Alueellisen painovoimamittauksen 3Dinversio Hämeen vulkaniittivyöhykkeellä

GEOLOGIAN TUTKIMUSKESKUS ESY Espoo 86/2015 Alueellisen painovoimamittauksen 3Dinversio Hämeen vulkaniittivyöhykkeellä Hanna Leväniemi

GEOLOGIAN TUTKIMUSKESKUS 86/2015 GEOLOGIAN TUTKIMUSKESKUS KUVAILULEHTI Päivämäärä / Dnro Tekijät Hanna Leväniemi Raportin laji Arkistoraportti Toimeksiantaja Geologian tutkimuskeskus Raportin nimi Alueellisen painovoimamittauksen 3D-inversio Hämeen vulkaniittivyöhykkeellä Tiivistelmä Hämeen vulkaniittijakson alueella on vuosina 2013-2015 mitattu n. 2500 pistettä alueellista painovoimaa, joka mallinnettiin alustavasti rajoittamattomalla 3D-inversiolla. Aineisto antaa uutta tietoa alueen kallioperästä, mm. gabrojen rakenteesta ja felsisten syväkivien dimensioista ja niiden välisistä yhteyksistä. Asiasanat (kohde, menetelmät jne.) Painovoimamenetelmä, painovoimakartat, numeeriset mallit, mallit, geofysiikka, petrofysiikka, alueelliset anomaliat Maantieteellinen alue (maa, lääni, kunta, kylä, esiintymä) Häme, Forssa, Liesjärvi, Arolanmäki, Pirttikoski, Lautaporras, Lempää Karttalehdet Muut tiedot Arkistosarjan nimi Arkistoraportti Arkistotunnus 86/2015 Kokonaissivumäärä 35 s. Kieli suomi Hinta Julkisuus Julkinen 1.1.2016 Yksikkö ja vastuualue ESY VA 211 Hanketunnus 50402-20031 Allekirjoitus/nimen selvennys Hanna Leväniemi Allekirjoitus/nimen selvennys

GEOLOGIAN TUTKIMUSKESKUS 86/2015 Sisältö 1 JOHDANTO 1 2 TUTKIMUSALUEEN GEOLOGIA JA PETROFYSIKAALISET OMINAISUUDET 1 3 PAINOVOIMA-AINEISTO JA SEN PROSESSOINTI 5 3.1 Rasterilaskenta 5 3.2 Mallinnus painovoimainversiolla 8 4 3D- MALLINNUS 11 4.1 Inversioleikkauksia 11 4.1.1 Itä-länsi suuntaiset poikkileikkaukset 12 4.1.2 Pohjois-etelä suuntaisen poikkileikkaukset 14 4.2 3D-kappaleiden rajaaminen 18 4.3 Vertailu kallioperäkarttaan 20 4.3.1 Arolanmäen granodioriitti 21 4.3.2 Forssan gabro 23 4.3.3 Lautaportaan vulkaniitti 25 4.3.4 Kokkojoen vulkaniitti ja granitoidi 26 4.3.5 Hannukkalan vulkaniitti 28 4.4 Vertailu lentomagneettiseen aineistoon 28 4.5 Vertailu heijastusseismiseen aineistoon 30 5 MAASTOTARKISTUKSET 31 6 YHTEENVETO 34

GEOLOGIAN TUTKIMUSKESKUS 86/2015 1 1 JOHDANTO Raportissa selostetaan Etelä-Suomen teollisuusmineraali- ja malmipotentiaalihankkeen tilauksesta vuosina 2013-2015 Hämeen vulkaniittijaksolla suoritetun alueellisen painovoimamittauksen tulokset ja alustava tulkinta. Painovoimamittauksen tulos kuvastaa kivilajien tiheysvaihteluita alueella. Menetelmä soveltuu erityisen hyvin kallioperägeologiseen kartoitukseen, koska tiheydet ovat yleensä suhteessa myös kivilajiluokitteluun kiinteästi liittyvien mafisten mineraalien määrään (toisin kuin esim. magneettiset mineraalit, jotka voivat esiintyä eri kivilajeissa ja myös kivilajien sisäinen vaihtelu on suurempaa). Alueellisessa painovoimassa mittauspistetiheys on nykyisin yleensä 4-6 pistettä / km 2, jolloin mittauksella voidaan kattaa suuria alueita, mutta luonnollisesti saadaan esille vain alueellisia piirteitä. Nyt tehdyn mittauksen tarkoituksena oli laajentaa paitsi ymmärrystä Hämeen jakson sisäisestä rakenteesta, myös selvittää Hämeen ja sitä reunustavien Pirkanmaan ja Etelä-Suomen graniitin välisiä suhteita. Mittausten viivästymisestä johtuen jälkimmäiseen selvitystyöhön ei kuitenkaan juurikaan voitu ottaa kantaa. Alueelta on saatavissa kallioperäkartan lisäksi lentomagneettinen aineisto ja heijastusseisminen profiili, joita molempia käsitellään lyhyesti raportin loppuosassa. 2 TUTKIMUSALUEEN GEOLOGIA JA PETROFYSIKAALISET OMINAISUUDET Tutkimusalue on rajattu KKJ-järjestelmän mukaisen karttalehden 2113 alueelle (Kuva 1). Alueen kallioperäkartta on melko yksinkertainen ja jakautuu noin puoliksi syväkiviin ja vulkaniitteihin. Liuskeita alueella on erittäin vähän.

GEOLOGIAN TUTKIMUSKESKUS 86/2015 2 Kuva 1. Tutkimusalueen rajaus kallioperäkartalla (kallioperäkarttaversio 29.10.2015). AG = Arolanmäen granodioriitti, FG = Forssan gabro, FV = Forssan vulkaniitti, HG = Humppilan granitoidi, HV = Hannukkalan vulkaniitti, KALG = Kalvolan granitoidi, KANG = Kanajärven granitoidi, KOIG = Koijärven granitoidi, KOKG = Kokkojoen granitoidi, KOKV = Kokkojoen vulkaniitti, KOTG = Kotkajärven granitoidi, LFV = Liesjärven felsinen vulkaniitti, LV = Lautaportaan vulkaniitti, MFV = Menosen felsinen vulkaniitti, PV = Pirttikosken vulkaniitti, UG = Urjalan granitoidi. Kivilajiyksiköiden tiheyksien tarkastelemiseksi tutkimusalueelta poimittiin petrofysiikaaliset näytearvot sekä GTK:n petrofysiikan tietokannasta (Airo & Säävuori 2013) että litogeokemian tietokannasta (Rasilainen et al. 2007) (Kuva 2). Ennen aineiston analysointia petrofysiikan tietokannasta poistettiin samasta näytepaikasta poimitut duplikaattinäytteet siten, että jäljelle jäi kustakin paikasta kallioperäkarttaan ja painovoima-aineistoon verrattuna geologisesti ja petrofysikaalisesti edustavin näyte. Tutkimusalueella näytteiden mediaanitiheys on n. 2770 kg/m 3. Tutkimusalueen itäosassa Lautaportaan vulkaniitin alueella on selkeästi raskaita kiviä (tiheydet yli 2950 kg/m 3 ); näistä näytteistä suurinta osaa on kutsuttu petrofysiikan ja litogeokemian tietokannassa uraliittiporfyriiteiksi. Forssan gabrojaksolla tiheydet vaihtelevat, mikä kuvastanee sitä, että gabro ei fysikaalisesti ole yhtenäinen, vaan koostuu useammasta tiheydeltään erilaisesta osiosta. Kokkojoen vulkaniitilla ja Forssan vulkaniittien eteläosassa tiheydet ovat melko korkeita, mutta laskevat kohti reuna-alueita. Alhaisimmat tiheydet löytyvät tutkimusalueen ulkopuolelle jäävän mikroliinigraniitin lisäksi alueen keskiosasta Arolanmäen granodioriitista (alle 2625 kg/m 3 ). Arolanmäen koillispuolisella granitoidilla tiheydet ovat tätä hieman korkeampia, ja tutkimusalueen pohjoisreunassa ja Kotkajärven alueen granitoideilla lähestytään tiheysjakauman puoliväliä.

GEOLOGIAN TUTKIMUSKESKUS 86/2015 3 Kuva 2. Petrofysiikan näytteet tiheyden mukaan luokiteltuna. Litogeokemian tietokannan näytteet neliöinä, petrofysiikan tietokannan näytteet pallosymboleilla. Kivilajeittain jaotelluissa tiheys-suskeptibiliteetti jakaumissa ei sinänsä ole suuria yllätyksiä: felsisten syväkivien tiheydet ovat alle 2700 kg/m 3 ja mafisten syväkivien ja vulkaniittien yli 2850 kg/m 3. Korkeita magneettisia suskeptibiliteetteja löytyy paitsi mafisista kivistä, myös tutkimusalueen itäpuolen mikroliittigraniiteista.

GEOLOGIAN TUTKIMUSKESKUS 86/2015 4 Kuva 3. Litogeokemian näyteaineiston tiheys-suskeptibiliteettijakauma kivilajeittain. Kuva 4. Petrofysiikan tietokannan tiheys-suskeptibiliteettijakauma kivilajeittain.

GEOLOGIAN TUTKIMUSKESKUS 86/2015 5 3 PAINOVOIMA-AINEISTO JA SEN PROSESSOINTI Vuosina 2013-2015 Hämeen jaksolla mitattiin yhteensä 2457 APV-mittauspistettä KKJkoordinaatistojärjestelmän karttalehdillä 2113 05-06, 08-09 ja 11-12. Tilauksen mukainen pistetiheys on 6 p/km2, mutta maastoesteiden vuoksi pistetiheys on käytännössä osalla aluetta harvempi. Uuden alueen pohjoispuolelta löytyy vanhempia mittauksia, joihin uusi mittaus voidaan saumattomasti liittää. Uusia pisteitä on yhteensä 2457 pistettä. Kuva 5. APV-aineiston uudet (sinisellä) ja vanhat (violetilla) pisteet. 3.1 Rasterilaskenta Painovoima-aineisto interpoloitiin 200 m solukoolla minimum curvature algoritmilla (spline-pinnan sovitus). Interpoloinnissa täytettiin aineistossa olevat aukot (Kuva 6) siten, että koko tutkimusalueelle saatiin aineistopeitto.

GEOLOGIAN TUTKIMUSKESKUS 86/2015 6 Kuva 6. Interpoloitu APV-aineisto, vinovalaistu koillisesta. Aineistosta laskettiin residuaali (Kuva 7), l. poistettiin alueellinen anomalia / pitkät aallonpituudet, vähentämällä interpoloidusta mittausaineistosta 3000 m ylöspäin jatkettu rasteriaineisto.

GEOLOGIAN TUTKIMUSKESKUS 86/2015 7 Kuva 7. Residuaaliaineisto, vinovalaistu koillisesta. Aineistosta laskettu totaalihorisontaaliderivaatta (THDR) saa paikallisen maksimiarvon kohdassa, jossa painovoimakentän arvot muuttuvat nopeasti. Fysikaalisesti nämä kohdat vastaavat voimakkaita tiheyskontrasteja, esimerkiksi litologisia rajapintoja. THDR-aineistoa voidaan edelleen painottaa normalisoimalla se siten, että suuret ja pienet muutokset ovat samanarvoisia, jolloin saadaan hyvä kuva aineiston sisältämästä tiheyskontrastitiedosta. Normalisointi tehtiin tekemällä aineistolle vielä tiltderivaattamuunnos (TDR) THDR:n laskemisen jälkeen (Kuva 8).

GEOLOGIAN TUTKIMUSKESKUS 86/2015 8 Kuva 8. Totaalihorisontaaliderivaatan TDR-normalisointi. Valkoinen = korkea arvo, musta = matala arvo. 3.2 Mallinnus painovoimainversiolla Potentiaalikenttien mallinnus on lähtökohtaisesti monikäsitteistä: tiettyyn mittaustulokseen voidaan sovittaa useita malleja, jotka kaikki antavat numeerisesti laskettuna mittaustulosta vastaavan vasteen, mutta jotka eivät siitä huolimatta välttämättä vastaa todellisia kallioperäpiirteitä. Mallinnusesimerkistä (Kuva 9) nähdään, että sama mittaustulos voidaan mallintaa regionaalitasoa, kappaleen muotoja (ja jopa kappaleiden määrää) sekä petrofysiikan ominaisuuksia muuttamalla usealla eri tavalla; tämän vuoksi geofysiikan mallinnuksessa tulisi aina käyttää apuna geologisia ja petrofysikaalisia rajoitteita, jotta mallinnuksesta saadaan mahdollisimman todenmukainen tulos.

GEOLOGIAN TUTKIMUSKESKUS 86/2015 9 Kuva 9. Saman mittausaineiston mallinnus kolmella erilaisella mallilla ja regionaalitasolla. Kappaleiden tiheydet (D) suhteessa tausta-arvoon 0.0 g/cm3. Inversiolla tarkoitetaan proseduuria, jossa inversioalgoritmia käyttäen luodaan 3D-soluverkko, jonka jokaisella solulla on tiheysarvo. Inversioalgoritmi muokkaa soluverkon tiheysarvojakaumaa siten, että laskennallisesti jakauma toteuttaa maastossa mitatun painovoimakentän arvot. Geofysikaalisen mallinnuksen moniselitteisyydestä (Kuva 9) johtuen inversion antaman tuloksen luotettavuus ja todenmukaisuus riippuu monesta tekijästä. Laskennalliseen luotettavuuteen voidaan vaikuttaa huolellisella alueellisen tason poistolla ja inversioparametrien valinnalla, mutta usein inversioon pyritään ottamaan mukaan myös geologisia rajoitteita, esim. kaadesuuntia tai syvyysarvioita, joiden avulla inversion vapausasteita voidaan vähentää. Tässä työssä inversio tehtiin aineistolle, josta oli alueellisena tasona poistettu 3 km ylöspäin jatketut kenttäarvot (Kuva 7). Inversio tehtiin 24 x 28 x 10 km kokoiselle alueelle 400 m solukoolla ja ilman rajoitteita (Taulukko 1). Solukoko Solujen määrä 85 x 70 x 30 400 x 400 m, syvyyssuunnassa kasvava solukoko Täytesolut (padding) Horisontaalisuunnassa 8800 (x), 8000 (y) m / 5 solua (kerroin 1.5), yläpuolella 2000 m / 5 solua (kerroin 1.0) ja alapuolella 5000 m / 5 solua (kerroin 1.5) Lähtömalli oletus (0.0 g/cm 3 ) Referenssimalli oletus (0.0 g/cm 3 ) Datavirhe Korkeustaso Mittauskorkeus 1 mgal 100 m 101 m Tiheysrajoitus -0.3 0.3 g/cm 3 Chifact-kerroin 0.1 Syvyyspainotus oletusarvot (exp = 2, z 0 = 98.96) Suuntaherkkyydet oletusarvot (A s = 0.0001, A e = 1, A n = 1, A z = 1) Taulukko 1. Painovoimainversion parametrit.

GEOLOGIAN TUTKIMUSKESKUS 86/2015 10 Inversiomalli voidaan esittää 3D-avaruudessa solukkona, josta voidaan poimia pysty- tai vaakaleikkauksia halutuista kohdista, tai malli voidaan rajata näyttämään vain tietyn tiheyden ylittävät tai alittavat solut (Kuva 10). Inversiomallin tiheysjakauma on liukuva (smooth), jolloin kappaleiden rajapinnat eivät ole tarkkoja. Inversion avulla saadaan kuitenkin nopeasti käsitteellinen kuva alueellisesta aineistosta, jonka manuaalinen suora mallintaminen olisi hyvin aikaa vievää. Kuva 10. Inversiomallin 3D-soluhila (ylhäällä), rajaus horisontaalisuunnissa (alhaalla vasemmalla) ja tiheysarvojen rajaus (oikealla).

GEOLOGIAN TUTKIMUSKESKUS 86/2015 11 4 3D- MALLINNUS 4.1 Inversioleikkauksia Seuraavissa leikkauskuvissa inversiomallin syvyys on 10 kilometriä ja koordinaattijärjestelmä ETRS89/TM35FIN. Kallioperäkarttana on käytetty raportin kirjoitushetkellä virallista DigiKP-versiota (Suomen kallioperä DigiKP), joka eroaa hieman uudesta, toistaiseksi julkaisemattomasta versiosta (Kuva 1), mutta kallioperän pääpiirteet ovat kuitenkin samoja. 4.1.1 Itä-länsi suuntaiset poikkileikkaukset Kuvissa 11-15 on esitetty itä-länsi suuntaisia poikkileikkauksia inversiomallista. Kuvista nähdään, että inversiomallin mukaan Forssan gabron eteläosan korkean tiheyden alueet, esim. Lempään (Kuva 11) ja Teuron (Kuva 12) gabrot, ovat syvyysulottuvuudeltaan matalia (n. 1 km). Tätä tukee myös Forssan gabron kerrostuneelle osalle tehty magneettinen tulkinta (Leväniemi et al. 2015). Lautaportaan vulkaniitti muodostaa alueen voimakkaimman ja syvimmän tiheysrakenteen; eteläosassa rakenteen syvyys on 3-5 kilometriä ja kaade melko pysty (Kuva 12), mutta keskiosissa (Kuva 13) rakenteen syvyys lähentelee 7-8 km ja kaade on kohti länttä. Kokkojoen vulkaniitin (Kuva 14) keskiosa kaatuu kohti itää ja rakenteen syvyys on n. 3 km. Matalan tiheyden rakenteista Arolanmäen granodioriitti (Kuva 12) on kulhomainen rakenne, jonka syvyys on 4-5 km. Kotkajärven (Kuva 14) ja Kokkojoen (Kuva 15) granitoidit ovat tätä matalampia. Kuva 11. Itä-länsi -suuntainen poikkileikkaus (N=6753200).

GEOLOGIAN TUTKIMUSKESKUS 86/2015 12 Kuva 12. Itä-länsi -suuntainen poikkileikkaus (N=6756500). Kuva 13. Itä-länsi -suuntainen poikkileikkaus (N=6760500).

GEOLOGIAN TUTKIMUSKESKUS 86/2015 13 Kuva 14. Itä-länsi -suuntainen poikkileikkaus (N=6766600). Kuva 15. Itä-länsi -suuntainen poikkileikkaus (N=6769400). 4.1.2 Pohjois-etelä suuntaisen poikkileikkaukset Pohjois-eteläisistä leikkauskuvista nähdään edellä esitettyjen piirteiden lisäksi, että Arolanmäen granodioriitin matalan tiheyden osa (Kuva 17, Kuva 18) kaatuu kohti pohjoista. Lautaportaan vulkaniitin pohjoisreuna puolestaan kaatuu kohti etelää (Kuva 21), samoin Kotkajärven granitoidi ja Lautaportaan eteläpuoleinen granodioriitti (Kuva 22).

GEOLOGIAN TUTKIMUSKESKUS 86/2015 14 Kuva 16. Pohjois-etelä -suuntainen leikkaus (E=312000). Kuva 17. Pohjois-etelä -suuntainen leikkaus (E=316600).

GEOLOGIAN TUTKIMUSKESKUS 86/2015 17 Kuva 22. Pohjois-etelä -suuntainen leikkaus (E=336000). 4.2 3D-kappaleiden rajaaminen Inversiomallista rajattiin vielä tärkeimpiä anomaalisen tiheyden kappaleita ja verrattiin niitä kallioperäkarttaan, toisaalta kallioperäaineiston täydentämiseksi ja toisaalta inversion validoimiseksi. Rajatut kappaleet on myös helposti siirrettävissä muihin mallinnusohjelmiin AutoCad DXF-formaatissa. Kappaleiden rajaaminen (Kuva 23) tehtiin pelkästään geofysikaalisen aineiston perusteella. Normalisoidun totaalihorisontaaliderivaatan ja inversiomallin pintakerrosten alueelta rajattiin matalan ja korkean tiheyden kappaleita, jotka mallinnettiin 3D-avaruudessa inversiomallista poimittujen tiheyden samaarvopintojen avulla. Jokaiselle kappaleelle pyrittiin löytämään tiheysraja-arvo, jolla rajaamalla inversiotulos sopisi ylläesitettyyn kappaleen yläreunan rajaukseen ja toisaalta kappale saataisiin rajattua erilleen muista kappaleista. Rajauksessa päädyttiin käyttämään neljää eri tiheyden raja-arvoa (Kuva 24); koska inversio on liukuva, kannattaa kuitenkin ottaa huomioon, että kappaleiden rajaamiseen käytetyt tiheydet eivät vastaa kappaleiden todellisia keskitiheyksiä, vaan todelliset keskitiheydet ovat todennäköisesti matalampia/korkeampia kuin raja-arvo.

GEOLOGIAN TUTKIMUSKESKUS 86/2015 18 Kuva 23. 3D-kappaleiden rajaus THDR-kartalla (ylhäällä) ja inversion pintakerroskartalla (alhaalla, jossa tiheydet esitetty suhteessa tausta-arvoon 0.0 g/cm3.

GEOLOGIAN TUTKIMUSKESKUS 86/2015 19 Kuva 24. Kappaleiden tiheysrajaukset; tiheydet esitetty suhteessa tausta-arvoon 0.0 g/cm 3. Koordinaatisto ETRS89/TM35FIN. 4.3 Vertailu kallioperäkarttaan Verrattaessa mallinnettuja kappaleita kallioperäkarttaan (Kuva 25) nähdään, että tiheyskappaleet vastaavat melko hyvin kallioperäkartalle esiintyviä yksiköitä, poikkeuksena Forssan gabro, joka jakautuu mallissa useaan osaan. Seuraavissa kappaleissa käsitellään tarkemmin eri kallioperän yksiköitä ja niiden painovoimainversioon perustuvia tiheysominaisuuksia.

GEOLOGIAN TUTKIMUSKESKUS 86/2015 20 Kuva 25. Mallinnetut kappaleet ja kallioperäkartta. 4.3.1 Arolanmäen granodioriitti Arolanmäen granodioriitin matalan tiheyden kappale näyttää inversion perusteella kaatuvan hieman pohjoiseen. Kappale on muodoltaan kulhomainen, syvin osa on kappaleen pintaleikkauksen keskipisteessä (Kuva 26).

GEOLOGIAN TUTKIMUSKESKUS 86/2015 21 Kuva 26. Arolanmäen 3D-kappale (rajattu pinta) ja tiheysinversiomalli etelästä (ylhäällä) ja lännestä (alhaalla) katsottuna. Arolanmäen tiheysminimi jatkuu inversiomallin mukaan vaihtelevana granodioriitin luoteispuolella olevan graniitin alueelle kappaleita erottavien vulkaniittien alla (Kuva 27). Erityisestä tällaisessa tapauksessa

GEOLOGIAN TUTKIMUSKESKUS 86/2015 22 liukuvasta inversiosta on vaikea eristää selkeärajaisia kappaleita, ja paras tulos saadaan tarkastelemalla inversiomalliverkkoa rajattujen kappaleiden sijaan. Kuva 27. Matalan tiheyden alueen jatkuminen Arolanmäen granodioriitilta graniittialueelle. Inversiomalli rajattu arvolla -0.04 g/cm3. 4.3.2 Forssan gabro Kallioperäkartalla Forssan gabroksi nimetty laaja gabrojakso näyttää tiheys- ja magneettisilta ominaisuuksiltaan jakautuvan useaan osaan (Kuva 28). Eteläisimmissä osissa sijaitsevat Lempään gabro (Kuva 28 alhaalla lännessä), Forssan kerrosgabro (alhaalla idässä) ja Teuron gabro (keskellä idässä). Jakson pohjoisosassa on pyöreä, magneettisella kartalla kerrosmaiselta näyttävä muodostuma, jonka ulottuu eteläosan gabroja syvemmälle. Alueen keskiosissa, magneettisesti erittäin rauhallisella alueella, on kaksi matalan syvyyden ei-magneettista raskasta kappaletta, jotka on maastotarkistuksessa todettu gabroksi.

GEOLOGIAN TUTKIMUSKESKUS 86/2015 23 Kuva 28. Forssan gabron korkean tiheyden kappaleet (vasemmalla), magneettikentän totaali-intensiteetin korkokuva (oikealla). Kuva 29. Forssan gabron korkean tiheyden kappaleet kaakosta katsottuna.

GEOLOGIAN TUTKIMUSKESKUS 86/2015 24 4.3.3 Lautaportaan vulkaniitti Lautaportaan vulkaniitti muodostaa yhtenäisen tiheän massan kappaleen, jonka syyvysulottuvuus inversiomallissa on n. 6400 m ja kulkusuunnassa kaade kohti länttä. Kallioperäkartassa Forssan gabro on merkitty jatkumaan Lautaportaan vulkaniitin länsireunalla, eikä tiheysmallin perusteella voida päätellä, mikä kivilaji on kyseessä, varsinkin, kun kivilajirajojen alueella tiedetään olevan vaihettuvia. Rajattu 3Dkappalle rajoittuu kuitenkin kallioperäkartan vulkaniitin alueelle (ks. Kuva 25). Kuva 30. Lautaportaan 3D-kappale (rajattu pinta) ja tiheysinversiomalli etelästä (ylhäällä) ja idästä (alhaalla) katsottuna.

GEOLOGIAN TUTKIMUSKESKUS 86/2015 25 4.3.4 Kokkojoen vulkaniitti ja granitoidi Kokkojoen korkean tiheyden vulkaniitti ja sen pohjoispuolella sijaitseva matalan tiheyden granitoidi ovat melko samanmuotoisia itä-länsi suuntaisia kappaleita. Granitoidin syvyys on inversiomallin perusteella n. 2.5 km ja vulkaniitti ulottuu noin kilometrin syvemmälle (Kuva 31).

GEOLOGIAN TUTKIMUSKESKUS 86/2015 26 Kuva 31. Kokkojoen granitoidin (ylhäällä) ja vulkaniitin (keskellä) 3D-kappale (rajattu pinta) ja tiheysinversiomalli etelästä ja lännestä (alhaalla) katsottuna.

GEOLOGIAN TUTKIMUSKESKUS 86/2015 27 4.3.5 Hannukkalan vulkaniitti Hannukkalan vulkaniitti/gabro koostuu kahdesta korkean tiheyden osasta (Kuva 32). Inversion perusteella osista suuremman kaade on kohti pohjoista, toisin kuin rakenteen eteläpuolella sijaitsevan Kotkajärven granitoidin, jota ei kuitenkaan ole mallinnettu, koska APV-mittausalue ei kata sitä kokonaisuudessaan. Näiden rakenteiden välissä kulkee Hämeenlinnan ruhjevyöhyke. Kuva 32. Pirttikosken 3D-kappaleet (rajattu pinta) ja tiheysinversiomalli etelästä (ylhäällä) ja idästä (alhaalla) katsottuna. 4.4 Vertailu lentomagneettiseen aineistoon Verrattuna RTP-korjattuun lentomagneettiseen aineistoon (Kuva 33) nähdään, että painovoimarakenteilla on pääsääntöisesti hyvä vastaavuus magneettisessa aineistossa: korkean tiheyden kappaleet ovat myös magneettisia, kun taas matalan tiheyden kappaleet osuvat alhaisen magnetoituman alueille.

GEOLOGIAN TUTKIMUSKESKUS 86/2015 28 Kuva 33. Painovoimainversio (ylhäällä) ja rajatut 3D-kappaleet (alhaalla) verrattuna lentomagneettiseen aineistoon (harmaasävy). Katsontakulma ylhäältä etelästä.

GEOLOGIAN TUTKIMUSKESKUS 86/2015 29 4.5 Vertailu heijastusseismiseen aineistoon Kuva 34. Heijastusseismisen linjan kulku tutkimusalueen halki. Heijastusseisminen aineisto inversioalueelta on melko vähäpiirteistä eikä profiili leikkaa merkittävimpiä tiheysrakenteita (Kuva 34). Seismisen profiilin keskiosista (Kuva 35) voidaan tulkita allasmainen rakenne (myös Leväniemi et al. 2015), joka sopii yhteen profiilia leikkaavien felsisten vulkaniittien aiheuttamien minimien kanssa. Myös Lautaportaan vulkaniitin kaadesuunnalle saadaan vahvistusta seismisestä aineistosta, mutta painovoimainversio ei suoraan selitä voimakkaimpia heijasteita, esim. Lautaportaan tiheysrakenteen alaosassa.

GEOLOGIAN TUTKIMUSKESKUS 86/2015 30 Kuva 35. Heijastusseisminen linja FIRE2a (ylhäällä) ja linjalle projisoitu painovoimainversio (alhaalla). Katsontakulma koillisesta (pohjoinen oikealla), pituussuunnassa profiili kattaa edellisen kuvan alueen, syvyysulottuvuus 10 km. Painovoimainversiossa punainen = korkea tiheys, sininen = matala tiheys. 5 MAASTOTARKISTUKSET Hankkeessa tehtiin yksipäiväinen maastotarkistusmatka 25.11. eri osiin Forssan gabroa (Kuva 37). Tarkoituksena oli selvittää gabron koostumusta kallioperä Kyynäräjärvi-Salmenmaa alueella, jossa painovoima-anomalia viittaa korkeisiin tiheyksiin, mutta magneettinen gabro rajautuu selkeästi alueen eteläpuolella; alueelta ei ole GTK:n tietokannoissa (Outokummun ja GTK:n havainnot) kallioperähavaintoja, joskin vanhassa kallioperäkartassa (Neuvonen 1954) on alueelta runsaasti havaintopisteitä. Tämän lisäksi käytiin gabron kerrostuneessa osassa Jussinmäen louhoksella ja viereisellä Näkiänristin vanhalla louhoksella/paljastumalla ja gabron pohjoisosissa pyöreänmuotoisella anomalialla, jossa on voimakkaan magneettisia osia sekä pohjois- että eteläreunoissa.

GEOLOGIAN TUTKIMUSKESKUS 86/2015 31 Kuva 36. Maastotarkistuspaikat painovoimakenttäkartalla, taustalla harmaasävynä magneettinen aineisto (ylhäällä) ja kallioperäkartalla (alhaalla). Kaikissa maastotarkistuskohteissa kivilaji todettiin gabroksi. Kivien koostumus ja raekoko kuitenkin vaihtelevat huomattavasti (Kuva 37).

GEOLOGIAN TUTKIMUSKESKUS 86/2015 32 Kuva 37. Kuvia petrofysiikan mittauksiin menneistä gabronäytteistä. Ylärivissä Salmenmaa (vas.) ja Kyynäräjärvi (oik.), keskellä Jussinmäki (vas.) ja Näkiänristi (oik.), alarivissä Parrukuusisto (vas.) ja Salonenä (oik.). Gabronäytteiden tiheydet vaihtelevat välillä 2810-3080 kg/m3 (Taulukko 2). Kyynäräjärvi-Salmenmaa alueella tiheydet ovat selkeästi painovoima-anomaliaa vastaavia, ja voidaan todeta, että anomalia aiheutuu pintaanpuhkeavista gabrokivistä, joiden suskeptibiliteetti on alhainen. Jussinmäen näytteet kuvastavat hy-

GEOLOGIAN TUTKIMUSKESKUS 86/2015 33 vin kerrosgabron kivien fysikaalista vaihtelevuutta erityisesti magneettisten suskeptibiliteettien suhteen. Sama tilanne nähdään alueen pohjoisosissa Parrukuusisto-Salonenä alueella, missä pohjoisimmat näytteet (Salonenä) ovat voimakkaan magneettisia. Kerrostuneissa osissa tiheydet ovat näiden näytteiden perusteella suhteessa hieman alhaisempia kuin muissa osissa, joskin näytemäärä on toki hyvin vähäinen. Näyte D[kg/m3] K[10-6 SI] J[mA/m] Q-suhde Salmenmaa 1.1 2863 574 26 1.1 1.2 2877 629 16 0.6 2.1.1 3063 803 16 0.5 Kyynäräjärvi 2.1.2 3080 843 19 0.5 2.1 keskiarvo 3071 823 17 1 3.1.1 2926 555 14 0.6 3.1.2 2921 547 27 1.2 3.1.3 2926 546 15 0.7 3.1.4 2914 568 10 0.4 3.1 keskiarvo 2922 554 16 1 Jussinmäki 3.2.1 2813 1190 16 0.3 3.2.2 2810 1179 51 1.1 3.2.3 2814 1113 45 1.0 3.2 keskiarvo 2812 1161 37 1 3.3 2815 68109 556 0.2 3.4 2820 78573 426 0.1 Näkiänristi 4.1 3036 1295 22 0.4 Parrukuusisto 5 2911 1133 21 0.5 Salonenä 6.1 2928 51841 2079 1.0 6.2 2951 60916 1986 0.8 Taulukko 2. Gabronäytteiden petrofysiikan mittaustulokset. Näytenumerossa ensimmäinen numero viittaa paikkaan, toinen numero paikasta otettuun yksittäiseen näytteeseen ja mahdollinen kolmas numero pilkotusta näytteestä mitattuihin eri palasiin. D = tiheys, K = magneettinen suskeptibiliteetti, J = remanentin magnetoituman intensiteetti, Q = Köningsbergerin suhde. 6 YHTEENVETO Hämeen vulkaniittijakson alueella on vuosina 2013-2015 mitattu n. 2500 pistettä alueellista painovoimaa. Aineisto antaa uutta tietoa alueen kallioperästä, mm. gabrojen rakenteesta ja felsisten syväkivien dimensioista ja niiden välisistä yhteyksistä. Käytettävissä olevan ajan puitteissa aineistolle voitiin tehdä mallinnuksena vain rajoittamaton 3D-inversio, joka on laskennallisesti nopea, mutta jossa tulkinnan vapausasteita on kuitenkin paljon. Inversiotulos antaa kuitenkin osviittaa alueen tiheyskontrasteista ja kappaleiden 3D-dimensioista ja syvyysulottuvuuksista. Mikäli mallinnusta tehtään lisää jatkossa, on malliin suositeltavaa sisällyttää geologisia ja fysikaalisia rajoitteita, joilla mallinnuksen vapausasteita voidaan vähentää.

GEOLOGIAN TUTKIMUSKESKUS 86/2015 34 Kirjallisuus Airo, M.-L. & Säävuori, H. 2013. Petrophysical characteristics of Finnish bedrock: Concise handbook on the physical parameters of bedrock. Geological Survey of Finland, Report of Investigation 205. 33 p. Leväniemi, H., Heinonen, S., Niskanen, M. & Tiainen, M. 2015. Heijastusluotaus-, painovoima- ja geologisen aineiston 2D/3D-yhteistulkinta Hämeen vyöhykkeen poikki. Neuvonen, K. J. 1954. Forssa. Suomen geologinen kartta 1:100 000, kallioperäkartta, lehti 2113. Geologian tutkimuskeskus. Rasilainen, K., Lahtinen, R. & Bornhorst, T.J. 2007. The Rock Geochemical Database of Finland Manual. Geological Survey of Finland, Report of Investigation 164. 38 p. Suomen kallioperä DigiKO. Digitaalinen karttatietokanta [Elektroninen aineisto]. Espoo: Geologian tutkimuskeskus [viitattu ]. Versio 2.0.