkasteltiin kaavan (3) kuvaamana eksponentiaalisena alenemisena. Tässä työssä suotautumismittarin etäisyydeksi rannasta määriteltiin mittarin etureunan etäisyys rantaviivasta kuvassa 29 esitettyjen dimensioiden avulla. (8) missä x on suotautumismittarin etäisyys rannasta, l on mittarin etureunan horisontaalinen etäisyys rantaviivasta [m] ja h on asennussyvyys mittarin etureunan kohdalla [m]. Arvioitaessa teoreettista suotautumisvyöhykeen pituutta kaavan (4) avulla, maaperän hydraulisena johtavuutena käytettiin Ansalan (2007) Ahveroisen rantavyöhykkeelle määrittämää arvoa 1,54 E-5 m s -1. Ansala mittasi myös vedenpinnan tason vedenjohtavuudeksi 1,32 E-5 m s -1, mutta arvo kuvasi enemmän järven hiekkapohjan kuin järvisedimentin vedenjohtavuutta. Chi & Shun (2003) järvisedimenttien vedenjohtavuuksien in situ mittauksissa sedimentin keskimääräiseksi vedenjohtavuudeksi saatiin 2,76 E-7 m s -1. Myös Ahveroisen sedimenttien vedenjohtavuuden oletettiin olevan tätä suuruusluokkaa, ja laskenta-arvona käytettiin 1 E-7 m s -1. Vedellä kyllästyneen maakerroksen paksuudeksi on arvioitu järven läheisyydessä tehtyjen seismisten taittumisluotausten perusteella 40 m. Kuvissa 20 ja 21 esitettyjen maatutkakuvien avulla arvioitiin järven sedimenttikerroksen paksuutta. Kuvista tulkittiin, että rannan läheisyydessä sedimenttikerros on ohut, mikä havaittiin myös kenttätarkastelussa suotautumismittausten yhteydessä. Keskemmällä järveä sedimenttikerroksen paksuus vaihteli n. välillä 2 m 5 m. Laskenta-arvoksi järven keskimääräiselle sedimenttipaksuudelle arvioitiin 2,5 m. 48

49 3.4 Vesitasemalli Järvet ovat vuorovaikutuksessa hydrologisen systeemin kaikkien komponenttien (ilmakehän veden, pintaveden ja pohjaveden) kanssa. Komponenteista voidaan muodostaa matemaattisesti yksinkertainen vesitaseyhtälö: tulevista komponenteista vähennetään lähtevät komponentit, jolloin erotuksesta muodostuu vesivaraston muutos. Varaston muutos voidaan havaita järven vedenpinnan vaihteluna (Winter 1995a). Vesitase voidaan kirjoittaa yhtälön (9) kuvaamassa muodossa (mm. Kuusisto & Seppänen 1986, 261; Sacks et al. 1998): missä S on varaston muutos, P tot on sadanta järven pinnalle, E on järvihaihdunta, Q in on uomavirtaus järveen, Q out on uomavirtaus pois järvestä, GW in on järveen tuleva pohjavesi ja GW out on järvestä poistuva pohjavesi. (9) Vesitasetarkastelu on ollut oleellinen osa etenkin tutkimuksia, joissa kiinnostuksen kohteena ovat olleet vesistöjen kemialliset ja biologiset ominaisuudet. Vaikka vesitase onkin käsitteellisesti ja matemaattisesti yksinkertainen menetelmä, käytännössä komponenttien suuruuden tarkka mittaaminen ei ole helppoa. Taseen muodostaminen vaatii tarkastelualueen hydrologisen kokonaisuuden ymmärtämistä. (Winter 1995a) Tutkimusalueen vesitaseen mallinnuksen kaaviokuva ja komponentit on esitetty kuvassa 30. Komponentit ja niiden laskentamenetelmät on määritelty tarkemmin tässä luvussa kaavoissa (11) - (50). Vesitaseen ja sen komponenttien laskenta koodattiin tässä työssä laskentarutiiniksi Matlab-ohjelmaan, laskennan aika-askeleena oli vuorokausi. 49

50 Sadanta(P tot ) Lumi (P s ) Vesi (P r ) V A L U M A - A L U E Järvihaihdunta (E) Lumivarasto (SWE) Sadanta + sulanta (W) Haihdunta (ET) Järvi ( S) Maavesivarasto (S) Maavesivalunta (GW tot ) Pohjaveden muodostuminen (GW rech ) Järveen suotautuva pohjavesi (GW in ) Suotautuminen järvestä pohjaveteen (GW out ) Kuva 30. Vesitasemallin kaaviokuva. Koska tarkasteltavassa järvessä ei ole tulo- eikä lähtöuomaa, yhtälö (9) pelkistyy muotoon: Vesitasetta mallinnettiin kolmella eri lähestymistavalla, joissa käytettiin erilaisia yksinkertaistavia oletuksia komponenttien suuruudesta. Ensimmäisessä tarkastelussa vesitaseesta ratkaistavaksi termiksi valittiin varaston muutos ( S), toisessa järvestä poistuva pohjavesi (GW out ) ja kolmannessa pohjavesivirtauksen nettosuuruus (GW in - GW out ). Ensimmäisessä vesitaseen tarkastelussa komponenttien P tot, E, GW in ja GW out aiheuttamaa vastetta järven vedenpinnan korkeuteen tutkittiin differentiaaliyhtälönä vesitaseyhtälön ollessa muodossa Tarkastelussa järven 50

51 vedenpintaa nostavia tekijöitä olivat vuorokauden aikainen sadanta ja järveen suotautuva pohjavesi, ja pintaa laskevia tekijöitä haihdunta ja järvestä poistuva pohjavesi. Varastonmuutos määritettiin yhtä suureksi järven pinnankorkeuden muutoksen kanssa, ja vesitase kirjoitettiin differentiaalimuodossa : (10) Muodostettu differentiaaliyhtälö voidaan kirjoittaa diskreetissä muodossa, joka ratkaistaan Eulerin menetelmällä (Karvonen & Kettunen 1986, 329): missä t on aika-askel [vrk]. (11) Ratkaisun aika-askeleena käytettiin yhtä vuorokautta, eli t = 1, ja alkuehdoksi S 1 valittiin havaittu pinnankorkeus kyseisenä päivänä. Järvestä poissuotautuvalle pohjavesikomponentille GW out,i päädyttiin tässä tarkastelussa käyttämään vakioarvoa. Vakioidun komponentin suuruus kalibroitiin talvikuukausien avulla, jolloin haihdunta voitiin olettaa nollaksi ja valuma-alueelta tulevan pohjaveden määrä vähäiseksi lumena tulevan sadannan johdosta, eli varaston muutos selittyi pääasiassa järveen tulevalla sadannalla ja järvestä poistuvalla pohjavesivirtauksella. Vakioarvo komponentille GW out kalibroitiin sovittamalla kaavalla (11) laskettu pinnankorkeus havaittuun pinnankorkeuteen talvikuukausina aikavälillä Kalibroinnissa muutettiin sekä poissuotautuvan veden (GW out ) vakioarvoa, että suhdetta, jolla maavesivalunta (GW tot ) jakaantuu komponentteihin (GW in ja GW rech ). Lisäksi sovituksen hyvyyttä tarkasteltiin koko mallinnusjaksolle aikana Hyvyyden arviointiin käytettiin sekä kaavan (12) Nash-Sutcliffe - hyvyyslukua R 2 (Vehviläinen 1992, 13) että kaavan (13) keskineliövirhettä MSE. 51

52 (12) (13) missä X i,obs on havaittu arvo, X i,sim on mallinnettu arvo, X mean,obs on havaittujen arvojen keskiarvo ja n on havaintojen lukumäärä. Sovituksen hyvyys on parhaimmillaan, kun hyvyysluku on lähellä arvoa 1, ja keskineliövirheen arvo on mahdollisimman pieni. Toisena vesitaseen tarkasteluna komponenttien kumulatiivista suuruutta arvioitiin kahdella maavesivalunnan GW tot jakaantumisskenaariolla. Komponentin GW tot jakaantumista kalibroitiin etsimällä paras sovitus kaavalla (11) lasketun ja havaitun pinnankorkeuden välille koko tarkastelujaksolla. Kalibroitua jakaantumissuhdetta verrattiin tilanteeseen, jossa GW tot suuntautuu kokonaan järveen. Tarkastelussa poissuotautuva komponentti GW out laskettiin vakioarvon sijaan vesitaseyhtälön (9) jäännösterminä:. Vesitasetta tarkasteltiin vielä komponenttien kuukausittaisina summina jättämällä valuma-alueelta tuleva laskennallisesti määritetty pohjaveden tulokomponentti GW in huomioimatta. Tarkastelussa pohjavesikomponentin nettosuuruus kuukausittain määritettiin vesitaseen jäännösterminä: Kyseistä tarkastelua ovat käyttäneet mm. Sacks et al. (1998) Sadanta Mitattu sadanta-aineisto saatiin Ilmatieteen laitokselta. Sadannan mittauksiin sisältyy monia virhelähteitä, jotka voivat olla suuria erityisesti lumisateen osalta. Virhettä mittaukseen voivat Kuusiston (1986, 34-35) mukaan aiheuttaa mm.: 52

53 - astiasta tapahtuva haihtuminen ennen astiaan kertyneen veden mittausta, - veden tartunta keräysastian seinämiin kaadettaessa vesi keräysastiasta mittalasiin, - keräysastiaan ympäristöstä roiskuvat vesipisarat, - tuulen aiheuttama virhe, - mittarin omat virheet ja - satunnaisvirheet Suurin virhettä aiheuttava tekijä on tuuli. Yksinkertainen tapa korjata sadannan mittausvirheitä on kertoa mitattu sadanta keskimääräisillä korjauskertoimilla. Virhettä voidaan korjata myös yhtälöillä, joissa käytetään muuttujina esimerkiksi ilman lämpötilaa, sateen intensiteettiä ja tuulen nopeutta. Korjauskertoimille löytyy kirjallisuudesta vaihtelevia arvoja. Førlandin et al. (1996) mukaan korjauskertoimet voivat vaihdella vesisateelle välillä 1,02 1,14 ja lumisateelle välillä 1,05 1,80. Kuusisto (1986, s.35) esittää tuloksia Solantien ja Perälän tutkimuksista, joissa korjauskertoimen arvoksi Pohjois-Suomessa on määritetty 1,07 1,37 riippuen tarkastelukuukaudesta. Ilmatieteen laitoksen sadanta-aineistossa ei ole valmiiksi korjattu sadannan mittausvirhettä. Sadantaa mallinnettaessa on olennaista määrittää, tuleeko sadanta vetenä, lumena vai niiden sekoituksena. Ongelmallisinta sadannan olomuodon määrittäminen on lumipeitteen esiintymisen alku- ja loppuvaiheessa. Sadannalle arvioidaan lämpötila T min, jonka alapuolella kaikki sadanta tulee lumena ja lämpötila T max, jonka yläpuolella kaikki sadanta on vettä. Lämpötilojen T min ja T max välisellä alueella sadannan oletetaan koostuvan sekä lumesta että vedestä, osuuden muuttuessa lämpötilojen välillä lineaarisesti. Sateen olomuoto määritetään vuorokauden keskilämpötilan funktiona seuraavasti (Vehviläinen 1992, 16): 53

54 (14) (15) missä F r on vetenä tulevan sadannan osuus, F s on lumena tulevan sadannan osuus, T a on vuorokauden keskilämpötila [ C], T min on lämpötila, jonka alapuolella sadanta lumena [ C] ja T max on lämpötila, jonka yläpuolella kaikki sadanta vetenä [ C]. Vuorokausisadantaa korjataan korjauskertoimilla, joiden suuruus riippuu sadannan olomuodosta (Vehviläinen 1992, 17): (16) (17) (18) missä P r on vetenä tuleva sadanta [mm vrk -1 ], P s on lumena tuleva sadanta [mm vrk -1 ], P m on mitattu sadanta [mm vrk -1 ], P tot on vuorokauden kokonaissadanta [mm vrk -1 ], C r on korjauskerroin vetenä tulevalle sadannalle ja C s on korjauskerroin lumena tulevalle sadannalle. Tässä työssä sadannan korjauskertoimet ja muutoslämpötilat kalibroidaan lumen vesiarvon mallintamisen yhteydessä Haihdunta Haihduntaa nimitetään usein termillä evapotranspiraatio. Evapotranspiraatio tarkoittaa kaikkia niitä prosesseja, joissa nestemäisessä tai kiinteässä olomuodossa oleva vesi muuttuu ilmakehän vesihöyryksi. Dingman (2008, 272) jakaa evapotranspiraation 54

55 kolmeen kategoriaan. Evaporaatiossa nestemäinen vesi haihtuu vesimuodostumien (joet, järvet, meret) pinnoilta, maaperästä tai kasvillisuuden pinnoilta. Transpiraatiossa vesi haihtuu kasvien lehdistä, ja sublimaatiossa haihdunta tapahtuu kiinteässä olomuodossa olevasta vedestä, eli lumesta tai jäästä. Haihdunnan fysikaalinen perusta on haihtuvan vesimuodostuman diffuusiossa ja energian vaihdossa. Diffuusiota kuvataan yhtälöllä, joka perustuu Fickin ensimmäiseen lakiin. Diffuusiota ajava voima on veden höyrynpaineen gradientti vedenpinnan ja ilman välillä (Winter 1995a). Diffuusioyhtälö haihdunnalle voidaan kirjoittaa (Dingman 2008, 273): missä E diff on haihduntanopeus [L T -1 ], K E on veden pystysuoraa liikettä kuvaava kerroin [L T 2 M -1 ], e s on veden höyrynpaine haihduttavalla pinnalla [M L -1 T -2 ] ja e a on veden höyrynpaine ilmassa [M L -1 T -2 ]. (19) Energian vaihdon termejä kuvaava energiatase ajanjaksona t voidaan kirjoittaa yleisessä muodossa (Dingman 2008, 274): (20) missä LE on haihdunnan latentti energia [E L -2 T -1 ], K in on lyhytaaltoinen nettosäteily [E L -2 T -1 ], L on pitkäaaltoinen nettosäteily [E L -2 T -1 ], G on maahan johtuvan energian nettovuo [E L -2 T -1 ], H on vapaan lämpöenergian (eng. sensible heat) nettovuo [E L -2 T -1 ], A w on sisään- ja ulosvirtaamien kuljettaman energian nettovuo [E L -2 T -1 ] ja Q/ t on varastoituneen energian muutos aikayksikössä [E L -2 T -1 ]. Haihdunnan suora mittaaminen on vaikeampaa ja epäkäytännöllisempää kuin esimerkiksi sadannan tai virtaaman suora mittaus. Onkin kehitetty useita menetelmiä, joiden avulla haihduntaa voidaan arvioida helpommin määritettävien suureiden avulla. Haihdunnan suuruuden arviointimenetelmiä on kehitetty soveltuvaksi erilaisille pinnoille ja energianvaihtotilanteille. (Dingman 2008, 275) 55

56 Evaporaatio Luonnollisissa vesimuodostumissa, kuten järvissä, veden saatavuus haihdunnan käyttöön oletetaan rajattomaksi. Varastoitunut energia ja veden mukana kulkeutuva energia voivat olla merkittäviä tekijöitä haihduntaprosessissa. Näiden termien vaikutuksen suuruus riippuu pitkälti tarkasteltavan järven pinta-alasta, tilavuudesta ja veden viipymästä järvessä. Jotta pintavesimuodostumien haihduntaa voitaisiin arvioida, on kehitetty teoreettinen käsite vapaan vedenpinnan haihdunnasta (engl. free-water evaporation). Vapaan vedenpinnan haihdunta kuvaa haihdunnan suuruutta, joka tapahtuisi ilman advektion ja energiavaraston muutoksia. Järvihaihdunnan suuruus saadaan sovittamalla vapaan vedenpinnan haihdunnan arvo vastaamaan kullekin järvelle ominaisia advektion ja energian vaihdon mekanismeja. (Dingman 2008, ) Järvihaihdunnan suuruutta voidaan tarkastella useiden eri menetelmien avulla. Yleisesti käytössä olevia haihdunnan laskennallisia arviointimenetelmiä ovat (Dingman 2008, ): - vesitaseyhtälön muiden komponenttien jäännöstermi, - yhtälön (19) kuvaama diffuusioon perustuva aineensiirto (engl. mass-transfer), - yhtälön (20) kuvaama energiatasetarkastelu järveen eri muodoissa tulevan ja lähtevän energian suuruutta mittaamalla tai arvioimalla - ja Penmanin yhtälö. Penmanin yhtälö yhdistää sekä aineensiirtoyhtälön, että energiatasetarkastelun. Winterin (1995a) tutkimuksissa Penmanin yhtälöllä saadut haihdunta-arvot olivat lähimpänä todelliseksi haihdunnaksi oletettuja arvoja. Sillä on vahva teoreettinen perusta ja sen lähtötiedot ovat yleisesti mitattuja meteorologisia suureita. Tämän vuoksi siitä on tullut yleisimmin käytetty menetelmä vapaan vedenpinnan haihdunnan arviointiin. Lisäksi yhtälöön tehtävän muunnoksen avulla voidaan välttää tarve veden pintalämpötiladatalle. Penmanin yhtälöön tarvitaan lähtötiedoiksi lyhytaaltoinen tulosäteily K in, tuulen nopeus v a, ilman lämpötila T a, ilman paine P, pilvisyys C ja suhteellinen kosteus W. Haihdunnan mallinnuksessa järven pinnalta käytetään Penmanin yhtälöä Dingmanin (2008, ) esittämien kaavojen mukaan: 56

57 (21) missä E on haihtumisnopeus [m s-1], on veden kyllästyneen höyrynpaineen ja lämpötilan välinen kulmakerroin [kpa K -1 ], K net on lyhytaaltoinen nettosäteily [MJ m -2 s -1 ], L on pitkäaaltoinen nettosäteily [MJ m -2 s -1 ], γ on psykometrivakio [kpa K -1 ], K E on veden pystysuoraa liikettä kuvaava kerroin [m s 2 kg -1 ], ρ w on veden tiheys = 1000 [kg m -3 ], λ v on höyrystymisen latentti lämpö [MJ kg -1 ], v a on tuulen nopeus [m s -1 ], on kyllästynyt höyrynpaine [kpa] ja W a on ilman suhteellinen kosteus. Yhtälöön (21) tehdään muunnokset L L ja γ γ, joilla vältetään tarve veden pintalämpötiladatalle. Näin haihdunnan yhtälöksi saadaan: (22) Järven pitkäaaltoista nettosäteilyä kuvaava muunnettu termi lasketaan: (23) missä ε w on veden emissiivisyys = 0.97, L at on ilmakehän lähettämä pitkäaaltoinen säteily [MJ m -2 s -1 ], ζ on Stefan-Boltzmannin vakio = E-14 [MJ m -2 K -4 s -1 ] ja T a on vuorokauden keskilämpötila [ C]. Ilmakehän järveen aiheuttama pitkäaaltoinen säteily lasketaan: missä ε at on ilmakehän tehokas emissiivisyys. (24) 57

58 ε at on suurelta osin kosteuden ja pilvisyyden funktio, joten termin suuruutta voidaan arvioida kaavalla: (25) missä e a on ilman vesihöyrynpaine lämpötilassa T a [kpa] ja C on pilvisyys. Ilman vesihöyrynpaine lasketaan kaavalla: missä W a on ilman suhteellinen kosteus ja on ilman kyllästynyt höyrynpaine [kpa]. (26) Kyllästynyt höyrynpaine lämpötilassa T a saadaan kaavasta: (27) Vuorokausittaisen säteilyarvon avulla lasketaan lyhytaaltoinen nettosäteily: missä K in on kokonaislyhytaaltosäteily [MJ m -2 s -1 ] ja a on veden pinnan heijastavuus eli albedo. (28) Osa säteilystä heijastuu veden pinnalta. Albedo kuvaa heijastuvan säteilyn määrää. Vedenpinnan albedolle annetaan usein vakioarvo välillä 0,05 a 0,10. Tässä työssä albedon suuruutta arvioitiin päivittäin empiirisellä kaavalla, joka kuvaa albedoa tulevan kokonaislyhytaaltosäteilyn funktiona. Empiiristä kaavaa käytettäessä albedon arvo pienenee tulosäteilyn arvon kasvaessa:. (29) 58

59 Psykometrinen vakio lasketaan kaavalla: (30) missä c a on ilman lämpökapasiteetti = 1E-3 [MJ kg -1 K -1 ], p on ilmanpaine [kpa] ja λ v on latentti höyrystymislämpö. [MJ kg -1 ]. Psykometrivakio ei kuitenkaan ole täysin vakio, vaan se vaihtelee ilmanpaineen ja höyrystymislämmön funktiona. Latentti höyrystymislämpö vaihtelee lämpötilan funktiona: (31) Lämpötilana tulisi käyttää höyrystyvän aineen pintalämpötilaa, mutta mittausdatan puuttumisen vuoksi sen sijaan käytetään ilman lämpötilaa. Tehtäessä Penmanin yhtälöön muunnos veden pintalämpötilan jättämiseksi huomioimatta, psykometrinen vakio korvataan seuraavalla approksimaatiolla: (32) Veden pystysuoraa liikettä kuvaava kerroin lasketaan: (33) missä ρ a on ilman tiheys = [kg m -3 ] z m on tuulen nopeuden mittauskorkeus [m] z d on tuulen mittauksen nollataso = 0 [m] z 0 on pinnan rosoisuus = 2.3E-4 [m]. Penmanin yhtälön laskentaa varten tarvitaan yhtälön (27) kuvaaman veden kyllästyneen höyrynpaineen ja lämpötilan välisen riippuvuuden kulmakerroin. Kulmakerroin määritetään derivoimalla yhtälö (27), jolloin saadaan: (34) 59

60 Laskennan tuloksena saatiin päivittäinen haihdunta yksikössä [mm vrk -1 ]. Penmanin yhtälön mukainen laskenta talvikuukausina tuotti haihdunnalle myös negatiivisia arvoja. Haihdunta oletettiin vesitasemallissa joko nollaksi tai positiiviseksi, joten laskennassa saadut negatiiviset arvot korvattiin nollalla. Yksinkertainen ja yleisesti käytössä oleva menetelmä vapaan vedenpinnan haihdunnan määrittämiseen suoralla mittauksella on seurata vesitilavuuden muutosta sylinterin muotoisessa astiassa. Class-A -astia on yleisesti käytetty haihduntamittari. Mittari on Maailman ilmatieteen järjestön standardimittari, ja se on laajalti käytössä maailmalla yksinkertaisuutensa, halpuutensa, helppohoitoisuutensa ja tulosten vertailukelpoisuutensa vuoksi (Järvinen 2007). Class-A astiasta mitattu haihdunta eroaa järvihaihdunnasta erilaisten haihduntaolosuhteiden vuoksi. Erottavia tekijöitä ovat järven suurempi lämmönvarastoimiskapasiteetti, järven veden vaihto pinta- ja pohjaveden kanssa ja haihdunta-astian reunojen altistuminen auringolle. Astiamittauksella saatuja haihdunnan arvoja tulee korjata empiirisillä kertoimilla, jotta mitattu haihdunta vastaisi todenmukaisemmin järvihaihduntaa. Korjauskertoimen arvo vaihtelee vuodenajoittain veden varastoiman energian takia. Haihduntaa tapahtuu keväällä järvestä suhteellisesti vähemmän kuin astiasta, koska järven vedellä on vähän varastoitunutta energiaa (vesi on kylmää). Vastaavasti syksyllä haihdunta on suhteellisesti suurempaa, koska vesi sisältää runsaasti lämpöenergiaa. Näin keväisiin haihdunta-arvoihin käytetyn korjauskertoimen tulisi olla pienempi kuin syksyisiin. Vakkilaisen (1986, 74) mukaan Suomessa tehtyjä selvityksiä kertoimien suuruudesta on vähän, ja tehtyjen tutkimusten tuloksissa on havaittu korjauskertoimen voimakasta vaihtelua eri vuosien ja kuukausien välillä. (Dingman 2008, ) Järvihaihdunnan mallinnustulosten vertailuaineistona käytettiin Suomen ympäristökeskuksen class-a astialla mittaamaa päivittäistä haihduntaa. Aineistot ladattiin SYKE:n ylläpitämästä Hertta tietokannasta. Käytössä olevia mittausasemia ei sijainnut tutkimusalueen välittömässä läheisyydessä, mutta vertailuaineistona käytettiin kuvassa 22 esitettyjen kolmen tutkimusaluetta lähimpänä olevan, Ruukin, Suomussalmen ja Sotkamon mittausasemien aritmeettista keskiarvoa (Kuva 31). Mallinnetun haihdunnan vertailuaineistona käytettyjen Ilmatieteen laitoksen haihduntamittausten korjaamiseksi ei käytetty korjauskertoimia, koska kertoimien suuruutta olisi ollut vaikea arvioida luotettavasti. Astiahaihduntaa ja mallinnettua järvihaihduntaa vertaillaan haihdunta- 60

61 Haihdunta [mm/vrk] piikkien ja haihdunnan jaksojen samanaikaisuuden, ei niinkään haihdunnan suuruuden osalta Havaintoasemat Keskiarvo 1/5/09 1/6/09 1/7/09 1/8/09 1/9/09 1/10/09 Kuva 31. Haihdunta-asemien havaintoaineisto ja havaintojen keskiarvo. Transpiraatio Transpiraatio on kasvien elintoimintaan liittyvää veden haihduntaa juuri-varsi-lehtisysteemin lävitse. Pelkän maanpinnalta tapahtuvan haihdunnan ja transpiraation merkittävä ero on, että ensin mainitussa vesi poistuu maasta ainoastaan yhdeltä tasolta, kun taas transpiraatiohaihdunnassa kasvit haihduttavat vettä koko juuristokerroksen syvyydeltä (Vakkilainen 1986, 64). Transpiraatioprosessi koostuu kolmesta vaiheesta: 1) kasvien juurten maaveden absorbaatiosta, 2) nestemäisen veden siirtymisestä juurien, rungon, oksien ja lehtien muodostamissa kanavissa ja 3) veden haihdunnasta lehtien ilmarakojen kautta. Vaikka transpiraatio liittyy kiinteästi kasvien elintoimintoihin, se on fysikaalinen prosessi, eikä varsinaisesti johdu kasvien aineenvaihdunnasta. Vesi haihtuu kasvin lehtien ilmarakojen kautta veden höyrynpaineen eron johdosta ilman ja lehtien välillä, jolloin vesipitoisuus lehdissä laskee. Näin ollen vesipitoisuuden gradienttiero kuljettaa vettä kasvin lehtien ja maaperän välillä. (Dingman 2008, 294) Maa-alueelta tapahtuvan haihdunnan mallinnuksessa haihdunnan suuruutta arvioidaan potentiaalisen evapotranspiraation (PET) avulla. Käsitteellä PET tarkoitetaan 61

62 haihduntanopeutta, joka tapahtuisi laajalla yhtenäisellä kasvustoalueella, jolla on käytössään rajoittamaton maavesivarasto (Dingman 2008, 308). Lämmön advektion ja varastoitumisen vaikutukset jätetään laskennassa huomioimatta. Potentiaalista haihduntaa valuma-alueelta mallinnetaan tässä työssä yksinkertaisella Hamonin esittämällä yhtälöllä, missä haihdunnan määrä riippuu vain vuorokauden pituudesta ja keskilämpötilasta (Dingman 2008, 310): (35) missä D on vuorokauden pituus [h] ja PET on potentiaalinen haihdunta valuma-alueelta [mm]. Vuorokauden pituuden laskentaan käytetyt kaavat on esitetty liitteessä Lumivarasto Lumi on rakeinen ja huokoinen väliaine, joka koostuu jäästä, vedestä ja ilmasta. Suurella osalla maapallon maa-alueista merkittävä osuus sadannasta tulee lumena, joka varastoituu maa-alueille. Näillä alueilla lumen sulanta on usein merkittävin tekijä pintavalunnan, pohjaveden ja tulvien muodostumisessa. Kevään viikot, jolloin lumipeite sulaa, on Suomen hydrologisen vuoden aktiivisin jakso. Lumen kertymisen ja sulamisen mallinnus on olennainen osa hydrologisten mallien ja ennusteiden laatimista. (Dingman 2008, 166; Kuusisto 1984) Lumisadetta voidaan mitata sadantamittareilla, joissa lumi sulatetaan vedeksi mittausta varten. Sadantamittarien epätarkkuuden vuoksi on kehitetty vaihtoehtoisia lumisadannan mittaustapoja, joista Kuusisto (1986, 49) mainitsee lumilevyt, lumityynyt ja mittatikut. Hydrologiseen käyttöön tärkein lumesta mittava tekijä on Dingmanin (2008, 174) mukaan lumen vesiarvo (engl. snow water equivalent, SWE). Lumen vesiarvolla tarkoitetaan sen vesikerroksen paksuutta, joka lumesta sulatettaessa syntyy. Lumen vesiarvoa voidaan mitata esimerkiksi välineistöllä, johon kuuluu toisesta päästä avoin lieriö, lumipuntari ja pieni lumilapio. Lumeen painetun lieriön asteikolta luetaan lumen syvyys, ja tasapainotetun puntarin asteikolta lumen vesiarvo. Muita yleisesti mitattuja ominaisuuksia ovat lumen syvyys ja tiheys. (Kuusisto 1986, 48). 62

63 Koska lumen tiheys, syvyys ja vesiarvo vaihtelevat samalla alueella siirryttäessä havaintopisteestä toiseen, määritetään lumen ominaisuudet ns. lumilinjamittauksena. Lumilinja on yleensä m pitkä suora reitti, jonka varrella tehdään tasaisin välein mittauksia lumen syvyydestä, tiheydestä ja vesiarvosta. Lumilinja sijoitetaan maastoon siten, että se edustaa mahdollisimman hyvin alueen maastotyyppiä, puustoa ja kaltevuus-, korkeus- ym. suhteita. Alueelliset arvot lumen ominaisuuksille määritetään linjalla olevien mittapisteiden keskiarvona. (Kuusisto 1986, 49; Dingman 2008, 174). Lumipeitteen esiintyminen voidaan jakaa kahteen jaksoon. Kertymisjakson aikana lumipeitteen vesiarvolla on lisääntyvä trendi. Lumipeitteen energiatase on negatiivinen ja keskilämpötila laskusuuntainen. Sulamisjakso alkaa, kun lumipeitteen energiatase muuttuu positiiviseksi. Sulamisen aikana lumen fysikaaliset ominaisuudet muuttuvat merkittävästi. Lumipeite lämpenee, kunnes saavuttaa lämpötilan 0 C. Lämpenemisen loputtua lumipeitteen ollessa isoterminen lumi alkaa sulaa vedeksi, joka aluksi pidättyy lumen huokostiloihin. Huokostilassa oleva sula vesi voi jäätyä uudelleen eri vuorokaudenaikojen tai lumipatjassa olevien lämpötilaerojen johdosta. Kun lumipatjaan tulee lisää energiaa päivien lämmetessä, lopulta lumipatjan vedenpidätyskyky ylittyy ja sula vesi poistuu lumipatjasta. (Dingman 2008, ). Yleisesti käytössä olevat tavat mallintaa lumen sulamista ovat energiatasetasemallit ja astepäivätekijään perustuvat mallit. Energiatasetarkastelu lumen sulannan mallintamisessa kuvaa ilmiötä fysikaalisesti realistisemmin kuin astepäivämalli. Mallin oletetaan myös olevan vakaampi vuosien välillä, eikä siinä synny virhettä muuttuvien malliparametrien johdosta, kuten astepäivämalleissa. Energiataseen komponentit voidaan määrittää yleisesti mitattujen meteorologisten suureiden avulla. (Vehviläinen 1992, 36) Käytetyin menetelmä lumen sulamisen mallinnukseen on empiirinen astepäivämalli, josta on useita muunnelmia. Malli arvioi lumen sulamista ilman keskilämpötilan lineaarisena funktiona (Vehviläinen 1992, 18). Tässä työssä lumen kertymistä ja sulamista on mallinnettu kuvan 32 mukaisella astepäivämallilla, jossa aika-askeleena on vuorokausi. 63

64 Lumivarasto SWE Sadanta P tot Lumi P s Vesi P r Lämpötila T a Lumi ja jää I Sulaminen m Jäätyminen f Nestemäinen vesi L Sulamisvesi + sadanta W Kuva 32. Lumen kertymisen ja sulannan astepäivämallin rakenne. Sadannan olomuodon määritys lumisateen P s ja vesisateen P r välillä on esitetty kaavoissa (14) - (18). Lumen päivittäinen sulaminen astepäivämallilla lasketaan kaavalla (Vehviläinen 1992, 18): (36) missä m on sulavan lumen määrä [mm vrk -1 ], K m on astepäivätekijä [mm C -1 vrk -1 ] ja T m on rajalämpö lumen sulamiselle [ C]. Lumen sulannan nopeus kiihtyy sulamisjakson edetessä. Ilmiö aiheutuu pääasiassa lumen fysikaalisten ominaisuuksien muutoksesta, ja auringon säteilyn pääsystä paljaille, lumipeitteestä vapautuneille maa-alueille, joista johtuu sulamista edesauttavaa lämpöä lumipeitteeseen. Tämä voidaan huomioida astepäivätekijän K m suuruudessa, määrittelemällä se kumulatiivisen sulannan tai vuodenajan funktioksi (Vehviläinen 1992, 19). Kuusiston (1986) mukaan astepäivätekijä vaihtelee jonkin verran myös vuorokausittaisesta säätyypistä riippuen. 64

65 Lumipatjan huokostiloissa olevan sulan veden jäätyminen lasketaan kaavalla (Vehviläinen 1992, 18): (37) missä f on jäätyvän veden määrä [mm vrk -1 ], K f on jäätymisparametri [mm C -1 vrk -1 ], T f on rajalämpö veden jäätymiselle [ C] ja e on jäätymisen epälineaarisuutta kuvaava vakio. Jotta lumipatjasta voisi poistua sulamisvettä, täytyy patjan vedenpidätyskapasiteetin ylittyä. Lumipatjan vedenpidätyskapasiteetin huomioiminen Kuusiston (1984, 71) mukaan astepäivämallissa on tärkeää etenkin sulamisjakson alussa, jolloin lumipatjassa sulavan veden poistumiseen voi tulla useiden päivien viive pidätyksen vuoksi. Vedenpidätyskapasiteetti pienenee sulannan edetessä, koska lumipatjan raekoko kasvaa ja patjaan muodostuu oikovirtausreittejä. Vedenpidätyskapasiteetti voidaan ilmaista lumen vesiarvon avulla seuraavasti (Vehviläinen 1992, 18): missä L max on vedenpidätyskapasiteetti [mm], r on pidätysparametri ja SWE on lumipatjan vesiarvo [mm]. (38) Lumen vesiarvo koostuu lumipatjassa olevasta nestemäisestä vedestä sekä lumesta ja jäästä: missä L s on lumipatjassa oleva nestemäinen vesi [mm] ja I s on lumipatjassa oleva lumi ja jää [mm]. (39) Lumipatjan sisältävän nestemäisen veden massatase (ks. Kuva 32) voidaan Vehviläisen (1992) mukaan ilmaista: (40) 65

66 Kun kaavassa (40) lumipatjaan tuleva vesi (P r + m f) ylittää vesivaraston (L max ) suuruuden, ylimääräinen vesi muodostuu valunnaksi valuma-alueelle (W). Massatase lumipatjan sisältämälle jäälle voidaan lausua (Vakkilainen 2007): (41) Lumen kertymistä ja sulamista kuvaava malli kalibroitiin käyttämällä SYKE:n lumen vesiarvoaineistoa Vaalan lumilinjalta (Kuva 22). Aineisto ladattiin Hertta-tietokannasta ajalta , mutta kalibrointi tehtiin aineiston aikavälillä Varhaisempi aineisto jätettiin pois tarkastelusta, koska Ilmatieteen laitoksen sadantamittari vaihdettiin Wildin mittarista Tredjakovin mittariin, ja mittarien tarkkuus eroaa etenkin lumisateen mittauksessa (Kuusisto 1986, 33; Reuna 2007). Vertailuaineistona lumen vesiarvolle talvena käytettiin ympäristökeskuksen koordinaattipisteeseen X = ja Y = mallintamia lumen vesiarvoja (SYKE 2010). Lisäksi lumen vesiarvosta Rokuan alueella oli tehty helmikuussa 2009 kenttämittauksia (Koivula et al. 2009), joiden mittauskohdat ja -tulokset on esitetty liitteessä 3. Lumen kertymistä ja sulamista kuvaava malli kalibroitiin käyttämällä taulukkolaskentaohjelma Microsoft Excelin ratkaisija työkalua. Työkalu ratkaisi iteroimalla kalibroitaviksi valituille parametreille arvot, joilla yhtälössä (12) esitetty hyvyysluku maksimoituu. Osa parametreista vakioitiin, jotta kalibroitavien parametrien määrää saatiin vähennettyä. Ratkaisussa kalibroitavien parametrien saamat arvot rajoitettiin kirjallisuudessa esitettyjen arvojen väliin. Kalibroitavat parametrit ja kalibrointivälit on esitetty taulukossa 3. Differentiaaliyhtälöt (40) ja (41) ratkaistiin mallinnuksessa numeerisesti Eulerin menetelmällä (Karvonen & Kettunen 1986, 329). Yhtälöt voidaan kirjoittaa diskreetissä muodossa i:nnelle päivälle: (42) (43) 66

67 Ratkaisun aika-askeleena käytetään yhtä vuorokautta, eli t = 1. Mallinnus aloitettiin , jolloin voidaan olettaa, ettei lumipeitettä esiinny. Oletuksesta saadaan ratkaisulle alkuehdot m 1 = f 1 = L 1 = I 1 = SWE 1 = Pohjavesi Pohjaveden valuma-aluetta tarkasteltiin alueen maanpinnan topografian avulla. Alueelle luotiin peruskartan korkeuskäyriä hyödyntäen rasterimuotoinen digitaalinen korkeusmalli, jonka ruutukooksi määritettiin 5 m. Luodun korkeusmallin avulla laadittiin kaksi vaihtoehtoista valuma-aluetta, jotka on esitetty kuvassa 33. Korkeusmallin ja valumaalueiden määrityksessä käytettiin ArcGIS ohjelmiston toimintoja ja karttatarkastelua. Kuva 33. Vaihtoehtoiset valuma-alueet, esityspohjana sekä a) laadittu korkeusmalli että b) peruskartta. Laajempi valuma-alue A 2 määriteltiin suhteessa muuhun harjualueeseen, ympäröiviin vesistöihin ja kosteikkoihin siten, että se kuvaisi alueen välivyöhykkeen virtaussysteemiä. Pienempään valuma-alueeseen A 1 määriteltiin kuuluvaksi alueet, joiden kaltevuus oli välittömästi Ahveroiseen päin, ja alue edusti järven paikallista virtaussysteemiä. Alueellinen virtaussysteemi kulkee aiempien tutkimusten Tuomikosken (1987) harjun suuntaisesti länsiluonteeseen, ja välivyöhykkeen ja paikallinen 67

68 virtaussysteemi sijoittuvat alueellisen virtaussysteemin päälle (vrt. kuva 8). Pienempi valuma-alue rajattiin alueen länsiosassa kulkevaan maantiehen. Valuma-alueiden pintaalaksi, joista on vähennetty järven pinta-ala, määritettiin A 1 = 9,69 ha ja A 2 = 60,16 ha. Vesitasemallinnuksessa järveen tulevan pohjaveden oletettiin olevan ns. event flow - tyyppistä, eli pohjavettä oletettiin tulevan järveen sadanta- tai lumen sulantatapahtumien yhteydessä maavesivaluntana kuvassa 33 esitetyltä valuma-alueelta A 1. Jotta maavesivaluntaa muodostui, tuli valuma-alueen maavesivaraston olla täynnä. Maavesivaraston maksimiarvo määritettiin Dingmanin (2008, 315) mukaan kaavalla (44), laskennassa käytetyt kirjallisuusparametrit on esitetty taulukossa 2. missä S max on maavesivaraston maksimiarvo [mm], θ fc on maaperän vesipitoisuus kenttäkapasiteetissä, θ pwp on maaperän vesipitoisuus lakastumisrajassa ja Z rz on juurivyöhykkeen syvyys [mm]. (44) Maaperän vesipitoisuus kenttäkapasiteetissa ja lakastumisrajalla voidaan määrittää (Dingman 2008, 235): (45) (46) missä ø on huokoisuus ψ ae on ilman sisääntulopiste b on vakio Taulukko 2. Parametrit maavesivaraston maksimiarvon laskentaan (Dingman 2008, 235; Lehtisaari et al. 2007). Maalaji ø ψ ae [cm] b Z rz [mm] Hiekka 0,395 12,1 4, Maavesivaraston mallinnukseen kytkeytyi myös valuma-alueen evapotranspiraation (ET) mallinnus, kuvan 34 mukaisesti. Potentiaalisen evapotranspiraation (PET) laskenta on esitetty luvussa

69 JOS W > PET JOS W PET W PET W ET Maavesivarasto S Maavesivarasto S GW tot GW in GW rech Kuva 34. Maavesivaraston mallinnuksen kaaviokuva. Mallinnus jakaantui kahteen haaraan valuma-alueelle tulevan sadannan ja lumen sulannan (W) sekä mallinnetun potentiaalisen haihdunnan (PET) suuruuden määräämänä. Sadannan ja lumen sulannan arvon ylittäessä potentiaalisen haihdunnan, maavesivaraston vesimäärä joko kasvoi tai säilyi maksimitasolla (S max ) ja todellisen haihdunnan määrä (ET) oli yhtä suuri kuin potentiaalisen haihdunnan. Valuma-alueelle tuleva vesi, joka ei mahtunut maavesivarastoon, muodostui maavesivalunnaksi (GW tot ), joka jaettiin edelleen joko järveen (GW in ) tai pohjaveteen (GW rech ) suuntautuvaan komponenttiin. Sadannan ja lumen sulannan arvon ollessa potentiaalista haihduntaa alhaisempi, maavesivarasto väheni, eikä valuma-alueella muodostunut lainkaan maavesivaluntaa. Maavesivarasto, todellinen haihdunta ja maavesivalunta i:nnelle päivälle laskettiin (Dingman 2008, 315): (47) missä min{} tarkoittaa pilkuilla erotetuista arvoista pienempää päivänä i. 69

70 (48) (49) Koska maavesivalunnaksi GW tot päivänä i saatiin valuma-alueelta tuleva vesimäärä yksikössä [mm vrk -1 ], se suhteutettiin järveen tulevaksi vedeksi valuma-alueen ja järven pinta-alan suhteena kaavan (50) mukaisesti. (50) missä A L on järven pinta-ala, A 1 on valuma-alueen pinta-ala. Kuvan 34 mukaisesti muodostuva maavesivalunta GW tot jaettiin järveen suotautuvaan komponenttiin GW in ja pohjavedeksi muodostuvaan komponenttiin GW rech riippuen tarkasteluskenaariosta. Jako tehtiin kertomalla GW tot tarkasteluskenaarion mukaisella prosenttiosuudella Varaston muutos ja pinnankorkeuksien seuranta Ahveroisen vedenpintaa seurattiin Levelogger Gold Model 3001 pinnankorkeusmittarilla (Kuva 35). Mittarin päässä on paineanturi, joka mittaa absoluuttista painetta (vedenpaine + ilmanpaine), sekä lämpötila-anturi. Mittausdatasta kompensoitiin ilmanpaineen vaihtelut erillisellä Barologgerilla, joka mittaa pelkästään ilmanpainetta alueella. Kompensoinnin jälkeen mittausdata ilmoitti mittarin päällä olevan vesipatsaan korkeuden muutoksen aiheuttama paineenvaihtelun, joka voitiin rinnastaa vedenpinnan korkeuden vaihteluun. Sekä paine- että lämpötila-anturin tarkkuus oli 0,05 %. (Solinst 2009) 70

71 Kuva 35. Levelogger Gold Model 3001 pinnankorkeusmittari (Kuva Pekka Rossi). Mittari ohjelmoitiin tallentamaan pinnankorkeuslukema tunnin välein. Pinnankorkeuden seuranta aloitettiin , ja mittarista luettiin tiedot viimeisen kerran Mittari laitettiin suojakoteloon, joka kiinnitettiin järvessä olevaan laituriin teräsvaijerilla. Mittari suojakoteloineen asetettiin n. 3 metrin etäisyydelle rantaviivasta järven pohjaan, järven itärannalle. Järven vedenpinnan korkeutta havainnoitiin lisäksi laituriin kiinnitetystä mitta-asteikosta. Epätarkkuutta pinnankorkeuden mittauksissa aiheutti mittarin liikkuminen järven pohjassa. Mittaria jouduttiin liikuttamaan datan lukemisen yhteydessä, mutta mittausdatasta havaittiin mittarin liikkuneen myös muina kuin datan lukemisajankohtina. Liikkumisten oletettiin aiheutuneen mittarin nostamisesta ja laittamisesta takaisin järveen muiden järven käyttäjien toimesta, koska mittari oli havaittavissa ja liikuteltavissa laiturin alla. Mittarin katsottiin liikkuneen, jos tunnin aikana vedenpinnan nousuksi tai laskuksi oli mitattu enemmän kuin 2,5 cm. Lisäksi tarkasteltiin yli 1,5 cm vaihtelukohtien käyttäytymistä suhteessa sadanta-aineistoon. Jos yli 1,5 cm vaihtelun läheisyydessä ei ollut sadanta-aineiston perusteella merkittävää sadantaa, mittauksia korjattiin. Pinnankorkeuden mittauksen perustuessa paineen mittaukseen, tuli huomioida muodostuvan jääkannen ja lumena tulevan sadannan vaikutus pinnankorkeusdataan. Lumi ja jää kerääntyessään järven päälle aiheuttivat saman paineenmuutoksen mittaanturiin, kuin jos sadanta olisi tullut vetenä. Näin pinnankorkeusmittarin lukema oli suoraan nestemäisen veden vesipatsaan, sekä lumen ja jään vesiarvon summa, eli 71

72 järvessä olevan veden määrä. Mittauksissa jätettiin huomioimatta jääkannen vaikutus paineen jakautumiseen. Laskettaessa varaston muutosta järven reunat oletettiin vertikaalisiksi. Yleisesti käytettyä järven syvyys-tilavuus funktiota (mm. Kuusisto & Seppänen 1986, ) ei ollut käytettävissä, eikä järven tilavuudesta ollut riittävästi tietoa funktion muodostamiseen. Myös vesitaseen muita suureita käsiteltiin millimetreinä suhteessa järven vakiopinta-alaan. Varaston muutos laskettiin tunnin välein tehtyjen pinnankorkeusmittausten avulla vähentämällä kunkin vuorokauden viimeisen mittauksen arvosta saman vuorokauden ensimmäinen mittaus. 72

73 4 Tulokset 4.1 Vesitaseen komponentit Lumen vesiarvon mallintamisen yhteydessä määritettiin sadannalle taulukossa 3 esitetyt korjauskertoimet ja muutoslämpötilat. Parametrien optimoinnissa saatiin vetenä tulevalle sadannalle korjauskerroin 1,14, joka on vaihteluvälin ylärajalla ja suurempi kuin lumena tulevan sadannan korjauskerroin 1,10. Malli ei ollut herkkä muutoksille vesisateen korjauksessa, joten sadannan korjauskertoimena käytettiin lumisateen korjauskertoimen arvoon suhteutettua arvoa 1,03 vaihteluvälin alarajalta. Sadannan määrä ja olomuoto kuukausittain on esitetty kuvassa 36. Kuva 36. Kuukausittaiset sadannat ajalta ja kuukausisadantojen aluekeskiarvo Oulujärvi-Vaala vesistöalueella vuosina Sadannan kokonaismäärä vesitaseen tarkastelujaksolla oli 527 mm. Järvihaihdunnan ja valuma-alueelta tapahtuvan haihdunnan mallinnuksen tulokset on esitetty kuvissa 37 ja

74 Kuva 37. Korjaamattomat haihdunta-astiamittaukset ja mallinnettu haihdunta järvestä Kuva 38. Mallinnettu potentiaalinen ja todellinen haihdunta valuma-alueelta

75 Tarkastelujaksolla mallinnetun järvihaihdunnan kokonaismäärä oli 233 mm, valuma-alueelta tapahtuvan potentiaalisen haihdunnan 409 mm ja todellisen haihdunnan 285 mm. Taulukossa 3 on esitetty lumen kertymisen ja sulannan mallinnuksen parametrien kalibroidut arvot, sekä kirjallisuudessa esitetyt kalibrointivälit. Taulukko 3. Parametrien kalibroinnin tulokset ja vaihteluvälit (Vehviläinen 1992; Førland 1996 et al & Kuusisto 1984). Parametri Vaihteluväli Kalibroitu T min -6,0 0-0,83 T max -0,1 3,5-0,1 C r 1,02 1,14 1,14 (1,03) C s 1,05 1,80 1,10 T m -0,5 2,1 0 (vakio) T f -5,0 0 0 (vakio) K m 0,8 14,0 1,41 K f 0,02 4,9 3,50 e 0,01 1,0 1 (vakio) r 0,02 0,52 0,029 Kaavalla (12) lasketuksi mallin hyvyysluvuksi kalibrointijaksolla saatiin 0,818. Kuvaaja kalibrointijakson mallinnetuista ja havaituista vesiarvoista on esitetty liitteessä 4. Mallinnettu ja mitattu lumen vesiarvo vesitaseen mallinnusjaksolla on esitetty kuvassa

76 Kuva 39. Havaitut ja mallinnetut lumen vesiarvot sekä vesisadanta ja lumen sulanta. Valuma-alueen maavesivaraston ja maavesivalunnan mallinnuksen tulokset on esitetty kuvassa 40. Kuva 40. Mallinnettu maavesivarasto ja maavesivalunta tarkastelujaksolla. 76

77 Mallinnuksen tarkastelujaksolla maavesivaluntaa (GW tot ) muodostui 250 mm. Varaston muutos laskettiin vuorokausittain järven pinnankorkeusmittausten avulla. Pinnankorkeus tarkasteluajalla on esitetty kuvassa 41 ja vuorokausittainen varastonmuutos kuvassa 42. Kuva 41. Ahveroisen vedenpinta a) mittarin liikkumisten takia tehdyt korjaukset ja b) järven pinnankorkeus merenpinnasta. Mittausdataan tehtiin useita korjauksia (Kuva 41a), joista toukokuun korjaus aiheutui omasta datan luvusta ja heinäkuun korjaukset tuntemattomista tekijöistä. Kahdessa tapauksessa heinäkuussa pinnankorkeus oli muuttunut tunnin aikana alle 2,5 cm mutta yli 1,5 cm, eikä mitattujen pinnanvaihtelujen aikana ollut sadantaa, joten äkilliset pinnankorkeuden vaihtelut todettiin aiheutuneen mittarin liikkumisesta. Kuvassa 41b korjattu pinnankorkeus asetettiin kulkemaan samasta pisteestä kuin tehty manuaalinen mittaus. 77

78 Kuva 42. Varaston muutos vuorokausittain, varaston muutoksen liukuva keskiarvo sekä vuorokausittainen sadanta ja laskettu lumen sulanta. 4.2 Vesitasemalli Kaavan (11) mukaisen vesitaseen parametreja (maavesivalunnan jakosuhdetta ja vakioidun poissuotautumisen suuruutta) kalibroitiin järven pinnankorkeushavaintojen avulla. Kalibroinnilla selvitettiin, millä parametrien arvoilla mallinnettu ja havaittu järven pinnankorkeus vastasivat parhaiten toisiaan. Liittessä 5 esitettyjen sovitusten hyvyysarvojen perusteella parhaat sovitukset havaitun ja mallinnetun pinnankorkeuden välille talviajalle löydettiin, kun pohjavesi suotautui pois järvestä vakionopeudella 1,15 1,35 mm vrk -1 ja valuma-alueella muodostuvasta pohjavedestä % suotautui järveen. Koko vesitasemallinnuksen tarkasteluaikana parhaat sovitukset löydettiin, kun kun pohjavesi suotautui pois järvestä vakionopeudella 1,20 1,50 mm vrk -1 ja valumaalueella muodostuvasta pohjavedestä % suotautui järveen. Kuvassa 43 on esitetty parhaat sovitukset vesitasemallille sekä talvelle että koko tarkasteluajalle. 78

79 Kuva 43. Paras sovitus havaitun ja mallinnetun pinnankorkeuden välillä a) , kun GW out = 1,30 mm vrk -1 ja GW in = 0,20*GW tot ja b) , kun GW out = 1,35 mm vrk -1 ja GW in = 0,30*GW tot. 79

80 Vesitaseen tarkastelu komponenttien kumulatiivisena summana, kun järvestä poissuotautuvan veden määrä (GW out ) määritettiin vesitaseen (9) jäännösterminä, on esitetty kuvassa 44. Kuvassa 43b esitetyn pinnankorkeuden sovituksen perusteella tarkasteluun valittiin skenaario, jossa 30 % muodostuvasta maavesivalunnasta suotautuu järveen. Kuva 44. Järveen tuleva pohjavesi skenaariossa a) GW in = GW tot, eli kaikki valumaalueella muodostuva pohjavesivalunta suuntautuu järveen ja b) GW in = 0,30*GW tot, eli 30 % pohjavesivalunnasta suuntautuu järveen ja 70 % muodostaa pohjavettä. Vesitaseen mallinnusjaksolle määritettiin järveen tulevaksi suotautumismääräksi (GW in ) 229 mm ja järvestä poistuvaksi suotautumismääräksi (GW out ) 489 mm, kun 30 % maavesivalunnasta suotautuu järveen. Kuvassa 45 on esitetty tarkastelu, jossa pohjavesikomponentin nettosuuruus kuukausittain on laskettu vesitaseen jäännösterminä. 80

81 Kuva 45. Pohjavesivalunnan tarkastelu vesitaseen jäännösterminä. Termin GW in - GW out ollessa negatiivinen, järvestä poissuotautuvan veden määrä on suurempi kuin järven suotatuvan veden määrä. 4.3 Suotautumismittaukset Vyöhykkeen pituutta, jossa vedenvaihtoa pohjaveden ja järven välillä tapahtuu, arvioitiin sekä kaavan (4) että suotautumismittausten avulla. Kaavan (4) arvoksi saatiin λ = 124,1 m, josta vyöhykkeen pituudeksi, jolla 95 % suotautumisesta tapahtuu (3λ), arvoksi saadaan 372,3 m. Tutkittaessa suotautumisen alenemista rannan etäisyyden funktiona peräkkäin asetettujen suotautumismittareiden avulla (kuva 29), saatiin kuvassa 46 esitetyt tulokset. 81

82 Suotautumisnopeus [μm s -1 ] havainto sovitusyhtälö v s = e -0.11x Etäisyys rantaviivasta [m] Kuva 46. Suotautumisnopeuden alenema. Havaintoihin sovitettiin yhtälön (3) mukainen eksponentiaalinen yhtälö suotautumisnopeuden alenemalle rantaviivan etäisyyden funktiona. Vakiot a ja b ratkaistiin pienimmän neliösumman menetelmällä. Suotautumismittausten tulokset ja suotautumisen alueellinen jakaantuminen on esitetty kuvassa 47. Yksityiskohtaiset tulokset suotautumismittauksista on esitetty liitteessä 1. 82

83 Kuva 47. Suotautumisen jakaantuminen ja suotautumisnopeudet. Negatiivismerkkisillä sinisillä alueilla suotautumissuunta oli järvestä pohjaveteen, positiivismerkkisillä punaisilla alueilla pohjavedestä järveen. Kuvassa 46 esitettyjen tulosten perusteella suotautumisvyöhykkeen rajaksi, jonka jälkeen suotautumista ei ilmene, määritettiin interpoloinnissa 30 m rantaviivasta. Pääasialliseksi pohjaveden tuloalueeksi tunnistettiin järven kaakkois- ja eteläosat, pääasiallisen pohjaveden poistumisalueen sijaitessa järven koillisosassa. Interpoloinnin avulla laskettujen suotautumismäärien tuloksia verrattiin vesitaseen avulla laskettuihin pohjavesikomponentin määriin tilanteessa, jossa 30 % pohjavesivalunnasta suotautuu järveen (Taulukko 4). Vesitaseen mukaista suotautumista 83

84 tarkasteltiin sekä mittausajankohdan vuorokausien keskiarvona, että koko elokuun vuorokausien keskiarvona Taulukko 4. Vuorokauden keskimääräinen järven pohjan läpi suotautuvan veden määrä interpoloinnin ja vesitasemallinnuksen mukaan. suotautumissuunta interpolointi [m 3 vrk -1 ] interpolointi [mm vrk -1 ] vesitase [mm vrk -1 ] vesitase [mm vrk -1 ] tuleva GW in 56,5 1,78 0 0,25 lähtevä GW out 43,3 1,37 2,56 2,16 GW in - GW out 13,2 0,42-2,56-1,91 84

85 5 Tulosten tarkastelu 5.1 Vesitaseen komponentit Mallinnusjakson sadantaa tarkasteltaessa kuvasta 36 havaittiin, että helmikuuta lukuun ottamatta osa sadannasta tuli mallinnuksen mukaan myös talvikuukausina vetenä. Tämä oli osittain seurausta vetenä tulevan sateen rajalämpötilalle T max kalibroidusta alhaisesta arvosta. Jos T max :n arvoa kasvatettiin Vehviläisen (1992) ilmoittamaan keskiarvoon 1,3 C, osa sadannasta tuli kaikkina kuukausina edelleen vetenä, mutta lumen osuus kokonaissadannasta kasvoi. Kuvassa 36 on esitetty havaittujen sademäärien lisäksi Oulujärvi-Vaala vesistöalueen (59.311) kuukausittaisten sadantojen aluekeskiarvo vuosilta (Reuna 2007). Verratessa keskiarvoja havaittuihin sadantoihin voitiin todeta, ettei tarkastelujakso ollut sadannaltaan erityisen poikkeuksellinen. Vuoden 2009 maalis- ja huhtikuussa sadantaa oli keskimääräistä vähemmän, marraskuussa 2008 ja heinäkuussa 2009 puolestaan enemmän. Haihduntaa tarkastellessa kuvasta 37 voitiin nähdä suuremman haihdunnan jaksojen ja haihduntapiikkien osuvan pääosin samoihin ajankohtiin sekä astiahaihdunnassa että mallinnetussa järvihaihdunnassa (E). Korjaamattoman astiahaihdunnan suuruus oli kevään ja kesän aikana korkeammalla tasolla kuin järvihaihdunnan, mikä oli teorian mukaan odotettavissa. Syksyllä järvihaihdunnan olisi tullut kasvaa suhteessa astiahaihduntaan, koska järveen varastoituu kesän aikana lämpöenergiaa. Haihdunnan mallinnuksessa ei huomioitu järveen varastoitunutta energiaa, mikä saattoi johtaa syksyisen haihdunnan määrän aliarviointiin. Mallinnetun järvestä tapahtuvan haihdunnan määrä tarkastelujaksolla (233 mm) oli selkeästi pienempi esim. Kuusiston Säkylän Pyhäjärvelle määrittämää 491 mm vuotuista haihduntaa (ks. Vakkilainen 1986, 80). Eroa haihdunta-arvoissa selittää osaksi Pyhäjärven Ahveroista eteläisempi sijainti ja mahdollinen vuotuinen vaihtelu, mutta eron suuruus tukee arviota syksyisen järvihaihdunnan aliarvioinnista Ahveroisen haihdunnan mallinnuksessa. Kuvasta 38 havaittiin valuma-alueelta tapahtuvan todellisen haihdunnan olevan potentiaalista haihduntaa pienempi etenkin kesäkuukausina. Todellisen haihdunnan laskenta kytkeytyi maavesivaraston mallinnukseen, koska todellinen haihdunta oli mallissa riippuvainen maaperän vesipitoisuudesta. Todellinen haihdunta ylsi potentiaalisen haihdunnan tasolle huhti-toukokuun vaihteessa ja syksyllä, jolloin maavesivarasto oli täynnä, eli maaperän vesipitoisuus oli maksimitasolla. Todellisen 85

86 haihdunnan arvo (285 mm) oli hieman alle Vakkilaisen (1986, 79) esittämää Oulujärven alueen keskimääräistä haihdunta-arvon vaihteluvälin mm. Todellisen valumaalueelta tapahtuvan haihdunnan mallinnettu arvo on noin 50 mm järvihaihduntaa suurempi. Vertailemalla kuvia 37 ja 38 havaitaan mallinnetun valuma-alueelta tapahtuvan haihdunnan olevan selkeästi mallinnettua järvihaihduntaa suurempi syyskuukausina elokuun puolivälistä eteenpäin. Havainto tukee päätelmää syksyisen järvihaihdunnan aliarvioinnista. Lumen vesiarvon mallinnuksessa mallinnetut ja mitatut arvot vastasivat toisiaan kalibrointijaksolla pääasiassa hyvin (liite 4). Myös lähellä yhtä oleva mallin hyvyysluku (R 2 = 0,818) kertoi mallin toimivuudesta. Vesitaseen tarkastelutalvena mallinnetut lumen vesiarvot poikkesivat mitatuista tavanomaista enemmän (ks. liite 4 ja Kuva 39). Lumilinjamittauksin määritetyt lumen vesiarvot olivat keskenään samaa suuruusluokkaa (Kuva 39). Rokualla Koivulan et al. (2009) tekemien kenttämittausten lumen vesiarvo oli noin 20 mm SYKE:n mittauksia suurempi, mutta kuitenkin selkeästi pienempi kuin mallinnettu arvo. Ero mitattujen ja mallinnettujen vesiarvojen välillä vesitaseen mallinnusjaksolla kasvoi pääasiassa joulukuun lopulla ja tammikuun alussa. Tällä aikavälillä oli kuvasta 39 harmaana alueena havaittavissa myös valuma-alueelle lumen sulannasta ja vesisateesta tulevaa vettä W. Tämä antoi viitteitä kyseisenä aikavälinä kertyneen lumen määrän yliarviointiin mallinnuksessa. Mallinnuksen mukaan lumi suli aikavälillä Maavesivaraston mallinnuksessa varaston havaittiin pysyvän maksimitasolla aikoina, jolloin haihduntaa ei tapahdu (Kuva 40). Kesällä kuivien jaksojen aikana haihdunta pienensi maavesivarastoa merkittävästi. Mallinnuksen mukaan maavesivaluntaa muodostui tarkastelujaksolla pääasiassa keväällä lumen sulannan aikaan ja syksyllä, kun maavesivarastoa pienentävän haihdunnan taso oli alhainen. Järven varastonmuutoksen mallinnuksessa (Kuva 42) suurimmat varastonmuutoksen arvot osuivat pääosin samoihin aikoihin sadanta- ja lumen sulantatapahtumien kanssa. Kun sadanta maaliskuun aikana oli vähäistä, varastonmuutoksen havaittiin liukuvaa keskiarvoa tarkastelemalla olevan negatiivinen, pysyen likimain vakiotasolla. Kesällä sateettomien vuorokausien negatiivinen varastomuutos oli suurempi kuin talvella, koska poissuotautuvan veden lisäksi haihdunta laski järven pintaa. Järven varastonmuutoksen tarkastelun avulla voidaan todeta sadannalla ja haihdunnalla olevan selkeä yhteys tutkittavan järven vedenpinnan vaihteluun vuorokausitasolla. 86

87 Vuorokausisadanta määritettiin sadantana ajalle klo 08 (tai 09) + 24 tuntia, kun varastonmuutos määritettiin kullekin vuorokaudelle aikana klo tuntia. Näin ollen vuorokauden sadannan ja varastonmuutoksen määritysaika poikkeavat hieman toisistaan. Varaston muutoksen määrittämisessä pinnankorkeusmittarin liikkumiset järven pohjalla toivat epävarmuutta mittausten luotettavuuteen. Mittarin selkeiden liikahduksien lisäksi ei voitu sulkea pois mahdollisuutta, että mittari oli vierinyt vähitellen järven pohjassa vääristäen mittaustuloksia. Erot manuaalisten mittausten ja pinnankorkeusmittarin arvojen välillä (Kuva 41b) kertoivat mittarin mahdollisesta liikkumisesta järven pohjalla. Vesitasemallinnuksessa talviaikaisten mallinnettujen ja havaittujen arvojen sovituksen hyvyydestä (Kuva 43a) voitiin päätellä, että lumi ja jää kerääntyessään järven päälle aiheuttivat saman paineenmuutoksen mitta-anturiin, kuin jos sadanta tulisi vetenä. Yksinkertaistava oletus järven reunojen vertikaalisuudesta aiheutti virhettä varastonmuutoksen laskennassa. Interpoloituina ja lentokenttien keskiarvona (Kuva 22) saadut ilmastotiedot eivät välttämättä kuvanneet paikallisia vaihteluita tutkimusalueen ilmastomuuttujissa. Suurin virhe malliin aiheutuu sadantadatan virheellisyydestä. Kuvassa 43 esitetyssä vesitasetarkastelussa nähdään toukokuun lopulla selkeä nousu järven havaitussa pinnankorkeudessa, kun mallinnetussa pinnankorkeudessa nousu on vähäinen. Eroavaisuus havaintojen ja mallin välillä antaa viitteitä paikallisesta sadekuurosta, joka ei ole edustettuna sadantadatassa. Vesitasekomponenttien mallinnuksen luotettavuutta olisi voitu parantaa huomioimalla komponenttien määrityksen epävarmuustekijät (mm. Sacks et al. 1998; Winter 1995a) ja tekemällä mallinnuksen komponenteille herkkyysanalyysejä (mm. Karvonen & Kettunen 1986, ). 5.2 Vesitasemalli Tarkasteltaessa vesitasetta kaavan (11) mukaisesti, sovituksen hyvyys oli tarkastelujaksolla parhaimmillaan hyvin erilaisilla skenaarioilla (liite 5). Kalibroitavat termit (maavesivalunnan jakosuhde ja vakioitu poissuotautuminen) olivat voimakkaasti riippuvaisia toisistaan, joten yksiselitteisiä arvoja parametreille oli kyseisen tarkastelun perusteella mahdotonta määrittää. Talven kalibrointijaksolla sovituksen hyvyys alkoi huonontua, kun poissuotautumisen nopeus oli suurempi kuin 1,35 mm vrk -1. Koska poissuotautumisen voitiin olettaa olevan suurimmillaan talvella, 87

88 jolloin järveä ympäröivät pohjavesipinnat ovat alimmillaan, voitiin myös koko tarkastelujakson suurimpana mahdollisena suotautumisnopeutena pitää 1,35 mm vrk -1. Suotautumisnopeuksilla 1,20 1,35 mm vrk -1 parhaat sovitukset havaitun ja mallinnetun pinnankorkeuden välillä koko tarkastelujaksolle löydettiin, kun maavesivalunnasta % suotautui järveen (liite 5). Hyvästä sovituksesta havaitun ja mallinnetun järven vedenpinnan välillä (Kuva 43a) tulkittiin, että vakioarvo järvestä poissuotautuvalle pohjavedelle oli realistinen oletus talven aikana, jolloin haihdunta ja järveen tulevan pohjaveden määrän vaihtelu oli vähäistä. Oletus vakioidulle poissuotautumiselle toimi huonosti etenkin keväällä. Mallinnettu vedenpinta laski huomattavasti havaittua nopeammin lumen sulannan jälkeen, minkä vuoksi mallinnettu vedenpinta pysytteli kesän ajan havaittua vedenpintaa alhaisemmalla tasolla. Keväällä vakion sijaan pienenevä arvo järvestä poistuvan veden määrälle GW out olisi johtanut parempaan sovitukseen mallissa. Mallinnus yliarvioi keväällä lumen sulannasta aiheutuvaa pinnannousua, kun koko tarkastelujakson kalibroinnin perusteella maavesivalunnasta 30 % mallinnettiin suotautuvan järveen (Kuva 43b). Yliarviointi aiheutui kalibrointimenetelmästä, jossa koko tarkastelujakson kalibroinnin hyvyys määräytyi pitkälti sen mukaan, miten mallinnettu ja havaittu pinnankorkeus osuivat yhteen kesän ja syksyn aikana. Näin ollen kalibroinnin hyvyys parani, kun keväällä yliarvioitu lumen sulanta nosti mallinnetun vedenpinnan lähemmäs havaittua kesän ja syksyn aikana. Lumen sulamisen ajankohdalle parempi sovitus olisi saavutettu pienemmällä maavesivalunnan suuntautumisella järveen (esim. GW in = 0,25 GW tot, ks. Kuva 43a). Heinäkuusta eteenpäin mallinnettu vedenpinta kääntyi selkeään nousuun (Kuva 43), kun havaitussa vedenpinnassa nähtiin laskeva trendi. Merkittävimmäksi syyksi erolle voitiin olettaa järvihaihdunnan määrän syksyinen aliarviointi. Suuremmat vuorokausiarvot järvihaihdunnalle olisivat hidastaneet mallinnetun pinnankorkeuden nousua. Mallissa havaittu erityisen voimakas nousu syyskuussa saattoi aiheutua myös sadantadatan huonosta edustavuudesta alueella, tai liian yksinkertaisesta mallista pohjavesivalunnan muodostumiselle. Kuvan 44a tilanteessa, jossa kaiken muodostuvan maavesivalunnan oletetiin suotautuvan järveen, tulevan pohjaveden termi GW in oli sadantaa suurempi. Tällöin myös järvestä poistuvan pohjaveden komponentti kasvoi taseyhtälön jäännösterminä laskettuna suureksi. Kuvan 44b skenaariossa, jossa 30 % maavesivalunnasta suotautui 88

89 järveen, poistuvan pohjavesivalunnan määrä (489 mm) oli tarkastelujaksolla hieman sadantaa (527 mm) pienempi. Järvestä poissuotautuvan veden määrä GW out oli talvella tasainen. Kesällä havaittiin poissuotautuvan veden määrän vähenevän, ja suotautumisen suunnan paikoin jopa kääntyvän käyrän GW out suuntautuessa alaspäin. Syksyn edetessä suotautuminen pois järvestä jälleen kiihtyi. Tarkastelun perusteella järvestä poissuotautuvan veden määrä oli tarkastelujaksolla järveen tulevaa pohjaveden määrää (229 mm) suurempi. Vesitaseen kuukausittaisesta tarkastelusta (Kuva 45) voitiin nähdä järvestä poissuotautuvan veden määrän olevan talvella suurempi kuin järveen suotautuvan vesimäärän, poissuotautumisen suhteellisesti kasvaen talven edetessä. Lumen sulaessa suotautumisen suunta kääntyi, järveen tulevan komponentin dominoidessa nettosuotautumista. Syksyllä poissuotautuminen oli jälleen hallitseva virtaussuunta järven ja pohjaveden välillä. 5.3 Suotautumismittaukset Teoreettinen suotautumisvyöhyke Kaavan (4) mukaiseen suotautumisvyöhykkeen pituuden laskentaan aiheutti virhettä yksinkertaistava oletus sedimenttikerroksen tasaisesta paksuudesta koko järven alueella. Maatutkatulkinnoista voitiin nähdä, että rantavyöhykkeillä sedimenttikerros oli ohut, kun taas keskellä järveä kerrospaksuus vaihteli. Näin sedimentin todellisuudessa aiheuttama virtausvastus rantavyöhykkeillä oli pieni, ja keskempänä järveä suuri. Täten laskenta selkeästi yliarvioi suotautumisvyöhykkeen pituutta. Tutkittaessa suotautumismittausten avulla suotautumisnopeutta rantaviivan etäisyyden funktiona, tulokset antoivat viitteitä teorian mukaisesta suotautumisnopeuden eksponentiaalisesta alenemasta. Jatkettaessa sovitusyhtälöä, havaittiin että 20 metrin jälkeen suotautumisnopeus on alle 0,05 μm s -1 ja 30 metrin jälkeen jo alle 0,02 μm s -1. Tuloksia tulkittaessa on huomioitava, että mittaukset tehtiin kohdassa, jossa mitattiin suurin suotautumisnopeus pohjavedestä järveen. Täten muualla järvessä suotautumisvyöhykkeen pituus, jolla tapahtuu selkeää suotautumista (esim. suurempaa kuin 0,02 μm s -1 ) on luultavasti mittauspaikkaa selkeästi lyhyempi. Toisaalta mittauspaikassa ei ollut virtausvastusta aiheuttavia pohjasedimenttejä, joita esiintyy useissa kohtaa järveä 89

90 rannan välittömässä läheisyydessä. Sedimenttien aiheuttava virtausvastus hidastaa suotautumisnopeutta, mutta pidentää yhtälön (4) mukaisesti suotautumisvyöhykettä. Sedimentin epätasainen jakaantuminen ja tiedon puute sedimentin fysikaalisista ominaisuuksista toivat suotautumisvyöhykkeen määritykseen epävarmuutta Suotautumisen jakaantuminen järvessä Suotautumismittauksilla saatiin määritettyä selkeät alueet järveen suotautuvalle ja järvestä poistuvalle vedelle. Määritetyt suotautumisnopeudet olivat samaa suuruusluokkaa, kuin esimerkiksi Leen (1977) mittauksissa hiekka- ja sorapohjaisissa järvissä. Havaittu järvestä poistuvan veden suotautumissuunta poikkesi Tuomikosken (1987) esittämästä suunnasta (vrt. Kuva 18). Tuloksia tarkastellessa tulee huomioida, että määritetyt suotautumisnopeudet kuvaavat suotautumistilannetta mittausten ajankohtana Suotautumisen suunta ja nopeus voivat muuttua järven ja sitä ympäröivän pohjaveden pinnan vaihdellessa. Järveen tulevan ja järvestä poistuvan pohjaveden määrän arviointi interpoloinnin avulla sisälsi menetelmästä aiheutuvia virhelähteitä. Käytetyssä spline -interpolointimenetelmässä ei kyetty huomioimaan suotautumisen painottumista rannan läheisyyteen myös mittapisteiden välillä, joten mittapisteiden välille interpoloidut arvot aliarvioivat suotautumisnopeutta rannan välittömässä läheisyydessä. Menetelmällä ei kyetty myöskään kuvaamaan havaittua suotautumisnopeuden eksponentiaalista alenemista, joten interpoloidut arvot aliarvioivat suotautumisnopeutta rannan läheisyydessä ja yliarvioivat suotautumisnopeutta etäisyyden kasvaessa rannasta (Kuva 48). Suotautumisvyöhykkeen ollessa pitkä suhteessa mittauskohdan etäisyyteen rannasta, spline-interpoloinnin yliarvioiman suotautumisen määrän osuus kasvaa aliarvioitua osuutta suuremmaksi (vrt. kuvan 48 käyrien väliin jäävä pinta-ala). 90

91 Kuva 48. Ero suotautumisnopeudessa spline interpoloinnin ja eksponentiaalisen alenemisen oletuksen välillä. Koska suotautumismittaukset tehtiin kohdissa, joissa järvisedimenttiä oli mahdollisimman vähän, interpoloinnissa ei huomioitu sedimenttikerroksen vaikutusta suotautumisen jakaantumiseen. Lisäksi järveä ympäröivän maa-aineksen heterogeenisuus saattaa aiheuttaa suotautumisen epätasaista jakautumista. Heterogeenisyyttä ei kuitenkaan havaittu maatutkakuvista, eikä sitä tutkittu tarkemmin tässä työssä. Suotautumismittaukset tehtiin kahtena eri ajankohtana, ja virtaustilanteet järven ja pohjaveden välillä eivät välttämättä olleet mittauskerroilla identtiset. Vertailtaessa taulukossa 4 esitettyjä suotautumismittausten ja vesitaseen avulla laskettuja vuorokausittaisia suotautumismääriä havaittiin tuloksissa merkittäviä eroavaisuuksia. Vesitasemallinnuksen mukaan aikana järveen ei tullut lainkaan pohjavettä, ja myös välisen ajan vuorokausikeskiarvo termille GW in oli pieni verrattuna interpoloinnin avulla laskettuun tulevan pohjaveden määrään. Poistuvan komponentin (GW out ) suuruus oli vesitaselaskennan perusteella hieman interpoloitua arvoa suurempi. Koko kuukauden keskiarvona laskettuna pohjaveden poistuma oli lähempänä suotautumismittausten arvoa, mutta pohjaveden nettosuotautumisen suunta erosi eri menetelmillä laskettuna. Koska järven ja pohjaveden vuorovaikutus on ajallisesti ja alueellisesti vaihteleva ilmiö ja interpolointimenetelmä sisälsi selkeitä virhelähteitä, suotautumismäärien (GW in ja GW out ) arvioinnin tarkkuutta suotautumismittauksilla voitiin pitää kyseenalaisena. 91

92 6 Johtopäätökset Vesitasemallinnuksen ja jatkuvatoimisen pinnankorkeuden seurannan avulla havaittiin sadannan ja haihdunnan olevan merkittävimmät järven pinnankorkeuteen lyhyellä aikavälillä vaikuttavat tekijät. Pohjaveden todettiin olevan merkittävä komponentti Ahveroisen vesitaseessa, mutta järveen tulevan pohjaveden ja järvestä poissuotautuvan veden määrän arvioinnissa vesitasemallinnus havaittiin liian yksinkertaiseksi menetelmäksi kuvata monimutkaista suotautumisilmiötä. Vesitasemallinnuksella saatiin tyydyttäviä tuloksia määrittämällä pohjaveden valumaalueeksi ns. lähivaluma-alue maaston topografian mukaan, ja olettamalla, että 30 % lähivaluma-alueelle kullakin aika-askeleella tulevasta vedestä suotautui järveen. Lähivaluma-alue määritettiin staattiseksi rajaksi paikalliselle virtaussysteemille. Maavesivalunnan jakaantuminen järveen suotautuvaan ja pohjavettä muodostavaan komponenttiin paikallisessa virtaussysteemissä oli vastoin paikallisen virtaussysteemin teoreettista luonnetta. Teoriassa kaikki paikallisessa virtaussysteemissä kulkeva vesi purkautuu järveen, jonka ympärille virtaussysteemi muodostuu. Mallin toimivuuden kannalta jako oli kuitenkin välttämätön, koska muuten valuma-alueelta tulevan veden määrä olisi kasvanut liian suureksi verrattuna sadantaan ja havaittuun varastonmuutokseen. Sen sijaan että valuma-alueella muodostuva maavesivalunta jaettiin pohjavettä muodostavaan ja järveen suotautuvaan komponenttiin kuvan 30 mukaisesti, realistisessa tarkastelussa olisi tullut huomioida paikallisen virtauksen valuma-alueen koossa tapahtuvat muutokset ajan suhteen. Näin kaikki lähivaluma-alueen paikallisesta virtaussysteemistä tuleva vesi olisi voitu mallintaa järveen tulevaksi pohjavedeksi, suotautumisen suuruuden riippuessa muodostuvan maavesivalunnan lisäksi muuttuvasta valuma-alueen A 1 koosta kaavan (50) mukaisesti. Ajallisesti muuttuvan paikallisen virtaussysteemin valuma-alueen suuruuden määritys käytännössä olisi ollut vaikeaa. Koska järveen voidaan olettaa tulevan pohjavettä myös tasaisempana, alueellisen virtaussysteemin tuomana pohjavesivirtauksena etenkin vähäisen pohjaveden muodostumisen aikana (ks. Kuva 19), tulisi järveen tulevan pohjavesikomponentin GW in muodostua sekä alueellisen että paikallisen pohjaveden suotautumisen summana. Käytetty vesitasetarkastelu ei kyennyt huomioimaan järveen tulevaa alueellista pohjavesivirtausta. 92

93 Järven vedenpinnan vaihteluun vaikuttavat myös järven läheisyydessä sijaitsevan pohjaveden pinnankorkeudet, joiden tarkastelu rajattiin tämän työn ulkopuolelle. Järveä ympäröivän paikallisen virtaussysteemin pohjaveden pinnankorkeuksien voidaan olettaa riippuvan voimakkaasti pohjavettä muodostavasta sadannasta. Jaksoina, jolloin pohjaveden muodostuminen on vähäistä (kesän kuivat kaudet tai talvi) pohjaveden pinnat yleisesti laskevat. Tällöin on mahdollista, että virtaussuunta kääntyy tulevasta poistuvaksi järven pohjan kohdissa, joissa suotautumissuunta on tavallisesti järveen päin. Näin ollen järven vedenpinnan lasku voi olla kyseisinä aikoina suurempi kuin pelkän sadannan ja haihdunnan suhteen perusteella voitaisiin olettaa. Alueellinen pohjavesipintojen aleneminen vaikuttaisi myös paikallisiin järveä ympäröivien pohjavedenpinnan korkeuksiin, joten alueellinen pohjaveden pintojen aleneminen voisi lisätä suotautumista pois järvestä. Kuvassa 49 on esitetty hypoteettisia tilanteita järvessä esiintyvälle pohjaveden virtaussuunnalle ja paikallisen virtaussysteemin valuma-alueelle eri vuodenaikoina. Kuva 49. Mahdollisia pohjaveden virtaustilanteita Ahveroisessa kuvattuna sekä ylhäältä että sivuprofiilista pohjois-etelä suunnassa. Esimerkkitilanteen kuvassa 49a keväällä pohjaveden pinnat ovat lähellä maanpintaa, ja suotautumissuunta on järveen päin koko järven alueella. Järveen muodostuu suljettu paikallinen virtaussysteemi, ja alueellinen pohjavesivirtaus alittaa järven. Vesitaseen 93

94 mallinnuksessa saatiin kuvan 49a tyyppisen virtaussysteemin muodostumista tukevia tuloksia. Pohjaveden suotautumisen nettosuuruutta tarkasteltaessa (Kuva 45) pohjaveden veden virtauksen nettosuunta oli talven aikana järvestä poistuva, mutta kääntyi lumen sulannan aikaan järveen tulevaksi, mikä viittaa selkeään muutokseen suotautumisen suunnassa. Kesällä ja syksyllä virtauskuvioiden muodostuminen on voimakkaasti riippuvainen sadannasta, joka määrää pohjaveden muodostumista. Suotautumisen suunta ja suuruus voivat vaihdella kuvan 49b mukaisesti etenkin järven keskivaiheilla riippuen pohjaveden muodostumisesta, mutta pohjoisosaan on muodostunut pysyvämpi poissuotautumisen alue. Järven ympärillä ei ole enää suljettua paikallista virtaussysteemiä ja alueellinen pohjavesivirtaus voi tuoda järveen vettä etenkin kuivina aikoina. Sadannan vaikutusta suotautumisen vaihteluun kesän ja syksyn aikana voidaan tarkastella järven mitatun ja mallinnetun pinnankorkeuden kuvaajasta (Kuva 43). Vähäisen sadannan aikana järven havaittu vedenpinnan korkeus muistutti hain selkäevää, jossa pinta laski aluksi hitaasti, laskunopeuden kiihtyessä kun kuiva kausi jatkui. Vastaavaa ilmiötä ei havaittu mallinnetussa pinnankorkeudessa, jossa suotautumisnopeus pois järvestä oletettiin vakioksi. Pohjaveden pinnan laskeminen kuivina aikoina järven ympärillä voi aiheuttaa havaittua kiihtymistä poissuotautumisessa. Kuvassa 49c talvella pohjaveden pinnat järven ympärillä ovat laskeneet ja pelkästään alueellinen virtaus tuo vettä järveen. Suotautumisen suunta kääntyy talven edetessä poispäin järvestä suuressa osassa järveä, riippuen järveä ympäröivän pohjaveden pinnankorkeuksista, joihin vaikuttaa edellisenä kesänä muodostuneen pohjaveden määrä. Jos pohjavettä on muodostunut kesällä vähän, myös talviaikaisen poissuotaumisen voidaan olettaa olevan suurta. Suotautumissuunnan kääntyminen talven edetessä ja pohjaveden pintojen laskiessa havaittiin parhaiten pohjavesivirtauksen kuukausittaisen nettosuuruuden tarkastelussa (Kuva 45). Järvestä poistuvan pohjaveden nettosuuruus kasvoi tasaisesti talven aikana aina huhtikuuhun saakka. Järveen talvella tuleva alueellinen pohjavesivirtaus havaittiin maastotarkasteluissa sulana vyöhykkeenä järven etelärannalla (Kuva 19). Sekä n. 500 metriä Ahveroisen länsipuolella sijaitsevan Lianjärven, että Ahveroista länsi- ja luoteispuolella ympäröivien pohjavesipintojen on havaittu olevan selkeästi Ahveroisen pintaa alempana (mm. Tuomikoski 1986), joten järven länsiosista on 94

95 oletettu tapahtuvan pohjaveden purkautumista. Poissuotautuminen järven länsiosista havaittiin kuitenkin suotautumismittausten perusteella vähäiseksi. Koska järven länsipuolella ei ole havaittu varsinaista orsivesialueen rajaa, voidaan mahdolliseksi syyksi vähäiselle poissuotautumiselle mittausten aikana olettaa järven länsipuolelle muodostunut paikallinen virtaussysteemi, joka vähentää suotautumista pois järvestä. Pinta- ja pohjaveden vuorovaikutuksen teoriasta voidaan hakea selitystä veden poissuotautumisen suunnalle tarkastelemalla alueen topografiaa, sekä pohjaveden muodostumista ja alueellista purkautumista. Kuvan 33 korkeusmallista ja peruskartasta voidaan havaita, että noin 250 metriä järvestä koilliseen maanpinta laskee kohti harjun reunaa, jossa sijaitsee kosteikko ja oletettavasti alueellinen pohjaveden purkautumispaikka, jonka pinnankorkeus on n. 2 metriä Ahveroisen pintaa alempana. Winterin (1981) simulointien mukaan (ks. Kuva 9) alueellisen pohjaveden purkautumispaikan etäisyys ja sijainti vaikuttaa järvestä tapahtuvan poissuotautumisen määrään ja suuntaan. Gradientti Ahveroisen ja alueellisen pohjaveden purkautumisen välillä on suurimmillaan järven pohjois- ja koillisosissa, missä havaittiin myös selkeät poissuotautumisen alueet. Rakennetulla ympäristöllä on potentiaalia muuttaa pohjaveden muodostumista ja virtaussysteemejä. Ahveroisen rannalla sijaitsevalla kuntokeskuksella saattaa olla vaikutusta pohjaveden muodostumiseen järven pohjoispuolella. Roivaisen (2010) mukaan kuntokeskus on perustettu pohjaveden yläpuolelle, eli varsinaista pohjaveden pumppausta kuntokeskuksen perustusten alta ei tehdä. Jotta perustukset pysyisivät kuivina, kuntokeskuksen rakennetun alueen sadevedet kerätään ja pumpataan läheiselle suoalueelle. Näin sadevedet eivät pääse muodostamaan pohjavettä järven pohjoispuolella luonnollisella tavalla, mikä saattaa laskea pohjaveden pintaa verrattuna olosuhteisiin ennen kuntokeskuksen rakentamista. Kuvassa 50 on hahmoteltu kuntokeskuksen mahdollisia vaikutuksia pohjaveden poistumiseen järvestä. 95

96 Kuva 50. Mahdollinen tilanne pohjaveden muodostumiselle ja paikalliselle pohjaveden virtaussysteemille a) ennen ja b) jälkeen kuntokeskuksen rakentamisen. Kuvassa 50a sadanta muodostaa järven pohjoispuolelle pohjaveden kummun, joka luo alueelle ajallisesti vaihtelevan paikallisen virtaussysteemin. Suotautumisen suunta järven ja pohjaveden välillä vaihtelee riippuen kummun vedenpinnan korkeudesta suhteessa järveen. Tilanteessa 50b kuntokeskus estää osan pohjaveden muodostumisesta, eikä alueelle muodostu pohjaveden kumpua kuin poikkeuksellisen suurten vedentulotapahtumien, kuten lumen sulannan, aikaan. Näin ollen pohjaveden pinta on lähes jatkuvasti järven pintaa alempana, jolloin suotautumissuunta alueella on poispäin järvestä. Tarkastelun mukaan kuntokeskuksen pohjaveden muodostumista estävä vaikutus saattaa lisätä suotautumista pois järvestä. Ahveroisen järven ja pohjaveden välisen vuorovaikutuksen mekanismien tarkempi selvittäminen vaatisi jatkotutkimuksia. Aineistoa ilmastomuuttujista ja järven vedenpinnan vaihteluista tulisi kerätä useammalta hydrologiselta vuodelta. Järveä ympäröivä pohjavedenpinta tulisi ottaa jatkuvatoimiseen seurantaan, ja järven läheisyyteen voisi asentaa uusia seurantapisteitä. Suotautumismittauksia tulisi tehdä koko hydrologisen vuoden ajalta esimerkiksi kerran kuussa, jolloin mahdolliset muutokset suotautumissuunnassa eri vuodenaikoina voitaisiin havaita. Potentiomanometrin käytöllä suotautumissuunnan määrityksessä voitaisiin varmentaa suotautumismittarin tuloksia. Järvi- ja pohjaveden kemiallisen koostumuksen tutkiminen eri kohdissa virtaussysteemiä toisi lisätietoa veden liikkeestä järven ja pohjaveden välillä. Kenttätutkimusten lisäksi aluetta voitaisiin tarkastella numeerisen pohjavesimallinnuksen avulla. Mallinnuksella kyettäisiin tarkastelemaan järveä ympäröivän pohjaveden vaikutusta suotautumisen suuruuteen ja suuntaan. 96

97 7 Yhteenveto Rokuan harjualueella sijaitsevan Ahveroisen järven vuorovaikutusta järveä ympäröivän pohjaveden kanssa tutkittiin vesitasemallinnuksen ja suotautumismittausten avulla. Järvessä ei ole tulo- tai lähtöuomaa, ja järven yhteyttä pohjaveteen pidetään ilmeisenä. Ahveroisessa on esiintynyt merkittävää vedenpinnan vaihtelua, mikä on heikentänyt alueen virkistyskäyttöarvoja. Syitä harjualueella sijaitsevien järvien vedenpinnan vaihteluihin on aiemmissa tutkimuksissa etsitty vuotuisen sadannan ja haihdunnan suhteesta, järviä ympäröivien pohjavesipintojen korkeuksista sekä muutoksista järvien rantavyöhykkeiden vedenjohtavuuksissa. Harjualuetta ympäröivien intensiivisten suoja metsäojituksien on epäilty alentaneen alueellisia pohjavesipintoja. Järveen tulevan ja järvestä poistuvan pohjavesivirtauksen suuruutta arvioitiin laskennallisesti vesitasemallinnuksella välisenä aikana. Sadannan ja haihdunnan määrittämiseen käytettiin Ilmatieteen laitoksen ilmastoaineistoja. Järven vesivaraston muutoksen mittaamiseksi järven vedenpinnan korkeutta seurattiin jatkuvatoimisesti. Mallinnuksessa huomioitiin järven valuma-alueella tapahtuneet lumen kertyminen ja maavesivaraston muutokset. Vesitasemallinnuksen tuloksina saatiin tarkastelujakson sadannaksi (P) 527 mm, järvihaihdunnaksi (E) 233 mm, varastonmuutokseksi (ΔS) 39 mm, järveen tulevaksi suotautumismääräksi (GW in ) 229 mm ja järvestä poistuvaksi suotautumismääräksi (GW out ) 489 mm. Vesitaseen kuukausittaisessa tarkastelussa havaittiin pohjaveden nettosuotautumisen olevan talvenkuukausina negatiivinen, mikä tarkoitti poissuotautuvan veden komponentin olevan tulevaa komponenttia suurempi. Lisäksi poissuotautumisen suhteellinen suuruus kasvoi talven edetessä. Keväällä lumen sulannan aikaan nettosuotautumisen suunta kääntyi, jolloin järveen tulevan suotautumisen komponentti hallitsi suotautumisilmiötä. Vesitasemallinnuksen merkittävimmiksi epävarmuustekijöiksi tunnistettiin vaikeudet järven valuma-alueen määrityksessä, ilmastotietojen edustavuuden kyseenalaisuus tutkimusalueella, yksinkertaistavat oletukset järveen tulevan pohjavesikomponentin suuruuden määrityksessä ja järvihaihdunnan laskennallinen arviointi loppukesän ja syksyn kuukausina. Eniten mallin rakenteeseen ja ilmiön realistiseen kuvaamiseen vesitaseen avulla vaikutti epävarmuus valuma-alueen määrityksessä. 97

98 Tulevan ja poistuvan suotautumisen alueita järvessä tutkittiin suotautumismittauksin. Mittauksissa käytettiin Leen (1977) esittelemää yksinkertaista suotautumismittaria, joka koostui halkaistusta terästynnyristä, muovisesta näytepussista ja liitososista. Mittalaitteistolla kyettiin määrittämään suotautumisen suunta ja nopeus järven rantaviivan läheisyydessä eri puolella järveä. Suotautumismittausten tuloksina järveen tulevan pohjavesivirtauksen alueeksi mittausajankohtana tunnistettiin järven etelä- ja kaakkoisosat, ja järvestä pohjaveteen poistuvan virtauksen alueeksi järven koillisosat. Järvestä poistuvan veden virtaussuunta poikkesi aiempien tutkimusten tuloksista. Mahdollisia syitä poissuotautumisen suunnan eroavaisuudelle löydettiin alueen topografiasta, pohjaveden paikallisen virtaussysteemin dynaamisesta luonteesta ja rakennetun ympäristön vaikutuksesta suotautumiseen pois järvestä. Suotautumismittareilla tutkittiin suotautumisnopeuden alenemaa rantaviivan etäisyyden funktiona. Koe tehtiin asettamalla peräkkäin kolme suotautumismittaria järven etelärannalla mitatun suurimman tulosuotautumisen alueella. Mittausten tuloksena havaittiin suotautumisnopeuden olevan suurimmillaan rannan välittömässä läheisyydessä. Havainnot tukivat teoriaa suotautumisnopeuden eksponentiaalisesta alenemisesta rantaviivan etäisyyden funktiona. Mittaustuloksista ja maatutkakuvien tulkinnasta pääteltiin järven ja pohjaveden välisen vedenvaihdon tapahtuvan pääasiassa lyhyellä vyöhykkeellä rannan läheisyydessä. Vesitasemallinnuksen avulla havaittiin sadannan ja haihdunnan olevan merkittävimmät järven pinnankorkeuteen lyhyellä aikavälillä vaikuttavat tekijät. Kuivina jaksoina järvihaihdunta oli suurta suhteessa sadantaan, mikä laski vedenpintaa järvessä. Järven vedenpinnan vaihteluun vaikuttivat myös järven läheisyydessä sijaitsevan pohjaveden pinnankorkeudet, joiden tarkastelu rajattiin tämän tutkimuksen ulkopuolelle. Järveä ympäröivän pohjaveden pinnankorkeuden voitiin olettaa olevan voimakkaasti riippuvainen pohjavettä muodostavasta sadannasta. Erityisen kuivina jaksoina pohjaveden pintojen laskiessa on mahdollista, että virtaussuunta kääntyy tulevasta poistuvaksi järven pohjan kohdissa, joissa suotautumissuunta on tavallisesti järveen päin. Näin ollen järven vedenpinnan lasku voi olla kyseisinä aikoina suurempi, kuin pelkän sadannan ja haihdunnan suhteesta voitaisiin olettaa. Koko Rokuan harjualueen pohjavesillä on epäilty olevan laskeva trendi, mikä näkyisi myös laskuna paikallisissa, järveä ympäröivissä pohjavesipinnoissa. Järveä ympäröivän paikallisen virtaussysteemin pohjaveden pintojen lasku voisi vaikuttaa alentavasti myös Ahveroisen pinnankorkeuteen. 98

99 Lähdeluettelo Aartolahti T Morphology, vegetation and development of Rokuanvaara, an esker and dune complex in Finland. Helsinki, Societas Geographica Fenniae. 53 s. Fennia 127. ISSN Ansala H Eräiden Rokuan harju- ja dyynikompleksien suppajärvien ja lampien vedenpinnan alenemisselvitys. Pro gradu tutkielma. Geotieteiden laitos, Oulun yliopisto. 71s. Anttila E-L. & Heikkinen M-L Rokuan pinta- ja pohjavesien vedenkorkeudet ja niissä tapahtuneet muutokset. Teoksessa: Heikkinen M. & Väisänen T. (toim.). Rokuan alueen järvet ja lammet. Oulu, Pohjois-Pohjanmaan ympäristökeskuksen raportteja s ISBN (PDF). Barwell V.K. & Lee D.R Determination of horizontal-to-vertical hydraulic conductivity ratios from seepage measurements on lake beds. Water Resources Research, 17, (3), s ISSN Cherkauer D.S. & Nader D.C Distribution of groundwater seepage to large surface-water bodies: The effect of hydraulic heterogeneities. Journal of Hydrology, 109, (1), s ISSN Cherkauer D.S. & Zager J.P Groundwater interaction with kettle-hole lake: Relation of observations to digital simulations. Journal of Hydrology, 109, (1), s ISSN Chi B. & Shu L Measurement in situ of hydraulic conductivities of lake bed of Jiyang Lake, Zhangjiagang city, Jiangsu province. Journal of Jilin University, 33, (4), s ISSN Cohen A.S Paleolimnology: the history and evolution of lake systems. New York, Oxford University Press. 500 s. ISBN Dingman S.L Physical Hydrology, 2. painos. Long Gove, IL, Waveland press. 646 s. ISBN

100 de Lange W On the errors involved with the parameterization of the MODFLOW River and Drainage Packages. Teoksessa: MODFLOW 98: Proceedings of the 3 rd International Conference of the International Ground Water Modeling Center. Golden, Colorado, Colorado school of mines. s ESRI Applying a spline interpolation [verkkodokumentti]. Julkaistu [viitattu ]. Saatavissa: TopicName=Applying_a_spline_interpolation. Førland E.J. (toim.), Allerup P., Dahlström B., Elomaa E., Jónsson T., Madsen H., Perälä J., Rissanen P., Vedin H. & Vejen F Manual for operational correction of nordic precipitation data. Oslo, Norwegian Meteorological Institute. 66s. ISSN Heikkinen M-L., Paakki S-M., Anttila E-L. & Väisänen T Perustietoa Rokuan alueesta. Teoksessa: Heikkinen M-L. & Väisänen T. (toim.). Rokuan alueen järvet ja lammet. Oulu, Pohjois-Pohjanmaan ympäristökeskuksen raportteja s ISBN (PDF). Henttonen H Kriging in interpolating July mean temperatures and precipitation sums. Jyväskylä, University of Jyväskylä. 41 s. Jyväskylän yliopiston tilastotieteen laitoksen julkaisuja. ISSN Hunt R.J., Haitjema H.M., Krohelski J.T. & Feinstein D.T Simulating ground water-lake interactions: approaches and insights. Ground Water, 41, (2), s ISSN X. Ilmatieteen laitos Kysymyksiä ja vastauksia [verkkodokumentti]. Julkaisupäivämäärä tuntematon [viitattu ]. Saatavissa: kysymyksia/ Järvinen J Haihdunta Evaporation. Teoksessa: Korhonen J. (toim.). Hydrologinen vuosikirja Helsinki, Suomen ympäristökeskus. s Suomen Ympäristö ISBN Karvonen T. & Kettunen J Systeemianalyysi vesitaloudessa. Teoksessa: Mustonen S. (toim.). Sovellettu hydrologia. Helsinki, Vesiyhdistys r.y, s

101 Koivula M., Tammela S. & Rossi P Snow Water Equivalent of The Rokua Esker, Finland. 4s. Projektityö kurssille B0008B Snow and ice, Luleå University of Technology. Korkka-Niemi K. & Salonen V-P Maanalaiset vedet pohjavesigeologian perusteet. Vammala, Turun yliopiston täydennyskoulutuskeskus. 181s. Turun yliopiston täydennys täydennyskoulutuskeskuksen julkaisuja A:50. ISBN Koutaniemi L Northern Ostrobotnia Kainuu : a geographical guide. Oulu, Oulun yliopisto. s Oulun yliopiston maantieteen laitoksen julkaisuja. ISSN Kuusisto E Snow accumulation and snowmelt in Finland. Helsinki, Vesihallitus. 149 s. Vesientutkimuslaitoksen julkaisuja 55. ISBN ISSN Kuusisto E Sadanta. Teoksessa: Mustonen S. (toim.). Sovellettu hydrologia. Helsinki, Vesiyhdistys r.y, s Kuusisto E. & Seppänen H Järvet ja Itämeri. Teoksessa: Mustonen S. (toim.). Sovellettu hydrologia. Helsinki, Vesiyhdistys r.y, s LaBaugh J. W. & Rosenberry D.O Introduction and characteristics of flow. Teoksessa: Rosenberry D. O. & LaBaugh J. W. (toim.). Field techniques for estimating water fluxes between surface water and ground water. Reston, Virginia, U.S. Geological Survey. s U.S. Geological Survey Techniques and Methods 4-D2. ISBN Lee D. R A device for measuring seepage flux in lakes and estuaries. Limnology and oceanography, 22, (1), s ISSN Lehtisaari H-S., Derome J., Nöjd P. & Kukkola M Fine root biomass in relation to site and stand characteristics in Norway spruce and Scots pine stands. Tree Physiology, 27, (10), s ISSN X. Mälkki E Pohjavesi. Teoksessa: Mustonen S. (toim.). Sovellettu hydrologia. Helsinki, Vesiyhdistys r.y, s Pirinen P Kriging-interpolointi / tarkennuksia [yksityinen sähköpostiviesti]. Vastaanottajat: Pertti Ala-aho, Seppo Saku (kopio), Hanna Tietäväinen (kopio). Lähetetty klo (GMT+0200). 101

102 Pohjois-Pohjanmaan Ympäristökeskus Ahveroisen lammen vesitason nostamiskokeilu - Rokua. Pohjois-Pohjanmaan ympäristökeskus, Oulun yliopisto, Utajärven kunta, Muhoksen kunta, Vaalan kunta. Raportin valmistumisaika tuntematon [viitattu ]. Reuna M Sadanta ja lumen vesiarvo Precipitation and water equivalent of snow. Teoksessa: Korhonen J. (toim.). Hydrologinen vuosikirja Helsinki, Suomen ympäristökeskus. s Suomen Ympäristö ISBN Roivainen J Palveluvastaava, SOL Palvelut Oy. Puhelinhaastattelu Rosenberry D.O., LaBaugh J.W. & Randall J.H Use of monitoring wells, portable piezometers and seepage meters to quantify flow between surface water and ground water. Teoksessa: Rosenberry D. O. & LaBaugh J. W. (toim.). Field techniques for estimating water fluxes between surface water and ground water. Reston, Virginia, U.S. Geological Survey. s U.S. Geological Survey Techniques and Methods 4- D2. ISBN Sacks L.A., Swancar A. & Lee T.M Estimating Ground-Water Exchange with Lakes Using Water-Budget and Chemical Mass-Balance Approaches for Ten Lakes in Ridge Areas of Polk and Highlands Counties, Florida. Tallahassee, Florida, U.S Geolocigal Survey. 52 s. Water-Resources Investigation Report Saku S Re: Kysymys toimitetusta datasta [yksityinen sähköpostiviesti]. Vastaanottaja: Pertti Ala-aho. Lähetetty klo (GMT +0200). Solinst Levelogger Series Model 3001 Data Sheet [verkkodokumentti]. Julkaistu [viitattu ]. Saatavissa: Gold.pdf Sophocleus M Interactions between groundwater and surface water: the state of science. Hydrogeology Journal, 10, (1), s ISSN SYKE Lumen vesiarvo [verkkodokumentti]. Julkaisupäivämäärä tuntematon [viitattu ]. Saatavissa: Tuomikoski M Rokuanvaara geologisena ja hydrogeologisena muodostumana. Pro gradu- tutkielma. Geologian laitos, Oulun yliopisto. 73 s. 102

103 Vakkilainen P Haihdunta. Teoksessa: Mustonen S. (toim.). Sovellettu hydrologia. Helsinki, Vesiyhdistys r.y, s Vakkilainen P Snow accumulation and melt [verkkodokumentti]. Julkaisupäivämäärä tuntematon, päivitetty [viitattu ]. Opetusmoniste: Yhd Sovellettu hydrologia. Teknillinen korkeakoulu. 6 s. Saatavissa PDF-tiedostona: Vehviläinen B Snow cover models in operational watershed forecasting. Helsinki, National board of waters and the environment. 112 s. Publications of water and environment research institute. ISBN ISSN Winter T.C Numerical simulation analysis of the interaction of lakes and ground water. U.S. Geological Survey, Professional paper Winter T.C Effects of water-table configuration on seepage through lakebeds. Limnology and oceanography, 26, (5), s ISSN Winter T.C Interaction of lakes with variably saturated porous media. Water Resources Research, 19, (5), s ISSN Winter T.C. 1995a. Hydrological processes and water budgets of lakes. Teoksessa: Lerman A., Imboden D. M. & Gat J.R (toim.). Physics and chemistry of lakes. 2.painos. Berliini, Spinger. s ISBN Winter T.C. 1995b. Recent advances in understanding the interaction of groundwater and surface water. Reviews of Geophysics, 33, s ISSN Winter T.C Relation of streams, lakes and wetlands to groundwater flow systems. Hydrogeology journal, 7, (1), s ISSN Winter T.C The concept of hydrologic landscapes. Journal of the American Water Resources Association, 37, (2), s ISSN X. Winter T.C. & Pfannkuch H.O Effect of anisotropy and groundwater system geometry on seepage through lakebeds, 2. numerical analysis. Journal of Hydrology, 75, (1/4), s ISSN:

104 Winter T.C. & Woo M-K Hydrology of lakes and wetlands. Teoksessa: Wolman M. G. & Riggs H.C. (toim.). Surface Water Hydrology. Vol. O-1. Boulder, Colorado. The Geological Society of America. s ISBN Winter T.C., Harvey J.W., Franke O.L. & Alley W.M Ground Water and surface water: a single resource. Denver, Colorado. U.S. Geological survey. U.S. Geological survey circular: s. ISBN

105 Suotautumismittausten mittausdata. Liite 1.