GEOLOGIAN TUTKIMUSKESKUS Ydin j a t t e i den s i j o i t us tu t k i n i ukse t

Tiedonanto YST-51

I l m o Kukkonen

MENNEISYYDEN ILMASTOMUUTOSTEN VAIKUTUS KALLION LAMPOTILAAN JA LÄMPOTILA-' GRADIENTTIIN SUOMESSA

R a p o r t t i kauppa- j a te01 1 isuusmi n i s t e r i ö n r a h o i t tamasta t u t k imukses ta

Abs t rac t : The e f f e c t o f pas t c l i m a t i c changes on bedrock temperatures and temperature g r a d i e n t s i n F i n l a n d

Espoo, j ou lukuu 1986

Kukkonen, Ilmo, 1986. The effect of past climatic changes on bedrock temperatures and temperature gradients in Finland. Geological Survey of Finland, Nuclear Waste Disposal Research, Report YST-51, 70 pages, 30 figures, 6 tables, appendix.

ABSTRACT

The effect of past climatic changes on bedrock temperatures and temperature gradients must be known when geothermal well logging is applied to the study of ground-water flow in bedrock. The thermal disturbances caused by surface temperature variations during the past million years were calculated with a one-dimensional homogeneous half-space conduction model. The calculations indicate that the past climatic changes have a considerable effect on bedrock temperatures and temperature gradients and that an undisturbed gradient value can be measured only at depths below 1400 - 1600 m. The Finnish geothermal data were climatically corrected to remove the curvature of depth-heat-flow density and depth-temperature plots to obtain steady-state estimates of the heat-flow density. If the bedrock temperatures are controlled only by conduction of heat, the paleoclimatic correction should reduce the standard errors of heat- flow density and the gradient values determined at different depth intervals. The standard error decreases in only 18 cases out of a total of 40 (17 drill holes 389 - 1060 m deep and 23 wells 50 - 400 m deep). This is probably caused by 1) ground-water flow in bedrock (heat transfer disturbing the conductive circumstances) and 2) heat- flow refraction at inclined interfaces between lithological units with contrasting heat conductivities, resulting in local heat-flow anomalies. The paleoclimatic correction increased the mean of the heat-flow density values determined from drill holes by about 20 per cent and the mean determined from wells by about 40 per cent.

Negative gradients and local temperature minima detected in some wells at depths of 45 - 80 m are partly caused by temperature disturbances of nearby houses and soil cultivation, and partly by the climatic rise in temperature during the first half of this century.

The results indicate that the paleoclimatic correction of geothermal data can be applied to study indirectly the ground-water flow in bedrock, especially in formations with homogeneous heat conductivity.

Ilmo Kukkonen Geological Survey of Finland SF-02150 ESPOO, Finland

ISBN 951-690-247-2 ISSN 0783-3555

Kukkonen, Ilmo, 1986. Menneisyyden ilmastomuutosten vaikutus kallion lampotilaan ja lampotilagradienttiin Suomessa. Geologian tutkimuskeskus, ydinjatteiden sijoitustutkimukset, tiedonanto YST-51, 70 sivua, 30 kuvaa, 6 taulukkoa, liite.

Menneisyyden ilmastomuutosten kallioperaan aiheuttamien lampo- tila- ja gradienttimuutosten tunteminen on tarpeellista kaytet- taessa geotermisia reikamittauksia pohjaveden virtaustutkimuksiin ja yleensa kaytettaessa mittaustuloksia maankuoren geofysiikan tutkimiseen. Maanpinnan lampotilassa tapahtuvat muutokset joh- tuvat kallioperassa vahitellen alaspain samalla vaimentuen. Kallion lampotila- ja gradienttimuutoksia laskettiin yksidimen- sionaalisella homogeenisella puoliavaruusmallilla. Maanpinnan lampotilamuutokset viimeisten miljoonan vuoden ajalta arvioitiin nykyisten pintalampotilatietojen ja ilmastomuutoksia koskevan kirjallisuuden avulla. Mallilaskujen perusteella ilmastomuutosten vaikutus kallioperan ylaosan lampotilagradienttiin ja lampovuohon on merkittava (jopa useita kymmenia prosentteja) ja hairiytymaton gradientti voitaisiin mitata vasta 1400 - 1600 m:n syvyydelta.

Mallilaskujen avulla tehtiin Suomen geotermiseen mittausai- neistoon korjaukset, joilla poistettiin ilmastomuutosten aiheut- tamat hairiot. Mikali kallion lampooloja hallitsee vain lammon- johtuminen (konduktio), tulisi ilmastokorjauksen parantaa tulok- sia ts. pienentaa eri syvyyksilta maaritettyjen lampovuoarvojen keskiarvon ja geotermisen gradientin keskivirhetta. Korjatuista tuloksista (17 kpl 389 - 1060 m syvia kairareikia ja 23 kpl 50 - 400 m syvia porakaivoja), todettiin, etta keskivirheen pienenemista tapahtui vain 18 tapauksessa. Tama johtuu toden- nakoisesti kahdesta seikasta: 1) Kalliopohjaveden virtaus siirtaa lampoa, jolloin ilmastokorjauksen lahtokohtana oleva konduk- tio-oletus ei pida paikkaansa kaikissa tapauksissa. 2) Lampovuon taittuminen kaltevilla lammonjohtavuuden rajapinnoilla (kivi- lajirajoilla) aiheuttaa paikallisia lampovuoanomalioita, jolloin laskuissa kaytetty yksidimensionaalinen malli ei ole enaa riittava. Kairareikaairieiston lampovuotulosten keskiarvo kasvoi ilmastokorjauksen ansiosta noin 20 % ja porakaivoaineiston keski- arvo vastaavasti noin 40 %.

Eraissa porakaivoissa syvyyksille 45 - 80 m ulottuvat nega- tiiviset lampotilagradientit ovat osaksi syntyneet laheisten rakennusten ja maanmuokkauksen aiheuttaman paikallisen maanpinta- lampotilan nousun vuoksi, mutta talla vuosisadalla tapahtunut ilmaston lampeneminen on myos vaikuttanut niiden muodostumiseen.

Tassa tutkimuksessa kaytettya menetelmaa geotermisten mittaus- tulosten ilmastokorjauksen laskemiseen voitaisiin soveltaa epa- suorasti kalliopohjaveden virtaustutkimuksiin erityisesti lammon- johtavuudeltaan homogeenisissa muodosturnissa.

Ilmo Kukkonen Geologian tutkimuskeskus

ISBN 951-690-247-2 ISSN 0783-3555

ABSTRACT

TIIVISTELMA

SYMBOL1 LUETTELO

1 JOHDANTO .............................................. 6

2 PALEOKLIMATOLOGINEN MALL1 ............................. 7

2.1 Nykyiset maanpintalampotilat ja ilmalampotilat . . 12 2.2 Menneisyyden ilmastovaihtelut ................... 13

3.1 Laskentamenetelma ............................... 16 3.2 Tulokset ........................................ 19

4 ILMASTOMUUTOSTEN AIHEUTTAMIEN HAIRIOIDEN ESIINTYMI- SESTA SUOMEN KALLIOPERASSA . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 31

4.1 Syvat kairareiat ................................ 34 4.2 Porakaivot ...................................... 49 4.3 Matalien syvyyksien negatiiviset

.............................. lampotilagradientit 60

5 YHTEENVETO JA JOHTOPAATOKSET .......................... 63

KIITOSMAININNAT

LI ITE : Ilmastomallit ja niiden mukaan lasketut lampo- tila- ja gradienttimuutokset syvyyden funktiona

SYMBOLILUETTEM

Ti ilmalampotilq (OC)

Tm maanpinnan lZmp8tila (OC)

tt t aika (st vuosi)

nykyhetkesta taaksepain mitattuja ti' ti+l .- .-,

ajanhetkia, t.c t 1 i+l (st vuosi)

ATi maanpintalampotilojen erotus aikajakson

ti+l.. .t ja nykyhetken valilla (OC) i AT 9

maanpintalampotilojen erotus jaatikkoaikojen

ja nykyhetken vSlill~ (OC)

(AT)i ilmastomuutosten aiheuttama kallion lampo-

tilamuutos (OC)

cl geoterminen gradientti (Km-', mKm-'1

C(Ag)i, g ilmastomuutosten aiheuttama oradienttimuutos

(Km-l mKml)

9 ' ilmastokorjattu geoterminen gradientti (Km-l,

m~m-l)

Q 18mpSvuon tiheys (wmF2, ~WIII-~)

Qo lamp8vuon tiheys maan pinnassa (wme2, m ~ m - ~ )

Q ' ilmastokorjattu lampovuon tiheys (Wm -2, m ~ m - ~ )

A Q lampijvuon ~ U U ~ O S (~qm-*, m ~ m - ~ )

k lamrnon j ohtavuus (Wm -lK-l)

S 2 -1 terminen diffusiviteetti (m s 1-

9 tiheys (kgm3) c ominais lamp6 (kJkg -1 oc-l)

?

-3 A. kallion radiogeninen 13m6ntuotto (Wm , p~m-3) 'X syvyys, jossa maanpinnqn jaksollinen 1;impStila-

muutos on vaimentunut l(e:nteen osaansq (m) D j aksollisen l~mp6tilavaihtelun arqplitudi (OC)

l;imp8tilamuutoksen etenemisnopeus kalliossa (ms-l)

kulmataa juus (sil)-

Neperin luku

1 JOHDANTO

Tama tutkimus liittyy Geologian tutkimuskeskuksen ydinjatteiden

sijoitustutkimusten osaan "Kalliopohjaveden virtaus" (1.3.3).

Tutkimuksessa on selvitetty menneisyyden ilmastomuutosten vaiku-

tusta kallion lampotilaan Suomessa. Tyo on tehty kauppa- ja

teollisuusministerion energiaosaston rahoituksella.

Maanpinnalla tapahtuvat lampotilamuutokset aiheuttavat kallion

lampotilaan muutoksia, jotka voidaan mitata kallioperan lampo-

tilaluotauksella. Viimeisimman noin 10000 vuotta sitten paat-

tyneen jaakauden aiheuttaman jaahtymisen katsotaan yleisesti

pienentaneen geotermisen gradientin arvoa kallioperan ylaosassa.

Gradienttiarvojen kasvu alaspain on selvasti havaittavissa

kairarei'ista ja porakaivoista tehdyissa lampotilamittauksissa

seka Suomessa (Jarvimaki ja Puranen 1979, Kukkonen 1985) etta

Ruotsissa (Parasnis 1975). Vastaavia tuloksia on myos Kanadan

(Jessop 1971, Allis 1978) ja Australian kilpialueilta (Cull

1979). Jaakauden aiheuttama jaahtyminen on havaittavissa satojen

metrien syvyydelle. Parasniksen (1975) mukaan jaahtyminen on

Pohjois-Ruotsissa pienentanyt geotermista gradienttia 10 - 20 %.

Suomen osalta ei ole toistaiseksi tehty tarkempaa selvitysta

jaakausien eika holoseenin ilmastomuutosten vaikutuksesta

kallion lampotilaan.

Ilmastomuutosten aiheuttamien gradienttivaihteluiden tarkempi

tunteminen on tarpeellista kaytettaessa geotermisia reikamit-

tauksia pohjaveden virtaustutkimuksiin. Kun kairareika lavistaa

rakovyohykkeen, jossa pohjavesi virtaa, havaitaansyvyys-lampo-

tilakayrassa gradientin muutos (Drury 1984). Ilmastovaihteluihin

liittyvat lampotilamuutokset voivat aiheuttaa samankaltaisia

mutta pehmeampia gradienttimuutoksia.

Kalliopohjaveden virtaustutkimusten lisaksi ilmastomuutosten

aiheuttamien vaihteluiden tunteminen on tarpeen kallioperan

yleisessa larnpovuotutkimuksessa, silla korjaamattomat lampovuo-

arvot eivat ole vertailukelpoisia ilmastohistorialtaan erilais-

ten alueiden tulosten kanssa. Ilmastomuutosten vaikutuksia

kallioperan lampotilaan on kirjallisuudessa tarkasteltu lahinna

mallittamisongelmana (esim. Jessop 1971, Cerm5k 1976, Beck 1977,

Allis 1978, Clauser 1984, Nielsen ja Balling 1985). Huo-

mattavasti vahemman on tutkimuksia, joissa mallilaskuja on myos

verrattu havaintoihin tutkittujen reikien koko pituudelta (Sass

et al. 1971, Cull 1979). Yleensa ilmastokorjaus on tehty vain

yhdelta tai kahdelta syvyysvalilta maarattyyn lampovuoarvoon

(esim. Parasnis 1975, Beck 1977), mika ei sinansa anna kasitysta

korjauksen luotettavuudesta.

Tassa tutkimuksessa on laskettu viimeisten miljoonan vuoden

aikana tapahtuneiden ilmastomuutosten aiheuttamia muutoksia kal-

lion lampotilaan ja lampotilagradienttiin Suomen olosuhteissa.

Tuloksia on verrattu Suomen geotermiseen havaintoaineistoon

(Jarvimaki ja Puranen 1979, Kukkonen 1985). Tulosten merkitysta

on tarkasteltu kalliopohjaveden virtauksen ja geotermisiin

mittauksiin tehtavien ilmastokorjausten kannalta.

2 PALEOKLIMATOLOGINEN MALL1

Ilmastomuutosten aiheuttamien hairioiden laskemiseen tarvitaan

lahtotietona mm. maan pintalampotilan vaihtelu ajan funktiona.

Tarkasteltavat aikajaksot ovat hyvin eripituisia ulottuen mil-

joonasta vuodesta vain muutamiin kymmeniin vuosiin. Kaytet-

tavissa olevat tiedot menneiden aikojen ilmastosta perustuvat

usein hyvin vaihtelevaan aineistoon ja toisistaan poikkeavaan

metodiikkaan. Sen vuoksi niiden luotettavuuskin vaihtelee

suuresti. Seuraavassa tarkastellaan ilmastomuutoksia myohais-

pleistoseeniepookissa (1 milj. - 10 000 vuotta sitten), holo-

seeniepookissa (alle 10 000 vuotta sitten) ja 1800-luvulta

nykypaivaan.

Ilmastomuutoksia kasittelevassa kirjallisuudessa lampotiloja

tarkastellaan ns. ilmalamp5tiloina, joita ovat esimerkiksi

meteorologisten havaintoasemien keraamat tiedot. Maan pinta-

lampotila poikkeaa kuitenkin jopa useita asteita ilmalampo-

tilasta, minka vuoksi aluksi on selvitetty ilma- ja maalampo-

tilojen keskinainen riippuvuus Suomessa.

-4

> a

[I) 1

0

0 t\

U) o

+'

orl

X

4

a

c

C

ca

,

a, a

,a

+'

-4

0

[I)

3

a

o>

c

3

a

>c

x

-4

-4

c a

a

-4

> a

0

> -4

t\

+'

0

:a rn

rl

:a a

+'

> 2

rd: a

m

+'

0

-4

[I)

3

ma

>

>

0

c

$0

-4

Ll

>

a

ak

>

a

3

a

+' C

a

+'..

+'

a,€

+

'O

4

-4

rn

00

-4

E

0

rn .A

a

: :a -3

k

4

a

-l -

-

a, +' +'

a

ao

o

> X

CC

a,

XC

C

4

> -4

-4

0

X

aa

-

rn

>>

a+'

aa

rn

o c

cs

[O

c ..

-4

CE

+'+

'

0-4

0 >

,X

a

aa

-l

>O

r:C

3 a

0 a,

a, rn

Crl+

'+'

Maalampot i la ( ' C )

- I lmalampot i la ( 'C )

Kuva 2. Ilmalampotilan ja maal3mpotilan valiset relaatiot Ilmatie- teen laitoksen havainnoista 50 cm syvyydelta (taulukko 1, pilkku- viiva) ja koko aineistosta (taulukko 2, yhtenainen viiva).

2.1 Nykyiset maanpintalampotilat ja ilmalarnpotilat

Ilmatieteen laitos tekee mittauksia rnaan lampotilasta seitse-

malla havaintoasemalla (kuva 1, taulukko 1) eri puolilla maata.

Mittaukset tehdaan 1, 5, 10, 20, 50 ja 300 cm:n syvyydella

yleensa kerran paivassa tai viiden paivan valein. Havainnot on

tehty irtornaapeitteesta, yksikaan rnittausputki ei ulotu kalli-

oon. Mittauksia on toistaiseksi julkaistu vuosien 1957 ja 1970

valiselta ajalta (Ilmatieteen laitos 1968, 1969, 1979). Havain-

tosarjat eivat ole taydellisia: erailla asernilla mittauksia on

tehty vain lumettornana vuodenaikana, ja havaintosarjoissa on

paikoin aukkoja. Ilmatieteen laitoksen aineiston lisaksi on jul-

kaistu tuloksia lyhyesta havaintosarjasta Hyrylasta vuosilta

1969 - 1973 (Lemrnela et al. 1981).

Ilmatieteen laitoksen havainnoista on laskettu vuosikeskiarvot

silta osin, kuin kaytettavissa on ollut taydellisia havain-

tosarjoja (taulukko 1). Vuosikeskiarvot laskettiin aritmeetti-

sina keskiarvoina kuukausikeskiarvoista syvyyksilta 20, 50, 100

ja 300 crn. Naiden havaintoasernien ilrnalarnpotiloista (Suomen

rneteorologinen vuosikirja 1957 - 1970) laskettiin myos vastaa- vien ajanjaksojen keskiarvot (taulukko 1).

Koska varsinaisia havaintoja maalampotilasta on varsin niukasti

kaytettavissa, on aineistoa laajennettu ottarnalla mukaan rnaan-

pintaan ekstrapoloituja larnpotiloja Suornen geotermisista

rnittaustuloksista (kuva 1) (Jarvimaki ja Puranen 1979, Kukkonen

1985 seka P. Jarvirnaen ja kirjoittajan toistaiseksi julkaise-

maton materiaali). Ekstrapoloinnissa on kaytetty vain vuosit-

taisvaihtelun alapuolelta (yleensa yli 20 - 30 rn:n syvyydelta)

tehtyja mittauksia. Ekstrapoloitujen arvojen voidaan katsoa

edustavan vahintaan muutarnien vuosien jaksolle laskettuja rnaa-

lampotilojen keskiarvoja.

Yhdistetysta aineistosta (kuva 1) havaitaan, etta lahekkaisilla

havaintopaikoilla voi olla yli asteen eroja maan lampotilassa.

Syy lienee pintalarnpotilan maaritystapojen eroissa, pinta- ja

pohjaveden virtauksen ja haihtumisen vaikutuksessa tai kallio-

ja maaperan termisten ominaisuuksien eroavuudessa. Maanpinta-

lampotilojen ja pitkaaikaisten ilmalampotilakeskiarvojen (Kolkki

1966) valilla on Etela-Suomessa noin 1.2 - 2 OC:n ero.

Pohjois-Suomessa ero kasvaa noin 3 OC:een (kuva 1, taulukot 1 ja

2).

Maan pintalampotilojen ja ilmalampotilojen valilla nayttaa

valIitsevan lineaarinen riippuvuus (kuva 2). Ilmatieteen laitok-

sen havainnoista 50 cm:n syvyydelta (taulukko 1) on laskettu

regressiosuora

ja vastaavasti koko aineistosta (kuva 1, taulukko 2)

Yhtaloissa T ja T ovat maalampotilan ja ilmalampotilan vuosi- m i

keskiarvot. Suorien (1) ja (2) valilla on pienehko ero, joka

kasvaa ilmalampotilan laskiessa. Alhaisista lampotiloista on

kuitenkin vahiten havaintoja. Tassa tutkimuksessa maalampo-

tilojen estimointiin on kaytetty yhtaloa (2) sen laajemman

havaintoaineiston vuoksi.

Suorien perusteella voidaan arvioida myos, etta ikiroudan

muodostuminen edellyttaisi vuoden keskilampotilan laskevan aina-

kin -4 - -6 OC:seen, jolloin maalampotila laskee alle 0 OC:n.

Suomen alhaisimmat keskilampotilat ovat noin -2 OC Kasivarren

Lapissa (Kolkki 1966).

2.2 Menneisyyden ilmastovaihtelut

Kallioperan ilmastollisten lampotilamuutosten tutkimiseksi laa-

dittiin yksinkertainen malli maan pintalampotilasta ajan

funktiona (kuva 3). Mallin keskeisina piirteina ovat 12

jaatikoitymista viimeisen miljoonan vuoden aikana, holoseenin

lammin jakso 8000 - 5000 vuotta sitten, ns. pieni jaakausi

1300-luvulta 1700-luvulle ja resentti ilmaston lampeneminen

1890-luvulta 1950-luvulle.

Kolme viimeisinta jaatikoitymista (Weichsel I - 111) on ajal- lisesti rajattu Donnerin (1978) ja Lundqvistin (1983) mukaan.

Viimeisimman jaatikon vetaytyminen tapahtui Etela-Suomessa

12 000 - 10 000 vuotta sitten ja Keski- ja Pohjois-Suomessa

10 000 - 9000 vuotta sitten (Donner 1978). Tata vanhemmista

Suomen jaatikoitymisista tiedetaan hyvin vahan ja ne on arvioitu

valtamerien pohjasedimenteista tehtyjen happi-isotooppitutki-

musten (Shackleton ja Opdyke 1976) avulla kayttaen Weichsel-

jaatikoitymisia vertailuaineistona. Jaatikon on oletettu peit- 18

taneen Suomen silloin, kun sedimenttien 6 0-arvo jaa alle

3 O/,,:n. Maan pintalampotilaksi jaatikon alla on valittu -1 OC.

Paksun mannerjaan alla lampotila on vallitsevan paineen ja jaan

sulamisen vuoksi -1 - -2 OC, mutta jaan ohentuessa se voi olla huomattavasti alhaisempikin (Jessop 1971). Valittu arvo (-1 OC)

on sama kuin Jessopin (1971) geotermisessa ilmastohairio-

tutkimuksessa Kanadan alueelta.

Jaakauden jalkeisella ajalla on vuoden keskilampotila ainakin

Etela-Suomessa ollut noin 2 OC nykyista korkeampi 8000 - 5000

vuotta sitten (Donner 1974) mukaan. Korkearnpaa keskilampotilaa

indikoivat mm. siitepolytutkimukset, joiden rnukaan Etela- ja

Keski-Suornessa kasvoi pahkinapensaita, jalavia, tammia ja

lehmuksia huomattavasti nykyista pohjoisempana (Donner 1974).

Taman lampiman kauden jalkeen vuoden keskilampotilat laskivat

ollen lahella nykyisia arvoja ajanlaskumme alussa. Kyseinen

lammin kausi 8000 - 5000 vuotta sitten on ilmeisesti ollut

globaalinen ilmio (Imbrie ja Imbrie 1979, Eronen 1980).

Keskiajalla ja uuden ajan alussa ilmastossa tapahtui suuria

vaihteluja. Vuoden keskilampotila oli Euroopassa jaksolla

900 - 1300 noin asteen korkeampi kuin nykyaan. Taman jalkeen seurasi kylma jakso (ns. pieni jaakausi) aina 1700-luvulle asti

(Eronen 1981). Pienen jaakauden aikana vuoden keskilarnpotilan

arvellaan olleen noin asteen verran alhaisempi kuin 1900-luvun

alussa. Lampotilat ovat tana aikana kuitenkin olleet hyvin

vaihtelevia eika kyseessa ole ollut yhtenainen kylma jakso.

Tiedot pienesta jaakaudesta ja sita edeltaneesta lampimasta

jaksosta keskiajan lopulla perustuvat epasuoriin, historial-

lisiin lahteisiin asutuksen levinneisyydesta, viljelykasveista

yms., minka vuoksi ilmastohistoriaa ei pystyta yksityiskoh-

taisesti selvittamaan.

Varsinaiset meteorologiset havainnot alkoivat Suomessa vuonna

1829. Siita lahtien tapahtuneista ilmaston muutoksista on

olemassa varsin selva kasitys (Heino 1978). Vuoden keski-

lampotila on Helsingissa noussut noin 1.5 O C 1890-luvulta

1950-luvulle. Vastaava kehitys on havaittavissa koko Suomessa.

Vuoden keskilampotiloissa on nopeaa, useiden asteiden vaihtelua

vuodesta toiseen. Ilmastomallia (kuva 3) varten yksinker-

taistettiin Heinon (1978) liukuvan keskiarvon kayra graafisesti.

porrasmaisiksi lampotilamuutoksiksi. Myos tasoittamattomia

vuosikeskiarvoja (R. Heino, kirjallinen tiedonanto 1986) on

kaytetty.

Yllakuvatut jaakauden jalkeen tapahtuneet ilmalampotilan vaih-

telut on muutettu maalampotilaeroiksi kertomalla ne 0.7:lla maa-

ja ilmalampotilojen keskinaisen riippuvuuden mukaisesti (kuva 2,

yhtalo (2)). Yhtalon (2) vakiotermi jaa pois, koska tassa

tarkastellaan lampotilaeroja nykylampotilaan verrattuna eika

lampotilan absoluuttisia arvoja.

3.1 Laskentamenetelma

Maanpinnalla tapahtuvien jaksollisten lampotilamuutosten vaiku-

tus kallion lampotilaan ja lampotilagradienttiin voidaan homo-

geenisen puoliavaruuden tapauksessa laskea lammonjohtumisen

differentiaaliyhtalon avulla (Sharma 1986):

Yhtalossa T on lampotila, Z on syvyys, t on aika ja s on kallion

terrninen diffusiviteetti, joka riippuu kallion tiheydesta 9 ,

ominaislammosta c ja lammonjohtavuudesta k :

iwt Yhtalon (3) ratkaisu on muotoa T = u(Z)e . Jos maanpinnan

lampotilamuutokset ovat esimerkiksi sinimuotoisia (T Dcoswt), m

saadaan yhtalon (3) ratkaisuksi

missa

D on lampotilavaihtelun amplitudi ja w on kulmataajuus. Maan-

pinnalla tapahtuva jaksollinen lampi5tilamuutos on vaimentunut;

maanpinta-amplitudistaan l/e:nteen osaansa syvyydella 1 :

-6 2 -1 Jos kallioperan diffusiviteetin arvona kaytetaan 1. 10 m s , todetaan yhtaloiden (4) - (6) avulla, etta lampotilavaihtelun jakson ollessa 1 vrk %. saa arvon 16.5 cm, jakson ollessa 1

vuosi h on 3.2 m, jakson ollessa 10 000 vuotta h on 320 m ja

100 000 vuoden jaksolla 'k on 1000 m. Pitkajaksoisten ilmasto-

muutosten aiheuttamat hairiot voivat siis yltaa varsin syvalle

kallioperaan. Jos maanpinnan lampotila muuttuu sinirnuotoisesti

(Tm- Dcoswt), lampotilan minimi- ja maksimiarvot etenevat

alaspain nopeudella

ja maanpinnalla tapahtunut lampotilamuutos saapuu syvyydelle Z

vasta ajan At kuluttua:

Esimerkiksi vuorokautisen lampotilavaihtelun maksimi todetaan

1 m:n syvyydella vasta lahes vuorokauden kuluttua maanpinta-

lampotilan maksimin jalkeen. Vuotuinen lampotilavaihtelu on

10 m:n syvyydella noin 6 kk myohassa ja 10 000 vuoden jaksoissa

vaihteleva lampotilamuutos on 1 km syvyydella noin 5000 vuotta

myohassa.

Edella esitetyt tarkastelut koskevat sinimuotoisesti vaihtelevia

jaksollisia lampotilamuutoksia. Todelliset ilmastomuutoksiin

liittyvat maanpinnan lampotilavaihtelut ovat kuitenkin huomat-

tavasti epasaannollisempia, ja niita on kasiteltava porrasmai-

sina lampotilamuutoksina (kuva 3). Ratkaisemalla lammonjoh-ta-

vuuden differentiaaliyhtalo porrasmaisesti muuttuvalle lampo-

tilalle, saadaan seuraavat tulokset lampotilan ja gradientin

muutoksesta syvyyden funktiona (Jaeger 1965, Cermhk 1976):

A g(zli = AT~L(X sti) -1/2,(-z /4 st.) 1

Yhtaloissa (10) ja (11) AT(Z)~ on lampotilan muutos syvyydella

Z ja A g(Z)i vastaavasti gradientin muutos, ATi on lampo-

tilaero, joka on aikajaksolla ti+l.. .ti vallinneen maan-

pintalampotilan ja nykyisen maanpintalampotilan erotus. Ajan-

hetket ti+l ja t (ti< ti+l) mitataan nykyhetkesta taaksepain. i Funktio "erf" tarkoittaa ns. errorfunktiota:

erf (x) =- j e-''dl Jn'

Suorittamalla laskut useille aikajaksoille t i+l . . . .ti ja niita vastaaville lampotilaeroille A T saadaan niiden lampotila- ja

i gradienttimuutosten summana kyseisen lampotilahistorian mukaiset

muutokset maankamaran nykyiseen lampotilaan ( C ( AT)i) ja

gradienttiin (Z (Ag).). Varioimalla Z:n arvoja saadaan selville 1

lampotila- ja gradienttimuutosten syvyysvaihtelu. Laskenta-

menetelma on olennaisesti sama kuin Jessopin (1971), Beckin

(1977) ja Allisin (1978) tutkimuksissa.

3.2 Tulokset

Ilmastomallin (kuva 3) ja yhtaloiden (10) ja (11) avulla lasket-

tiin sarja tuloksia liimpotilan ja gradientin muutoksista kallio-

perassa (kuvat 4 - 14 ja liite , ) .

Aluksi ilmastomallia yksinkertaistettiin siten, etta oletettiin

pintalampotilan pysyneen nykyisessa arvossaan koko jagtikon

vetaytymisen jalkeisen ajan. Tuloksena ovat kuvien 4 - 7 kayrat. Deglasiaation ajankohdan siirtyessa myohaisemmaksi gradientti-

ja lampotilamuutokset kasvavat; nykyisen pintalampotilan

laskiessa muutokset pienenevat. Jaakausien vaikutus on suurim-

millaan Etela-Suomessa, jossa geoterminen gradientti on kallion

ylimmalla 200 m:11a pienentynyt jopa 4 mK/m. Pohjois-Suomessa

gradientin aleneminen jaa 2 - 3 mK/m:iin.

Kun holoseenin ilmastovaihtelut otetaan mukaan, gradientti- ja

lampotilakayrat (kuvat 8 - 11) ovat huomattavasti monimut-

kaisempia. Esim. gradienttikayraan tulee maksimi noin 200 m:n ja

minimi noin 500 m:n syvyydelle. Gradientin vaihtelu on ylimman

500 m:n matkalla 1 - 7 mK/m ilmastomallin yksityiskohdista ja

tarkastelusyvyydesta riippuen.

Ilmastomallista on tehty myos muunnoksia, joista holoseenin

lammin kausi puuttuu kokonaan tai joissa sita on lyhennetty

(kuva 12). Tuloksista voidaan nahda, etta ylimmalla 500 m:lla

kayrat pysyvat muodoltaan samankaltaisina, mutta gradientti- ja

lampotilamuutosten itseisarvo kasvaa noin 1 mK/m:n tai noin 0.5

OC:n verran.

Ilmastomalli, jossa pitkaaikaiset lampotilavaihtelut kuvataan

porrasmaisina muutoksina, on liian yksinkertainen. Helsingin

pitka havaintosarja antaa mahdollisuuden vertailla tasoitta-

matonta aineistoa ja tasoitettua porrasmaista kayraa. Helsingin

vuoden keskilampotilat 1829 - 1984 (R. Heino, kirjallinen

tiedonanto 1986) muutettiin vastaaviksi maalampotilaeroiksi,

joiden avulla laskettiin kuvan 13 tulos. Kun sita verrataan

porrasmaisella lampotilamallilla laskettuun tulokseen

(kuva 8), voidaan todeta, etta tasoittamattoman aineiston

vaikutus geotermiseen gradienttiin on alle 200 m:n syvyyksilla

0.5 - 1 mK/m pienempi kuin yksinkertaisen porrasfunktion. Tama johtunee lyhytaikaisten perakkaisten kylmien ja lampimien

jaksojen toisiaan kompensoivasta vaikutuksesta. Mielenkiin-

toisena piirteena on tasoittamattoman aineiston gradient-

tikayrassa oleva minimi noin 60 m:n syvyydella (kuva 13), joka

kuitenkin haviaa tuloksista, jos ilmastomallista poistetaan

vuosien 1976 - 1984 lampotila-arvot. Tana aikana vuoden keski- lampotila on jatkuvasti kasvanut.

Kaikissa laskuissa on kallioperan termisen diffusiviteetin -6 2 -1

arvona ollut 1 - 10 m s , mika on tyypillinen arvo syvakiville ja metamorfisille kiville (Buntebarth 1984, Drury et al. 1984).

-6 2 -1 Mikali diffusiviteetti olisi vain 0.5- 10 m s , ilmasto-

muutosten aiheuttamat hairiot olisivat suurempia, mutta lahem- -6 2 -1 pana maanpintaa, kun taas diffusiviteetin arvolla 1.5 -10 m s

hairiot pienenevat ja siirtyvat syvemmalle (kuva 14).

4 ILMASTOMJUTOSTEN AIHEUTTAMIEN ~ I R I ~ I D E N ESIINTYMISESTA

SUOMEN K A L L I O P E ~ S S A

Jos kallion termisia oloja hallitsee vain lammonjohtuminen ja

lammonsiirtymista pohjavesivirtausten vuoksi ei tapahdu, ilmas-

tomuutoksilla on suuri vaikutus kairarei'ista ja porakaivoista

mitattuihin lampotiloihin. Ilmastomuutosten aiheuttamat hairiot

voivat pienentag geotermista gradienttia useita m~m-l kallio-

peran ylimmalla 500 m:lla. Muutos on merkittava, silla Suomen

geotermisen gradientin keskiarvo on 12.6 m~m-' (Jarvimaki ja

Puranen 1979).

Mikali hairiytymaton gradientti halutaan mitata suoraan kallio-

perasta, on mittaukset tehtava yli 1400 - 1600 m:n syvyydelta.

Talta syvyydelta alaspain gradientin ilmastohairio on itseis-

arvoltaan pienempi kuin 0.5 m~m-', jota voidaan pit35 varsin

normaalina gradientin maaritysvirheena kaytannon mittauksissa.

Nain syvia reikia ei ole Suomessa toistaiseksi kairattu.

Geotermisten tutkimusten eraana keskeisena suureena on lampovuon

tiheys (lyh. lampovuo), joka lasketaan kallion lammonjohtavuuden

k ja geotermisen gradientin g tulona:

Stationaarisessa tilassa (ei ilmastomuutoksia) lampovuo on vakio

eri syvyyksilla, ja kivilajien lammonjohtavuuden vaihtelu kom-

pensoituu vastakkaisella gradientin muutoksella. Taman vuoksi

syvan kairareian syvyys-lampoti lakayral la voi olla pelkasta

johtavuusvaihtelusta syntyneita gradienttimuutoksia, jotka

vaikeuttavat ilmastomuutosten synnyttamien gradienttimuutosten

toteamista mitatusta kayrasta. Siksi on parempi tarkastella

syvyys-lampotilakayrien sijasta syvyys-lampovuokayria, joissa

ilmastomuutosten vaikutuksen tulisi olla havaittavissa lampovuon

maksimeina ja minimeina. Jos lampovuo lasketaan kayttaen

mitattua (korjaamatonta) gradienttia, sita kutsutaan naennai-

seksi lampovuoksi. Ilmastomuutosten synnyttama lampovuon muutos

voidaan laskea kertomalla gradientin muutos vastaavaan syvyyden

lammonjohtavuudella. Vahentamalla tama lampovuomuutos mitatusta

lampovuon arvosta saadaan ilmastokorjattu lampovuon arvo.

Esitetty laskutapa edelllyttaa termisen diffusiviteetin olevan

sama kaikilla syvyyksilla.

Kuvassa 15 on esitetty esimerkkina pelkat jaatikoitymisvaiheet

seka jaatikoitymisvaiheet ja holoseenin ilmastomuutokset sisal-

tavien mallien mukaiset syvyys-lampovuomuutoskayrat. Yli 500 m:n

syvyydella kayrien valinen ero (noin 1 m ~ m - ~ ) on niin pieni,

ettei sita todennakoisesti voida havaita kaytannon mittauksissa.

L a m p o v u o a r v o n muutos

Kuva 15. Esimerkki ilmastomuutosten aiheuttamasta lampovuon muutok- sesta syvyyden funktiona malleilla 4 (kayra A, ei holoseenin ilmas- tomuutoksia) ja 12 ( k w r a B, holoseenin ilmast'omuutokset mukana). Mallit vastaavat Keski-Suomen olosuhteita. Lampovuomuutos -1 O-"l las- kettu kertomalla gradienttimuutos johtavuusarvolla 2.5 Wm K .

4.1 Syvat kairareiat

Jarvimaen ja Purasen (1979) alkuperaisesta mittausaineistosta

(P. Jarvimaki, kirjallinen tiedonanto 1985) laskettiin naen-

naisen lampovuon arvo rei'ittain noin 100 m:n syvyysvalein ns.

Bullard-tekniikkaa (ks. Jaeger 1965) kayttaen (taulukko 3, kuvat

16 - 18). Reikien sijainti, geologia ja mittaustiedot on annettu

alkuperaisjulkaisussa (Jarvimaki ja Puranen 1979).

-2 Lampovuossa on rei'ittain jopa 10 - 20 mWm :n eroja eri syvyyk-

silla. Pelkat jaatikoitymisvaiheet sisaltavan ilmastomallin

mukaista kayttaytymista on kuvien 16 - 18 mukaan havaittavissa vain Outokummun ja Siilinjarven rei'issa yli 500 m:n syvyydella.

Holoseenin ilmastovaihteluiden aiheuttamia anomalioita nayttaisi

olevan kvalitatiivisesti havaittavissa alle 500 m:n syvyydella

esimerkiksi Ilomantsin, Lohjan, Parikkalan, Honkarnaen, Siilin-

jarven, Soklin ja Saaksjarven rei'issa.

Jarvimaen ja Purasen (1979) aineistosta laskettiin rnyos ilmas-

tomuutosten suhteen (jaatikoitymisvaiheet + holoseeni) korjatut

lampovuoarvot syvyyden funktiona (taulukko 3, kuvat 17 - 19). Mikali lampovuoerot ovat vain ilmastomuutosten synnyttamia,

tulisi korjattujen arvo jen olla syvyydesta riippumattomia

vakioita ja koko reian osalta lasketun keskiarvon keskivirheen

tulisi pienentya korjausten ansiosta. Tallaista kayttaytymista

on vain Outokummun, Ilomantsin, Lohjan, Saaksjarven ja Soklin

rei'issa, mutta niihinkin a lampovuoeroja, joita ilmasto-

korjauksella ei saada tasoittumaan. Paras tulos on Ilomantsin

reiasta, jossa ilmastokorjattu lampovuo on 35 - 450 m:n

syvyydella 34.2 - 36.4 m ~ m - ~ keskiarvon keskivirheen ollessa -2

vain 0.5 mWm (taulukko 3). Syvirnmista rei'ista voidaan

kuitenkin todeta, etta korjattujen lampovuoarvojen vaihtelu

pienenee yleensa syvyyden kasvaessa, mutta vasta 400 - 500 m:n

alapuolella. Kun reikia tarkastellaan koko pituudeltaan, il-

mastokorjaukset eivat vahenna lampovuovaihtelua juuri lainkaan.

Useissa tapauksissa keskiarvon keskivirhe jopa kasvaa ilmasto-

korjausten vuoksi. Syyta tallaisiin tuloksiin voidaan etsia

seuraavista seikoista: 1) ilmastomallin yksinkertaisuus 2) las-

kentamenetelman puutteet 3) havaintoaineisto 4) kallioperan

radioaktiivisten isotooppien lammontuotto 5) lammonjohtavuuden

vaihtelun aiheuttamat lampovuon taittumisilmiot ja 6) pohja-

vesivirtaukset.

Ilmastomallissa on paikoin jaksoja, joiden lampotilahistoria on

viela puutteellisesti tunnettu. Erityisesti keskiajan ja uuden

ajan alun lampotilavaihteluista Suomessa ei ole kovinkaan paljon

tietoa, ja tassa tutkimuksessa on sovellettu Keski- ja

Ita-Euroopan ilmastoa koskevia tutkimuksia olettaen, etta pitka-

aikaiset ilmastomuutokset ovat globaalisia.

Ilmastomallissa ei ole huomioitu sita, etta pintalampotilan

kayttaytyminen on meren aiemmin peittamilla rannikkoalueilla

mahdollisesti poikennut kuvan 3 mukaisesta mallista erityisesti

holoseenin alussa 10 000 - 7000 vuotta sitten. Meren syvyys on

nykyisen rantaviivan tuntumassa vaihdellut Suomenlahden 30 - 50 m:sta Pohjanlahden 100 - 140 m:iin (Donner 1978). Nykyisessa

Itameressa on lampotila yli 50 m:n syvyydella yleensa noin 4 OC

kautta vuoden (Kullenberg 1981). Matalammissa vesissa tapahtuu

tuulien ja virtausten aiheuttamana termista sekoittumista ja

veden keskilampotila noudattanee sen vuoksi ilmalampotilan

muutoksia. Jarvimaen ja Purasen (1979) aineistossa Limingan ja

Porin reiat sijaitsevat Litorina-meren korkeimman rantaviivan

(Eronen 1974) alapuolella. Niiden suhteen ilmastomalli ei

ilmeisesti ole paras mahdollinen varsinkaan holoseenin lampiman

kauden osalta. Edella on kuitenkin todettu (kuva lo), etta

holoseenin lampiman kauden poistaminen ilmastomallista ei muuta

tulosten yleiskuvaa. Ilmastomallia voidaan epatarkkuuksistaan

huolimatta pitaa varsin luotettavana.

Kaytetty menetelma gradientti- ja lampotilahairioiden laskemi-

seksi on yksinkertaistus luonnon tilanteesta. Yksidimensio-

naalinen, homogeeninen malli ei huomioi luonnossa tavattavien

kaltevien lammonjohtavuuden rajapintojen, diffusiviteettierojen

tai irtomaapeitteen vaikutusta. Niiden aiheuttamista muutoksista

esitettyihin tuloksiin ei voi tehda kvantitatiivisia johtopaa-

toksia ilman numeerista mallittamista esim. elementtimenetelmin.

TAULUKKO 3 ( j atk )

5 Outokumpu 99-200 200-297 297-393 393-489 489-537 537-635 635-776 776-868 868-1002

6 Pielavesi 200-300 320-400 420-500

7 Ilomantsi 35-102 135-200 227-285 317-403 403-450

8 Parikkala 97-193 193-263 299-407

9 Otanmaki 612-701 716-801 811-873

kiille- 12 liuske

2.8 6 -1.6 -4.5 25.4 k1.0 29.9 gneissi 11,12 2 4.5 5 -2.5 -11.3 (46.21k0.4 (57.5) 2.8 5 -2.9 -8.1 22.9 kO.9 31.0

leptiitti 12,14

3.0 5 -1.5 -4.5 25.7 kO.5 30.2 perido- 12 2.8 4 -1.2 -3.4 32.8 50.3 36.2 tiitti 2.5 5 -2.3 -5.8 33.0 k1.2 38.8

2.5 7 -2.4 -6.0 27.0 k2.7 33.0 anorto- 12,14 2.4 7 -2.1 -5.0 28.? 21.1 33.7 siitti, 2.1 6 -1.7 -3.6 27.e k1.5 31.4 arnf i bo-

liitti 27.8 20.5 32.7 kO.7

TAULUKKO 3 ( j a tk . ) 10 Honkamaki 19-187 103

223-389 306 420-509 465 509-561 535

11 Lohja 4-99 52 116-204 160 206-302 254 320-406 363

12 Luikon- 322-399 361 lahti 419-528 474

824-899 862

13 Kotalahti 416-490 453 506-553 530

15 Siilinjarvi 242-290 266 290-385 338 -385-480 433 480-575, 528 575-669 627 669-763 716

2.9 6 -2.7 -7.8 29.8 k0.6 37.6 gneissi, 12,14 1,2 2.8 6 -1.5 -4.2 35.0 50.7 39.2 amf i bo- 2.1 4 -2.5 -5.3 26.1 k1.0 31.4 liitti 2.1 3 -2.5 -5.3 28.0 i1.4 33.3

3.0 8 -6.1 -18.3 23.8k1.0 42.1 kalkki- 9 1,2 2.7 6 -2.7 -7.3 29.3 *2.1 36.6 kivi , 3.3 8 -1.9 -6.3 38.1 k0.2 44.4 leptiitti, 4.3 4 -2.7 -1-1.6 (77.4)*2.5) (89.0) gneissi

3.1 7 -2.4 -7.4 24.8 i0.3 32.2 serpen- 12 2 2.9 10 -2.8 -8.1 30.6 i0.5 38.7 tiniitti, 3.5 9 -1.9 -6.7 25.2 k1.4 31.9 graniitti

3.3 9 -2.8 -9.2 46.3 k4.5 55.5 kiille- 3.4 7 -2.8 -9.5 32.3 k1.7 41.8 gneissi,

amf i bo- 39.3 k7.0 48.7 ~ 6 . 9 liitti

2.3 2 -1.6 -3.7 21.0 2 - 24.7 glimme- 12 2 2.4 3 -2.2 -5.3 23.1 k0.4 28.4 riitti 2.4 3 -2.7 -6.5 21.7 ~ 0 . 4 28.2 2.2 3 -2.8 -6.2 20.3 kO.3 26.5 2.3 3 -2.7 -6.2 24.2 tO.0 30.4 2.3 3 -2.4 -5.5 21.3 i0.8 26.8

TAULUKKO 3 ( j a t k . ) 16 Harnrnas- 18-89 54 3.3 5 -6.5 -21.5 15.7 *0.9 37.2

lahti 107-195 151 3.0 6 -1.4 -4.2 28.4 kO.1 32.6 212-295 254 2.4 6 -1.4 -3.4 27.6 50.5 31.0 311-402 357 2.8 7 -2.3 -6.4 38.8 i1.4 45.2 417-503 460 4.3 11 -2.8 -12.0 34.1 k1.4 46.1 516-569 ,543 4.7 5 -2.8 -13.2 41.0 k0.5 54.2

17 Sokli 68-96 82 2.8 2 124-205 165 2.7 3 238-306 272 2.8 3 342-379 361 2.5 3 429-443 436 2.5 2

18 Saaks- 11-93 52 3.0 5 jarvi 113-197 155 3.2 5

214-291 253 3.4 5 305-393 349 2.8 7 403-443 423 2.6 4

I

kiille- 12 2 liuske , fylliitti

karbona- 15 tiitti

kiille- 8,12 gneissi

Kaikki reiat 32.0 21.7 38.8 21.8

Reikl

Kivilajit Malli Huom.

Numerointi ja paikannimet ovat samat kuin JarvirnYen ja Purasen (1979) julkaisussa. Reika "14 Elimaki" puuttuu, koska siitl ei ole llimmonjohtavuustietoja (porakaivo). Syvyysvali (m) Syvyysvglin mediaani (m) L~mmtinjohtavuuden keskiarvo (Wrn-'~-l ) Lhmonjohtavuusnaytteiden lukumalrl Ilmastomuutosten aiheuttama gradientin muutos (m~m-l) Gradienttimuutosta vastaava lYmp5vuon muutos ( m ~ m - ~ ) Korjaamaton llmpovuoarvo ja sen k skivirhe eri syvyyksilll sekl koko reilin keskiarvo ja sen keskivirhe (mWm-5); sulkeissa olevet arvot eivlt sis2lly keskiarvoon. Reik paYYivilajit (Jarvimaki ja Puranen 1979) Korjausta laskettaessa kaytetty ilmastomalli; ks. kuvat 8-11 ja liite. 1) Lamptivuon vaihtelun syynl todennlkoisesti pohjaveaivirtaus. 2) Lhpbvuon vaihtelun syyna todennlkoisesti refraktioilmitlt.

TAULUKKO 4. Lammontuoton vaikutus kallion lampotilaan j a lamp6tilagradienttiin (esimerkki).

Z Syvyys (m) - 2 -1 -1 T 1 Lampotila (OCL3 kun Q, = 40 mWm , k = 2.5 Wm K , To = 6.0 O C

ja A, = 0 pWm (kaava 14) -2 -1 -1 T 2 Lampotila (OC13 kun Q, = 40 mWm , k = 2.5 Wm K , To = 6.0 OC

ja A, = 3 pWm . Lampoa tuottavan muodostuman paksuus on 7 km. (kaava,; 14)

g Ta : ta vastaava 1SmpStilagradientti (mKm-')

Havaintoaineistoa voidaan pitaa korkealaatuisena ja luotet-

tavana, silla lampovuornaaritysten keskivirhe on 100 m:n jak- -2

soissa laskettuna useimmiten vain 1 - 2 mWm (taulukko 3).

Kallioperan radioaktiivisten U-, Th- ja K-isotooppien lammon-

tuoton vaikutus voidaan arvioida seuraavasti. Jos lammontuotto

oletetaan tutkittavassa rnuodostumassa syvyyssuunnassa vakioksi,

saadaan kallioperan lampotila yksidimensionaalisessa tapauksessa

kaavasta (Buntebarth 1984):

missa T(Z) on kallion lampotila ( O C ) syvyydella Z (rn), Tm on

maanpinnan larnpotila (OC), Q, on lampovuon tiheys maanpinnalla -1 -1

(m~rn-*), k on l~mm~njohtavuus (Wm K ja A, on radio- -3

aktiivisten isotooppien larnmontuotto (Wm ) . Valitsernalla T m '

Q,, k ja A, siten, etta tilanne vastaa esirnerkiksi

graniitti-intruusiota Etela-Suomessa (taulukko 4), todetaan,

etta lammontuoton vaikutus geoterrniseen gradienttiin (ylirnrnalla

1000 m:lla noin lrn~m-l) on selvasti pienempi kuin ilmasto-

muutosten aiheuttarnat muutokset (1 - 7 m~m-l, kuvat 4 - 14).

Eraat reiat (Pielavesi, Outokumpu, Lohja) ovat paikoin lavis-

taneet kivilajeja (kvartsiitti, kordieriitti-antofylliit-

tigneissi, pegrnatiitti, diopsidikarsi), joiden lammonjohtavuus

on huomattavasti ymparistoa korkeampi. Niihin liittyvat korkeat

larnpovuoarvot saattavat olla seurausta naytteenoton epaedusta-

vuudesta, mutta korkeat lampovuoarvot voivat johtua myos lampo-

vuon taitturnisesta (refraktiosta) johtavuusrajapinnoilla. Jones

ja Oxburgh (1979) tutkivat taittumisilmioita yksinkertaisilla

kaksidimensionaalisilla malleilla numeerisin menetelmin (finite -1 -1

difference) ja totesivat, etta esimerkiksi 0.75 Wm K :n

suuruinen johtavuusero poimuttuneiden kerrosten valilla (poimu-

kylkien kaade n. 45, ) aiheuttaa noin 25 %:n poikkeamia

vertikaalisuunnassa mitattuun larnpovuon arvoon. Maksimit aset-

tuvat paremmin johtavaan ja minimit vastaavasti huonornmin

johtavaan kerrokseen. Sal'nikov ja Khutorskoy (1983) havaitsi-

vat sulfidi- ja magnetiittimalmioiden aiheuttavan jopa 7 - 12

mwmeL : n l~mpijvuoanomalioita, kun johtavuuskontrasti vino-

kaateisten (45 - 70°) malmioiden ja sivukivien valilla oli noin -1 -1

1.25 - 2.0 Wm K . Lampovuon (korjaamaton) arvo oli

Sal'nikovin ja Khutorskoyn (1983) tutkimissa tapauksissa

21 - 30 m ~ m - ~ .

Jarvimaen ja Purasen (1979) aineistossa johtavuus vaihtelee -1 -1

rei'ittain 0.1 - 3.1 Wm K (taulukko 3), ja on ilmeista, etta

ainakin Pielaveden, Lohjan ja Outokummun tapauksissa lampovuon

taittumisilmiot ovat syyna yksittaisiin kohonneisiin lampovuo-

arvoihin. Myos Limingan, Porin, Ilomantsin, Honkamaen, Siilin-

jarven ja Hammaslahden tuloksissa nayttaisi olevan heikohko

riippuvuus johtavuus- ja lampovuoarvojen valilla (kuva 22).

Erikoista on, etta riippuvuus on havaittavissa Limingan ja Porin

rei'issakin, jotka on kairattu olennaisesti vaakakerroksellisiin

sedimenttimuodostumiin. Vaakasuorat johtavuusrajapinnat eivat

aiheuta ylla kuvattuja lampovuon taittumisilmioita.

Maanpinnan lampotilassa tapahtuvien muutosten aiheuttamien

kallion lampotilahairioiden laskemisessa on lahtooletuksena se,

etta maankamaran termisia oloja hallitsee kuoren ylaosassa vain

lammonjohtuminen. Lampovuon vaihtelu syvyyden funktiona (kuvat

16 - 21), ilmastokorjauksen tulokset (taulukko 3) ja syvyys-

lampotilakayrat (Jarvimaki ja Puranen 1979) viittaavat kuitenkin

siihen, etta eraissa tapauksissa (Liminka, Pori, Outokumpu,

Honkamaki ja Lohja) reikia ymparoivassa kallioperassa on

tapahtunut myos lammonsiirtymista pohjavesivirtausten avulla,

jotka olisivat osittain peittaneet ilmastomuutosten aiheuttamia

ilmioita.

4.2 Porakaivot

Porakaivojen lampotilamittausten tarkastelussa ei voida kayttaa

syvyys-lampovuokayria, koska minkaanlaisia kairasydannaytteita

ei ole. Mutta mikali kalliopera on porakaivon ymparistossa

homogeeninen, voidaan hyvin olettaa porakaivon olevan kauttaal-

taan samassa kivilajissa, varsinkin jos porakaivo on suhteel-

liisen matala. Talloin ilmastohairioiden esiintymista voidaan

tutkia suoraan syvyys-lampotilakayrien avulla. Mitatun tuloksen

korjaaminen tapahtuu joko vahentamalla mitatusta tuloksesta

yhtalolla (10) lasketut lampotilamuutokset ja laskemalla korja-

tuista arvoista geoterrninen gradientti tai laskemalla mitatuista

arvoista gradientti ja vahentamalla siita yhtalolla (11)

laskettu gradientin muutos.

Tassa tutkimuksessa on sovellettu ensinmainittua menetelmaa

Kukkosen (1985) tuloksiin matalista (alle 170 m) porakaivoista.

Mukaan on otettu myos kaksi syvempaa (alle 400 m) porakaivoa

Ylistarosta (P. Jarvimaki, kirjallinen tiedonanto 1985) ja

Elimaelta. Mittaustuloksista poimittiin lampotilat 10 m syvyys-

valein ja geotermisen gradientin arvo laskettiin seka kor-

jaamattomista etta korjatuista lampotiloista (kuvat 23 - 29, taulukko 5).

Ilmastokorjauksen ansiosta syvyys-lampotilakayrien kaarevuus

vahenee tai poistuu kokonaan useiden kaivojen tuloksista, mutta

toisaalta eraissa tapauksissa ilmastokorjaus nayttaa heikentavan

tulosta. Korjauksen onnistumiskriteerina voidaan kayttaa gradi-

entin keskivirhetta, joka yhdeksassa tapauksessa pienenee

ilmastokorjauksen ansiosta, neljassa tapauksessa ilmastokorjaus

ei muuta keskivirhetta ja kymmenessa tapauksessa keskivirhe kas-

vaa (taulukko 5 ) . Parhaimmat tulokset saatiin Espoon Kolmirannan

ja Nuuksion porakaivoista (KU15 ja 16), joissa korjattu

syvyys-lampotilakayra on hyvin suora 30 - 160 m:n syvyysvalilla, ja gradientin keskivirhe vain 0.04 - 0.06 m~m-l.

Se, etta ilmastornallin mukaista kayttaytymista ei havaittu

kaikissa kaivoissa, johtunee (kuten kairareikaaineistossakin)

joko ilmastomallista, laskentamenetelmasta, lammonjohtavuuden

vaihtelusta, kallion lammontuotosta, lampovuon taittumisilmiois-

ta tai pohjavesivirtauksista. Kairareikaaineiston yhteydessa

tarkasteltiin jo laskentamenetelman ja kallion lammontuoton

vaikutusta ja samat tarkastelut patevat myos kaivojen suhteen.

Ilmastomallissa on vaikeaa huomioida resentteja pintalampotilan

muutoksia, jotka ovat luonteeltaan hyvin paikallisia ja jotka

aiheuttavat hairioita nimenomaan kallioperan ylaosassa. Paikal-

liset pintalampotilan muutokset saattavat johtua myos ympariston

rakentamisesta ja maanmuokkauksesta, eika niiden arvioiminen ole

mahdollista rneteorologisen aineiston pohjalta.

Osa tutkituista kaivoista sijaitsee Litorina-meren korkeimman

rannan alapuolella (KU1-3, KU8-9, KU11, KT1-2, KT4, KV2, KV3

seka Ylistaron ja Elimaen syvat kaivot, taulukko 5). Naihin

patee myos tarkastelu ilmastomallin tarkkuudesta kuin kaira-

reikaaineiston osalta. Kaivon sijainti Litorina-rannan yla- tai

alapuolella ei nayta vaikuttavan ilmastokorjauksen tarkkuuteen.

Lammonjohtavuuden vaihtelu syvyyden funktiona on mahdollinen syy

ilmastokorjauksen epatarkkuuteen joissakin tapauksissa. Varsin-

kaan vahittainen lammonjohtavuuden muutos ei ole paateltavissa

syvyys-lampotilakayralta.

Lampovuon taittumisilmiot ovat mahdollisia, mutta niihin viit-

taavia gradienttimuutoksia ei ole havaittavissa. Ilmeisesti

kaivot eivat juurikaan lavista teravia johtavuusrajapintoja

(kivilaj irajoja) , silla useimmat kaivot si jaitsevat grani-

toidialueilla.

Pohjavesivirtausten mahdollisuutta olen kasitellyt toisaalla

(Kukkonen 1985). Selvia virtausanomalioita oli vain rapakivi-

alueen kaivoissa Ruotsinpyhtaalla (taulukko 5). Virtauksia

tapahtui seka kaivoista kallion rakovyohykkeisiin etta kalliossa

pitkin loiva-asentoista rakovyohyketta 46 - 64 m:n syvyydella

(Kukkonen 1985). Virtauksen havaittiin naissa kaivoissa lisaksi

vaihtelevan vuodenajasta toiseen. Virtausanomalioiden puuttu-

minen muiden kaivojen tuloksista ei kuitenkaan sulje pois

pohjavesivirtausten mahdollisutta kaivoja ymparoivassa kallio-

perassa (vrt. Lewis ja Beck 1977, Bodmer ja Rybach 1985).

Kun verrataan kaivojen antoisuustietoja ja gradientin keski-

virhetta ennen ja jalkeen ilmastokorjauksen, havaitaan ettZ

niissa kaivoissa, joissa keskivirhe on pienentynyt, on yleensa

huono antoisuus. Toisaalta niissa kaivoissa, joissa keskivirhe

on kasvanut, on yleensa hyva antoisuus, kun taas keskivirheen

pysyessa ennallaan ei selvaa ryhmittymista tapahdu (taulukko 6).

Koska hyva antoisuus edellyttaa pohjaveden nopeaa vaihtumista

kallioperassa, voidaan paatella, etta kalliopohjaveden virtaus

olisi naissa tapauksissa muuttanut kallion lampooloja, jolloin

ilmastokorjauksen lahtokohtana oleva konduktio-oletus ei enaa

ole voimassa.

TAULUKKO 6. Porakaivojen jakautuminen ilmastokorjauksen tulosten ja antoisuuden mukaan.

Gradientin keskivirhe Antoisuus (m3 /vrk) kor j auksen j alkeen yli 20 10 - 5 - 0 -

pienempi 1 1 2 2 ei muutosta 1 1 1 1 suurempi 2 5 2 1 - f------j

hyva antoisuus huono antoisuus

4.3 Matalien syvyyksien negatiiviset lampotilagradientit

Eraissa Suomen porakaivoissa on todettu negatiivinen lampo-

tilagradientti siten, etta 45 - 80 m:n syvyydella on lampo-

tilaminimi (kuva 30; Kukkonen 1985), joka on samantyyppinen kuin

Ita-Kanadassa todettu minimi (Drury ja Lewis 1983). Kanadassa

minimin otaksutaan liittyvan vuosisadan vaihteessa tapah-

tuneeseen ilmaston larnpenemiseen. Erilaisten ilmastomallien

avulla laskettiin teoreettisia syvyys-lampotilakayria (kuva 30),

joiden perusteella voidaan todeta, etta m i n i m i edellyttaa joko

tassa tutkimuksessa kaytetysta ilmastomallista poiketen huo-

mattavasti suurempaa pintalampotilan paikallista kasvua vuosi-

sadan alussa tai normaalia pienempaa hairiytymattoman gradientin

arvoa (alle 10 m~m-'1. Naissa kaivoissa, joissa minimi on

- 1 todettu, ilmastokorjattu gradientti on 6.5 - 16.1 mKm

(taulukko 5), joten minimin aiheuttajana eivat voi olla pelkas-

taan alhainen gradientin arvo ja ilmastomuutos.

Lampotilaminimin aiheuttajana on ko. porakaivoissa ilmasto-

muutoksen lisaksi todennakoisesti paikallinen pintalampotilan

kasvu, joka on tapahtunut viimeisen sadan vuoden aikana. Tahan

viittaa mm. 1 - 2 O C normaalia korkeampi maan pintalampotila

kaikissa kaivoissa, joissa lampotilaminimi on havaittu, ja se,

etta kaivot sijaitsevat rakennusten lahella. Smith (1975) totesi

Luoteis-Kanadassa, etta esim. poistamalla maanpinnasta 10 cm:n

kerros orgaanista ainesta pintalampotilan vuorokausikeskiarvot

kohosivat 3 O C . Yleensa kasvillisuuden poistaminen kasvattaa

pintalampotilaa auringon sateilylammon absorboituessa tehok-

kaammin maahan. Kaivojen lampotilaminimi voisi siis olla

seurausta luonnonmukaisen tilanteen jarkkymisesta. Tata tukee

myos se, etta samanalaista lampotilaminimia ei ole Suomessa

toistaiseksi havaittu yhdessakaan kairareiassa, jotka tavalli-

sesti tehdaan "termisesti koskemattomaan" luontoon. Kanadalai-

sista tuloksista ei ole tiedossa, liittyyko niihin mahdollisesti

myos vastaavia ihmisen aiheuttamia pintalampotilan muutoksia tai

normaalia pienempia gradientin arvoja.

Eraissa tapauksissa lampotilaminimiin liittyy suolaisen pohja-

veden esiintyminen jo alle 100 m:n syvyydella (Turku ja

Ylistaro, taulukko 5). Suolaisen pohjaveden esiintymista pide-

taan yleensa osoituksena pohjaveden pitkasta viipymaajasta

kallioperassa. Tallaisessa tilanteessa lammonsiirtyminen pohja-

veden virtauksen vuoksi on pienimmillaan, ja maanmuokkauksen ja

rakennusten aiheuttama pintalampotilahairio paasee rauhassa

johtumaan kallioperaan. Ruotsinpyhtaalla porakaivossa KU8 on

myos suolaista pohjavetta (taulukko 5) mutta ei lampotila-

minimia. Kaivossa onkin lampotilamittausten aiemman tulkinnan

(Kukkonen 1985) mukaan virtauksia 64 m:n ylapuolella. Lampo-

tilaminimit, jotka ilmeisesti ovat ainakin osittain ihmisen

aiheuttamia, nayttavat naissa tapauksissa toimivan epasuorana

indikaationa pohjaveden virtausolosuhteista kalliossa.

Myohaispleistoseeni- ja holoseeniepokin aikana alle miljoona

vuotta sitten tapahtuneiden ilmastomuutosten vaikutus voi edella

esitettyjen mallilaskujen perusteella aiheuttaa selvasti havait-

tavia muutoksia kallioperan ylaosan lampotilagradienttiin ja

lampovuohon. Mallilaskuissa on oletettu, etta kallion lampooloja

hallitsee vain lammonjohtuminen. Kun Suomen kairareika- ja pora-

kaivomittausten tuloksiin tehtiin ilmastomallin mukaiset korja-

ukset, ja korjauksen onnistumiskriteerina kaytettiin tulosten

keskiarvon keskivirheen muutosta ennen ja jalkeen korjauksen,

todettiin seuraavaa: Kairareikaaineistossa (17 kpl) korjaus

paransi tulosta yhdeksassa tapauksessa ja heikensi sita seitse-

massa tapauksessa (yhdessa tapauksessa tulos jai epaselvaksi).

Porakaivoaineistossa (23 kpl) tulokset paranivat yhdeksassa

tapauksessa, heikkenivat kymmenessa ja neljassa tapauksessa

ilmastokorjaus ei muuttanut keskiarvon keskivirhetta.

Se, ettei ilmastokorjaus parantanut tuloksia kuin alle puolessa

tutkituista tapauksista, johtuu todennakoisimmin kahdesta sei-

kasta: 1) kalliopohjaveden virtaus s i r a a lampoa, jolloin

konduktio-oletus ei pida paikkaansa, 2) lampovuon taittuminen

kaltevilla larnmonjohtavuuden rajapinnoilla aiheuttaa paikallisia

lampovuoanomalioita, jolloin laskuissa kaytetty yksidimensio-

naalinen malli ei ole enaa riittavan tarkka.

Kairareikaaineistossa kalliopohjaveden virtaus on mahdollista

viiden kairareian ymparistossa (Liminka, Pori, Outokurnpu, Honka-

maki ja Lohja). Porin reian osalta virtauksesta on suora

havainto (P. Jarvimaki, kirjallinen tiedonanto 1985). Pora-

kaivojen ilmastokorjauksen tulosten ja antoisuuden valilla

havaittu relaatio viittaa myos virtauksiin. Eraista taman

tutkimuksen porakaivoista on lampotilamittausten avulla jo

aiernmin tulkittu pohjavesivirtauksia (Kukkonen 1985).

Lampovuon refraktioilmioiden esiintymiseen viittaavat lammon-

johtavuuden ja lampovuon valiset relaatiot eraissa reikakohtai-

sissa tuloksissa. Asian varmistaminen edellyttaisi kaksidi-

mensionaalisten numeeristen mallilaskujen suorittamista.

Kairareikaaineiston lampovuotulosten keskiarvo kasvoi noin 20 %

ilmastokorjauksen ansiosta, mika on sopusoinnussa Parasniksen

(1975) ja Beckin (1977) tutkimusten kanssa. Porakaivotuloksissa

kasvu oli perati 40 %. Erikoista on, etta ennen ilmastokorjausta

kairareika- ja porakaivoaineiston lampovuokeskiarvot ovat jok-

seenkin samat, mutta ilmastokorjauksen jalkeen porakaivojen

keskiarvo on huomattavasti korkeampi. Porakaivot ovat loppujen

lopuksi varsin matalia ja kairasydannaytteiden puuttuminen lisaa

lampovuomaaritysten epaluotettavuutta. Saattaa myos olla, etta

ilmastomalli ei ole riittavan tarkka kuvaamaan resentteja

lampotilamuutoksia, joiden vaikutus on suurin kallioperan ylim-

1 1 0 m : l a Toisaalta kyseessa voi olla vain alue- ja

kivilajiero: Kairareiat ovat suurimmaksi osaksi Keski- ja

Pohjois-Suomessa metamorfisissa liuskeissa ja emaksisissa syva-

kivilajeissa, kun taas porakaivoista suurin osa on Etela-Suomen

migmatiitti- ja rapakivigraniiteissa.

Eraissa porakaivoissa matalilla syvyyksilla (45 - 80 m) havaitut

negatiiviset lampotilagradientit ovat syntyneet osittain laheis-

ten rakennusten ja maanmuokkauksen aiheuttaman paikallisen

maanpintalampotilan nousun vuoksi, mutta vuosisadan vaihteessa

ja sen jalkeen tapahtunut ilmaston lampeneminen on myos vai-

kuttanut niiden muodostumiseen.

Tassa tutkimuksessa esitettyjen diagrammien ja taulukoiden

avulla voidaan laskea geotermisiin mittauksiin ilmastokorjaukset

Suomen olosuhteissa. Esitettyjen tapausten perusteella nayttaa

silta, etta ilmastokorjaus on syyta tehda koko tutkitun reian

pituudelle, eika ainoastaan yhdelle syvyysvalille, mika on ollut

tavanomainen kaytanto ilmastokorjauksia kasittelevassa kirjalli-

suudessa (esim. Parasnis 1975, Beck 1977).

Ilmastomuutosten aiheuttamia gradientti- ja lampovuomuutoksia

voitaisiin kayttaa epasuorasti kalliopohjaveden virtaustutki-

muksiin suorittamalla syvasta kairareiasta lampovuomaaritys ja

tekemalla tuloksiin ilmastokorjaus tassa tutkimuksessa esitet-

tyyn tapaan. Jos ilmastokorjatut lampovuoarvot ovat eri syvyyk-

silla samat, voidaan paatella, etta konduktio-oletus on voimassa

eika pohjaveden virtausta kalliossa ilmeisesti tapahdu. Mikali

ilmastokorjatut lampovuon arvot eri syvyyksilla poikkeavat toi-

sistaan, voidaan paatella, etta kalliossa tapahtuu pohjavesi-

virtauksia. Tallainen epasuora virtaustutkimus sopisi erityi-

sesti lammonjohtavuudeltaan homogeenisiin muodostumisiin (kuten

syvakivi-intruusioihin), joissa lampovuon taittumisilmioita ei

ole. Nain voitaisiin tehda johtopaatoksia mahdollisesta pohja-

veden virtauksesta kairareikaa ymparoivassa kallioperassa myos

siina tapauksessa, etta reika ei lavista itse virtausta esim.

kairareian mataluuden tai rakovyohykkeessa tapahtuneen virtauk-

sen kanavoitumisen vuoksi.

Allis, R. G., 1978. The effect of Pleistocene climatic variations on the geothermal regime in Ontario: A reassesment. Can. J. Earth Sci. 15, pp. 1875 - 1879.

Beck, A. E., 1977. Climatically perturbed temperature gradients and their effect on regional and continental heat-flow means. Tectonophys. 41, pp. 17 - 39.

Bodmer, Ph. and Rybach, L., 1985. Heat flow maps and deep ground water circulation: Examples from Switzerland. Manuscript, in print in Journal of Geodynamics, 12 p.

Buntebarth, G., 1984. Geothermics - an introduction. Springer Verlag, Berlin, 144 p.

Cermsk, V., 1976. Paleoclimatic effect on the underground temperature and some problems of correcting heat flow. In: Geoelectric and geothermal studies, KAPG geophysical monograph, ed. A. Adsrn. Akadgmiai Kiad6, Budapest, pp. 59 - 66.

Clauser, Chr., 1984. A climatic correction on temperature gradients using surface-temperature series of various periods. Tectonophys. 103, pp. 33 - 46.

Cull, J. P., 1978. Climatic corrections to Australian heat-flow data. BMJ. Austr. Geol. Geophys. 4, pp. 303 - 307.

Donner, J., 1974. Klimatforandringarna efter senaste istid. Soc. Sci. Fennica, Brsbok LI B No 7, ss. 1 - 10.

Donner, J., 1978. Suomen kvartaarigeologia. Helsingin yliopisto, geologian laitos, geologian ja paleontologian osasto, moniste No 1, 264 s.

Drury, M. J., 1984. Perturbations to temperature gradients by water flow in crystalline formations. Tectonophys. 102, pp. 19 - 32.

Drury, M. J., Allen, V. S. and Jessop, A. M., 1984. The measurement of thermal diffusivity of rock cores. Tectonophys. 103, pp. 321 - 333.

Drury, M. J. and Lewis, T. J., 1983. Water movement within Lac du Bonnet batholith as revealed by detailed thermal studies of three closely spaced boreholes. Tectonophys. 95, pp. 327 - 351.

Eronen, M., 1974. The history of the Litorina Sea and associated holocene events. Soc. Sci. Fennica, Comment. Phys. Math. 44, pp. 80 - 195.

Eronen, M., 1980. Maapallon ilmaston vaihtelut. Arkhimedes 32, SS. 144 - 164.

Eronen, M., 1981. Ilmaston vaihtelut ja pohjoisimmat mantymetsat. Lapin tutkimusseuran vuosikirja XXII, ss. 4 - 15.

Heino, R., 1978. Climatic changes in Finland during the last hundred years. Fennia 150, pp. 3 - 13.

Ilmatieteen laitos. Suomen meteorologinen vuosikirja, 1957 - 1970. Helsinki.

Heino, R., 1986. Kirjallinen tiedonanto.

Ilmatieteen laitos, 1968. Results of soil temperature measurements at Jokioinen observatory 1957 - 1963. Soil temperature measure- ments, No 1, Helsinki, 28 p.

Ilmatieteen laitos, 1969. Results of soil temperature measurements at Sodankyla observatory 1957 - 1960. Soil temperature measure- ments, No 2, Helsinki, 14 p.

Ilmatieteen laitos, 1979. Results of soil temperature measurements in Finland. Soil temperature measurements, No 3, Helsinki, 59 p.

Imbrie, J. and Imbrie, K. P., 1979. Ice ages: solving the mystery. MacMillan Press, London, 224 p.

Jaeger, J. C., 1965. Application of the theory of heat conduction to geothermal measurements. In: Terrestrial heat flow, ed. H.K. Lee, Geophysical monograph series number 8, American Geophysical Union, Baltimore, pp. 7 - 23.

Jessop, A. M., 1971. The distribution of glacial perturbation of heat flow in Canada. Can. J. Earth Sci. 8, pp. 162 - 166.

Jones, F. W. and Oxburgh, E. R., 1979. Two-dimensional thermal conductivity anomalies and vertical heat flow variations. In: Terrestrial heat-flow in Europe, ed. V. Cermhk and L. Rybach, Springer-Verlag, Berlin, pp. 98 - 106.

Jarvimaki, P., 1985. Kirjallinen tiedonanto.

Jarvimski, P. and Puranen, M., 1979. Terrestrial heat flow in Finland. In: Terrestrial heat flow in Europe, ed. V. Cerm&k and L. Rybach, Springer Verlag, Berlin, pp. 172 - 178.

Kappelmeyer, O., 1979. Implications of heat flow studies for geo- thermal energy prospects. In: Terrestrial heat flow in Europe, ed. V. Cerm&k and L. Rybach. Springer-Verlag, Heidelberg, pp. 126 - 135.

Kolkki, O., 1966. Tables and maps of temperature in Finland during 1931 - 1960. Supplement to the Meteorological yearbook of Finland, Vol . 65, Part la, the Finnish Meteorological Office, 42 p.

Kukkonen, I., 1985. Lampotilamittauksia kallioporakaivoista Etela- ja Keski-Suomesta: Pohjaveden virtaushavainnot ja geotermiset tulokset. Geologian tutkimuskeskus, ydinjatteiden sijoitustutki- mukset, tiedonanto YST-44, 24 s.

Kullenberg, G., 1981. Physical oceanography. In: the Baltic Sea, ed. A. Voipio, Elsevier, Amsterdam, pp. 135 - 181.

Lahermo, P., 1971. On the hydrogeology of the coastal region of southeastern Finland. Bull. Geol. Surv. Finland 252, 44 p.

Lemmela, R., Sucksdorff, Y. and Gilman, K., 1981. Annual variation of soil temperature at depths 20 to 700 cm in an experimental field in Hyryla, South-Finland during 1969 to 1973. Geophysica 17, pp. 143 - 154.

Lewis, T. J. and Beck, A. E., 1977. Analysis of heat flow data - detailed observations in many holes in a small area. Tectonophys. 41, pp. 41 - 59.

Lundqvist, J., 1983. The glacial history of Sweden. In: Glacial deposits in north-west Europe, ed. J. Ehlers. Balkema, Rotterdam, pp. 77 - 82.

Nielsen, S. B. and Balling, N., 1985. Transient heat flow in a strati- fied medium. Tectonophys. 121, pp. 1 - 10.

Parasnis, D. S., 1975. Temperature phenomena and heat flow estimates in two Precambrian ore-bearing areas in north Sweden. Geophys. J.R. astr. Soc. 43, pp. 531 - 554.

Salmi. M. H., 1985. Studies of groundwater flow conditions in crystal- line bedrock in southern Finland and its significance to the final disposal of nuclear waste. Geol. Surv. Finland, Nucl. Waste Disp. Res., Report 42, 98 p.

Sal'nikov, V. Ye. and Khutorskoy, M. D., 1983. Use of heat flux in prospecting for blind ore bodies. Int. Geol. Rev. 25, pp. 15 - 20.

Sass, J. H., Lachenbruch, A . and Jessop, A . M., 1971. Uniform heat flow in a deep hole in the Canadian Shield and its paleoclimatic implications. J. Geophys. Res. 76, pp. 8586 - 8596.

Schon, J., 1983. Petrophysik. Ferdinand Enke Verlag, Stuttgart, 405 p.

Shackleton, N. J. and Opdyke, N. D., 1976. Oxygen isotope and paleo- magnetic stratigraphy. Quat. Res. 3, pp. 39 - 55.

Sharma, P. V., 1986. Geophysical methods in geology. Elsevier, New York, 442 p.

Smith, M. W., 1975. Microclimatic influences on ground temperatures and permafrost distribution, Mckenzie Delta, Northwest Territories. Can. J. Earth Sci. 12, pp. 1421 - 1438.

KIIMSMAININNAT

FM Paavo Jarvimaki (Geologian tutkimuskeskus) ja FL Raino Heino

(Ilmatieteen laitos) antoivat kayttooni osittain julkaisematonta

aineistoa, FT Matti Eronen (Joensuun korkeakoulu) neuvoi minua

kvartaarigeologian ja ilmastomuutosten ongelmissa, DI Liisa

Kivekas (Geologian tutkimuskeskus) mittasi kivilajinaytteiden

lammonjohtavuuksia, professori Heikki Niini (Teknillinen korkea-

koulu), dosentti Lauri J. Pesonen (Geologian tutkimuskeskus) ja

FM Paavo Jarvimaki lukivat kasikirjoituksen ja tekivat siihen

hyodyllisia huomautuksia. Lisaksi haluan muistaa lahimpia

esimiehiani FT Martti Salmea ja FL Paavo Vuorelaa suopeasta

suhtautumisesta tutkirnustani kohtaan ja mahdollisuudesta kayttaa

sita opinnaytteena TkL-tutkintoa varten Teknillisen korkeakoulun

vuoriteollisuusosastolla. Edelleen kiitan kaikkia niita

Geologian tutkimuskeskuksen tyontekijoita, jotka ovat omalla

tyollaan auttaneet minua taman tutkimuksen eri vaiheissa.

LIITE

ILMASTOMALLIT JA NIIDEN MUKAAN LASKETUT LAMP~~TILA- JA GRADIENTTIMUUTOKSET S W W D E N FUNKTIONA

Selitys

A Ti Lampotilaero nykyiseen maanpintalampotilaan verrat- tuna (OC)

ti ' ti+l Aikajakso (t vuotta sitten), jolloin A T on val- i linnut

C ( A T)i Lampotilamuutos ( OC)

C ( b g ) Gradienttimuutos (~m-')

Malli 1

Malli 2

Malli 4

Malli 5

A?' i f t i r ti+l

Malli 6

Malli 7

ZV.UUO00 JU.UU0;IO 43.UOOUO 50.i)iJuuo 63.U0000 70.U0000 tl>.uooun 9i1.UOO00 1 iJu.ufJ09 110.000n 120.U9UO lJU.OO(J0 143.UOUO 150.0000 lbU.0000 170.00UO 13O.uouo 1 ?0.003(1 2OJ.0000 250.i)OOO 3U0.04UO 350.UUU0 4Ju.ooUn 45U.U0c)!l 533.OOU0 430.U009 70U.UOUO 8uu.uoun 9i)lJ.00UO lr10O.Oi)O 1 1 UU. 000 1 Z?)U.'JUO I s ~ u . n u n 'I 4OU.OO!) 1 >oi).oLln 1 4tiU.00n 17!J0.000 18~U.OUO 19JU.il00 2UilU.000 2100.000 22uu.ou0 23OU.OUF 2G30.qU0 250'~.0un 26L)U.OUD 2TU0.0L)D 2YUU.OU(! 290U.000 3DOO.OUO 31uu.nut-1 3ZUU.OUO 33UU.000 54UU.000 35IJU.1)UO 35uu.ouo 3TCl0.000 3fl00.000 3Pi10.'l00 4uuu.000

Malli 8

Malli 9

Malli 10

Malli 11

Malli 12

Malli 13

Malli 14

Malli 15

Malli 16

Malli 17

Malli 18

Malli 19

Malli 20