Eteläisen Lapin ja Koillismaan jäätikkösyntyiset maaperämuodot ja niiden syntyolosuhteet

Eteläisen Lapin ja Koillismaan jäätikkösyntyiset maaperämuodot ja niiden syntyolosuhteet LuK-tutkielma Oulu Mining School Oulun yliopisto Vesa Sarajärvi 2018

Tiivistelmä Tämä opinnäytetyö kuvaa Suomen glasigeenisiä maaperämuodostumia, ja niiden syntyolosuhteita. Esimerkkialueena ja esimerkkeinä on käytetty pääasiassa Koillismaan ja eteläisen Lapin alueilla Veiksel-jäätiköitymisen aikaan syntyneitä muodostumia. Ne edustavat hyvin vastaavia muodostumia koko Suomessa. Tarkastellulla alueella on runsaasti kaikkien Veiksel-jäätiköitymis- ja peräytymisvaiheiden tuloksena syntyneitä maaperämuodostumia, joita edustavat mm. alueen drumliinikentät ja kumpumoreenijonot, sekä Pudasjärveltä Hossaan ulottuva jäätikkökielekkeiden saumavyöhyke, jossa on runsaasti glasifluviaalisesta aineksesta koostuvia harju- ja kumpumuodostumia. Alueen moreenistratigrafia kuvastaa hyvin Veiksel-aikaisen jäätikön dynamiikkaa ja sitä tukevat alueella havaitut muodostumien morfologiset suuntaukset, sekä virtauskielekkeiden uurresuunnat. Post- ja periglasiaalisten prosessien tuloksena syntyneet routa-, tuuli- ja aaltomuodostumat, sekä glasigeeniset meri- ja järvisedimentit on rajattu tarkemman tarkastelun ulkopuolelle, koska post- ja periglasiaaliset prosessit eivät ole vaatineet jäätikön välitöntä vaikutusta, eivätkä siten tässä yhteydessä katsota olevan glasigeenisiä. Avainsanat: glasigeeniset maaperämuodot, harju, drumliini, saumamuodostumat, Veiksel-vaihe

Sisällysluettelo 1. Johdanto 1 2. Jäätikköprosessit 2 2.1 Jäätikön synty-ympäristö ja dynamiikka.2 2.2 Jäätikön liike 3 2.3 Jäätikön sulamisvedet..4 2.4 Glasiaalieroosio 6 3. Jäätikkösyntyiset muodostumat..7 3.1 Drumliinit ja flutingit 7 3.2 Kumpumoreenit 8 3.3 Suppamaasto.11 3.4 Harjut.11 3.5 Reunamuodostumat...13 3.6 Puskumoreenit...14 4. Veiksel-vaiheen jäätiköitymishistoria eteläisessä Lapissa ja Koillismaalla...15 5 Yhteenveto.... 19 Lähdeluettelo 20

1. Johdanto Tämä opinnäytetyö keskittyy jäätiköiden yleisten ominaisuuksien kuvaukseen edeten eteläisen Lapin ja Koillismaan maaperämuotojen ja niiden syntyolosuhteiden kuvaamiseen. Tarkastelualueen maaperämuodot ovat pääasiassa mannerjäätikön, ja sen eri osien aikaansaamia Veiksel-kauden jäätiköitymisolosuhteissa. Kvartäärikaudella, eli viimeisen noin 2,6 miljoonan vuoden aikana on pohjoisella pallonpuoliskolla ollut mannerjäätiköitä toistuvasti. Maapallolla on tälläkin hetkellä mannerjäätikön peittämiä alueita, joten nytkin eletään ns. jääkausiaikaa (Taipale ja Saarnisto 1991). Kvartäärikauden viimeisin jäätiköityminen oli ns. Veiksel-glasiaatio, joka alkoi noin 115 000 vuotta sitten ja oli laajimmillaan noin 22 000 vuotta sitten. (Mangerud ym., 2004). Mangerudin ym. (2004) mukaan interglasiaali- ja glasiaalivaiheiden aikana esiintyi useita kylmempiä stadaali-, ja lämpimämpiä interstadiaalivaiheita, jotka vaikuttivat oleellisesti jäätikön etenemiseen ja dynamiikkaan. Jäätikön vetäytymisestä on saatu luotettava kuva tutkimalla jäätiköitymisprosesseja ja maaperämuotojen morfologiaa. Skandinavian mannerjään deglasiaatiovaiheen virtausvaiheita on selvitetty tulkitsemalla mm. Landsat-sateliittikuvissa näkyviä maaperämuotoja ja yhdistämällä näistä tulkittuja glasigeenisiä maaperäassosiaatioita kenttätutkimustuloksiin sekä aikaisempiin Euraasian mannerjäätiköiden virtaustutkimuksiin (esim. Punkari, 1980). Muun muassa Punkarin (1980) mukaan Laurentide-jäätiköityminen Wisconsin-vaiheessa oli Pohjois-Euroopan Veiksel-aikaista jäätiköitymisvaihetta vastaava jäätiköityminen Pohjois-Amerikassa ja siten käyttäytymiseltään joltain osin verrattavissa Veikselvaiheessa esiintyneisiin Euraasian mannerjäätiköihin. Laurentide-jäätiköitymistä ovat tutkineet jo varhain viime vuosituhannella mm. Zumberge (1960), Zoltai (1961, 1965, 1967) ja Wright (1962, 1971). Jäätikköjää vetäytyy sulaessaan suurin piirtein päinvastaiseen suuntaan kuin edetessään (Johansson ja Kujansuu, 2005). 1

Johanssonin ja Kujansuun (2005) mukaan tästä johtuen nuorimpia jään virtaussuuntia voidaan hyödyntää arvioitaessa jään vetäytymisreittiä. Viimeisen deglasiaatiovaiheen aikana mannerjäätikkö suli Nuoremman Dryaskauden aikaiselta Kuittijärven ja Pääjärven alueelta Vienan Karjalasta Koillismaalle ja siitä Perämeren alueelle 1 500 vuoden aikana 11 500-10 000 vuotta sitten (Johansson ja Kujansuu, 2005). Taipaleen ja Saarniston (1991) mukaan subakvaattiset muodostumat Koillismaalla syntyivät Itämeren altaan Ancylus-järvivaiheen aikana ja ne ovat paljastuneet maan kohoamisen seurauksena postglasiaalisten prosessien työstettäviksi. Ylimmät Ancylus-rantaviivan merkit näkyvät eteläisen Lapin ja Koillismaan alueella noin 200 m nykyisen merenpinnan yläpuolella (Taipale ja Saarnisto, 1991). 2. Jäätikköprosessit Jäätiköiden muodostuminen ja väheneminen ovat yksi merkittävimmistä ympäristöön ja luonnon ekosystemiin vaikuttavista tekijöistä maapallolla (Benn & Evans, 2010). Kryosfäärillä, jonka muodostavat jäätiköt, lumipeite, merijää ja jää vesistöissä, on välitön yhteys biosfääriin, litosfääriin ja atmosfääriin, jotka kaikki yhdessä vaikuttavat ratkaisevasti globaaliin ilmastoon ja sen myötä koko ihmiskunnan olemassaoloon ja hyvinvointiin. Benn & Evansin (2010) mukaan jäätiköillä on kiistämätön yhteys ilmaston muutokseen ja sen myötä paljon keskusteltuun mahdolliseen tulevaisuuden ekokatastrofiin. 2.1 Jäätikön synty-ympäristö ja dynamiikka Jäätikön massan kertyminen ja häviäminen tunnetaan käsitteenä massabalanssi. Massa lisääntyy sateen ja tuulen tuomasta lumesta, suoraan kosteasta ilmasta jääksi tiivistyen, sekä jäätikön yläpuolisista lumivyöryistä kertyen. Kertynyt massa kuljettuu jäätikön mukana sen liikkuessa kohti jäätikön reuna-asemaa, jolloin massaa häviää sulamalla, haihtumalla ja murtumalla jäävuoriksi. Jäätikkö kasvaa siellä, missä korkeussuhteet ja ilmasto sallivat massan kertymän ylittävän poistuman. Vastaavasti massaa häviää poistuman ylittäessä kertymän. Energiavaihto jäätikön, sen yläpuolisen ilman ja 2

alapuolisen maan välillä vaikuttavat jäätikön lämpötilaan. Näin ollen jäätikön kokonaisenergiavarasto voi ajan myötä muuttua, vaikka jäätikön massa säilyisi vakiona. Häviöalueen ja kertymäalueen erottaa linja, jossa häviö vastaa täsmälleen kertymää. Tasapainolinja tunnetaan nimellä ELA (Equilibrum line altitude). Linjan sijainti on riippuvainen paikallisesta ja alueellisesta topografiasta ja ilmastosta (Benn & Evans, 2010). 2.2 Jäätikön liike Jäätikkö virtaa kertymäalueelta poistuma-alueelle muovautumalla sisäisesti, muovaten alustaansa, tai liukuen ja ryömien alustallaan. Samalla lunta ja jäätä kuljettuu kertymäalueelta poistuma-alueelle. Jäätikkö voi myös liikkua yhtäkkisesti ns. surgeilmiön tuloksena, jonka laukaisee paikallinen järistys, tai esim. poikkeama jäätikön vedenpoistojärjestelmässä, joka saa sisäistä tasapainoa hakevan jäätikön nopeaan muutostilaan. Massa ja energia pienenenevät merkittävästi myös poistuvan sulamisveden muodossa. Sulamisvesi on tärkeä jäätikön liikkeen ylläpitämiseksi sen toimiessa väliaineena jäätikön ja alustan välissä. Jään sulamispiste laskee paineen kasvaessa 0,072 astetta/mpa, joten sulamis-jäätymisprosessia ohjaa jäätikön paikallinen painesulamispiste (Benn & Evans, 2010). Benn & Evansin (2010) mukaan esimerkiksi 2 km paksun jään alla paine on n.1,6 Mpa, mikä saa jään sulamaan jo -1,27 celsiusasteessa. Jäätikön liikenopeuteen vaikuttaa ennen muuta muiksi energiamuodoiksi vaihtuva potentiaalienergia, eli massan ja korkeusaseman lisäksi maan vetovoiman kiihtyvyys. Nopeutta lisää kitkaa pienentävä vesi jään alla ja mahdollinen alamäki. Liikenopeutta hidastavat puolestaan kitkan lisäksi ylämäet, sekä viereisten jäätikkökenttien dynamiikka aiheuttaen jäätikköön samalla lämpötilaa nostavaa lateraalista leikkausrasitusta. Jäätikön lämpötilan ollessa painesulamispisteessä vastustavien voimien aiheuttama ylijäämälämpö kuluu jään lämmittämisen sijaan sen sulattamiseen. Lämpötilaa nostaa myös alkuaineiden hajoamistuloksena syntyvä alustan geoterminen lämpö, jonka teho on 3

noin 0,04-0,09 W neliömetrille riippuen alustan kuoren vahvuudesta (Benn & Evans, 2010). Jään lämpötila vaihtelee jäätikön sisällä. Yleisesti on eroteltavissa kolme eri jäätikkötyyppiä; kylmäpohjainen, ja lämminpohjainen sekä polyterminen jäätikkö, jossa lämpötila vaihtelee pohjan lisäksi jäätikön eri osissa. Jäätikköjää jakaantuu aktiivisen jään kielekevirtoihin, jotka rajautuvat joko toisiin aktiivisiin kielekevirtoihin, tai liikkumattomiin passiivisen jään alueisiin. Kielekevirtojen syntyminen ja muoto johtuvat topografiasta, muodostumisalueiden sijainnista ja jään muodostumismäärien eroista, sekä viereisten kielekevirtojen dynamiikasta (Punkari 1977, 1979; Kuva 2). Jäätikkökielekkeet virtaavat useisiin suuntiin. Kuva 2 Veiksel-jäätiköitymisen virtauskielekkeet sulamisvaiheessa Suomessa. Piirros: Harri Kutvonen GTK. Kielekkeet virtaavat useisiin eri suuntiin. 4

2.3 Jäätikön sulamisvedet Jäätikön sulamisvesiä syntyy jäätikön pohjalla, pinnalla ja sisällä. Huomattava osa sulamisvesistä viipyy purkautumistunneleiden lisäksi jäätikön pinnalla olevassa lumessa, kunnes lisääntyvä vesikuorma ja painovoima voittavat pidätyskyvyn ja vesi valuu jään pinnalla ja sisällä kulkevia uomia ja tunneleita pitkin kohti jäätikön reunaa (Benn & Evans, 2010). Veden virtaus noudattaa hydraulisen potentiaalin gradienttia. Pintavirtauksen (vesiuoman) hydraulinen potentiaali on riippuvainen pelkästään veden massasta ja korkeusasemasta (Kaava 1). U = wgz + Pw (Kaava 1), missä U = hydraulinen potentiaali, w = veden tiheys, g = gravitaatiovakio, z = tarkasteltavan veden korkeusasema, Pw = veden paine. Veden virratessa jään sisällä tunnelissa, tilanne on monimutkaisempi, koska potentiaali riippuu veden massan lisäksi sekä korkeuden (z), että paineen (Pw) vaihtelusta. Tunnelissa virtausta vastustaa veden viskositeetista johtuva tunnelin seinämän aiheuttama kitka, mikä saa aikaan painehäviön. Jos jää on painesulamispisteessä, ylijäämälämpö kuluu tunnelin seinämän sulattamiseen, mikä synnyttää lisää vettä. Samalla kun tunnelin tilavuus kasvaa, veden paine tunnelissa alenee pienentäen tunnelin seinämän painevaikutusta. Tunnelin seinämän paine (Pi ) johtuu tunnelia ympäröivästä jäämassasta, ja sen liikkeestä jäätikön muovautumisen seurauksena. Jos ilmiön tuloksena veden lämpötila laskee alle painesulamispisteen, tunneli voi kuroutua ja jopa jäätyä hetkellisesti umpeen, kunnes lisääntyvä paine ja lämpötila saavat sen taas sulamaan ja aukeamaan. Tätä jään ryömimisestä ja muovautumisesta johtuvaa ilmiötä kutsutaan cut and closureilmiöksi (Benn & Evans,2010). Tunneli kuroutuu, kun tunnelin ympärillä olevan jään paine tunnelin seinämään (Pi) on suurempi kuin tunnelissa olevan veden paine (Pw). Jäätyminen puolestaan vapauttaa ympäristöönsä piilevää, ns. latenttia lämpöä, joka kuluu joko veden tai jään lämmittämiseen, tai sitten jään ollessa painesulamispisteessä, sen sulattamiseen. Tämän tuloksena tunneli avautuu, paine laskee, vesimäärä lisääntyy ja tunneli saavuttaa tasapainotilan (Pi = Pw), jolloin aiempaa suurempi vesimäärä kulkee 5

kanavassa kohti jäätikön reunaa (Benn & Evans,2010). Benn & Evansin (2010) mukaan kenttätutkimukset ovat osoittaneet, että tunneleita eristävä debrispinta nostaa veden lämpötilaa, mikä johtuu energian vaihdon rajoittumisesta tunnelin seinämän ja veden välillä. Sulamisesta, uudelleenjäätymisestä ja supistumis-laajenemisominaisuudesta johtuen jään sisäinen tunneliverkosto näin ollen muuttuu koko ajan ympäristön vaikutuksesta etsien tasapainoa ja mukautuen vallitseviin olosuhteisiin. Jäätikön sisällä tunnelit kasvavat yleensä pienempien tunnelien kustannuksella ja muodostavat puumaisen tunneliverkoston jään sisään. Lopulta veden purkautumiskohdassa on yksi suuri ulos johtava tunneli. 2.4 Glasiaalieroosio Jäätikkö kuluttaa alustaansa abraasion ja louhimisen tuloksena. Jäätikön erodoima aines kulkeutuu jäätikön alla subglasiaalisessa asemassa pohjakuormana, jäätikön sisällä englasiaalisessa asemassa sisäkuormana ja jäätikön päällä supraglasiaalisessa asemassa pintakuormana ennen kerrostumistaan (Kuva 3). Kuva 3. Kaavakuva jäätikköeroosiosta ja jäätikön kuljettamasta ja kerrostamasta aineksesta; jäätikkö kuluttaa alustaansa abraasion ja louhimisen tuloksena (= glasiaalieroosio). Abraasiota tapahtuu esteen etupuolella ja louhimista esteen suojapuolella. Piirros: Harri Kutvonen GTK. 6

Glasiaalieroosiossa abraasiotuotteena muodostuu jauhaantunutta kiviainesta ja louhimisen tuloksena kivifragmentteja. Jäätikön kiviainespitoisuus lämpimän jäätikön pohjaosissa voi olla jopa 55% jäätikön tilavuudesta (Benn & Evans, 2010). 3. Jäätikkösyntyiset muodostumat Jäätikön alla eri osissa jäätikön pohjaa muodostuu kallion topografiaa myötäilevää ja sitä tasaavaa tiivistä pohjamoreenia, jonka päälle laskeutunutta jäätikön eri osista sulanutta löysempää kiviainesta, ablaatiomoreenia, jota kutsutaan peitemoreeniksi (Mäkinen ym. (2007). Mäkisen ym. (2007) mukaan moreenimuodostumat ovat pääosin moreeniaineksesta koostuvia kumpuja ja selänteitä, jotka erottuvat maanpinnan korkokuvassa itsenäisinä kohomuotoina. Kohomuodot ovat joko jäätikön virtaussuuntaa myötäileviä tai sen vastaisia. Tyypillisimpiä niistä ovat kumpumoreenit, drumliinit ja erilaiset reunamoreenimuodostumat. 3.1 Drumliinit ja flutingit Drumliinit ja flutingit ovat koostumukseltaan pääasiassa pohjamoreenia ja muodostuvat aktiivisen lämminpohjaisen jäätikön alla sen virratessa. Muodostumien suuntaus myötäilee jään virtaussuuntaa (Johansson ja Kujansuu, 2005) (Kuva 4). Drumliinien muoto vaihtelee soikeista pisaranmuotoisiin. Drumliinien proksimaaliosassa on usein kallioydin, jonka distaalipuolen paineminimiin moreeniaines (debris) on kasautunut ja lajittunut proksimaalipuolta paremmin. Drumliinien koko vaihtelee paljon, leveyden ollessa normaalisti noin 10 100 m, ja pituus sadoista metreistä kilometriin. Drumliinien korkeus on tyypillisesti 5 100 m. 7

Flutingien syntytapa on samankaltainen kuin drumliinien, mutta niiden koko on pienempi ja ne esiintyvät usein drumliinikenttien sisällä (Johansson ja Kujansuu, 2005). Johanssonin ja Kujansuun (2005) mukaan drumliinit ja flutingit ovat kasautumismuotoja, mutta voivat olla paikoin myös eroosiomuotoja. Kuva 4. Kaavakuva, jossa on piirrettynä kolme drumliiniselännettä. Jäätikön liikesuunta on osoitettu mustalla nuolella. Kallioperä on kuvattu tumman harmaalla värillä ja pohjamoreenista koostuva maaperä vaaleanharmaalla värillä. Drumliinien proksimaaliosassa esiintyy yleensä kalliokynnäs, jonka suojapuolelle drumliiniaines kerrostuu, Piirros: Harri Kutvonen GTK. 3.2 Kumpumoreenit Kumpumoreenien kaksi päätyyppiä ovat; 1) varsinaiset kumpumoreenit (Kuva 5), jotka ovat syntyneet ylimmän rannan yläpuolisilla alueilla tai matalan veden oloissa jään sulaessa paikalleen sekä 2) jäätikön pohjalla syntyntyneet jään liikesuuntaan nähden poikittainen juomumoreenit (Mäkinen ym., 2007) (Kuva 6). 8

Kuva 5. kaaviokuvassa suuntautumattomia kuolleen jään moreenikumpuja, joiden välissä painanteet ovat soistuneet, Piirros: Harri Kutvonen GTK. Kuva 6. Kaaviokuva juomumoreeniselänteistä, jotka ovat kerrostuneet poikittain jään liikesuuntaan nähden, Piirros: Harri Kutvonen GTK. Edellä mainittujen kumpumoreenien lisäksi tunnetaan joukko muita morfologialtaan vaihtelevia kumpumaisia moreenimuodostumia, kuten esim. jäätiköitymisen eri vaiheissa muodostuneet rengasmaiset Puljumoreenit (Kuva 7) ja jäätikön reunan ja alustan kontaktissa muodostuneet De Geer -moreenit (Kuva 8). 9

Kuva 7. Puljumoreenileikkaus. löysät ja tiivit moreenikerrokset vaihtelevat. päällimmäisenä muodostumassa on usein turvekerros(www.gtk.fi). Kuva 8. De Geer moreeneja Perämeren rannalla(www.gtk.fi). 10

3.3 Suppa ja suppamaasto Jäätiköstä irtoaa jäälohkareita, jotka hautautuvat edustalla olevaan sedimenttiin, joko kokonaan tai osittain. Sulaessaan ne muodostavat suppakuopan. Jäätikön reunan ollessa riittävän etäällä sulamiskohdasta, uudet sulamisvedet sedimentteineen eivät ehdi täyttää sulamiskuoppaa. Kun osa jäätiköstä jää aineskasauman alle, jään sulaessa tilalle muodostuu epätasainen suppamaasto. Kumpumoreenikenttiin liittyy usein hajanainen kumpujen ja kuoppien täyttämä suppamaasto (Johansson ja Kujansuu 2005) (Kuva 9). Kuva 9. Kumpumoreenikenttiin usein liittyy hajanainen kumpujen ja kuoppien täyttämä suppamaasto. Jäätiköstä irtoaa lohkareita, jotka sulaessaan muodostavat suppakuopan, Piirros: Harri Kutvonen GTK. 3.4 Harjut Harjut muodostuvat jäätikön sisällä olevasta sedimenttiaineksesta, joka kulkeutuu tunneliverkostoissa jäätikön reuna-asemaa kohti. Tunnelin koosta ja virtauksen 11

voimakkuudesta riippuen raekoon mukaan lajittunut sedimentti kasautuu harjuksi joko tunnelin pohjalle sulavesieroosion kuluttamalle pinnalle tai esim. deltaksi vasta jäätikön reunalle (Johansson ja Kujansuu, 2005). Harjujen ydinosat koostuvat karkeimmasta aineksesta, joka laskeutuu alustalleen ensin ja sen päälle reunaosat hienommasta aineksesta virtausnopeuden ja raekoon mukaisessa järjestyksessä. Harjun kerrostumissedimentaatio kuvastaa vallitsevia kasautumisvaiheita (Kujansuu, 1995). Johanssonin ja Kujansuun (2005) mukaan subglasiaalisessa tunnelissa voi muodostua jatkuva pitkittäisharju, eli harjuselänne, tai harju voi katkeilla muodostumisprosessin aikana ja ohjautua alkuperäisen harjun vierelle tytärharjuksi. Toisinaan harjuselänteissä yksittäisiä selänteitä voi yhdistää samansuuntaiset uomamaiset eroosiomuodot (Johansson ja Kujansuu, 2005) (Kuva 10). Kuva 10. Jyrkkärinteinen teräväharjainen pitkittäisharjujakso, jossa yksittäiset harjuosat voivat yhdistyä ja leikkautua poikittaisuoman johdosta erilleen. Lähde: Johansson ja Kujansuu (2005). 12

3.5 Reunamuodostumat Reuna- ja päätemoreenit syntyvät jäätikön reunassa ja ovat sen suuntaisia (Johansson ja Kujansuu, 2005). Johanssonin ja Kujansuun (2005) mukaan reunamuodostumien korkeus vaihtelee muutamasta metristä yli 50 metriin ja pituusvaihtelu on lyhyistä pätkittäisistä muodostumista 100 km pitkiin yhtäjaksoisiin selänteisiin. Esim. Suomen Salpausselät ovat sekä reunamuodostumia, että päätemoreeneja (Taipale ja Saarnisto, 1991). Päätemoreenien koostumukseltaan vaihteleva aines voi olla peräisin monesta osasta jäätikköä. Johanssonin ja Kujansuun (2005) mukaan muodostuma voi koostua sekä tiiviistä pohjamoreenista, että glasifluviaalisesta aineksesta. Reunamuodostuma koostuu tasaisesta reunadeltasta tai sandurideltasta, jonka jäätikkökontaktissa ollut osa on epätasainen (Johansson ja Kujansuu, 2005) (kuva 11). Drumliinit, kumpumoreenit ja päätemoreenit syntyvät etenevän tai vetäytyvän jäätikön dynamiikan tuloksena jäätikön alustan ja etureunan kontaktissa. Varsinaisia kuolleen jään kumpumoreeneja muodostuu jäätikön sulaessa ja peräytyessä (kuva 11). Päätemoreeneihin liittyy lisäksi keskeneräisiä deltoja, jotka eivät ehtinet kasautua veden pinnan tasoon asti (Taipale ja Saarnisto, 1991). Kerrostumien rakenteeseen vaikuttaa aineksen koostumus ja määrä, sulavesien määrä ja kuljetusvoimakkuus. Taipaleen ja Saarniston (1991) mukaan reuna- ja päätemoreenien aines on yleensä lajittunutta soraa ja hiekkaa. 13

Kuva 11. Drumliinin, kumpumoreenien ja päätemoreenien muodostuminen jäätikön liikesuuntaan nähden. Jäätikön peräytyessä ja sulaessa syntyy varsinaisia kumpumoreeneja, Piirros: Harri Kutvonen GTK. 3.6 Puskumoreenit Puskumoreenit ovat eräs päätemoreeniryhmä. Ne muodostuvat pienistä vuotuisista jäätikön työnnöistä (Johansson ja Kujansuu, 2005). Kesällä jäätikön sulaessa reunaasema perääntyy ja talvella jäätikön lisääntyessä se etenee. Edestakainen liike muodostaa puskumoreenin, jonka proksimaalisivu on loiva ja suojasivu jyrkkä (Johansson ja Kujansuu, 2005). 14

4 Veiksel-vaiheen jäätiköitymishistoriaa eteläisessä Lapissa ja Koillismaalla Tutkielman tarkastelualue sijaitsee napapiirin eteläpuolella Koillismaalla ja eteläisessä Lapissa (Kuva 14). Alueella on runsaasti Veiksel-aikaisia maaperämuodostumia, kuten drumliini-, ja kumpumoreenikenttiä, sekä glasifluviaalisesta aineksesta koostuvia harjuja ja saumamuodostumia. Muodostumisajankohtia ja jäätikön virtaussuuntia määritettäessä on hyödynnetty morfologia- ja uurresuuntien lisäksi moreenistratigrafiaa, eli pohjamoreenikerroksia, joiden moreeni -stratotyypit ovat ominaisia kunkin jäätikkövirtauksen vaikutusalueilla. Stratigrafisten tutkimusten perusteella Koillismaan ja eteläisen Lapin maaperämuodostumien muodostumisajankohdilla on ajallinen yhteys Oulun jäätikköloobin vaikutusalueelle reunamoreenimuodostumiin niin Venäjän puolelle Kuittijärvelle ja Pääjärvelle, kuin Etelä-Suomeen Salpausselille, ja Pohjois-Karjalaan Jaamankankaalle asti. Kuva 14. Tutkielman tarkastelualue sijaitsee napapiirin eteläpuolella Koillismaalla ja Lapissa (Aario & Forsström,1979). 15

Eem interglasiaalivaiheen jälkeen Skandinavian mennerjäätikkö eteni Etelä- Lappiin ja Koillismaahan todennäköisesti jo varhais-veikselin Rederstall stadiaalin aikana noin 93-85 ka sitten (Lunkka ym., 2015). Alue jäätiköityi uudelleen Odderade interstadiaalin jälkeen luultavasti noin 74 ka sitten (Sarala, 2005). Keski-Veikselin aikana noin 50 ka - 35 ka Etelä-Lapissa ja Koillismaalla oli todennäköisesti jäättömiä vaiheita (Johansson ym., 2011). Tämän jälkeen Skandinavian mannerjäätikkö eteni alueen yli maksimiasemaansa Luoteis-Venäjällä, josta deglasiaatio alkoi noin 17-18 ka sitten. Skandinavian mannerjäätikkö alkoi vetäytyä, ja saavutti Suomen etelärannikon n. 13.000 vuotta sitten (Lunkka ym., 2004, Mangerud ym., 2004). Etelä-Suomen Salpausselät syntyivät Nuoremman Dryaskauden aikana 12 700 11 700 vuotta sitten. Jäätikön reuna Luoteis-Venäjällä sijaitsi Nuoremman Dryaskauden lopulla Kuittijärven ja Pääjärven reunamuodostumien alueella (Johansson&al (2011), Aario& Forsström (1979). Aarion & Forsströmin (1979) mukaan Koillismaan ja Etelä-Lapin alueen peitti aluksi yksittäinen lännestä virrannut jääkieleke, nk. Tuoppajärvi-kieleke (Kuva 15). kuva 15. (Glacial Stratigraphy of Koillismaa and North Kainuu (Aario&Forsström1979). Tuoppajärvi-vaiheen virtaus, jolloin pohjoiset ja läntiset jäämassat sulautuivat yhtenäiseksi lännestä itään suuntautuvaksi jäätikkövirraksi peittäen Etelä-Lapin itäosan ja Koillismaan. (Aario & Forsström, 1979). Tuoppajärvi-kieleke eriytyi luultavasti toisen Salpausselän muodostumisen aikoihin kolmeksi erilliseksi kielekkeeksi. Tämän tuloksena muodostuivat aktiiviset Kuusamon ja Oulun kielekkeet, sekä passiiviset Ranuan ja Pudasjärven jääkielekkeet (Kuva 16). 16

kuva 16. Oulu-, Kuusamo- ja Ranua-kielekkeiden jakauma tarkastelualueella Aario & Forsströmin (1979) mukaan. Maaperämuotojen esiintymisalueina on nähtävissä virtausten synnyttämät drumliinikentät, kumpumoreenijonot ja glasifluviaalisten elementtien muodostuma-alue saumavyöhykkeellä. Kielekkeiden erkaantumisalueella sijaitsee Pudasjärvi-Hossasaumakompleksi(interloobi), eli passiivisen jäätikön alue, joka muodostui Koillismaan etelä-/kaakkoisosaan niin ikään passiivisen Ranua-kielekkeen reuna-asemaan, sivuten aktiivista Oulu-kielekettä (Aario & Forrström, 1979). Oulu -kieleke rajautuu Venäjän puolella idässä Kuittijärjen reunamuodostumaan ja Kuusamo-kieleke vastaavasti Pääjärven reunakompleksiin. Aarion & Forrströmin (1979) mukaan kunkin jääkielekkeen vaikutusalueella on havaittavissa ominaiset moreenityypit ja -stratigrafiat, jotka kuvaavat muodostumisajankohtien olosuhteita ja aikajärjestystä (Kuva 17). Neljästä eri moreenityypistä kaksi vanhinta on havaittavissa vain rajatuilla alueilla. Niistä vanhempi edustaa läntistä virtausvaihetta. Sen sijaan kaksi nuorempaa virtausvaihetta ovat laajalle levinneitä. Niistä läntinen virtaussuunta on vanhempi ja luoteinen nuorempi. Näistä nuoremman virtausvaiheen seurauksena kerrostui mm. Kuusamon drumliinikenttä ja moreenikumpujonot (Aario & Forrström, 1979). Ranuan luode-kaakko-suuntainen drumliinikenttä on jäänne edellisen glasiaation jäljiltä ja se on oletettavasti säilynyt 17

kylmäpohjaisen jäätikön alla (Sarala, 2005). Aarion & Forrströmin (1979) mukaan vanhimmat moreenit on paikallistettu alueelle, joka muodostui ennen Perä-Pohjolan interstadiaalia. Tuoppajärvi-kielekkeen reuna-alueelle kerrostui harmaata hiekkamoreenia. Kielekkeen keskiosassa esiintyy toinen fasies, tummanharmaa plastinen moreeni. Koillismaan jäätikkövirtausten synnyttämät uurresuunnat korreloivat hyvin jään virtaussuuntien kanssa. Uurresuunnat ovat yhtäpitäviä maaperämuodoista tehtyjen lineaatiohavaintojen kanssa (Aario & Forrström, 1979). Jäätikön virtausdynamiikkaa tukevat myös eri moreeniyksiköiden jakauma ja järjestys, jotka heijastavat neljän pääkielekkeen virtausten alueellista jakaumaa ja peräkkäisiä vaiheita (Aario & Forrström, 1979) (kuva 17). Kuva 17. Kuvassa nähdään jääkielekkeiden muodostamien moreeniyksiköiden kerrosjärjestys ja korrelaatio. Alueen luoteisosa on Ranua-loobin, itä-/koillisosa Kuusamo-loobin ja kaakkois- /eteläosa Oulu-loobin vaikutusaluetta. Peitemoreeniyksiköiden (tummennettu alue) ja aktiivisen jään synnyttämien maaperämuotojen (valkoinen alue) jakauma ja järjestys heijastavat neljän päävirtauksen jakaumaa ja perättäisiä vaiheita. (Aario & Forsström, 1979) 18

5 Yhteenveto Tarkastelualue osoittautui erinomaiseksi valinnaksi Suomen glasigeenisten maaperämuotojen tarkasteluun ja kuvaamiseen. Alueella on runsaasti kaikkien Veikseljäätiköitymis- ja peräytymisvaiheiden tuloksena syntyneitä jäätikön kielekevirtauksien suuntaa noudattavia maaperämuodostumia, kuten alueen drumliinikentät ja kumpumoreenijonot. Lisäksi alueella on Pudasjärveltä Hossaan ulottuva jäätikkökielekkeiden saumavyöhykkeen interlobaalimuodostuma, jossa on runsaasti glasifluviaalisesta aineksesta koostuvia harju- ja kumpumuodostumia. Erityisen kiinnostavaa oli havaita tarkastelualueen jäätikkövirtausten ja maaperämuodostumien ajallinen ja dynaaminen yhteys Suomen muihin jäätikkövirtauksiin ja niiden synnyttämiin muodostumiin. Myös moreenistratigrafian on alueella todettu vastaavan jäätikkökielekkeiden virtaussuuntia, mikä osaltaan todistaa paitsi tarkastelualueen, myös koko Suomen Veiksel-aikaisten kielekevirtausten ajallista ja dynaamista yhteyttä toisiinsa. 19

Lähdeluettelo: Aario, R. (1990). Glacial heritage of northern Finland: An excursion guide. Nordia tiedonantoja 49 s. Aario, R. & Forsström, L. (1979). Glacial Stratigraphy of Koillismaa and North Kainuu. Fennia 157:2, 1-49. Aario, R.& Forsström, L., Lahermo, P. (1974). Glacial Landforms with special reference to drumlins and flutings in Koillismaa, Finland. Bull. 273 Aario, R. (1977): Associations of flutings, drumlins, hummocks and transverse ridges. GeoJournal 6 pp. 65-72 Benn&Evans (2010). Glaciers&Glaciation 802s Published 2013 by Routledge Johansson, P., Lunkka, J. P., Sarala, P. (2006). Late Pleistocene Glacigenic Deposits in the Scandinavian ice sheet: an excursion guide., P. Johansson, P., Lunkka, J. P., Saarnisto, M., Sallasmaa, O. (2004). Glaciation of Finland. Teoksessa: Ehlers, J. & Gibbard, P. L. (toim.): Quaternary Glaciations-Extend and Chronology. Elsevier. Johansson, P., Lunkka, J. P. ja Sarala, P. (2011). The Glaciation of Finland. Teoksessa:Ehlers, J., Gibbard, P. L. ja Hughes, P.D. (Toim.). Quartenary Glaciations-Extent and Chronology-A Clocer Look. Developments in Quartenary Sciences 15. Elsevier B.V., 105-116. Johansson, P.& Sarala, P.(ed.) (2006). Applied Quaternary research.in the central part of glaciated terrain. Johansson ja Kujansuu(2005). Pohjois-Suomen maaperä. GTK:n julkaisu. Kujansuu, R., Kurkinen, I.& Niemelä, J. (1995). Glacio. fluvial deposits in Finland. Teoksessa Ehlers, J., Kozarski, S. & Gibbard, P. (toim.): Glacial deposits in north-east Europe. A.A.Balkema Publishers. Kurimo, H. (1974): Virtaviivaiset muodot jään liikuntojen kuvastajana Posion-Kuusamon alueella. Terra 86, 52-61. Kurimo, H. (1978): Late-Glacial ice flows in northern Kainuu and Peräpohjola, North-East Finland. Fennia 156 11-43 Mangerud, J., Svendsen, J.I., Astakhov, V.I. (1999). Age and extend of the Barents and Kara ice sheets in northern Russia. Boreas 28, 46-80. Mangerud, J., Jakobsson, M., Alexandersson, H., Astakhov, V., Clarke, G.K.C., Henriksen, M. Hjort, C., Krinner, G., Lunkka, J-P., Murray, A., Nikolskaya, O., Saarnisto, M., Svendssen, J.I. (2004). Ice dammed lakes and rerouting of the drainage of the northern Eurasia during Last Glaciation. Quartanary Science Reviews 23, 1313-1332 Mäkinen, Palmu, Teeriaho, Rönty, Rauhaniemi, Jarva (2007). Teoksessa: Valtakunnallisesti arvokkaat moreenimuodostumat. Ympäristöministeriön julkaisu 14/2007. 20

Punkari, M. (1978): Suomen glasiflufiaalisten ja muiden glasigeenisten suurmuotojen tulkinta Landsat-sateliitikuvista. Unpublished Ph. cand. thesis, University of Helsinki. 71 pp. Punkari, M. (1979a): Glasiaalimorfologinen kartoitus Landsat-sateliittikuvista. Papers of engineering- Geol.soc. of Finland 12. 12 pp. Punkari, M. (1979b): Skandinavian jäätikön deglasiaatiovaiheen kielekevirrat Etelä-Suomessa. Geologi 31, 22-28. Punkari, M. (1980): The ice lobes of the Scandinavian ice sheet during deglaciation of Finland. Boreas 9 pp. 307-310. Sarala, P. (2005): Glacial morphology and dynamics with till geochemicals exploration in the ribbed moraine area of Peräpohjola, Finnish Lapland Sarala, P. (2007): Glacial morphology and ice lobation in southern Finnish Lapland. Taipale, K., Saarnisto, M. (1991) Tulivuorista jääkausiin 416s., WSOY, Porvoo Virkkala, K. 1960: On the striation glacier movements in the Tampere region, Southern- Finland. Bull. Comm. Geol. Finlande 188, 159-176. Wright, H. E., Jr. 1962: Role of Wadena Lobe in the Wisconsin Glaciation of Minnesota. Geol. soc. Am. Bull. 73, 73-100. Wright, H. E., Jr. 1962: Retreat of the Laurentide ice sheet from 14,000 to 9,000 years ago, Quaternary Res. 1, 316-330. Zoltai, S. C. 1961: Glacial history of part of northwestern Ontario. Proc. Geol. Assoc. Can. 13, 61 pp. Zoltai, S. C. 1965: Glacial Features of Quentico- Nipigon area, Ontario. Can. J. Earth Sci. 2, 247 pp. Zoltai, S. C. 1967: Glacial Features of the North-Central Lake Superior region, Ontario. Can. J. Earth Sci. 4, 515-528. Zumberge, j. H. 1960: Correlation of Wisconsin drifts in Illinois, Indiana, Michigan and Ohio. Bull. Geol. Soc. Am. 71, 1177-1188. 21