Epilänharju-Villilä (A) pohjavesialueen geologinen rakenneselvitys Päivitys

GEOLOGIAN TUTKIMUSKESKUS Geologinen rakenneselvitys 17.09.2018 Epilänharju-Villilä (A) pohjavesialueen geologinen rakenneselvitys Päivitys 17.09.2018

GEOLOGIAN TUTKIMUSKESKUS Geologinen rakenneselvitys 17.09.2018 GEOLOGIAN TUTKIMUSKESKUS KUVAILULEHTI Tekijät Tiina Kaipainen, Samrit Luoma, Tuire Valjus GTK/280/03.01/2016 Raportin laji Yhteistyöprojekti Toimeksiantaja Pirkanmaan ELY-keskus, Tampereen kaupunki, Tampereen Vesi Liikelaitos Raportin nimi Epilänharju-Villilä (A) pohjavesialueen geologinen rakenneselvitys, päivitys 17.09.2018 Tiivistelmä GTK teki geologisen rakenneselvityksen Epilänharju-Villilän (A) pohjavesialueelle (0483702 A) vuonna 2016 ja tutkimusta jatkettiin vuosien 2017 ja 2018 aikana maaperän 3D- ja virtausmallilla (Ahonen et. al. 2018). Tämä raportti on päivitetty versio vuonna 2016 ilmestyneestä Epilänharju-Villilä (A) pohjavesialueen geologisesta rakenneselvityksestä. Tutkimuksessa selvitettiin kallionpinnan korkokuvaa, pohjavedenpinnan tasoa ja virtaussuuntia sekä harjumuodostuman syntyvaiheita. Tutkimusmenetelminä käytettiin kairauksia, painovoimamittauksia ja maastokartoituksia. Kallionpinta vaihtelee välillä 37 145m mpy. Painovoimamittausten tulkintojen mukaan kallionpinnan syvimmät kohdat sijaitsevat Pikku Tohlopin pohjoispuolella ja kallioperän siirrosvyöhykkeessä Hyhkyn vedenottamon läheisyydessä sekä pohjavesialueen kaakkoispuolella Pispalan harjulla. Kallion päällä olevan irtomaakerroksen kokonaispaksuus on yleisesti yli 20 m ja paikoin jopa yli 80 m. Pohjavesivyöhykkeen paksuus vaihtelee tutkimusalueella nollasta noin 45 metriin. Pohjavesivyöhyke on paksuimmillaan pohjavesialueen luoteisosassa ja kallioperän siirrosvyöhykkeessä vedenottamon läheisyydessä. Pohjaveden päävirtaussuunta on luoteesta kaakkoon ja etelään. Virtaus kääntyy alueen keskiosassa kohti lounasta eli Nokian harjua. Pohjavettä suojaavan maakerroksen paksuus on 15 20 metriä ja paikoin harjun luonnontilaisilla osilla jopa yli 50 metriä. Pohjavesi on alle 1 m syvyydessä maanpinnasta vain Vaakkolammin alueella, jossa pohjavesi on paineellista. Asiasanat (kohde, menetelmät jne.) Pohjavesialue, geologinen rakenneselvitys, Epilänharju-Villilä (A) Maantieteellinen alue (maa, lääni, kunta, kylä, esiintymä) Suomi, Pirkanmaa, Tampere, Epilänharju-Villilä (A) pohjavesialue (ELY-tunnus 0483702 A) Karttalehdet M4212E, 212309 Tampere Muut tiedot Arkistosarjan nimi Arkistoraportti Arkistotunnus 70/2016 Kokonaissivumäärä 21 s., 47 liites. Kieli suomi Hinta - Julkisuus Julkinen Yksikkö ja vastuualue GTK PVI Hanketunnus 50404-400682 Allekirjoitus/nimen selvennys Allekirjoitus/nimen selvennys Jussi Ahonen yksikön päällikkö Tiina Kaipainen projektipäällikkö

GEOLOGIAN TUTKIMUSKESKUS Geologinen rakenneselvitys 17.09.2018 Sisällysluettelo 1 Johdanto 1 1.1 Yleistä 1 1.2 Aikaisemmat tutkimukset 2 2 Tutkimusalueen kuvaus 3 2.1 Harjumuodostumien syntymekanismeista 3 2.2 Tampereen harjujakso ja Epilänharju-Villilän pohjavesialue 5 3 Tutkimusmentelmät 8 3.1 Maastokartoitus 8 3.2 Maaperäkairaukset ja havaintoputkiasennukset 8 3.3 Painovoimamittaus 9 3.4 Maatutkaluotaus 9 4 Tehdyt tutkimukset 11 4.1 Maastokartoitus 11 4.2 Maaperäkairaukset ja havaintoputkiasennukset 11 4.3 Painovoimamittaus 12 4.4 Maatutkaluotaus 13 5 Mallinnukset ja visualisointi 14 6 Tutkimustulokset 15 6.1 Kallioperän koostumus, rakenne ja korkokuva 15 6.2 Maaperän koostumus 16 6.3 Pohjaveden muodostuminen, varastoituminen ja virtaus 16 7 Johtopäätökset ja yhteenveto 18 8 Kirjallisuusluettelo 20

GEOLOGIAN TUTKIMUSKESKUS Geologinen rakenneselvitys 17.09.2018 LIITTEET Liite 1 Mittauslinjat ja kairauspisteet 1:15 000 Liite 2 Maaperäkartta 1: 15 000 Liite 3 Kallionpinnan taso 1: 15 000 Liite 4 Pohjavedenpinnan taso 1: 15 000 Liite 5 Pohjavesivyöhykkeen paksuus 1: 15 000 Liite 6 Pohjaveden yläpuolisen maakerroksen paksuus 1: 15 000 Liite 7 Maaperän kokonaispaksuus 1: 15 000 Liite 8 Painovoimamittausten tulkintaprofiilit Liite 9 Havaintoputkikortit Liite 10 Tulkittu kairaustieto Liite 11 Vedenjohtavuusarvot Liite 12 Poikkileikkausprofiili Liite 13 Vinovalaistut pohjavesivyöhykkeen ja maanpinnan mallit Kannen kuva: Tohloppi-järvi, taustalla Epilänharju. Kuva T. Kaipainen, GTK.

GEOLOGIAN TUTKIMUSKESKUS Geologinen rakenneselvitys 1 1 JOHDANTO 1.1 Yleistä Geologian tutkimuskeskuksen (GTK) Pohjavesi yksikkö teki geologisen rakenneselvityksen tärkeälle Epilänharju-Villilä (A) pohjavesialueelle (tunnus 0483702 A) vuonna 2016 ja sitä täydennettiin vuosien 2017 ja 2018 aikana maaperän 3D- ja virtausmallilla (Ahonen et. al. 2018). Tämä raportti on päivitetty versio vuonna 2016 ilmestyneestä Epilänharju-Villilä (A) pohjavesialueen geologisesta rakenneselvityksestä. Pohjavesialue sijaitsee Tampereella (Kuva 1). Projektin ovat rahoittaneet yhteistyöprojektina Pirkanmaan ELY-keskus, Tampereen kaupunki, Tampereen Vesi Liikelaitos ja GTK. Kuva 1. Tutkimusalueen sijainti. Kuva T. Kaipainen, GTK.

GEOLOGIAN TUTKIMUSKESKUS Geologinen rakenneselvitys 2 GTK:ssa tutkimuksen organisoinnista ja toteutuksesta ovat vastanneet Pohjavesiyksikön päällikkö Jussi Ahonen ja geologi Tiina Kaipainen. Pohjavesialueen rakenteen mallinnuksista, niiden tulkinnoista ja tutkimuksen raportoinnista on vastannut geologi Tiina Kaipainen. Painovoimamittauksista sekä niiden tulkinnasta on vastannut geofyysikko Tuire Valjus. Maatutkaluotauksista ja niiden tulkinnasta on vastannut maanmittausinsinööri Juha Majaniemi. Maaperäkairauksien valvonnasta ja maaperänäytteiden seulonnasta on vastannut tutkimusassistentti Janne Tranberg. Vuonna 2016 tutkimuksessa selvitettiin alueen kallionpinnan korkokuvaa, pohjavedenpinnan tasoa ja virtaussuuntia, harjumuodostuman syntyvaiheita sekä maaperäkerrostumien rakenteen ja aineksen vaihtelua. Tutkimusmenetelminä käytettiin painovoimamittauksia, maatutkaluotausta, kairauksia ja maastokartoituksia. Vuosina 2017 2018 painovoimamittausten tulokset tulkittiin uudelleen. Kallionpinnan korkokuva mallinnettiin näiden uusien painovoimatulkintojen ja alueelle vuoden 2016 jälkeen tehtyjen kairausten perusteella maaperän 3D- ja virtausmallia (Ahonen et al. 2018) varten. Myös pohjavedenpinnat mitattiin uudelleen koko pohjavesialueelta lokakuussa 2017. Kallio- ja pohjavesipintamallit yhdessä maaperämuodostumien syntyvaiheiden tulkinnan kanssa luovat perustan alueen vedenjohtavuuksien ja pohjaveden virtauskuvan hahmottamiselle sekä mm. vedenhankintapaikkojen ja pohjavesialuerajausten määrittelylle. Tiedot palvelevat myös maankäytön suunnittelua ja pohjavedensuojelua sekä pohjavettä uhkaavissa onnettomuustilanteissa tarvittavien toimenpiteiden suorittamista ja ennakoimista. 1.2 Aikaisemmat tutkimukset Tutkimuksen tausta-aineistona on käytetty sekä seuraavia geologisia selvityksiä että pohjaveden hankintaan ja suojeluun liittyviä hydrogeologisia ja teknisiä erillisselvityksiä: Ahonen, J., Putkinen, N., Hyvönen, A., Lindsberg, E. & Luoma, S. 2018. Hyhkyn maaperän 3D- ja virtausmallinnus. Geologian tutkimuskeskus. Espoo. 17 s, 21 liites. Hendriksson, N. 2018. Tampereen rantaimeytymisselvitys: veden hapen ja vedyn isotoopit. 4s. Kukkonen, M., Mäkilä, M., Grundström, A. & Juntunen, R. 2003. Maaperäkartta 1:20 000 selitys. Karttalehti 2123 09. Tampereen kartta-alueen maaperä. Geologian tutkimuskeskus. Espoo. 9 s. Kallioperäkarttojen (1:100 000), maaperäkarttojen (1:100 000 ja 1:20 000) ja maastokartan (1:20 000) lisäksi käytettävissä oli pohjavesipintahavaintoja tutkimusalueella sijaitsevista pohjaveden tarkkailuputkista (Suomen Ympäristökeskus 2016).

GEOLOGIAN TUTKIMUSKESKUS Geologinen rakenneselvitys 3 2 TUTKIMUSALUEEN KUVAUS 2.1 Harjumuodostumien syntymekanismeista Mannerjäätikön sulamisvesien vaikutuksesta syntyneitä glasifluviaalisia eli jäätikköjokimuodostumia ovat pitkittäisharjut, deltat sekä lajittuneet sauma- ja reunamuodostumat, kuten esimerkiksi Salpausselät. Yleisesti puhutaan kuitenkin harjumuodostumista, jotka ovat materiaaliltaan pääasiassa hiekkaa ja soraa. Suomessa harjumuodostumat kattavat maapinta-alasta noin 2,2 % (Mälkki 1999). Jäätikköjoet syntyvät mannerjäätikön sulamisvesien hakeutuessa jäätikön sisään ja pohjalle, missä ne virtaavat kohti jäätikön reunaa, purkautuen lopulta sen edustalla. Suurten jäätikköjokien valuma-alue on saattanut olla jopa yli 1 000 km 2 (Mälkki 1999), joten myös sulamisvesimäärät ovat olleet suuria. Merkityksellistä jäätikköjokien kerrostamistapahtumassa on myös jäätikön edustan vedensyvyys, joka Tampereella on ollut noin 165 170 metriä harjujen syntyvaiheessa. Pitkittäisharjun poikkileikkauksessa kerrossuhteet ja raekoko ovat vaihtelevia, mutta muodostuman pituussuunnassa rakenteen ja aineksen vaihtelu on yleensä vähäisempää. Syntytavasta johtuen harjun keskivaiheilla on yleensä koholla oleva karkeampi ydinosa, josta muodostuma ohenee reunoja kohti symmetrisesti tai epäsymmetrisesti, maaaineksen muuttuessa samalla hienorakeisemmaksi. Mannerjäätikön perääntymisvaiheessa jäätikkömassan alle muodostuu jäätikön liikkeen suuntainen jäätikköjokitunneli, jossa esiintyy kerääntyneiden sulamisvesien voimakkuudeltaan vaihtelevia virtauksia, suurelta osin paineellisissa olosuhteissa. Alkuvaiheessa, tunnelin poikkileikkauksen ollessa pienehkö, jäätikköjoen lajitteluvoima on suurimmillaan. Tällöin tapahtuu karkean aineksen kerrostumista sekä hienomman aineksen huuhtoutumista ja harjuytimen pääosa muodostuu (Kuva 2). Tällaiset ytimet ovat tavallisesti koko harjun poikkileikkaukseen nähden pieniä. Niiden aineksen laatu vaihtelee yleensä soraisesta hiekasta kiviseen soraan. Ydinharjun kohdalla kallionpintaa verhonnut moreenipeite on pääosin kulunut pois ja sorat ovat kerrostuneet suoraan kalliota vasten. Ytimen lähelle kerrostuu usein myös karkeita hiekkoja. Harjun karkea ydinosa on tavallisesti myöhemmin kerrostuneiden hienompirakeisten lievehiekkojen ja/tai rantahiekkojen peitossa, eikä sitä ole useinkaan havaittavissa maanpinnalla. Käytännössä harjujen niin sanottujen juuriosien rakenteet kuitenkin vaihtelevat merkittävästi ja niiden poikkileikkaukset ovat usein epäsymmetrisiä ytimen suhteen. Karkeita, hyvin vettä johtavia kerrostumia, tavataan usein myös harjuytimen ulkopuolella peitteisinä esimerkiksi kalliopainannealueilla. Osa näiden alueiden aineksesta on myös suoraan jäätikön pohjasta kerrostunutta ja heikommin lajittunutta. Jäätikköjokitunnelin ja jäätikön reunan vaihtelevia kerrostumisolosuhteita kuvastavat puolestaan harjuytimissä esiintyvät katkokset sekä ydinosan laidoilta tai sisältä yleisesti tavattavat moreenit ja hienorakeiset kerrostumat.

GEOLOGIAN TUTKIMUSKESKUS Geologinen rakenneselvitys 4 A B 1. Kallio 2. Moreeni 3. Soravaltainen ydinharju 4. Hiekkavaltaiset lieveosat 5. Jää + Kiviaines Kuva 2. Kaaviollinen piirros pitkittäisharjun synnystä mannerjäätikön edustalle, syvään veteen. A) Harjun karkea ydinosa syntyi tunneliin tai jäätikön reunan välittömään läheisyyteen. Ydinharjussa saattaa esiintyä haarautumia, sivuttaissiirtymiä ja katkoksia esim. sulamisvesien vuodenaikaisvaihtelun tai kerrostumisalustan topografiavaihtelun seurauksena. B) Myöhemmin kerrostuminen jatkui railossa ja/tai kauempana jäätikön reunasta, jolloin syntyivät harjun hiekkavaltaiset lievealueet (Piirrokset: Harri Kutvonen/GTK). Myöhemmässä vaiheessa jäätikön reuna ohenee ja jäätikkötunneli avartuu tai vaihettuu avokanaaliksi. Tällöin myös sulamisvesien virtausnopeudet ja kuljetusvoima pienenevät, jolloin kerrostuu hienorakeisempia sedimenttejä harjujakson reuna-alueille ja ydinosan päälle lievehiekkoina. Syvän veden olosuhteissa ohentuneen jäätikön reuna voi alkaa myös kellumaan, jolloin hiekkaista materiaalia saattaa kerrostua useasta eri kohdasta leveämmälle vyöhykkeelle jäätikön edustalle. Jäätikköjokia on esiintynyt jäätikön pohjan lisäksi myös sen sisällä ja pinnalla ja ne ovat voineet kerrostaa hiekkaa ja soraa jättämättä jälkeensä varsinaista sulamisvesien virtausuoman sijaintia osoittavaa harjua. Harjun lievehiekkojen ulkopuolella esiintyy puolestaan lähinnä moreenia sekä syvän veden silttejä ja savia jotka ovat kerrostuneet lähes seisovaan veteen jäätikön reunan vetäydyttyä kauemmas. Viimeisessä vaiheessa syntyneitä ovat kaikkia edellisiä kerrostumia peittävät hiekkavaltaiset ranta- ja tuulikerrostumat sekä turpeet.

GEOLOGIAN TUTKIMUSKESKUS Geologinen rakenneselvitys 5 2.2 Tampereen harjujakso ja Epilänharju-Villilän pohjavesialue Tampereen läpi kulkee suuri harjujakso. Se alkaa Salpausseliltä ja kulkee Hauhon, Pälkäneen ja Kangasalan kautta Tampereelle ja aina Hämeenkyröön saakka. Harjujakso on syntynyt viimeisimmän jääkauden lopulla kun jäätikkö suli ja vetäytyi kohti luodetta. Sulamisvedet koversivat jäätikön alle uomia ja kerrostivat niihin lajittelemaansa hiekkaa ja soraa harjuiksi ja jäätikön eteen suistoksi eli deltaksi. Sulaessaan jäätikkö jakautui kielekevirroksi (Kuva 3), joissa jäätikön liike oli nopeampaa kuin kielekkeiden välisillä, hitaamman virtauksen ja passiivisen jään alueilla. Ilmaston vaihtelut, muinaisen Itämeren pinnanvaihtelut ja jäämassojen väliset jännitteet säätelivät kielekevirtojen ja reunamuodostumien syntyä. Ilmaston lämmetessä jäätikkö irtaantui Salpausselkävyöhykkeestä noin 11 000 vuotta sitten (Saarnisto 2000). Tampereen aluetta hallitseva harjujakso syntyi passiivisemman Päijänteen kolmion ja aktiivisemman Itämeren kielekevirran saumaan. Syntytapansa vuoksi tätä harjujaksoa johon Epilänharju-Villilän (A) pohjavesialuekin kuuluu, kutsutaan saumamuodostumaksi. (Kukkonen et al. 2003). Tohloppijärven kohdalla muodostuma haarautuu kahdeksi erisuuntaiseksi harjuksi. Jäätikön peräännyttyä Tampereen alue jäi Yoldia -mereksi kutsutun muinaisen Itämeren peittoon. Merenpinta oli tuolloin noin 165 170 m nykyistä merenpintaa korkeammalla. Jääkausien aikana alas painunut maankuori kohosi suhteellisen nopeasti vapauduttuaan jään painosta. On arvioitu että jää painoi maankuorta alaspäin 800 1000 m (Taipale & Saarnisto 1990) ja maankuoren kohoamisen nopeuden on laskettu olleen alussa jopa 100 mm/vuosi (Saarnisto 1981). Nopean maankohoamisen vuoksi mm. Pyynikin ja Pispalan harjut kohosivat vedenpinnan yläpuolelle jo varhain, säilyttäen näin jyrkät seinämänsä (Liite 13.2). Maankohoaminen jatkuu yhä, mutta on hidastunut jo niin että Perämerellä nousua tapahtuu noin 9 mm/vuosi ja Kaakkois-Suomessa vain noin 2 mm/vuosi. Kuva 3. Jäätikkövirrat viimeisimmän jäätikön sulamisvaiheen aikana Johansson et al. 2011 mukaan.

GEOLOGIAN TUTKIMUSKESKUS Geologinen rakenneselvitys 6 Näsijärvi oli osa muinaista Itämerta myös Yoldiamerta seuranneen Ancylusjärvivaiheen aikana (Kukkonen et al. 2003). Maankohoamisen seurauksena yhteys Ancylusjärveen katkesi n. 8000 vuotta sitten ja syntynyttä järviallasta kutsutaan Muinais-Näsijärveksi. Se laski aluksi pohjoiseen, mutta maankohoamisen vaikutuksesta järvi kallistui ja puhkaisi n. 5000 vuotta sitten uuden lasku-uoman, Tammerkosken, järven eteläpäähän (Matisto & Virkkala 1964). Harjun liepeillä on hiekkaisia rantakerrostumia, jotka ovat syntyneet muinaisen Itämeren vaiheiden aikana, kun aallokko kulutti ja kerrosti uudelleen harjujen ainesta. Kalliopaljastumien rinteillä on maaperäkartassa näkyvissä huuhtoutunutta moreenia. Moreeni on syväkivialueilla (Kuva 12, Kallioperäkartta) väriltään vaalean harmaata, mutta liuskekivialueilla paikoin raudan värjäämää eli ruosteista. Tällainen moreenikerros tavattiin pohjavesiputken GTK 23-16 kairauksessa kallionpinnan päällä. Maaperäkartta Epilänharju-Villilän (A) pohjavesialueesta on esitetty liitteessä 2. Etenkin alueen kaakkois- ja lounaisosat ovat ihmisen muokkaamia ja lähes kokonaan asutuksen, teollisuuden ja tiestön peitossa. Pohjavesialueen keskiosassa on rautateiden risteys josta on yhteys Tampereen, Porin ja Seinäjoen suunnan lisäksi Lielahden sellutehtaan alueelle. Risteysalueella on mm. lastattu harjun soraa suoraan junan vaunuihin (Iltanen 2009). Risteysalueella oli vielä 1980 luvulle saakka toiminnassa myös Lielahden asema (Kuvat 4 ja 5), josta on enää jäljellä vain suojeltu asemarakennus. Nykyisin soramontun alueella sijaitsee Lielahden lämpölaitos (Liite 1). Kuva 4. Maanmittauslaitoksen kartta tutkimusalueelta vuodelta 1960. (Maanmittauslaitos, 2016)

GEOLOGIAN TUTKIMUSKESKUS Geologinen rakenneselvitys 7 Kuva 5. Maanmittauslaitoksen kartta tutkimusalueelta vuodelta 1980. (Maanmittauslaitos, 2016) Epilänharju-Villilän (A) pohjavesialueen kokonaispinta-ala on 2,84 km 2 ja varsinaisen muodostumisalueen pinta-ala 1,64 km 2. Vuotuinen sademäärä on noin 630mm. Pohjavettä arvioidaan muodostuvan koko pohjavesialueella vuorokaudessa noin 1000m 3. Imeytymiskertoimeksi on arvioitu 0,35. Alueella sijaitsee Hyhkyn vedenottamo, jolta pumpataan noin 1900m 3 vettä vuorokaudessa. Pohjavesialue on määrälliseltä tilaltaan luokiteltu hyväksi, mutta laadulliselta tilaltaan huonoksi ja alue onkin riskialuetta (Suomen ympäristökeskus 2018).

GEOLOGIAN TUTKIMUSKESKUS Geologinen rakenneselvitys 8 3 TUTKIMUSMENTELMÄT 3.1 Maastokartoitus Tutkimusalueella tehdyllä maastokartoituksella muodostetaan yleiskäsitys tutkimusalueen geologisista ja hydrogeologisista olosuhteista. Maastokartoituksessa tehdään geomorfologiset pintahavainnot tutkimusalueen keskeisiltä osilta. Myös pohjavesialueella sijaitsevista mahdollisista kalliopaljastumista ja niiden laajuudesta tehdään havaintoja. Maastokartoituksen yhteydessä määritetään myös geofysikaalisten mittauslinjojen ja kairauspisteiden sijainnit. 3.2 Maaperäkairaukset ja havaintoputkiasennukset Porakonekairaus on käyttökelpoinen kairausmenetelmä, kun tutkimuskohteen maakerrospaksuudet ovat huomattavat ja maaperä on karkearakeista. Porakonekairauksella saadaan luotettava tieto kallionpinnan asemasta. Kairaus tehdään poraamalla samanaikaisesti tangolla ja suojaputkella kallionpintaan saakka (Kuva 6). Kallion tavoittamisen jälkeen tehdään kolmen metrin kalliovarmistus tankoporauksella. Porakonekairausten yhteydessä voidaan ottaa myös (häiriintyneitä) maanäytteitä tyhjentämällä kairauksissa käytettyä suojaputkea ilmahuuhtelulla. Häiriintymättömiä näytteitä voidaan ottaa erityisillä putkiottimilla (Rantamäki et al. 1990). Kairauspisteet suunniteltiin painovoimamittausten tukipisteverkkoa ja pohjavedenpinnan havaintoverkkoa silmällä pitäen. Jos porauksessa tavataan pohjavettä, asennetaan pohjavesiputki (Kuva 7). Kuvat 6 ja 7. Porakonekairaus ja havaintoputkiasennus sekä havaintoputki GTK 29-16 Ylöjärvenharjulla. Kuva T. Kaipainen, GTK.

GEOLOGIAN TUTKIMUSKESKUS Geologinen rakenneselvitys 9 3.3 Painovoimamittaus Painovoimamittausten avulla voidaan tutkia tiheydeltään ympäristöstä poikkeavien muodostumien paksuutta ja tilavuutta. Koska maaperän tiheys on huomattavasti kallioperän tiheyttä pienempi (tiheysero noin 1 000 kg/m 3 ), voidaan painovoimamittauksia käyttää myös maapeitteen paksuuden arviointiin. Painovoimamenetelmällä ei voida erotella maaperän eri kerroksia tai pohjavedenpinnan tasoa. Muilla tutkimusmenetelmillä tuotettuja maaperä- ja pohjavesitietoja (esim. kairaus, seisminen luotaus ja maatutkaluotaus) voidaan kuitenkin hyödyntää painovoimamittausten tulkinnassa. Maapeitteen paksuutta määritettäessä painovoimaprofiilit sijoitetaan maastoon siten, että niiden alku- ja loppupäät ovat kallion paljastumilla tai pisteissä, joissa kallionpinnan tarkka korkeustaso tunnetaan. Lisäksi profiilit saattavat kulkea ristiin toistensa yli. Näin voidaan arvioida painovoimakentän alueellista vaihtelua, jota käytetään maapeitteen paksuustulkinnan perustasona. Kun maa- ja kallioperän välinen tiheysero oletetaan vakioksi ja mittauspisteiden korkeusasema tunnetaan, voidaan painovoima-anomaliasta laskea maapeitteen paksuus. Maaperän todellista paksuutta on kuitenkin tarpeellista kontrolloida riittävän tiheästi esim. kairaamalla, koska sekä kallion tiheydestä riippuva alueellinen painovoimataso että irtomaapeitteen tiheys voivat vaihdella mittauslinjalla ja siten vaikuttaa tulkintatulokseen. Kallionpinnan taso saadaan laskettua vertaamalla maapeitteen paksuuden tulkintaa maanpinnan korkeusmalliin. Tulos kuvaa yleensä hyvin kallionpinnan tason vaihtelua, vaikka maapeitteen tulkitussa paksuudessa saattaa paikoitellen olla epätarkkuutta. 3.4 Maatutkaluotaus Maatutkaluotaus on geofysikaalinen tutkimusmenetelmä, joka perustuu sähkömagneettisten pulssien lähettämiseen maaperään ja takaisin heijastuvien pulssien rekisteröintiin. Maatutkaluotauksella saadaan jatkuvaa profiilitietoa maaperän rakenteesta (Kuva 8). Menetelmä on parhaimmillaan harjualueilla, joissa sillä saadaan tietoa jopa yli 25 metrin syvyydeltä kallionpinnan korkokuvasta, pohjavedenpinnan tasosta, irtainten maalajien laadusta ja maaperän kerrosten rakenteesta. Näillä tiedoilla on merkittävä osuus alueilla, joilla on vähän maaperäleikkauksia. Maatutkaluotausten tuloksia on tässä raportissa hyödynnetty soveltuvin osin sekä kallion- että pohjavedenpinnan syvyyden määrityksessä ja muodostumien sisäisen rakenteen tulkinnassa. Maatutkalinjat on tallennettu GTK:n tietokantaan, mistä niitä on tarvittaessa saatavana sekä numeerisena että paperitulosteina.

GEOLOGIAN TUTKIMUSKESKUS Geologinen rakenneselvitys 10 Kuva 8. Maatutkaluotauksen tulkintakuva linjalta f 12 (Hyhkynkatu). Kuvaan on sinisellä viivalla merkitty pohjaveden pinta. Kuva J. Majaniemi, GTK.

GEOLOGIAN TUTKIMUSKESKUS Geologinen rakenneselvitys 11 4 TEHDYT TUTKIMUKSET 4.1 Maastokartoitus Maastokartoitus suoritettiin 8. 10.8.2016. Kartoitus ulotettiin pohjavesialueen rajojen ulkopuolelle ja etenkin lännessä Epilanharju-Villilä (B) pohjavesialueen puolelle. Kartoituksen yhteydessä havainnoitiin alueen pohjavesiputkien kuntoa ja mitattiin pohjaveden pinnat putkista joista mittaus oli mahdollista tehdä. Erityisesti alueen useat aidatut työmaat hankaloittivat havaintojen tekoa, mutta toisaalta auttoivat maaperän ja kalliopaljastumien havainnointia. Kuvassa 9 on Tohloppijärven etelärannalla sijainneen puretun teollisuuslaitoksen alla ollutta maaperää ja pohjarakenteita paljastuneena. Pohjaveden pinnat mitattiin uudelleen lokakuussa 2017 virtausmallia (Ahonen et al. 2008) tehtäessä. Kuva 9. Tohloppijärven etelärannalla olleen teollisuusrakennuksen maapohja elokuussa 2016. Kuva T. Kaipainen, GTK. 4.2 Maaperäkairaukset ja havaintoputkiasennukset Tutkimusalueella tehtiin kaksitoista maaperäkairausta vuosina 2015 2016. Asennuskohteet tarkastettiin maastossa ennen kairausten aloitusta. Kairaukset ja pohjavesiputkien asennukset suorittivat tilaustyönä vuonna 2015 Ramboll Oy ja vuonna 2016 Geopalvelu Oy. Maaperäkairausta ja kalliovarmistusta tehtiin yhteensä noin 422 metriä ja asennettiin kahdeksan pohjavesiputkea GTK 37 15, GTK 38 15, GTK 40 15, GTK 41 15, GTK 21 16,

GEOLOGIAN TUTKIMUSKESKUS Geologinen rakenneselvitys 12 GTK 22 16, GTK 23 16, GTK 24 16. Putket varustettiin suositusten mukaisesti (Arjas 2005) lukittavilla suojaputkilla (kuva 7). Halkaisijaltaan 52/60 mm:n kokoinen pohjavesiputki on materiaaliltaan korkeatiheyksistä polyeteeniä (PEH). Pohjavesiputkiin asennettiin siiviläputket pohjavesivyöhykkeeseen. Kairauksen yhteydessä havainnoitiin maaperän vallitseva kerrosjärjestys ja otettiin maanäytteitä. Osa näytteistä seulottiin ja seulontatuloksesta laskettiin vedenjohtavuus-arvot (Liite 11). Havaintoputkikortit ovat liitteenä 9 ja yhteenveto pohjavesiputkiasennusten maalajihavainnoista on liitteenä 10. Maalajimäärityksissä on käytetty GEO-luokitusta (Korhonen et al. 1974). 4.3 Painovoimamittaus Painovoimamittaukset suoritti GTK:n geofysiikan kenttäryhmä syksyllä 2016. Mitattujen painovoimaprofiilien sijainti on esitetty liitteessä 1. Painovoimalinjojen päät ovat kallion paljastumilla tai kairauspisteissä, joista tunnetaan kallion pinnan taso. Painovoimalinjoja mitattiin 17 kpl, yhteensä n. 11,9 km. Linjat mitattiin 20 m pistevälein Worden gravimetrillä ja mittauspisteiden korkeuden määritykseen käytettiin letkuvaaitusta. Linjojen päissä maan pinnan tasot on määritetty VRS-GPS laitteistolla. Topografiaeroista johtuva painovoimatulosten vääristymä on korjattu käyttäen Geosoft Oasis - ohjelmiston 3D-topografiakorjausta, johon poimitaan mittauslinjan ympäristön maanpinnan taso Maanmittauslaitoksen (MML) 10 x 10 m:n digitaalisesta korkeusmallista. Mittaustuloksista on laskettu Bouguer -anomaliat keskitiheydellä 2670 kg/m 3. Tulkinnassa on käytetty Interpex MAGIX-XL -tulkintaohjelmaa. Tulkintaohjelmalla etsitään annetun mallin parametreja muuttamalla mitattua painovoimakäyrää parhaiten vastaava laskennallinen käyrä. Paikallisesta painovoima-anomalian vaihtelusta tulkitaan maapeitteen paksuus. Painovoimamittaukset tulkittiin uudelleen vuosina 2017 2018 maaperän 3D- ja virtausmallia (Ahonen et al. 2018) varten. Uudelleentulkinnassa hyödynnettiin alueelle vuoden 2016 jälkeen tehtyjä uusia kairauksia ja etenkin havaintoa karkeasta aineksesta muodostuneen harjuytimen mallia vääristävästä vaikutuksesta, joka nyt saatiin korjattua todenmukaisemmaksi. Harjun karkeaa ydinosaa simuloitiin lisäämällä tulkintamalliin ympäröivää maa-ainesta tiheämpi kappale, jolloin sen alapuolinen kallion pinta saatiin tasaisemmaksi. Kyseisen kappaleen dimensioista ja tiheydestä ei ole tarkkaa tietoa, joten kallion pinnan taso voi todellisuudessa poiketa tulkitusta mallista. Kuitenkin näin saatu arvio kallion pinnan vaihtelusta on parempi kuin ilman harjuydinsimulointia. Liitteissä 8.1 8.17 on esitetty painovoimamittausten uudet tulkinnat pystyleikkauksina. Malleissa käytetty vaaka-akselin mittakaava vaihtelee mittauslinjan pituudesta riippuen. Pystyakselin mittakaava on kaikilla linjoilla 1:1000. Leikkauskuvien koordinaatisto on ETRS89/TM35Fin ja korkeusjärjestelmä on N2000. Kuivalle maa-ainekselle on tulkinnassa käytetty tiheyttä 1600 kg/m 3 ja veden kyllästämälle maa-ainekselle 1900 kg/m 3. Vesipintaarviona on käytetty pohjavesiputkista mitattuja arvoja. Vedenpinnan taso esitetään leikkauskuvissa maaperämallia jakavana vaaka/vinoviivana.

GEOLOGIAN TUTKIMUSKESKUS Geologinen rakenneselvitys 13 Tutkimusalueen mittauslinjasto sijoittuu rakennetulle alueelle, jonka vuoksi mittauspisteitä jouduttiin monin paikoin siirtämään linjalta sivuun (Kuva 10). Tulkintaohjelma olettaa mittauslinjan suoraksi, jonka vuoksi tulkittuun kalliopintaan saattaa aiheutua pientä vaihtelua, jota siinä ei todellisuudessa ole. Tämä on pyritty ottamaan huomioon tulkinnassa siten, että tulkintakäyrän sovitus mittauspisteisiin jätettiin tarkoituksella keskimääräiseksi. Kuva 10. Mitattujen ja tulkittujen linjojen 1E - 17E sijainti (kuvassa pelkät numerot). Mustalla maastossa mitatut linjat ja punaisella linjat joille tulkintatulokset sijoittuvat. Kuva T. Valjus, GTK. 4.4 Maatutkaluotaus Tutkimusalueella luodattiin syksyllä 2016 GTK:n maatutkakalustolla (Kuva 11) 13 linjaa. Linjojen yhteispituus on noin 9 kilometriä. Luotauksissa käytettiin SIR-3000 maatutkalaitteistoa ja 100 MHz:n antennia, joka on tyypillisimpiä antenneja pohjavesitutkimuksissa. Mittausaikana käytettiin 400 nanosekuntia. Linjojen paikannus maastossa tehtiin GPS paikantimella. Kuva 11. Maatutkakalusto Hauskalankankaan pohjavesialueella syksyllä 2015. Kuva T. Kaipainen, GTK.

GEOLOGIAN TUTKIMUSKESKUS Geologinen rakenneselvitys 14 5 MALLINNUKSET JA VISUALISOINTI Kairauksista, painovoimamittauksista ja paljastumahavainnoista saadut kallionpinnan tasotiedot yhdistettiin ArcGIS -ohjelmistolla. Aineistosta laskettiin Topo to grid - interpolointimenetelmällä mallit tutkimusalueen kallionpinnan korkokuvasta. Pohjavesipintamallit tehtiin vastaavalla tavalla hyödyntäen alueelle aiemmin ja tämän tutkimuksen yhteydessä asennettujen pohjavesiputkien pohjavedenpinnan tasotietoja. Saadut pintamallit on visualisoitu ArcGIS-ohjelmistolla. Mallien interpoloinnin ulottuvuutena tunnetuilta tasopisteiltä on käytetty kallionpinnan osalta 150 metriä ja pohjavesipinnan osalta 300 metriä. Tutkimusalueen mallinnukset ovat liitteissä 3 7. Pintamalleja tarkasteltaessa on aina huomioitava mittaus- ja mallinnusmenetelmien rajoitukset. Kallionpinnan korkeustaso on varmasti selvillä vain kairauspisteissä ja avokallioilla. Painovoimalinjojen mittauspisteille tulkitut syvyydet antavat ainoastaan yleiskuvan kallionpinnan korkeustasosta. Mallinnusohjelmisto tasoittaa interpoloimalla tunnettujen ja tulkittujen kallionpintapisteiden välit. Tästä johtuen interpoloidussa mallissa käytettyjen tasopisteiden välialueilla voi olla laajojakin kalliokohoumia tai -painanteita, joita ei pintamallissa voida havaita. Kallionpintamallin reuna-alueilla myös painovoimalinjojen ja kairauspisteiden puutteesta johtuva kalliopaljastumien korkeustasojen ylikorostuminen saattaa aiheuttaa mallin vääristymistä. Pohjavesialuerajojen sisäpuolella mallin tarkkuus on kuitenkin melko hyvä. Kalliopinnan taso (Liite 3) saatiin selville melko kattavasti kairaustietojen, kalliopaljastumien, maatutkaluotauksen ja painovoimamittauslinjaston ansiosta. Lisäksi kallionpintamallissa on käytetty apupisteitä ja -käyriä, joilla on ohjattu interpolointia. Tutkimusalueen keskeisimmissä osissa kallionpintatiedot perustuvat suurilta osin painovoimamittauksista saatujen tietojen tulkintaan ja osin myös kairaustietoihin. Näillä alueilla laskentamallit ovat melko luotettavia. Pohjavedenpintojen havaintotietoja oli runsaasti varsinaisella tutkimusalueella. Osa havaintoputkista oli vaurioitunut niin, ettei pohjaveden pintaa voinut enää mitata. Osa pintatiedoista saatiin SYKE:n Povet järjestelmästä ja osa tiedoista oli vanhoja ja satunnaiseen vuodenaikaan havaittuja. Samaan ajankohtaan mitattuja putkia oli kuitenkin eripuolilla tutkimusaluetta useita, ja pohjavedenpintamallin voidaan olettaa pitävän hyvin paikkansa havaintoputkien lähettyvillä. Pohjavedenpinnan laskentamallien voidaan olettaa pitävän varsin hyvin paikkansa, ja yleiskuvan pohjaveden virtauksesta voi muodostaa jo kolmella pohjavedenpinnan havainnolla (Korkka-Niemi & Salonen 1996). Pohjavedellä kyllästyneen maapeitteen paksuus on laskettu pohjavesi- ja kallionpintamallien erotuksena. Tämän vuoksi visualisointi on voitu tehdä vain alueilta joilta oli käytettävissä sekä kallionpinnan että pohjavedenpinnan mallit. Pohjavedenpinnan yläpuolisen irtomaapeitteen paksuus saatiin tutkimusalueen maanpinnan korkeusmallin ja pohjavesipintamallin erotuksesta. Maapeitteen kokonaispaksuus on laskettu vastaavasti maanpinnan ja kallionpinnan mallien erotuksena. Pohjavesivyöhykkeen ja maanpinnan mallit kuvattiin myös vinovalaistuna pintana ArcScene ohjelmistolla (Liite 13).

GEOLOGIAN TUTKIMUSKESKUS Geologinen rakenneselvitys 15 6 TUTKIMUSTULOKSET 6.1 Kallioperän koostumus, rakenne ja korkokuva Itä- ja Pohjois-Suomen kallioperä on syntynyt arkeeisena aikana 3000 2600 miljoonaa vuotta sitten, kun taas valtaosa Etelä- ja Keski-Suomen kallioperästä syntyi proterotsooisena aikana 2000 1800 miljoonaa vuotta sitten svekofennisen vuorijonon muodostumisen eli orogenian yhteydessä. Tämän prosessin aikana muodostui tulivuoriperäisiä eli vulkaanisia kaarisysteemejä, jotka olivat samanlaisia kuin esimeriksi Japanin saaret tänä päivänä. Kaarisysteemit kasvoivat yhteen ja törmäsivät lopulta vanhempaan arkeeiseen mantereeseen. (Lahtinen et al. 2005). Tampereen alueelle tyypilliset liuskeet, gneissit ja migmatiitit (Kuva 12) ovat syntyneet maan pinnalle kerrostuneista vulkaanisista- ja sedimenttikivistä kun nämä kiteytyvät uudelleen ja jopa sulavat osittain (migmatiittiutuvat) jouduttuaan vuorijonon muodostumistapahtumassa useiden kilometrien syvyyteen. Nämä syvällä syntyneet kivet ovat tulleet eroosion vaikutuksesta esiin maan pinnalle. Pirkkalan migmatiittialueen ja Tampereen liuskevyöhykkeen välinen raja noudattaa paikoin alueen halki kulkevaa siirrosvyöhykettä. Epilänharju-Villilän (A) pohjavesialueella kallioperä koostuu emäksisistä vulkaniiteista, amfiboliitista, kiilleliuskeesta ja kiillegneissiä. Kuva 12. Tutkimusalueen kallioperän koostumus ja siirrosvyöhyke. Kuva T. Kaipainen, GTK.

GEOLOGIAN TUTKIMUSKESKUS Geologinen rakenneselvitys 16 Painovoimamittausten tulkintojen mukaan (Liitteet 1 ja 3) kallionpinnan syvimmät kohdat pohjavesialueen rajojen sisäpuolella sijaitsevat linjojen 6 ja 12 risteyksessä Pikku Tohlopin pohjoispuolella ja kallioperän siirrosvyöhykkeen alueella Hyhkyn vedenottamon läheisyydessä. Kallion pinta vaihtelee mallinnusalueella välillä 37 145m mpy. 6.2 Maaperän koostumus Kallion päällä olevan irtomaapeitteen kokonaispaksuus (Liite 7) vaihtelee runsaasti. Maakerros on paksuimmillaan lähes luonnontilaisilla harjun osilla (jopa 80 m) sekä kallion painanteissa. Ohuimmillaan maakerros on pohjavesialueen reunoilla. Keskimäärin irtomaakerroksen kokonaispaksuus on kuitenkin yli 20 metriä. Maanpinnan suuria korkeusvaihteluita on kuvattu myös liitteen 13.2 vinovalaistussa maanpinnan korkokuvan mallissa. Pohjavesi on tutkimusalueella alle 1 m syvyydessä vain Vaakkolammin alueella, jossa pohjavesi on paikoin paineellista sekä pohjavesialueen reunamilla (Liite 6). Keskimäärin pohjavettä suojaavan kerroksen paksuus on 15 20 metriä ja paikoin harjun luonnontilaisilla osilla jopa yli 50 metriä. Tutkimuksen aikana pohjavesialueella kairattiin maaperää kallioon saakka kahdeksassa kohteessa. Kairauksen yhteydessä tehdyt maalajihavainnot on esitetty kootusti liitteessä 10. Kairausten perusteella harjun materiaali on pääasiassa hiekkaista soraa. Kallion päällä on paikoin ohut kerros hiekkamoreenia. Harjun liepeille sijoittuneissa kairauksissa havaittiin myös hienojakoisempia silttejä, eli niin sanottuja lievehiekkoja ja -silttejä maanpinnan läheisyydessä. Useissa kairauksissa havaittiin myös täytemaata, mikä kertoo alueen pitkästä asutushistoriasta ja maankäytön muutoksista. Osa pohjavesiputkien kairausten yhteydessä otetuista maanäytteistä seulottiin ja seulontatuloksesta laskettiin Kozeny-Carmanin kaavalla (Kozeny 1927, Carman 1937) K-arvot eli vedenjohtavuusarvot (Liite 11). Vedenjohtavuus vaihtelee esiintymän eri kerroksissa. Havaitut sorakerrokset olivat pääasiassa hiekkaisia soria ja niiden vedenjohtavuusarvo siksi alempi kuin puhtailla sorilla yleensä. Keskimäärin vedenjohtavuudet ovat hiekan tasolla, K=10-5 10-4. Maalajimäärityksissä on käytetty GEO-luokitusta (Korhonen et al. 1974). 6.3 Pohjaveden muodostuminen, varastoituminen ja virtaus Pohjaveden pinnat mitattiin lokakuussa 2017. Pohjavedenpinnan taso (Liite 4) on korkeimmillaan Epilänharju-Villilän (A) pohjavesialueen luoteisosassa, noin tasolla +112 m mpy. josta pinta laskee kuljettaessa kohti kaakkoa ja etelää. Matalimmillaan pohjaveden taso on alueen eteläosassa, jossa sen pinta laskee lähelle Pyhäjärven pinnan tasoa alle + 80 m mpy. Pohjaveden päävirtaussuunta on luoteesta, harjua pitkin kaakkoon ja etelään. Virtaus kääntyy alueen keskiosassa kohti lounasta eli Nokian harjua.

GEOLOGIAN TUTKIMUSKESKUS Geologinen rakenneselvitys 17 Pohjaveden pinta on Näsijärven pintaa (n. 95,4 m mpy.) alempana ja järven vettä pääsee isotooppitutkimuksen mukaan suotautumaan pohjavedeksi rantavyöhykkeessä (Hendriksson 2018). Näsijärven vettä ei kuitenkaan virtaa havaittavia määriä Hyhkyn vedenottamolle saakka. Tohloppijärven pinta (n. 105 m mpy.) on myös pohjavedenpinnan yläpuolella ja sen vesi virtaa Vaakkolammen kautta Pyhäjärveen. Tohloppi -järvellä ja Vaakkolammella ei tiettävästi ole yhteyttä pohjaveteen. Virtausmallinnuksessa (Ahonen et al. 2018) havaittiin että malli toteuttaa pohjavesiputkissa havaitut pohjavedenpinnat vain jos malliin lisätään kalliosta tulevaa vettä noin 600-800m 3 vuorokaudessa. Kallion siirrosvyöhyke kulkee Hyhkyn vedenottamon läheisyydessä. Kalliosta tuleva vesi selittäisi osaltaan Hyhkyn vedenottamolta pumpattavissa olevan vesimäärän suuruuden, joka ei selity pelkällä sateesta muodostumaan imeytyvällä vesimäärällä. Isotooppimäärityksillä on myös poissuljettu Näsijärven veden oletettu suuri osuus vedenottamon vedestä. Näsijärven vettä on isotooppitulosten mukaan kuitenkin havaittu harjun Näsijärven rannan puoleisissa pohjavesiputkissa. Virtausmallinnustulosten mukaan pohjaveden liike- ja virtausvoimakkuus on harjun reuna-alueella Näsijärven rantavyöhykkeessä alhainen. Siten saatujen tulosten mukaan on mahdollista, että pieniä määriä Näsijärven vettä voi pitemmän ajan kuluessa kulkeutua Hyhkyn vedenottamon suuntaan nykyisellä ottomäärällä, mutta myös kaakkoon kohden Tahmelan lähdettä. Tämä edellä mainittu ei kuitenkaan selitä Tahmelan lähteessä havaittua suurta pintaveden osuutta, vaan todennäköisempää on (virtausmallinnustulokset huomioiden), että Näsijärven vettä imeytyy Pispalan harjun Näsijärven puoleisella osalla tapahtuvan rantaimeytymisen kautta. Suurempi järviveden rantaimeytyminen on mahdollista alueilla, jossa primääriharjuainesta ja sen päälle kohoavaa luontaista silttikerrosta on laajemmin kaivettu, tasoitettu ja levitetty Näsijärven suuntaan (esim. Santalahden alue). Pohjavesivyöhykkeen paksuus (Liitteet 5 ja 13.1) vaihtelee tutkimusalueella nollasta (kallionpinta pohjavedenpinnan yläpuolella) noin 45 metriin. Pohjavesivyöhyke on paksuimmillaan pohjavesialueen luoteisosassa ja kallioperän siirrosvyöhykkeessä Hyhkyn vedenottamon läheisyydessä. Näillä alueilla vyöhykkeen paksuus on laajalla alueella yli 30 metriä. Vuoden 2016 mallinnuksessa harjun keskiosien karkeat sorat oli mallinnettu väärin kallionpinnan kohoumiksi, joten sen aikaisen mallin mukaan harjun keskellä oli pohjavedenpinnan yläpuolelle nousevia kallioalueita. Nämä on nyt korjattu uusimman kallionpintamallinnuksen mukaiseksi.

GEOLOGIAN TUTKIMUSKESKUS Geologinen rakenneselvitys 18 7 JOHTOPÄÄTÖKSET JA YHTEENVETO Geologian tutkimuskeskuksen (GTK) Pohjavesi yksikkö on tehnyt geologisen rakenneselvityksen tärkeälle Epilänharju-Villilä (A) pohjavesialueelle. Tutkimusmenetelminä käytettiin painovoimamittauksia, maatutkaluotausta, kairauksia ja maastokartoituksia. Vuosina 2017 2018 painovoimamittausten tulokset tulkittiin uudelleen. Kallionpinnan korkokuva mallinnettiin uusien painovoimatulkintojen ja alueelle vuoden 2016 jälkeen tehtyjen kairausten perusteella maaperän 3D- ja virtausmallia (Ahonen et al. 2018) varten. Myös pohjavedenpinnat mitattiin uudelleen koko pohjavesialueelta lokakuussa 2017. Kallionpinta vaihtelee pohjavesialueella välillä 37 145m mpy. Painovoimamittausten tulkintojen mukaan kallionpinnan syvimmät kohdat sijaitsevat Pikku Tohlopin pohjoispuolella ja kallioperän siirrosvyöhykkeessä vedenottamon läheisyydessä sekä pohjavesialueen kaakkoispuolella Pispalan harjulla. Kallion päällä olevan irtomaapeitteen kokonaispaksuus vaihtelee runsaasti. Maakerros on paksuimmillaan lähes luonnontilaisilla harjun osilla (jopa 80 m) sekä kallion painanteissa. Ohuimmillaan maakerros on pohjavesialueen eteläpuolella. Keskimäärin irtomaakerroksen kokonaispaksuus on yli 20 metriä. Pohjavesi on alle 1 m syvyydessä maanpinnasta vain Vaakkolammin alueella jossa pohjavesi on paikoin paineellista sekä pohjavesialueen reunamilla. Keskimäärin pohjavettä suojaavan kerroksen paksuus on 15 20 metriä ja paikoin harjun luonnontilaisilla osilla jopa yli 50 metriä. Pohjavedenpinnan taso on korkeimmillaan pohjavesialueen luoteisosassa, noin tasolla +112 m mpy. josta pinta laskee kohti kaakkoa ja etelää. Matalimmillaan pohjaveden taso on alueen eteläosassa jossa sen pinta laskee lähelle Pyhäjärven pinnan tasoa alle + 80 m mpy. Pohjaveden päävirtaussuunta on luoteesta kaakkoon ja etelään. Virtaus kääntyy alueen keskiosassa kohti lounasta eli Nokian harjua. Pohjaveden pinta on Näsijärven pintaa (n. 95,4 m mpy.) alempana mutta järven vettä pääsee suotautumaan pohjavedeksi vain rantavyöhykkeessä. Vedenottamolle asti ei tule merkittävää määrää Näsijärven vettä. Tohloppijärven pinta (n. 105 m mpy.) on myös pohjavedenpinnan yläpuolella ja sen vesi virtaa Vaakkolammen kautta Pyhäjärveen. Tohloppi -järvellä ja Vaakkolammella ei tiettävästi ole yhteyttä pohjaveteen. Kallion siirrosvyöhyke kulkee Hyhkyn vedenottamon läheisyydessä ja siitä on arvioitu tulevan muodostumaan noin 600-800m 3 vettä vuorokaudessa. Kalliosta tuleva vesi selittäisi Hyhkyn vedenottamolta pumpattavissa olevan vesimäärän suuruuden, joka ei selity pelkällä sateesta muodostumaan imeytyvällä vesimäärällä. Isotooppimäärityksillä on myös poissuljettu Näsijärven veden oletettu suuri osuus vedenottamon vedestä. Näsijärven vettä on isotooppitulosten mukaan kuitenkin havaittu harjun Näsijärven rannan puoleisissa pohjavesiputkissa ja on mahdollista, että pieniä määriä Näsijärven vettä voi pitemmän ajan kuluessa kulkeutua Hyhkyn vedenottamon suuntaan nykyisellä ottomäärällä, mutta myös kaakkoon kohden Tahmelan lähdettä. Suurempi järviveden rantaimeytyminen on mahdollista

GEOLOGIAN TUTKIMUSKESKUS Geologinen rakenneselvitys 19 alueilla, jossa primääriharjuainesta ja sen päälle kohoavaa luontaista silttikerrosta on muokattu. Pohjavesivyöhykkeen paksuus vaihtelee tutkimusalueella nollasta (kallionpinta pohjavedenpinnan yläpuolella) noin 45 metriin. Pohjavesivyöhyke on paksuimmillaan pohjavesialueen luoteisosassa ja kallioperän siirrosvyöhykkeessä Hyhkyn vedenottamon läheisyydessä. Näillä alueilla vyöhykkeen paksuus on laajalla alueella yli 30 metriä.

GEOLOGIAN TUTKIMUSKESKUS Geologinen rakenneselvitys 20 8 KIRJALLISUUSLUETTELO Ahonen, J., Putkinen, N., Hyvönen, A., Lindsberg, E. & Luoma, S. 2018. Hyhkyn maaperän 3D- ja virtausmallinnus. Geologian tutkimuskeskus. Espoo. 17 s, 21 liites. Arjas, J. 2005. Pohjaveden havaintoputket. Teoksessa: Pohjavesitutkimusopas, käytännön ohjeita. Suomen vesiyhdistys. 88 91 s. Carman, P. 1937. Fluid flow through a granular bed, Trans. Inst. Chem. Eng., 15, 150 167. Iltanen, J. 2009. Radan varrella. Suomen rautatieliikennepaikat. Karttakeskus. 432 s. Hendriksson, N. 2018. Tampereen rantaimeytymisselvitys: veden hapen ja vedyn isotoopit. 4s. Johansson, P., Lunkka, J. P., Sarala, P. 2011. Glaciation of Finland. In Ehlers, J. & Gibbard, P. L., Hughes, P. D. (Eds), Developments in Quaternary Science vol.15 Elsevier, Amsterdam, The Netherlands. p. 105 116. Korhonen, K.-H., Gardemeister, R. & Tammirinne, M. 1974. Geotekninen maalajiluokitus. VTT, Geotekniikan laboratorio. Tiedonanto 14. Korkka-Niemi, K. & Salonen, V-P. 1996. Maanalaiset vedet pohjavesigeologian perusteet. Turun yliopiston täydennyskoulutuskeskuksen julkaisuja A 50. Turku: Turun yliopiston täydennyskoulutuskeskus. 181 s. Kozeny, J. 1927. Uber kapillare Leitung der Wasser in Boden, Sitzungsber. Akad. Wiss. Wien, 136, 271 306. Kukkonen, M., Mäkilä, M., Grundström, A. & Juntunen, R. 2003. Maaperäkartta 1:20 000 selitys. Karttalehti 21 23 09. Tampereen kartta-alueen maaperä. Geologian tutkimuskeskus. Espoo. 9 s. Kähkönen, Y. 1989. Geochemistry and petrology of the metavolcanic rocks of the early Proterozoic Tampere Schist Belt, southern Finland. Geol. Surv. Finland, Bull. 345, 1 104. Kähkönen, Y. 1998. Svekofenniset liuskealueet merestä peruskallioksi. Teoksessa: Lehtinen, M., Nurmi, P. & Rämö, T. (toim.) Suomen kallioperä 3000 vuosimiljoonaa. Helsinki: Geol. Soc. Finland, 199 227. Kähkönen, Y. 2005. Svecofennian supracrustal rocks. Teoksessa: Lehtinen, M., Nurmi, P. & Rämö, T. (toim.) Precambrian Geology of Finland Key to the Evolution of the Fennoscandian Shield. Amsterdam: Elsevier, 343-406. Lahtinen, R. 1994. Crustal evolution of the Svecofennian and Karelian domains during 2.1 1.79 Ga, with special emphasis on the geochemistry and origin of 1.93 1.91 Ga gneissic tonalites and associated supracrustal rocks in the Rautalampi area, central Finland. Geol. Surv. Finland, Bull. 378, 1 128. Lahtinen, R. 1996. Geochemistry of Palaeoproterozoic supracrustal and plutonic rocks in the Tampere Hämeenlinna area, southern Finland. Geol. Surv. Finland, Bull. 389, 1 113. Lahtinen, R., Korja, A. & Nironen, M. 2005. Paleoproterozoic tectonic evolution. Teoksessa: Lehtinen, M., Nurmi, P. & Rämö, T. (toim.) Precambrian Geology of Finland Key to the Evolution of the Fennoscandian Shield. Amsterdam: Elsevier, 481 532. Maanmittauslaitos, 2016. Vanhat painetut kartat sivustolla (http://vanhatpainetutkartat.maanmittauslaitos.fi/) vierailtu 31.10.2016

GEOLOGIAN TUTKIMUSKESKUS Geologinen rakenneselvitys 21 Matisto, A. & Virkkala, K. 1964. Tampereen seudun geologia. WSOY, 137 s. Mälkki, E. 1999. Pohjavesi ja pohjaveden ympäristö, Tammi, Helsinki. Ojakangas, R. W. 1986. An Early Proterozoic metagraywacke-slate turbidite sequence: the Tampere schist belt, southwestern Finland. Bull. Geol. Soc. Finland 58, 241 261. Rantamäki, M., Jääskeläinen, R. & Tammirinne, M. (1990). Geotekniikka. Otatieto 464, Espoo. 293 s. Saarnisto, M. 1981. Holocene emergence history and stratigraphy in the area north of the Gulf of Bothnia. Annales Academiae Scientiarum Fennicae, Series A. III. Geologica Geographica 130. 42 s. Saarnisto, M. 2000. The last Clasial Maximum and the Deglaciation of the Scandinavian Ice Sheet. LUNDQUA Report 37, Department of Quaternary Geology, Lund University; 26-31. Suomen ympäristökeskus. 2016. Hertta-tietojärjestelmä. Suomen ympäristökeskus, Helsinki. Taipale, K. & Saarnisto, M. 1990. Tulivuorista jääkausiin: Suomen maankamaran kehitys. Porvoo. WSOY. 416 s.