Litorinatransgressio Lounais-Suomessa Perniön Kirakanjärven stratigrafian perusteella

Litorinatransgressio Lounais-Suomessa Perniön Kirakanjärven stratigrafian perusteella J. Sakari Salonen 24.9.2006 Pro gradu-tutkielma # 236 Geologian laitos Helsingin yliopisto

HELSINGIN YLIOPISTO ) HELSINGFORS UNIVERSITET ) UNIVERSITY OF HELSINKI Tiedekunta/Osasto ) Fakultet/Sektion ) Faculty Matemaattis-luonnontieteellinen Tekijä ) Författare ) Author J. Sakari Salonen, LuK Työn nimi ) Arbetets titel ) Title Oppiaine ) Läroämne ) Subject Laitos ) Institution ) Department Työn laji ) Arbetets art ) Level Aika ) Datum ) Month and year Sivumäärä ) Sidoantal) Number of pages Tiivistelmä ) Referat ) Abstract Geologia Litorinatransgressio Lounais-Suomessa Perniön Kirakanjärven stratigrafian perusteella Geologia ja paleontologia Pro gradu-tutkielma Syyskuu 2006 63 + liitteet Kun Itämeren altaan meriyhteys avautui Ancylus-järvivaiheen lopussa, alkoivat Itämeren alueen rannansiirtymiseen vaikuttaa samanaikaisesti globaali eustasia ja alueellisesti vaihtelevat isostaattiset siirtymät. Kun glasioeustaattinen merenpinnan nousu jatkui Litorina-merivaiheen aikana, tapahtui meren transgressio alueilla, joilla isostaattisen maankohoamisen nopeus oli eustaattista nousua hitaampi. Suomen etelärannikolla Litorinatransgression korkeus oli pienempi läntisillä, nopeammin kohoavilla alueilla. Litorinatransgression läntistä laajuutta tutkittiin Perniön Kirakanjärven stratigrafian perusteella. Kirakanjärvi sijaitsee kolmannen Salpausselän alueella n. 120 km länteen Helsingistä, tutkimusongelman kannalta kriittisellä korkeudella aivan korkeimman Litorinarannan tuntumassa. Kirakanjärven lito- ja piilevästratigrafia viittaavat mahdolliseen pieneen Litorinatransgressioon. Fragilaria-suvun piilevien massaesiintymä Ancylusvaiheen lopussa viittaa siihen, että allas oli juuri kuroutumassa tässä vaiheessa. Heti tämän jälkeen murtoveden piilevät nousevat kuitenkin vallitseviksi, mikä kielii yhteydestä varhaiseen Litorinamereen. Kirakanjärven Litorinavaiheen päättää altaan stratigrafisesti selväpiirteinen, lopullinen kuroutuminen. Edellä kuvattu stratigrafinen sukkessio viittaa siihen, että Litorinavaiheen alussa meren pinta nousi Kirakanjärven kynnyksen tuntumasta hieman ylöspäin. Muiden alueen altaiden aikaisempien tutkimuksien perusteella Litorinatransgression maksimikorkeudeksi voidaan laskea n. 2 m. Ottaen huomioon aikaisemmat tutkimukset, joiden mukaan Litorinatransgression korkeus oli Helsingissä n. 3 m ja ensimmäisen ja toisen Salpausselkien välillä 1 2 m, viittaa pieni 1 2 m transgressio kolmannella Salpausselällä siihen, ettei maankohoamisen muodossa ole tapahtunut merkittäviä muutoksia Litorinavaiheen alun jälkeen. Litorinatransgression alku on karkeasti samanikäinen kuin Holoseenin ilmaston suurin poikkeama, lyhyt kylmä kausi n. 8200 cal. a BP. Kirakanjärven stratigrafian perusteella yritettiin tutkia tämän ns. 8200-tapahtuman luonnetta Lounais-Suomessa sekä sen ajoitusta suhteessa Litorinatransgression alkuun. 8200-tapahtumaa ei kuitenkaan voitu havaita stratigrafiassa. Tämä johtuu todennäköisesti liian alhaisesta sedimentaationopeudesta. Litorinatransgression yhteys tiettyihin deglasiaatioon liittyneisiin tapahtumiin tarvitsee lisätutkimuksia. 8200-tapahtuman ja Litorinatransgression synkronisaatiota voi selvittää tutkimalla stratigrafisesti altaita, jotka palasivat meren yhteyteen aivan transgression alussa. Jos eustaattisessa signaalissa on tapahtunut suuria muutoksia, on se teoriassa havaittavissa rannansiirtymisen samanaikaisuutena eri nopeuksilla kohoavilla alueilla. Avainsanat ) Nyckelord ) Keywords Litorinameri, rannansiirtyminen, isostasia, eustasia, 8200-tapahtuma, Lounais-Suomi Säilytyspaikka ) Förvaringsställe ) Where deposited Geologian laitos & Kumpulan tiedekirjasto Muita tietoja ) Övriga uppgifter ) Additional information

HELSINGIN YLIOPISTO ) HELSINGFORS UNIVERSITET ) UNIVERSITY OF HELSINKI Tiedekunta/Osasto ) Fakultet/Sektion ) Faculty Science Tekijä ) Författare ) Author J. Sakari Salonen, B.Sc. Työn nimi ) Arbetets titel ) Title Oppiaine ) Läroämne ) Subject Laitos ) Institution ) Department Työn laji ) Arbetets art ) Level Aika ) Datum ) Month and year Sivumäärä ) Sidoantal) Number of pages Tiivistelmä ) Referat ) Abstract Geology The Litorina Transgression in SW Finland Based on the Stratigraphy of Lake Kirakanjärvi, Perniö Geology & Palaeontology Master s thesis September 2006 63 + appendices With the establishment of the marine connection at the end of the Ancylus Lake stage, the shoreline displacement of the Baltic Sea became a function of global eustasy and locally variable isostasy. As glacial eustatic rise in sea level continued during the Litorina Sea stage, the sea transgressed in the regions where the rate of postglacial land uplift was slower than the eustatic rise. Along the coast of Southern Finland, the resulting transgression was smaller towards the westerly, more rapidly uplifting areas. The stratigraphy of Lake Kirakanjärvi, located some 120 km west of Helsinki in the third Salpausselkä region, at the critical altitude near the highest Litorina shoreline, was studied in order to examine the western limit of the Litorina transgression. The lithostratigraphy and diatom biostratigraphy of Lake Kirakanjärvi possibly indicate a slight Litorina transgression. A mass occurrence of diatoms of the genus Fragilaria at the end of the Ancylus stage implies that the basin was becoming isolated at that time. Immediately thereafter brackish-water diatoms become dominant, clearly indicating a connection to the early Litorina Sea. The Litorina stage at Lake Kirakanjärvi comes to a close with the final, stratigraphically prominent isolation of the basin. This stratigraphical succession implies that the level of the Litorina Sea rose somewhat from around the threshold level of Lake Kirakanjärvi. Based on published stratigraphical studies on other basins in the same area, the maximum possible magnitude of the transgression is delimited to ca. 2 m. In view of earlier results indicating a transgression of ca. 3 m in Helsinki, and 1 2 m between the first and second Salpausselkäs, a small transgression of 1 2 m in the third Salpausselkä region would imply that no significant changes have occurred in the pattern of land uplift along the southern coast of Finland since early Litorina times. The beginning of the Litorina transgression roughly coincides with the largest excursion of Holocene climate, the cold event of ca. 8,200 cal a BP. The pollen biostratigraphy of Lake Kirakanjärvi was studied to examine the nature of the 8,200 event in SW Finland, as well as the timing of the event in relation to the onset of the Litorina transgression. The 8,200 event was not discernible in the stratigraphy, however, probably due to insufficient sedimentation rate at the time. The connection between the Litorina transgression and specific deglacial events needs further study. The synchronization of the 8,200 event and the Litorina transgression could be studied stratigraphically in basins that became connected to the Litorina Sea at the earliest stages of the transgression. Any rapid changes in the eustatic signal can in theory be detected as simultaneity of shoreline displacement in regions with differing rates of land uplift. Avainsanat ) Nyckelord ) Keywords Litorina Sea, sea level change, isostasy, eustasy, 8200 event, Finland Säilytyspaikka ) Förvaringsställe ) Where deposited Department of Geology & Kumpula Science Library Muita tietoja ) Övriga uppgifter ) Additional information

SISÄLLYS 1. Johdanto 4 2. Geologinen tausta 5 2.1. Eustasia ja isostasia 5 2.2. Glasioeustasia Holoseenissa 8 2.3. Fennoskandian maankohoaminen 10 2.4. Tutkimusmenetelmiä 12 2.5. Itämeren kehitysvaiheet ja niiden stratigrafia 15 2.6. Litorinatransgression yleiskuva 19 2.7. Litorinatransgressio Suomen etelärannikolla 22 3. Kohteen kuvaus 25 4. Tutkimusmenetelmät 28 4.1. Kenttätyöt 28 4.2. Litostratigrafinen analyysi 29 4.3. Piileväanalyysi 29 4.4. Siitepölyanalyysi 31 4.5. Pääkomponenttianalyysi 32 5. Tulokset 33 5.1. Litostratigrafia 33 5.2. Piilevästratigrafia 35 5.3. Siitepölystratigrafia 38 5.4. Pääkomponenttianalyysi 40 6. Keskustelu 42 6.1. Litorinatransgressio Lounais-Suomessa 42 6.2. Litorinatransgressio ja 8200-tapahtuma 50 7. Johtopäätökset 56 Kiitokset 57 Kirjallisuus 59 Liite A: Piileväanalyysin tulokset Liite B: Siitepölyanalyysin tulokset

4 1. JOHDANTO Keski-Holoseenissa Itämeren kehityksen Litorinavaiheen aikana tapahtui laajoilla alueilla Itämeren piirissä merenpinnan tason väliaikainen nousu, ns. Litorinatransgressio. Litorinatransgression ikä ja korkeus vaihtelee alueittain sen mukaan, kuinka nopeaa maankohoaminen oli Litorinavaiheen aikana. Suomen etelärannikon itäisimmissä osissa merkit transgressiosta ovat selvät aina Porvoon alueelle asti (Eronen 1974, Miettinen 2002). Nykyään nopeammin kohoavalla Helsingin seudulla osa tutkijoista katsoo transgression yhä esiintyvän 2 3 m korkeana (Alhonen et al. 1978, Korhola 1995, Seppä et al. 2000). Hyvärinen (1979, 1980, 1982) katsoo merenpinnan pysyneen Helsingin seudulla paikallaan tai nousseen enintään 1 m. Ristaniemi ja Glückert (1988) tulkitsevat kuitenkin 1 2 m transgression tapahtuneen 80 km Helsingistä länteen ensimmäisen ja toisen Salpausselän välisellä alueella, jossa nykyinen maankohoaminen on vielä nopeampaa. Eronen et al. (2001) tulkitsivat Litorinatransgression näkyvän vielä kolmannen Salpausselän alueella, Perniössä n. 120 km Helsingistä länteen sijaitsevan Kirakanjärven stratigrafiassa. Näitä tuloksia voidaan pitää alustavina, sillä Erosen et al. (2001) kaikkiaan 15 järvi- ja suoallasta käsittäneessä tutkimuksessa stratigrafinen analyysi rajoittui lähinnä kuroutumiskontaktin tunnistamiseen. Tilanteen selvittämiseksi tässä työssä tutkittiin Itämeren vaiheita Perniön alueella Kirakanjärven litostratigrafian ja suurella tarkkuudella tehdyn piileväanalyysin avulla. Tavoitteena oli tutkia Litorinatransgression korkeutta kolmannen Salpausselän vyöhykkeessä ja sen valossa arvioida maankohoamisen muutoksia Etelä-Suomessa Keski-Holoseenista nykypäivään. Työn toisena tavoitteena oli Litorinatransgression kanssa karkeasti samanikäisen ilmastoanomalian, kylmän ns. 8200-tapahtuman tutkiminen. 8200-tapahtuman tunnistamiseksi ja siihen liittyvien kasvillisuuden muutosten selvittämiseksi Kirakanjärven sedimentille suoritettiin siitepölyanalyysi. Erityisenä mielenkiinnon kohteena on Litorinatransgression ajallinen ja kausaalinen yhteys 8200-tapahtumaan. Tämä työ jakautuu kahteen osaan. Kirjallisuuteen perustuvassa laajassa johdannossa (kohta 2) kuvataan rannansiirtymisiä aiheuttavat eustaattiset ja isostaattiset mekanismit

5 sekä Itämeren rannansiirtymistutkimuksen menetelmiä. Lisäksi käsitellään Litorinatransgressiota yleisesti ja erityisesti tutkimusalueella Suomen etelärannikkolla. Työn loppuosassa kuvataan Kirakanjärven stratigrafia (kohdat 3 5) ja arvioidaan Litorinatransgressiota ja 8200-tapahtumaa tämän tutkimuksen sekä muiden tutkijoiden työn valossa (kohdat 6 7). Radiohiili-ikien kalibrointi kalenterivuosiksi on nykyään mahdollista tämän tekstin käsittelemän ajanjakson osalta. Holoseenin rannansiirtymisiin liittyvissä uudemmissakin julkaisuissa käytetään kuitenkin yhä paljon kalibroimattomia ikiä. Tässä työssä radiohiili-iät esitetään pääsääntöisesti kalibroituina (merkitty a BP). Kalibroimattomia ikiä ( 14 C a BP) käytetään lainatessa kalibroimattomien radiohiili-iänmäärityksien tuloksia sekä joidenkin lainattujen kuvaajien mitta-asteikoissa. 2. GEOLOGINEN TAUSTA 2.1. Eustasia ja isostasia Isostasialla tarkoitetaan geofysikaalista teoriaa, jonka mukaan Maan jäykän litosfäärin osat kelluvat plastisen astenosfäärin päällä tiheytensä määräämällä syvyydellä. Eustasialla viitataan merenpinnan korkeudessa tapahtuviin muutoksiin. Maan kuoren alueiden pystysuorat, isostaattiset liikunnot ja tätä kuorta osin peittävän vesipatjan paksuuden eustaattiset muutokset siirtävät yhdessä maan ja meren pintojen kohtaamislinjoja eli aiheuttavat rannansiirtymisiä. Viimeisen jääkauden päättyessä tapahtui mannerjäätiköiden sulaessa suuri merenpinnan glasioeustaattinen nousu. Merenpinnan on arvioitu nousseen jääkauden maksimin jälkeen n. 120 130 m (Shackleton 1987, Fairbanks 1989). Jonkin osan eustaattisesta noususta selittänevät ilmastonmuutoksen vaikutukset manneralueiden hydrologiseen tasapainoon pohjaveden nykyinenkin kokonaismäärä tunnetaan huonosti. Meriveden tiheyden pieneneminen sen lämmetessä ja makeutuessa johtaa merenpinnan nousuun (steerinen eustasia) (Pirazzoli 1996). Tämä mekanismi on ollut erityisen mielenkiinnon kohteena nykyisen ilmastonmuutoksen yhteydessä, joskin on ilmeistä että se on

6 osatekijänä myös jääkautisissa merenpinnan muutoksissa. Pitkällä aikaskaalalla mannerlaattojen liikuntojen ja sedimentaation aiheuttamat muutokset valtamerialtaiden tilavuudessa vaikuttavat myös merenpinnan korkeuteen (Pirazzoli 1991). Mannerlaattaa peittävän vesi- ja jäämassan paksuuden muutos jääkausisyklin aikana aiheuttaa litosfäärin nousun tai laskun uuteen tasapainotilaan. Jäätikön massan alla tapahtununeen glasioisostaattinen vajoaman deglasiaatiota seuraava palautuminen on ensisijainen rannansiirtymisen aiheuttaja viime jääkaudella jäätiköityneillä alueilla. Mannerjäätikköjen sulamisen aiheuttaman merenpinnan nousun uskotaan laajalti aiheuttaneen muutaman metrin hydroisostaattista vajoamista mannerjalustoilla. Laattatektonisessa aikaskaalassa merkittäviä termoisostaattisia muutoksia aiheuttaa litosfäärilaattojen osien tiheyden muuttuminen niiden kulkeutuessa erilaisille laattareunojen ja kuumien pisteiden määräämille termisille alueille. Lisäksi sedimentaatio ja vulkaanisten tuotteiden kerrostuminen aiheuttavat maankuoren vajoamista (sedimentoja vulkanoisostasia) (Clark et al. 1978, Fairbridge 1983, Pirazzoli 1996). Rannansiirtymisiä aiheuttavat edellä lueteltujen eustaattisten ja isostaattisten mekanismien lisäksi myös muutokset merenpinnan muodossa. Maapallon valtameren pinta seuraa maan painovoimakentän yhtäsuuruuspintaa l. geoidia. Geoidin korkeudessa esiintyy kivikehän rakenteen epäsäännöllisyyksien vuoksi n. 200 m suuruisia eroja maapallon eri osissa. Kaikki massan liikunnot maapallolla muuttavat geoidin muotoa aiheuttaen geoidaalieustaattisia * merenpinnan muutoksia. Tällaisia geoidia muuttavia prosesseja ovat mm. mannerjäätiköiden koon muuttuminen ja meriveden määrän vaihtelu, em. tapahtumia seuraavat maankuoren isostaattiset nousut ja laskut, sekä sedimentaatio. Geoidin muutokset ovat luonteeltaan alueellisia tai paikallisia. Tämän * Käsitteelle eustasia löytyy kirjallisuudesta useita, toisistaan eroavia määritelmiä. Fairbridge (1983) pitää kiinni eustaattisen muutoksen klassisesta määritelmästä globaalisti yhtäläisesti esiintyvänä merenpinnan muutoksena (so. yksinomaan meriveden tai valtamerialtaiden tilavuuden muutoksista johtuvana), erottaen alueelliset muutokset merenpinnan muodossa omaan geoidaalisten muutosten kategoriaansa. Uudemmassa määritelmässä (Fjeldskaar 1989) kaikki merenpinnan korkeuden muutokset riippumatta niiden esiintymisalueen laajuudesta katsotaan eustaattisiksi. Pirazzoli (1996) viittaa eustasialla kaikkiin meriveden kokonaistilavuutta muuttaviin tapahtumiin, korostaen ettei niihin pidä liittyä maailmanlaajuisesti samanaikaista ja suuruista merenpinnan muutosta. Tämän kirjoittaja noudattaa Pirazzolin käytäntöä.

7 merkittävä seuraus on se, ettei eustaattinen muutos meriveden tilavuudessa aiheuta yhtäläistä rannansiirtymistä Maapallon eri osissa. Merenpinnan korkeuden muutoksia seuraavat alueellisesti vaihtelevat isostaattiset reaktiot ja muutokset geoidissa (Fjeldskaar 1989, Pirazzoli 1991, 1996). Merenpinnan muodossa tapahtuu myös alueellisia, dynaamisia muutoksia, joiden vuoksi merenpinta ei ikinä ole asettuneena täysin geoiditasoon. Ilmanpaineen muutokset sekä tuulet ja merivirrat aiheuttavat metreissä mitattavia muutoksia merenpinnan korkeudessa (Pirazzoli 1996). Pitkässä, miljoonien satojen miljoonien vuosien aikaskaalassa ovat keskeisimpiä rannansiirtymisien aiheuttajia laattatektoniikkaan liittyvät eustaattiset ja isostaattiset muutokset. Kvartäärikauden kohdalla ensisijaiseksi tekijäksi nousevat ilmastosykleihin liittyvät glasioeustaattiset muutokset. Alueellisesti tärkeitä ovat myös glasioisostaattiset muutokset (Fairbridge 1983). Glasioisostasian vaikutus rannansiirtymiseen voi olla dominoiva jäätiköityneillä alueilla, ja pienentyy selvästi niiden ulkopuolella, mutta ulottuu kuitenkin vähäisenä tuhansien kilometrien päähän. Viimeisen jääkauden jälkeisen rannansiirtymisen globaalin luonteen voikin pääpiirteiltään selittää seuraavien kolmen tekijän summana, vaikka merenpinnan suhteelliseen korkeuteen kiistatta vaikuttavia tekijöitä on monia muitakin (Clark et al. 1978, Pirazzoli 1991, Fleming et al. 1998). 1. Merenpinnan glasioeustaattinen nousu rannansiirtymisen pääasiallinen aiheuttaja etäällä jäätiköityneistä alueista. 2. Glasioisostaattinen nousu jäätiköityneillä alueilla ja niiden välittömässä läheisyydessä. 3. Maankuoreen mannerjäätiköiden edustalla muodustuneen kohouman (forebulge) vajoaminen. Itämerenkin alueella kaikki kolme tekijää ovat vaikuttaneet voimakkaina jääkauden jälkeisenä aikana. Itämeren alueen rannansiirtymiset ovat kuitenkin olleet tätäkin mutkikkaampia erityisesti sen takia, että Itämeren valtameriyhteys on toisanaan katkennut.

8 2.2. Glasioeustasia Holoseenissa Kaikkien Varhais-Holoseenin aikana (merenrannoilla) tapahtuneiden rannansiirtymisien taustalla vaikuttaa mannerjäätiköiden sulamisesta seurannut merenpinnan globaali nousu. Fennoskandian alueen rannansiirtymisessä glasioeustaattiseen signaaliin yhdistyy alueellisesti vaihtelevan suuruinen, mutta aina merkittävä glasioisostaattinen signaali (ks. kohta 2.3). Käytännössä on hyvin vaikea tarkkaan erotella eri isostaattisten ja eustaattisten tekijöiden vaikutuksia rannansiirtymiskäyrään. Tässä tekstissä käsiteltävän Itämeren kehityshistorian taustaksi esitetään alla joitakin glasioeustaattisesta merenpinnan noususta esitettyjä malleja keskittyen aiheen kannalta oleelliseen Holoseenikauteen. Glasioeustaattista signaalia on pyritty selvittämään tutkimalla rantatasoja erityisesti sellaisilla trooppisilla saarilla, jotka kohoavat merellisestä maankuoresta. Näin siksi, että ko. kohteen valinnalla laaditusta rannansiirtymiskäyrästä teoriassa eliminoituvat liian läheisen jäätiköitymisen glasioisostaattinen vaikutus sekä mannerjalustoilla mahdollinen hydroisostaattinen taipuminen. Holoseenin aikaista glasioeustaattista merenpinnan nousua voidaan kuvata eksponentiaalisesti pieneneväksi. Mitään selviä poikkeamia tästä yleisestä kehityksestä ei voida havaita. Koko deglasiaation aikaisessa merenpinnan nousussa ainoa havaittava poikkeus yleisestä trendistä vähitellen nopeutuva merenpinnan nousu joka nopeimman nousun kauden jälkeen alkaa hidastua huveten lähes huomaamattomaksi Keski- Holoseeniin mennessä on Fairbanksin (1989) Barbadoksella havaitsema, nuoremman Dryaksen aikainen eustaattisen nousun hidastuminen. Noin 7 ka BP deglasiaatio oli jo merkittäviltä osiltaan päättynyt, joskin Etelämantereen jäämassan pienentymisen katsotaan saattaneen nostaa merenpintaa vielä 2 m 5,5 ka BP mennessä (Fairbanks 1989, Pirazzoli 1996). Pirazzoli (1996) esittää varauksia liittyen Fairbanksin (1989) käyrän eustaattisen luonteeseen, ja huomauttaa ettei Länsi-Intiankaan voida katsoa olevan immuuni deglasiaation isostaattisille seurauksille. Eräät tutkijat ovat pyrkineet poistamaan rannansiirtymiskäyrästä isostaattisen komponentin. Numeerisilla maapallon kivikehää

9 kuvaavilla malleilla (mm. Clark et al., 1978) voidaan laatia ennusteet deglasiaatiota planeetan eri osissa seuraaville isostaattisille mukautumisille. Fleming et al. (1998) korjasivat useita aikaisemmin julkaistuja rannansiirtymiskäyriä mallintamansa isostaattisen komponentin osalta. Heidän laatimansa eustaattinen käyrä on Holoseenia edustavalta loppupuoliskoltaan esitetty kuvassa 1. Fleming et al. (1998) katsovat merenpinnan nousseen tasaisesti 10 m ka -1 välillä jääkauden maksimin ajoilta 8 ka BP asti, minkä jälkeen taso on ollut lähinnä muuttumaton. He pitävät kuitenkin mahdollisena nousun jatkumista 3 5 m välillä 8 ka BP nykypäivä. Samantyyppisen aikaisempien rannansiirtymiskäyrien (yhtä lukuunottamatta kuitenkin eri kohteista kuin Kuva 1. Eustaattinen merenpinnan korkeuskäyrä Holoseenille. Kukin piste edustaa rantatasohavaintoa korjattuna tektonisen komponentin sekä numeerisen litosfäärimallin ennustaman paikallisen isostaattisen mukautumisen osalta. Yhtenäinen viiva kuvaa litosfäärimallissa oletetun deglasiaatiokehityksen tuottamaa eustaattista nousua. Pisteviiva kuvaa rantatasohavaintoja parhaiten vastaavaa eustaattista nousua (Fleming et al. 1998, mukailtu).

10 Flemingin et al. (1998) käyttämät) tarkastelun pohjalta Milne et al. (2005) katsovat eustaattisen muutoksen olleen 8 ka BP jälkeen vain n. ±1 m. On todettava, että keskiholoseenisia kohonneita rantatasoja esiintyy noin parin metrin korkeudella erittäin laajalti (Fairbridge 1983, Pirazzoli 1991). Näitä saattaa selittää mannerjalustojen hydroisostaattinen taipuminen (Pirazzoli 1996). 2.3. Fennoskandian maankohoaminen Fennoskandian nykyisestä maankohoamisesta on nykyään laaja aineisto instrumentaalisia havaintoja. Merenpinnan korkeutta mitataan säännöllisesti useilla kymmenillä mittausasemilla Itämeren rantavaltioissa. Useita asemia on lisäksi Norjan rannikon eri osissa. Käsitys Ruotsin ja Norjan maankohoamisesta perustuu pitkälti merenpinnan korkeusmittauksiin. Suomessa, Tanskassa, Virossa, Latviassa ja Venäjällä merkittävässä osassa ovat näissä maissa 1800-luvun lopulla ja uudestaan 1900-luvun puolivälissä suoritetut geofysikaaliset tarkkavaaitukset. Peräkkäisisten vaaituksien paljastamien painovoimakentän muutosten perusteella voidaan laskea vaaitusten välillä tapahtuneen maankohoamisen määrä. Sisämaassa tietoa maankohoamisesta saadaan myös mittaamalla vedenkorkeuden muutoksia suurten järvien eri osissa. Maankohoamiseen liittyvä maankuoren kallistuminen aiheuttaa erisuuruisia vedenkorkeuden muutoksia saman järven eri osissa. Mittausten perusteella voidaan laskea maan kohoamisnopeuden gradientti. Jos jostain lähialueelta on jollain aiemmin mainituista menetelmistä mitattu maankohoamisen absoluuttinen nopeus, voidaan johtaa maankohoamisen nopeus eri alueilla järven piirissä (Ekman 1996). Fennoskandian nykyinen maankohoaminen on esitetty kuvassa 2. Yhtenäiset viivat kuvaavat em. menetelmillä mitattua maankohoamista. Katkoviivoilla kuvattu maankohoaminen on interpoloitu mittausten puuttuessa. On huomattava, että kartan isobaasit kuvaavat suhteellista maankohoamista merenpintaan nähden. Kuitenkin samalla kun Fennoskandian maankuori kohoaa glasioisostaattisesti, nousee myös merenpinta. Maankohoamiseen välittömästi liittyy geoidin kohoaminen Fennoskandian alueella tämän suuruudeksi on arvioitu 0,6 mm a -1 maankohoamisen keskusalueella

11 Kuva 2. Fennoskandian nykyinen maankohoaminen (mm a -1 ) (Ekman 1996, mukailtu). laitoja kohti pienentyen. Lisäksi Fennoskandiassakin näkyy merenpinnan maailmanlaajuinen nousu, jonka suuruudeksi on arvioitu 1,2 mm a -1. Em. luvut on lisättävä kartan lukemiin absoluuttisen maankohoamisen suuruuden saamiseksi (Ekman 1996). Jos verrataan nykyisen maankohoamisen nopeutta Itämeren varhaisvaiheiden Varhais- Holoseenin aikaisten rantatasojen korkeuksiin (ks. kohta 2.5.), on ilmeistä, että maankohoamisen on täytynyt hidastua huomattavasti. Ancylus-järvivaiheen aikana n. 10 ka BP, Fennoskandian deglasiaation yhä jatkuessa, maankohoamisen nopeuden on

12 arvioitu olleen n. kymmenkertainen nykyiseen nähden. Noin 9 ka BP maankohoamisen katsotaan hidastuneen selvästi, minkä jälkeen hidastuminen on jatkunut vähittäisenä nykypäivään asti. Korkein Fennoskandiasta tunnettu holoseeninen rantataso sijaitsee Ruotsissa, Pohjanlahden länsirannikolla 286 m korkeudessa. Suurin osa oletettavasti paljon suuremmasta (jäätiköitymisen keskusalueella kenties vajaan kilometrin suuruisesta) deglasiaatioon liittyneestä maankohoamisesta on kuitenkin tapahtunut jo hupenevan mannerjäätikön alla geologisia jälkiä jättämättä (Eronen ja Ristaniemi 1992, Eronen 2005). Itämeren muinaisvaiheita tutkittaessa on huomattava, että maankohoamisen yleisen hidastumisen lisäksi lienee tapahtunut muutoksia sen suhteellisessa nopeudessa eri alueiden välillä (Donner 1995) Toisin sanoen nykyisen maankohoamisen isobaaseista ei ole syytä vetää johtopäätöksiä jonkun menneen vähiten deglasiaation aikaisen maankohoamisen muodosta. Paikalliset erot deglasiaation etenemisessä tai jäätikön mahdolliset alueelliset uudelleenetenemiset ovat voineet muuttaa maankohoamisen muotoa. Eronen ja Ristaniemi (1992) huomauttavat maankohoamisen nykyisessä muodossa Etelä-Suomessa heijastuvan selvästi nuoremman Dryas-kauden aikainen jään reunan asema Salpausselillä. Ekman (1996) tuo esille eron Litorinameren korkeimpien rantatasojen (ks. alla) ja nykyisen maankohoamisen keskusalueen sijainnissa (kuva 2). Maankohoamisen keskusalue näyttää vaeltaneen n. 300 km pohjoiskoilliseen vielä viimeisen 8000 vuoden aikana, deglasiaation jo tuhansia vuosia sitten päätyttyä. 2.4. Tutkimusmenetelmiä Seuraavat kolme menetelmää ovat olleet keskeisiä Itämeren muinaisvaiheiden korkeuksia ja laajuuksia selvitettäessä. 1. Erityisesti tutkimuksen alkuaikoina Itämeren muinaisten tasojen määritys perustui usein niiden morfologiseen tunnistamiseen maastossa. Erityisen tärkeässä roolissa ovat olleet Salpausselkien deltatasot. Lisäksi esimerkiksi harjujen rinteisiin on usein erodoitunut kynnysmäisiä rantatasoja lajittuneet maa-ainekset yleisesti ovat erityisen alttiita rantavoimien kulutukselle.

13 Moreenimaastossa rantatasoja voivat edustaa lohkarekentät ja korkeimman rannan kohdalla myös huuhtoutumisraja. Perusongelmana näiden morfologisten rannanmerkkien kohdalla on ajoittamisen vaikeus, mistä johtuen eri alueilla tunnistettuja rantatasoja on ollut vaikea korreloida keskenään. Tutkimuksen pääpaino onkin siirtynyt muiden menetelmien suuntaan (ks. alla) (Eronen 1983, 1990, 2005). 2. Suomessa tehtyjä arkeologisia löydöksiä on käytetty Itämeren vanhojen tasojen määrittämiseen. Suomen kivikautisista kulttuureista pääosan talouden tiedetään riippuneen merkittäviltä osin kalastuksesta. Tästä johtuen muinaisia asuinpaikkoja voidaan käyttää rantatasojen määrittämiseen, esineistön alimman esiintymiskorkeuden edustaessa Itämeren pinnan tasoa. Asuinpaikan iänmääritys voidaan tehdä joko radiometrisesti tai esineistön morfologian perusteella (Siiriäinen 1982, Eronen 1983). 3. Tarkinta tietoa rannansiirtymisestä jollain alueella saadaan tutkimalla eri korkeuksilla sijaitsevien suo- ja järvialtaiden stratigrafioita. Sedimentin laadussa ja piilevästössä tapahtuu järven kuroutuessa Itämerestä selviä muutoksia, joiden perusteella kuroutumiskontaktin sijainti sedimenttikairassa voidaan selvittää muutaman sentin tarkkuudella (kuva 3). Itämeren piilevästö korvautuu järvimuodoilla, Fragilaria-suvun lajien massaesiintymän usein merkitessä kuroutumiskontaktin sijaintia. Samalla sedimentin hehkutushäviö tavallisesti kasvaa voimakkaasti minerogeenisen aineksen kerrostumisen vähentyessä (Risberg 1989, Eronen et al. 2001). Kuroutumiskontaktin ikä voidaan määrittää altaan siitepölystratigrafian perusteella, ja viime vuosikymmeninä erityisesti radiohiilimenetelmällä. Kun näin selvitetään kuroutumiskontaktin ikä useasta eri korkeudella sijaitsevasta altaasta, saadaan selville Itämeren korkeuden muutos ajan funktiona. Varhaisten radiohiili-iänmääritysten tulkinta rannansiirtymistutkimuksessa tuotti usein ongelmia, mutta tilanne on parantunut metodologian kehittyessä ja tehtyjen rantatasojen iänmääritysten lukumäärän kasvamisen useisiin satoihin mahdollistaessa karkeasti virheellisten ikien hylkäämisen (Eronen 1983, Eronen et al. 2001). Tarkkojen tulosten saamiseksi on lisäksi selvitettävä altaan kuroutumiskynnyksen korkeus. Järven pinta on voinut laskea

14 lasku-uoman kulutettua kynnyskohdan maaperää usein ihminen on lisäksi tarkoituksellisesti laskenut järven pintaa vallatakseen lisää viljelysalaa järven rannoilta (Risberg 1989, Eronen et al. 2001). Kun joltain alueelta on selvitetty jollakin edellä mainituista menetelmistä (tai useammalla niistä) usean muinaisen rantatason korkeus ja ikä, voidaan havainnot esittää pisteinä (korkeus, ikä)-koordinaatistossa. Yleensä tunnettujen pisteiden välille hahmotellaan niitä yhdistävä käyrä, joka siis kuvaa merenpinnan korkeuden muutosta ajan funktiona. Tällaista kuvaajaa kutsutaan rannansiirtymiskäyräksi (esim. kuvat 5 ja 6). Rannansiirtymiskäyrä on käyttökelpoinen erityisesti silloin, kun on käytettävissä riittävästi havaintoja pienehköltä alueelta, sillä laajemmilla tutkimusalueilla mahdolliset isostaattisten tai tektonisten vertikaalisiirtymien erot vaikuttavat käyrän muotoon. (Donner 1991, Pirazzoli 1996). Kuva 3. A-C: Sedimentaatio altaassa sen kuroutuessa merestä maankohoamisen seurauksena; D: Regression ja sitä seuraavan transgression eri korkeusvyöhykkeessä tuottama stratigrafia (Hafsten 1983, mukailtu).

15 2.5. Itämeren kehitysvaiheet ja niiden stratigrafia Veikselin lopulla Itämeren altaan yltä vetäytyvän Fennoskandian mannerjäätikön edustalle oli muodostunut jään patoama Baltian jääjärvi (ks. Itämeren varhaisvaiheiden kartat kuvassa 4). Kun mannerjäätikön reuna nuoremman Dryas-kauden lopussa n. 11,7 ka BP lähti vetäytymään, purkautui Baltian jääjärvi valtamereen Keski-Ruotsin Billingenissä. Näin muodostui lyhytikäinen Yoldiameri, joka oli yhteydessä valtamereen Närken salmen kautta Keski-Ruotsin halki. Nopea maankohoaminen Närken alueella johti kuitenkin Itämeren kuroutumiseen n. 11 ka BP. Näin muodostui Ancylusjärvi, jonka aikana Itämeren rannoilla tapahtui nopeita ja mutkikkaita rannansiirtymisiä. Ancylusjärven lasku-uoma sijaitsi aluksi Keski-Ruotsissa. Alueellisesti erisuuruisen maankohoamisen (ks. kuva 2) seurauksena Itämeren allas kallistui etelään päin. Tämä johti nopeaan regressioon niillä pohjoisilla alueilla, joissa maankohoaminen oli nopeampaa kuin lasku-uoman kohdalla. Samalla eteläisillä, matalamman maankohoamisen alueilla tapahtui Ancylustransgressio. Tästä kehityksestä seurasi lopulta uuden lasku-uoman muodostuminen etelään Tanskan salmien alueelle n. 10,5 ka BP. Ancylusjärven pinta laski (Ancylusregressio), samalla kun merenpinta kohosi eustaattisesti lasku-uoman pohjoispuolella. Lopulta n. 9,2 ka BP Itämeren meriyhteys avautui toisen ja viimeisen kerran meriveden tunkeutuessa Juutinrauman läpi merenpinnan tasoon laskeutuneeseen Ancylusjärveen (Björck 1995). Meriyhteyden avautumista seurasi Mastogloiameri, jonka aikana Itämeri vaikuttaa olleen vain heikosti murtovetinen. Meriyhteys kuitenkin syveni eustaattisen nousun seurauksena, ja suolainen vesi pääsi tunkeutumaan suuremmissa määrin Itämereen. Mastogloiavaihetta seurasi Litorinameri, jonka määritellään alkaneen Itämeren muututtua selvästi murtovetiseksi (Hyvärinen et al. 1988). Kuten aiemmin mainittiin, perustuu Itämeren muinaisvaiheiden tutkimus nykyään pitkälti eri korkeuksilla sijaitsevien järvi- ja suoaltaiden stratigrafioiden tulkintaan. Ajoittamalla kuroutumiskontakti esimerkiksi radiohiilimenetelmällä saadaan selville ajankohta, jolloin Itämeren pinta oli kyseisen altaan kuroutumiskynnyksen tasolla. Kuroutumiskohdan alapuolisesta stratigrafiasta voidaan tunnistaa Itämeren eri kehitysvaiheiden sedimentit. Itämeren kehitysvaiheiden ikärajoja voidaan tutkia

16 Kuva 4. Itämeren kehitysvaiheet Myöhäis-Veikselissä ja Varhais-Holoseenissa (Eronen 2005, mukailtu). tunnistamalla ja ajoittamalla stratigrafiasta kahden eri vaiheen sedimenttien raja. Itämeren jonkin vaiheen korkein ranta voidaan selvittää hakemalla korkeimmalla sijaitseva allas, jonka stratigrafiassa esiintyy sen kerrostumia.

17 Itämeren eri kehitysvaiheiden sedimenttien ominaisuuksia on kuvattu taulukossa 1. Mastogloiamerta lukuun ottamatta Itämeren holoseeniset kehitysvaiheet kantavat niille tyypillisten nilviäissukujen nimiä. Tyypillisesti eri vaiheiden sedimentit tunnistetaan kuitenkin lito- ja piilevästratigrafian perusteella (Hyvärinen 1988). Baltian jääjärven ja Yoldiameren sedimentit ovat vuosilustoisia tai homogeenisia savia riippuen siitä, mihin ne ovat kerrostuneet suhteessa jään reunan asemaan. Piilevästön tulkinta on näiden vaiheiden osalta vaikeaa. Baltian jääjärven ja Yoldiameren oma piilevätuotanto näyttää olleen hyvin vähäistä, jolloin läheisen mannerjäätikön sulamisvesien uudelleenkerrostamien sekundääristen piilevien osuus voi nousta suureksi (Eronen 1974). Ancylusjärvessä piilevätuotanto kasvoi huomattavasti, ja sen sedimenteistä löytyy yleisesti tiettyjä, oligotrofisessa suurjärviympäristössä viihtyviä lajeja (Eronen 1974, Glückert 1976). Mastogloiameren kerrostumat ovat hyvin samanlaisia kuin Ancylusjärven. Ulkoisesti samanlaisten savien piilevästökin on enimmäkseen tyypillistä Ancyluslajistoa. Erityisesti Etelä-Suomessa ja Virossa kerrostumista on löydetty Ancyluslajiston rinnalta Mastogloia-suvun murtoveden piileviä, minkä vuoksi Mastogloiameri on erotettu omaksi, heikosti murtovetiseksi välivaiheekseen Ancylusjärven ja selvästi murtovetisen Litorinameren väliin (Eronen 1983, Hyvärinen et al. 1988). Monien alueiden stratigrafiassa erillistä Mastogloiavaihetta ei kuitenkaan voida erottaa. Mastogloiamerta onkin ehdotettu liitettäväksi joko Ancylus- tai Litorinavaiheeseen (Hyvärinen et al. 1988, Miettinen 2002, Berglund et al. 2005). Litorinavaiheen alkua sitä vastoin edustaa voimakkain Itämeren stratigrafiassa esiintyvä muutos. Sedimentti muuttuu selvästi Ancylussavia orgaanisemmaksi saviliejuksi, ja samalla piilevästöön ilmestyy rikas murtovetinen floora (Eronen 1974, 1983). Litorinameren matalille lahdille tyypillisen Campylodiscus clypeus-piilevälajin mukaan Litorinavaiheen alarajaa stratigrafiassa kutsutaan Clypeus-rajaksi *. Litorinavaiheen alun * Huomattakoon, että termiä Clypeus-raja on käytetty viittaamaan myös suurimpaan korkeuteen, jolta jollain alueella voidaan tavata selvästi murtovetisiä sedimenttejä, so. korkeimpaan Litorinarantaan (Hyvärinen et al. 1988). Tässä tekstissä Clypeus-rajalla tarkoitetaan aina sitä stratigrafista horisonttia, jossa ko. laji esiintyy ensimmäisen kerran.

18 Taulukko 1. Itämeren eri kehitysvaiheiden sedimenttien tunnusmerkkejä. Litostratigrafia yleistetty. Piilevät Erosen (1974) ja Glückertin (1976) mukaan. Alleviivatut taksonit ovat Erosen yleisimmiksi mainitsemia. Nimistö päivitetty Forsströmin (1999), Krammerin ja Lange-Bertalotin (1986 1991) ja Lange-Bertalotin (2000) mukaan. Vaihe Litostratigrafia Yleisesti tavattavia piileviä (litoraalifasies) L I T O R I N A Mastogloia A N C Y L U S Saviliejua Savea Achnantes brevipes M. smithii A. hauckiana Melosira moniliformis A. longipes M. nummuloides Amphora mexicana M. westii Anomoeoneis sphaerophora Navicula elegans Campylodiscus clypeus N. peregrina C. echeneis Nitzschia scalaris Cocconeis scutellum N. tryblionella Diploneis didyma Rhabdonema arcuatum D. smithii Rhoicosphenia abbreviata Epithemia turgida v. westermannii Rhopalodia gibberula Fragilaria fasciculata Surirella capronii Grammatophora oceanica S. striatula Hyalodiscus scoticus Synedra crystallina Mastogloia braunii Ancyluslajistoa + Mastogloia spp. Aulacoseira granulata v. angustissima Ellerbeckia arenaria Aulacoseira islandica Epithemia spp. Amphora ovalis Eunotia clevei Campylodiscus hibernicus Fragilaria leptostauron v. martyi C. noricus F. ulna Cocconeis disculus Gyrosigma attenuatum Cymatopleura elliptica Navicula scutelloides Cymbella aspera Rhopalodia gibba v. parallela C. ehrenbergii Stephanodiscus astraea Diploneis domblittensis Surirella capronii D. maulerii S. spiralis Yoldia Baltian jääjärvi Homogeenista tai lustosavea (Vähän piileviä, joista iso osa uudelleenkerrostuneita)

19 ja Clypeus-rajan ikä on aikatransgressiivinen, sillä selvästi murtovetiset olosuhteet levittäytyivät hitaasti eteläosista kohti pohjoista ja koillista. Itämeren eteläisimmissä osissa olosuhteet olivat murtovetiset jo 9,0 ka BP, Lounais-Suomen rannikolla n. 8,3 ka BP ja Pohjanlahden suulla vasta 7,9 ka BP (Hyvärinen et al. 1988). 2.6. Litorinatransgression yleiskuva Meriyhteyden auettua Ancylusvaiheen lopussa n. 9,2 ka BP (Björck 1995) rannansiirtymisiä Itämeren piirissä alkoivat yhtaikaisesti säädellä globaali eustaattinen signaali ja suuruudeltaan alueellisesti vaihteleva isostaattinen maankohoaminen. Fennoskandian deglasiaatio oli päättynyt Ancylusvaiheen aikana, ja maankohoamisen nopeus oli näin jo merkittävästi hidastunut (Eronen ja Ristaniemi 1992). Muilla mantereilla deglasiaatio kuitenkin jatkui yhä, ja merenpinnan eustaattinen nousu jatkuikin nopeana ainakin 8 ka BP asti (ks. kohta 2.2). Näistä taustatekijöistä oli seurauksena se, että Litorinavaiheen alusta alkaen merkittävässä osassa Itämeren rantavyöhykkeestä merenpinnan eustaattinen nousu oli maankohoamista nopeampaa. Seurauksena oli merenpinnan kohoaminen, ns. Litorinatransgressio. Perämeren ympäristössä nopea maankohoaminen piti rannansiirtymisen voimakkaan regressiivisenä. Siiryttäessä etelään kohti alhaisemman maankohoamisen alueita, esiintyy rannansiirtymiskäyrässä eustaattisen nousun aiheuttama regression hidastuminen, kunnes Etelä-Suomen (Glückert 1991) ja Tukholman (Risberg et al. 1991) alueilla voidaan jo havaita pieni meren transgressio. Siirryttäessä edelleen kohti Suomenlahden itä- ja etelärannikoita sekä Etelä-Ruotsia muuttuu transgressio selvemmäksi. Itämeren eteläosat ovat jo glasioisostaattisen maankohoamisen alueen ulkopuolella (mm. Gudelis ja Königsson 1979, Pirazzoli 1991: 48 62). Norjan rannikoiden kohtalaisesti kohoavissa osissa Litorinatransgressiota vastaa ns. Tapestransgressio (Hafsten 1983). Ensimmäisenä eustasian vaikutuksen Itämeren rannansiirtymiseen osoitti Ramsay 1920- luvulla. Tutkimuksen alkuajoista asti keskeinen kysymys Litorinameren tutkimuksessa on ollut tapahtuneiden transgressioiden lukumäärä. 1920 1960-luvuilla eri alueilla

20 esitettiin vaihtelevasti näkyvän merkkejä yhdestä neljään transgressiosta (ks. Eronen 1974). Berglund (1971) esitti Etelä-Ruotsin Blekingestä rannansiirtymiskäyrän, jossa yleisen, 7 8 m kohoavan transgressiivisen kehityksen sisällä erottuu kaikkiaan kuusi transgressiota, joiden amplitudi on pienimillään 0,5 1 m. Eronen (1974) esittää kriittisen analyysin menetelmistä, joilla mainitut useat, amplitudiltaan pienet transgressiot on osoitettu. Samalla hän katsoo, että jos väitetyt merkit pienistä merenpinnan heilahteluista sivuutetaan, muodostuu eri alueiden aineistojen perusteella varsin yhtenäinen kuva yhdestä transgressiosta. Eronen (1974) katsoo eri alueiden Litorinakerrostumien edustavan yhtä transgressiota, joka esiintyi hitaan maankohoamisen alueilla pidempänä ja amplitudiltaan suurempana kuin nopeammin kohoavilla alueilla. Koska transgressio jatkui hitaasti kohoavilla alueilla pidempään, on transgression maksimi korkein Litorinaranta nuorempi näillä alueilla. Berglund et al. (2005) esittävät Blekingestä uuden rannansiirtymiskäyrän (kuva 5), joka on Litorinatransgression maksimin ja sen jälkeisen ajan osalta sama kuin Berglundin (1971) esittämä. Transgression alkuvaiheen osalta käyrä on uusi ja vähentää Blekingen transgressioiden lukumäärän viiteen. Miettinen (2002) ei havainnut itäisen Suomenlahden Litorinatransgressiota käsittelevissä tutkimuksissaan merkkejä vastaavista merenpinnan pienistä heilahduksista (kuva 5), joskaan ei pidä niitä mahdottomina Litorinatransgression loppuvaiheen aikana. Kuvan 5 perusteella korreloivat Miettisen (2002) ja Berglundin et al. (2005) rannansiirtymiskäyrät kuitenkin erinomaisesti suurimman transgression ajoituksen osalta. Berglund et al. (2005) ja Yu (2003a, 2003b) pyrkivät korreloimaan Blekingen rannansiirtymiskäyrän piirteitä deglasiaation ja alueellisen ilmaston kehitykseen. Berglund et al. (2005) katsovat Litorinatransgression alun (transgressio L1) jälkeen tapahtuneen äkillisen merenpinnan laskun (kuva 5) n. 8,2 8,1 ka BP, minkä jälkeen Litorinameri nousi korkeimmalle tasolleen (transgressiot L2 ja L3). Tulkinta L1:n ja L2:n välisestä merenpinnan laskusta perustuu Blekingen merenlahtien stratigrafiasta tunnistettuun erityiseen liejukerrokseen (drift gyttja), jonka katsotaan syntyneen veden syvyyden äkillisesti laskettua ja jälleen noustua. Berglund et al. (2005) katsovat tämän merenpinnan laskun todennäköisesti liittyvän Pohjois-Atlantin alueella samaan aikaan tapahtuneeseen ilmastonmuutokseen, ns. 8200-tapahtumaan. He esittävät 8200-

21 Kuva 5. Rannansiirtyminen Holoseenikaudella Etelä-Ruotsin Blekingessä (Berglund et al. 2005) ja Karjalan kannaksella (Miettinen 2002). tapahtumaan liittyneen positiivisen Pohjois-Atlantin oskillaation (North Atlantic Oscillation, NAO). Positiivinen NAO vuorostaan aiheuttaa Itämeren alueella ilmanpaineen nousun ja vahvoja pohjoistuulia, mikä johtaisi merenpinnan laskuun. Yu (2003b) katsoo Blekingen altaiden kuroutumiskontaktien ikien perusteella 8200- tapahtumaa seuranneen L2-transgression olleen erityisen nopea. Välillä 8,1 7,5 ka BP merenpinta nousi n. kahdeksan metriä 500 vuodessa, mikä merkitsee nopeutta 15 mm a -1. Muiden transgressioiden aikana merenpinnan nousunopeus oli vain 1 3 mm a -1. Yu (2003b) esittää tämän eustaattisen nousun nopeutumisen mahdollisesti liittyvän Länsi-Antarktiksen mannerjäätikön osittaiseen romahtamiseen. Yu (2003a) havaitsi Litorinameren korkeudessa Blekingessä pieniä syklisiä muutoksia käyttäessään paleomerenpinnan proksina tiettyjen maksasammalien ja meriheinien runsauden muutoksia. Litorinameren korkeimman vaiheen aikana 7,5 6,0 ka BP hän katsoo merenpinnan korkeudessa ilmenevän Bondin et al. (1997) Pohjois-Atlantin

22 stratigrafiasta kuvaamaan n. 1500 vuoden syklin. Tämän jälkeen merenpinnan korkeudessa ilmenee syklisiä muutoksia lyhyemmillä, muutaman sadan vuoden aallonpituuksilla. Yu katsoo vuorovesien amplitudin ja/tai auringon säteilyintensiteetin syklisten muutoksen mahdollisesti vaikuttaneen Litorinameren korkeuteen jonkin NAO:n kaltaisen mekanismin kautta. 2.7. Litorinatransgressio Suomen etelärannikolla Nykyinen maankohoaminen (ks. kuva 2) kasvaa Suomen etelärannikolla idästä länteen päin siten, että sen suuruus on Venäjän rajalla n. 2, Helsingin seudulla n. 3 ja Turun seudulla n. 4 mm a -1. Isobaasien suunta on lounaasta koilliseen, joten maankohoaminen kasvaa yhtäläisesti kuljettaessa rannikolta pohjoiseen sisämaahan (Ekman 1996). Korkeimman Litorinarannan korkeus kasvaa myös länttä kohti ja on Virolahdella n. 23 m (Miettinen 2002), Porvoossa n. 28 m (Haila et al. 1991), Helsingissä n. 30 m (Seppä et al. 2000), ensimmäisellä Salpausselällä n. 40 m ja kolmannella Salpausselällä n. 45 m (Ristaniemi ja Glückert 1988). Tästä voidaan päätellä maankohoamisen muodon olleen korkeimman Litorinarannan muodostumisen jälkeen keskimäärin pääpiirteissään sama kuin nykyään. Litorinatransgression korkeus näyttää pienentyvän kohti läntisiä, nopeammin kohoavia alueita. Samalla se näyttää olleen lännessä lyhyempi ja saavuttaneen maksiminsa varhaisemmin kuin idässä. Virolahdella Miettinen (2002) katsoo transgression alkaneen n. 8,4 ka BP, saavuttaneen maksiminsa n. 7,4 7,1 ka BP ja päättyneen 6,5 6,3 ka BP. Transgression korkeudeksi Miettinen katsoo n. 4 m. Lännempänä Porvoon alueella merkit transgressiosta ovat yhä selvät. Eronen (1974) on määrittänyt transgression alun ja lopun i iksi Porvoossa sijaitsevan suon stratigrafian perusteella 7250 ± 240 14 C ka BP (8,2 ka BP) ja 6230 ± 220 14 C a BP (7,3 ka BP). Porvoon alueella transgression korkeus lienee ollut n. 3 m (Eronen 1974, Haila et al. 1991). Helsingin alueella tilanne muodostuu epäselvemmäksi. Alhonen et al. (1978) tulkitsevat Vantaan Lammaslammen stratigrafian perusteella Litorinameren olleen transgressiivinen Helsingin seudulla. He katsovat n. 8,2 7,5 ka BP tapahtuneen noin

23 2 m korkean transgression, joka kulminoitui n. 7,9 ka BP. Hyvärinen (1979, 1980, 1982) kuitenkin esitti usean korkeimman Litorinarannan tuntumassa sijaitsevan altaan stratigrafioiden perusteella, ettei Helsingin seudulla ole havaittavissa Litorinatransgressiota. Hän katsoo, että mahdollinen transgressio voi olla enintään käytettyjen rannansiirtymistutkimuksen menetelmien epätarkkuuden, n. 1 m suuruinen. Korhola (1995) toisaalta katsoo Litorinameren olleen selvästi transgressiivinen Helsingin seudulla. Hän katsoo murtoveden piilevien ja Pediastrum-viherlevän runsastumisen sekä tiettyjen vesikirppufaunan muutosten indikoivan murtoveden läheisyyttä altaissa, jotka sijaitsevat useita metrejä perinteisesti määritetyn korkeimman Litorinarannan yläpuolella. Korhola (1995) hahmottelee Litorinatransgression amplitudiksi 2 4 m. Seppä et al. (2000) esittävät Helsingin läpi kulkevalle korkeimman Litorinarannan 30 m isobaasille rannansiirtymiskäyrän eri tutkijoiden Helsingistä, Sipoosta, Porvoosta ja Askolasta tutkiman 16 altaan kuroutumiskontaktien radiohiili-ikien perusteella. Nämä altaat sijaitsevat varsin laajalla alueella ylimmän Litorinarannan 28 34 m isobaaseilla. Seppä et al. (2000) käyttivät altaiden etäisyydestä 30 m isobaasilta ja eri ikäisen muinaisrantojen gradienteista johdettuja korjauskertoimia, joilla voitiin laskea kunkin altaan isolaation aikaisen muinaisrannan korkeus 30 m isobaasin alueella. Sepän et al. (2000) rannansiirtymiskäyrän mukaan Helsingin seudulla tapahtui n. 8,4 7,5 ka BP transgressio, jonka amplitudi oli noin 3 m. Ristaniemi ja Glückert (1988) tulkitsevat Litorinatransgression näkyvän vielä Pohjan kunnassa ensimmäisen ja toisen Salpausselän välissä vyöhykkeessä n. 70 km Helsingistä länteen. Bastumossenin suoaltaan stratigrafian perusteella he tulkitsevat alueella tapahtuneen 1 2 m korkean transgression välillä 7070 ± 90 6420 ± 80 14 C a BP (7,9 7,4 ka BP). Ristaniemi ja Glückert esittävät Lounais-Suomelle kuvassa 6 esitetyn rannansiirtymismallin, jossa Helsingin seudulla on tapahtunut n. 3 m transgressio. Länttä kohti tultaessa transgression amplitudi pienenee siten, että kolmannella Salpausselällä Litorinatransgressiota vastaa vain maankohoamisen seisahtuminen. Kuten jo johdannossa todettiin, löysivät Eronen et al. (2001) kuitenkin mahdollisia merkkejä Litorinatransgressiosta vielä kolmannelta Salpausselältäkin, Perniön Kirakanjärven stratigrafiasta. Eronen et al. (2001) katsoivat Kirakanjärven

24 Kuva 6. Rannansiirtyminen Espoon ja kolmannen Salpausselän välisessä vyöhykkeessä (Ristaniemi ja Glückert 1988, mukailtu). piilevästratigrafian mahdollisesti indikoivan Litorinameren olleen transgressiivinen vielä kolmannen Salpausselän vyöhykkeessä. Heidän tulkintansa perustui Ancylusvaiheen lopussa tapahtuneeseen Fragilaria-massaesiintymään varsinaisen Ancylusflooran rinnalla, mitä seurasi selvä Clypeus-flooran luonnehtima murtovesivaihe. Eronen et al. (2001) katsovat tämän sukkession mahdollisesti kuvastavan altaan kuroutumista ennen Litorinavaihetta ja sitä seuraavaa toista kuroutumista. Ancylusjärvestä kuroutumista kuvastavan kerroksen iäksi Eronen et al. määrittivät 7760 ± 80 14 C a BP (n. 8,6 8,5 ka BP) Litorinatransgression tapahtuessa 7450 ± 80 6800 ± 60 14 C a BP (n. 8,3 7,7 ka BP) (kuva 7). Näiden tapahtumien tarkempi tutkiminen Kirakanjärven stratigrafiassa oli tämän työn keskeinen tavoite. Glückert (1976) sekä Glückert ja Ristaniemi (1988) ovat tehneet rannansiirtymiseen ja kasvillisuushistoriaan liittyviä stratigrafisia tutkimuksia hyvin suurella määrällä Lounais-Suomen soita. Useat Glückertin (1976) kohteista sijaitsevat merkittävästi kolmannen Salpausselän vyöhykkeessä. Nämä ovat tämän tutkimuksen kannalta keskeisimpiä, koska ne sijaitsevat likimäärin samalla maankohoamisen isobaasilla kuin Kirakanjärvi. Näin rannansiirtymisen kehityksen voi olettaa olleen niiden alueella

25 Kuva 7. Radiohiili-iänmääritykset Kirakanjärvestä (Eronen et al. 2001, mukailtu). samankaltainen. Glückertin (1976) kohteisiin viitataan myöhemmin käsiteltäessä rannansiirtymistä tutkimusalueella. 3. KOHTEEN KUVAUS Kirakanjärvi on pieni, noin 1 km pitkä järvi Perniön kunnassa Varsinais-Suomen kaakkoispäässä (60 12 N 22 59 E, peruskartan lehti 2012 09). Järvi sijaitsee 44,1 m korkeudella merenpinnasta kallioylängön eteläreunalla. Itämeren nykyinen ranta kaartuu kaakosta luoteeseen noin 5 km päässä. Kirakanjärven lasku-uoma, Myllyoja laskee järven eteläpäästä verraten jyrkästi kunnes saavuttaa kallioylängön reunan ja sen eteläpuoliset, alavat savikkoalueet (kuvat 8 ja 9). Kirakanjärveä ympäröivä ylänköalue muodostuu moreenin paikoin verhoamista graniittikallioista. Maasto on laajalti soistunutta. Kirakanjärven länsipuolella kalliot nousevat yli 80 metrin korkeuteen, koko lähialueen korkeimmaksi paikaksi. Kolmannen Salpausselän glasifluviaaliset kerrostumat ylittävät kallioylängön katkonaisina länsilounaasta itäkoilliseen siten, että Kirakanjärven pohjoisreuna sijaitsee aivan niiden linjalla. Toinen Salpausselkä kulkee samansuuntaisena noin 20 km etäisyydellä etelässä (Punakivi 1980, Kielosto et al. 1996).

26 Kuva 8. Tutkimusalueen kartta. Alemman kartan kuvaama alue on merkitty pisteviivalla ylempään karttaan.

27 Kuva 9. Kesäkuinen Kirakanjärvi. Mannerjäätikön reuna vetäytyi toiselta Salpausselältä nuoremman Dryas-kauden lopussa. Kolmannen Salpausselän ja Kirakanjärven kohdalle se seisahtui preboreaalin alkupuolella (Donner 1978), mahdollisesti preboreaalisena oskillaationa tunnetun kylmän ilmastovaiheen aikana (Björck et al., 1997). Vapauduttuaan jäästä Kirakanjärven ympäristö oli aluksi kauttaaltaan Yoldiameren peittämä. Ensimmäisenä vedestä paljastuivat Kirakanjärven itäpuolella kohoavat kallioalueet Ancylus-järvivaiheen aikana. Tästä kehitysvaiheesta ovat muistona Jeturkastissa kolmannen Salpausselän kerrostumista 77 m mpy korkeuteen muodostuneet komeat rantakivikot. Ancylusvaiheen jatkuessa merenpinta laski nopeasti. Litorinavaiheen alussa merenpinta sijaitsi n. 45 m nykyisen merenpinnan tason yläpuolella (Glückert 1976, 1991, Ristaniemi ja Glückert 1988). Kirakanjärven kynnys sijaitsee järven eteläpäässä moreenimaastossa kahden kalliopaljastuman välissä (kuva 10) (Punakivi 1980). Järven pinta on asetettu padolla nykyiseen 44,1 m korkeuteensa. Vertaamalla uoman vedenpinnan korkeutta järven