Rannansiirtyminen Oulun seudulla alkaen 6000 BP GIS
Rannansiirtyminen Oulun seudulla alkaen 6000 BP GIS-mallinnuksella kuvattuna Pro gradu-tutkielma Arttu Räsänen Maantieteen laitos Oulun yliopisto Lokakuu 2015 Oulun yliopisto Luonnontieteellinen tiedekunta TIIVISTELMÄ OPINNÄYTETYÖSTÄ Liite FM-tutkielmaan Maisterintutkinnon kypsyysnäyte Laitos: Pääaine: Maantieteen laitos Maantiede Tekijä (Sukunimi ja etunimet, myös entinen sukunimi): Opiskelijanumero: Räsänen Arttu Matias 1925469 Tutkielman sivumäärä: 43 s. Tutkielman nimi (suomeksi; muun kielinen nimi ilmoitetaan vain jos se on tutkielman kieli): Rannansiirtyminen Oulun seudulla alkaen 6000 BP GIS-mallinnuksella kuvattuna Asiasanat: Rannansiirtyminen, Oulu, GIS, rasterisuodatus, paleomaantiede Tiivistelmä Rannansiirtyminen on selvästi havaittava ilmiö Pohjois-Pohjanmaan alavalla rannikkokaistaleella. Viimeisimmän jääkauden jälkeen Oulun seutu oli pitkään veden alla. Ensimmäiset luodot alkoivat kohota merestä tutkimusalueella noin 7000 vuotta sitten. Sen jälkeen uutta maata on paljastunut veden alta jatkuvasti. Luodot ovat kasvaneet saariksi ja lopulta yhtenäiseksi maa-alaksi. Kehitys jatkuu yhä ja rantaviiva siirtyy jatkuvasti länteen päin. Tässä tutkielmassa selvitettiin ja visualisoitiin Oulun seudun rannansiirtymistä ja paleomaiseman kehitystä viimeisen kuuden tuhannen radiohiilivuoden aikana. Rannansiirtymisen mallintamiseen on olemassa lukuisia menetelmiä. Kehittyneet paikkatietomenetelmät (GIS) mahdollistavat entistä tarkemman mallinnuksen. Tässä työssä paleomaiseman mallintamiseen käytettiin korkeusmallin manipulointiin perustuvaa rasterisuodatusmenetelmää. Nykyisestä korkeustasosta suodatettiin muinaisen rantavaiheen interpoloitu korjaustaso. Tuloksena saatiin muinaista topografiaa kuvaava rantapinta haluttuna ajankohtana. Meren ja maan alueellinen jakautuneisuus saatiin näkyviin jakamalla paleotopografinen korkeusmalli nolla metriä -korkeustason yläpuolisiin ja alapuolisiin arvoihin. Lopuksi suoritettiin karttojen mielekäs visualisointi sekä paleomaiseman tarkempi analysointi ja tulkinta. Muinaisten rantavaiheiden yhteydessä nostettiin esiin kuhunkin vaiheeseen liittyviä muinaisjäännöskohteita. Mallinnukseen tarvittavat maankohoamisen isobaasit kerättiin lähdekirjallisuudesta ja puuttuvat tiedot interpoloitiin olemassa olevan aineiston perusteella. Tuloksena syntynyt karttasarja antaa paleomaiseman kehittymisestä kattavan ja suhteellisen luotettavan kuvan. Saadut tulokset vastaavat hyvin aikaisempia karkeapiirteisempiä paleomallinnuksia alueelta. Varsinaista kronologista karttasarjaa ei tutkimusalueelta ole kuitenkaan aiemmin tuotettu. Aineistona käytetty Maanmittauslaitoksen laserkeilaukseen perustuva korkeusmalli 2 m toi esille aiemmin huomaamattomia yksityiskohtia rantaviivan sijainnissa. Muita tietoja: Paikka ja päiväys: Oulussa 7.10.2015 Sisällys 1. Johdanto .................................................................................................................................. 3 1.1. Tutkimuksen tavoitteet ...................................................................................................... 4 2. Rannansiirtymiseen vaikuttavat tekijät ..................................................................................... 5 2.1. Maankohoaminen .............................................................................................................. 6 2.1.1. Mikä aiheuttaa maankohoamisen? ............................................................................ 6 2.1.2. Todentaminen ja mittausmenetelmät ........................................................................ 8 2.1.2.1. Suorat mittausmenetelmät ............................................................................ 8 2.1.2.2. Epäsuorat mittausmenetelmät ....................................................................... 9 2.2. Merenpinnan eustaattinen nousu ......................................................................................10 3. Aikaisemmat tutkimukset Oulun seudulla ................................................................................11 4. Tutkimusalue...........................................................................................................................13 4.1. Kallioperä ..........................................................................................................................14 4.2. Maaperä ...........................................................................................................................15 4.3. Korkeussuhteet ja pinnanmuodot ......................................................................................15 5. Aineisto...................................................................................................................................16 5.1. Digitaalinen korkeusmalli 2 m ............................................................................................16 5.2. Isobaasikartat ...................................................................................................................16 5.3. Rannansiirtymiskäyrä ........................................................................................................18 5.4. Gradientti/aika-käyrä ........................................................................................................19 5.5. Muinaisjäännöskohteet .....................................................................................................19 6. Menetelmät ............................................................................................................................20 7. Tulokset ..................................................................................................................................21 7.1. Oulun seutu 6000 BP .........................................................................................................22 7.2. Oulun seutu 5000 BP .........................................................................................................24 7.3. Oulun seutu 4000 BP .........................................................................................................26 7.4. Oulun seutu 3000 BP .........................................................................................................28 7.5. Oulun seutu 2000 BP .........................................................................................................30 7.6. Oulun seutu 1000 BP .........................................................................................................32 8. Tulosten tarkastelu ..................................................................................................................34 8.1. Paleomaisema tarkentui ....................................................................................................34 8.2. Arkeologiset kohteet .........................................................................................................35 8.3. Tulosten luotettavuus ja virhelähteet ................................................................................35 9. Johtopäätökset ........................................................................................................................36 10. Lähteet ..................................................................................................................................38 1. Johdanto Rannansiirtymistutkimuksen avulla voidaan selvittää alueen paleomaantieteellistä kehitystä. Kehittyneet paikkatietojärjestelmät (GIS) ja saatavilla oleva yhä tarkempi aineisto mahdollistavat entistä tarkkapiirteisemmän mallinnuksen. Rannansiirtymistä ovat tutkineet historian saatossa pääosin geologit ja arkeologit, tosin hieman erilaisilla painotuksilla. Geologeille rannansiirtyminen on ollut lähinnä työkalu maankuoren ja merenpinnan dynamiikan hahmottamisessa. Arkeologisessa tutkimuksessa rannansiirtymistä on käytetty muinaisten asuinpaikkojen ja kulttuuriympäristöjen ajoittamisessa (Kylli 2001: 22). Yhtä kaikki tieto merenpinnan tason muinaisista vaihteluista on tärkeää geologeille, maantieteilijöille ja arkeologeille, jotka pyrkivät selvittämään löydöksiään suhteessa rannikkotasankojen paleomaiseman kehitykseen (Saarse ym. 2009; Baeteman ym. 2011). Maisema-arkeologinen tutkimus on kasvattanut merkitystään arkeologian alalla. Se pyrkii selvittämään ihmisen historiallista vaikutusta ympäröivään maisemaan, millainen muinainen maisema on ollut ja miten menneisyys on läsnä nykymaisemassa. Tähän liittyy myös kiinteästi ympäristöarkeologinen näkökulma. Ihminen ja luonnonympäristö ovat vaikuttaneet toisiinsa asutushistorian varhaisvaiheista saakka (Tiitinen 2011: 47). Holoseeni, jääkauden jälkeinen aika eli postglasiaaliaika alkoi Suomessa noin 11 590 vuotta sitten (Nenonen 2004: 43). Jäätikkö vetäytyi Oulun alueelta arviolta 10 500 vuotta sitten (Johansson & Kujansuu 2005: 151) ja sen jälkeen alue oli pitkään kokonaan veden peitossa. Nykyisen Oulun kaupungin itäosat alkoivat paljastua veden alta noin 7000 vuotta sitten (Sarkkinen 2013: 20). Vähitellen ensimmäiset luodot ja saaret kasvoivat kiinni toisiinsa ja muodostivat yhä laajempia maa-alueita. Itämeren kehitysvaiheista Litorinameren aika vallitsi tämän tutkimuksen 6000 BP (noin 6800 cal BP) alkanutta tarkastelujaksoa (Björck 1995). Itämeren alueella rannansiirtymistä on tutkittu laajasti (esim. Heinsalu ym. 2000; Meyer & Harff 2005; Saarse ym. 2009). Rannansiirtymisen lisäksi paikkatietomenetelmillä voidaan hahmotella sisämaassa järvialtaiden muinaisia ulottuvuuksia ja lasku-uomien sijaintia (esim. Mann ym. 1999; Rosentau ym. 2007; Hakulinen 2009; Seppä ym. 2012). GIS-menetelmien sovelluskohteet ovat lähes rajattomat ympäristörekonstuktioita laadittaessa. 1.1. Tutkimuksen tavoitteet Tässä pro gradu –tutkielmassa kuvataan Oulun seudun rantaviivan siirtyminen ja sen vaikutus karttakuvan kehittymiseen viimeisen kuuden tuhannen (kalibroimattoman) radiohiilivuoden aikana rasterisuodatukseen perustuvaa alueellisen mallintamisen menetelmää hyödyntäen. Tuloksena syntyy sarja paleomaantieteellisiä karttoja ajankohdilta 6000 BP, 5000 BP, 4000 BP, 3000 BP, 2000 BP ja 1000 BP. Mallinnusaika on valittu alkamaan ajankohdasta 6000 BP, koska sitä ennen alue oli lähes kokonaan veden peitossa. Mallinnettujen muinaisrantavaiheiden ajankohdat ilmoitetaan kalibroimattomina radiohiilivuosina ennen vuotta 1950 (BP, Before Present). Ajankohdat on myös muunnettu laskurilla (CalPal Online 2007) kalibroiduiksi radiohiilivuosiksi (cal BP), jotka vastaavat samalla kalenterivuosia ennen vuotta 1950. Kalenterivuosien yhteydessä käytän ilmausta ”vuotta sitten” tai merkintää eKr./jKr. Tulkitsen karttojen avulla Oulun seudun paleomaantieteellistä kehitystä. Nostan esille maisemassa tapahtuneita merkittävimpiä muutoksia ja taustoitan niitä muun muassa olemassa olevalla arkeologisella taustatiedolla. Arvioin myös tulosten yhteensopivuutta aikaisemmin julkaistuihin rannansiirtymistutkimuksiin Oulun seudulta. 5 2. Rannansiirtymiseen vaikuttavat tekijät Fennoskandiassa rannansiirtymiseen vaikuttaa pääosin kaksi toisiaan täydentävää tekijää; glasioisostaattinen maannousu ja eustaattinen merenpinnan kohoaminen. Påssen (2001: 7–8) mukaan rannansiirtyminen voidaan määritellä seuraavalla yhtälöllä: S = U-E (S = shore-level displacement, U = glacio isostatic uplift, E = eustatic sea level rise) Merenpinnan korkeuden suhteellinen vaihtelu (relative sea-level change, RSL) määrittelee rantaviivan sijainnin. Kyseessä on hyvin dynaaminen ilmiö ja rantaviivan sijainti on jatkuvan muutoksen alainen niin ajallisesti kuin paikallisesti. Rannansiirtymisen yhteydessä keskeisiä käsitteitä ovat transgressio ja regressio. Transgressiolla tarkoitetaan maan jäämistä nousevan vedenpinnan peittoon, kun taas regressiossa maa valtaa alaa vedeltä vedenpinnan laskiessa (Donner 1978: 193–194). Transgressioita ja regressioita on tapahtunut Itämeren piirissä lukuisia kertoja sen eri kehitysvaiheissa. Parhaiten tunnetaan niin sanottu litorinatransgressio, jonka laajuuksia on selvitelty useissa tutkimuksissa (esim. Eronen 1974; Miettinen 2002). Myös tasaisten rantojen nopeutunut maatuminen kasvillisuuden vallatessa yhä uusia alueita edistää rannansiirtymistä (Seppälä 1986c: 15). Jokien kuljettama ja kasaava lietekuorma madaltaa jokisuistoja nopeuttaen rantaviivan siirtymistä merelle päin (Tiitinen 2011: 59). Tämä on tyypillistä myös Oulun alavalla rannikkoseudulla ja etenkin Liminganlahdella, johon laskevat useat pienet joet ovat aikojen kuluessa kasanneet sedimenttejä nopeuttaen rantaviivan siirtymistä (Siira 1993: 20–21). 6 2.1. Maankohoaminen 2.1.1. Mikä aiheuttaa maankohoamisen? Maankohoamisesta ja sen aiheuttamasta rantaviivan siirtymisestä merelle oli tehty havaintoja jo kauan, mutta ilmiön varsinainen syy säilyi tuntemattomana vielä pitkälle 1800-luvun lopulle saakka. Aikaisempina vuosisatoina syyksi luultiin merenpinnan alenemista. Tällä kannalla oli 1600-luvulla muun muassa Turun piispa Eerik Eerikinpoika Sorolainen, joka uskoi tuomiopäivän jo koittavan rantaviivan paetessa yhä kaueammas merelle päin. 1700luvulla teoriaa veivät eteenpäin tunnetut luonnontieteilijät Anders Celsius ja Carl von Linne (Jones 1977: 18–19). Skotlantilainen geologi Thomas Jamieson esitti Skotlannissa tekemiensä tutkimuksien pohjalta vuonna 1865 niin sanotun glasiaali-isostasiateorian (kuva 1). Sen mukaan mannerjäätikön lommolle painama maankuori palautuu hiljalleen isostaattiseen tasapainotilaan (Jones 1977: 27). Lopullisen selvyyden Skandinavian alueen maankohoamiseen toi ruotsalainen geologi Gerard De Geer vuosina 1888 ja 1890 julkaistessaan kahdessa osassa tutkimuksen ”Om Skandinaviens nivå förändringar under qvartärperioden” eli ”Merenpinnan muutoksista Skandinaviassa kvartäärikaudella”. De Geer esitti ensimmäisenä tutkimuksen historiassa yhtenäiset maannousukartat isobaaseinen sekä Fennoskandiasta että Pohjois-Amerikasta. Kartat oli laadittu tutkimalla muinaisia merenrantoja ja ilmeni, ettei rantojen siirtyminen merelle päin voinut mitenkään johtua aiemmin luullusta merenpinnan laskusta. Maankohoaminen jäi näin ollen ainoaksi mahdolliseksi ratkaisuksi ilmiölle (Ekman 1991: 363; Kakkuri 1991: 43–44). Fennoskandian mannerjäätikkö ulottui laajimmilleen noin 20 000–18 000 vuotta sitten. Ilmaston lämmetessä jäätikkö vetäytyi todennäköisesti asteittan ja välillä uudelleen edeten (Lambeck ym. 1990: 453). Fennoskandiassa maankohoaminen käynnistyi jo jääkauden loppuvaiheessa sulavan mannerjäätikön alla ja se oli nopeimmillaan heti jäättömän ajan koittaessa. Alussa maankohoaminen oli nykyiseen verrattuna jopa yli kymmenen kertaa nopeampaa (Eronen 1991: 230). Suurin osa maankohoamisesta, ehkä noin 500 metrin verran, tapahtui jo sulavan mannerjäätikön alla. Maa kohosi Perämeren pohjoispuolella yli 10 metriä sadassa vuodessa 9100–8300 vuotta sitten (Taipale & Saarnisto 1991: 258–259). 7 Sittemmin kohoaminen on asteittain hidastunut nykyiselle tasolle eli noin metriin sadassa vuodessa (Eronen 2005: 18). Tähän päivään mennessä maa on kohonnut Perämeren alueella 600–700 metriä, Väli-Suomessa sekä Keski-Lapissa 400–500 metriä ja Suomenlahden rannikolla ja Pohjois-Lapissa noin 300 metriä (Tikkanen & Oksanen 1999: 34). Maankohoaminen on voimakkainta alueilla, joilla jäätikkö oli paksuimmilllaan aiheuttaen alapuolelleen suuren massan vajauksen. Fennoskandiaa viimeisimmän jääkauden peittänyt mannerjäätikkö oli paksuimmillaan Pohjanlahden alueella noin 3400–3700 metriä. Jäätikön synnyttämän lommon syvyydeksi on arvioitu Pohjanlahden alueella jopa 900–1000 metriä (Taipale & Saarnisto 1991: 258–259; Kakkuri 2004: 168). Toisilla alueilla maankohoamiseen liittyy erilainen syy. Monilla jäätiköitymättömillä alueilla on nimittäin havaittu myös maankuoren kohoamista ja vajoamista. Jääisostasiateoria ei siis kykene selittämään ilmiön esiintymistä yksikäsitteisesti kaikilla alueilla, vaan on olemassa myös muita tekijöitä. Näihin luetaan kallioperän tektoniset liikunnot, jotka ovat aiheuttaneet maankuoren kohoamista ja vajoamista monilla alueilla (Seppälä 1969). Suomessa ja muualla Fennoskandiassa maankohoaminen kuitenkin johtuu glasioisostasiasta (Kakkuri 1991: 47). Kuva 1. Mannerjäätikkö painoi maankuoren lommolle ja se palautuu vähitellen takaisin tasapainotilaansa (Taipale & Saarnisto 1991: 258). 8 2.1.2. Todentaminen ja mittausmenetelmät 2.1.2.1. Suorat mittausmenetelmät Maankohoamisen määrittämiseen on olemassa kolme erilaista geodeettistä menetelmää: meren pinnan korkeuden mittaukset mareografeilla, järvien pinnan korkeusmittaukset ja sisämaassa toistetut tarkkavaaitukset 40–50 vuoden välein. Meriveden korkeuden mittaukset ilmaisevat jatkuvan maannousun rannikoilla, kun taas järvien pinnan korkeuden mittaukset ja tarkkavaaitukset osoittavat maannousun eroja sisämaassa (Kakkuri 1997: 100). Suomessa on käytössä tällä hetkellä 14 mareografia: Kemi, Oulu, Raahe, Pietarsaari, Vaasa, Kaskinen, Mäntyluoto, Rauma, Turku, Degerby, Hanko, Helsinki, Porvoo ja Hamina (Ilmatieteen laitos 2014). Ensimmäisen kartan maankohoamisen arvoista Suomen ja Ruotsin rannikoilla laati R. Sieger vuonna 1893, mutta se perustui vielä melko puutteellisiin tietoihin. Säännöllisesti tehdyt havainnot vedenkorkeuden muutoksista ja parantunut havaintotekniikka ovat mahdollistaneet tarkemman kuvan saamisen maankohoamisen todellisesta voimakkuudesta. Myös tieto muista ajallisista ja paikallisista vedenkorkeuteen vaikuttavista tekijöistä on kasvanut vuosien myötä (Jones 1977: 20). Koko maan kattava tarkkavaaitus on suoritettu Suomessa kolme kertaa: ensimmäinen vuosina 1892–1920, toinen 1935–1975 ja viimeisin 1978–2004 (Kakkuri 2004: 168). Tarkkavaaitus perustuu säännöllisesti tehtävään saman kiintopisteen korkeuden mittaamiseen ja korkeuserojen laskemiseen (Taipale & Saarnisto 1991: 254). Maankohoamista on nykyään mahdollista tutkia myös käyttämällä satelliittimittauksia. Tähän on hyödynnetty varsinkin globaalin GPS-paikannusjärjestelmän satelliitteja. Yhteispohjoismaisessa BIFROST-verkossa tehtyjen koemittausten mukaan jo muutaman vuoden aikasarjat antavat maankohoamisesta varsin luotettavan kuvan (Kakkuri 2004: 169). Otettaessa huomioon vain toistetut tarkkavaaitukset ja mareografeilla suoritetut mittaukset saadaan niin sanottu havaittu maannousu (Vh). Tällä tavalla saadaan määritettyä maannousu keskivedenpintaan nähden. Keskivedenpinta kohoaa kuitenkin valtamerten eustaattisen nousun vuoksi. Sillä tarkoitetaan maapallon laajuisia muutoksia valtamerten pinnan korkeudessa, johtuen jäätiköiden sulamisesta tai muodostumisesta. Nykyisin ilmaston 9 lämmetessä ja mannerjäätiköiden sulaessa eustaattiseksi merenpinnan nousuksi on arvioitu 0,8–1,1 mm vuodessa. Mikäli eustaattinen vedenpinnan nousu (Ve) otetaan mukaan maankohoamista laskettaessa, voidaan määrittää maankohoaminen geoidin suhteen. Myöskään geoidi ei ole muuttumaton, vaan sen muodon muutokset (Vg) on otettava laskuissa huomioon. Nämä kolme tekijää huomioiden voidaan määrittää lopulta ns. absoluuttinen maannousu (Va) seuraavalla yhtälöllä: Va = Vh + Ve +Vg Absoluuttinen maannousu määritellään maan massakeskipisteen suhteen (Kakkuri 1987: 15– 17). 2.1.2.2. Epäsuorat mittausmenetelmät Monet luonnossa esiintyvät muodostumat kertovat maankohoamisesta ja sen ajallisesta etenemisestä. Kaukana sisämaassa erottuu maastossa muinaisia rantavalleja ja muita menneestä merivaiheesta kertovia maanpinnan merkkejä, kuten pirunpeltoja eli muinaisrantakivikoita (Perttunen 1987; Lammi & Sevola 2004: 7). Maankohoamisesta ja sitä seuranneesta rannansiirtymisestä saadaan tietoa tutkimalla pienten lampien ja soiden orgaanisia kerrostumia. Niiden kuroutuminen merestä voidaan määrittää tarkasti piileväanalyysin avulla ja kerrostuneiden sedimenttien perusteella. Tarkka ajoitus suoritetaan radiohiilimenetelmää hyödyntäen. On havaittu, että rannan siirtyminen on ajoittain ollut hitaampaa ja välillä taas nopeampaa (Miettinen 2004: 93–94; Eronen 2005: 18). Myös historialliset lähteet ovat hyödyksi maankohoamista tutkittaessa. Tietoja on saatu muun muassa vanhojen veden korkeutta osoittavien merkkien perusteella sekä vanhoja karttoja tutkimalla (Taipale & Saarnisto 1991: 256). Rannikon asukkaat ovat hakanneet vedenrajan rantakiviin merkkejä muinaisista vedenkorkeuksista jo vuosisatojen ajan. Paljon on myös tietoja satamien mataloitumisesta ja siirroista historiallisena aikana. Monet rannikolla sijainneet kaupungit ovat nyt kaukana sisämaassa (Lammi & Sevola 2004: 7). 10 2.2. Merenpinnan eustaattinen nousu Merenpinnan eustaattisella nousulla tarkoitetaan valtameren pinnan globaalia nousua. Se aiheutuu pääosin manner-, vuoristo- ja napajäätiköiden sulamisesta. Myös meriveden lämpeneminen ja suolapitoisuuden muutokset vaikuttavat veden tilavuuteen merialtaissa (Kakkuri 1997: 102; Meyer 2003: 25). Merenpinta on globaalisti noussut ja laskenut maapallon historian aikana lukemattomia kertoja. Rannikkotasangot ovat olleet välillä veden alla ja paljastuneet jälleen kuivaksi maaksi (Lambeck & Chappell 2001: 679; Lambeck 2004: 678). Tämän työn puitteissa on merkitystä huomioida vain viimeisimmän jäätiköitymisen jälkeen vallinneet olosuhteet eli nykyinen holoseenikausi Itämeren alueella. Mörner (1987: 338) määrittelee eustasian yleisesti muutoksiksi valtameren pinnassa riippumatta muutosten taustalla olevista tekijöistä. Laajemmin ymmärtäen käsite ”eustasia” sisältää glasiaali-eustasian lisäksi myös ns. tektono-eustasian, geoidisen eustasian sekä lyhyen aikavälin dynaamiset muutokset merenpinnan tasossa. Täysin globaalia eustasian tasoa ei voida määrittää, vaan alueelliset vaihtelut voivat poiketa toisistaan merkittävästi (Mörner 1987: 339–340). Merenpinnan historiallisesta tasosta ilman tektonista kohoamista on saatu viitteitä tutkimalla tektonisesti hyvin vakaita alueita. Tällainen alue on muun muassa Barbados, jonka koralleista on pystytty jäljittämään valtamerenpinnan vaihteluita pitkältä ajanjaksolta (Fairbanks 1989; Lambeck & Chappell 2001; Peltier 2002). Korallien radiohiiliajoituksen perusteella globaalin merenpinnan on päätelty nousseen jopa 120 metriä viimeisimmän jäätiköitymisen jälkeisenä aikana (Påsse 2001: 13; Douglas & Peltier 2002: 35). Jääkausien aikana valtava määrä merivettä sitoutuu mannerjäätiköihin. Tällainen tilanne vallitsi myös viimeisimmän jääkauden aikana, jolloin suuret alueet Pohjois-Eurooppaa ja Pohjois-Amerikkaa olivat jäätiköityneinä (Kallio 2006: 17). Jäätiköiden sulamisesta aiheutunut hyvin nopea merenpinnan eustaattinen nousu hidastui Litorinameren alkuvaiheen jälkeen (Eronen 1990: 16; Jantunen 2004: 66). Suuret pohjoisten alueiden jäätiköt olivat kuitenkin sulaneet kokonaan vasta noin 5000–6000 BP (noin 5700–6800 cal BP). Merenpinnan eustaattinen nousu hiipui lähes olemattomaksi viimeistään 3000–4000 BP (noin 11 3200–4500 cal BP) (Douglas & Peltier 2002: 35). Globaalin merenpinnan eustaattisen nousun määräksi on laskettu tällä hetkellä noin 1 mm vuodessa (Ekman 2001: 7–8). Voimakkaimman maankohoamisen alueella maannousu on ollut aina veden pinnan nousua suurempaa eli uutta maata on jatkuvasti paljastunut merestä (Florek ym. 1987: 121). Juuri tällainen on tilanne Oulun seudulla ja muualla Perämeren ympäristössä. Etelä- ja KaakkoisSuomessa havaittu litorinatransgressio ei siis ollut havaittavissa Oulun alueella. 3. Aikaisemmat tutkimukset Oulun seudulla Oulun seudulla ei ole tiettävästi suoritettu ainakaan kovin laajalti nykyaikaisiin paikkatietomenetelmiin perustuvaa rannansiirtymistutkimusta. Vanhoja tekniikoita hyödyntävät tutkimukset ajoittuvat menneille vuosikymmenille (esim. Ylinen & Matala 1968). Useimmiten rannansiirtymistutkimusten tuloksia on kuvattu erilaisilla diagrammeilla, kuten rannansiirtymiskäyrillä, rantapintadiagrammeilla tai manuaalisesti laadituilla rannansijaintikartoilla (Mäkiaho 2006). Pienimuotoinen kuvaus Oulun kaupungin merestä kohoamisesta löytyy Oulun kaupunkimaantiedettä ja luontoa esittelevästä teoksesta Oulu – A geographical Survey (Luode & Koutaniemi 1979: 24–25). Leo Koutaniemi (1999) käsittelee myös Oulun luonto – kokoelmateoksessa julkaistussa artikkelissaan maankohoamista ja rannansiirtymistä Oulun seudulla havainnollistavan kuvan kera. Kielo Koutaniemen (1995) lisensiaatintutkimus on nimeltään ”Luonnon- ja kulttuurimaiseman kehitys Perämeren maankohoamisrannikolla Haukiputaan Kellossa”. Etenkin kulttuurimaiseman kehityksestä Kellon kylän alueella tutkimus antaa kattavan kuvan. Jouko Alestalo (1979) esittää artikkelissaan karttasarjan Hailuodon merestä kohoamisesta viimeksi kuluneen kahden vuosituhannen aikana. Ehkä eniten omaa työtäni sivuava ja melko tuore tutkimus on julkaistu nimellä Maankohoamisrannikon dynaaminen maisemamalli. Paikkatietotyökalu alueiden käytön suunnitteluun (Hiltula & Rusanen 2006). Tutkimuksen taustalla oleva DYNAMO-projekti oli monitieteinen ympäristöministeriön ympäristöklusterin ohjelmakauden 2003–2005 12 tutkimusohjelma, jossa tutkimusosapuolina olivat Oulun yliopiston maantieteen laitoksen ohella lukuisat ympäristötoimijat. Tavoitteena oli paikkatietokannan ja siitä johdetun maisemamallin laatiminen maankohoamisrannikon kulttuuri- ja luontomaisemia koskevan tiedon perusteella. Mallia hyödynnettiin maisemassa tapahtuvan muutoksen ennustamiseen ja arviointiin (Hiltula & Rusanen 2006: 4). Tutkimusalue sijoittui Oulun tasangon maisemaseudulle, jolla on valtakunnallisesti merkittäviä alueita kuten Hailuoto, Limingan lakeus ja osin myös Oulujoen laakso (Hiltula & Rusanen 2006: 12). Arkeologisia rannansiirtymistä sivuavia tutkimuksia Oulun seudulla on julkaistu useampia. Väitöskirjassaan Jari Okkonen (2003) on tutkinut Keski- ja Pohjois-Pohjanmaan rannikoiden esihistoriallisia muinaisia kivirakennelmia. Aineiston topografisessa analyysissä tarkasteltiin röykkiökohteiden sijaintikorkeutta ja sijoittumista eri muinaisrantavyöhykkeille. Kohteiden tarkasteleminen suhteessa eri muinaisrantoihin toteutettiin GIS-paikkatietosovelluksen ja korjatun yleistetyn korkeusmallin avulla hahmottelemalla yhdeksän muinaista rantavyöhykettä. Aki Hakonen (2013) tutki Pro gradu –tutkielmassaan Oulun Tahkokankaan kalmiston ja sitä ympäröivän Oulujokisuun menneisyyttä. 13 4. Tutkimusalue Tutkimusalue on 24 km x 48 km suuruinen rannikolta sisämaahan ulottuva suorakulmio Oulun seudulla (kuva 2). Korkeusmallin hyvin suuren datakoon vuoksi kovin laaja-alaiseen tutkimukseen ei ole mahdollisuutta. Se ei tosin ole mikään puute, sillä tarkoitus on keskittyä suhteellisen pienen kaistaleen tarkasteluun. Hallinnollisilla rajoilla ei ole juuri käytännön merkitystä tällaisessa paleomaantieteellisessä tutkimuksessa. Kuntarajat ovat myös Oulun seudulla olleet jatkuvan muutoksen kohteena. Selvyyden vuoksi käytän tutkimuksessa puhtaasti geometrista (suorakulmio) aluerajausta. Tutkimusalueen rajaus on perusteltavissa muinaisten rantavaiheiden sijoittumisella pääosin itä-länsi-suunnassa. Kuva 2. Tutkimusalueen sijainti ja korkeussuhteet. Oulun kaupungin nimi juontuu kauas historiaan. Hämäläiset kauppiaat alkoivat jo varhaisessa vaiheessa kutsua tärkeäksi kauppapaikaksi muodostunutta jokisuuta nimellä oula. Sen merkitys oli tulva. Owla-niminen kauppapaikka esiintyy jo 1300-luvun asiakirjoissa. Varsinainen Oulun kaupunki perustettiin jokisuuhun vuonna 1605 (Näsänen 1998: 22). 14 4.1. Kallioperä Kallioperä ei ulotu pintaan asti Oulun seudulla, vaan aluetta luonnehtii paksu irtaimen aineksen muodostama patja. Irtomaapeitteen paksuus on huomattavan suuri; Tupoksella jopa yli 120 metriä (Koutaniemi 1999: 11). Kalliopaljastumia tavataan lähinnä vain Oulujoen alajuoksulla Merikosken alueella (Koutaniemi 1999: 15). Kivilajialuejaon mukaan Oulun seutu jaetaan kahteen alueeseen; Muhoksen savikivialueeseen sekä Oulun seudun graniitti- ja liuskealueeseen (Seppälä 1986b: 2). Oulun seudun kallioperä koostuu pääasiassa jotunisista sedimenttikivistä eli hiekka-, savi- ja silttikivistä (Laitakari 1998: 313). Oulun seudulle tuo oman leimansa niin sanottu Muhosmuodostuma. Muodostuma kulkee Muhokselta luoteeseen jatkuen Perämeren pohjassa ja on jälleen pinnalla Hailuodossa Oulun edustalla. (Luode & Koutaniemi 1979: 21–22; Seppälä 1986b: 1–8; Laitakari 1998: 316). Muodostuman pohjalla on konglomeraattia ja arkoosihiekkakiveä. Yläosa koostuu pääosin punaisista, ruskeista tai vihreänharmaista savikivistä, joissa on ohuina välikerroksina punaista hiekkakiveä (Simonen 1990: 3). Erilaisista liuskeista koostuva vyöhyke sijaitsee Oulujoen uoman pohjoispuolella. Graniittigneissialue sijoittuu puolestaan Muhosmuodostuman ja liuskevyöhykkeen väliin (Luode & Koutaniemi 1979: 21–22; Simonen 1990: 1–4). 15 4.2. Maaperä Alueen yleisimmän maalajit ovat moreeni, hiekka ja siltti. Soraesiintymiä tavataan harjujen yhteydessä. Turve on yleisin orgaanisista maalajeista (Matala 1968: 45–47). Hienolajitteisten maalajien esiintymät ovat tavallisia Perämeren rannikolla. Tavattaviin maaperätyyppeihin lukeutuvat myös niin sanotut alunamaat eli sulfiittipitoiset savikot (Enbuske 2010: 31). Laajat suoalueet ovat tyypillisiä varsinkin merenrantaseudun itäpuolisella alueella. Suotyypeistä aapasuot ovat seudulle ominaisia (Seppälä 1986a: 17). Korkokuvaltaan alavat ja huonosti vettä läpäisevät alueet ovat altistuneet soistumiselle heti merestä kohottuaan (Enbuske 2010: 35). 4.3. Korkeussuhteet ja pinnanmuodot Geomorfologisessa aluejaossa Oulun seutu kuuluu Keski- ja Pohjois-Pohjanmaan alankoon (Seppälä 1986a: 17). Korkeus kasvaa loivasti rannikolta sisämaahan siirryttäessä. Tutkimusalueen korkein kohta (98 m mpy) sijaitsee aivan tutkimusalueen koilliskulmassa entisen Ylikiimingin kunnan alueella (Maanmittauslaitos 2012). Suurimman osan pinnanmuodoista muodostavat glasiaali- ja glasifluviaalisedimentit (Seppälä 1986a: 17). Kallioperän suurrakenteista johtuen maaperän pinnanmuodot ja jokiuomien suuntautuneisuus seuraavat yleispiirteisesti luoteis-kaakko-suuntaa (Kesola 1985: 6). Rannansiirtymisestä kertovat maastossa havaittavat muinaiset rantavallit eli kaarrot. Ne esiintyvät tyypillisesti parvina ja erottuvat selvästi maastossa kun niiden väliset painanteet ovat soistuneet (Johansson ym. 2005: 69). Rantadyynivallit ovat nopeasti metsittyneet kaikkialla muualla paitsi alueilla, joilla tuuli on saanut otteen suojaavan kasvillisuuden rikkouduttua esimerkiksi karjan laidunnuksen vuoksi (Alestalo 1982: 15). Tutkimusalueen harjuista ovat mainitsemisen arvoisia muun muassa Hangaskankaan harju ja Kempeleenharju. Ne ovat muodostuneet jäätikönalaisen sulamisveden toimesta ja koostuvat hyvin hienojakoisesta aineksesta ollen näin muodoltaan hyvin tasapiirteisiä (Luode & Koutaniemi 1979: 23). 16 5. Aineisto Tutkimuksessa käytetty korkeusmalliaineisto ladattiin Maanmittauslaitoksen avoimien aineistojen tiedostopalvelusta. Maanmittauslaitoksen tuottama aineisto on ollut vapaasti saatavilla keväästä 2012 alkaen. Mallintamisessa tarvittavat rannankorkeudet saatiin Påssen (2001) raportissa julkaistuja isobaasikarttoja hyödyntämällä. Arvojen perusteella piirrettiin myös tutkimusalueen rannansiirtymiskäyrä. 5.1. Digitaalinen korkeusmalli 2 m Paleogeografisen mallinnuksen perustaksi tarvitaan digitaalinen korkeusmalli (DEM, digital elevation model). Tutkimusalueelta on saatavissa laserkeilausaineiston pohjalta tuotettua rasterimuotoista korkeusmalli 2 –dataa. Kyseinen korkeusmalli on maanpinnan korkeutta kuvaava malli, jonka ruutukoko on 2 m x 2 m ja korkeustiedon tarkkuus 0,3 metriä. Korkeusmalli 2 m on tarkin Suomessa saatavilla olevista korkeusmalleista (Maanmittauslaitos 2014). Korkeusmalli 2 m ei ole saatavilla vielä koko Suomen alueelta, mutta alue kasvaa jatkuvasti uusien päivitysten myötä. Oulun alueelta korkeusmallia on saatavilla jo melko hyvin, mutta ei kuitenkaan koko kaupungin hallinnolliselta alueelta. 5.2. Isobaasikartat Isobaasikartat ovat alueellisia esityksiä, joissa maankohoamisen isobaasit eli samanarvonkäyrät on yhdistetty toisiinsa (Donner 1978: 186). Oulun seudulla suhteellinen maankohoaminen on Påssen ja Anderssonin (2005: 261) esittämän isobaasikartan mukaan nykyään tasan 7 mm vuodessa (kuva 3). Lukemassa on huomioitu merenpinnan eustaattinen nousu, joka on 1,2 mm vuodessa. Oulun mareografilla maankohoamisen määräksi on mitattu 6,9 mm vuodessa, mutta se ei luonnollisesti edusta koko mallinnusalueen lukemaa (Kakkuri 1990). 17 Påssen (2001) raportissa julkaistuja isobaasikarttoja hyödynnettiin laskettaessa muinaisten rantapintojen kaltevuuksia sekä isobaasien ajankohtien mukaisia korkeuksia. Kaikista mallinnettavista ajankohdista ei ollut tietoa suoraan saatavilla, joten puuttuvat tiedot täydennettiin interpoloimalla saatavilla olevan aineiston pohjalta. Kuva 3. Suhteellinen maankohoaminen Fennoskandiassa (mm/vuodessa) (Påsse & Andersson 2005: 261, muokattu). 18 5.3. Rannansiirtymiskäyrä Rantaviivan muutosta havainnollistetaan rannansiirtymiskäyrillä, joissa pystyakselilla esitetään muinaisrannan nykyinen korkeus merenpinnasta ja vaaka-akselilla rannan ikä. Pohjanlahden alueella viimeisen 9000 vuoden kehitystä kuvaavat rannansiirtymiskäyrät ilmaisevat samalla myös maankohoamisen määrää muutaman metrin tarkkuudella. (Taipale & Saarnisto 1991: 256). Piirsin itse Påssen (2001) raportissa julkaistujen isobaasikarttojen perusteella rannansiirtymiskäyrän tutkimusalueelle (kuva 4). Ajankohdat ovat kalibroimattomia radiohiilivuosia BP. Käyrää vastaava isobaasi kulkee aivan tutkimusalueen länsireunaa sivuten hieman lounais-koillinen-suuntaisesti taipuen. Hahmottelemani käyrä vastaa melko hyvin Vuorelan ym. (2009) raportissa julkaistua käyrää, mutta on kuitenkin vain suuntaa antava tulkinta. Suurimmat eroavaisuudet ilmenevät vanhimmissa ajankohdissa. Okkosen (2003) väitöskirjassa julkaistussa nykyisen maankohoamisen takaisinlaskentaan perustuvassa Oulun rannansiirtymiskäyrässä (0–4000 BP) rannankorkeudet jäävät selvästi omaa käyrääni pienemmiksi. Saman julkaisun radiohiiliajoitettujen arkeologisten kohteiden mukaan hahmoteltu Pohjois-Pohjanmaan rannansiirtymiskäyrä (0–5000 cal BC) on melko yhtenevä oman tutkimukseni käyrän kanssa. Kuva 4. Tutkimusalueen rannansiirtymiskäyrä. Mallinnetut ajankohdat merkitty pisteillä. Käyrä piirretty Påssen (2001) aineiston perusteella. 19 5.4. Gradientti/aika-käyrä Koska maankohoaminen on kaikkein nopeinta Perämeren Ruotsin puoleisella alueella, rantapinnat kallistuvat luode-kaakko-suuntaisesti (Koivunen 1984: 15). Kaikkein vanhimmat rantapinnat ovat eniten kallistuneita, koska maankohoaminen oli nopeinta heti jäätikön sulamisen jälkeen (Jussila 2000: 14). Tutkimusalueen muinaisrantapintojen kaltevuudet on laskettu Påssen (2001) isobaasikarttojen perusteella. Ajankohdat ovat kalibroimattomia radiohiilivuosia BP (kuva 5). Kuva 5. Tutkimusalueen gradientti/aika-käyrä. Piirretty Påssen (2001) aineiston perusteella. 5.5. Muinaisjäännöskohteet Museoviraston ylläpitämästä muinaisjäännöstietokannasta poimittiin alueella sijaitsevia kohteita. Rekisterissä useiden kohteiden ajoitus on melko näennäistä, sillä niiden ajoitus perustuu oletukseen kohteiden syntyhetken merenrantasidonnaisuudesta. Mukaan otettiin sen vuoksi vain ne kohteet joille on olemassa luotettava radiohiiliajoitus tai ajoitus on tehty keramiikan perusteella rannansiirtymisen suhteen. (Museovirasto 2015). Näin vältytään kehäpäätelmiltä 20 6. Menetelmät Aineiston käsittely suoritettiin ESRI:n ArcGIS 10.2 –paikkatieto-ohjelmistolla. Paleomallinnus tehtiin ArcGIS-ohjelmiston Spatial Analyst-työkalun rasterisuodatusmenetelmää käyttäen (ks. Leverington ym. 2002; Påsse & Andersson 2005). Rasterisuodatus soveltuu mainiosti laajojen alueiden mallinnukseen, kun ei ole tarvetta saada mallinnettua kaikkein pienipiirteisimpiä kohteita ja rantaviivan eksaktia sijaintia. Rasterimenetelmän etuina ovat myös sen datarakenteen yksinkertaisuus ja keveys sekä sinänsä suhteellisen helppo tiedonkäsittely ArcGIS-ympäristössä (Mäkiaho 2007, 2009). Aluksi kerättiin kirjallisuudesta (Påsse 2001) rantapintojen isobaasiesityksiä, joiden pohjalta piirrettiin tutkimusalueelle perusisobaasi sekä sen pohjalta edelleen apuisobaaseja. Yksinkertaisten mittakaava- ja etäisyyslaskujen avulla saatiin selville rantapintojen alueelliset gradientit eli kaltevuudet (kuva 5). Samassa yhteydessä hahmottelin myös tutkimusalueen likimääräisen rannansiirtymiskäyrän (kuva 4). Kaikki isobaasit digitoitiin paikkatieto-ohjelmistoon ja niiden korkeustiedot tallennettiin ominaisuustietoihin. Tutkimusalueen kattava rantapinta interpoloitiin isobaasien väliin. Interpolointimenetelmänä käytettiin ArcGIS Spatial Analystin Topo to Raster- interpolointityökalua. Kyseinen menetelmä on soveltuvin juuri topografisen aineiston interpolointiin. Seuraavaksi näin syntynyt rantapinta suodatettiin nykyistä topografiaa kuvaavasta korkeusmallista. Tuloksena saatiin muinaista topografiaa kuvaava rantapinta haluttuna ajanhetkenä. Meren ja maan alueellinen jakautuneisuus saatiin näkyviin jakamalla paleotopografinen korkeusmalli merenpinnan yläpuolisiin (z > 0) ja alapuolisiin (z ≤ 0) arvoihin. Korkeusarvo 0 vastaa näin ollen rantaviivan sijantia. Lopuksi suoritettiin karttojen mielekäs visualisointi sekä paleomaiseman tarkempi analysointi ja tulkinta. 21 7. Tulokset Paleokarttojen sarjasta huomataan, kuinka luodot ovat kasvaneet saariksi, niemiksi ja edelleen yhä suuremmiksi maa-alueiksi. Puuttomat särkät ovat ajan myötä metsittyneet ja jääneet kauas sisämaahan. Painanteissa on tapahtunut soistumista. Järvet ovat kuroutuneet erilleen merestä omiksi altaikseen. Alavalla rannikkovyöhykkeellä pysyvää on ollut vain jatkuva muutos. Jokaisessa kartassa esitetään ajankohtaan liittyviä muinaisjäännöksiä. Kohteita on poimittu Museoviraston ylläpitämästä muinaisjäännösrekisteristä (Museovirasto 2015). Perämeren rannikkoseudulla vain harvat muinaisjäännöskohteet ovat radiohiiliajoitettuja tai ajoitettu löytöjen keramiikan perusteella. Muutaman kohteen tarkat ajoitukset mahdollistavat kuitenkin kohteiden sijoittelun kartoille. Tyypillisimmät laajat muinaisjäännökset ovat asuinpaikkoja, joille on ominaista niiden sijoittuminen nykyisten tai muinaisten vesistöjen lähettyville (Koivunen 1984: 23). 22 7.1. Oulun seutu 6000 BP Tutkimusalueen itäosat alkoivat paljastua veden alta noin 7000 vuotta sitten. Vähitellen ensimmäiset luodot ja saaret kasvoivat kiinni toisiinsa ja muodostivat yhä laajempia maaalueita. Tutkimusalueen korkein kohta aivan alueen koillisnurkassa oli 6000 BP (noin 6800 cal BP) noin 20 metriä meren pinnan yläpuolella. Nykyinen rantaviiva sijaitsi tuolloin noin 82 metrin syvyydessä. Koko alueen keskikorkeus oli -41 metriä. Yhtenäisiä laajoja maa-alueita oli vain tutkimusalueen koilliskulmassa. Veden pinnan yläpuolelle kohosivat ensimmäisinä luoteesta kaakkoon suuntautuvat harjumuodostumat. Tässä merellisessä vaiheessa kohoumat joutuivat aallokon voimakkaan huuhdonnan vaikutuspiiriin. Aallokko tasoitti harjujen lakiosia ja sai aikaan erilaisia rantakerrostumia. Myös jään ja tuulen toiminta muokkasivat maisemaa. Muinaisrantakivikot erottuvat yhä maisemassa voimakkaasti huuhtoutuneina pirunpeltoina. Pitkänomainen Selänkangas erottuu selvimmin ajankohdan 6000 BP paleomaisemassa. Muita huomattavia kohoumia ovat Laita-Aho, Isokangas, Makkaraharju sekä etelä-kaakosta paljastuva harjujakso, muun muassa Pitkäselkä. Ihminen saapui veden alta paljastuneille alueille kuitenkin vasta hieman myöhemmin. Tuon ajan ihmisistä ei tiedetä paljoakaan. Alueelta löydetyt kivikauden asuinpaikat sijoittuvat aikaan, jolloin saviastioiden tekotaito oli jo olemassa. Puhutaan tarkemmin ottaen niin sanotusta neoliittisesta kivikaudesta, jota elettiin 7000–3500 vuotta sitten. Vepsänkangas Ylikiimingissä on alueen vanhimpia asuinpaikkoja. Se on ajoitettu paikalta löytyneen Sär-1 keramiikan perusteella 7000–6500 vuoden ikäiseksi (Sarkkinen 2013: 20). 23 Kuva 6. Oulun seutu 6000 BP. 24 7.2. Oulun seutu 5000 BP Maan kohotessa saaret kasvoivat suuremmiksi ja vähitellen kiinni toisiinsa. Yhtenäinen maaala kasvoi nopeasti. Litorinameren ulapan voimakkaiden aaltojen vaikutus ei ollut enää yhtä suuri tässä vaiheessa. Kauemmas sisämaahan ulottuvia suojaisia lahdelmia kehittyi varsinkin nykyisten Kiiminki- ja Sanginjokien uomia edeltäviin alaviin laaksoihin. Näissä suojaisissa ympäristöissä tapahtui voimakasta sedimentaatiota. Tutkimusalueen korkein kohta oli tässä vaiheessa 36 metriä merenpinnan yläpuolella ja nykyinen rantaviiva oli 66 metrin syvyydessä. Alueen keskikorkeus oli -25 metriä. Läntisimpänä kohoumana pilkisti Kalimeenharjun lakiosa pinnan yläpuolelle noin 5000 BP (noin 5700 cal BP). Lukuisia järvialtaita kuroutui erilleen merestä. Tähän vaiheeseen mennessä syntyneitä järviä ovat muun muassa tutkimusalueen pohjoisosassa sijaitsevat Jolosjärvi, Loukkojärvi sekä Huumonjärvi. Kiiminkojoen eteläpuolella omiksi altaikseen kuroutuivat Valkiainen, Karahkanjärvi, Iso Seluskanjärvi sekä Pirttijärvi. Kiiminkijoen uoma ulottui 5000 BP lähelle Rekikylää. Oulun Rekikylästä on kartoitettu noin 140 asumuspainannetta. Painanteiden määrän mukaan Rekikylä on yksi suurimmista asumuspainannekohteista Suomessa ja koko Skandinaviassa. Se luokitellaan valtakunnallisesti merkittäviin muinaisjäännöskohteisiin (Museovirasto 2015). Kohde ajoittuu kampakeramiikan aikaan noin 5900–5400 vuotta vanhaksi (Sarkkinen 2013: 20). Oulun seudun asutushistoriassa Oulu- ja Kiiminkijokivarsi sekä vähitellen länttä kohti siirtyvä merenranta rikkonaisine saaristoineen ovat olleet merkittävässä roolissa. Asutus on pyrkinyt jo varhain seurailemaan vetäytyvää rantaviivaa sekä muita vesistöjä (Koivunen 1984: 16). 25 Kuva 7. Oulun seutu 5000 BP. 26 7.3. Oulun seutu 4000 BP Oulujoen suu sijaitsi 4000 BP (noin 4500 cal BP) Muhoksen seudulla. Tutkimusalueen rantaviiva muuttui selväpiirteisemmäksi saarien ja lahdelmien muuttuessa yhtenäiseksi maaksi. Kiiminkijoki laski Koitelinkoskella mereen pitkän sisämaahan ulottuvan lahdelman perukoilla. Uusia sisävesistöjä olivat Lylykkäänjärvi ja Sankilampi sekä aivan rannikon läheisyydessä Saarisenjärvi ja Kalimeenlampi. Tutkimusalueen korkein kohta oli nyt 51 metriä merenpinnan yläpuolella ja nykyinen rantaviiva oli 50 metrin syvyydessä. Alueen keskikorkeus oli -9 metriä. Kivikauden lämpömaksimin lopulla alueella kasvoi jaloja lehtipuita ja kuusi levisi idästä Oulujokisuistoon noin 4000 vuotta sitten (Koivunen 1984: 16). Suotuisat ilmasto-olot näkyivät myös kulttuuriympäristössä. Ajanjaksolla 3500–2000 eKr. Pohjois-Pohjanmaan asutushistoriassa vallitsi alueellisen eriytymisen ja erilaistumisen kausi. Tähän jaksoon liittyvät erityisesti suuret kivirakennelmat, joita kutsutaan jätinkirkoiksi (Nunez & Okkonen 2005: 26, 31; Sarkkinen 2013: 21). Vaiheen 4000 BP karttaan on merkitty Linnasaaren jätinkirkko-muinaisjäännös Jäälissä. Museoviraston (2015) muinaisjäännösrekisterin mukaan kohde ajoittuu ajankohtaan 3000–2000 eKr. 27 Kuva 8. Oulun seutu 4000 BP. 28 7.4. Oulun seutu 3000 BP Tutkimusalueen korkein kohta oli vaiheessa 3000 BP (noin 3200 cal BP) 67 metriä merenpinnan yläpuolella ja nykyinen rantaviiva oli 33 metrin syvyydessä. Keskikorkeus oli nyt 7 metriä merenpinnan yläpuolella. Uusia maa-alueita muodostui länteen ja luoteeseen työntyvinä nieminä. Kumpulankankaalta Hiukkavaaraan ulottuva maakaistale sekä sen eteläpuolella sijaitseva Pilpakangas erottuvat paleokartassa selkeästi. Samoin etelässä Kempeleeseen kuuluva Honkasen alue oli kohonnut veden pinnan yläpuolelle. Aivan kartan eteläreunassa lähellä Oulujoen silloista suuta erottuu Pikkaralan seutu sekä osa Hangaskankaan harjusta. Oulujoen suu sijaitsi tässä vaiheessa Madekoskella syvälle sisämaahan ulottuvan lahden pohjukassa. Uusia järvialtaita ovat muun muassa Nurmijärvi, Jäälinjärvi sekä Pilpajärvi. Huomattavia uusia kohoumia ovat Sankivaara ja Hönttämäki. Karttaan on merkitty punaisella ympyrällä ihmisen toiminnasta johtuvat virheet paleomaisemassa. Ruskon entisen kaatopaikan maisemoitu jätevuori eli niin sanottu Ruskotunturi erottuu selvänä kohoumana. Oulun keskustan läheisyydessä Nuottasaaren Stora Enson tehtaan voimalaitostuhkan läjityskasa sekä Heinäpaan jätemaakasa on myös merkitty punaisella ympyrällä karttaan. Virheellisinä järvialtaina erottuvat alueen pohjoisosassa entisen Kiimingin kunnan alueella Vasikkasuon louhos ja eteläosassa Kempeleen Väärälänperän louhos. Asutushistoriassa tapahtui taantumavaihe ajanjaksolla 2000 eKr. - ajanlaskun alku. Noin 1800 eKr. tapahtui siirtyminen vaiheeseen, jolloin uusia jätinkirkkoja ei enää rakennettu (Nunez & Okkonen 2005: 26, 36). Ilmastossa oli kylmempi vaihe kivikauden jälkeen, joka on saattanut vaikuttaa asutuksen taantumiseen (Koivunen 1984: 16). Toimeentulo perustui tuolloin suurelta osin metsästykseen ja kalastukseen (Nunez & Okkonen 2005: 26). 29 Kuva 9. Oulun seutu 3000 BP. 30 7.5. Oulun seutu 2000 BP Oulun seudun korkein kohta 2000 BP (noin 1960 cal BP) oli 79 metriä merenpinnan yläpuolella ja nykyinen rantaviiva 21 metrin syvyydessä. Keskikorkeus oli 19 metriä merenpinnan yläpuolella. Korkeimmat alueet Intiö, Kontinkangas, Knuutilankangas ja Iinatti kohosivat veden pinnan yläpuolelle yksittäisinä saarina rikkonaisessa Oulujokisuistossa. Lukuisia pienempiä kohoumia, kuten Palokangas ja Metelinkangas nousi kapenevaan ja muotoaan hakevaan jokisuistoon. Selvää pääväylää ei ollut vielä olemassa vaan Oulujoki laski mereen lukuisien saarien muodostaman mosaiikin läpi. Uusia kuroutuneita järvialtaita olivat Valkiaisjärvi, Niilesjärvi ja Lylyjärvi. Oulunsalon ensimmäiset luodot alkoivat kohota merestä noin 2000 vuotta sitten. Salonselän ja Palokankaan pitkänomainen harjujakso kohosi ensimmäisenä pinnan yläpuolelle. Samoihin aikoihin myös Oulunsalon länsipuolella sijaitsevan ja tutkimusalueen ulkopuolelle rajautuvan Hailuodon korkeimmat kohdat kohosivat merestä. Oulun Pyöriäsuon varhaismetallikautinen asuinpaikka ajoittuu aikavälille 700-300 eKr. Tutkimuksissa paikalta on löydetty kvartsi-iskoksia ja -esineistöä sekä Sär2-tyypin niin sanottua Anttilan keramiikkaa (Museovirasto 2015). Metsokankaan keittokuoppa on ajoitettu radiohiilimenetelmällä myös varhaismetallikautiseksi noin ajankohtaan 700 eKr. (Sarkkinen 2013; Museovirasto 2015). 31 Kuva 10. Oulun seutu 2000 BP. 32 7.6. Oulun seutu 1000 BP 1000 BP (noin 930 cal BP) kaupungin pohjoiset osat Linnanmaa, Puolivälinkangas, Välivainio ja Tuira olivat muuttuneet kuivaksi maaksi. Oulujoen eteläpuolella yhtenäiseksi maa-alueiksi olivat kohonneet muun muassa Intiö, Kontinkangas, Kastelli, Kaukovainio, Maikkula ja Kaakkuri. Oulujoen suu oli jo lähes nykyisellä paikallaan Merikosken kalliokynnyksen kohdalla. Joen pääuoma oli vakiintunut ja entinen sivu-uoma Kaupunginoja eli Plaanaoja näivettynyt pieneksi ojaksi. Nykyinen Oulun ydinkeskustan alue oli vielä vedenpinnan alapuolella ja kohosi merestä vasta 1300-luvun jälkeen. Kraaseli, Kotakari sekä lukuisat muut pienemmät Oulun edustan saaret ovat kaikki kohonneet merestä vasta kuluneen vuosituhannen aikana. Paleokartassa keskustan läheisyydessä näkyvät Nuottasaaren tehtaan voimalaitostuhkan läjityskasa sekä Heinäpään jätemaakasa virheellisinä ”saarina”. Tutkimusalueen korkein kohta oli tuhat vuotta sitten 88 metriä merenpinnan yläpuolella ja nykyinen rantaviiva oli 11 metrin syvyydessä. Keskikorkeus oli 28 metriä merenpinnan yläpuolella. Oulunsalo oli saari aina 1700-luvulle asti. Maayhteys mantereeseen muodostui kun Oulunsalon mantereesta erottanut Salonsalmi mataloitui ja kasvoi lopulta kiinni mantereeseen (Hiltunen 1987: 18). Oulunsalon kohottua merestä, sen pohjoispuolelle rajautui Kempeleenlahti ja eteläpuolelle Liminganlahti. Merialue on hyvin matalaa ja rannat ruovikkoisia, joten uusien maa-alueiden kohoaminen on jatkunut nopeana. Oulunsalon ainoa merkittävä järvi Papinjärvi kuroutui erilleen merestä reilut tuhat vuotta sitten. Kuivasjärvi ja Pyykösjärvi nykyisen Oulun keskustan pohjoispuolella kuroutuivat myös omiksi altaikseen samoihin aikoihin. Rautakautinen Välikankaan kalmistosaari Oulun Kaakkurissa on peräisin aivan ajanlaskun jälkeisiltä vuosisadoilta. Kempeleen Kuuselan irtolöytöpaikka on noin ajankohtaan 1000 jKr. ajoittuva hauta- tai muu asuinpaikka. Kohteesta on löydetty ristiretkien aikaan sijoittuvaa esineistöä, kuten soikea kuparisolki ja riipuskoru (Museovirasto 2015). 33 Kuva 11. Oulun seutu 1000 BP. 34 8. Tulosten tarkastelu 8.1. Paleomaisema tarkentui Mallinnetut ajankohdat antavat rannansiirtymisestä tarkan kuvan. Korkeusaineistona käytetty Maanmittauslaitoksen uusi korkeusmalli 2 m mahdollistaa rannansiirtymisen yksityiskohtaisen tarkastelun aikaisempiin hyvin karkean resoluution mallinnustarkkuuksiin verrattuna. Rannikon pienipiirteiset yksityiskohdat etenkin Oulujokisuiston läheisyydessä tulivat tässä mallinnuksessa selkeästi esiin. Samoin uusien järvialtaiden kuroutuminen merestä on esitetty tässä työssä aikaisempaa yksityiskohtaisemmin. Tulokset ovat hyvin yhteensopivia aikaisempien tutkimusten kanssa (ks. mm. Luode & Koutaniemi 1979; Koutaniemi, K. 1995; Koutaniemi, L. 1999; Okkonen 2003; Hakonen 2013). Koutaniemen (1999) artikkelisssa esitetään kartta Oulun seudun rannansiirtymisestä neljässä vaiheessa: ennen 100 eKr., 100 eKr – 900 jKr., 900 – 1400 jKr. ja 1400 – 1980 jKr. Oman tutkimukseni mallinnetut rantavaiheet eivät osu ajallisesti aivan samoille kohdille, joten vertailu on sikäli vaikeaa. Pääpiirteissään rannansiirtyminen vastaa kuitenkin Koutaniemen (1999) laatimaa karttaesitystä. Okkosen (2003) väitöskirjassa julkaistut muinaisrantakartat perustuvat korkeusmalliin, jonka ruutukoko on 200 m x 200 m. Malli on muodostettu tarkemman Maanmittauslaitoksen 25 m korkeusmallin pohjalta. Pohjanmaan muinaisrantakartoista näkyy Oulun seudun rannansiirtymisen edistyminen 500 vuoden välein. Karttasarja kuvaa aikaväliä 3500 eKr. 500 jKr. käsittäen yhdeksän muinaista rantavyöhykettä. Luonnollisesti hyvin karkean pikselikoon vuoksi paleokartat ovat vain suuntaa antavia eikä yksityiskohtia voida tarkastella. Hakosen (2013) pro gradu-tutkielmassa on kuvattu Tahkokankaan ja sitä ympäröivän Oulujoen suiston kehitystä. Alueen paleomallinnus perustuu tarkkaan korkeusmalli 2 m aineistoon ja tulokset vastaavat hyvin oman työni tuloksia. Tarkan korkeusmallin hyödyt rannansiirtymiskronologian kuvaamisessa tulivat ilmi tutkimuksessa. 35 8.2. Arkeologiset kohteet Merestä kohonneen maan varhaisen topografian selvittämisen ohella on tärkeää perehtyä myös alueen maaperätutkimuksiin ja siitepölyanalyysin hyödyntämiseen. Tällä tavoin saadaan tietoa alueella vallinneesta kasvillisuudesta ja mahdollisista ihmisvaikutuksista. Mahdolliset maaperästä paljastuneet luunsirut ja muut jäännökset voidaan ajoittaa radiohiilimenetelmää käyttäen (Siiriäinen 1987: 44). Suomessa on tunnistettu neljä kivikautiselle asutukselle tyypillistä sijaintipaikkaa rannikoillamme: ulkosaaristo, sisäsaaristo, suojaisat lahdet ja jokisuut sekä sisämaan järvet. Tällainen jako eri asutuspaikkoihin liittynee vuodenaikaiseen siirtymään ravintoa hankittaessa (Siiriäinen 1987: 44). Tässä tutkimuksessa paleokartoissa kuvatut muinaisjäännöskohteet sijoittuvat pääosin vesistöjen äärelle. Tulokset ovat melko luotettavia, sillä Museoviraston muinaisjäännösrekisteristä (2015) otettiin mukaan vain ne kohteet joista on olemassa luotettava radiohiili- tai keramiikka-ajoitus. 8.3. Tulosten luotettavuus ja virhelähteet Rannansiirtymistutkimuksessa epävarmuutta. Ilmiön on aina monimutkaisesta hyväksyttävä, dynamiikasta että tuloksiin johtuen liittyy täysin paljon realistiseen mallinnustulokseen pääseminen on käytännössä mahdotonta. Muuttujia on paljon ja historiallinen takaisinpäin mallintaminen perustuu rajalliseen määrään mittaustuloksia lähtöaineistossa. Tässä työssä lähtöaineistona käytetyt isobaasikartat ja niistä johdettu tutkimusalueen rannansiirtymiskäyrä sekä rantapintojen kaltevuustiedot ovat lopulta vain suuntaa antavia arvioita ilmiön todellisuudesta. Mallinnuksessa käytetty Maanmittauslaitoksen korkeumalli 2 m sisältää ihmisen toiminnasta johtuvia virheitä maaston luonnollisessa topografiassa. Ne tulee tiedostaa kun ollaan laatimassa paleomaantieteellisiä ympäristörekonstruktioita. Tällaisia ovat esimerkiksi louhokset, hiekkakuopat ja täyttömaa-alueet. Jos kohteet poistetaan, niin alkuperäistä topografiaa on kuitenkin usein vaikea arvioida. Vähemmän häiritsevästi ja vain lähemmin tarkasteltuina erottuvat myös tieverkko ja muu infrastruktuuri. Ne eivät kuitenkaan nouse esiin oman tutkimukseni alueellisessa tarkastelussa. 36 Oulun seudun nykyisen merialueen syvyystietoja ei ollut saatavilla avoimena datana tutkimukseni mallinnusvaiheessa. Sittemmin liikennevirasto avasi syvyystiedot avoimeksi dataksi, mutta tässä tutkimuksessa nykyisen merenpohjan syvyystietoja ei ole otettu huomioon. Näin ollen nykyisen merialueen syvyys esitetään arvolla ≤ 0. Tästä johtuen todellisuudessa vedensyvyys nykyisen Oulun edustan merialueella on paleokartoissa huomattavasti esitettyä suurempi. 9. Johtopäätökset Tässä tutkimuksessa selvitettiin ja visualisoitiin Oulun seudulla tapahtunut rannansiirtyminen viimeisen kuuden tuhannen radiohiilivuoden aikana. Tarkan korkeusmallin edut kävivät ilmi paleomaiseman mallintamisessa. Aikaisemmat aluetta käsittelevät tutkimukset saivat lisää tarkkuutta karttakuvan pienipiirteisten kohteiden noustua esille. Arkeologinen tutkimus hyötyy tarkentuneista paleokartoista sillä yksityiskohtainen tieto rantaviivan ajallisesta sijainnista auttaa hahmottamaan myös muinaisjäännöksien alueellista esiintymistä. Oulun seudulla rantaviivan muutos on ollut huomattavan suurta kuluneiden vuosituhansien aikana. Kehitys ei ole kuitenkaan vielä läheskään päätösvaiheessaan. Maankohoaminen tulee jatkumaan vielä pitkään tulevaisuudessa. Se on kuitenkin tasaisesti hidastunut kohti nykyaikaa. Jäljellä olevaksi maannousuksi on arvioitu 100–150 metriä ja siihen kuluvaksi ajaksi 7 000–12 000 vuotta (Saarnisto & Taipale 1991: 259–260). Nykyisen kehityksen jatkuessa Perämeri tulee kuroutumaan sisäjärveksi noin 2000 vuoden kuluessa, jolloin Oulun kaupunki on runsaan 60 kilometrin päässä sisämaassa (Koutaniemi 1999: 12). Seuraavan 130 vuoden kuluessa Oulun edustalle syntyy noin 70 saarta käsittävä saaristo ja tuhannen vuoden kuluttua Hailuoto on kasvanut kiinni mantereeseen (Jones 1977: 39). Ilmastonmuutoksen aiheuttama globaali valtameren pinnan nousu saattaa kuitenkin osaltaan kompensoida tilannetta tulevaisuudessa (ks. Gornitz ym. 2002; Kont ym. 2003). Tämä aihepiiri tarjoaa paljon virikkeitä jatkotutkimuksille. 37 Kiitokset Suurimmat kiitokset kuuluvat paikkatietoasiantuntija Jari-Pekka Mäkiaholle (Nokia Here, Helsingin yliopisto). Ilman hänen arvokkaita neuvojaan en olisi selvinnyt mallinnusprosessista. Kiitokset myös professori Jan Hjortille Oulun yliopiston maantieteen laitokselta. Kiitokset kuuluvat myös omille vanhemmilleni, jotka uskoitte minun saavan tämän projektin kunnialla päätökseen asti. 38 10. Lähteet Alestalo, J. (1979). Land uplift and development of the littoral and aeolian morphology on Hailuoto, Finland. Acta Universitatis Ouluensis A 82. Geologica 3, 109–120. Alestalo, J. (1982). Morfologisk succession vid österbottniska landhöjningkuster. Landhöjning och kustbygdsförändring. Nordiskt symposium Luleå, 2–4 juni 1982. Symposiepublikation Volym 1, 85–94. Baeteman, C., M. Waller & P. Kiden (2011). Reconstructing middle to late Holocene sealevel change: A methodological review with particular reference to ”A new Holocene sea-level curve for the southern North Sea” presented by K.-E. Behre. Boreas 40: 4, 557–572. Björck, S. (1995). A review of the history of the Baltic Sea, 13.0–8.0 ka BP. Quaternary International 27, 19–40. CalPal Online (2007). The CalPal Online Radiocarbon Calibration. Cologne Radiocarbon Calibration & Paleoclimate Research Package. <http://www.calpal-online.de> 28.8.2015 Donner J, (1978). Suomen kvartäärigeologia. 264 s. Helsingin Yliopisto, Geologian laitos, Geologian ja Paleontologian osasto, Moniste N:o 1. Douglas, B.C. & W.R. Peltier (2002). The puzzle of global sea-level rise. Physics Today, March 2002, 35–40. Ekman, M. (1991). A concise history of postglacial land uplift research (from its beginning to 1950). Terra Nova 3:4, 358–365. Ekman, M. (2001). Computation of Historical Shore Levels in Fennoscandia due to Postglacial Rebound. Small Publications in Historical Geophysics, 8. Summer Institute for Historical Geophysics, Åland Islands. Enbuske, M. (2010). Pohjois-Pohjanmaan ympäristöhistoria. 391 s. Pohjois-Pohjanmaan ELY-keskus, ympäristö ja luonnonvarat -vastuualue. Eronen, M. (1974). The history of the Litorina Sea and associated Holocene events. Societas Scientiarum Fennica, Commentationes Physico-Mathematicae 44: 4, 79–195. Eronen, M. (1990). Geologinen kehitys jääkauden lopussa ja sen jälkeen. Teoksessa Alalammi, P. (toim.): Suomen kartasto. Vihko 123–126 Geologia, 14–18. Maanmittaushallitus & Suomen maantieteellinen seura, Helsinki. Eronen, M. (1991). Jääkausien jäljillä. 271 s. Tähtitieteellinen yhdistys Ursa, Helsinki. 39 Eronen, M. (2005). Land Uplift: Virgin Land from the Sea. Teoksessa Seppälä, M. (toim.): The Physical Geography of Fennoscandia, 17–34. Oxford University press. Fairbanks, R. G. (1989). A 17 000 year glacial eustatic sea level record: Influence of glacial melting rates on the Younger Dryas event and deep ocean circulation. Nature 342, 637– 642. Florek, W., K. Koutaniemi & L. Koutaniemi (1987). Past and present of the river Oulujoki and adjoining areas. Nordia 21:2, 119–132, Oulun yliopiston maantieteen laitoksen julkaisuja. Gornitz, V., S. Couch & E. K. Hartig (2002). Impacts of sea level rise in the New York City metropolitan area. Global and Planetary Change 32, 61–88. Hakonen, A. (2013). Tahkokangas ja metallikausien Oulujokisuu. Pro gradu-tutkielma. 63 s. Arkeologian laitos, Oulun yliopisto. Hakulinen, M. (2009). Saimaan jääjärvet – Sininen hetki yli 10 000 vuotta sitten. 92 s. Geomatti Oy, Lappeenranta. Heinsalu, A, S. Veski & J. Vassiljev (2000). Palaeoenvironment and shoreline displacement on Suursaari Island, the Gulf of Finland. Bulletin of the Geological Society of Finland 72, 21–46. Hiltula, J. & J. Rusanen (2006). Maankohoamisrannikon dynaaminen maisemamalli. Paikkatietotyökalu alueiden käytön suunnitteluun. Nordia Tiedonantoja. Pohjois-Suomen maantieteellisen seuran ja Oulun yliopiston maantieteen laitoksen julkaisuja. 1/2006. Hiltunen, M. (1987). Oulunsalon historia. 534 s. Oulunsalon kunta ja seurakunta. Ilmatieteen laitos (2014). Ilmatieteen laitoksen havaintoasemat. 15.8.2014. <http://ilmatieteenlaitos.fi/havaintoasemat> Jantunen, T. (2004). Muinais-Itämeri. Teoksessa Koivisto, M. (toim.): Jääkaudet, 63–68. WSOY, Helsinki. Johansson, P. & R. Kujansuu (2005). Deglasiaatio. Teoksessa Johansson, P. & R. Kujansuu (toim.): Pohjois-Suomen maaperä. Maaperäkarttojen 1:40 000 selitys. 149–157. Geologian tutkimuskeskus, Espoo. Johansson, P., Kujansuu, R. & K. Mäkinen (2005). Sora- ja hiekka- ja hietakerrostumat. Teoksessa Johansson, P. & R. Kujansuu (toim.): Pohjois-Suomen maaperä. Maaperäkarttojen 1:40 000 selitys. 51–76. Geologian tutkimuskeskus, Espoo. Jones, M. (1977). Finland: Daughter of the Sea. Studies in Historical Geography. 247 s. Archon Books, Dawson. Jussila, T. (2000). Pioneerit Keski-Suomessa ja Savossa. Rannansiirtymisajoitusmenetelmien perusteita ja vertailua. Muinaistutkija 2/2000, 13–27. 40 Kakkuri, J. (1987). Character of the Fennoscandian land uplift in the 20 th century. Geological Survey of Finland, Special Paper 2. 15–20. Kakkuri, J. (1991). Planeetta Maa. 184 s. Tähtitieteellinen yhdistys Ursa, Helsinki. Kakkuri, J. (1997). Postglacial Deformation of the Fennoscandian Crust. Geophysica 33: 1, 99–109. Kakkuri, J. (2004). Maa nousee. Teoksessa Koivisto, M. (toim.): Jääkaudet, 168–178. WSOY, Helsinki. Kallio, H. (2007). The evolution of the Baltic Sea – changing shorelines and unique coasts. Geological Survey of Finland, Special Paper 41, 17–21. Kesola, R. (1985). Oulujoen kartta-alueen kallioperä. Suomen geologinen kartta 1: 100 000 Kallioperäkarttojen selitykset lehti 3422. Geologian tutkimuskeskus, Espoo, 31 s. Koivunen, P. (1984). Oulun seudun esihistoriaa. Teoksessa Asunmaa, M, E. Aula & E. Hyytinen (toim,): Oulun seudun paikallishistoriaa, 15–28. Oulun yliopisto. Kont, A., J. Jaagus & R. Aunap (2003). Climate change scenarios and the effect of sea-level rise for Estonia. Global and Planetary Change 36, 1–15. Koutaniemi, K. (1995). Luonnon- ja kulttuurimaiseman kehitys Perämeren maankohoamis rannikolla Haukiputaan Kellossa. Lisensiaatintutkimus. Maantieteen laitos, Oulun yliopisto. Koutaniemi, L. (1999). Luonnon ja asuttamisen yleispiirteet. Teoksessa Vilpa, E. (toim.): Oulun luonto, 9–17. Kustannus Pohjoinen, Oulu. Kylli, J. (2001). Maa kohoaa, mutta miten? Muinaistutkija 4/2001, 22–32. Laitakari, I. (1998). Peruskallion myöhäiset kehitysvaiheet. Teoksessa Lehtinen, M., P. Nurmi & T. Rämö (toim.): Suomen kallioperä: 3 000 vuosimiljoonaa, 309–325. Lambeck, K., P. Johnston & M. Nakada (1990). Holocene glacial rebound and sea-level change in NW Europe. Geophysical Journal International 103, 451–468. Lambeck, K. & J. Chappell (2001). Sea Level Change Through the Last Glacial Cycle. Science 292, 679–686. Lambeck, K. (2004). Sea-level change through the last glacial cycle: geophysical, glaciological and palaeogeographic consequences. C.R. Geoscience 336, 677–689. Lammi, S. & P. Sevola (2004). Uusi maa. 140 s. Oy Fram Ab, Vaasa. Leverington, D.W., J.T. Teller & J. Mann (2002). A GIS method for reconstruction of late Quaternary landscapes from isobase data and modern topography. Computers & Geosciences 28, 631–639. 41 Luode, E. & L. Koutaniemi (1979). Geology and surface features. Teoksessa Leimgruber, W. & L. Koutaniemi (toim.): Oulu – A geographical survey, 21–25. Reprint from Nordia 13:1. Maanmittauslaitos (2012). Korkeusmalli 2 m. Digitaalinen aineisto. Maanmittauslaitos (2014). Korkeusmalli 2 m. <http://www.maanmittauslaitos.fi/digituotteet/korkeusmalli-2-m> 14.4.2014 Mann, J.D., Leverington D.W., Rayburn J. & J.T. Teller (1999). The volume and paleobathymetry of glacial Lake Agassiz. Journal of Paleolimnology 22, 71–80. Matala, H. (1968). Maaperäkartan laatimisesta Oulun kaavoitusta varten. Unpublished. Department of Building Engineering. Oulu. Meyer, M. (2003). Modelling prognostic coastline scenarios for the southern Baltic Sea. Baltica 16, 21–32. Meyer, M. & J. Harff (2005). Modelling palaeo coastline changes of the Baltic Sea. Journal of Coastal Research 21:3, 598–609. Miettinen, A. (2002). Relative Sea Level Changes in the Eastern Part of the Gulf of Finland during the Last 8000 Years. Annales Academiae Scientiarum Fennicae, Geologica– Geographica 162. 100 s. Miettinen, A. (2004). Holocene sea-level changes and glacio-isostasy in the Gulf of Finland, Baltic Sea. Quaternary International 120: 91–104. Museovirasto (2015). Muinaisjäännösrekisteri. <http://kulttuuriymparisto.nba.fi/netsovellus/rekisteriportaali/mjreki/read/asp/r_default. aspx> 14.4.2015 Mäkiaho, J.-P. (2006). Alueellisen mallintamisen työkalut rannansiirtymistutkimuksessa. Maantieteen päivät Helsingissä 28.10.2006. <www.helsinki.fi/maantiede/mp2006/framet/sessiotmv_yhdessa.pdf> 3.5.2013 Mäkiaho, J.-P. (2007). Estimation of ancient and future shoreline positions in the vicinity of Olkiluoto, an island on the western coast of Finland: The difference between Grid and TIN-based GIS-approaches. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology 252: 514–529. Mäkiaho, J.-P. (2009). Helsinki – Itämeren tytär: Paikkatietomenetelmät rannansiirtymistutkimuksessa. Terra 121: 1, 3–17. Mörner, N.-A. (1987). Models of global sea-level changes. Teoksessa Tooley, M.J. & I. Shennan (toim.): Sea-level Changes, 332–355. The Institute of British Geographers. Special Publications Series 20. 42 Nenonen, K. (2004). Kvartäärikausi ja jääkausiaika. Teoksessa Koivisto, M. (toim.): Jääkaudet, 42–44. WSOY, Helsinki. Nunez, M. & J. Okkonen (2005). Humanizing of north Ostrobotnian landscapes during the 4th and 3rd millennia BC. Journal of Nordic Archaeological Science 15, 25–38. Näsänen, M.-L. (1998). Owla – Oula – Oulu. Kaupungin perustamisesta maailmansotiin. 275 s. Kirjapaino Osakeyhtiö Kaleva, Oulu. Okkonen, J. (2003). Jättiläisen hautoja ja hirveitä kiviröykkiöitä – Pohjanmaan muinaisten kivirakennelmien arkeologiaa. Väitöskirja. Taideaineiden ja antropologian laitos, Oulun yliopisto. Peltier, W.R. (2002). On eustatic sea level history: Last Glacial Maximum to Holocene. Quaternary Science Reviews 21, 377–396. Perttunen, M. (1987). Milloin maankohoaminen päättyy? Lehdistötiedote 19.5.1987. Geologian tutkimuskeskus. Arkistokappale. <http://arkisto.gtk.fi/p13/p13_5_2_030.pdf> 7.5.2013 Påsse, T. (2001). An empirical model of glacio-isostatic movemets and shore-level displacement in Fennoscandia. SKB technical report R-01-41. 59 s. Påsse, T. & L. Andersson (2005). Shore-level displacement in Fennoscandia calculated from empirical data. GFF 127: 4, 253–268. Rosentau, A., Vassiljev, J., Saarse, L. & A. Miidel (2007). Palaeogeographic reconstruction of proglacial lakes in Estonia. Boreas 36, 211–221. Saarse, L., J. Vassiljev & A. Rosentau (2009). Ancylus Lake and Litorina Sea transition of the Island of Saaremaa, Estonia: a pilot study. Baltica 22: 1, 51–62. Sarkkinen, M. (2013). Asutuksen synnystä kaupungin perustamiseen. Oulun kulttuuriympäristöohjema, 19–25. Oulun kaupungin rakennussuojelutyöryhmä 2013. <http://www.ouka.fi/oulu/kaupunkisuunnittelu/kulttuuriymparisto> 17.4.2015 Seppä, H., M. Tikkanen & J.-P. Mäkiaho (2012). Tilting of Lake Pielinen – an example of extreme transgressions and regressions caused by differential post-glacial isostatic uplift. Estonian Journal of Earth Sciences 61, 149–161. Seppälä, M. (1969). Onko maankohoamisen syynä jääisostasia? Terra 81: 3, 241–246. Seppälä, M. (1986a). Geomorfologinen aluejako. Teoksessa Alalammi, P. (toim.): Suomen Kartasto. Vihko 122 Geomorfologia, 17–18. Maanmittaushallitus & Suomen Maantieteellinen seura, Helsinki. Seppälä, M. (1986b). Kallioperä ja korkokuva. Teoksessa Alalammi, P. (toim.): Suomen Kar tasto. Vihko 122 Geomorfologia, 1–8. Maanmittaushallitus & Suomen Maantieteellinen seura, Helsinki. 43 Seppälä, M. (1986c). Nykyiset geomorfologiset prosessit ja niiden vaikutus pinnanmuotoihin. Teoksessa Alalammi, P. (toim.): Suomen Kartasto. Vihko 122 Geomorfologia, 15–17. Maanmittaushallitus & Suomen Maantieteellinen seura, Helsinki. Siira, J. (1993). Maa kohoaa –karttakuva muuttuu. Teoksessa Hämeenaho, R. (toim.): Liminganlahti, 20-21. Kustannus Pohjoinen, Oulu. Siiriäinen, A. (1987). On archaeology and land uplift in Finland. Geological Survey of Finland, Special Paper 2, 43–45. Simonen, A. (1990). Suomen kallioperä. Teoksessa Alalammi, P. (toim.): Suomen Kartasto. Vihko 123–126 Geologia, 1-4. Maanmittaushallitus & Suomen Maantieteellinen seura, Helsinki. Taipale, K. & M. Saarnisto (1991). Tulivuorista jääkausiin. Suomen maankamaran kehitys. 416 s. WSOY, Porvoo. Tiitinen, T. (2011). Liikettä ajassa ja paikassa. Lounais-Suomen muinaisrannat tarkastelussa. Teoksessa Uotila, K. (toim.): Avauksia Ala-Satakunnan esihistoriaan. 49–80. Eura. Tikkanen, M. & J. Oksanen (1999). Jään ja veden alta paljastunut maa. Teoksessa Westerholm, J. & P. Raento (toim.): Suomen kartasto 1999. 34–39. Suomen Maantieteellinen Seura ja WSOY, Porvoo. Vuorela, A., T. Penttinen & A.-M. Lahdenperä (2009). Review of Bothnian Sea Shore-Level Displacement Data and Use of a GIS Tool to Estimate Isostatic Uplift. Posiva Working Report 2009-17. 192 s. Ylinen, M. & H. Matala (1968). Maankohoamisen merkitys Suur-Oulun kaavoitukselle. Eripainos Kalevasta: 27.3. –68, 28.3. –68, 29.3. –68.
© Copyright 2024