Eteläisen Lapin ja Koillismaan jäätikkösyntyiset maaperämuodot ja niiden

syntyolosuhteet

LuK-tutkielma

Oulu Mining School

Oulun yliopisto

Vesa Sarajärvi 2018

Tiivistelmä

Tämä opinnäytetyö kuvaa Suomen glasigeenisiä maaperämuodostumia, ja niiden

syntyolosuhteita. Esimerkkialueena ja esimerkkeinä on käytetty pääasiassa Koillismaan

ja eteläisen Lapin alueilla Veiksel-jäätiköitymisen aikaan syntyneitä muodostumia. Ne

edustavat hyvin vastaavia muodostumia koko Suomessa. Tarkastellulla alueella on

runsaasti kaikkien Veiksel-jäätiköitymis- ja peräytymisvaiheiden tuloksena syntyneitä

maaperämuodostumia, joita edustavat mm. alueen drumliinikentät ja

kumpumoreenijonot, sekä Pudasjärveltä Hossaan ulottuva jäätikkökielekkeiden

saumavyöhyke, jossa on runsaasti glasifluviaalisesta aineksesta koostuvia harju- ja

kumpumuodostumia. Alueen moreenistratigrafia kuvastaa hyvin Veiksel-aikaisen

jäätikön dynamiikkaa ja sitä tukevat alueella havaitut muodostumien morfologiset

suuntaukset, sekä virtauskielekkeiden uurresuunnat.

Post- ja periglasiaalisten prosessien tuloksena syntyneet routa-, tuuli- ja

aaltomuodostumat, sekä glasigeeniset meri- ja järvisedimentit on rajattu tarkemman

tarkastelun ulkopuolelle, koska post- ja periglasiaaliset prosessit eivät ole vaatineet

jäätikön välitöntä vaikutusta, eivätkä siten tässä yhteydessä katsota olevan glasigeenisiä.

Avainsanat: glasigeeniset maaperämuodot, harju, drumliini, saumamuodostumat,

Veiksel-vaihe

Sisällysluettelo

1. Johdanto…………………………………………………………………………1

2. Jäätikköprosessit…………………………………………………………………2

2.1 Jäätikön synty-ympäristö ja dynamiikka……………………………………….2

2.2 Jäätikön liike……………………………………………………………………3

2.3 Jäätikön sulamisvedet…………………………………………………………..4

2.4 Glasiaalieroosio…………………………………………………………………6

3. Jäätikkösyntyiset muodostumat…………………………………………………..7

3.1 Drumliinit ja flutingit……………………………………………………………7

3.2 Kumpumoreenit…………………………………………………………………8

3.3 Suppamaasto…………………………………………………………………….11

3.4 Harjut…………………………………………………………………………….11

3.5 Reunamuodostumat……………………………………………………………...13

3.6 Puskumoreenit………………………………………………………………..….14

4. Veiksel-vaiheen jäätiköitymishistoria eteläisessä Lapissa ja Koillismaalla……....15

5 Yhteenveto………………………………………………………………..……..…19

Lähdeluettelo…………………………………………………………………………20

1

1. Johdanto

Tämä opinnäytetyö keskittyy jäätiköiden yleisten ominaisuuksien kuvaukseen edeten

eteläisen Lapin ja Koillismaan maaperämuotojen ja niiden syntyolosuhteiden

kuvaamiseen. Tarkastelualueen maaperämuodot ovat pääasiassa mannerjäätikön, ja sen

eri osien aikaansaamia Veiksel-kauden jäätiköitymisolosuhteissa.

Kvartäärikaudella, eli viimeisen noin 2,6 miljoonan vuoden aikana on pohjoisella

pallonpuoliskolla ollut mannerjäätiköitä toistuvasti. Maapallolla on tälläkin hetkellä

mannerjäätikön peittämiä alueita, joten nytkin eletään ns. jääkausiaikaa (Taipale ja

Saarnisto 1991). Kvartäärikauden viimeisin jäätiköityminen oli ns. Veiksel-glasiaatio,

joka alkoi noin 115 000 vuotta sitten ja oli laajimmillaan noin 22 000 vuotta sitten.

(Mangerud ym., 2004). Mangerudin ym. (2004) mukaan interglasiaali- ja

glasiaalivaiheiden aikana esiintyi useita kylmempiä stadaali-, ja lämpimämpiä

interstadiaalivaiheita, jotka vaikuttivat oleellisesti jäätikön etenemiseen ja dynamiikkaan.

Jäätikön vetäytymisestä on saatu luotettava kuva tutkimalla jäätiköitymisprosesseja ja

maaperämuotojen morfologiaa.

Skandinavian mannerjään deglasiaatiovaiheen virtausvaiheita on selvitetty tulkitsemalla

mm. Landsat-sateliittikuvissa näkyviä maaperämuotoja ja yhdistämällä näistä tulkittuja

glasigeenisiä maaperäassosiaatioita kenttätutkimustuloksiin sekä aikaisempiin Euraasian

mannerjäätiköiden virtaustutkimuksiin (esim. Punkari, 1980).

Muun muassa Punkarin (1980) mukaan Laurentide-jäätiköityminen Wisconsin-vaiheessa

oli Pohjois-Euroopan Veiksel-aikaista jäätiköitymisvaihetta vastaava jäätiköityminen

Pohjois-Amerikassa ja siten käyttäytymiseltään joltain osin verrattavissa Veiksel-

vaiheessa esiintyneisiin Euraasian mannerjäätiköihin. Laurentide-jäätiköitymistä ovat

tutkineet jo varhain viime vuosituhannella mm. Zumberge (1960), Zoltai (1961, 1965,

1967) ja Wright (1962, 1971).

Jäätikköjää vetäytyy sulaessaan suurin piirtein päinvastaiseen suuntaan kuin edetessään

(Johansson ja Kujansuu, 2005).

2

Johanssonin ja Kujansuun (2005) mukaan tästä johtuen nuorimpia jään virtaussuuntia

voidaan hyödyntää arvioitaessa jään vetäytymisreittiä.

Viimeisen deglasiaatiovaiheen aikana mannerjäätikkö suli Nuoremman Dryaskauden

aikaiselta Kuittijärven ja Pääjärven alueelta Vienan Karjalasta Koillismaalle ja siitä

Perämeren alueelle 1 500 vuoden aikana 11 500-10 000 vuotta sitten (Johansson ja

Kujansuu, 2005). Taipaleen ja Saarniston (1991) mukaan subakvaattiset muodostumat

Koillismaalla syntyivät Itämeren altaan Ancylus-järvivaiheen aikana ja ne ovat

paljastuneet maan kohoamisen seurauksena postglasiaalisten prosessien työstettäviksi.

Ylimmät Ancylus-rantaviivan merkit näkyvät eteläisen Lapin ja Koillismaan alueella

noin 200 m nykyisen merenpinnan yläpuolella (Taipale ja Saarnisto, 1991).

2. Jäätikköprosessit

Jäätiköiden muodostuminen ja väheneminen ovat yksi merkittävimmistä ympäristöön ja

luonnon ekosystemiin vaikuttavista tekijöistä maapallolla (Benn & Evans, 2010).

Kryosfäärillä, jonka muodostavat jäätiköt, lumipeite, merijää ja jää vesistöissä, on välitön

yhteys biosfääriin, litosfääriin ja atmosfääriin, jotka kaikki yhdessä vaikuttavat

ratkaisevasti globaaliin ilmastoon ja sen myötä koko ihmiskunnan olemassaoloon ja

hyvinvointiin. Benn & Evansin (2010) mukaan jäätiköillä on kiistämätön yhteys ilmaston

muutokseen ja sen myötä paljon keskusteltuun mahdolliseen tulevaisuuden

ekokatastrofiin.

2.1 Jäätikön synty-ympäristö ja dynamiikka

Jäätikön massan kertyminen ja häviäminen tunnetaan käsitteenä massabalanssi. Massa

lisääntyy sateen ja tuulen tuomasta lumesta, suoraan kosteasta ilmasta jääksi tiivistyen,

sekä jäätikön yläpuolisista lumivyöryistä kertyen. Kertynyt massa kuljettuu jäätikön

mukana sen liikkuessa kohti jäätikön reuna-asemaa, jolloin massaa häviää sulamalla,

haihtumalla ja murtumalla jäävuoriksi. Jäätikkö kasvaa siellä, missä korkeussuhteet ja

ilmasto sallivat massan kertymän ylittävän poistuman. Vastaavasti massaa häviää

poistuman ylittäessä kertymän. Energiavaihto jäätikön, sen yläpuolisen ilman ja

3

alapuolisen maan välillä vaikuttavat jäätikön lämpötilaan. Näin ollen jäätikön

kokonaisenergiavarasto voi ajan myötä muuttua, vaikka jäätikön massa säilyisi vakiona.

Häviöalueen ja kertymäalueen erottaa linja, jossa häviö vastaa täsmälleen kertymää.

Tasapainolinja tunnetaan nimellä ELA (Equilibrum line altitude). Linjan sijainti on

riippuvainen paikallisesta ja alueellisesta topografiasta ja ilmastosta (Benn & Evans,

2010).

2.2 Jäätikön liike

Jäätikkö virtaa kertymäalueelta poistuma-alueelle muovautumalla sisäisesti, muovaten

alustaansa, tai liukuen ja ryömien alustallaan. Samalla lunta ja jäätä kuljettuu

kertymäalueelta poistuma-alueelle. Jäätikkö voi myös liikkua yhtäkkisesti ns. surge-

ilmiön tuloksena, jonka laukaisee paikallinen järistys, tai esim. poikkeama jäätikön

vedenpoistojärjestelmässä, joka saa sisäistä tasapainoa hakevan jäätikön nopeaan

muutostilaan. Massa ja energia pienenenevät merkittävästi myös poistuvan sulamisveden

muodossa.

Sulamisvesi on tärkeä jäätikön liikkeen ylläpitämiseksi sen toimiessa väliaineena jäätikön

ja alustan välissä. Jään sulamispiste laskee paineen kasvaessa 0,072 astetta/Mpa, joten

sulamis-jäätymisprosessia ohjaa jäätikön paikallinen painesulamispiste (Benn & Evans,

2010). Benn & Evansin (2010) mukaan esimerkiksi 2 km paksun jään alla paine on n.1,6

Mpa, mikä saa jään sulamaan jo -1,27 celsiusasteessa. Jäätikön liikenopeuteen vaikuttaa

ennen muuta muiksi energiamuodoiksi vaihtuva potentiaalienergia, eli massan ja

korkeusaseman lisäksi maan vetovoiman kiihtyvyys. Nopeutta lisää kitkaa pienentävä

vesi jään alla ja mahdollinen alamäki. Liikenopeutta hidastavat puolestaan kitkan lisäksi

ylämäet, sekä viereisten jäätikkökenttien dynamiikka aiheuttaen jäätikköön samalla

lämpötilaa nostavaa lateraalista leikkausrasitusta.

Jäätikön lämpötilan ollessa painesulamispisteessä vastustavien voimien aiheuttama

ylijäämälämpö kuluu jään lämmittämisen sijaan sen sulattamiseen. Lämpötilaa nostaa

myös alkuaineiden hajoamistuloksena syntyvä alustan geoterminen lämpö, jonka teho on

4

noin 0,04-0,09 W neliömetrille riippuen alustan kuoren vahvuudesta (Benn & Evans,

2010). Jään lämpötila vaihtelee jäätikön sisällä. Yleisesti on eroteltavissa kolme eri

jäätikkötyyppiä; kylmäpohjainen, ja lämminpohjainen sekä polyterminen jäätikkö, jossa

lämpötila vaihtelee pohjan lisäksi jäätikön eri osissa.

Jäätikköjää jakaantuu aktiivisen jään kielekevirtoihin, jotka rajautuvat joko toisiin

aktiivisiin kielekevirtoihin, tai liikkumattomiin passiivisen jään alueisiin. Kielekevirtojen

syntyminen ja muoto johtuvat topografiasta, muodostumisalueiden sijainnista ja jään

muodostumismäärien eroista, sekä viereisten kielekevirtojen dynamiikasta (Punkari

1977, 1979; Kuva 2). Jäätikkökielekkeet virtaavat useisiin suuntiin.

Kuva 2 Veiksel-jäätiköitymisen virtauskielekkeet sulamisvaiheessa Suomessa. Piirros: Harri

Kutvonen© GTK. Kielekkeet virtaavat useisiin eri suuntiin.

5

2.3 Jäätikön sulamisvedet

Jäätikön sulamisvesiä syntyy jäätikön pohjalla, pinnalla ja sisällä. Huomattava osa

sulamisvesistä viipyy purkautumistunneleiden lisäksi jäätikön pinnalla olevassa lumessa,

kunnes lisääntyvä vesikuorma ja painovoima voittavat pidätyskyvyn ja vesi valuu jään

pinnalla ja sisällä kulkevia uomia ja tunneleita pitkin kohti jäätikön reunaa (Benn &

Evans, 2010). Veden virtaus noudattaa hydraulisen potentiaalin gradienttia.

Pintavirtauksen (vesiuoman) hydraulinen potentiaali on riippuvainen pelkästään veden

massasta ja korkeusasemasta (Kaava 1).

U = wgz + Pw (Kaava 1), missä U = hydraulinen potentiaali, w = veden tiheys, g =

gravitaatiovakio, z = tarkasteltavan veden korkeusasema, Pw = veden paine.

Veden virratessa jään sisällä tunnelissa, tilanne on monimutkaisempi, koska potentiaali

riippuu veden massan lisäksi sekä korkeuden (z), että paineen (Pw) vaihtelusta. Tunnelissa

virtausta vastustaa veden viskositeetista johtuva tunnelin seinämän aiheuttama kitka,

mikä saa aikaan painehäviön. Jos jää on painesulamispisteessä, ylijäämälämpö kuluu

tunnelin seinämän sulattamiseen, mikä synnyttää lisää vettä. Samalla kun tunnelin

tilavuus kasvaa, veden paine tunnelissa alenee pienentäen tunnelin seinämän

painevaikutusta. Tunnelin seinämän paine (Pi ) johtuu tunnelia ympäröivästä jäämassasta,

ja sen liikkeestä jäätikön muovautumisen seurauksena. Jos ilmiön tuloksena veden

lämpötila laskee alle painesulamispisteen, tunneli voi kuroutua ja jopa jäätyä hetkellisesti

umpeen, kunnes lisääntyvä paine ja lämpötila saavat sen taas sulamaan ja aukeamaan.

Tätä jään ryömimisestä ja muovautumisesta johtuvaa ilmiötä kutsutaan cut and closure-

ilmiöksi (Benn & Evans,2010). Tunneli kuroutuu, kun tunnelin ympärillä olevan jään

paine tunnelin seinämään (Pi) on suurempi kuin tunnelissa olevan veden paine (Pw).

Jäätyminen puolestaan vapauttaa ympäristöönsä piilevää, ns. latenttia lämpöä, joka kuluu

joko veden tai jään lämmittämiseen, tai sitten jään ollessa painesulamispisteessä, sen

sulattamiseen. Tämän tuloksena tunneli avautuu, paine laskee, vesimäärä lisääntyy ja

tunneli saavuttaa tasapainotilan (Pi = Pw), jolloin aiempaa suurempi vesimäärä kulkee

6

kanavassa kohti jäätikön reunaa (Benn & Evans,2010). Benn & Evansin (2010) mukaan

kenttätutkimukset ovat osoittaneet, että tunneleita eristävä debrispinta nostaa veden

lämpötilaa, mikä johtuu energian vaihdon rajoittumisesta tunnelin seinämän ja veden

välillä.

Sulamisesta, uudelleenjäätymisestä ja supistumis-laajenemisominaisuudesta johtuen jään

sisäinen tunneliverkosto näin ollen muuttuu koko ajan ympäristön vaikutuksesta etsien

tasapainoa ja mukautuen vallitseviin olosuhteisiin. Jäätikön sisällä tunnelit kasvavat

yleensä pienempien tunnelien kustannuksella ja muodostavat puumaisen

tunneliverkoston jään sisään. Lopulta veden purkautumiskohdassa on yksi suuri ulos

johtava tunneli.

2.4 Glasiaalieroosio

Jäätikkö kuluttaa alustaansa abraasion ja louhimisen tuloksena. Jäätikön erodoima aines

kulkeutuu jäätikön alla subglasiaalisessa asemassa pohjakuormana, jäätikön sisällä

englasiaalisessa asemassa sisäkuormana ja jäätikön päällä supraglasiaalisessa asemassa

pintakuormana ennen kerrostumistaan (Kuva 3).

Kuva 3. Kaavakuva jäätikköeroosiosta ja jäätikön kuljettamasta ja kerrostamasta aineksesta;

jäätikkö kuluttaa alustaansa abraasion ja louhimisen tuloksena (= glasiaalieroosio). Abraasiota

tapahtuu esteen etupuolella ja louhimista esteen suojapuolella. Piirros: Harri Kutvonen© GTK.

7

Glasiaalieroosiossa abraasiotuotteena muodostuu jauhaantunutta kiviainesta ja

louhimisen tuloksena kivifragmentteja. Jäätikön kiviainespitoisuus lämpimän jäätikön

pohjaosissa voi olla jopa 55% jäätikön tilavuudesta (Benn & Evans, 2010).

3. Jäätikkösyntyiset muodostumat

Jäätikön alla eri osissa jäätikön pohjaa muodostuu kallion topografiaa myötäilevää ja sitä

tasaavaa tiivistä pohjamoreenia, jonka päälle laskeutunutta jäätikön eri osista sulanutta

löysempää kiviainesta, ablaatiomoreenia, jota kutsutaan peitemoreeniksi (Mäkinen ym.

(2007). Mäkisen ym. (2007) mukaan moreenimuodostumat ovat pääosin

moreeniaineksesta koostuvia kumpuja ja selänteitä, jotka erottuvat maanpinnan

korkokuvassa itsenäisinä kohomuotoina.

Kohomuodot ovat joko jäätikön virtaussuuntaa myötäileviä tai sen vastaisia.

Tyypillisimpiä niistä ovat kumpumoreenit, drumliinit ja erilaiset

reunamoreenimuodostumat.

3.1 Drumliinit ja flutingit

Drumliinit ja flutingit ovat koostumukseltaan pääasiassa pohjamoreenia ja muodostuvat

aktiivisen lämminpohjaisen jäätikön alla sen virratessa. Muodostumien suuntaus

myötäilee jään virtaussuuntaa (Johansson ja Kujansuu, 2005) (Kuva 4). Drumliinien

muoto vaihtelee soikeista pisaranmuotoisiin. Drumliinien proksimaaliosassa on usein

kallioydin, jonka distaalipuolen paineminimiin moreeniaines (debris) on kasautunut ja

lajittunut proksimaalipuolta paremmin. Drumliinien koko vaihtelee paljon, leveyden

ollessa normaalisti noin 10 – 100 m, ja pituus sadoista metreistä kilometriin. Drumliinien

korkeus on tyypillisesti 5 – 100 m.

8

Flutingien syntytapa on samankaltainen kuin drumliinien, mutta niiden koko on pienempi

ja ne esiintyvät usein drumliinikenttien sisällä (Johansson ja Kujansuu, 2005).

Johanssonin ja Kujansuun (2005) mukaan drumliinit ja flutingit ovat kasautumismuotoja,

mutta voivat olla paikoin myös eroosiomuotoja.

Kuva 4. Kaavakuva, jossa on piirrettynä kolme drumliiniselännettä. Jäätikön liikesuunta on

osoitettu mustalla nuolella. Kallioperä on kuvattu tumman harmaalla värillä ja pohjamoreenista

koostuva maaperä vaaleanharmaalla värillä. Drumliinien proksimaaliosassa esiintyy yleensä

kalliokynnäs, jonka suojapuolelle drumliiniaines kerrostuu, Piirros: Harri Kutvonen© GTK.

3.2 Kumpumoreenit

Kumpumoreenien kaksi päätyyppiä ovat; 1) varsinaiset kumpumoreenit (Kuva 5), jotka

ovat syntyneet ylimmän rannan yläpuolisilla alueilla tai matalan veden oloissa jään

sulaessa paikalleen sekä 2) jäätikön pohjalla syntyntyneet jään liikesuuntaan nähden

poikittainen juomumoreenit (Mäkinen ym., 2007) (Kuva 6).

9

Kuva 5. kaaviokuvassa suuntautumattomia kuolleen jään moreenikumpuja, joiden välissä

painanteet ovat soistuneet, Piirros: Harri Kutvonen© GTK.

Kuva 6. Kaaviokuva juomumoreeniselänteistä, jotka ovat kerrostuneet poikittain jään

liikesuuntaan nähden, Piirros: Harri Kutvonen© GTK.

Edellä mainittujen kumpumoreenien lisäksi tunnetaan joukko muita morfologialtaan

vaihtelevia kumpumaisia moreenimuodostumia, kuten esim. jäätiköitymisen eri vaiheissa

muodostuneet rengasmaiset Puljumoreenit (Kuva 7) ja jäätikön reunan ja alustan

kontaktissa muodostuneet De Geer -moreenit (Kuva 8).

10

Kuva 7. Puljumoreenileikkaus. löysät ja tiivit moreenikerrokset vaihtelevat. päällimmäisenä

muodostumassa on usein turvekerros(www.gtk.fi).

Kuva 8. De Geer moreeneja Perämeren rannalla(www.gtk.fi).

11

3.3 Suppa ja suppamaasto

Jäätiköstä irtoaa jäälohkareita, jotka hautautuvat edustalla olevaan sedimenttiin, joko

kokonaan tai osittain. Sulaessaan ne muodostavat suppakuopan. Jäätikön reunan ollessa

riittävän etäällä sulamiskohdasta, uudet sulamisvedet sedimentteineen eivät ehdi täyttää

sulamiskuoppaa. Kun osa jäätiköstä jää aineskasauman alle, jään sulaessa tilalle

muodostuu epätasainen suppamaasto. Kumpumoreenikenttiin liittyy usein hajanainen

kumpujen ja kuoppien täyttämä suppamaasto (Johansson ja Kujansuu 2005) (Kuva 9).

Kuva 9. Kumpumoreenikenttiin usein liittyy hajanainen kumpujen ja kuoppien täyttämä

suppamaasto. Jäätiköstä irtoaa lohkareita, jotka sulaessaan muodostavat suppakuopan, Piirros:

Harri Kutvonen© GTK.

3.4 Harjut

Harjut muodostuvat jäätikön sisällä olevasta sedimenttiaineksesta, joka kulkeutuu

tunneliverkostoissa jäätikön reuna-asemaa kohti. Tunnelin koosta ja virtauksen

12

voimakkuudesta riippuen raekoon mukaan lajittunut sedimentti kasautuu harjuksi joko

tunnelin pohjalle sulavesieroosion kuluttamalle pinnalle tai esim. deltaksi vasta jäätikön

reunalle (Johansson ja Kujansuu, 2005).

Harjujen ydinosat koostuvat karkeimmasta aineksesta, joka laskeutuu alustalleen ensin ja

sen päälle reunaosat hienommasta aineksesta virtausnopeuden ja raekoon mukaisessa

järjestyksessä. Harjun kerrostumissedimentaatio kuvastaa vallitsevia kasautumisvaiheita

(Kujansuu, 1995).

Johanssonin ja Kujansuun (2005) mukaan subglasiaalisessa tunnelissa voi muodostua

jatkuva pitkittäisharju, eli harjuselänne, tai harju voi katkeilla muodostumisprosessin

aikana ja ohjautua alkuperäisen harjun vierelle tytärharjuksi. Toisinaan harjuselänteissä

yksittäisiä selänteitä voi yhdistää samansuuntaiset uomamaiset eroosiomuodot

(Johansson ja Kujansuu, 2005) (Kuva 10).

Kuva 10. Jyrkkärinteinen teräväharjainen pitkittäisharjujakso, jossa yksittäiset harjuosat voivat

yhdistyä ja leikkautua poikittaisuoman johdosta erilleen. Lähde: Johansson ja Kujansuu (2005).

13

3.5 Reunamuodostumat

Reuna- ja päätemoreenit syntyvät jäätikön reunassa ja ovat sen suuntaisia (Johansson ja

Kujansuu, 2005). Johanssonin ja Kujansuun (2005) mukaan reunamuodostumien korkeus

vaihtelee muutamasta metristä yli 50 metriin ja pituusvaihtelu on lyhyistä pätkittäisistä

muodostumista 100 km pitkiin yhtäjaksoisiin selänteisiin. Esim. Suomen Salpausselät

ovat sekä reunamuodostumia, että päätemoreeneja (Taipale ja Saarnisto, 1991).

Päätemoreenien koostumukseltaan vaihteleva aines voi olla peräisin monesta osasta

jäätikköä. Johanssonin ja Kujansuun (2005) mukaan muodostuma voi koostua sekä

tiiviistä pohjamoreenista, että glasifluviaalisesta aineksesta. Reunamuodostuma koostuu

tasaisesta reunadeltasta tai sandurideltasta, jonka jäätikkökontaktissa ollut osa on

epätasainen (Johansson ja Kujansuu, 2005) (kuva 11).

Drumliinit, kumpumoreenit ja päätemoreenit syntyvät etenevän tai vetäytyvän jäätikön

dynamiikan tuloksena jäätikön alustan ja etureunan kontaktissa. Varsinaisia kuolleen jään

kumpumoreeneja muodostuu jäätikön sulaessa ja peräytyessä (kuva 11).

Päätemoreeneihin liittyy lisäksi keskeneräisiä deltoja, jotka eivät ehtinet kasautua veden

pinnan tasoon asti (Taipale ja Saarnisto, 1991). Kerrostumien rakenteeseen vaikuttaa

aineksen koostumus ja määrä, sulavesien määrä ja kuljetusvoimakkuus. Taipaleen ja

Saarniston (1991) mukaan reuna- ja päätemoreenien aines on yleensä lajittunutta soraa ja

hiekkaa.

14

Kuva 11. Drumliinin, kumpumoreenien ja päätemoreenien muodostuminen jäätikön

liikesuuntaan nähden. Jäätikön peräytyessä ja sulaessa syntyy varsinaisia kumpumoreeneja,

Piirros: Harri Kutvonen© GTK.

3.6 Puskumoreenit

Puskumoreenit ovat eräs päätemoreeniryhmä. Ne muodostuvat pienistä vuotuisista

jäätikön työnnöistä (Johansson ja Kujansuu, 2005). Kesällä jäätikön sulaessa reuna-

asema perääntyy ja talvella jäätikön lisääntyessä se etenee. Edestakainen liike muodostaa

puskumoreenin, jonka proksimaalisivu on loiva ja suojasivu jyrkkä (Johansson ja

Kujansuu, 2005).

15

4 Veiksel-vaiheen jäätiköitymishistoriaa eteläisessä Lapissa ja Koillismaalla

Tutkielman tarkastelualue sijaitsee napapiirin eteläpuolella Koillismaalla ja eteläisessä

Lapissa (Kuva 14). Alueella on runsaasti Veiksel-aikaisia maaperämuodostumia, kuten

drumliini-, ja kumpumoreenikenttiä, sekä glasifluviaalisesta aineksesta koostuvia harjuja

ja saumamuodostumia.

Muodostumisajankohtia ja jäätikön virtaussuuntia määritettäessä on hyödynnetty

morfologia- ja uurresuuntien lisäksi moreenistratigrafiaa, eli pohjamoreenikerroksia,

joiden moreeni -stratotyypit ovat ominaisia kunkin jäätikkövirtauksen vaikutusalueilla.

Stratigrafisten tutkimusten perusteella Koillismaan ja eteläisen Lapin

maaperämuodostumien muodostumisajankohdilla on ajallinen yhteys Oulun

jäätikköloobin vaikutusalueelle reunamoreenimuodostumiin niin Venäjän puolelle

Kuittijärvelle ja Pääjärvelle, kuin Etelä-Suomeen Salpausselille, ja Pohjois-Karjalaan

Jaamankankaalle asti.

Kuva 14. Tutkielman tarkastelualue sijaitsee napapiirin eteläpuolella Koillismaalla ja

Lapissa (Aario & Forsström,1979).

16

Eem interglasiaalivaiheen jälkeen Skandinavian mennerjäätikkö eteni Etelä- Lappiin ja

Koillismaahan todennäköisesti jo varhais-Veikselin Rederstall stadiaalin aikana noin 93-

85 ka sitten (Lunkka ym., 2015). Alue jäätiköityi uudelleen Odderade interstadiaalin

jälkeen luultavasti noin 74 ka sitten (Sarala, 2005). Keski-Veikselin aikana noin 50 ka -

35 ka Etelä-Lapissa ja Koillismaalla oli todennäköisesti jäättömiä vaiheita (Johansson

ym., 2011). Tämän jälkeen Skandinavian mannerjäätikkö eteni alueen yli

maksimiasemaansa Luoteis-Venäjällä, josta deglasiaatio alkoi noin 17-18 ka sitten.

Skandinavian mannerjäätikkö alkoi vetäytyä, ja saavutti Suomen etelärannikon n. 13.000

vuotta sitten (Lunkka ym., 2004, Mangerud ym., 2004). Etelä-Suomen Salpausselät

syntyivät Nuoremman Dryaskauden aikana 12 700 – 11 700 vuotta sitten. Jäätikön reuna

Luoteis-Venäjällä sijaitsi Nuoremman Dryaskauden lopulla Kuittijärven ja Pääjärven

reunamuodostumien alueella (Johansson&al (2011), Aario& Forsström (1979). Aarion &

Forsströmin (1979) mukaan Koillismaan ja Etelä-Lapin alueen peitti aluksi yksittäinen

lännestä virrannut jääkieleke, nk. Tuoppajärvi-kieleke (Kuva 15).

kuva 15. (Glacial Stratigraphy of Koillismaa and North Kainuu

(Aario&Forsström1979). Tuoppajärvi-vaiheen virtaus, jolloin pohjoiset ja läntiset

jäämassat sulautuivat yhtenäiseksi lännestä itään suuntautuvaksi jäätikkövirraksi

peittäen Etelä-Lapin itäosan ja Koillismaan. (Aario & Forsström, 1979).

Tuoppajärvi-kieleke eriytyi luultavasti toisen Salpausselän muodostumisen aikoihin

kolmeksi erilliseksi kielekkeeksi. Tämän tuloksena muodostuivat aktiiviset Kuusamon ja

Oulun kielekkeet, sekä passiiviset Ranuan ja Pudasjärven jääkielekkeet (Kuva 16).

17

kuva 16. Oulu-, Kuusamo- ja Ranua-kielekkeiden jakauma tarkastelualueella

Aario & Forsströmin (1979) mukaan.

Maaperämuotojen esiintymisalueina on nähtävissä virtausten synnyttämät

drumliinikentät, kumpumoreenijonot ja glasifluviaalisten elementtien muodostuma-alue

saumavyöhykkeellä. Kielekkeiden erkaantumisalueella sijaitsee Pudasjärvi-Hossa-

saumakompleksi(interloobi), eli passiivisen jäätikön alue, joka muodostui Koillismaan

etelä-/kaakkoisosaan niin ikään passiivisen Ranua-kielekkeen reuna-asemaan, sivuten

aktiivista Oulu-kielekettä (Aario & Forrström, 1979). Oulu -kieleke rajautuu Venäjän

puolella idässä Kuittijärjen reunamuodostumaan ja Kuusamo-kieleke vastaavasti

Pääjärven reunakompleksiin.

Aarion & Forrströmin (1979) mukaan kunkin jääkielekkeen vaikutusalueella on

havaittavissa ominaiset moreenityypit ja -stratigrafiat, jotka kuvaavat

muodostumisajankohtien olosuhteita ja aikajärjestystä (Kuva 17). Neljästä eri moreeni-

tyypistä kaksi vanhinta on havaittavissa vain rajatuilla alueilla. Niistä vanhempi edustaa

läntistä virtausvaihetta. Sen sijaan kaksi nuorempaa virtausvaihetta ovat laajalle

levinneitä. Niistä läntinen virtaussuunta on vanhempi ja luoteinen nuorempi. Näistä

nuoremman virtausvaiheen seurauksena kerrostui mm. Kuusamon drumliinikenttä ja

moreenikumpujonot (Aario & Forrström, 1979). Ranuan luode-kaakko-suuntainen

drumliinikenttä on jäänne edellisen glasiaation jäljiltä ja se on oletettavasti säilynyt

18

kylmäpohjaisen jäätikön alla (Sarala, 2005). Aarion & Forrströmin (1979) mukaan

vanhimmat moreenit on paikallistettu alueelle, joka muodostui ennen Perä-Pohjolan

interstadiaalia.

Tuoppajärvi-kielekkeen reuna-alueelle kerrostui harmaata hiekkamoreenia. Kielekkeen

keskiosassa esiintyy toinen fasies, tummanharmaa plastinen moreeni.

Koillismaan jäätikkövirtausten synnyttämät uurresuunnat korreloivat hyvin jään

virtaussuuntien kanssa. Uurresuunnat ovat yhtäpitäviä maaperämuodoista tehtyjen

lineaatiohavaintojen kanssa (Aario & Forrström, 1979).

Jäätikön virtausdynamiikkaa tukevat myös eri moreeniyksiköiden jakauma ja järjestys,

jotka heijastavat neljän pääkielekkeen virtausten alueellista jakaumaa ja peräkkäisiä

vaiheita (Aario & Forrström, 1979) (kuva 17).

Kuva 17. Kuvassa nähdään jääkielekkeiden muodostamien moreeniyksiköiden kerrosjärjestys

ja korrelaatio. Alueen luoteisosa on Ranua-loobin, itä-/koillisosa Kuusamo-loobin ja kaakkois-

/eteläosa Oulu-loobin vaikutusaluetta. Peitemoreeniyksiköiden (tummennettu alue) ja aktiivisen

jään synnyttämien maaperämuotojen (valkoinen alue) jakauma ja järjestys heijastavat neljän

päävirtauksen jakaumaa ja perättäisiä vaiheita. (Aario & Forsström, 1979)

19

5 Yhteenveto

Tarkastelualue osoittautui erinomaiseksi valinnaksi Suomen glasigeenisten

maaperämuotojen tarkasteluun ja kuvaamiseen. Alueella on runsaasti kaikkien Veiksel-

jäätiköitymis- ja peräytymisvaiheiden tuloksena syntyneitä jäätikön kielekevirtauksien

suuntaa noudattavia maaperämuodostumia, kuten alueen drumliinikentät ja

kumpumoreenijonot. Lisäksi alueella on Pudasjärveltä Hossaan ulottuva

jäätikkökielekkeiden saumavyöhykkeen interlobaalimuodostuma, jossa on runsaasti

glasifluviaalisesta aineksesta koostuvia harju- ja kumpumuodostumia. Erityisen

kiinnostavaa oli havaita tarkastelualueen jäätikkövirtausten ja maaperämuodostumien

ajallinen ja dynaaminen yhteys Suomen muihin jäätikkövirtauksiin ja niiden synnyttämiin

muodostumiin. Myös moreenistratigrafian on alueella todettu vastaavan

jäätikkökielekkeiden virtaussuuntia, mikä osaltaan todistaa paitsi tarkastelualueen, myös

koko Suomen Veiksel-aikaisten kielekevirtausten ajallista ja dynaamista yhteyttä

toisiinsa.

20

Lähdeluettelo:

Aario, R. (1990). Glacial heritage of northern Finland: An excursion guide. Nordia tiedonantoja

49 s.

Aario, R. & Forsström, L. (1979). Glacial Stratigraphy of Koillismaa and North Kainuu. Fennia

157:2, 1-49.

Aario, R.& Forsström, L., Lahermo, P. (1974). Glacial Landforms with special reference to

drumlins and flutings in Koillismaa, Finland. Bull. 273

Aario, R. (1977): Associations of flutings, drumlins, hummocks and transverse ridges.

GeoJournal 6 pp. 65-72

Benn&Evans (2010). Glaciers&Glaciation 802s Published 2013 by Routledge

Johansson, P., Lunkka, J. P., Sarala, P. (2006). Late Pleistocene Glacigenic Deposits in the

Scandinavian ice sheet: an excursion guide., P.

Johansson, P., Lunkka, J. P., Saarnisto, M., Sallasmaa, O. (2004). Glaciation of Finland.

Teoksessa: Ehlers, J. & Gibbard, P. L. (toim.): Quaternary Glaciations-Extend and Chronology.

Elsevier.

Johansson, P., Lunkka, J. P. ja Sarala, P. (2011). The Glaciation of Finland. Teoksessa:Ehlers,

J., Gibbard, P. L. ja Hughes, P.D. (Toim.). Quartenary Glaciations-Extent and Chronology-A

Clocer Look. Developments in Quartenary Sciences 15. Elsevier B.V., 105-116.

Johansson, P.& Sarala, P.(ed.) (2006). Applied Quaternary research .in the central part of

glaciated terrain.

Johansson ja Kujansuu(2005). Pohjois-Suomen maaperä. GTK:n julkaisu.

Kujansuu, R., Kurkinen, I.& Niemelä, J. (1995). Glacio. fluvial deposits in Finland. Teoksessa

Ehlers, J., Kozarski, S. & Gibbard, P. (toim.): Glacial deposits in north-east Europe.

A.A.Balkema Publishers.

Kurimo, H. (1974): Virtaviivaiset muodot jään liikuntojen kuvastajana Posion-Kuusamon

alueella. Terra 86, 52-61.

Kurimo, H. (1978): Late-Glacial ice flows in northern Kainuu and Peräpohjola , North-East

Finland. Fennia 156 11-43

Mangerud, J., Svendsen, J.I., Astakhov, V.I. (1999). Age and extend of the Barents and Kara ice

sheets in northern Russia. Boreas 28, 46-80.

Mangerud, J., Jakobsson, M., Alexandersson, H., Astakhov, V., Clarke, G.K.C., Henriksen, M.

Hjort, C., Krinner, G., Lunkka, J-P., Murray, A., Nikolskaya, O., Saarnisto, M., Svendssen, J.I.

(2004). Ice dammed lakes and rerouting of the drainage of the northern Eurasia during Last

Glaciation. Quartanary Science Reviews 23, 1313-1332

Mäkinen, Palmu, Teeriaho, Rönty, Rauhaniemi, Jarva (2007). Teoksessa: Valtakunnallisesti

arvokkaat moreenimuodostumat. Ympäristöministeriön julkaisu 14/2007.

21

Punkari, M. (1978): Suomen glasiflufiaalisten ja muiden glasigeenisten suurmuotojen tulkinta

Landsat-sateliitikuvista. Unpublished Ph. cand. thesis, University of Helsinki. 71 pp.

Punkari, M. (1979a): Glasiaalimorfologinen kartoitus Landsat-sateliittikuvista. Papers of

engineering- Geol.soc. of Finland 12. 12 pp.

Punkari, M. (1979b): Skandinavian jäätikön deglasiaatiovaiheen kielekevirrat Etelä-Suomessa.

Geologi 31, 22-28.

Punkari, M. (1980): The ice lobes of the Scandinavian ice sheet during deglaciation of Finland.

Boreas 9 pp. 307-310.

Sarala, P. (2005): Glacial morphology and dynamics with till geochemicals exploration in the

ribbed moraine area of Peräpohjola, Finnish Lapland

Sarala, P. (2007): Glacial morphology and ice lobation in southern Finnish Lapland.

Taipale, K., Saarnisto, M. (1991) Tulivuorista jääkausiin 416s., WSOY, Porvoo

Virkkala, K. 1960: On the striation glacier movements in the Tampere region, Southern-

Finland. Bull. Comm. Geol. Finlande 188, 159-176.

Wright, H. E., Jr. 1962: Role of Wadena Lobe in the Wisconsin Glaciation of Minnesota. Geol.

soc. Am. Bull. 73, 73-100.

Wright, H. E., Jr. 1962: Retreat of the Laurentide ice sheet from 14,000 to 9,000 years ago,

Quaternary Res. 1, 316-330.

Zoltai, S. C. 1961: Glacial history of part of northwestern Ontario. Proc. Geol. Assoc. Can. 13,

61 pp.

Zoltai, S. C. 1965: Glacial Features of Quentico- Nipigon area, Ontario. Can. J. Earth Sci. 2,

247 pp.

Zoltai, S. C. 1967: Glacial Features of the North-Central Lake Superior region, Ontario. Can. J.

Earth Sci. 4, 515-528.

Zumberge, j. H. 1960: Correlation of Wisconsin drifts in Illinois, Indiana, Michigan and Ohio.

Bull. Geol. Soc. Am. 71, 1177-1188.