Kivetyn alueen setsmtsyys

Transkriptio

1 Työ raportti Kivetyn alueen setsmtsyys.jouni Saari Elokuu 1998 POSIVA OY Mikonkatu 15 A, FIN HELSINKI Puhelin (09) Fax (09)

2 Työraportti Kivetyn alueen se1sm1syys Jouni Saari Elokuu 1998 j

3 Tekijäorganisaatio: IVO Power Engineering Oy Rajatorpantie 8, Vantaa IVO Tilaaja: Posiva Oy Mikonkayu 15 A HELSINKI Tilausnumero: Tilaajan yhdyshenkilö: 9523/98/AJH fk.o4/;~ Aimo Hautajärvi Posiva Oy Konsultin yhdyshenkilö: Jouni Saari IVO Power Engineering Oy Työraportti KIVETYN ALUEEN SEISMISYYS Tekijä: Tarkastaja: ;~s~ FL, Jouni Saari ~~~ FT, Pekka Anttila

4 Työraportti Kivetyn alueen se1sm1syys Jouni Saari IVO Power Engineering Oy Elokuu 1998 Pesivan työraporteissa käsitellään käynnissä olevaa tai keskeneräistä työtä. Esitetyt tulokset ovat alustavia. Raportissa esitetyt johtopäätökset ja näkökannat ovat kirjoittajien omia, eivätkä välttämättä vastaa Posiva Oy:n kantaa.

5 SISÄLLYSLUETTELO Tiivistelmä Abstract 1. JOIIDANTO KIVETYN YMPÄRISTÖ 500 KM SÄTEELLÄ Suurtektoniset piirteet Seismisyys KIVETYN YMPÄRISTÖ 100 KM SÄTEELLÄ Geologian ja seismisyyden yleispiirteet Makroseismiset tutkimukset Historiallinen seismisyys Laukaan maanjäristys Instrumenttikauden havainnot Siirrostasoratkaisut YHTEENVET LÄIIDELUETTEL LIITE 1 Kivetyn ympäristön geotektoninen kartta sekä alueella tapahtuneet maanjäristykset (~1.5).

6 Saari, J., Kivetyn alueen seismisyys. Posiva Oy, Työraportti TIIVISTELMÄ Posiva Oy tutkii Aänekosken Kivetyn kallioperää Suomen ydinvoimalaitosten käytetyn polttoaineen loppusijoitusta varten. Tässä työssä tarkastellaan Kivetyn alueen seismisyyttä osana Fennoskandian kilven ja Keski-Suomen alueen yleistä seismisyyttä. Tutkimus kattaa alueen, joka ulottuu Kivetystä 500 km päähän. Tällä alueella on tehty vuodesta 1610 alkaen 1010 maanjäristyshavaintoa. Näistä vajaa puolet (46%) on seismisin mittalaittein havaittujamaanjäristyksiä vuosilta Alueen aktiivisiromat seismisyysvyöhykkeet ovat Pohjanlahden länsiranta, Länsi Lappi ja Kuusamo-Perämeren vyöhyke. Keski-Suomen seismisyys on näitä alueita vähäisempää. Tutkimuksessa osoitetaan, että Merenkurkusta Laatokan seudulle ulottuva seismisyysvyöhyke on tärkeässä osassa tarkasteltaessa Aänekosken alueen seismisyyttä. Kaikki Keski-Suomessa havaitut merkittävät maanjäristykset (M ~ 3.5) liittyvät tähän vyöhykkeeseen. Kivetty on keskellä Merenkurkku-Laatokka-seismisyysvyöhykettä. Suomessa tapahtuneet maanjäristykset ovat pieniä (M < 5.0) ja suhteellisen harvinaisia. Sadan kilometrin säteellä Kivetystä on tapahtunut 18 maanjäristystä. Kuuden maanjäristyksen magnitudit ovat Suomen oloissa poikkeuksellisen suuria (M = ). Lähimmät niistä tapahtuivat vuonna 1931 (M = 4.5 ja M = 3.9) Laukaalla noin 35 km päässä Kivetystä. Muut tämän alueen järistykset voidaan luokitella mikromaanjäristyksiksi (M<3.0). Keski-Suomen seismisyyden jakautuminen esitetään geotektonisella kartalla. Äänekoski sijaitsee yli km 2 :n suuruisella ja noin miljoonaa vuotta vanhan Keski-Suomen granitoidikompleksilla. Kohdealueen läheisyydessä esiintyy kaksi vallitsevaa rakennepiirrettä: pitkät NW -SE suuntaiset!-luokan ruhjevyöhykkeet ja näitä leikkaavat lyhyemmät N-S-suuntaiset rakenteet. Kivetty on likimain keskellä noin 1000 km 2 kokoista!-luokan ruhjevyöhykkeiden rajaamaa lohkoa. Seismotektonisissa tarkasteluissa pyrittiin seismisten vyöhykkeiden lisäksi tunnistamaan yksittäisiä seismisesti aktiivisia siirrosvyöhykkeitä. Kivetystä katsoen lähimmät aktiiviset ruhjevyöhykkeet ovat ilmeisesti luode-kaakkosuuntaisia. Näistä tärkein liittyy mahdollisesti Laukaan järistyksiin ja neljään muuhun Suomen oloissa merkittävään järistykseen (M = ). Tämä ruhjevyöhyke sivuuttaa Kivetyn noin 15 km päässä lounaassa.

7 Saari J., Seismicity in the Kivetty area. Posiva Oy, Work Report ABSTRACT Posiva Oy studies the bedrock of Kivetty in Äänekoski for the final disposal of the spent fuel from the Finnish nuclear power plants. This study deals with the seismicity of the Kivetty area in relation to the general seismicity of the Fennoscandian Shield and the region of Central Finland. The study covers an area within 500 km from Kivetty. The area includes altogether 1010 observations of earthquakes since About a half of those ( 46%) has been observed by seismic instruments during the years The most active belts of seismicity in the area are the Bothnian Bay region, western Lapland and the northern Bothnia-Kuusamo region. Central Finland is characterised by a relatively low seismic activity. The study shows that the seismic zone that runs from southern Bothnian Bay to Ladoga has an important role when the seismicity of the Äänekoski area is concerned. Ali significant earthquakes (M ~ 3.5) in the region of Central Finland are related to this zone. Kivetty is in the middle of the Southern Bothnian Bay Ladoga Seismic Zone. The earthquakes in Finland are small (M < 5.0) and their recurrent periods are long. Within a radius of 100 km from Kivetty there has been altogether 18 earthquakes. Six of the events were exceptionally strong (M = ) in the Finnish seismic circumstances. The nearest ones of those occurred 1931 (M = 4.5 and M = 3.9) in Laukaa, 35 km from Kivetty. The rest of the events within this region were microearthquakes (M < 3.0) The distribution of the seismicity in Central Finland is presented in a geotectonic map. Äänekoski is situated in the Ma old granitoid complex of Central Finland, which is over km 2 in area. The vicinity of the investigation site is dominated by two structural characteristics: Long NE-SW oriented 1 -order fracture zones and shorter ones in the N -S direction. Kivetty is approximately in the middle of 1000 km 2 wide block bordered by 1 -order fracture zones. In addition to the seismic zoning, the aim of the seismotectonic interpretation was to identify individual active shear or thrust zones. The nearest active zones from Kivetty seem to be NW -SE oriented. The closest one of those runs about 15 km SW from Kivetty. This potentially active zone is possibly related to the 1931 Laukaa events and to four other exceptionally strong (M = ) earthquakes as well.

8 1 1. JOHDANTO Posiva Oy tutkii neljällä paikkakunnalla kallioperän soveltuvuutta Olkiluodon ja Loviisan ydinvoimalaitosten käytetyn polttoaineen loppusijoittamista varten. Vuosina tehtyjen alustavien paikkatutkimusten perusteella päätettiin yksityiskohtaisia paikkatutkimuksia jatkaa vuosina Romuvaarassa, Kivetyssä ja Olkiluodossa. Näiden lisäksi valittiin vuonna 1997 neljänneksi yksityiskohtaisten paikkatutkimusten kohteeksi Loviisan Hästholmen. Sijoituspaikka valitaan vuonna Alustavien paikkatutkimusten yhteenvetoraportissa (Teollisuuden Voima Oy 1992) todettiin erääksi mahdollisesti lisätarkastelua vaativaksi ilmiöksi maanjäristykset ja muut kallioperän liikkeet. Ensimmäiset yksityiskohtaisiin sijoituspaikkatutkimuksiin liittyvät selvitykset seismisyydestä ja seismotektoniikasta tehtiin Loviisan (Saari 1996) ja Olkiluodon (Saari 1997) ympäristöstä. Tämän raportin tarkoituksena on selvittää Keski-Suomen ja erityisesti Kivetyn ympäristön seismisyyttä ja seismotektoniikkaa olemassaolevien maanjäristystietojen perusteella. Tutkimuksessa on käytetty pääasiallisena lähdeaineistona Helsingin yliopiston seismologian laitoksen julkaisemaa Fennoskandian maan järistysluetteloa. Maan järistyshavaintoja verrataan vastaaviita alueilta oleviin seismisiin, geodeettisiin, geologisiin ja tektonisiin tutkimuksiin. Tätä tutkimusta varten on geologian tutkimuskeskuksessa (GTK) päivitetty Keski-Suomen alueen ruhjetulkinta. Kivetyn ympäristöksi on määritelty alue, joka ulottuu 500 km päähän Kivetystä. Tutkimuksen periaatteena on ollut edetä Kivettyyn liittyvästä yleisestä seismisyydestä paikalliseen seismisyyteen. Samaa alueellista lähestymistapaa noudattaen edetään kallioperän rakenteiden kuvauksessa suurista rakenteista lähialueen paikallisiin rakentei-siin. Seismotektonisissa tarkasteluissa painopiste on alueella, joka on alle 100 km päässä Kivetystä. Tämän raportin tutkimusalue kattaa Suomen lisäksi alueita Virosta, Venäjästä ja Ruotsista. Tutkimusalueen järistykset ovat olleet seismologiassa yleisesti käytetyn luokituksen (taulukko 1-1) mukaan pieniä. Maanjäristykset ovat kaikkialla Suomessa suhteellisen harvinaisia, joskin Perämeren, Kainuun ja Pohjois-Suomen alueella maanjäristykset ovat yleisempiä kuin Etelä-Suomessa. Taulukko 1-1. Maanjäristysten magnitudiin perustuva yleisesti käytetty suuruusluokitus. Magnitudi (M) Luokitus M~7 suuri maanjäristys 5~M<7 keskisuuri maanjäristys 3~M<5 pieni maan järistys 1 ~M< 3 mikromaan järistys M< 1 ultramikromaanjäristys

9 2 2. KIVETYN YMPÄRISTÖ 500 KM SÄTEELLÄ 2.1 Suurtektoniset piirteet Suomi kuuluu kokonaisuudessaan Fennoskandian kilven alueeseen. Tälle on luonteenomaista kallioperän mosaiikkimainen rakenne, joka on syntynyt ilmeisesti jo varhaisprekambrisena aikana. Eri suuruusluokkaa olevia kalliolohkoja erottaa toisistaan siirrosten ja ruhjevyöhykkeiden verkosto. Maanjäristykset liittyvät näiden lohkojen liikuntoihin. Prekambrista Fennoskandian kilpeä rajaavina muodostumina ovat Kaledoniidit sekä paleotsooiset ja sitä nuoremmat sedimentit. Kivetty sijaitsee yli km 2 :n suuruisella ja noin miljoonaa vuotta vanhalla Keski-Suomen granitoidikompleksilla. (kuva 2-1 ). Kivetyn tutkimusalue on keskellä kilpeä suhteellisen kaukana sen reuna-alueista. Kaledoniidit ovat noin 500 km päässä Kivetystä luoteeseen ja sedimenttikivialueen reuna on lähimmillään noin 300 km etelään Kivetystä. Pohjanlahdella ja Suomenlahden eteläpuolella olevat sedimenttikivet ovat prekambrisen peruskallion päällä yleensä alle 1 km paksuisena kerroksena, jolla ei ole suoranaista yhteyttä seismisyyteen. Tutkimusalueen maanjäristykset tapahtuvat yleensä syvemmällä 5-20 km syvyydessä (Ahjos & Uski, 1992). 200 km ~ _] Plutonic rocks Caledonides Autocth. cover PRECAMBRIAN: Sveconorwegian Jotnian 1 Riphean Subjotnian (Rapakivi) Paleopr. plutonies Paleopr. supracrustals Archean Kuva 2-1 Fennoskandian kilven pääyksiköt ja sitä reunustavat muodostumat (Koistinen 1994 ). Ympyrän säde näyttää 500 km etäisyyden Kivetystä (Kolmio).

10 3 Seismisten syväluotausten perusteella laaditusta Mohon syvyyskartasta (Luosto 1997) näkyy, että Fennoskandian kilven kuori on erittäin paksu (kuva 2-2). Fennoskandian kilven kuoren kolmidimensionaalisessa rakenteessa näkyvät sen läpikäymät lukuisat tektoniset puristukset ja vetojännitykset Svekokarelidien alueella on havaittavissa kaksi itä-länsi-suuntaista ohuemman kuoren vyöhykettä. Toinen niistä kulkee likimain Suomenlahden korkeudella ja toinen pohjoisempana Perämeren pohjukan korkeudella. Ne ovat esitetyn tulkinnan mukaan (Haapala & Rämö 1992) syntyneet kuorta ohentaneen vetojännityksen seurauksena N,. ~... Tho Moho dop t.h t n Fennoaeond l o by U. Luo to 1996 lu L tt.u L of S. \IN 1 oor u. t...,.. l\.1.,... tllt l So ss N....:. ~... ss H 20 1 E 25' E Kuva 2-2. Seismisiin syväluotaustutkimuksiin (25 kpl) perustuva Fennoskandian Mohon syvyyskartta. Kuoren syvyys on ilmaistu kilometreissä maanpinnasta. Tasa-arvokäyrien väli on 2 km (Luosto 1997).

11 Ma sitten, jolloin ohuemman kuoren alueille syntyivät rapakivimassiivit ja diabaasijuonet. Näiden vyöhykkeiden välissä on vyöhyke, Svekofennialaisten vuorten juuret, jossa Mohon syvyys on km. Vyöhyke kulkee Vaasan eteläpuolelta Joensuun seudulle. Tämä törmäysreuna näkyy seismisissä ja sähkömagneettisissa luotaoksissa arkeeisen ja svekofennialaisen vyöhykkeiden rajalla (Korja et al. 1994). Mohon syvyydessä ( km) esiintyy melko voimakkaita alueellisia vaihteluita. Suurin muutosgradientti (20 km/200 km) on Kaakkois-Suomessa (Korja et al. 1994), jossa kuoren paksuus kasvaa nopeasti 40 km:stä yli 60 km:iin (kuva 2-2). Keski Suomessa kuoren paksuuden muutokset ovat hitaampia. Kivetyn kohdalla kuoren paksuus on noin 55 km. Fennoskandian kilpi on osa Euraasian laattaaja seismisyydeltään tyypillistä laatan sisäistä aluetta. Maanjäristykset ovat suhteellisen harvinaisia ja ne ovat yleensä magnitudiltaan pieniä verrattuna maapallon seismisesti aktiivisiin alueisiin. Lähin laattareuna on luoteessa sijaitseva Pohjois-Atlannin selänne, joka aiheuttaa luode-kaakko-suuntaisen puristuksen Fennoskandian kallioperässä. Tämä puristussuunta ilmenee vallitsevana maanjäristysten siirrostasoratkaisuihin, jännityskentän mittauksiin ja geodeettisiin havaintoihin perustuvissa tulkinnoissa. Tehtyjen tutkimusten perusteella Suomen maanjäristykset liittyvät useimmiten Pohjois-Atlantin selänteeitä käsin vaikuuavaan luode-kaakko-suuntaiseen puristukseen. Suomen kallioperän liikuntoihin liittyy myös jääkauden jälkeinen maankohoaminen, joka on suurimmillaan Perämerellä Skellefteån edustalla, (kuva 2-3) noin 9 mm vuodessa. Kivetyn kohdalla maa kohoaa noin 6 mm vuodessa. Geodeettisissa mittauksissa on todettu, että maannousu ei tapahdu tasaisesti, vaan kallioperän eri osat nousevat eri nopeuksilla. Lohkojen välisen liikkeen on arvioitu olevan noin 10 % - 20 % maankohoamisen kokonaisarvosta (Veriö et al. 1993). Kallioperän lohkojen edestakainen liike aiheuttaa sen, että kallioperässä esiintyvät siirrokset säilyvät pieninä suhteessa maankohoamisen kokonaisarvoon. Kolmas kallioperän liikkeisiin vaikuttava tekijä on kallion rikkonaisuus. Maankuoren jännitykset pääsevät purkautumaan lohkoja rajaavia ruhjevyöhykkeitä pitkin tapahtuvana liikkeenä. Liike tapahtuu pääasiassa aseismisesti ryömintänä, mutta ilmenee myös maanjäristyksinä. Loviisan alueen seismisissä mittauksissa on todettu mikromaanjäristysten liittyvän selvästi alueen ruhjevyöhykkeisiin (Saari 1996). Kaiken kaikkiaan Suomen maanjäristysten voidaan ajatella syntyvän laattatektonisten voimien, maankohoamisen ja paikallisten tekijöiden (paikallinen geologia ja tektoniikka) kombinaationa. Suomen seismotektoniikkaa on kuvattu yksityiskohtaisemmin erillisessä selvityksessä (Saari 1992).

12 5 14'.. Kuva 2-3. Nykyinen maankohoaminen Suomessa (Kakkuri 1997). Arvot millimetreissä. 2.2 Seismisyys Tutkimusalueen seismiset havainnot voidaan jakaa ihmisten tekemiin makroseismisiin havaintoihin ja seismografeilla mitattuihin havaintoihin. Tutkimusalueen ulkopuolella Fennoskandian pohjoisosissa tehdyissä geologisissa tutkimuksissa on havaittu todisteita maanjäristyksistä, jotka liittyvät jääkauden jälkeiseen sulamisvaiheeseen noin 9000 vuotta sitten (Vuorela 1990). Varhaisimmat makroseismiset havainnot perustuvat kirkonkirjoihin, sanomalehtiartikkeleihin ja paikallisen väestön tekemiin muistiinpanoihin. Tyypillistä onkin, koska "havaintopisteitä" on ollut erittäin harvassa, että maanjäristyshavainnot ovat aluksi joko hyvin paikallisia tai erittäin laajalta alueelta. Väestönkasvun sekä lukutaidon ja lehdistön yleistymisen myötä on "havaintopisteiden" määrä lisääntynyt, varsinkin rannikkoseudun ulkopuolella.

13 6 Maanjäristysten vaikutuksia elollisiin olentoihin, rakenteisiin, topografiaan ja muuhun ympäristöön kuvataan intensiteettiasteikolla (taulukko 2-1). Suomessa havaitut maksimi-intensiteetit ovat olleet välillä II-VI. Tilastollisesti arvioitaessa on Suomen maanjäristysten maksimi-intensiteetin ylärajaksi seuraavien vuoden aikana saatu I max= VI-VII (Ahjos et al. 1984). Taulukko 2-1. Esimerkkejä MSK-intensiteettiastekon luokitteluperusteista (Korhonen, Luosto & Teikari 1978). I II III IV V Todettavissa vain kojeiden avulla Yksittäiset levossa olevat ihmiset havaitsevat Muutamat henkilöt havaitsevat sisällä Useat henkilöt havaitsevat, astiat ja ikkunat helisevät Kaikki sisällä ja useat ulkona olevat henkilöt havaitsevat, lievät vauriot heikoissa rakennuksissa mahdollisia VI Monet sisällä olevat henkilöt pelästyvät Ja ryntäävät ulos, monissa heikkorakenteisissa taloissa havaitaan lieviä vaurioita, muutoksia pohjaveden korkeudessa VII Useat henkilöt pelästyvät, monilla tasapainovaikeuksia, muutamat heikot rakennukset vahingoittuvat pahoin, myös monet hyvin rakennetut rakennukset kärsivät lieviä vaurioita VIII Syntyy paniikkia, muutamat heikot rakennukset sortuvat, useimmat rakennuksista kärsivät kohtalaisia vaurioita, maaperään syntyy muutaman cm levyisiä halkeamia IX X XI XII Yleinen paniikki, useimmat keskihyvät rakenteet kärsivät vakavia vaurioita ja jotkut sortuvat Rakenteet tuhoutuvat yleisesti Huomattavia muutoksia maaperässä kuten leveitä siirroksia ja maanvyörymiä vuoristoseudulla Voimakkaita muutoksia pinnanmuodostuksessa, täydellinen tuho Instrumentaalisten havaintojen kausi alkoi luvun vaihteessa. Tarkka ajankohta riippuu siitä miten kattavaa seismistä asemaverkkoa kulloinkin pidetään riittävänä. Suomessa lähimaanjäristystutkimuksiin soveltuvat lyhytperiodiset mittaukset aloitettiin vuonna Ahjos ja Uski (1992) katsovat Fennoskandian instrumenttimittausten alkaneen vuonna Seismisen asemaverkon parantuessa maanjäristyshavaintojen maara on kasvanut. Instrumenttikaudella kerättyjen intensiteettihavaintojen avulla on pystytty arvioimaan myös ennen instrumenttikautta havaittujen maanjäristysten suuruutta (makroseisminen magnitudi). Tässä työssä on lähdeaineistona käytetty Fennoskandian maanjäristysluetteloa, joka on pohjoismaisten tutkimuslaitosten yhteinen tietopankki. Luettelon instrumentaaliset magnitudit perustuvat Richterin paikalliseen magnitudiin. Eri alueilla sitä on modifioitu

14 7 vastaamaan paikallisia olosuhteita. Alkuperäinen Richterin magnitudi perustuu Kaliforniassa tehtyihin havaintoihin, m1ssa kallioperä on toisenlainen kuin Fennoskandiassa. Jos maanjäristys on havaittu laajalla alueella on käytetty globaalimpia Ms- tai mb-magnitudeja. Eri laskentakaavailla saadaan likimain sama magnitudiarvo keskimäärin magnitudiyksikön tarkkuudella (Ahjos & U ski 1992). Ensimmäinen versio Fennoskandian maanjäristysluettelossa julkaistiin 1992 (Ahjos & Uski 1992), jonka jälkeen sitä on päivitetty vuosittain Helsingin yliopiston seismologian laitoksen toimesta. Luettelossa on havaintoja yli 600 vuoden ajalta ( ), noin 8300 tapausta. Luettelon rajaama alue (55-88 N) x (1 0 W - 45 E) kattaa myös osia Fennoskandiaa rajaavista merialueista sekä Baltiasta ja Länsi-Venäjästä. Fennoskandian ensimmäinen tunnettu maanjäristyshavainto tehtiin 1375 Gotlannissa. Vanhin Suomen alueella tehty maanjäristyshavainto on vuodelta 1610 Kouvolan läheltä Valkealasta. Maanjäristysluettelon tapauksista yli 60 % on havaittu vuoden 1980 jälkeen. Valtaosa näistä on Norjasta ja sen merialueilta. Paikallisten seismisten asemaverkostojen perustamisesta ja mittausherkkyyden parantumisesta johtuen maanjäristysluettelo sisältää nyt entistä pienempiä maanjäristyksiä. Mittausherkkyys ei ole tasaisesti jakautunut luettelossa rajatulle alueelle. Esimerkiksi Viron ja itäisen Fennoskandian kilven alueilla seisminen instrumentointi on merkittävässä määrin Suomen seismisen asemaverkoston varassa. Fennoskandian kilpi rajoittuu yleensä seismisesti rauhallisiin alueisiin. Poikkeuksena erottuvat Kaledoniidit ja Telemark-Vänemin alue, sekä Norjan mannerjalustan reuna, joilla seisminen aktiivisuus on suurempaa ja suurimmat magnitudit ovat noin yhden yksikön suurempia kuin kilpialueella yleensä. Seismisessä riskitutkimuksessa Suomessa tapahtuvien maanjäristysten maksimi-magnitudiksi arvioitiin 5.0 (Ahjos et al. 1984). Kuvan 2-4 episentrikarttaa on homogenisoitu ottamalla mukaan vain kaikki magnitudia 1.5 suuremmat maanjäristykset. Tätä pienemmät suomalaiset maanjäristykset on rekisteröity pääasiassa Loviisan seudulla paikallisen seismisen asemaverkon avulla (Saari 1996). Kuvan maanjäristyksistä 1010 on tapahtunut alle 500 km säteellä Kivetystä. Näistä 461 ( 46%) on havaittu seismisin mittalaittein. Tutkimusalueen lähempi tarkastelu osoittaa, että se ei ole seismisyydeltään yhtenäinen alue. Seismisesti aktiivisina vyöhykkeinä voidaan mainita Pohjanlahti ja etenkin sen länsiranta, Länsi-Lappi sekä Perämeren-Kuusamon vyöhyke aina Venäjän puolelle Valkoiselle merelle asti. Noin 75 % alueen maanjäristyksistä on tapahtunut näillä alueilla. Keski- ja Etelä-Suomessa sekä Virossa seismisyys on suhteellisen vähäistä. Venäjän alueen maanjäristyshavainnot ovat Valkoisen meren ja Laatokan seuduilta. Suomessa alhaisin maanjäristysten esiintymistiheys näyttää olevan Satakunnassa ja Karjalassa (kuva 2-4). Tutkimusalueen suurimmat maanjäristykset ovat tapahtuneet useimmiten edellämainituilla seismisesti aktiivisiromilla alueilla (kuva 2-5). Kuitenkin myös Kivetyn lähistöltä

15 8 löytyy kolme oloissamme poikkeuksellisen voimakasta (M ~ 4.0) maanjäristystä. Havainnot ovat kolmelta eri vuosisadalta. Viitasalmen järistys (M = 4.0) tapahtui vuonna 1759, Pyhäjärven järistys (M = 4.4) vuonna 1857 ja Laukaan järistys (M = 4.5) vuonna Näitä järistyksiä tarkastellaan lähemmin luvussa 3, jossa käsitellään Kivetyn alueen seismotektoniikkaa. r r----).: j... ~ Kivetty ' \ \ ~ -)?,_ 1 <'\. ; 1 / '- / " \ / M = 4.5- e M = M = M = Kuva 2-4. Kivetyn ympäristössä tapahtuneet maanjäristykset vuosina Ympyränsäteellä on esitetty 500 km:n etäisyys Kivetystä. Lähdeaineistona on käytetty Fennoskandian maanjäristysluetteloa (Ahjos & Uski 1992,päivitetty versio).

16 9 1974,M= ,M=4.3 a) j r- ( J \ M=4.7 ~~\)4~6, II~ 1 "!v ~~~ J J. (~ \ / J -' 1909 it - ~~.6 - ~ KivettyA /~ j \ \ M=4.5!. M= M=4.7 \._, l / < ) 1,/ ' ) 1 b) Kuva 2-5 (a) Maanjäristykset, joiden magnitudi on 4 tai sitä suurempi. (b) Maanjäristykset, joiden magnitudi on 4.5 tai sitä suurempi (taulukko 2-2). Instrumenttikauden havainnot erottuvat tummempina pisteinä.

17 10 Valkoisen meren seismisesti aktiivinen alue, jossa on tapahtunut mm. kaksi järistystä, joiden magnitudi on yli viisi, on yli 500 km päässä Kivetystä. Alle 500 km säteellä Kivetystä on tapahtunut 9 maanjäristystä, joiden magnitudi on 4.5 tai sitä suurempi (kuva 2-5b ja taulukko 2-2). Näistä yksi tapahtui Suomenlahdella (1976, mb = 4. 7) noin 400 km päässä Kivetystä. Neljä episentriä on Perämeren-Kuusamon alueella yli 300 km päässä tutkimusalueesta. Myös kaksi Oulunjärvellä tapahtunutta järistystä (1626, M = 4.6 ja 1902, M = 4. 7) liittyvät mahdollisesti Kuusamon Perämeren vyöhykkeeseen. Nämä kaksi järistystä, samoin kuin Merenkurkun järistys (1909, M=4.6) tapahtuivat noin 200 km päässä Kivetystä. Tutkimusalueen kannalta merkittävän maanjäristys on Laukaan järistys (1931, M = 4.5), joka on paikallistettu noin 35 päähän Kivetystä (ks. luku 3.4). Taulukko 2-2. Maanjäristykset, joiden magnitudi 2:: 4.5 (Ahjos & Uski 1992). Etäisyys Kivetystä noin 500 km tai sitä pienempi. Ks. kuva 2-5b. vuosi.kk.pv klo. ON OE Magnitudi Magn. yksikkö Intensiteetti Makroseisminen VI Makroseisminen VI Makroseisminen VI Makroseisminen VI : Makroseisminen VI Makroseisminen VI :57: Makroseisminen VI :20: Makroseisminen VI :39: mb (Body wave magn.) VI-VII Ruotsin rannikko, Söderhamnista pohjoiseen muodostaa yhdessä samansuuntaisten merellä olevien lineamenttien kanssa Pohjanlahden vyöhykkeen (Bothnian zone ). Etelämpänä se saattaa jatkua heikompana Gävleen asti. Pohjanlahden vyöhyke on alueen merkittävin seismotektoninen rakenne. Kuvassa 2-6 on esitetty oloissamme suhteellisen suuret makroseismisesti ja instrumentaalisesti havaitut maanjäristykset. Tutkimusalueella on 127 episentriä, joista lähes 100 Pohjanlahden ja Kuusamon Perämeren seismisyysvyhykkeillä. Kuvassa 2-6 näkyy myös edellämainittujen seismisten vyöhykkeiden lisäksi kaksi heikompaa aktiivisuusvyöhykettä, jotka leikkaavat tutkimusaluetta luodekaakkosuuntaisesti. Saaristomereltä Viron kaakkoisosiin ulottuvalla Saaristomeri Paldis-Pskov-vyöhykkeellä (S-P-P) on 13 episentriä. Keski-Suomen poikki kulkevalla Merenkurkku-Laatokka-vyöhykkeellä (M-L) on yli 15 episentriä. Tarkka määrä riippuu siitä miten pitkälle Ruotsin suuntaa vyöhykettä jatketaan. Seismisyysvyöhykkeiden M-L ja S-P-P välissä on km leveä alue, jossa maanjäristykset ovat satunnaisempia ja pienempiä. Kivetty on Merenkurkku-Laatokka-vyöhykkeen alueella.

18 11 1 \_ > 1 \... 1, (2) L J,!' ") f Kuva 2-6 Kivetyn alueen suurimmat maanjäristykset. Makroseismiset havainnot, joiden magnitudi on M 2:: 3.5 ja instrumenttikauden havainnot, joiden magnitudi ML 2:: 3.0. Luode-kaakko-suuntaiset episentrivyöhykkeet: M-L = Merenkurkku-Laatokka, S-P-P = Saaristomeri-Paldis-Pskov. Kyseisillä vyöhykkeillä ja Oulujoen seudulla on episentrien yhteyteen merkitty maanjäristyksen tapahtumavuosi. Päällekkäisten episentrien lukumäärä on suluissa. Vuosien aikana tapahtui Suomessa useita suuria maanjäristyksiä (kuvat 2-5 ja 2-7). Vuonna 1926 oli Kuusamossa maanjäristys, jonka magnitudi oli M=4.6. Kuusamon-Perämeren vyöhykkeen aktiivisuuteen liittyy myös 1935 (M=4.0) Perämerellä tapahtunut maanjäristys. Näiden lisäksi tapahtuivat 1930-luvulla Laukaan ja Perniön järistykset ja vuonna 1941 vielä Raippaluodon maanjäristys (M = 3.6). Vuoden 1941 jälkeen Suomesta ei ole, osin sotavuosien takia, kymmeneen vuoteen maanjäristyshavaintoja. Tämä poikkeuksellisen aktiivinen kausi tuo esiin edellämainitut luode-kaakko-suuntaiset aktiivisuusvyöhykkeet Kuitenkin kuvan 2-7 mukaan Merenkurkku-Laatokka vyöhyke ulottuisi pitemmälle kaakkoon. Vastaavasti S-P-P vyöhyke erottuu tässä kuvassa lyhyempänä. Myös Kuusamon seudulla seisminen aktiivisuus on huomattavaa. Sen sijaan Ruotsin rannikolla aktiivisuus on tänä aikana ehkä tavallisella tasollaan.

19 12,! ~ ~ _,..,~1 ~ } / j (./. ~~J M ~ ' ~-~ ~ ~ M=3.6. ~ ~932, M=3.2 Kivetty 1934 (2) , M= , M=3. ~934, M= ,M=3.4 / ; (6) (7) 1/ /. / (3) L Kuva 2-7. Vuosina tapahtuneet maanjäristykset. Kivetty on merkitty kolmiolla ja 500 km etäisyys siitä ympyräkaarella. Episentrien yhteyteen on merkitty maanjäristyksen tapahtumavuosi ja suurimpien (M ~ 3.0) maanjäristysten magnitudi. Luode-kaakko-suuntaiset episentrivyöhykkeet: M-L = Merenkurkku-Laatokka, S-P = Saaristomeri-Paldis. Päällekkäisten episentrien lukumäärä on suluissa. Merenkurkku-Laatokka vyöhyke näyttäisi jatkuvan myös luoteeseen. Episentrien joukko (kuvat 2-4 ja 2-6) kulkee Perämeren yli Ruotsin puolelle, jossa Skellefteån luona on voimakas episentrien keskittymä. Kuvan 2-6 kartassa Skellefteån luona on 20 episentriä. Tähän keskittymään ulottuu Norjasta luode-kaakko-suuntainen heikkousvyöhyke (Ahjos & Uski 1992), jota pitkin laattatektoniset voimat ilmeisesti välittyvät Fennoskandian kilven sisäosiin. Kuvan 2-6 perusteella, Oulujokivarsi ja Oulunjärvi näyttäisivät muodostavan kolmannen seismisesti aktiivisen vyöhykkeen. Kuvan 2-8 maannousun anomalia Oulujokivarressa sopii sijainniltaan yhteen havaitun seismisyyden kanssa. Jokivarren ja

20 13 Oulujärven maankohoaminen on ollut ympäristöään hitaampaa ensimmäisen ja toisen tarkkavaaituksen välisenä aikana. Kyseisellä alueella on kaksi maanmittaushallituksen tarkkavaaituslinjaa, joilla maankohoaminen on ollut merkittävää. Oulujärven pohjoisrannalla on noin 30 km pitkä Paltamo-Liminpuro-linja. Vaala-Tuomioja-linja ulottuu Oulujärven länsipäästä noin 90 km länteen. Havaintojen mukaan Paltamo laski lännempänä olevaan Liminpuroon nähden 9 mm ja jopa 48 mm. Vastaavina jaksoina Vaala laski lännempänä olevaan Tuomiojaan nähden 24 mm ja 58 mm (Lehmuskoski 1996). Näiden tulosten mukaan Oulunjärven ja Perämeren välisellä alueella on maan kohoamisessa tapahtunut merkittävä muutos 1900-luvun aikana tai ainakin yhden tarkkavaaituksen aikana on tapahtunut vakava systemaattinen virhe (Lehmuskoski 1996). Maannousun poikkeama ei kuitenkaan sovi ajallisesti yhteen maanjäristyshavaintojen kanssa. Vuosina , jolloin alueen suurimmat maanjäristykset tapahtuivat, on seudun asutus ollut harvaa Pohjanlahden, Oulujoen ja Oulunjärven rantoja lukuunottamatta. Ahjos ja Uski (1992) arvioivat, että historiallisten maanjäristysten paikallistustarkkuus on km, joskus huonompikin. Alueen harva asutus ja myöhäisempi seismisyys viittaavat siihen, että todelliset episentrit olivat ehkä muualla. Vuoden 1911 jälkeen alueelle on paikallistettu vain kolme mikromaanjäristystä (Vuolijoki 1977, ML = 2.6; Rantsila 1979, ML = 2.0 ja Muhos 1994, ML= 1.7). Lähimmät instrumentti-kaudella havaitut oloissamme suuret (ML>3.0), ovat yli 100 km paassa Kuusamo-Perämeri-vyöhykkeellä ja Merenkurkku-Laatokka-vyöhykkeellä. Kuvan 2-6 tapausten todelliset episentrit ovat, ehkä todennäköisemmin Kuusamon suunnalla, missä asutus on ollut harvempaa ja seismisyys voimakkaampaa (kuva 2-4) kuin Keski -Suomessa.

21 14 SUOMI-FINLAND 1 StmtDl land Uplift ln Finland -- le1tlled Lines T 1de Gauges lsollues ol land Uplift in rnm/a i "'-" tt.t... ",..., _,, 1111 Kuva 2-8. Ensimmäisen ( ) ja toisen ( ) tarkkavaaituksen yhteisten pisteiden perusteella piirretty isobaasikartta. Yhteiset vaaituslinjat on esitetty kuvassa (Suutarinen 1983)

22 15 3. KIVETYN YMPÄRISTÖ 100 KM SÄTEELLÄ 3.1 Geologian ja seismisyyden yleispiirteet Kivetty sijaitsee svekofennialaisella Keski-Suomen granitoidikompleksilla sen keskiosissa. Granodioriitin lisäksi toinen Keski-Suomen granitoidikompleksilla vallitseva kivilaji on graniitti. Kompleksin alueella on lisäksi suhteellisen pieniä alueita, joilla on mm. gabroa, dioriittiaja pyrokseenigraniittia. Yksityskohtaisemmin Kivetyn tutkimusalueen kallioperä on kuvattu yhteenvetoraportissa (Paulamäki et al. 1996). Tutkimusalueen ympäristö 100 km säteellä on lähes kokonaan Keski-Suomen granitoidikompleksin alueella. Noin 90 km Kivetystä länteen granitoidikompleksia reunustaa muodostuma, joka koostuu kiillegneissistä ja liuskekivistä (Kivilaji nro 28, Liite1). Noin 60 km Kivetystä koilliseen granitoidikompleksia rajaa Oulun seudulta Savonlinnan lähistölle ulottuva Keski-Suomen primitiivinen kaarikompleksi. Sen koillispuolella alkaa Karjalainen liuskealue, josta pieni kaistale on alle 1 00 km päässä Kivetystä (Geologian tutkimuskeskus 1997, liite 1 ). Tutkimusalueen ympäristön kivilajit otsikossa rajatulla alueella ovat varsin samanikäisiä. Alueen kivilajien ikä vaihtelee pääasiassa 1930 miljoonasta vuodesta 1860 miljoonaan vuoteen. Poikkeuksena on edellä mainittu kaistale Karjalaista liuskealuetta, jossa on vanhempia Ga:n ikäisiä arkeeisia kiviä (Geologian tutkimuskeskus 1997, liite 1 ). Suomen kallioperää on tutkittu useiden syväseismisisten luotauslinjojen avulla. Kuvassa 3-1 nähdään Kivetyn lähistölle päättyvien linjojen Sveka'81, Sveka'91 ja FENNIA sijainti. Muut Suomen seismisistä luotauslinjoista kulkevat suhteellisen kaukana Kivetystä. Sveka'81 alkaa Keuruulta ja jatkuu koilliseen kohti Kuhmoa. Sveka'91- linjalla jatkettiin aikaisempaa luotausprofiilia eteläiselle Selkämeren asti. Sveka-linjat kulkevat Kivetyn luoteispuolitse vierekkäin noin 10 km päässä siitä. FENNIA alkaa Upinnimestä ja päättyy noin 330 km pohjoisempana Kivetyn länsipuolella, noin 65 km päähän siitä. \ '-,_ Kivetty / Kuva 3-1. Kivetyn alueen syväseismiset luotauslinjat.

23 v.~ 16 :;;E 20 :::,.::: 3 30 r----- <1.76> ~ 4o r ~' ~ Cl. ~50 J5 <1.77> 60 <1.78> L ~------~~~----~------~ ~~8~.45~--~------~ km a) Kivetty SW Central Finland Granitoid Complex LBBZ IB KSB Qo _ L ~6 600 ~ v.34 v.3o4 ~...,._ 5.87_.sr-... SS.9"- \ F ~ NE f J 8.1v ' b) Kivetty s ~ N :v.._lt L111 1l c 0 r----:w.o't ::tö=6.... u;s= -t :::::: '!;?1-r o.l9~ _ r ';1? 6.25 l).;::o ~ c(' / ,., r ' - ; _ "' j ' 111 Jl l 1 1 J j J 1 J J II c) Kuva 3-2 Syväseismiset luotauslinjojen tulkinta (ks. kuva 3-1 ). a) Sveka'91 (Luosto 1997, b) Sveka'91 (Luosto 1997) ja c) FENNIA (Heikkinen & Luosto 1996). Tasaarvokäyrän ylä- ja alapuolella olevat luvut ovat seismisen P-aallon nopeuksia (kmls). Kuvassa 3-2a suluissa oleva arvo on P- ja S-aaltojen nopeuksien suhde (Vp/Vs).

24 17 Kuvien 3-2 ja 3-3 poikkileikkaukset kuvaavat kallion rakenteita noin 20 km etäisyydellä luotauslinjoista. Linjoista saadaan siten varsin hyvä kuva Kivetyn alueen kallioperän syvistä rakenteista sen pohjoispuolta lukuunnottamatta. Kivetyn lähiympäristössä kuoren paksuudessa ei näyttäisi olevan voimakkaita muutoksia. Luoteesta Kivettyyn tultaessa kuoren paksuus kasvaa hitaasti 48 km: stä 56 km:iin (3-2a). Sen jälkeen kuori pysyy noin 55 km paksuisena aina Kuhmoon asti. Poikkeuksena on Laatokka-Perämeri-vyöhyke (LBBZ, kuvassa 3-2b), jonka kohdalla Mohon syvyys on 59 km. Etelärannikolta tultaessa muutokset ovat aluksi voimakkaita (3-2c). Kuoren paksuus on aluksi alle 50 km mutta kasvaa suunnilleen Hämeenlinnan kohdalla nopeasti 60 km:iin. Tämän jälkeen kuori ohenee hitaasti ollen Kivetyn länsipuolella noin 56 km. Kivetyn kohdalla nopeuksien Vp=6.0 km/s ja Vp=6.3 km/s rajapinnan syvyys muuttuu noin 7 km:sta 15 km:iin (kuva 3-2b). Muutoin kuoren sisäisen rakenteen muutokset ovat kauempana Kivetystä tai suhteellisen syvällä. Kuvassa 3-2b näkyy pinnan tuntumassa poikkeava korkean nopeuden alue (IB=Iisalmen lohko), noin 150 km päässä Kivetystä. Sveka'91-linjan kolme kaltevaa heijastajaa noin 15 km syvyydessä (paksut janat, kuva 3-2a) liittyvät ilmeisesti gabro-intruusiohin tai diabaasijuoniin (Luosto 1997). Myös FENNIA-linjan pinnassa oleva pieni korkean nopeuden alue (Vp = 6.4 km/s) liittynee gabrovyöhykkeeseen (Heikkinen & Luosto 1996). Aikaisemmassa tulkinnassa Sveka'81-linja jaettiin neljään lohkoon (Luosto et al. 1984). Lohkoja rajaavat syväruhjeet olivat noin 80 km:n, 150 km:n ja 180 km:n kohdalla, kohdissa joissa näkyy muutoksia myös kuvassa 3-2b. Lohkorajat noudattivat pääasiassa geologista jakoa Laatokka-Perämeri-vyöhykkeeseen ja sen lounais- ja koillispuoliseen alueeseen. Keski-Suomen granitoidikompleksi koostui kahdesta lohkosta. Niiden välissä Kivetyn tietämissä oleva syväruh je ulottui noin 30 km syvyydestä 60 km syvyyteen. Liitteessä 1 on esitetty Kivetyn ympäristön geologiset ja tektoniset suurrakenteet yhdessä alueella tehtyjen maan järistyshavaintojen kanssa. Maan järistysaineisto on sama kuin aiemmin tässä raportissa esitetyissä episentrikartoissa. Geologinen kartta on yksityiskohta Suomen kallioperäkartasta (GTK 1997), johon on lisätty ruhjetulkinta alueelta, joka ulottuu noin 200 km:n päähän Kivetystä. Tulkinnan on tehnyt tätä työtä varten Aimo Kuivamäki GTK:sta. Liitteen ruhjetulkinnassa ruhjeet on luokiteltu kolmeen suuruusluokkaan, jotka noudattavat pääosin ydinpolttoaineen loppusijoituspaikan geologisissa aluevalintatutkimuksissa käytettyä Iuokitusta (taulukko 3-1 ). Vallitseva rakennesuunta valitulla kohdealueella näyttää olevan NW -SE, jota leikkaavat N-S-suuntaiset heikkousvyöhykkeet Etelämpänä, suunnilleen Hämeenlinnasta Lappeenrannan pohjoispuolelle ulottuvalla alueella on lisäksi E-W -suuntaisia ruhjevyöhykkeitä. Etelä-Pohjanmaalla NW -SE suuntaa leikkaava rakennesuunta on usein SW-NE. Joillakin alueella (esim Pohjois-Pohjanmaa ja Saimaan seutu) ruhjeita on suhteellisen harvassa, mikä tulkinnan tekijän mukaan johtuu lähinnä tulkinnan vaikeudesta näillä alueilla.

25 18 A sw 50 Kivetty km NE 'Y E (323km) Es I ~ t 40 LU D ii...-..: ~ --~6ö):S ["illl ~ II 111 IV [l} ~5 Kuva 3-3. Sveka' 81-profiilin poikkeleikkaus. 1 = Heijastusepäjatkuvuus sekä P-aallon nopeus sen ylä- ja alapuolella, 2 = Heijastusepäjatkuvuus ja P-aallon keskimäärinen nopeus sen yläpuolella, 3 = syväruhje, 4 = vyöhyke, jossa seismisten aaltojen kentässä voimakkaita häiriötä, 5 = kuoren lohkot ja 6 = räjäytyspisteet (Luosto et al ). Taulukko 3-1. Kallioperän ruhjevyöhykkeiden luokitus (Salmi et al. 1985). Luokka Ruhjevyöhykkee Ruhjevyöhykkeen Ruhjevyöhykkee n leveys pituus n oletettu syvyys 1 > 1 km kymmeniä-satoja >lokm kilometrejä II m 5 km - kymmeniä useita kilometrejä kilometrejä -lokm III m 2-5 km > 1 km IV <<10m 100m-2 km << 1000 m Kivetty on likimain keskellä noin 1000 km 2 kokoista!-luokan ruhjevyöhykkeiden rajaamaa pitkänomaista (20*50 km), pääasiassa graniittista lohkoa. Lohkon sisällä olevat ruhjeet kuuluvat luokkiin (Liite 1). Hyvä paikallistustarkkuus on oleellinen tekijä etsittäessä yhtymäkohtia maanjäristysten ja kallion rakenteiden välillä. Maanjäristysten paikallistustarkkuus mahdollistaa seismisyyden yhdistämisen parhaimmillaankin vain suurimpiin geologisiin ja tektonisiin kenteisiin. Suurin osa alueen havainnoista on makroseismisesti havaittuja. Toisaalta Keski-Suomen seisminen asemaverkko perustettiin 1970-luvun puolivälissä, jonka jälkeen alueen seismisyyttä on monitoroitu oloissamme tavallista paremmin. Sen kolme

26 19 lyhytperiodista seismografia ovat suhteellisen lähellä Kivettyä sen eteläpuolella: Keuruulla, Sumiaisissa ja Kangasniemellä. Tätä vanhemmat seismiset asemat ovat olleet km päässä Äänekoskelta. Sadan kilometrin säteellä Kivetystä on tapahtunut 18 maanjäristystä (taulukko 3-2). Ensimmäinen maanjäristyshavainto on vuodelta 1759, Viitasalmelta. Keski-Suomen seisminen asemaverkko ei ole lisännyt merkittävästi maanjäristyshavaintojen määrää. Taulukossa 3-2 on neljä seismisillä mittalaitteilla paikallistettua maanjäristystä. Kuuden maanjäristyksen magnitudit ovat oloissamme poikkeuksellisen suuria (M = ). Muut järistykset ovat taulukon 1-1 mukaan luokiteltavissa mikromaanjäristyksiksi (M<3). Yleensä järitysten maksimi-intensiteetti on Imax < V. Laukaan ja Lappajärven maanjäristysten maksimi-intensiteetiksi on arvioitu Imax =VI (ks. taulukko 2-1). Taulukko 3-2. Sadan kilometrin säteellä Kivetystä tapahtuneiden maanjäristysten tapahtuma-aika, -paikka, magnitudi ja maksimi-intensiteetti (lmax). MM = makroseisminen magnitudi ML = Richterin paikallinen magnitudi (Local magnitude) ja MC = signaalin kestoon perustuva magnitude (Coda magnitude). Vuosi.kk.pv klo. ON OE Magnitudi Imax Paikkakunta MM V Viitasalmi MM V Pyhäjärvi MM IV Kangasniemi MM V Pielavesi : MM IV Kuopio : MM m Viitasaari : MM m Viitasaari MM IV Alavus MM IV Haapamäki* : MM IV Maaninka MM m Kuopio :20: MM VI Laukaa : MM V Laukaa MM m Pyhäjärvi :06: MM m Pieksämäki :31: ML VI Lappajärvi :40: ML IV Lappajärvi :05: MC - Talluskylä * Kolme järistystä (Renqvist 1930) Jotkut kauempana kuin 100 km päässä tapahtuneet maanjäristykset on tunnettu lähellä Kivettyä tai liittyvät rakenteisiin, jotka sivuavat tai leikkaavat valittua tarkastelualuetta. Tällaisia ovat mm. Merenkurkku-Laatokka-vyöhykkeen järistykset. Havaintojen määrä kasvaa merkittävästi kun ympäristöä tarkastellaan laajemmin. Maanjäristysten määrä 200 km:n säteellä Kivetystä on 85. Näistä ennen vuotta 1965 tapahtuneita on 68 tapausta (M = ) ja instrumentein havaittu ja 17 tapausta (ML= ).

27 20 Yleisesti ottaen Aänekosken ympäristön seismisyys on osa Merenkurkku-Laatokkavyöhykkeen seismisyyttä (ks. kuvat 2-6 ja 2-7). Suhteellisesti rauhallisempana alueena erottuu ehkä laaja granodioriittialue Kivetystä lounaaseen. Toinen rauhallisempi alue on Kivetystä katsoen koillisessa sektorissa km päässä, Keski-Suomen kaarikompleksin takana (liite 1). Karttaa tulkittaessa on hyvä muistaa, että varhaisempien makroseismisten tapausten paikallistustarkkuus Keski-Suomen alueella on suuruusluokkaa km. Myöhemmin, ehkä 1900-luvun alusta alkaen tarkkuus on parempi, noin km. Ensimmäinen systemaattiseen kyselytutkimukseen perustuva makroseisminen tulkinta Keski-Suomen maanjäristyksistä julkaistiin vuoden 1931 Laukaan järistyksistä (Karjalainen 1938). Tällä menetelmällä tutkittujen maanjäristysten paikallistustarkkuus on arviolta km. Instrumentaalikaudella päästään normaalisti 5-10 km tarkkuuteen. Makroseismiset ( -1956) ja instrumentaaliset ( 1965-) maan järistyshavainnot on kuvattu liitteen 1 kartassa eri symboleilla. 3.2 Makroseismiset tutkimukset Etelä-Suomessa tapahtuneista tai tunnetuista maanjäristyksistä on tehty yksityiskohtainen makroseisminen tutkimus 24 tapaukselle (taulukko 3-3). Ahjos ja Arhe (1983) esittävät Loviisan seudun seismisyystutkimuksessa yhteenvedon Etelä Suomen intensiteetti-havainnoista vuoteen 1983 saakka (kuvat 3-4a-c ). Sen jälkeen on julkaistu intensiteettitutkimukset kahdesta Vaasan seudulla tapahtuneesta maanjäristyksestä (Korhonen & Mustila 1991 ). Tapaukset olivat varsin pieniä (ML = 2. 7 ja 1. 7) ja ne tunnettiin vain alle 30 km säteellä episentristä. Taulukon 3-3 maanjäristyksistä neljä on tunnettu Aänekoskella. Näistä yksi (Laukaa 1931, M=4.5) tunnettiin intensiteetillä V-VI. Muissa tapauksissa Äänekoski on ollut aivan tuntuvuusalueen reunalla. Viisi maanjäristystä on tunnettu alle sadan kilometrin paassa Kivetystä. Laukaan maanjäristyksiä käsitellään yksityiskohtaisemmin myöhemmin luvussa 3.4. Yleensä maanjäristys säteilee energiaa symmetrisesti siirrostason suhteen ja maanjäristyksen episentri on likimain isoseismaalisten alueiden (saman intensiteetin alueiden) keskipisteessä. Näiden muoto on tavallisesti likimain ympyrämäinen tai hieman elliptinen. Elliptisten isoseismaalisten alueiden muodon on havaittu noudattavan siirroksen suuntaa. Maanjäristysmekanismin lisäksi tuntuvuusalueiden muotoon vaikuttaa alueen kallioperässä vallitseva yleinen rako- ja rakennesuunta. Esimerkiksi, vuoden 1902 Paltamon järistyksen (kuva 3-4a) tuntuvuusalueen pääakseli on NW -SEsuuntainen, mutta Kivettyä kohden tulee haarake, joka sopii yhteen alueen!-luokan fraktuurien kanssa (liite 1 ). Yleisemminkin isoseismaalien muoto sopii Keski-Suomen alueella yhteen liitteessä esitettyjen rakennesuuntien kanssa. Vallitsevana suuntana on NW -SE. Selvimmin tämä näkyy Varkauden, Kuopion ja Lappajärven maanjäristyksien tuntuvuusalueita

28 21 tarkasteltaessa. Laukaan järistysten isoseismaaleissa suuntautuminen ei ole kovin voimakas, mutta NW -SE suunta on heikosti havaittavissa. Lännempänä tuntuvuusalueen pääakselin suunta voi olla myös N -S tai NE-SW. Taulukko 3-3. Keski-Suomen alueella tuntuneet makroseismisesti tutkitut järistykset: Tapahtuma-aika, paikka, magnitudi ja maksimi-intensiteetti (/max). MM = makroseisminen magnitudi ML = Richterin paikallinen magnitudi (Local magnitude) ja Richterin yleinen magnitudi (Body wave magnitude). vuosi.kk.pv klo. ON OE Magnitudi lmax Paikkakunta 1882(a) MM VI Tornio 1882(b) MM VI Perämeri* : MM VI Tornio : MM VI Paltamo** 1909(a) MM VI Perämeri 1909(b) MM IV Isojoki : MM V Utajärvi : ,6 MM VI Kuusamo 1931(a) :20: MM VI Laukaa** 1931 (b) : MM V Laukaa** : MM V Ylihärmä 1934(a) : MM V Varkaus* 1934(b) : MM VI* Perniö 1934(c) : MM IV-V Perniö 1935(a) : MM V-VI* Perniö 1935(b) : MM IV-V Perniö :02: ML VI Leppävirta* : MM IV-V Kuopio* : MM 111-IV Raahe :39: mb VI-VII** Osmussaari :31: ML VI Lappajärvi** :40: ML lvi Lappajärvi* :15: ML IV Vaasa :55: ML IV Vöyri.... * Tunnettu alle 100 km päässä Aänekoskella. ** Tunnettu Aänekoskella.

29 22 20" Kuva 3-4. Keski-Suomessa tunnettujen ja makroseismisesti tutkittujen maanjäristysten tuntuvuusalueet ja samana aikana tapahtuneiden muiden (M ~ 3) järistysten episentrit (taulukko 3-3). a) b) c) Alajärven ( 1979) jälkijäristyksen tuntuvuusalue on esitetty pisteviivalla ( Ahjos & Arhe 1983).

30 Historiallinen seismisyys Äänekosken ympäristöstä noin 200 km säteellä siitä on maanjäristyshavaintoja yli 350 vuoden ajalta. Ensimmäinen järistyshavainto on vuodelta 1626 (M=4.6) Paitamosta ja seuraava vuodelta 1700 Sotkamosta (M=2.1 ). Maanjäristysaineistoa voidaan pitää melko kattavana ehkä 1800 luvun alusta alkaen. Tätä ennen maanjäristyshavaintoja on lähinnä Pohjanmaalta, Oulujärveltä ja Etelä-Suomesta. Suomen maanjäristysluettelon mukaan 200 km etäisyydellä Kivetystä tapahtui 1800-luvulla 25 ja sitä ennen 15 maanjäristystä. Maanjäristyshavaintojen lisääntyminen 1800-luvulla ja niiden jakautuman muutos heijastaa ehkä enemmän asutuksessa tapahtuneita muutoksia kuin muutoksia seismisyydessä (kuva 3-7). ;E r \.! ft 0 ~.., \.0 r"""oui! 1). \'--? \ < ~ ( \ Kivetty.. ~ :.1. PORI Kuva 3-7. Keski-Suomessa havaitut maanjäristykset ennen 1800-lukua (avoin ympyrä) ja 1800-luvulla (umpinainen ympyrä). Päällekkäisiä episentrejä ei ole eroteltu. Kuvassa 3-8 koko historiallinen aineisto on esitetty yhdessä alueen ruhjetulkinnan kanssa. Lisäksi kuvaan on hahmoteltu Merenkurkku-Laatokka-seismisyysvyöhykkeen sijainti kuvien 2-6 ja 2-7 avulla. Vyöhyke kattaa koko alueen 100 km säteellä Kivetystä. Vyöhykkeen suuntaus NW -SE sopii hyvin yhteen sen alueella olevien heikkousvyöhykkeiden suuntauksen kanssa. Kuvan 3-8 mukaan oloissamme suuret järistykset (M=3.5) näyttävät liittyvän kahteen NW -SE suuntaiseen pitkien ruhjevyöhykkeiden joukkoon. Näistä pidempi näyttäisi alkavan Kangasniemeltä (1858, M=3.9) Laukaan kautta (1931, M=4.5, M=3.9)

31 24 Viitasalmelle (1759, M=4.0) ja edelleen Pohjanlahden rannalle, jossa tapahtuivat Kalajoen (1737, M=4.1) ja Kokkolan (1777, M=3.9) maanjäristykset. Pohjanlahden vastakkaisella rannalla on voimakas episentrien keskittymä (ks. myös kuva 2-4). Tämä keskittymä on Pohjanlahden vyöhykkeen ja Skellefteåsta luoteeseen Norjaan asti ulottuvan vaakasiirroksen risteyksessä (Ahjos & Uski 1992). Kuva 3-8. Kivetyn seudun tektoniset suurrakenteet ( Kuivamäki 1998) ja makroseismisesti paikallistetut maanjäristykset ( ). Kivetty on merkitty kolmiolla ja episentrit umpinaisella ympyrällä. Merenkurkku-Laatokka seismisyysvyöhyke on likimain harmaalla varjostetulla alueella. Episentrin vieressä on maanjäristyksen tapahtumavuosi. Suurimmista tapauksista (M ~ 3.0) on ilmoitettu lisäksi magnitudi. Etäisyydet 100 km ja 200 km Kivetystä on esitetty ympyräkaarilla. Episentrien halkaisija on noin 15 km, mikä vastaa luotettavimpien historiallisten tapausten paikallistustarkkuutta. Vanhimpien tapausten virhe voi olla jopa 100 km.

32 25 Toinen lyhyempi ruhjevyöhykkeiden joukko näyttää rajoittuvan alueelle Pyhäjärvestä (1847, M=4.4) länteen, jossa ovat Varkauden (1934, M=3.7) ja Kuopion järistykset (1963, M=3.7). Tällä alueella on useiden rinnakkaisten NW-SE-suuntaisten!-luokan ruhjevyöhykkeiden lisäksi N-S-suuntaisia!-luokan heikkousvyöhykkeitä. Alueelta on myös lähiympäristöönsä nähden useita maanjäristyshavaintoja (kuva 3-8). Edellä kuvatut mahdolliset seismotektoniset vyöhykkeet ovat noin 70 km päässä toisistaan. Niiden välissä on tapahtunut vain kaksi mikromaanjäristystä (Viitasaari, 1899, M=2.6). Myös ne voidaan yhdistää NW-SE-suuntaiseen!-luokan fraktuuriin. Paikallistustarkkuudesta johtuen edellä esitetty seismotektoninen tulkinta ei ole kovin luotettava. Lisäksi tulkinta ei sovi yhteen 1930-luvun alun aktiivisen jakson kanssa (kuva 2-7). Ajallisen läheisyyden perusteella voisi olettaa, että vuosina tapahtuneilla kymmenellä maanjäristyksellä on yhteinen seismotektoninen tausta. Kuvan 3-8 tulkinnasta ei näytä löytyvän tällaista tektonista rakennetta. Kuopion seudun lisäksi toinen episentrien keskittymä on Seinäjoen seudulla, mtssa episentrit seuraavat yllättävänkin hyvin kaarimaista pitkää!-luokan ruhjevyöhykettä. Tämä heikkousvyöhyke kulkee Kristiinankaupungista koilliseen ja kaartaa Seinäjoen kohdilla luoteeseen kohti rannikkoa. Alue on ollut vuotta melko tiheään asuttu. Alueen episentrit ovat siten tavallista paremmin paikallistettuja, mikä lisää tulkinnan luotettavuutta. 3.4 Laukaan maanjäristys Marraskuun 18. päivä vuonna 1931 tapahtui Laukaalla poikkeuksellisen voimakas maanjäristys(m=4.5), joka tunnettiin lähes koko Keski- ja Etelä-Suomessa, km 2 alueella. Tästä ja sen kahdesta jälkijäristyksestä on tehty laaja makroseisminen tutkimus (kuva 3-4b) perustuen maanjäristysalueella tehtyyn 2000 kyselyyn (Karjalainen 1936). Myöhemmin saman päivän iltana tapahtui voimakas jälkijäristys, jonka magnitudi oli M=3.9 ja maksimi-intensiteetti Imax = V. Myös tästä tehtiin havaintoja laajalla alueella. Seuraavana keväänä ( ) tapahtui Seinäjoen lähistöllä vielä viisi muuta jälkijäristyksiksi tulkittua tapausta, joiden maksimi-intensiteetit olivat Imax = ill - V ja makroseismiset-magnitudit M= (Karjalainen 1936, Ahjos & Arhe 1983). Laukaan järistykset tunnettiin suunnasta riippumatta likimain yhtä kaukana episentristä. Isoseismaalien muodoissa voidaan ehkä lievänä nähdä Ahjoksen ja Arheen (1983) mainitsema Keski-Suomessa tyypillinen NW -SE-suunta. Isoseismaalien muoto ei anna selviä viitteitä maanjäristykseen liittyvistä rakenteista. Pääjäristyksen syvyydeksi on arvioitu 15 km. Jälkijäristyksen arvioitu syvyys oli 16 km (Ahjos & Uski 1992). Kuvassa 3-9 on esitetty Kivetyn ympäristössä tehdyt intensiteettihavainnot paikkakunnittain. Intensiteettiä VI vastaavia havaintoja on kaikkiaan seitsemältä paikkakunnalta. Havaintoja oli yhteensä 14 kappaletta. Maanjäristyksen episentrin paikka on arvioitu olevan likimain näiden havaintojen keskellä. Yleensä VI-intensiteetin havaintoja oli yksi paikkakuntaa kohden, mutta Laukaalla havaintoja oli 5, Saarijärvellä 3 ja Äänekoskella 2 kappaletta. Lähimmät VI-intensiteetin havainnot tehtiin noin 25 km