GEOLOGIAN TUTKIMUSKESKUS Ydinjätteiden si joitustutkimukset. Tiedonanto YST Markku Paananen. Venejärven, Ruostejarven, Suasseljan ja Pasmajarven

Transkriptio

1

2 GEOLOGIAN TUTKIMUSKESKUS Ydinjätteiden si joitustutkimukset Tiedonanto YST - 59 Markku Paananen Venejärven, Ruostejarven, Suasseljan ja Pasmajarven postgl asi aal isten si irrosten geofysikaalinen tutkimus Raportti kauppa- ja te01 1 isuusmi ni steriön rahoi ttamasta tutkimuksesta Abstract : Geophysical studi es of the Venejarvi, Ruostejarvi, Suassel ka and Pasmajarvi postgl aci al faults in northern Fi nl and. Espoo, joulukuu 1987

3 ALKULAUSE 1. JOHDANTO POSTGLASIAALISET SIIRROKSET Yleista Syntymekani s~iii ja tektoni set ma1 1 it Tunnetut postgl asi aal i set si i rrokset Ruotsi Suomi Norja Kanada NYKYINEN SEISMINEN AKTIIVISUUS FENNOSKANDIASSA Kallioperan jannitystila Siirrostyypit ja jannitystila Suomen maanjaristyskartan ja postglasi aal i sten siirrosten kartan vertailu RIKKONAISUUDEN JA RAKOILUN VAIKUTUS KIVEN PETROFYSIKAALISIIN OMINAISUUKSIIN Magneettiset ominaisuudet Sahkoiset ominaisuudet Tiheys Elastiset ominaisuudet SIIRROSTEN JA RUHJEIDEN GEOFYSIKAALINEN MALLITTAMINEN Magneettinen mallittaminen Gravimetr-inen mallittaminen Sahkoinen mallittaminen Slingram-mittaus Maavastusluotaus GEOLOGISTEN JA AEROGEOFYSIKAALISTEN KARTTOJEN TARKASTELUA Venejarvi ja Ruostejarvi Magneettiset kartat Sahkomagneettiset kartat Suasselka Magneettiset kartat Sahkomagneettiset kartat Pasmajarvi Magneettinen kartta Sahkomagneettinen kartta MAASTOMITTAUKSET JA NIIDEN TULKINTA Venejarvi ja Ruostejarvi Magneettiset mittaukset Sahkomagneettiset mittaukset Yhteenveto... 74

4 7.2. Suasselka Magneettiset mittaukset Sahkomagneettiset mittaukset Yhteenveto Pasmajarvi Magneettiset mittaukset Induktiiviset mittaukset Maavastusluotaus Seisminen refraktioluotaus Petrofysikaaliset mittaukset Yhteenveto YHTEENVETO JA JOHTOPAATOKSET KIRJALLISUUSVIITTEET LI ITTEET

5 Markku Paananen, Geophysical studies of the Venejarvi, Ruostejarvi, Suassel ka and Pasmajarvi postgl acial faults in northern Finland. Geological Survey of Fi nl and, Nuclear Waste Di sposal Research, Report YST-59, 97 pages, 66 figures, 9 tables and 45 appendices. ABSTRACT More than 70 fault structures formed during or since the latest deglaciation less than 10,000 years ago have been detected in Fennoscandi a and Canada. In previous studies these "postgl aci a1 " faults have usual ly been interpreted as reverse faults. 'The main contributory factors in their genesis have been the rapid postglacial isostatic rebound of the 1 i thosphere and the re1 axati on of plate tectonic stresses. The numerous 1 andsl ides detected i n the vici ni ty of Fennoscandian postglacial faults indicate that strong earthquakes have occurred as a result of the postglacial faulting. The aim of this work was to study the neotectonic movements of the bedrock with the aid of detailed geophysical surveys in four postglacial fault areas in Fi nni sh Lap1 and. The geophysical characteristics of postgl aci a1 faults in general, their structure and their re1 ati ons to other bedrock structures were investigated using geological and airborne geophysical maps. Extensive geophysical ground measurements were made in the Pasmajarvi, Venejarvi, Ruostejarvi and Suassel ka postgl aci a1 fault zones, and the petrophysical properties of drill core samples taken from the Pasmajarvi fault structure were measured. The Venejarvi fault is 10 km long and has a strike of 20" with a scarp height of less than 7 m. The fault seems to be associated with an older northeast-southwest trending fracture zone, which was reactivated during or shortly after the deglaciation. This fracture zone manifests itself as a linear minimun on the low altitude aeromagnetic map. VLF and horizontal loop EM (14 khz) anomalies over the fault reveal that the fault dips towards southeast. Because the southeastern side of the fault is upthrown, the Venejarvi fault is interpreted as a reverse fault. The Ruostejarvi fault is located 1-2 km southeast of the Venejarvi fault. It is about 4 km long and has a strike of 40" with a scarp height of less than 3 m. Magnetic ground measurements reveal that the fault is located in a sharp minimun of nt. This may be an indication of a narrow pre-existing fracture zone. VLF anomalies over the fault indicate that the fault dips towards northwest. The northwestern side of the fault is upthrown, so the Ruostejarvi fault is also interpreted as a reverse fault. The Suassel ka fault has a total length of 48 km. It has a strike of 40" - 45" with a scarp height of less than 5 m. The fault seems to be located -in a pre-existing fracture zone in the northeast, whereas the existence of the older fracture in the southwest is uncertain. Magnetic ground measurements revealed a contact zone between different rock types in the southwest. A strong electromagnetic anomaly in the northeast

6 indicates, that the fault dips to southeast. Because of the upthrown southwestern side the structure can be interpreted as a reverse fault. The Pasmajarvi fault is 4 km long and has a strike of 50" with a scarp height of 5-12 m. In contrast to previous works, the present study indicates that the Pasmajarvi fault is located in a pre-existing northeast striking fracture zone. The results of the ground magnetic survey revealed that the fault scarp is in a contact zone between granite and mica gneiss, which locally has very low magnetic field values attributed to a paramagnetic, oxidized zone 10 m thick i ntersected by shal low dri 11 holes. Di sti nct hori zontal 1 oop EM anomalies ( I n-phaselout of phase < 1 ) observed over the fault scarp can be interpreted as an indication of highly fractured, water-saturated rock and co-existing electrically conducting minerals, e.g. clay gouge. Seismic refraction sounding showed that the fault scarp is located in a strongly fractured bedrock zone several hundreds of metres wide, i n which the P-wave velocities are less that 4,500 mls. The dip estimated from magnetic and EM measurements is 50" - 65" SE. Thus, because the southeastern side is upthrown, the Pasmajarvi fault is a reverse fault. Markku Paananen Geological Survey of Fi nl and SF ESP00 Fi nl and ISBN I SSN

7 Markku Paananen, Venejarven, Ruostejarven, Suasseljan ja Pasmajarven postgl asi aal i sten si i rrosten geofysi kaal i nen tutki mus. Geol ogi an tutkimuskeskus, Ydi njatteiden si joi tustutkimukset, Ti edonanto YST-59, 97 sivua, 66 kuvaa, 9 taulukkoa ja 45 liitetta. Fennoskandiasta ja Kanadasta tunnetaan yhteensa yli 70 siirrosrakennetta, jotka ovat syntyneet postgl asi aal i ai kana vi imei sen jaati koi tymi sen loppuvaiheessa tai sen jalkeen alle vuotta sitten. Nama ns. postgl asi aal i set si i rrokset on tu'l ki ttu rakenteel taan yl eensa kaantei ssi irroksi ksi. Tarkeimmat ni iden syntyyn vai kuttaneet teki jat ovat i lmei sesti 011 eet nopea gl asi oi sostaatti nen maan nousu seka 1 aattatektoni sten jannitysten purkautuminen. Lukuisat maanvieremat Fennoskandian postglasiaa- 1 i sten si i rrosten yhteydessa vi i ttaavat si i hen, etta si i rrosten syntyyn on liittynyt voimakkaita maanjaristyksia. Tassa tutkimuksessa selvi tetti i n kall ioperan neotektoni sten 1 i i kuntojen 1 uonnetta tutkimal 1 a nel jaa Lapi ssa si jai tsevaa postgl asi aal i sten si i r- rosten aluetta. Si irrosten anomaal i suutta, rakennetta ja yhteytta kal- 1 ioperan rnui hi n rakentei si i n selvi tetti i n geol ogi sten ja geofysi kaal i s- ten karttojen seka geofysi kaal i sten ja petrofysi kaal i sten mittausten avull a. Venejarven siirros (kl ja ) on etelaosassaan kaksi haarainen ja pituudeltaan noin 10 km. Siirroksen suunta on 20" ja torman korkeus alle 7 m. Tehtyjen mittausten mukaan siirros nayttaa asettuneen magneetti sen mi nimin ja hei kkoja sahkoi si a anomalioita ai heuttavaan vanhempaan ruh jevyohykkeeseen. Sl i ngram- ja VLF- tul ki ntojen perusteell a siirroksen kaade on kakkoon. Koska kaakkoispuoli on kohonnut, siirros on rakenteel taan kaantei ssi i rros. Ruostejarven si i rros si jai tsee 1-2 km kaakkoon Venejarven si i rroksesta. Sen pituus on noin 4 km ja suunta 40". Siirrostorman korkeus vaihtelee 0-3 rn:n vali 1 la. Magneettisten maastomittausten perusteel la siirros si jai tsee teravassa nt magneettisessa minimi ssa, mi ta voi - daan pi taa i ndi kaationa si irrosta huoniattavasti vanhemmasta ruhjevyohykkeesta. Koska VLF-tulosten perusteella siirroksen kaade on luoteeseen ja siirroksen luoteispuoli on kohonnut, kyseessa on kaanteissiirros. Suassel jan si i rros (kl 2743 ja 3722) on kokonai spi tuudel taan 48 krn pi t- ka. Siirroksen suunta on 40" - 45" ja torman korkeus alle 5 m. Siirros nayttaa liittyvan rnagneetti sten minimien ja joidenki n sahkoi sten anoma- 1 i oi den perusteell a vanhempaan ruh jeeseen ai naki n koi 11 i sosal taan. Lounai sosassa vanhemman ruh jeen 01 emassaolo on epasel va, mutta sii rros nayttaa yhtyvan magneetti sten maanpi ntami ttausten perusteell a ki vi 1 aji - kontaktiin. Siirroksen koillisosassa saadun voimakkaan sahkomagneettisen anornal i an perusteell a sen kaade on kaakkoon. Koska si i rroksen kaakkoispuol i on kohonnut, se voidaan tul kita rakenteel taan kaantei ssi i rrokseksi.

8 Pasmajarven siirroksen (kl ) pituus on 4 km, suunta 50" ja torman korkeus 5-12 m. Ai kai sempi en tutkimusten perusteell a si i rroksen yhteys vanhempi in hei kko~~svyohykkei si i n 01 i epasel va. Si i rros si jai tsee magneetti sten maanpi ntami ttausten perusteell a grani i ti n ja ki i 1 legnei s- sin kontakti ssa. Si irroslinjaan li ittyvat pai kall i set magneetti set minimit ai heuttaa kairausten perusteell a havaittu 10 m 1 evea paramagneetti nen vyohyke. Si irros ai heuttaa myos selvan sli ngram-anomali an. Tulosten perusteel la anomal i a ei voi ai heutua pel kastaan ruh jeessa 01 evasta poh javedesta, vaan kyseessa on myos mi neraal i nen johde, todennakoi sesti ns. kal liosavi. Seismisen refraktioluotauksen perusteell a siirros si jai tsee useita sat0 ja metre ja 1 eveassa a1 hai sen nopeuden vyohykkeessa (v < 4500 m/s). Tul osten perusteell a Pasmajarven si irros on si i s i lmei setti asettunut vanhempaan koi 11 i nen-lounassuuntai seen ruh jeeseen, joka on reakti voi tunut postgl asi aal i ai kana. Tul ki tut kaateet ovat 50" - 65" kaakkoon. KOhonneen kaakkoispuolen perusteella myos Pasmajarven siirros voidaan tulki ta kaantei ssi irrokseksi. Markku Paananen Geologi an tutkimuskeskus ESP00 ISBN I SSN

9 1. JOHDANTO Tama tutkimus li ittyy Geologi an tutkimuskeskuksen ydi njatteiden si joi - tustutkimusten osaan "Nuoret siirrokset" (6-1.2). Tyo on tehty kauppaja teol lisuusministerion rahoituksel la Geologian tutkimuskeskuksessa ja Teknillisessa korkeakoulussa huhti-joulukuussa Kaytetty korkea-aktiivinen ydinpolttoaine pyritaan loppusijoittamaan ehjaan ja vaharakoiseen kalliolohkoon noin 500 m:n syvyyteen. Jotta si irrosten synty loppusi joi tuslohkoon jattei den akti i vi suusai kana noi n mi 1 - joonassa vuodessa pystytaan ennakolta valttamaan, on hankittava tarkempaa tietoa kall ioperan lohkoli i kunnoi sta ja niiden ai heuttaji sta. Ydi n jatteiden 1 oppusi joi tuksessa sovel letaan geodynaami sta ma1 1 ia, jonka mukaan eh jat kal liolohkot 1 i i kkuvat toistensa suhteen jo olemassaolevi a hei kkousvyohykkei t a pi tki n. Lohkol i i kunto jen 1 uonteen sel vi ttami seksi on mahdoll i sta tutki a naista li i kunnoista nuorimpi a tunnettuja, gl asi aal i sia si irroksi a, 1 oppuvai heeseen a1 l e vuotta si tten. ns. post- joiden synty ajoi ttuu vi imei sen jaati koi tymi sen Koska Fennoskandi assa on jaati koi tymi sten arvi oi tu seuraavan toi si aan noi n vuoden val ei n, voi daan ydi n jattei den akti i vi suusai kana 1 askea tapahtuvan noi n 10 jaati koitymi sta (Kuivamaki ja Vuorel a 1985). Jaan kuormi tuksesta ai heutuvi a kall i operan lohkol i i kunto ja tana ai kana ei siis voida valttaa. Ydi njateproblemati i kan kannalta on keskei sta selvi ttaa postglasi aali sten si irrosten suhde kal 1 i operan mui hi n rakentei si i n: syntyvatko ne ai na ai - kai sempi i n hei kkousvyohykkei si i n vai ri kkovatko ne syntyessaan myos eh- jaa kall iota? Lisaksi on tarpeel lista tutkia niiden anomaalisuutta jo olemassaolevien tuntemattomien si irrosten kartoi ttami seksi ja poten- ti aal i sten si i rrospai kko jen tunni stami seksi. Myos si irrosten rakenne- geologi sten omi nai suuksien selvi ttami nen on tarkeaa, jotta saadaan ka- si tys neotektoni sten 1 i i kunto jen syntyyn vai kuttanei sta sei koi sta. Post- glasi aali sten siirrosten tarkall a tutkimuksel la voidaan saada ai kaan myos enti sta luotettavampi a 1 ahtotietoja turvall i suusanalyysi a 1 aadit- t aessa.

10 2. POSTGLASIAALISET SIIRROKSET 2.1. Yleista Postglasi aal i si 1 la siirroksi lla tarkoitetaan sell ai sia siirroksia kal- 1 i operassa, jotka ovat syntyneet vi imei sen jaati koi tymi sen 1 oppuvai - heessa tai sen jal keen. kul uneen noi n vuotta, Koska vi imei sesta jaati koitymi sesta tiedetaan ovat postgl asi aal i set si irrokset si ten huomattavasti kal 1 i operan mui t a rakentei ta nuorempi a. Postgl asi aal i si a si irroksi a tunnetaan Fennoskandi asta ja Kanadasta yh- teensa yli 70. Havaittujen siirrosten siirtymat ja pituudet ovat yleensa niin suuria, etta niiden tunnistaminen on ollut helppoa. Suuri osa post- gl asi aal i si sta si irroksi sta saattaa kuitenkin 01 1 a dimensioi ltaan niin pieni a, mi in. Adams etteivat ne ole ai heuttaneet sel vaa tormaa kvartaarimuodostu- (1981 ) onkin esittanyt, etta todel linen postglasi aalisten si irrosten lukumaara voi 01 l a kertainen verrattuna loydettyjen si i rrosten 1 ukurnaaraan. Si i rrosten 1 i saksi tur~net aan usei ta kymrneni a maanvieremi a, jotka i lmei sesti 1 iittyvat postglasi aali siin kall ioperan lohkol i ikuntoi hin (Kujansuu 1972). Suuri n osa postgl asi aal i si sta si i rroksi sta on koi 11 i nen-lounassuuntai si a ja ne ovat usein syntyneet kallioperan vanhempiin heikkousvyohykkeisiin. Kuitenkin on havaittu si irroksi a tai niiden osi a, jotka ovat syntyneet ennestaan ehjaan kallioon. Si irrosl injat eivat yleensa ole yhtenai si a, vaan niita katkovat 1 uodekaakkosuuntai set di slokaatiot. Yksittai sen si irroksen keski pi tuudeksi on laskettu 3,6 km (Kuivamaki ja Vuorela 1985) Syntymekanismi ja tektoniset mallit Postgl asi aal i set si irrokset ovat yleensa rakenteel taan kaantei ssi i rroksi a, mi ka vi i ttaa si i rrosten syntyvai heessa val 1 i nneeseen hori sontaal i - puri stukseen. Tal boti n (1 986) mukaan si irrosten syntyma 1 i i ttyy

11 keraantynei den 1 aattatektoni sten voimi en purkautumi seen jaati kon vetay- tymi svai heessa. Nopea glasioi sostaattinen maannousu on sii s 1 aukaissut 1 aattatektoni set jannitykset, jotka ovat purkautuneet yleensa 1 uodekaakkosuuntai sia ruhjeita pitkin (kuva 1 ). elasioisostaattinen > T I mannousu < laattatektoninen horisontaalipuristus - Kuva 1. Postgl asi aal i sen si i rroksen syntymi nen, hypoteetti nen esi tys. Postgl asiaali sten si i rrosten syntyyn on i lmei sesti 1 iittynyt huomattavaa sei smista aktiivi suutta. Talbot (1986) on havai nnut Pohjoi s-ruotsin postgl asi aal i sten si i rrosten ympari stossa ri kkoutunutta kal 1 iota, joka hanen mukaansa vi i ttaa mannerjaan vetaytymi sta seurannei si i n maan jari s- tyksi in. Ruotsi n postgl asi aal i sten si i rrostormi en pi tuudet ja si i rtymat ni i ta pi tki n vi i ttaavat ai naki n kolmeen maan jari stykseen, joiden magni - tudit ovat olleet valilla 7,2-8,2 (Talbot 1986). Postgl asi aal i sten si irrosten 1 ahei syydessa on myos usei n todettu maan- vieremi a, jotka vi i ttaavat sei smi seen aktiivi suuteen si irrosaluei 1 la (Lagerback ja Witschard 1983). Kujansuu (1972) on ajoittanut joitakin Suomen postgl asi aal i si i n si i rroksi in 1 i ttyvi 3 maanvi eremi 8: 4 ~ - ana- lyysi l l a ja todennut ni iden muodostuneen manner jaan vetaytymi sen ai kana tai pian sen jal keen.

12 Pal eosei smi sta aktiivi suutta on mahdol 1 i sta tutkia tarkastel emal 1 a jaa- ti kön reunan edessä 01 l ei den jarvi en kerrall i si a sedirnentteja ja ni i ssa esi i ntyvi a deformaati orakentei ta. Shi 1 ts (1984) on havai nnut akusti se1 1 a 1 uotauksel 1 a Kanadan ki 1 pi alueen jarvi sedimentei ssa 01 evan normaal ei sta kerrostumi srakentei sta poi kkeavi a hairiöi ta, jotka viittaavat tektoni - seen akti i v i suuteen postgl asi aal i aikana. Myös Davenport ja Ri ngrose (1 987) ovat havainneet Skotlannin kvartaari sedimentei ssa deforrnaati ora- kentei ta, jotka on tulkittu voimakkaan sei smi sen akti i vi suuden ai heuttaniiksi. Boni 11 a et al. ( 1984) ovat esi ttaneet t arkeimpi en si i rrostyyppi en di - mensi oi den korreloi nni n maan j ari stysten magni tudi en kanssa käyttäen hy- väksi tietoja yli 100:sta tunnetusta si irroksesta (kuvat 2-5). kerätty usei 1 ta eri tyyppi si 1 ta kal 1 i operaal uei 1 ta, Tiedot on joten niiden so- veltaminen Fennoskandian kallioperaan ei anna täysin tarkkaa kuvaa siir- rosten dimensi oi den ja maan jari stysmagni tudi en suhtei sta. ALL LOC LBNCTB (KM) Kuva 2. Si i rroksen pituuden ja maan j ari styksen magni tudi n val i nen ri i p- puvuus; kaikki si i rrostyypi t (Boni 11 a et al. 1984).

13 RV LENGTH (Kx) LOG LENGTH (KM) Kuva 3. Si i rroksen pituuden ja maan j ari styksen magni tudi n val i nen ri i p- puvuus; kaantei ssi i rrokset (Boni 11 a et al. 1984). 2. ALL Kuva 4. Si irroksen si i rtyman ja maan jari styksen val i nen ri i ppuvuus; kaikki silrrostyypit (Boni 1 la et al. 1984).

14 NML Kuva 5. Si irroksen si irtyman ja maan jari styksen val i nen ri i ppuvus; maa1 i si i rrokset (Boni 1 1 a et al nor- Myös Sl emmons (1982) on analysoinut verti kaal i si i rtymi en ja maan j ari s- tysten yhteyttä. Mörner (1 984) on soveltanut Slemnionsi n tuloksia joi - hi nki n Ruotsin postgl asi aal i si ssa si i rroksi ssa havai ttui hi n si i rtymi i n (taulukko 1 ). Samassa taulukossa on Boni 11 an et al. (1 984) di agrammei sta saadut maan j ari stysmagni tudi t yhtä suuri 11 e si i rtymi 11 e. Taulukko 1. Verti kaal i si i rtyman ja maanjari styksen val i nen yhteys (Boni 11 a et al ja Mörner 1984).... Verti kaal i - Magni tudi Magni tudi siiros, m (Bonilla et al.) (Mörner)...

15 Postgl asi aal i sten si i rrosten rakennegeol ogi set pi i rteet ovat toi stai - seksi rnelko huonosti tunnettuja. Niita pidetaan yleensa kaanteissiirrok- si nay rnutta esirn. kaadetiedot ovat hyvin puutteell i si a. Kaateita on jon- kin verran kyetty rnittaarnaan rnaanpinnalla, esirn. Pasrnajarvella 30" kaak- koon (Kukkcnen ja Kui varnaki 1985). Maanpi ntahavai nto ei kuitenkaan anna 1 uotettavaa kuvaa si irroksen kaateesta syvernrnal la. Kaade ei valttarnatta pysy vakiona syvyyden kasvaessa, vaan saattaa rnuuttua esim. kuvan 6 osoi ttarnal 1 a taval 1 a. Kuva 6. Rakennegeologi nen ma1 1 i osasta Parvien si i rrosta (Tal bot 1986). Myoskaan postgl asi aal i sten si i rrosten syvyydesta ei ole varmaa ti etoa. Koska si i rrostorrni en korkeusvai htel ut kul un suunnassa ovat usei n varsi n suuria, on postglasiaalisten siirrosten arveltu olevan rnelko rnatalia rakentei ta. Adarnsi n ( 1981 ) rnukaan postgl asi aal i set si irrokset ovat vai n rnuutami a ki lometreja syvi a, kun taas Ta'l boti n ( 1986) rakenneanalyysi n perusteell a Poh joi s-ruotsi n postgl asi aal i set si irrokset ovat a1 1 e 1 km syvia li uskarnaisia rakenteita. Hasegawa (1987) on esi ttanyt menetelman, jol la postgl asi aal i sen si irroksen syvyys voidaan arvioida rnittaarnal la si irroksen pituus ja verti - kaal i si irtyrna tai kal tevuus tietyll a etai syydell a si irroksesta (kuva 7).

16 Kuva 7. Postgl asi aal i sen si i rroksen si i rtyman ja kaltevuuden ri i ppuvuus niiden havai ntoetäi syydestä si irrokseen nähden eri W/L -suhtei 1-1 a. Mal 1 i na on suorakulmai nen verti kaal i si i rros, jonka pituus on L, syvyys W ja suhteellinen siirtymä D = 1 cm. Vertikaalisiirtymä-U3 ja kaltevuus a (-U3)/a X2 on mitattu etaisyydel lä X2 siirroksesta (Hasegawa 1987).

17 Postglasi aali sten si irrosten leveydestä ei niyöskaan ole 01 1 ut kairauk- si i n perustuvaa havaintoa. Yleensä niiden 1 i i kuntosaurnojen ympäri 11 a on kapea ri kkoutuneen ki vi aineksen vyöhyke (Kui vamaki ja Vuorel a 1985). Kuvi ssa 8 ja 9 on esitetty Ta1 botin (1986) rakennegeologiset tulkinta- mal lit 85 km pitkästä eteläisestä osasta Parvien siirrosta seka Lans jarvin si irroksesta. Ne on tulkittu lähes kauttaaltaan työntösi irroksi ksi, joiden kaade yleensä jyrkkenee syvyyden kasvaessa. Lähellä Lansjarvin si i rroksen etel aosaa voidaan havaita niyös kul ku-1 i ukutyyppi nen si i rros. Kuvat 8 ja 9. Rakennegeologi nen tul ki ntarnal 1 i osasta Parvien siirrosta sekä Lans järvi n si i rroksesta (Ta1 bot 1986).

18 Suomen siirroksi sta Venejarven ja Ruostejarven si irrosten vali ssa si- jaitsee ymparistostaan 1-3 m kohonnut lohko, jonka poikkileikkaus on esitetty kuvassa 10. Veneja~en siirros kaade? ~ohko 2-3 metria 1 yrrparistoa ylerrpana Ruostejarven siims -kaade? I Kuva 10. Venejarven ja Ruostejarven siirrosten rakennekuvaus (Kuivamaki 1986). Postglasi aalisten si irrosten i ka voidaan paatel la niiden suhteesta kvartaarimuodostumi in (Lagerback ja Witschard 1983). Jos si irrokset selvasti 1 ei kkaavat tall ai si a muodostumi a, ne voi daan paatel 1 a me1 koi sell a varmuudel 1 a postgl asi aal i sta a1 kuperaa olevi ksi. Geomorfol ogi si 11 a analyyseilla on kyetty osoittamaan, etta postglasiaaliset siirrokset ovat syntyneet samaan ai kaan kui n ni iden yhteydessa 01 evat maanvi eremat, jotka on todettu vuotta vanhoiksi (Kujansuu 1972 ja Lagerback 1979). Si i rrosten syntyma naytt aa si i s 01 evan yhtydessa jaati kon vetaytymi svai heeseen Tunnetut postgl asi aal i set si irrokset Postgl asi aa1 i si a si i rroksi a tunnetaan yhteensa yl i 70, joi sta 21 si jai t- see Fennoskandiassa ja noin 50 Kanadassa (Kukkonen ja Kuivamaki 1985).

19 Seuraavassa tehdään maittain yhteenveto si irroksi sta, si sta ja tutkimustuloksista. niiden tutkimuk Ruotsi Poh j oi s-ruotsi n Norrbotteni n postgl asi aal i set si i rrokset (kuva 11 ) ovat Fennoskandi assa parhaiten tutkittu ja. Alueelta on 1 öydetty kolme eri 1 - lista si irroskompleksi a, Lansjarvin, Karkejauren ja Parvien si irrokset. Aluetta ovat tutkineet mm. Lagerback ja Henkel (19771, Lagerback ja Witschard (1983), Herikel et al. (1983) seka Talbot (1986). LATE QUATERNARY FAULTS IN NORRBOTTEN PARVIE LANSJARV KARKEJAURE FAULT s SEISMIC PROFILES Kuva 11. Norrbottenin postgl asi aal i set si i rrokset (Henkel et al. 1983).

20 Si irrosaluetta on tutkittu usei 11 a eri laisi 1 l a geofysiikan menetelmi 1 la, mm. aerosahköi si 11 a ja -magneetti si 11 a menetelmi 11 a seka VLF: 11 a, sli ng- rami 11 a ja refrakti osei smi i k all a. Si i rroskompleksi en yhtei spi tuus on noi n 300 km ja suuri n si i rrostörman korkeus on 30 m. Norrbottenin siirrokset ovat suurelta osin syntyneet peruskal 1 i ossa jo ai kai semmi n 01 1 ei si i n hei kkousvyöhykkei si i n. Kuitenkin on havaittu kohti a, joissa si i rros on syntynyt ehjään kal 1 i oon (Lagerback ja W i tschard 1983). Esi merki ksi Lans järvi n si i rroksesta ovat Henkel et al. (1983) laskeneet, että 50 % siirroskompleksista liittyy vanhempi i n rakentei si i n. Lagerbacki n ja Henkeli n (1977) mukaan Norrbottenin postgl asi aal i sten siirrosten alueeseen on liittynyt myös neotektonista aktiivisuutta vuosina (kuva 12). Kuva 12. Sei smi nen akti i v i suus Norrbotteni n al ueel 1 a vuosi na Pienempi kuva esi ttaa alueen vi imeai kai sen maankohoami sen i sobaaseja (Lagerback ja Henkel 1977).

21 Suomi Suomen postgl asi aal i si a si i rroksi a ovat tutki neet mm. Kujansuu ( 1964), Edelman (1949), Kukkonen ja Kui vamaki ( 1985) seka Kui vamaki ( 1986). Huomattavimmat tiedossa olevat siirrokset sijaitsevat Lapissa melko selvänä jatkeena Poh joi s-ruotsi n si i rrosvyöhykkeel 1 e. Ni iden suunta on yleensä noin koi 1 linen-lounas (kuva 14). Poikkeuksena ovat Vaalajarven, Portti - pahdan ja Vuotson siirrokset (kuvassa 13 numerot 4, 5 ja 71, joiden suunnat ovat 1 ahes kohti suorassa yl ei sta si i rrossuuntaa vastaan. Lapi n postgl asi aal i set si irrokset on todettu maaperakartoi tusta varten suori - tetun ilmakuvatulkinnan yhteydessä (Kujansuu 1964). Kuva 13. Suomen postgl asi aal i set si i rrokset ja maanvi eremät Kujansuun (1964) seka Kuivamäen ja Vuorelan (1985) mukaan. 1 = Suasselka, 2 = Venejarvi ja Ruostejarvi, 3 = Pasmajarvi, 4 = Vaalajarvi, 5 Porttipahta, 6 = Kelottijarvi ja 7 = Vuotso. / = siirros, 3 = siirros, vakaset alempaa lohkoa kohti * = maanvierema.

22 Taulukko 2. Suomen tarkeimpien postgl asiaal isten si irrosten yhteenveto (Ku jansuu 1964, Kukkonen ja Kui vamaki 1985 seka Kui vamaki 1986).... Si irros Siir- Tor- Kul- Tehdyt geofysi - Si irros- Suhde ros man ku kaal i set ~ YPY P ~ vanhem- 1 i n jan kor- tutkimukset piin rapi tuus keus kentei - (km) (m) ("1 siin... Pasmajarvi , 2, 3, 4, 5, 6 kaanteissiirros epaselva Suasselka , 2, 3, 4, 5, 6 kaanteissiirros liittyy osi ttai n Venejarvi ei tiedossa 1 i i ttyy osi ttai n Ruostejarvi ei tiedossa epasel va Vaalajarvi ei tiedossa epasel va Menetelmat: 1 = aeromagneettinen 2 = aerosahkomagneettinen 3 = VLF 4 = magneettinen 5 = slingram 6 = maatutka. Edel 1 i sten 1 i saksi pi eni a postgl asi aal i si a si irroksi a on loydetty Enontekion Kelotti jarvelta ja Sodankyl an Vuotson luotei spuolel ta (Kujansuu 1964). Mui ta mahdoll i si a postgl asi aal i si a si irroksi a ovat mai ni nneet mm. Sauramo (1954) Etela-Suomessa linjalla Espoo-Nurmijarvi-Myrskyla-Uusikyl a seka Edelman (1949) Linjenin saarel la Dragsfjardi ssa. Myos 1 ahel 1 a Oravi a seka I lomantsi ssa on loydetty mahdol 1 i sesti postgl asi aal i sta a1 - kuperaa 01 evat si i rrokset (Kukkonen ja Kui vamaki 1985 seka Nurmi 1987, suul linen tiedonanto).

23 Kuva 14. Suomen Lapin postglasiaalisten siirrosten suuntajakauma. Tiedot Ku jansuu ( 1964), Kukkonen ja Kui vamaki ( 1985) ja Kui vamaki (1986) Norja Olesen (1985 ja 1987) on tutki nut Finnmarki n alueel la Pohjoi s-norjassa si jaitsevia Masin alueen postglasiaalisia siirroksi a (kuva 15). Siir- rosvyohyke on noi n 80 km pi tka ja koi 11 i s-1 ounassuuntainen. Korkei n ha- vaittu siirrostorma on 7 m. Aeromagneetti sen kartan perusteell a alueen di sl okaatioiden paasuunnat ovat 325", 5" ja 45". VLF-mi ttausten perusteell a si i rrokset on tul kittu rakenteel taan tyonto- tai kaantei ssi i rroksi ksi ja ne nayttavat useimmi - ten sijaitsevan vanhemnissa ruhjeissa (Olesen 1987).

24 Kuva 15. Fi nnmarki n alueen postgl asi aal i set si i rrokset (Olesen 1985). Masin siirrosalueeseen on liittynyt myös viimeisen 400 vuoden aikana sei smi sta akti i v i suutta (kuva 16). Ilmei sesti voimat, jotka ovat ai - koi naan ai heuttaneet postgl asi aal i sten si i rrosten synnyn, leen olla aktiivisia. voivat edel-

25 0 Ktl 500 KH Kuva 16. Osa Fennoskandi an maan j ari styskarttaa (Sl unga ja Ah jos 1986). Jari stykset on reki steröi ty ai kaval i 11 a vv Karttaan on merkitty Fi nnmarki n si i rroskompl eksi Oleseni n ( 1985) mukaan Kanada Kanadan tunnetut postgl asi aal i set si i rrokset (kuva 17) sijaitsevat maan i taosassa yl eensa jyrkkakaatei si ssa pal eotsooi si ssa 1 i uskevyöhykkei ssa (Adams 1981 ).

26 52 28' 4 Postgl0c1ol foult, barb on upthrown side Kuva 17. Kanadan postgl asi aal i set si i rrokset ja ni i den suunni sta johdetut janni tyskentan suunnat (Adams 1981 ja Hasegawa 1987). Useimmi sssa 1 ta-kanadan postgl asi aal i si ssa si i rroksi ssa ovat si i rtymat hyvi n pieni a (muutarni a senttirnetreja), mutta parvi ttai n esiintyvien si i rrosten kumul ati i vi set si i rtyrnat voivat 01 1 a huomattavia (>1 m) (kuva 18). Kuva 18. Yksinkertaistettu rakennetulkinta liuskevyöhykkeessa sijaitsevi sta postgl asi aal i s i sta si i rroksi sta (Adams 1981 ).

27 Adsmsi n (1981 ) mukaan postgl asi aal i sten si i rrosten syntymi nen 1 i uskevyöhykkei siin johtuu useista potentiaalisista si irtymatasoi sta li uskei sissa kivi ssa. Muissa kivi 1 ajei ssa ovat siirtymät yleensa suurempia, ja si irrokset ovat usei n syntyneet vanhempi i n hei kkousvyöhykkei si i n. Kanadan postglasiaaliset siirrokset ovat yleensa rakenteeltaan kaanteissi i rroksi a, joten niiden syntymekani smi on i Imei sesti samantyyppinen kuin Fennoskandi assa. Adams (1981 ) on esi ttanyt kolme mahdol 1 i sta syytä postgl asi aal i sen si i rroksen syntymi se1 1 e: 1 ) Pai kal 1 i nen ki ven 1 aajenemi nen pystysuunnassa, joka 1 i i ttyy mannerj aan vet aytymi seen. 2) Peruskal 1 i on sarkynii nen gl asi oi sostaatti sen maannousun ja pai kal 1 i sen taivutuksen seurauksena; kalliolohkojen kohoaminen eri nopeudella. 3) Tektoni set voimat, jotka ei vat ole yhteydessä mannerjaan vetaytymi - seen (esim. laattatektoni set voimat). Nama vaihtoehdot eivät ole toisensa poissulkevia, ja on mahdollista, et- ta si i rrokset ovat syntyneet ni i den kai kki en yhtei svai kutuksesta. Postgl asi aal i sten si i rrosten ja nykyi sen sei smi sen akti i v i suuden yhteytta ovat Kanadassa tutki neet mm. 01 i ver et al. (1 970) ja Rast et al. Kuva 19. Oak Bayn si i rrosal ueen maan j ari stysten epi sentri jakauma (Rast et al. 1979).

28 (1 979). Maanjari stysten korreloi nti si irrosten si jainni n kanssa on jos- sai n maari n epavarmaa, mutta ai naki n Oak Bayn paleotsooi si ssa 1 iuskei ssa si jai tseva si irroskompleksi on todettu sei smi sesti akti i vi seksi 19). (kuva Kanadan neotektoni set 1 i i kunnot johtuvat Hasegawan ( 1987) mukaan a1 uei t- tain eri syista. Rauhal lisen ki lpialueen lii kuntoja kontrolloi postgla- si aal i nen maankohoami nen, kun taas tektoni sesti akti i v i sell a 1 ansiran- ni kol 1 a vai kuttavat 1 ahi nna manner1 aatto jen 1 i i kkeet. Maan i taosassa postgl asi aal i sten si irrosten a1 ueel 1 a on neotektoni sten prosessi en tar- kei n syy Hasegawan ( 1987) mukaan si i s maankohoami nen, joka nayttaa kaa- kossa ai heuttavan pai koin vanhojen hei kkousvyohykkei den reaktivoi tumi s- ta. Kuitenkin Sbarin ja Sykesin (1973) mukaan itaisen Pohjois-Ameri kan sei smi seen akti i v i suuteen ovat vai kuttaneet myos hori sontaal i set janni - tykset, jotka ai heutuvat laattatektoni si sta voimi sta. 3. NYKYINEN SEISMINEN AKTIIVISUUS FENNOSKANDIASSA Suomi si jai tsee sei smi sesti rauhal 1 i sell a Fennoskandi an ki 1 vel 1 a, jossa maanjaristykset liittyvat prekambri sen kall ioperan lohkolii kuntoi hin (Ah jos 1983). Sei smi sen akti i vi suuden syyna ovat seka postgl asi aal i nen maankohoami nen etta 1 aattatektoni i kasta ai heutuva 1 uode-kaakkosuuntai nen hori sontaal i puri stus. Laattatektonii kan merkitysta korostavat myijs Slunga et a1. (1984) seka Sl unga ja Ahjos (1986), joiden mukaan 1 aattatektoni set voimat ovat suu- rin syy Fennoskandi an neotektonisi ssa lii kunnoi ssa. Maanjari stykset Fen- noskandian kilvella tapahtuvat yleensa kuoren ylaosassa alle 20 km:n syvyydessa. Todennakoi si n syvyys vai htelee 7 ja 15 km: n val i 11 a (Koski - ahde et al. 1985). Maanjaristyksia on havaittu Suomessa vuosina kappa1 etta. Havai ttu jen jari stysten magni tudi t ovat va-i hdel- leet valilla 1,5-4,9. sei smi sia ja sen jal keen instrumentti havaintoja. Havainnot ovat olleet vuoteen 1957 saakka makro-

29 Postgl asi aal i sten si i rrosten synnyn ja maan j ari stysten yhteytta ovat tutkineet mm. Mörner (1977) ja Talbot (1986). Yleinen käsitys on, että postgl asi aal i sten si i rrosten syntyyn on 1 i i ttynyt huomattavaa sei smi sta aktiivi suutta. Gl asi oi sostaatti sen maannousun hi dastuessa on sei smi nen aktiivisuus kui tenki n vähentynyt huomattavasti (kuva 20). Kuva 20. Postgl asi aal i sen maannousun ampl i tudi (1 funktiona Etelä-Ruotsi ssa (Artyuskov 1983). ja nopeus (2) ajan Vi imeai kai sen sei smi sen akti i v i suuden yhteytta postgl asi aal i si i n si i r- roksiin ovat tutkineet mm. Lagerback ja Henkel (19771, Olesen (1985) seka Rast et al. (1979). Näiden tutkimusten perusteell a postglasiaali- siin si i rrosaluei si i n näyttää 1 i i ttyvan seismista aktiivi suutta vie1 a nykyaanki n.

30 3.1. Kal 1 i operan janni tysti 1 a Kal lion primaari jannitysti la kocstuu kahdesta toisistaan ri ippumattomas- ta voimakentasta, pai novoimakentasta ja tektoni sesta kentästä (Johansson 1984). Nai sta pai novoimakentta on 1 ahes vakio kuoressa ja ylemmässä manttelissa, kun taas tektoninen jannityskentta käyttäytyy huomattavasti monimutkai semmi n. Tietyn al ueen janni tysti 1 an al kuperaa ei yleensä voida tarkkaan selvittää, mutta siitä voidaan tehdä oletuksia esim. kuvan 21 tapaan. 0 m A Tektoninen jannityskent B Painovoirnakentta C Mannerjxan aiheuttama j annityskentta D f!,ukkiutunut tektoninen jannityskentta xa xa uo.yys (ml Kuva 21. Hypoteetti nen esitys kal 1 ion janni tyskentan al kuperasta (Johansson 1984). Tarkei n nykyi seen sei srni seen akti ivi suuteen vai kuttava teki ja on hori sontaal i puri stus, joka johtuu Poh joi s-atl anti n keski se1 anteen 1 evi a- mi sen aiheuttamista laattatektoni si sta voimista (Slunga ja Ahjos 1986). Etel a-ruotsi n ja Suomen maanjari stysten si irrostasoratkai sujen perusteella Fennoskandiassa vallitsee alueellisesti lähes vakio luode-kaakkosuuntai nen hori sontaal i puri stus (kuva 22).

31 Kuva 22. Suurimman horisontaalipuristuksen suunnat ruusudiagrammina Ete- 1 a-ruotsi n maan j ari stysten si irrostasoratkai su jen perusteell a (Sl unga et al. 1984) Si irrostyypit ja jannitysti la Maan jari styksesa maankuoren janni tys vapautuu aki 11 i sesti tiettyä si irrostasoa pitkin. Paasi i rrostyyppeja on kolme: kul ku-li ukusii rros, normaa1 i si i rros ja kaantei ssi i rros (kuva 23). Kuva 23. Tärkeimmät si i rrostyypi t (Bi 11 ings 1972). a = normaali si i rros, b = kulku-liukusi irros ja c = kaanteissiirros.

32 Si irrostyypi n ri i ppuvuus paajanni tyksi sta i lmenee kuvasta 24. Kaantei s- ja kul ku-1 i ukusi i rroksen syntyessa suurin paajanni tyssuunta on hori sontaal i nen, kun taas normaali si irroksen syntyessa suurin paajanni tys on verti kaal i suuntai nen. West East \tu1,, 04 A C Kuva 24. Si irrostyypi n ri i ppuvuus jannitysel li psoidi sta. Kaantei ssi irros (B) syntyy el li psoidi sta A, kul ku-1 i ukusi i rros (D) el li psoidi s- ta C ja normaalisiirros (F) ellipsoidista E (Billings 1972). Sl ungan et al :n (1984) tutkimus Etelä-Ruotsi n maanjari styksi sta osoittaa selvää korreloi nti a tietyn si irrostyypi n suunnan ja suurimman vaakajan- ni tyksen suunnan val i 11 a seuraavasti (kuva 25) : 1 ) Kaantei ssi irrosten suuntamaksimi on kohti suorassa suurimman vaakajan- nityksen suuntaan nähden. 2) Normaal i s i irrosten suuntamaksimi on suurimman vaakajanni tyksen suun- tai nen.

33 3) Kulku-liukusiirrosten suuntamaksimit ovat noin 45":n kulmassa suurim- man vaakajannityksen suuntaan nahden. Kuva 25. Si irrostyyppien --.. suuntajakauma Etel a-ruotsissa. a) kulku-1 iukusi irros, b) kaantei ssi irros, c) normaal i si irros. (Sl unga et a ). Koska postgl asi aal i set si i rrokset ovat Fennoskandi an ki 1 vel 1 a yleensa tyypi 1 taan kaantei ssi irroksi a ja koi 11 i nen-lounassuuntai si a, voidaan si i s olettaa, etta luode-kaakkosuuntainen horisontaal ipuri stus on 01 lut tarkea tekija niiden syntymekanismissa Suomen maan jari styskartan ja postgl asi aal i sten si i rrosten kartan vert ai 1 u Kuvassa 26 (Talvitie 1979) on esitetty satelliittikuviin ja geofysi- kaal i siin karttoi hi n perustuva Suomen seismotektoninen tul ki ntakartta. Y 1 eensa Suomen maanjari stykset si joi ttuvat kartassa nakyvi i n paaniur- rosvyohykkei siin. Kartasta voidaan havaita, etta Lansi -Lapin postgl a- si aal i sen si i rrosal ueen kautta kul kee yksi Suomen sei smi sesti akti i - visimpia alueita.

34 Kuva 26. Suomen sei smotektoninen kartta (Talvi tie 1979). Kuvassa 27 (Ahjos 1983 seka Kuivamaki ja Vuorela 1985) on esitetty Suomessa vuosina havaittujen maanjäristysten episentrit ja tar- keimrnat postgl asi aal i set si i rrokset. Vuosina havainnot ovat 01 1 eet makrosei smi si a ja vuodesta 1957 eteenpai n i nstrumentti havai ntoja. Vai kka postgl asi aal i sten si irrosten alue kuu1 uuki n sei smi sesti suhteel- 1 i sen akti i v i seen al ueeseen, ei voi da havaita eri tyi sen se1 vaa

35 korreloi nti a si i rrosten si jai nni n ja maan j ari stysten val i 11 a. Ai noastaan Vaal ajarven si irrokseen (4) näyttää selvimmin 1 i ittyvan seismista akti i - vi suutta. Vuosi na on si irroksen 1 ahei syydessä havaittu 5 maan j ari stysta. Myös Suassel jan si i rroksen 1 ounai spaassa on havaittu vuonna 1819 maanjari stys, jonka magnitudi 01 i 4,6. Edel leen Venejarven- Ruostejarven siirroskompleksi i n 1 i ittyy yksi maanjari stys vuonna 1842, jonka magnitudi oli 3,6. ovat kuitenkin makrosei smi si a, kuus on vain km (Ahjos ja Arhe 1983). Suasseljan ja Venejarven-Ruostejarven havainnot joten ni i den epi sentri en pai kannustark- Kuva 27. Suomen maan j ari stykset vuosina seka postgl asi aa- 1 i set si irrokset (Ah jos 1983 seka Kui vamaki ja Vuorela 1985).

36 Todennaköi sesti maan j ari styksi a kontrol 1 oi vat kal 1 i operan suuremmat ja vanhemmat heikkousvyöhykkeet. Tämä ilmenee myös kuvasta 28 (pohjana Tal- vitie 1979 s. 2481, jossa on esitetty Länsi- ja Keski-Lapin maanjäris- tykset ruh jetektoni se1 1 a kartal 1 a. Jari stykset näyttavat jotakuinkin keski ttyvän Ta1 vi ti en tul ki tsemi i n 1 uode-kaal<kosuuntai si i n suurraken- tei si i n. Hei kon pai kannustarkkuuden ja maan j ari stysten vahai sen määrän vuoksi ei tästä yhteydestä voi kuitenkaan 01 1 a täysin varma. Kuva 28. Suomen ruhjetektoninen kartta ja Länsi-Lapin maanjäristykset (Talvitie 1979).

37 Kuvassa 29 on esitetty Pohjois-Fennoskandian maannousun nopeus. Isobaasi käyrät näyttävät noudattavan Länsi -Lapi ssa suunni 1 leen yleistä postgl asi aal i sten si i rrosten suuntaa siten, että maannousu on si i rrosten 1 änsi - ja 1 uotei spuol el 1 a nopeampaa. Kuva 29. Poh joi sen Fennoskandi an maannousu (Mäki nen 1977). Luvut mi 11 i - metrejä vuodessa. Merenpinnan eustaattinen nousu 0,8 mm/v on otettu huomioon.

38 4. RIKKONAISUUDEN JA RAKOILUN VAIKUTUS KIVEN PETROFYSIKAALISIIN OMI- NAISUUKSIIN Kall i operan hei kkousvyöhykkei ssa sijaitseva kivi ai nes on usei n joutunut altti i ksi deformaati 01 1 e, jo1 1 oi n ki ven petrofysi kaal i set omi nai suudet ovat rriuuttuneet ymparistöön verrattuna. Lisäksi ruhjoutuminen on yleensä kasvattanut pohjaveden tayttamaa ti 1 aa, mi ka muuttaa hei kkousvyöhykkeen tiheytta, elastisia ja sähköisiä seka pitkän ajan kuluessa myös magneet- ti si a omi nai suuksi a. Muuttuneet petrofysi kaal i set omi nai suudet voidaan havaita sopi vi 11 a geofysi kaal i si 11 a menetelmi 11 a. Hei kkousvyöhykkeen tunni stami sen edel lytyksena ovat kuitenkin ri ittava petrofysi kaal i nen kontrasti ymparistöön verrattuna seka riittävän suuret geometriset dimensi ot Magneetti set ominaisuudet Kivi 1 ajin tärkeimmät magneettiset omi nai suudet ovat suskepti bi 1 iteetti, remanenssi ja nai sta laskettava Königsbergeri n luku. Niihin vai kuttavat Granltoldlt Dlorlltlt ja gabrot PITOISUUS [%] Kuva 30. Suskepti bi 1 i teeti n ja magneetti sten mi neraal i en maaran korre- 1 oi nti (Schön 1983).

39 eniten ki ven si sal tamat ferrimagneetti set mi naraal i t, paaasi assa rnagnetiitti, titanomagnetiitti, maghemiitti ja ulvöspinelli (~are; 1984). Nai den 1 i saksi vai kuttavana teki jana on magneetti sten mi neraal i en raekoko. Suhde magneetti sten mi neraal i en pitoisuuden ja suskepti bi 1 i teeti n val i 11 a on magrnaki vi 11 a jotakui nki n 1 i neaari nen, kun magneettisia mi neraaleja on yli 0,01 % (kuva 30). Kal 1 i operan hei kkousvyöhykkei den ki vi 1 aji en magneetti set omi nai suudet voivat muuttua seuraavi 11 a tavoi 1 la (McIntyre 1980, Henkel ja Guzman 1977, Johnson ja Merril 1972): - Hapettava (kylmempi ) fluidi tunkeutuu kiveen metamorfoosi n aikana, jolloin muodostuu magnetiittia; suskeptibiliteetti kasvaa - Pel ki stava (1 ampimampi ) metamorfi nen fl uidi tunkeutuu kylmempaan ki - veen, jolloin magnetiitti tuhoutuu; suskeptibiliteetti laskee - Al hai si ssa 1 arnpöti loi ssa (< 250 C) tapahtuva rapautumi nen ruh jevyöhyk- keessa, jo1 1 oi n magneti i tti hapettuu hemati i ti ksi ; suskepti bi 1 i teetti 1 askee ja Q-arvo kasvaa (kuva 31 ). outer tloncs inner f lancs completely altered Kuva 31. Hapettumi sen ja hydrautumi sen vai kutus suskepti bi 1 i teetti i n ja Q-arvoon ruh jevyöhykkeessa (Henkel ja Guzman 1977).

40 Edel 1 aolevan perusteel 1 a hei kkousvyöhyke voi si i s aiheuttaa joko niagneetti sen mi nimi - tai maksimi anomal i an. Mi nimi anomal i at ovat kui tenki n huomattavasti yl ei sempi a (Kukkonen 1984). Magneettisella sama-arvokartalla kallioperan heikkousvyöhykkeisiin liit- tyy usein magneetti si a 1 i neamentteja, jotka voidaan tunnistaa sama-arvo- kartalta seuraavien piirteiden perusteell a (Henkel 1976) : - anomal i akuvi oi den katkeami set - karakteri sti sten anomal i oi den si irtymat - magneetti sen hori sontaa1 i gradi enti n muutokset - 1 i neaari set mi nimi t (aiheutuvat vyöhykkei sta, joi ssa magneetti sen ai - neksen pi toi suus on al hai nen). Suomessa on kall i opera usei n me1 ko paramagneetti sta (kuva 321, joten ruh jeen havai tsemi nen mi nimi n perusteel 1 a maastomi ttauksi n ei aina ole mahdollista. Geologian tutkimuskeskuksen petrofysiikan laboratoriossa on mahdol 1 i sta maari ttaa kai rasydannayttei sta kui tenki n varsi n pieni a, noi n '~ SI-yksi kön suskepti bi liteettieroja..: D IKG/M~) KARTTALEHTI 2642 KIVILAJIT: 187, 200, 205, 206, 207, 250, 284, 290, Kuva 32. Kartta1 ehden 2642 suskepti bi 1 iteetti -ti heysjakauma. Alueen ki - vet ovat grani i tti, granodi ori i tti, pegmati i tti grani i tti, apliittigraniitti, porfyyrigraniitti, pegmatiitti, graniittignei ssi, gnei ssi ja ki i 11 egnei ssi.

41 Kuvassa 32 on esi tetty yhden postgl asiaal i sen si i rroksen (Pasmajarvi ) a1 ueen karttalehden suskepti bi 1 iteetti -ti heys- jakauma, joka muodostuu kahdesta eri 11 i sesta popul aati osta. Toi nen popul aatio koostuu para- magneettisista (kc 1000 * SI) graniittisista kivista, joiden tiheys 3 on myos a1 hainen ( < 2600 kg/m ) Sahkoi set omi nai suudet Sahkoisi 1 la menetelmi 1 la voidaan tutkia kivien sahkoi sta potentiaalia, sahkonjohtavuutta, dielektrisyysvakiota seka epasuorasti myos magneet- tista permeabiliteettia (Telford et al. 1976). Naista aineparametreista tarkein on sahkonjohtavuus (tai resistiivisyys). Sahkovirta voi kul kea ki vessa kolmel 1 a eri taval 1 a: el ektroni sesti, elektrolyytti sesti tai dielektrisesti johtumall a: - Dielektri nen johtumi nen voidaan havai ta vain huonoi ssa johtei ssa; si ta esi i ntyy myos paremmi ssa johtei ssa, mutta elektroni nen johtumi nen on ni i n dominoivaa, ettei dielektri syytta voida havaita - Elektroni nen johtuminen a1 heutuu kiven (paaasi assa metal listen) mine- raal ien ja a1 kuai neiden vapai sta elektronei sta - El ektrolyyttinen johtumi nen ai heutuu ki ven huokosi ssa olevan nesteen vapaista ioneista. Kuvan 33 perusteell a tarkeimpien mineraal ien, kvartsi n, kii lteen ja maa- sal van resi sti i v i syydet vai htel evat val i 11 a 10-I - 10-I n m, joten ne ovat lahinna eristeita. Koska kuitenkin mitatut kivi lajien resistiivi- syydet ovat yl eensa usei ta dekade ja pi enerr~pi a, ni i den resi sti i vi syyden voidaan olettaa ri ippuvan voimakkaasti kiven rako- ja huokostaytteiden sahkoisi sta omi nai suuksi sta.

42 Kuva 33. Tärkeimpien mineraal ien resi sti ivi syysal ueet (~are; 1984). Kal 1 i operan ruh jeet ovat yl eensa vesi pi toi si a vyöhykkei ta, joiden resi s- ti i vi syys on ympäri stöa pienempi. Ruh jeen kokonai s johtavuus muodostuu kolmesta komponenti sta (Brace et al. 1965) : mi ssa CJ = kokonai s johtavuus t CJ f = rakojohtavuus o = huokosjohtavuus P = pi ntajohtavuus. Os Suo1 ai sten rako- ja huokostaytteiden johtavuus aiheutuu paaasi assa kah- desta ensi mmai sesta kornponenti sta.

43 Ruh jeen sähkönjohtavuutta (resi sti i vi syyttä) voidaan arvioida olettaen, että jolitavuus aiheutuu vain pohjavedestä ruhjevyöhykkeessä. Archien lain sovell utus magma- ja metamorfi si 1 le kivi 1 le on (Parkhomenko 1967) : mi ssä p Ow = kokonai sresi sti i vi syys = veden omi nai svastus = huokoisuus KOKONRISOMINRISVASTUKSEN RIIPPUVUUS HUOKOISUUDESTR ,,, l, l _ i l i l > l i l i l i l l 8 i i, l i 1 i 1i1i1,1,1*11 loooooo !- (0 e 1 > 2 a z _ \ * x. '\ x. \ *- --. '\ '\ E \ \ (0 + ȧ ---..,zj \ -. *--?rl 0 x '\\ \ \ \ \- 100,, " 1 ', ' 1 '11,1,11'11 1 l"1 l ' HUOKOISUUS % = VeCan on.vo*t 0-1 ohnlm ohnln 1 ohnlm 10 ohmln 100 ohnin Kuva 34. Kokonai sresi sti i v i syyden ri i ppuvuus ki ven huokoi suudesta veden eri resi sti i v i syysarvoi 11 a Archi en 1 ai n perusteel 1 a. Bl omqvi sti n et al. (1987) mukaan Suomessa havaitut pohjaveden resi sti i - visyydet vaihtelevat välillä 0,1-100 nm, joten tältä osin kuva 34 kattaa Suomen olosuhteet. Yhtälö (2) pätee kuitenkin vain alle 4 %:n huokoi suudel 1 a (Parkhomenko 1967).

44 Ottama1 1 a huomioon 1 i saksi kiven omi nai svastus voidaan rakovyöhykkeen johtavuutta tarkastel la rakohuokoi suuden perusteel 1 a seuraavan yhtalön avul 1 a (Grant ja West 1965) : missä nf = rakohuokoisuus Ow f'k t = veden omi nai svastus = ki ven omi nai svastus = rakovyöhykkeen omi nai svastus Ratkai semal 1 a P saadaan : Kiven ja veden eri ominaisvastusarvojen perusteella saadaan kuvien 35a-c mukaiset riippuvuudet rakohuokoisuuden ja kokonaisominaisvastuksen vä- 1 i 11 a. Kuvi sta nähdään, että ki ven omi nai svastuksel 1 a alkaa 01 1 a merki - tysta, kun veden ominai svastus on yli 1 nm. KOKONAISOMINRISVASTUKSEN RIIPPUVUUS HUOKOISUUDESTR o HUOKOISUUS % Kiven omlnalsvastus 1000 ohmlm Kuva 35a. Rakovyöhykkeen resistiivisyyden riippuvuus rakohuokoisuudesta, kun kivi ai neksen omi nai svastus on 1000 nm.

45 KOKONRISOMINAISVRSTUKSEN RIIPPUVUUS HUOKOISUUDESTA o 10.0 Vaden amtnalrvoe~ur 0.1 ohmlm 1 ohmlm ohmlm 100 ahmlm o 10.0 HUOKOISUUS % Klvrn omlnalavaatus ohmlm Kuva 35b. Rakovyöhykkeen resistiivisyyden riippuvuus rakohuokoisuudesta, kun ki vi aineksen omi nai svastus on nm, KOKONAISOMINAISVASTUKSEN RIIPPUVUUS HUOKOISUUDESTA o ' ' ' ' ' ' _ : \, -.\ Veden oml nal evoetue 0.1 ohmlm ohmlm ohmlm 100 bhmlm o 10.0 HUOKOISUUS % Klvrn omlnalsvaotuo ohrnlm Kuva 35c. Rakovyöhykkeen resistiivisyyden riippuvuus rakohuokoisuudesta, kun kivi ai neksen omi nai svastus on a m.

46 4.3. Tiheys Tarkeimmat ki ven ti heyteen vai kuttavat teki jat ovat are; 1984) : - ki ven mi neraal i koostumus - kiven rakenne ja asu - ki ven rapautumi s- ja metamorfoosi aste Kall i operan ruh jevyohykkei si i n 1 i ttyy yleensa ympari stoa a1 hai sempi a kiven ti heysarvoja. Nama ai heutuvat paaasiassa ruh joutumi sesta, rakoi- 1 usta ja rapautumisesta. Kuitenkin myos mineraal ien muuttumi nen voi ai - heuttaa muutoksi a ki ven ti heydessa. Esimerki ksi grani i tti utumi nen ja serpenti i niytymi nen 1 askevat ki ven ti heytta (Elo 1977). Ruh jevyohykkeessa olevan kiven ti heytta voidaan arvioida rakoi 1 un ai - heuttaman huokoisuuden funktiona seuraavan yhtalon avulla: missa P = kokonaistiheys t pk = kiviaineksen tiheys P W = huokostaytteen ti heys = huokoisuus 3 Olettamalla huokostaytteeksi vesi (pw = 1000 kglm ) saadaan kuva 36 mu- kai nen kokonai sti heyden ja huokoi suuden val i nen 1 i neaari nen korrel aati o.

47 TIHEYDEN RIIPPUVUUS HUOKOISUUDESTA HUOKOISUUS % Ktven tiheys 2700 kg/rnre3 Veden tiheys 1000 kg/rnri3 Kuva 36. Kiven kokonai sti heyden ri ~puvuus huokoi suudesta, kun ki vi ai - neksen tiheys on 2700 kg/m El asti set ominaisuudet Aineen el asti si sta parametrei sta tärkeimmät ovat: - p-aal 1 on nopeus - s-aallon nopeus - kimmokerroi n E - Poi ssonin luku v Naista tarkastel 1 aan 1 ahemmi n sei smi sta nopeutta, joka on homogeeni sessa val i ai neessa funktio mui sta el asti si sta parametrei sta ja ti heydesta. Taulukossa 4 on esitetty empi iri sesti maari tetty ki ven p-aal lon nopeuden riippuvuus el asti si sta parametrei sta.

48 V, (m/s) Rakoluku (l/m) 19 13,5 9,s 6,s 4 3,5 RQD (%) E (GPa) ,5 52,5 64,5 dy n,u (GPa) ,s 19,5 25,o k (GPa) 17,7 27,O 41,s 51,5 "P RQD sei smi nen P-aal lon nopeus rock quality designation value Edy n dynaaminen kimmokerroin M 1 iukukerroin k puri stuskerroin Taulukko 4. Sei smi sen p-aal lon nopeuden ri i ppuvuus ki ven el asti si sta parametrei sta (Sj@gren et al. 1979). Kiven p-aal lon nopeus ri i ppuu ti heydestä kuvan 37 osoi ttamall a taval 1 a. Tämä yhteys on magma- ja metamorfi si 11 a kivi 11 ä 1 i neaari nen, kun tiheys 3 on alle 3,2 g/cm. m k m' r371112m3a4 8- mo m6 +*J7 m 8 v 7-5 O, g 1_ 33 dm 10'kg.m-~ Abi) Gegciiubcrtitelliiiig Von Lo~igitu~linslwcllci~gcschwindigkeit und Uiclitc iiiaginntischer i~iid nictamorphcr Crstcinc (iiiioli DOIITHAN 1076) 1 - Gr:wiic..i - c:rsnullie, ii - Uiorllc, Cabbm-Diorile, i - Cabljro-Noritc. 6 - Ultrnbnsiie Kuva 37. P-aallon nopeuden riippuvuus tiheydestä magma- ja metarnorfisilla kivillä (Schön 1983).

49 Luonnon kivi ssa sei smi nen nopeus ri i ppuu ki ven huokoi suudesta seka ki i n- tean osa,n ja huokostaytteen sei srni si sta nopeuksi sta. Tämä yhteys voidaan esittää seuraavan yhtalön muodossa (Telford et al. 1976): missä v = koko kiven seisminen nopeus vk = kivi aineksen sei smi nen nopeus = huokostaytteen seisminen nopeus = huokoisuus Ratkai semall a v saadaan yhtälö: Olettamalla kivi aineksen sei smiseksi nopeudeksi 6000 m/s (graniitti) ja huokostaytteen sei srni seksi nopeudeksi 1500 m/s (vesi ) saadaan kuvan 38 osoittama korrelaatio huokoi suuden ja sei srni sen nopeuden val i 11 a. P-aallon nopeuden pieneneminen hidastuu huokoisuuden kasvaessa. P-RRLLON NOPEUDEN RIIPPUVUUS HUOKOISUUS % Kuva 38. Sei srni sen nopeuden ri i ppuvuus huokoi suudesta. Kivi ai neksen seisminen nopeus on 6000 m/s ja huokostaytteen seisminen nopeus m/s.