GEOLOGIAN TUTKIMUSKESKUS Itä-Suomen yksikkö Kuopio 12.12.2013 Dnro M65K/2013 Imatran geoinventointi Kaisa-Maria Remes Tapani Tervo Jari Nenonen Kuopio 12.12.2013
GEOLOGIAN TUTKIMUSKESKUS 12.12.2013 Sisällysluettelo 1 JOHDANTO 1 2 IMATRAN ALUEEN KALLIOPERÄ 2 2.1 Kallioperän kehitysvaiheet 2 2.2 Vuoksenlaakson kiillegneissit 3 2.3 Vuoksenlaakson graniittiset kivet 5 2.4 Kalliokohteiden hyödyntäminen matkailussa 5 3 IMATRAN ALUEEN MAAPERÄ 6 3.1 Jäätikön vetäytyminen ja maaperämuodot 6 3.1.1 De Geer -moreenit 7 3.1.2 Virtauskielekkeet ja Salpausselät 8 3.2 Vesistövaiheet 10 3.2.1 Maankohoaminen ja ylin ranta 10 3.2.2 Baltian jääjärven pinnantasot 12 3.2.3 Paikalliset jääjärvet 12 3.2.4 Yoldiameri 13 3.2.5 Itsenäisen Saimaan alkuvaiheet 15 3.2.6 Suursaimaa 15 3.2.7 Vuoksen puhkeaminen 17 3.2.8 Yhteenveto meri- ja järvivaiheista Imatran alueella 18 3.3 Jääkauden jälkeinen aika 18 3.4 Maaperäkohteiden hyödyntäminen matkailussa 19 4 DETALJIKARTAT 19 4.1 Koulukadun ympäristö (detaljikartta 1) 20 4.2 Lammassaari (detaljikartta 2) 22 4.3 Ukonniemi (detaljikartta 3) 25 4.4 Mustalampi (detaljikartta 4) 27 4.5 Tainionkoski (detaljikartta 5) 30 4.6 Kruununpuisto-Mellonlahti (detaljikartta 6) 32 4.7 Vallinkoski (detaljikartta 7) 45 5 IMATRAN ALUEEN GEOKOHTEIDEN SOVELTUVUUS GEOPARK - KOHTEIKSI 48 KIRJALLISUUSLUETTELO Liitteet: Inventointialueen yleiskartta
1 1 JOHDANTO Työssä kartoitettiin Imatran kaupungin rajatulta alueelta (liite 1) geologiset kohteet. Olemassa olevan geologisen aineiston pohjalta selvitettiin myös tutkittavan alueen kallioperän ja maaperän geologisia piirteitä ja kehitystä. Tärkeänä osana selvityksessä on mannerjäätikön sulaminen, siitä aiheutunut maankohoaminen, Salpauselkien synty, järvialtaiden kehitys sekä Vuoksen puhkeaminen, joka antoi viimeisen silauksen nykyisen Saimaan järvimaiseman synnylle. Työn loppuosassa on pohdittu kohteiden arvoa Geoparks statuksen hakemisen näkökulmasta. Imatran geologisten kohteiden inventointi tehtiin maastokartoituksena tutkittavalla alueella. Sen ja aiempien tutkimusten, Geologian tutkimuskeskuksen (GTK) tietokantojen sekä kirjallisuuden perusteella laadittiin karttoja, joissa esitellään inventointialueen geologiaa. Tähän raporttiin sisällytettiin kallioperäkartta, yleiskartta, detaljikarttoja ja vesistökarttoja seuraavasti: kallioperäkartta on Imatran alueen kallioperästä kertovan kappaleen yhteydessä. Karttaan on merkitty ulkoilu- ja retkeilyreittejä, joita ei liitetty muihin karttoihin. Tutkimusalueen yleiskartta on liitteenä. Siihen on merkitty suorakulmioilla seitsemän detaljikartan paikat. Detaljikartat ovat raportissa omana osionaan ja karttojen yhteydessä kerrotaan tarkemmin kunkin alueen geologiasta. Vesistökartat ovat Vesistövaiheet -kappaleessa. Lähes kaikkien karttojen pohja-aineistona on Maanmittauslaitoksen laserkeilauskorkeusmalli sekä maastotietokannasta tiestö ja vesistöt. Lentokoneesta tehdyllä laserkeilauksella saadaan maastomuodoista erittäin tarkkaa korkeustietoa lasersäteiden avulla. Yleiskartan ja detaljikarttojen geologiset muodostumat rajattiin laserkeilausaineistoa tulkitsemalla ja myös maastokäyntien perusteella ArcMap -paikkatieto-ohjelmalla. Karttoihin merkityt maastopisteet (kallio, harva louhikko ja kivi), kallioalueet ja maa-ainesten ottoalueet sekä muinaisrantaaineisto ovat puolestaan GTK:n koko Suomen kattavista tietokannoista. Raportin valokuvat; Kaisa-Maria Remes, Tapani Tervo ja Jari Nenonen, kartat GTK.
2 IMATRAN ALUEEN KALLIOPERÄ Vuoksenvarren kallioperä koostuu kiillegneisseistä ja graniittisista kivistä. Kivilajien variaatiot ja niissä näkyvät rakenteet kertovat havainnollisella tavalla Suomen kallioperän kehitysvaiheista aikavälillä 1 910 1 800 miljoonaa vuotta sitten (kuva 1). Fennoskandian kilpenä tunnettu kivikehän kappale ja Suomen alue sen osana sijaitsi tuolloin päiväntasaajan tuntumassa suunnilleen nykyistä Egyptiä vastaavalla leveysasteella. Jos kivien syntyolosuhteille haetaan analogioita nykyiseltä maapallolta, niin Vuoksen kallioperän varhaisten kehitysvaiheiden kaltaisia geologisia ympäristöjä voisi löytyä Japania ympäröiviltä merialueilta tai Indonesian saaristosta. Nykyisen asunsa Vuoksen kivet saivat olosuhteissa, jotka vallitsevat esimerkiksi Alppien alla noin 15 km syvyydellä. 2 Kuva 1: Imatran alueen kallioperä on syntynyt aikavälillä 1 910 1800 miljoonaa vuotta sitten (Piirros Tapani Tervo GTK) 2.1 Kallioperän kehitysvaiheet Vuoksenvarren kallioperän syntytapahtumat alkoivat valtameren pohjalla noin 1 910 miljoonaa vuotta sitten. Lähialueilla tuolloin sijainneiden tuliperäisten saarien rapautumisen tuottamaa ja veden kuljettamaa hiekkaa, savea, kalkkiliejua ja hiilipitoista mutaa laskeutui merenpohjalle muodostaen vähitellen paksuja kerroksia. Nykyisen Salo-Issakan seudulla on viitteitä tuliperäisestä toiminnasta, jossa kivisulan lämpövaikutus ylläpiti veden kiertoa merenpohjan kallioiden huokosissa. Kuuman kallion jopa 350 asteiseksi lämmittämä vesi liuotti kivimassoista metalleja. Ne saostuivat ja kasautuivat sulfaatteina, karbonaatteina ja sulfideina paikkoihin, joissa kuuma vesi purkautui rakovyöhykkeiden kautta takaisin viileään meriveteen. Jostakin tällaisesta metallisaostumasta lienee saanut alkunsa Salo-Issakan sinkki-kuparimalmiaihe,
jota Outokumpu Oy tutki vuosina 1973-1976. Malmissa, jonka ensiviite saatiin vuonna 1972 mannerjäätikön kuljettamasta irtolohkareesta, on kuparikiisun ja sinkkivälkkeen lisäksi myös magneettikiisua ja rikkikiisua sekä satunnaisesti lyijyhohdetta ja arseenikiisua (Kurki, J. 1978) (Kurki, J. ja Saastamoinen, J. 1980). Vuoksen kallioperän syntyaikoina, kuten nykyäänkin, maapallon pintaosan muodostavat kivikehän laatat liikkuivat hitaasti toistensa suhteen. Näiden liikuntojen seurauksena nykyisen Suomen alue - Imatran seudun kallioperän aihio sen mukana - ajautui noin 1 900 miljoonaa vuotta sitten osaksi laajaa laattojen törmäysvyöhykettä. Seurasi seismisesti aktiivinen vaihe, jonka kuluessa muinaismeri sulkeutui ja törmäyskohtaan kohosi noin 1 885 miljoonaa vuotta sitten vuoristo. Jo noilta ajoilta lienevät peräisin myös Eteläisen Saimaan suuret kallioperän rikkonaisuusvyöhykkeet, jotka näkyvät nykymaisemassa järvialtaiden suuntauksessa. Kivikehän laattojen törmätessä merikerrostumat sulloutuivat törmäyssaumaan kohoavan vuoriston juuriosiin. Maansisäinen kuumuus ja kova paine aiheuttivat kivimassojen uudelleenkiteytymistä. Mineraalien raekoko kasvoi ja syntyi uusia mineraalilajeja. Kivilajien rakenne muuttui ja kiillegneissit saivat nykyisen asunsa. Osa kiviaineksesta suli kokonaan ja kiteytyi lämpötilan laskiessa hitaasti erilaisiksi syväkiviksi. Inventointialueen eteläosassa on pieninä esiintyminä dioriitti- ja gabroluokan syväkiviä, joiden ikä on noin 1 900-1 860 miljoonaa vuotta. Ne kiteytyivät siis vuorenpoimutuksen kuluessa. Erästä gabromassiivia on louhittu Näträmälässä vuorivillan raaka-aineeksi (Junttila, S. et al. 1994). Vuoksenlaakson näkökulmasta tärkeämpi syväkivien kiteytymisvaihe tapahtui kuitenkin vuorenpoimutuksen huippuvaiheen jälkeen aikavälillä 1 830-1 800 miljoonaa vuotta sitten. Tuolloin satoja kuutiokilometrejä graniittista kivisulaa kiteytyi hitaasti karkearakeiseksi graniitiksi, ns. pegmatiittigraniitiksi, joka on Vuoksenvarren yleisin kivilaji. Pegmatiittigraniittien joukossa on myös muita graniittivariaatioita, kuten keskirakeista graniittia sekä hienorakeista ja vaaleaa apliittigraniittia. Usein nämä graniittimuunnokset vaihettuvat toisikseen jopa samoilla paljastumilla. Vuorenpoimutusta seurannut ja yhä jatkuva kulutuskausi on paljastanut syvällä maankuoressa muokkautuneet kivilajit nykyiseen maanpintaleikkaukseen. Inventointialueen eteläpuolelle jäävän ns. Viipurin rapakivimassiivin kiteytyessä 1 650 1620 miljoonaa vuotta sitten vuoriston tasoittuminen oli edennyt jo pitkälle. 3 2.2 Vuoksenlaakson kiillegneissit Runsas puolet inventointialueen kallioperästä koostuu harmaista tai tummanharmaista kiillegneisseistä, jotka ovat syntyneet muinaismeren pohjalle noin 1 910-1 880 miljoonaa vuotta sitten kasautuneista hiekka- ja savivaltaisista kerrostumista. Ohuina välikerroksina voi esiintyä myös kalkkikiveä, vulkaanissyntyistä amfiboliittia sekä mätäliejusyntyisiä mustaliuskeita. Vuorenpoimutuksen yhteydessä kiviin kehittyi voimakas liuskeisuus, joka on Vuoksen alueella luode-kaakko suuntainen. Alueen kiillegneissien päämineraaleja ovat plagioklaasi (An 20-45), kvartsi ja tumma kiille eli biotiitti. Lisäksi kiven karkearakeisemmissa muunnoksissa esiintyy usein granaattia sekä jonkin verran kordieriittia. Varsinkin granaatti voi esiintyä suurina omamuotoisina kiteinä. Granaatti ja kordieriitti ovat mineraaleja, joita voi syntyä vain kovassa paineessa ja lämpötilassa (Nykänen, O., Meriläinen, K.1991). Mineraalien perusteella voidaan päätellä, että inventointialueen kiillegneissien syntylämpötila on ollut 650-700 C 0 ja painetta on ollut noin neljä kilobaaria. Sama paine saavutetaan, jos sormenpäätä vastaavalle pinta-alalle (1 cm 2 ) kasataan kolme keskikokoista henkilöautoa. Nykyisen kalliopinnan päällä on aikoinaan ollut kiveä noin 15 kilometriä. Luku ei kuitenkaan kerro Suomea muinoin halkoneen vuoriston korkeutta, sillä eroosion leikatessa huippuja vuoriston ympäröiviä kalliomassoja kevyemmät juuriosat vastaavasti kohosivat.
Kuva 2: Imatran kallioperä (GTK) 4
2.3 Vuoksenlaakson graniittiset kivet Vajaa puolet inventointialueen kallioperästä koostuu ns. Vuoksenlaakson pegmatiittigraniitista ja sen eri variaatioista. Tyypillisimmillään kivi on karkearakeista väriltään punertavaa. Väri johtuu vaaleanpunaisesta kalimaasälvästä. Pegmatiittigraniittia esiintyy Vuoksenlaakson ympäristössä pitkänomaisena intruusiona, jonka syvyyttä ei tunneta. Intruusion maanpintaleikkauksen pinta-ala on noin sata neliökilometriä. Vuoksenlaakson pegmatiittigraniitin päämineraaleja ovat kalimaasälpä, plagioklaasi (An 15-20) ja kvartsi. Hivenmineraaleina on kordieriittia, granaattia, biotiittia, zirkonia, titaniittia, muskoviinia, kloriittia, apatiittia ja magnetiittia sekä paikoin turmaliinia. Joskus erityisesti granaattikiteet (almandiini) ovat halkaisijaltaan useita senttimetrejä ja ne erottuvat kivipinnoilla tummanpunaisina läiskinä (Nykänen, O., Meriläinen, K.1991). Koska pegmatiittigraniitin lähtöaineksena toiminut kivisula tunkeutui jo lähes kiinteässä tilassa olleen kiillegneissikallion rakoihin ja heikkousvyöhykkeisiin, kivilajit sekoittuvat laajoilla alueilla toisiinsa muodostaen erilaisia seoskivilajeja eli migmatiitteja. Näitä ovat mm. suonigneissit, joissa tummat gneissimäiset liuskeet vuorottelevat myöhemmin kiteytyneiden vaaleiden graniittijuonien ja kerrosten kanssa. Kiven ulkoasu on voimakkaan raitainen. Joskus taas tumma kiillegneissi esiintyy vaihtelevan kokoisina kappaleina ja sulkeumina vaaleassa graniittisessa kivessä. Seoskivilajeissa tummien ja vaaleiden osien ikäero voi olla useita kymmeniä miljoonia vuosia. 5 2.4 Kalliokohteiden hyödyntäminen matkailussa Inventointialueen eteläosa on voimakkaan kallioreliefin aluetta. Ohuen maapeitteen verhoamat kallioselänteet kohoavat ympäröivästä tasosta 20-30 metriä. Mannerjäätikön sulamista seuranneet vesivaiheet ovat huuhtoneet ja paljastaneet selänteiden lakialueille ja rinteille laajoja avokallioalueita. Syrjäisen sijainnin ja palveluiden täydellisen puuttumisen vuoksi Räikkölän Salo-Issakan kalliokohteiden matkailullinen arvo on kuitenkin vähäinen. Periaatteessa Näträmälän vuorivillakivilouhos tai Salo-Issakkan Cumalmiaihe (ei näkyvillä paljastumissa) voitaisiin valmistella käyntikohteiksi. Toinen asia on, kuinka mittavia investointeja ne vaatisivat tullakseen vaikeasti saavutettavina yksittäisinä kohteina keskivertomatkailijaa kiinnostaviksi. Inventointialueen keski- ja pohjoisosissa avokallioalueet ovat harvinaisia. Tämä johtuu siitä, että sulavan mannerjäätikön reuna pysytteli pitkään alueen pohjoisrajan tuntumassa. Jäätikön äärelle kasautuneet massiiviset reunamuodostumat ja kauemmas syvään veteen kerrostuneet paksut siltti- ja savikerrostumat peittävät kallioperää lähes aukottomana verhona. Kallio pilkistää maapeitteen läpi lähinnä vain Saimaan ranta-alueilla. Vaikka maiseman geologiset arvot painottuvat pohjoisessa Salpausselkään ja siihen läheisesti liittyviin maaperämuodostumiin, myös alueen harvoista kalliokohteista on mahdollista valmistella laadukkaita käyntikohteita. Erityisesti Lammassaaren pohjoispään ja Leppälahden rantakallioita kannattaa arvioida potentiaalisina maastokohteina. Kallioperäteemojen ohella niistä voidaan todennäköisesti osoittaa myös mannerjäätikön kuluttamia pintoja uurteineen. Siirtolohkareita voidaan hyödyntää esimerkkeinä alueen kivilajeista. Lisäksi ne ovat havainnollisia todisteita mannerjäätikön toiminnasta. Koko inventointialueen ylivoimaisesti paras kalliokohde on Vuoksen vanha uoma lähiympäristöineen. Uomanvarren laajoissa avokalloissa näkyviä rakenteita ja kivilajeja täydentää vuonna 1903 valmistunut Imatran Valtionhotelli, jonka julkisivujen luonnonkiviosien raaka-aine on peräisin paikallisista louhimoista. Lisäksi hotellin sisääntuloaulassa on käytetty Pohjois-Karjalasta Juuan alueelta tuotettua vuolukiveä. Toisaalta Imatrankosken ja Tainionkosken voimalaitospatojen rakenteissa on käytetty rajan taakse jääneen Antrean Juuriasmäen harmaata ja hienorakeista graniittia. Samaa kiveä hyödynnettiin jatkosodan aikana laajasti massiivisten puolustusrakenteiden raaka-aineena. Tunnettujen kivirakenteiden kautta on mahdollista laatia matkailusisältöjä, joissa geologia yhdistyy käytettyjen kivilajien myötä luontevalla tavalla alueen historiaan, Vuoksen koskien valjastamiseen ja Valtionhotellin arkkitehtuuriin.
6 3 IMATRAN ALUEEN MAAPERÄ Maaperä on kiinteän kallioperän päällä oleva kerros, joka koostuu eri maalajeista. Maalajit jaetaan kivennäismaalajeihin (moreeni, sora, hiekka, hieta, hiesu ja savi) sekä eloperäisiin maalajeihin (esim. lieju, turve). Imatran alueen maaperä, samoin kuin koko Suomen maaperä on syntynyt Veiksel jääkauden mannerjäätikön maa- ja kallioperää kuluttavien ja kerrostavien prosessien sekä mannerjäätikön sulamista seuranneiden tapahtumien tuloksena (esim. rannansiirtyminen, jokieroosio ja kerrostuminen, tuulitoiminta, soistuminen). Hitaasti virtaava jäätikköjää ja sen pohjaosassa kulkeutuva kiviaines kuluttivat kallioalustaansa. Pienempiä hiomistyön tuloksia ovat silokalliot ja niissä näkyvät kulutusmerkit, joista uurteet ovat yleisimpiä. Uurteet osoittavat tarkasti jään kulkusuunnan. Imatralla vallitseva uurresuunta vaihtelee välillä 310 0-325 0. Erityisesti vaihtelevan kalliotopografian alueilla mannerjäätikön pohjaosassa tapahtui paineen vaihtelusta johtuvaa jään paikallista sulamista ja uudelleenjäätymistä. Kalliorakoihin jäätyvä vesi irrotti ja louhi erityisesti kalliokohoumien suojapuolelta erikokoisia kappaleita. Ne tempautuivat virtaavan jään mukaan, sekoittuivat muuhun kiviainekseen ja kerrostuivat myöhemmin jään sulaessa moreenina. Pintamoreenin lohkareisuus on ominaista inventointialueen pohjoisosien moreenimuodostumille. Mannerjäätikön kerrostamia moreenimuotoja ovat muun muassa jäätikköjään virtauksen suuntaiset drumliinit, suuntautumattomat kumpumoreenikentät ja jäätikön reunan suuntaiset reunamoreenit. Näistä vain viimeksi mainitut ovat Imatran alueelle ominaisia. Hiekkaa ja soraa kerrostui jäätikössä toimineen jokiverkoston muotoja kuvastaviksi pitkittäisharjuiksi. Mannerjäätikön reunalla tunneliuomat laajenivat railoiksi ja jäätikkölahdiksi, joihin kerrostui pääosin hiekasta koostuvia jokisuistoja eli deltoja. Ne osoittavat paikallisten jääjärvien tai Itämeren eri vaiheiden pintojen tasoja. Deltoja ja vedenalaisiksi jääneitä alkiodeltoja syntyi erityisesti Salpausselkävyöhykkeeseen, jossa jään reuna viipyi pitkään samalla paikalla. Sulamisvesiin liettynyt hienoaines kulkeutui suspensiona kauemmas ja kerrostui syvään veteen laajoiksi siltti- ja savimaiksi. Sulavasta jäätiköstä vapautuva vesi ja sen mukana kulkeutuvat irtokivet kuluttivat kallioihin hiidenkirnuja. Jäätikön sulettua niitä syntyi ja syntyy edelleen myös jokien koskipaikoilla. Ilmiön eräänä vaikuttavana tekijänä on kavitaatio. Sillä tarkoitetaan voimakkaissa painevaihteluissa veteen syntyviä kaasukuplia, jotka tuottavat hävitessään ympäristöön leviäviä paineaaltoja. Toistuvat paineaallot murentavat vähitellen lähellä olevia kivipintoja. Imatran koskikirnukenttä lienee lajissaan Suomen kuuluisin. Mannerjäätikön alta paljastuva ja jään sulamista seuraavien vesivaiheiden alta kohoava maa alkoi soistua ja alaville alueilla muodostui järvialtaita. Itämeren ja järvien eri vaiheet tuottivat maastoon muinaisrantoja, jotka näkyvät ylimmän rannan alapuolisina rantatörminä ja terasseina, jyrkänpartaina, rantavalleina ja särkkinä. Selkeimmiksi muodot kehittyivät hiekka- ja soramailla. Ohutpeitteiset kalliomäet huuhtoutuivat avokallioiksi. Tuuli kerrosti hiedasta ja hienosta hiekasta dyynejä, joita syntyi Itämeren eri vaiheiden, jääjärvien ja järvien rantavyöhykkeisiin. Elämme pitkään jatkuneen jääkausiajan erästä lämmintä ja jäätöntä välivaihetta, josta käytetään nimitystä Holoseeni. Geologiset prosessit jatkuvat edelleen. Soistuminen jatkuu, järvien pohjiin kerrostuu sedimenttejä, kallioperä rapautuu ja joet kuluttavat hienoainesalueita. Maisema siis muuttuu, vaikkakin hitaasti, ja nykyisin myös ihmisen vaikutuksesta. 3.1 Jäätikön vetäytyminen ja maaperämuodot Veiksel jääkausi, Pleistoseeniajan jäätiköitymiskausista viimeisin, alkoi noin 115 000 vuotta sitten. Skandinavian mannerjäätikkö levittäytyi ympäristöönsä Skandien vuoristosta. Venäjän puolella vaikuttivat Barentsin ja Karan mannerjäätiköt. Kylminä vaiheina mannerjäätiköt etenivät ja yhdistyivät, lämpiminä vetäytyivät. Tämän johdosta Veiksel on jaettu Varhais-, Keski- ja Myöhäis-Veiksel jäätiköitymisjaksoihin ja
niiden välisiin interstadiaaleihin (Brörup ja Odderade), jolloin ilmasto oli lämmin. Myöhäis-Veikselin kylmin vaihe käynnistyi noin 20 000 vuotta sitten. Skandinavian mannerjäätikkö ulottui tuolloin Pohjois- Saksaan, Puolaan, Baltian maihin ja lähelle Moskovaa. Myös Brittein saaret olivat jäätikön peitossa. Noin 18 000 vuotta sitten jäätiköt alkoivat nopeasti sulaa ilmaston lämmetessä. Veiksel-vaiheen aikana ilmastossa tapahtui nopeita muutoksia. Pohjoisella pallonpuoliskolla lämpötila saattoi muuttua 6-10 astetta muutamassa kymmenessä vuodessa (Lunkka 2008). Ilmastomuutokset kuvastuivat jäänreunan edestakaisena liikkeenä, jota kutsutaan oskilloinniksi (jään reunan liikkeisiin vaikuttavat myös jäätikön dynamiikkaan liittyvät ilmiöt). Jään kertymän kasvaessa sulamista suuremmaksi mannerjäätikön reuna alkoi edetä ja vastaavasti sulamisen ylittäessä kertymän reuna vetäytyi. Kun uuden jäätikköjään syntyminen oli tasapainossa jään sulamisen ja haihtumisen kanssa, jään reuna pysyi samassa paikassa. Oleellista on, että jäätikköjää voi virrata jään kerrostumisalueelta sulamisalueelle ja kuluttaa alustaansa myös silloin, kun jään reuna vetäytyy. Imatran alueen eteläosalle ominaiset kallioselänteet ovat hioutuneet nykyiseen muotoonsa luoteesta kaakkoon virranneen jäätikköjään kuluttamana. Sulavan mannerjäätikön reuna saavutti Etelä-Suomen rannikon noin 13 100 vuotta sitten (Lunkka et al. 2004). Imatran eteläosien paljastuessa jään alta sulamisvesien kuljettamaa kiviaineksesta kerrostui soravaltaisia harjukumpareita, joita esiintyy katkonaisena jaksona Mellonmäeltä Vallinkoskelle ulottuvalla alueella. Inventointialueen keskiosan maaperämuodostumista huomionarvoisia ovat myös Mellonlahden eteläpuolelle jäätikön reunan eteen kasaantuneet suuret moreenivallit sekä samoilla alueilla parvina esiintyvät pienet moreeniselänteet, ns. De Geer moreenit, joista kerrotaan kappaleessa 3.1.1. Imatran seudun De Geer -moreenien muodostumisen jälkeen mannerjäätikön reuna ehti vetäytyä viitisenkymmentä kilometriä luoteeseen, kun ilmasto jälleen kylmeni. Sen seurauksena mannerjäätikkö levittäytyi uudelleen jo jäästä vapautuneelle alueelle ja alkoi kerrostaa inventointialueen pohjoisrajan tuntumaan Ensimmäisen Salpausselän reunadeltoja ja moreeniselänteitä. Jäätikön reunan vetäytymisvaihetta kutsutaan Heinolan deglasiaatioksi. Sitä seurannut jäätikön laajeneminen Ensimmäisen Salpausselän asemaan tapahtui puolestaan ilmastoltaan viileämmän Nuoremman Dryaksen aikana. Ensimmäinen Salpausselkä kerrostui aikavälillä 12 300-12 100 vuotta sitten. Sen muodostuessa jään reuna päättyi Baltian jääjärveen (Itämeren varhainen vaihe). Jäätikköjokisysteemit syöksivät altaaseen kuljettamaansa ainesta. Karkein aines (sora, hiekka) kerrostui jäätikön reunan edustalle marginaalisiksi deltoiksi ja hienompi aines kulkeutui veden mukana jään reunasta poispäin ja kerrostui Vuoksen alajuoksulle savikoiksi. Baltian jääjärven lustosavista kerrotaan detaljikartan 7 yhteydessä. 7 3.1.1 De Geer -moreenit De Geer -moreeniselänteet ovat jäätikön reunan suuntaisia epäsymmetrisiä harjanteita, joiden proksimaalisivu eli jäätikön puoleinen sivu on loiva ja distaalisivu jyrkkä (kuva 3). Selänteet koostuvat jäätikköjään sulamisvesien kuljettamasta lajittuneesta aineksesta sekä jäätikön kuljettamasta lajittumattomasta kivi- ja sora-aineksesta. Selänteiden pinta on usein lohkareinen, runsaammin niitä on selänteiden distaalisivuilla. De Geer -moreenit muodostavat useita peräkkäisiä moreeniselänteitä sisältäviä parvia ja kenttiä veden peitossa olleille alaville alueille. Siten niitä on erityisesti etelässä Salpausselkien yhteydessä ja lännessä maankohoamisrannikolla. Niitä löytyy kuitenkin myös korkeammilta alueilta, drumliinien ja muiden moreenikumpareiden yhteydestä. Yksittäisten selänteiden väli vaihtelee 20 metristä 460 metriin. De Geer - harjanteet ovat 1-3 metriä korkeita, 10-20 metriä leveitä ja 100-200 metriä pitkiä. Harvoissa tapauksissa harjanteiden korkeus yltää viiteen metriin. Harjanteiden maksimileveys on 25 m ja pituus 2 km. (Aartolahti et al. 1995). Selänteet ovat syntyneet syvään veteen jäätikön reunavyöhykkeessä. Ideaalitapauksissa, Merenkurkun maailmanperintöalueella vettä oli noin 200-300 metriä. De Geer -moreenien syntytavasta on monia käsityksiä. Erään teorian mukaan pohjakontaktin kadotessa ja jäätikön reunaosan kelluessa veden päällä
siitä irtosi jäälohkareita. Irtoamisen jälkeen jäätikön reunan eteen jäi moreeniselänteitä kuvastamaan vetäytyvän jään reuna-asemia (kuva 3). 8 Kuva 3: Eräs teoria De Geer -moreenien syntytavasta. Jään työnnön alta vapautuneet harjanteet ovat epäsymmetrisiä. Niiden proksimaalisivu on loiva ja distaalisivu jyrkkä ja lohkareinen. Piirros: Harri Kutvonen, GTK. Ensimmäisenä näitä moreeniharjanteita kuvasi ruotsalainen tutkija Gerard De Geer 1800-luvun loppupuolella. Sittemmin niitä on alettu kutsumaan tutkijansa mukaan De Geer -moreeneiksi. Niitä kutsutaan tai on kutsuttu myös pyykkilautamoreeneiksi ja vuosimoreeneiksi. Jälkimmäistä termiä ei enää käytetä, koska De Geer -moreenien syntyä kuvaavasta varhaisesta tulkinnasta on luovuttu. Sen mukaan vuoden aikana syntyi aina yksi moreeniselänne vetäytyvän jään reunan eteen. Inventointialueelta De Geer moreeneita löytyy esimerkiksi Imatran taajamasta Koulukadun ympäristöstä (Vrt. Detaljikartta 1). Syvään veteen kerrostuneet De Geer -moreenit paljastuivat veden alta vasta kun Baltian jääjärven pinta laski 11 590 vuotta sitten 28 metriä Yoldiameren tasoon. Koska vedenpinnan lasku oli nopea, selänteiden rinteille saattoi jäädä syvään veteen syntyneitä siltti- ja savikerroksia. Hienoaineskerrostumien osittain tasoittamat Imatran De Geer -moreenit voivat olla maastossa vaikeasti havaittavia. 3.1.2 Virtauskielekkeet ja Salpausselät Deglasiaatiovaiheessa jäätikköjää virtasi siten, että muodostui eri- ja samanaikaisesti toimineita viuhkamaisia virtauskielekkeitä, joiden muotoja Salpausselkien reunamuodostumat ja pitkittäisharjujaksot kuvastavat. Etelä-Suomesta on tunnistettu neljä eri kielekettä: Itämeren, Näsijärven-Jyväskylän, Järvi- Suomen ja Pohjois-Karjalan kielekkeet (kuva 4). Imatran seutu on Järvi-Suomen kielekkeen alueella. Salpausselkävyöhyke, johon kuuluu Ensimmäisen Salpausselän lisäksi Toinen ja Kolmas Salpausselkä, kulkee Etelä-Suomen halki. Se on osa koko Fennoskandiaa kiertävää reunamuodostumien päätemoreenien ketjua. Ensimmäinen Salpausselkä kerrostui Heinolan deglasiaation jälkeen Nuoremman Dryaksen aikana noin 12 300 12 100 vuotta sitten (Saarnisto & Saarinen 2001). Seuraavassa vaiheessa mannerjäätikön reuna vetäytyi noin 15-25 km ja pysähtyi jälleen kerrostaen Toisen Salpausselän noin 11 800 11 600 vuotta sitten (Saarnisto & Saarinen 2001). Yleisesti ottaen reunamuodostumat koostuvat jäätikköjokien kasaamista deltoista ja sandurdeltoista sekä jäätikön eteen kerrostuneista moreeniselänteistä. Salpausselkien muodostuessa jäätikön reuna päättyi Baltian jääjärveen, jonka pinnan tasoon jäätikköjokien suuaukoille muodostuneet deltat kerrostuivat. Sandurdeltojen tapauksessa jokien kuljettama aines jat-
koi kerrostumistaan Baltian jääjärven pinnan yläpuolelle. Sen johdosta sandureiden pinta on sulamisvesien uurtamien palmikkojokien kirjomaa. Supat ovat deltatasanteille ominaisia maastomuotoja. Ne ovat kuoppia, jotka ovat syntyneet deltan hiekkakerrostumiin hautautuneiden jäälohkareiden sulaessa. 9 Kuva 4: Mannerjäätikössä toimineet virtauskielekkeet ja niiden ääriasemiin liittyvät reunamuodostumat. Kuva 5: Ensimmäisen Salpausselän deltat ja reunamoreenit ovat inventointialueen merkittävimmät maaperämuodostumat. Mannerjäätikön äärelle syvään veteen syntyi laajoja siltti- ja savikerrostumia.
Salpausselkien kerrostumat ovat monimuotoisia. Ne koostuvat vanhemmista Heinolan deglasiaation aikaisista kerroksista ja nuoremmista Salpausselkävaiheessa kerrostuneista osista. Jään reunan oskillointi sekä se päättyikö jäätikön reuna kuivalle maalle vai veteen vaikuttivat kerrostumisolosuhteisiin. Moreenia kerrostui kuivalle maalle ja reunadeltojen proksimaalipuolelle jään reunan edestakaisen liikehdinnän johdosta. Lajittuneista maalajeista koostuvia muodostumia, deltoja ja sandureita syntyi jäätikköjokien suualueille. Kuivalla maalla mannerjäätikkö puski eteensä pohjamoreenista ja massaliikuntakerrostumista koostuvia reunamoreeniselänteitä. Selänteet sisältävät myös jäätikköjokien kuljettamaa aineksesta, jos jäätikkö päättyi avoveteen. Salpausselkiin tehtyjen maaleikkausten seinämissä näkyy deformaatiorakenteita (kerrosten taipumista ja poimuja) jotka kertovat jäätikön muokkaavasta ja edestakaisesta liikkeestä. Imatralla Ensimmäinen Salpausselkä kulkee lounaasta koilliseen Saimaan rantaa seuraillen. Reunamuodostuma koostuu Lammassaaren ja Ukonniemen reunadeltasta sekä reunamoreeneista. Reunamoreenien jäätikönpuoleinen rinne on loiva. Korkeimman kohdan taka jää jyrkkä ja kivinen distaalisivu. Mittasuhteiltaan reunamoreenit ovat selvästi suurempia kuin inventointialueen keskiosissa yleiset De Geer - harjanteet. Salpausselän reunamuodostuma voi koostua myös hiekkaisista harjanteista, jotka sisältävät moreenia. Paperharjuntie Karhumäessä kulkee tällaista harjannetta pitkin. Vuoksi halkaisee Ensimmäisen Salpausselän Vuoksenniskalla. Sieltä Saimaan vedet virtaavat Vuoksen kuljettamana Laatokkaan. Ensimmäisen Salpausselän reunamuodostumasta kerrotaan lisää detaljikartoissa 2-5. 10 3.2 Vesistövaiheet Itämeren vaiheita Baltian jääjärven jälkeen ovat ikäjärjestyksessä luetellen Yoldiameri, Ancylusjärvi ja Litorinameri. Suomen järvialtaat kuroutuivat Itämerestä näiden eri vaiheiden aikana. Saimaa kuroutui itsenäiseksi altaaksi jo Yoldiamerestä. Kuroutumisen jälkeen Saimaa on kokenut monia vaiheita. Aluksi vedenpinta oli alhaalla ja Saimaa laski pohjoiseen Kyläniemen kautta. Ranta alkoi kuitenkin kohota epätasaisesta maankohoamisesta johtuvan maanpinnan kallistumisen seurauksena. Saimaa yhtyi muiden Vuoksen vesistöalueen järvialtaiden kanssa muodostaen Suursaimaan, jonka Pohjanlahteen laskeva laskuuoma sijaitsi Iisalmen länsipuolella. Tämä vaihe päättyi Vuoksen puhkeamiseen ja Saimaan pinta laski nykyiselle tasolleen. Eri meri- ja järvivaiheista jäi merkkeinä ympäristöön, esim. Salpausselkien yhteyteen deltatasanteita ja muinaisrantoja. 3.2.1 Maankohoaminen ja ylin ranta Mannerjäätikön sulaessa sen painon alla vajonnut maankuori alkoi kohota entiseen asemaansa. Maankohoaminen, jota tapahtuu vielä nykyäänkin, on nopeinta Pohjanlahden alueella ja hitaampaa maan kaakkoisosassa. Tämän johdosta maankuori on kallistunut jäätiköitymiskeskuksesta reunoille päin. Maankohoaminen ja maankuoren kallistuminen on vaikuttanut järvien kehitykseen. Laskukynnyksen sijainnista riippuen kallistuminen on johtanut vedenpinnan laskuun ja järven kutistumiseen tai vedenpinnan nousuun ja järven laajenemiseen. Epätasainen maankohoaminen on vaikuttanut myös Saimaan vaiheisiin. Epätasaisen maankohoamisen ja maankuoren kallistumisen johdosta myös eri meri- ja järvivaiheiden rantamerkit ovat nykyisin eri korkeuksilla ja kallistuneina. Esimerkiksi ylin ranta, joka tietyllä alueella osoittaa sitä Itämeren vedenpinnan ylintä korkeutta, johon vesi on ulottunut mannerjäätikön perääntymisen jälkeen, on matalammalla tasolla kaakossa kuin luoteessa (kts. Kuva 9). Ylin ranta on myös vanhempi kaakossa kuin luoteessa, koska Kaakkois-Suomi vapautui mannerjäätikön alta ennen Pohjanlahden ja Perämeren aluetta. Itämeren vesien peitossa olleita eli ylimmän rannan alapuolisia alueita sanotaan subakvaattisiksi. Ylimmän rannan yläpuoliset eli supra-akvaattiset alueet eivät olleet mannerjäätikön sulaessa kosketuksissa veteen meri- ja järvivaiheiden aikana vaan jäätikkö päättyi kuivalle maalle. Suomessa supraakvaattinen alue käsittää lähinnä Rovaniemen pohjoispuolisen Lapin, Kainuun ja Pohjois-Karjalan. Imatran seutu on puolestaan lähes kokonaan subakvaattista aluetta. Vain Ensimmäisen Salpausselän sandurdeltat kohoavat ylimmän rannan yläpuolelle (kuva 6 ja detaljikartta 3).
Kuva 6: Imatran inventointialueen ja lähiympäristön supra- ja subakvaattiset alueet (GTK:n muinaisranta aineisto). Saimaa ja Vuoksi ovat karttapohjalla nykyisessä laajuudessaan. Lammassaaren Baltian jääjärvi 101.24 mpy tarkoittaa deltatasanteelta mitattua ylimmän rannan korkeutta merenpinnasta. 11
3.2.2 Baltian jääjärven pinnantasot Baltian jääjärven pinnantasoon muodostuneet Ensimmäisen Salpausselän deltat kuvastavat ylintä rantaa ja niitä kutsutaan B I -tasoiksi (kuva 7:1). Lammassaaressa B I -taso on 101,24 m mpy (kuva 6, Detaljikartta 2). B I -taso ei ole vakio kaikkialla Salpausselkävyöhykkeessä, korkeimmat tasot ovat Kärkölässä (160 m mpy), josta ne asteittain alenevat (Eronen 1990). Osassa Ensimmäistä Salpausselkää, noin 25 m B I -tason alapuolella on Baltian jääjärven varhaista vesivaihetta kuvastava g-taso, jonka rantoja ei kuitenkaan Imatran seudulla ole. Jään reunan vetäytyessä Toisen Salpausselän kohdalle vedenpinta laski jonkin verran, jolloin Salpausselkien välimaastoon syntyi B II -tason deltoja. Ne ovat noin viisi metriä B I -tasoa alempana (Jantunen 2004). Jäätikön reunan pysähtyessä Toisen Salpausselän kohdalle syntyi B III -tason deltoja. B III -taso ilmenee Ensimmäisen Salpausselän kupeilla noin kymmenen metriä B I -tason alapuolella (Eronen 1990). Lammassaaressa B III -taso on siis noin 91 m mpy. Luonnossa se erottuu ylimmän rannan alapuolella olevana törmäterassina (kuva 7:2). 12 Kuva 7: Erilaisten rannanmerkkien syntyminen Ensimmäisen Salpausselän reunadeltan rinteelle (esim. Lammassaari). 1.: Ylin ranta muodostuu Baltian jääjärven pinnantasoon SsI:n kerrostuessa noin 12 300 12 100 vuotta sitten. 2.: Uutta maata paljastuu veden alta maankohoamisen myötä. Rantavoimat kuluttavat ylimmän rannan alapuolelle rantatörmän ja rantaterassin noin 11 800 11 600 vuotta sitten Ss II:n kerrostuessa. Piirros: Harri Kutvonen, GTK. Baltian jääjärvi laski Yoldiameren tasoon noin 11 590 vuotta sitten (Saarnisto & Saarinen 2001). Toisen Salpausselän jäätikön puoleisella rinteellä on deltoja, jotka sijaitsevat noin 28 m B III -tason alapuolella osoittaen Baltian jääjärven nopeaa laskua (Eronen 1990). Vedenpinta laski Ala-Saimaan ympäristössä (kuva 8) eli Salpausselkien välisellä alueella noin 13 m (Pajunen 2005). Lammassaaren rantamuodostumat jäivät silloin kuiville. 3.2.3 Paikalliset jääjärvet Salpausselkien tuntumaan, sulavan jään reunan eteen ja sitä ympäröivien korkeampien alueiden väliin jäi allas, jonka vedet eivät laskeneet Yoldiameren tasoon vaan sinne patoutui paikallinen jääjärvi, jonka pinta jäi noin 15 metriä merenpintaa korkeammalle (Hellaakoski 1934). Varhaisissa tutkimuksissa (esim. Hellaakoski 1934) kantana on ollut että jääjärven pinta laski Yoldiameren tasoon vaiheittain. Uusimmissa julkaisuissa (Hakulinen 2009 ja 2012b) on päädytty kuitenkin siihen että alkuun Etelä-Saimaan jääjärven pinta oli Hellaakosken määrittämän alkutason alapuolella ja nousi vastaamaan sitä vasta myöhemmin kun Pohjois-Karjalan ja Säämingin jääjärvien vedet yhtyivät Etelä-Saimaan jääjärveen muodostaen Saimaan jääjärven. Kuvaan 9 on merkitty jääjärvet nykyisten järvialtaiden yhteyteen. Saimaan jääjärven vedenpinta ei kuitenkaan noussut niin korkealle että se olisi yltänyt peittämään Lammassaaren B III -tason rantoja. Saimaan jääjärviaika kesti vain noin 100-200 vuotta.
Hakulisen (2012b) mukaan Baltian jääjärven laskun loppuvaiheessa Vuoksenniskan ja Neitsytniemen väliin syntyi pieni järvi, joka laski vetensä etelään Virasojaa pitkin ja myöhemmin mahdollisesti pohjoiseen Suursaimaaseen (detaljikartta 5). Hakulinen uskoo, että tämä järvi esti osaltaan Vuoksen puhkeamisen jo jääjärvivaiheessa, jolloin Saimaan jääjärven pinta (78 m mpy) oli lähellä Vuoksenniskan kynnystä. 13 Kuva 8: Ala-Saimaan alue Ensimmäisen ja Toisen Salpausselän välissä. Punaiset nuolet tarkoittavat altaan laskukynnyksiä Saimaan järvivaiheiden aikana: Kyläniemi n. 11 000 vuotta sitten ja Kärenlampi n. 6 300 vuotta sitten. Supra- ja subakvaattiset alueet GTK:n muinaisranta-aineistosta. 3.2.4 Yoldiameri Saimaan jääjärvi purkautui ja vedenpinta asettui Yoldiameren tasoon noin 11 400 vuotta sitten. Korkeammalla tasolla sijainneet Taipalsaaren ympäristön vedet ja Haapavesi Ruokolahdella olivat kuitenkin jo kuroutuneet itsenäisiksi altaiksi noin 11 500 vuotta sitten. Taipalsaaren ympäristöön jäänyt järvi oli 16 m ylempänä muuta Salpausselkien välistä aluetta, joten se ja Haapavesi liittyivät osaksi Ala-Saimaata vasta 7 500 vuotta sitten, kun epätasaisen maankohoamisen nostattama tulva ulottui alueelle. (Pajunen 2005). Järvialtaiden kuroutuminen alkoi kaakosta ja jatkui kohti luodetta perääntyvän mannerjäätikön paljastaessa uutta maata. Ala-Saimaan suuret selät olivat hetkellisesti yhteydessä Yoldiamereen, josta ne kuroutuivat noin 11 000 vuotta sitten. Yoldiameri ulottui 11 590 vuotta sitten myös Ensimmäisen Salpausselän kaakkoispuolelle, missä sen vedenpinnantaso on Lappeenrannan ja Joutsenon välillä noin 67 m mpy (Hakulinen 2009:38). Tämä tarkoittaa sitä, että Yoldiameren vedet ylsivät inventointialueen eteläosan alaville savikoille Hallikkaanjoen ja Vuoksen ympäristössä. Samoin Mellonlahti ja Kruununpuisto olivat veden peitossa. Koulukadun De Geer -moreenit ja alueet siitä pohjoiseen jäivät vedenpinnan yläpuolelle. Yoldiameren peittämästä eteläosasta pilkistivät saarina korkeimmat kalliopaljastumat ja harjukumpareet. Mutta jo Saimaan kuroutumisen aikoihin koko inventointi alue oli paljastunut veden alta.
Kuva 9: Vuoksen vesistöalueen jääjärvet nykyisten järvialtaiden (sinisellä) yhteydessä, vihreällä katkoviivalla ylimmän rannan isobaaseja (=korkeuden samanarvonkäyrä) Yoldia- ja Ancylusjärvi-vaiheissa ja punaisilla nuolilla Suursaimaan laskukynnykset. 14
3.2.5 Itsenäisen Saimaan alkuvaiheet Ala-Saimaan ensimmäinen laskukynnys sijaitsi Toisella Salpausselällä Kyläniemen kohdalla (kuva 10). Epätasaisesta maankohoamisesta johtuvan maankuoren kallistumisen myötä vedenpinta alkoi nousta ja lopulta Kyläniemen kynnys jäi tulvan alle. Entinen lasku-uoma alkoi avartua salmeksi ja laskukynnys siirtyi Savonlinnan Kyrönsalmeen. Se nopeutti vedenpinnan kohoamista ja järven laajenemista. Laajeneminen eteni myös, kun muinaisen Pihlajaveden tulva saavutti Salpausselkien väliin ylemmälle tasolle jääneen osan noin 10 000 vuotta sitten. (Pajunen 2005) Vuoksen vesistöalueen pohjoisimmat altaat kuroutuivat Ancylusjärvestä noin 9 500 vuotta sitten (Saarnisto 2000) (Kuva 11). Uusimpien tutkimusten mukaan kuroutuminen olisi tapahtunut kuitenkin jo 9 800 vuotta sitten Pohjois-Savon suurjärven syntymisen myötä (Hakulinen 2012a ja b). Pohjois-Savon suurjärvi ulottui Päijänteen puolella Rautalammille ja Vuoksen vesistöalueella Varkauden pohjoispuolisiin altaisiin. 15 Kuva 10: Noin 20 metrin syvyydestä Saimaan pohjasta kairauksilla todetun Kaidonselän muinaissuon turpeen kerrostuminen alkoi noin 10 250 vuotta sitten. Kartta esittää tilannetta 10 000 vuotta sitten, jolloin Pihlajaveden tulva tavoitti Ala-Saimaan ja sen lasku-uoma Kyläniemellä muuttui hitaasti laajenevaksi salmeksi (Pajunen 2004 s.29). 3.2.6 Suursaimaa Saimaan lasku-uoman siirtyessä luoteeseen kohti nopeampaa maankohoamista, vedenpinta alkoi siis nousta kaakossa ja Ala-Saimaa yhdistyi pohjoisempien altaiden kanssa muodostaen suurjärven, jota muun muassa Hellaakoski (1922), Saarnisto (1970) ja Hakulinen (2012b) kutsuvat Suursaimaaksi. Laajimmil-
laan se ulottui etelästä Lappeenrannasta pohjoiseen Kiuruvedelle ja itään Joensuuhun. Suursaimaa muodosti noin 500 vuodeksi yhdessä Muinais-Päijänteen kanssa Keski-Suomen suurjärven. Sen tarina päättyi noin 7 000 vuotta sitten, kun suurjärvi mursi Heinolanharjun (Hakulinen 2012b). Samalla syntyi Kymijoki. Suursaimaa alkoi pienentyä 6 900 vuotta sitten lasku-uoman siirtyessä vähitellen kaakkoon, hitaamman maankohoamisen alueelle. Suursaimaan ensimmäinen lasku-uoma sijaitsi luoteessa, Pielavedellä, jonka kautta vedet laskivat Keski- Suomen suurjärvivaiheen jälkeen Muinais-Päijänteeseen. Vedenpinnan nousun jatkuessa puhkesi toinen lasku-uoma Ristiinassa 6900 vuotta sitten (kuva 12). Tällöin vedet virtasivat Pielaveden lasku-uoman lisäksi Matkuslammen kautta Kymijokeen ja vedenpinnan nousu tyrehtyi suurjärven luoteisosassa. Ristiinan kaakkoispuolella transgressio eli vedenpinnan nousu kuitenkin jatkui kunnes noin 6300 vuotta sitten puhkesi kolmas lasku-uoma Kymijokeen Lappeenrannan Kärenlammen kautta. Suurimmassa osassa Saimaata, paitsi järvikokonaisuuden itäisimmällä alueella, vedenpinnan kohoaminen päättyi tähän ja Pielavedellä sijainnut lasku-uoma kuivui. (esim. Pajunen 2006) 16 Kuva 11: Noin 9 500 vuotta sitten Saimaan vesistön pohjoisimmat järvet, (Kallavesi, Onkivesi ja Porovesi) kuroutuivat Ancylysjärvestä. Koko Saimaan vesistöalueen lasku-uoma sijaitsi Pielavedellä. Järviketjun eteläisimmän altaan eteläpäässä sijaitseva Kaidonselän muinaissuo oli muuttunut avovesialueeksi ja alkoi peittyä liejukerrostumiin (Pajunen 2004 s.29). Kuva 12: Suursaimaa vaihe noin 6 500 vuotta sitten. Erilliset järvialtaat ovat yhdistyneet suurjärveksi. Pielaveden lasku-uoman lisäksi on syntynyt toinen lasku-uoma Ristiinan Matkuslammella (Pajunen 2004 s.29). Transgressiovaihe päättyi lopullisesti noin 5 700 vuotta sitten, kun Saimaan nykyinen lasku-uoma Vuoksi syntyi ja alkoi virrata Vuoksenniskan kautta Laatokkaan. Laskukynnys kului nopeasti, jolloin Saimaan vedenpinta laski noin kolme metriä. Vuoksen puhkeamisen myötä Matkuslammen ja Kärelammen laskuuomat kuivuivat. Kärelammen uoma on tosin saattanut olla aktiivinen myöhemminkin korkeiden tulvien aikana, esim. vuonna 1899, jolloin tulva nosti Saimaan vedenpintaa lähelle Kärelammen uoman kynnyskorkeutta (Hellaakoski 1922, Saarnisto 1970). Nykyisen lasku-uoman sijaitessa järven kaakkoisosassa eli
hitaamman maankohoamisen alueella, Saimaan vedenpinta on jatkuvasti laskenut eli järvi on nyt regressiivinen. Vedenpinnan laskun johdosta Suursaimaa pilkkoutui erillisiksi järviksi (kuva 13). (esim. Pajunen 2006 ja Hakulinen 2012b) 17 Kuva 13: Epätasaisesta maankohoamisesta johtuvan maankuoren kallistumisen ja Vuoksen puhkeamisen myötä Suursaimaa pilkkoutui erillisiksi järviksi ja Kaidonselän muinaissuo jäi 20 metrin syvyyteen Saimaan pohjalle (Pajunen 2004 s.29). Suursaimaan muinaisranta on Vuoksenniskalta kohti Lammassaarta ja siitä Lappeenrannan puolelle Saimaan rannoilla noin 80 m korkeudella. Lammassaaressa se näkyy B III -tason rantatörmän alapuolella siis 80 m korkeuskäyrän tuntumassa. Tarkemmin ilmaistuna Hellaakosken (1922) rantahavaintojen perusteella muinaisrantojen korkeus Ukonniemen ja Lempukan välisellä alueella on 79,6 79,7 m ja Vuoksenniskalla 79,5 metriä. Saimaan nykyinen pinnankorkeus merenpinnasta on noin 76 metriä. Suursaimaan rannoista kerrotaan lisää detaljikartoissa 2. ja 5. 3.2.7 Vuoksen puhkeaminen Vedenpinta tavoitti Ensimmäisen Salpausselän alimman laskukynnyksen Vuoksenniskalla siis noin 5700 vuotta sitten (ikä kalibroitu kalenterivuosiksi). Vuoksen puhkeamiseen liittyviä ajoituksia on tehnyt muun muassa Saarnisto (1970): Imatralla Vuoksen äkillinen puhkeaminen näkyy Linnansuolla, noin 5 km alavirtaan Vuoksenniskalta, missä turpeen päälle on kerrostunut puuta ja tulvasedimenttejä (silttiä ja hienoa hiekkaa). Linnasuon turpeesta ja puujäännöksistä on tehty radiohiiliajoituksia, jotka ovat antaneet iän Vuoksen puhkeamiselle. Saarniston (1970) ajoitus Vuoksen puhkeamiselle oli 5000 vuotta, joka on myöhemmin kalibroitu kalenterivuosiksi. Vuoksenniskan kohdalla Ensimmäinen Salpausselkä on matalimmillaan ja muodoltaan repaleinen (Hakulinen 2012b), joten vesien oli helppo tunkeutua siitä läpi. Vuoksenniskalta virtaava vesi hakeutui kallioperän heikkousvyöhykkeeseen, ruhjeeseen. Vesi alkoi virrata Tainionkosken alapuolella muinaisen Immalanjärven lasku-uomaa Virasojaa pitkin (Hakulinen 2012b). Muodostui Vuoksi niminen joki ja Vuoksenniskalta alavirtaan päin Imatran kosket. Vedet purkautuivat Laatokan muinaiseen lahteen Jääskessä, jonne muodostui purkausdelta (Hellaakoski 1938, Saarnisto 1970). Lahti kuroutui myöhemmin Suvanto järveksi. Delta koostuu tulva-aineksesta eli pääasiassa siltistä ja hienosta hiekasta mutta seassa on myös kasvien jäänteitä ja jopa puiden kantoja. Vuoksen varrella oli kapeikkoja ja harjanteita virran laskiessa ylemmältä korkeustasolta alemmille. Syntyi koskipaikkoja ja suvantoalueita, noin 25 kilometrin matkalla lähes yhtenäinen koskiketju, joka laskee 63 metriä (Hakulinen 2012b). Isoimpia koskia olivat Niskakoski, Tainionkoski, Mansikkakoski, Imatrankoski ja Vallinkoski. Vallinkosken alapuolella olivat vielä Räikkölänkoski ja Rouhialankoski. Vuoksen puhkeamisen merkeistä kerrotaan detaljikartassa 5, Imatrankoskesta detaljikartassa 6 ja Vallinkoskesta detaljikartassa 7.
3.2.8 Yhteenveto meri- ja järvivaiheista Imatran alueella Yhteenvetona kaikista meri- ja järvivaiheista on taulukkoon 1. koottu Imatran alueen rantapintoja korkeuksineen. Lähteinä on käytetty alueen peruskarttojen korkeuskäyriä, laserkeilausaineistoa ja eri julkaisuja (Hellaakoski 1922, Saarnisto 1970, Pajunen 2004 ja 2005, Hakulinen 2009 ja 1012b). Kuten taulukosta 1. voi vuosilukuja tarkasteltaessa huomata, vedenpinnan tasot ovat ajansaatossa vaihdelleet. Välillä vedenpinta on laskenut ja laajat alueet ovat altistuneet soistumiselle ja välillä taas tulvavedet ovat peittäneet maat alleen. Asian selvennykseksi taulukkoon 2. on kuvattu vedenpinnan muutoksia Imatran alueella. Taulukon rantapinnat ja korkeudet ovat samoja kuin taulukossa 1. Taulukko 1. Saimaan nykyinen pinta ja eri vesivaiheiden rantapintojen ajankohdat ja korkeudet (arvioita) korkeimmasta tasosta alimpaan Imatran alueella: B I, B III, S-S, H IV ja H IV ES Saimaan rannoilla sekä Y Ensimmäisen Salpausselän kaakkoispuolella. 18 Rantapinta Korkeus Ajankohta (m mpy) B I 101 Baltian jääjärvi (12 300 12 100 vuotta sitten) B III 91 Baltian jääjärvi (11 800 11 600 vuotta sitten) S-S 80 Suursaimaa (n. 7500 5700 vuotta sitten) H IV 78 Saimaan jääjärvi (päättyi n. 11 400 vuotta sitten) Nykyisen Saimaan pinta 76 H IV ES 70 Etelä-Saimaan jääjärvi (alkoi n. 11 590 vuotta sitten) Y 67 Yoldiameri (11 590 11 000 vuotta sitten) Taulukko 2. Rantapinnat korkeuksineen (arvioita) ja vedenpinnan nousut ja laskut Imatran alueella. 1. Baltian jääjärven pinta laskee mannerjäätikön vetäytyessä Ensimmäiseltä Salpausselältä Toiselle Salpausselälle. 2. Baltian jääjärven pinta laskee Yoldiameren tasoon Ensimmäisen Salpausselän kaakkoispuolella. 3. Saimaan altaan puolelle muodostuu Etelä-Saimaan jääjärvi, vedenpinta laskee. 4. Etelä-Saimaan jääjärvi yhdistyy Säämingin ja Pohjois-Karjalan jääjärvien kanssa muodostaen Saimaan jääjärven, vedenpinta nousee. 5. Saimaan jääjärven pinta laskee Yoldiameren tasoon. 6. Saimaa kuroutuu Yoldiamerestä. Aluksi vedenpinta on alhaalla mutta vähitellen se alkaa nousta lasku-uoman siirtyessä luoteeseen, nopeamman maankohoamisen alueelle. Muodostuu Suursaimaa. 7. Vuoksen puhkeamisen myötä Saimaan pinta laskee kolmisen metriä. Rantapinta Korkeus m mpy B I 101 B III 91 S-S 80 H IV 78 Saimaa 76 H IV ES 70 Y 67 Vedenpinnan muutokset 1. 3. 2. 4. 5. 6. 7. 3.3 Jääkauden jälkeinen aika Baltian jääjärven ja paikallisten jääjärvien purkauksien yhteydessä Ensimmäisen Salpausselän luoteispuolella Ala-Saimaan alueella paljastui laajoja vettyneitä alueita, jotka alkoivat soistua, esim. kuvien 10, 11 ja 13 Kaidonselän muinaissuo. Paljastuneen maan soistumista edisti reunamuodostumasta tihkuvat vedet sekä sopiva topografia. Maankuoren kallistumisen johdosta vedenpinta alkoi kuitenkin kohota ja Ala- Saimaa laajentui pohjoisempien altaiden kanssa Suursaimaaksi. Ensimmäisen Salpausselän luoteispuolelle muodostuneet suot jäivät silloin tulvan alle. Ala-Saimaan järvisedimenttejä ja tulvan alle jääneitä soita on tutkinut Pajunen (2005).
19 Imatran alueella on siis ollut enemmän soita aikana ennen Saimaan laajentumista Suursaimaaksi. Sitä puoltaa Imatran edustalta, läheltä Vuoksenniskaa löydetty turvekerrostuma, joka on 11 m nykyisen vedenpinnan alapuolella (Saarnisto 1970). Samoin Vuoksen purkauksen yhteydessä peittyi Linnansuo Vuoksen itärannalla Kruununpuiston pohjoispuolella. Imatralla ei ole nykyisinkään suuria soita. Suomen turvevarat 2000 kartoituksen mukaan Imatralla on vain kolme suota, joiden yhteispinta-ala on 190 ha ja keskikoko 63 ha (Virtanen et al. 2003). Inventointialueella on siellä täällä pienehköjä suoalueita. Lammassaaressa on muutamia soistuvia suppia (detaljikartta 2), Pienen Mustalammen rannat ovat soistuneet (detaljikartta 4) ja Imatran luonnonsuojeluselvityksen (Rutanen 2000) mukaan Mansikkalassa on luonnontilainen lettoräme (detaljikartta 1). Soiden lisäksi jääkauden jälkeen syntyivät Vuoksen alajuoksun hienoainesalueiden raviinit ja Mellonlahden pengertien varrella olevat Kuukansaaren ja Honkasaaren eroosiojäänteet (detaljikartta 6). 3.4 Maaperäkohteiden hyödyntäminen matkailussa Maaperäkohteista huomattavin on Ensimmäisen Salpausselän reunamuodostuma inventointialueen pohjoisosassa. Reunamuodostuman alueella matkailija voi tutustua monipuolisesti reunamoreeniselänteisiin Mustalammen ympäristössä ja lajittuneesta aineksesta koostuvan reunadeltan suppiin ja muinaisrantoihin Lammassaaressa ja Ukonniemessä. Kohteet ovat saavutettavia. Lammassaareen johtaa ajotie Ukonniemen kautta ja molemmilla alueilla on myös tiheä polkuverkosto asettuneena suppien ja muinaisrantojen lomaan. Reunamuodostuman toisessa päässä Mustalammen ympäristössä kulkee Paperharjuntie reunadeltan jatketta pitkin ja pienempiä ajoteitä reunamoreeniselänteiden poikki. Reunamuodostuman kohteita on kuvattu tarkemmin detaljikartoissa 2-5. Toinen maaperäkokonaisuus on Koulukadun ympäristön De Geer -moreenit Ensimmäisen Salpausselän eteläpuolella. Moreeniselänteet pilkottavat tiheään asutun alueen pihoilta ja metsiköistä, joten ne ovat saavutettavissa jokamiehenoikeuksien sallimissa rajoissa. De Geer -moreeneista tarkemmin detaljikartassa 1. Vuoksen virtaukseen ja sen ympäristöään kuluttavaan toimintaan voi perehtyä Vuoksen varren kohteilla. Niistä edustavimpia ovat Tainionkoski (vanha koskiuoma; detaljikartta 5), Imatrankoski (vanhat koskiuomat hiidenkirnuineen; detaljikartta 6) ja Mellonlahti (raviinit, eroosiojäänteet; detaljikartta 6). Vuoksen varrella on jo valmiita Imatran kaupungin ylläpitämiä luontopolkukokonaisuuksia, joissa edellisistä kohteista kerrotaan: Tainion luontopolku, Muinaisuoman luonto- ja kulttuuripolku ja Mellonlahden luontolenkki. Niiden geologista osuutta voitaneen kuitenkin lisätä. Vallinkoskella, missä voisi tutustua Vuoksen alajuoksun savikoihin ja eroosiotörmiin, ei ole valmista polkuverkostoa. Alue onkin suurelta osin viljelyksessä ja eroosioherkkää, joten savikoille ei saane sopivaa vierailukohdetta. Vallinkosken hienoainesalueella on myös imatrankiviä, mutta kartoituksen aikana niitä ei löydetty. Imatrankivistä kerrotaan kuitenkin detaljikartan 7 yhteydessä. Toinen Vallinkosken vaikeasti saavutettava kohde on vedenalaiset hiidenkirnut, joihin pääsee tutustumaan itseään kastelematta Imatran Urheilusukeltajien facebook -sivuilla. 4 DETALJIKARTAT Imatran inventointialueelta valittiin seitsemän aluetta, joista tehtiin detaljikartat. Niiden yhteydessä kerrotaan tarkemmin alueiden geologiasta. Detaljikartat on merkitty suorakulmioina liiteosan yleiskarttoihin. Karttojen pohja-aineistona on Maanmittauslaitoksen laserkeilausaineisto ja HALTIK-maastotietokannasta tiestö ja vesistöt. Kartat tehtiin ArcMap -paikkatieto-ohjelmalla. Karttojen geologinen muodostumatulkinta Kaisa-Maria Remes, GTK.
4.1 Koulukadun ympäristö (detaljikartta 1) Detaljikartta yksi sijoittuu Mellonlahden ja Kruununpuiston pohjoispuolelle Koulukadun ympäristöön. Alueella esiintyy De Geer -moreeneja muutamien selänteiden ryppäinä. Yksittäisten selänteiden välinen etäisyys vaihtelee, keskimäärin se on noin 45 metriä. Moreenimuodostumien syntymisen aikaan vedensyvyys on ollut 25-50 m (kts. kuva 6) eli paljon vähemmän kuin Merenkurkun De Geer -alueella, missä vettä on ollut 200-300 metriä. Koulukadun ympäristö ei ole inventointi alueen alavinta aluetta ja vedensyvyys selänteiden muodostumisen aikaan on ollut korkeintaan se 50 metriä, joten moreeniharjanteiden päällä ei ole hienoaineskerrosta. Asuinalueen pihoilta ja metsiköistä pilkottavat moreeniselänteet ovat pinnaltaan kivisiä (kuva 14). Kivet ovat todennäköisesti irronneet ja tipahtaneet paikoilleen jäätikön pohjasta. Selänteet ovat suuntautuneet lounaasta koilliseen osoittamaan perääntyvän jäätikön reuna-asemaa. Selänteiden suuntaus on yhteneväinen kallioperän heikkousvyöhykkeen kanssa. Imatran kosken vanha uoma on uurtunut samaiseen heikkousvyöhykkeeseen ja on siis samansuuntainen De Geer -selänteiden kanssa. Detaljikartta-alueen eteläosassa on myös De Geer -harjanteita leveämpiä ja pitempiä reunamoreeneja, jotka on sen johdosta rajattu karttaan omalla merkillään. 20 Kuva 14: Kuvasarja Koulukadun ympäristön De Geer -moreeneista. Detaljikartan luoteiskulmassa on Mansikkalan luonnontilainen lettoräme. Imatran luonnonsuojeluselvityksen mukaan se on arvokas suoalue (Rutanen 2000). Letot ovat ravinteikkaita soita ja niillä kasvaa vaateliaita suokasveja, kuten erilaisia sammalia ja kämmeköitä. Lettopohjaiset suotyypit ovat nykyisin Suomessa harvinaisia.