SUOMEN KALLIOPER~~SSA YDINJ~TTEIDEN SIJOITUKSEN KANNALTA

GEOLOGINEN TUTKIbIUSLAITOS Ydinjatteiden sijoitustutkimusten projektiryhma Tiedonanto 28 G - 1 Ilmo Kukkonen METEORIITTI-IMPAKTIN TODENNAK~~ISYYS JA IMPAKTIN VAIKUTUKSET SUOMEN KALLIOPER~~SSA YDINJ~TTEIDEN SIJOITUKSEN KANNALTA Raportti kauppa- ja teollisuusministerion energiaosaston rahoittamasta tutkimuksesta Espoo, joulukuu 1982 IKDT

'METEORIITTI-IMPAKTIN TODENNXKOISYYS JA IMPAKTIN VAIKUTUKSET SUOMEN KALLIOPE~SSX YDINJXTTEIDEN SIJOITUKSEN KANNALTA Ilmo Kukkonen sivu Abstract Tiivistelma Johdanto Meteoriitti-impaktin todennakoisyys Impaktin mekanismi Astrobleemien rakennegeologisia piirteita Meteoriitin liike-energia ja kraatterin koko Shokkimetamorfoosi Komeettaimpakti Suomen astrobleemit Yhteenveto Sanastoa ja terminologiaa Kiitosmaininnat Kirjallisuusviitteet

Abstract: METEORITE IMPACT PROBABILITY AND THE EFFECTS OF IMPACT IN THE BEDROCK OF FINLAND IN RESPECT OF NUCLEAR WASTE DISPOSAL A meteorite or a cometlike body colliding on the Earth with a supersonic speed (at least 2...3 km,'s, even 40 km/s) would cause an enormous explosion at the moment of impact due to its great kinetic energy. Thus a supersonic impact is able to damage underground excavations built for nuclear waste disposal. However, according to astronomical and geological estimations the probability of a dangerous impact is rather small in respect of the nuclear waste disposal in bedrock. In an area of 337 000 km2 (approximately the surface area of Finland) the probability of an impact sufficient to create an explosion crater at least 10 km in diameter is 1/1000 during a time interval of 100 000 years. A meteorite with a diameter of approximately 100 m and an impact velocity of 30 km/s would be sufficient for this. The impact probability is about 100 times greater for craters the diameter of which exceeds 1 km. Even at this level the probability of an impact hitting at the excavations built for nuclear waste disposal is very minute, because the surface area of damaged bedrock would be very small when compared with the surface area of Finland. In the case of a head-on impact the excavations would be seriously damaged or completely destroyed. E.g., in a crater of 1 km in diameter the depth of bedrock would be about 400 m and intense fracturing of bedrock would continue down to the depth of 900 m below surface level. Local geological factors (rock type, structure of bedrock etc.) have no crucial effect on the properties and extent of impact damages in those circumstances which are typically encountered in Finnish bedrock. This is a result of the fact that the dimensions and properties of an impact crater are mainly determined according to the mass and velocity of the colliding body. In the case of a head-on impact it must be taken into account that the nuclear waste would be spread widely around by the impact explosion. Key words: meteorite, impact, impact probability, effects of impact, astrobleme, nuclear waste. Address of author: Ilmo Kukkonen, Geological Survey of Finland, SF-02150 Espoo 15, Finland.

Meteoriitti-impaktin todennakoisyys ja impaktin vaikutukset Suomen kallioperassa ydinjatesijoituksen kannalta. Ilmo Kukkonen, Geologinen tutkimuslaitos, ydinjatteiden sijoitustutkimusten projektiryhma, 1982. 48 s, 8 kuvaa, 7 taulukkoa, tiivistelma, kirjallisuusviitteet, sanasto. Avainsanat: meteoriitti, impakti, impaktin todennakoisyys, impak- tin vaikutukset, astrobleemi, ydinjatteet. Supersonisella nopeudella (vahintaan 2...3 km/s, jopa 40 km/s maanpintaan tormaava meteoriitti (tai komeettamainen kappale) aiheuttaisi suuren liike-energiansa johdosta rajahdyksen, joka voisi vahingoittaa peruskallioon rakennettua ydinjatteiden loppusijoitustilaa. Nykyisten tahtitieteellisten ja geologisten tietojen mukaan vaarallisen meteoriitti-impaktin (tormayksen) todennakoisyys on kuitenkin ydinjatteiden kalliosijoituksen kannalta varsin vahainen. Suomen kokoiselle alueelle voidaan odottaa sadantuhannen vuoden aikana todennakoisyydella 1/1000 sellaista impaktia, joka synnyttaisi halkaisijaltaan vahintaan 10 km:n kokoisen tormayskraatterin. Tahan riittaisi noin 200 m:n lapimittainen meteoriitti, jonka tormaysnopeus olisi 30 km/s. Yli 1 km:n lapimittaisia kraattereita voidaan odottaa noin sata kertaa suuremmalla todennakoisyydella, mutta sellaisenkin torm2iyksen osuminen peruskallioon rakennetun ydinjatteiden loppusijoitustilan paalle on hyvin epatodennakoista, silla impaktivaurioiden pinta-ala olisi hyvin pieni Suomen koko pinta-alaan verrattuna. Siina tapauksessa, etta impakti osuisi juuri ydinjatteiden loppusijoitustilan ylapuolelle, ydinjatevarasto karsisi vakavia vaurioita tai tuhoutuisi kokonaan. Esimerkiksi yhden kilometrin lapimittaisen impaktikraatterin syvyys (tassa peruskallion syvyys) olisi noin 400 m ja rakoilu ylettyisi peruskalliossa aina 900 m:n syvyyteen.

Suomen olosuhteissa ei paikallisilla geologisilla seikoilla (kivilaji, kallioperan rakenne jne.) ole ratkaisevaa vaikutusta impaktivaurioiden laatuun ja laajuuteen, silla impaktikraatterin ominaisuudet maaraytyvat lahinna tormaavan kappaleen nopeuden ja massan perusteella. Jos ydinjatteiden loppusijoitustila tuhoutuisi meteoriitti-impak- tissa, varsinaiset ydinjatteet leviaisivat ymparistoon rajahdyspilven mukana.

2. JOHDANTO Tama paaasiassa kirjallisuuteen perustuva tutkimus liittyy Geolo- gisen tutkimuslaitoksen Ydinjatteiden sijoitustutkimusten projekti- ryhman projektiin "Yleisselvitykset" (G-1). Tutkimuksen tarkoituksena on ollut selvittaa, mika on vaarallisen meteoriitti-iskun todennakoisyys ja toisaalta mitka olisivat tallaisen iskun seuraukset ydinjatteiden kallioperaan tapahtuvan loppusijoituksen kannalta. Maapallolle putoaa avarauudesta jatkuvasti erilaisia kappaleita, jotka voidaan luokitella meteoriitteihin, mikrometeoriitteihin, komeetankaltaisiin kappaleisiin ja ns. avaruusromuun, eli kiertoradaltaan sortuviin satelliitteihin ja niiden osiin. Avaruusromun massa ja nopeudet ovat yleensa niin pienia, ettei romu maanpintaan osuessaan aiheuta tarkasteltavan ongelman kannalta merkittavaa vaaratekijaa, minka vuoksi tassa kirjoituksessa syvennytaan pelkastaan luonnollisen materiaalin pudotessaan aiheuttamiin ilmioihin. Meteoriitit jaetaan koostumukseltaan karkeasti kolmeen ryhmaan sisaltamansa nikkeliraudan maaran mukaan: rauta-, kivirauta- ja kivimeteoriitteihin. Kivimeteoriitit jaetaan edelleen kondriitteihin ja akondriitteihin lahinna sen mukaan, onko niissa pyoreahkoja silikaattikyhmyja eli kondreja. Naissa paaluokissa on edelleen runsaasti alaluokkia (Mason, 1962; Wasson, 1974). Komeettojen ja komeetankaltaisten kappaleiden koostumuksesta tiedetaan vahsn, mutta niita pidetaan "likaisina lumipalloina", loyhina jaan, volatiilien ja silikaattimurujen yhteenkasautumina (Larsson-Leander, 1 974 ). Maapallolle putoavien kappaleiden massa vaihtelee milligramman osista satoihin tonneihin. Nama aurinkokunnassa harhailevat kap- paleet osuvat maapallon ilmakehan ylaosiin yleensa nopeudella 11...30 km/s (Wasson, 1974), mutta nopeus voi olla jopa 70 km/s (Mason, 1962).

Ilmanvastuksen synnyttama kitka kuumentaa kappaleen pinnan hehkuvaksi ja samalla ionisoituu ilmakehan molekyyleja. Maanpinnalta nahdaan valoilmio (meteori), jonka kirkkaus riippuu kappaleen massasta ja nopeudesta. Ilmakehan jarrutus kuluttaa huomattavasti meteoriitin massaa. Pienimmat muruset palavat loppuun jo useiden kymmenien kilometrien korkeudella. Vain suurimassaiset kappaleet yltavat maanpinnalle saakka. Taulukosta 1 ilmenee massaltaan 100...I 000 000 kg:n rautameteo- riittien massan vaheneminen ilmalennon aikana. Esimerkiksi 1000 kg:n painoisesta rautameteoriitista, jonka alkuperainen nopeus on 20 km/s, paasee maanpinnalle 86 %. Kivimeteoriiteilla massan vaheneminen voi olla viela selvempaa: H-ryhman kondriiteista on arvioitu, etta niiden alkuperaisesta massasta ennen ilmakehaan syoksymista putoaa maanpinnalle alkunopeudella 1 1 km/s n. 90 %, mutta alkunopeudella 20 km/s vain 10 % (Wasson, 1974). Ilmalennon aikana kappaleen nopeus alenee. Massaltaan alle 1000 kg:n kappaleet menettavat alkuperaisen kosmisen nopeutensa tavallisesti 12...30 km:n korkeudella, ja jatkavat taman jalkeen putoa- mistaan vain maapallon vetovoiman aiheuttamalla nopeudella, joka ilmanvastuksenvuoksi asettuu tasolle 100...300 m/s. Talla nopeudel- la pienimassaiset meteoriitit tormaavat maahan. Sen sijaan massaltaan yli 10 000 kg:n kappaleilla sailyy maahan saakka supersoninen (yli 2...3 km/s) nopeus, joka jo aiheuttaa shokkimetamorfisia ilmioita meteoriitin pudotessa. Taulukosta 2 ilmenee rautameteoriitin nopeuden aleneminen korkeuden funktiona, kun kappaleen massa vaihtelee 100 kg:sta 1 milj. kg:aan. Taulukosta havaitaan, etta ilmakehan aiheuttama jarrutus pienenee nopeasti kappaleen massan kasvaessa.

Taulukko 1. Rautameteoriitin massa ilmalennon aikana alkuperaisen massan (m ), korkeuden (h) ja tulokulman (i) funktiona alkunopeu8en (Vo) arvoilla 20 km/s ja 40 km/s. Heiden (1964) mukaan. TABLE 5. i n10=100kg It 10 1 I00 r 1000 r hlhm) 900 450 900 450 900 450 900 450 900 450 vo = 20 km/aec TABLE 6 Taulukko 2. Rautameteoriitin nopeus alkuperaisen massan (mo), korkeuden (h) ja tulokulman (i) funktiona alkunopeuden (Vo) arvoilla 20 km/s ja 40 km/s. Heiden (1 964) mukaan. TABLE 3 TABLE 4

3. METEORIITTI-IMPAKTIN TODENNXKGISYYS Maapallolta tunnetaan kaikkiaan 142 suurta, laajamittaista rajahdyskraatteria, jotka ovat syntyneet meteoriitti-iskun vaikutuksesta (Grieve ja Robertson, 1979). Suurien meteoriittien putoaminen maapallon geologisen historian aikana on siis tosiasia. Meteoriitteja putoaa jatkuvasti. Putoamistodennakoisyys on sita suurempi mita pienemmasta kappaleesta on kysymys. Yli kahden gramman painoisten hyvin kirkkaiden tulipallojen yhteismassaksi vuorokaudessa on arvioitu n. 1000 kg. Tavallisia tahdenlentoja aiheuttavia 2 mg... 2 g:n painoisia sirusia putoaa avaruudesta n. 5000 kg vuorokaudessa, 0,002 mg... 2 mg:n painoisia yht. 20 000 kg ja hienointa mikrometeorista polya arvioidaan saapuvan 1 milj.... 10 milj. kg vuorokaudessa (Weigert ja Zimmermann, 1977). Nain pienimassaiset kappaleet eivat kuitenkaan muodosta mitaan olen- naista vaaraa. Sen sijaan pikkuplaneetat, ns. asteroidit, ja komeetat voivat aiheuttaa pudotessaan suurta tuhoa. Esimerkiksi Arizonan Meteorikraatterin (halkaisija 1200 m) aiheuttajan uskotaan olleen rautameteoriitti, jonka halkaisija oli ennen ilmakehaan tuloa vain 50 m, massa n. 500 milj. kg ja nopeus 30 km/s (Wasson, 1974). Tahtitieteellisin laittein havaitut aurinkokunnan pienkappaleet luokitellaan komeetoiksi, jos niilla on ympariltaan ns. koma, eli huntumainen "kaasukuori". On kuitenkin otettava huomioon, etta koma on havaittavissa vasta auringon lahella, missa komeetan luon- teenomaisin tunnusmerkkikin - pyrsto - muodostuu. Kaukana auringosta pienet komeetat nayttavat suurienkin kaukoputkien valo- kuvauslevyill~ jokseenkin pistemaisilta, kuten pikkuplaneetat ja kiintotahdet. Kun seuraavassa puhutaan paaasiassa pikkuplaneetoista eli asteroi- deista, on syyta pitaa mielessa, etta sama koskee tietyin varauk- sin myos komeetankaltaisia kappaleita. Taivaankappaleen tormaaminen Maahan edellyttaa, etta kappaleen kiertorata leikkaa Maan rataa.

Olisi suhteellisen yksinkertaista arvioida meteoriittien putoamis- todennakoisyytta, jos Maahan jo pudonneiden meteoriittien radat aurinkokunnassa tunnettaisiin. Maailman museoissa on noin 3000 meteoriittia, joista vain kolmen (~Zibram, Lost City ja Innisfree) rata on voitu maarittaa ilmalennon aikana kahdelta eri paikkakun- nalta otetuista valokuvista (Wasson, 1974; Wood, 1981). Sen sijaan ilmakehassa loppuunpalavia hyvin kirkkaita tahdenlentoja, bolideja, on kuvattu satoja. Vertaamalla naiden ja yllamainittujen kolmen meteoriitin rataelementteja pikkuplaneettojen rataelementteihin, voidaan havaita selvia yhtalaisyyksia (Wasson, 1974; Wood, 1981). On syyta olettaa, etta pikkuplaneettojen ratatietoja tutkimalla voitaisiin laskea approksimaatioita putoamistodennakoisyydelle. Luetteloituja pikkuplaneettoja, joiden kiertorata tunnetaan tarkasti, on noin 1800 kpl (Weigert ja Zimmermann, 1977), mutta on ilmeista, etta pikkuplaneettoja on huomattavasti enemman, silla kaukoputkien valovoima ei riita esim. yllamainitun Arizonan meteoriitin kokoisten kappaleiden havaitsemiseen. Halkaisijaltaan yli 800 m:n kokoisia pikkuplaneettoja arvioidaan olevan yli 70 000 kpl (Wasson, 1974; King, 1976). Asteroidien suhteellinen runsaus kasvaa jyrkasti massan ja halkaisijan pienentyessa (kuva 1). Yleensa pikkuplaneetat kiertzvat rataansa Marsin ja Jupiterin ratojen valissa, eli 1,5... 5,2 AU:n etaisyydella Auringosta, mutta osa pikkuplaneetoista kay varsin lahella maapalloa. Pikkuplaneettoja, joiden perihelietaisyys on alle 1,3 Au, mutta suurempi kuin 1 AU, kutsutaan Amor-asteroideiksi. Viela lahemmas Aurinkoa ja Maata kurottautuvat Apollo-asteroidit, joiden peri- helietaisyydet ovat alle 1 AU, so. perihelipiste sijaitsee Maan radan sisapuolella. Pikkuplaneetat, joiden radan aphelipiste - ts. koko kiertorata - on Marsin radan sisapuolella (alle 1,5 AU), on nimetty Aten-asteroideiksi (Shoemaker, 1981). Tasta Amor-Apollo-Aten -perheesta tunnetaan noin 40 sellaista yk- siloa, jotka voisivat joskus t6rmata Maahan. Potentiaalisten t6r- maajien kokonaismaaraksi on arvioitu 800 - + 400 kpl (Shoemaker, 1977) tai noin 1300 kpl (Shoemaker, 1981 ). Arvio kattaa kaikki

Kuva 1. Asteroidien suhteellinen runsaus massan ja halkaisijan funktiona. Kingin ( 1 976) mukaan. sellaiset kappaleet, joiden visuaalinen tahtitieteellinen suuruusluokka on alle 18. Vastaava kappaleen halkaisija on heijastusky- vysta riippuen 0,9... 1,7 km. Taulukossa 3 on esitetty Shoemakerin ( 1981 ) uusimpia arvioita. Shoemaker (1977 ja 1981) on laskenut, etta miljoonan vuoden aika- na keskimaarin kolme Amor-Apollo-Aten -asteroidia tormaa Maahan. Opikin (1958) laskelmat 1950-luvulla antoivat suuruusluokaltaan hieman alhaisempia tuloksia: halkaisijaltaan yli 1 km:n kokoisia pikkuplaneettoja voidaan odottaa 1 kp1/8,7 milj. vuotta. Taulukossa 4 on arvioitu nykyista kraatteroitumisfrekvenssia

Taulukko 3. Maapallon rataa leikkaavien asteroidien arvioitu lukumaara ja tormayksen todennakoisyys. Lukumaarasarakkeessa annettu luku kasittaa ko. populaation ne jasenet, joiden absoluuttinen visuaalinen suuruusluokka on alle 18~. Vastaava kappaleiden koko on suurempi kuin 0,9-1,7 km. Shoemakerin (1981) mukaan. Populaatio Lukumaara Todennakoisyys Tormaysten etta yksi aste- lukum~ara roidi tormaa 106 vuodessa Maahan 106 vuo- - dessa Ap0110-11 700+300-0,0026 1,8+O -,8 Aten- 11 100 0,009 0 19 yhteensa 1300 3,2 Taulukko 4. Kraatteroitumisfrekvenssi maankaltaisilla planeetoilla. Luvut tarkoittavat halkaisijaltaan yli 10 km:n kokoisten impaktikraatterien lukumaaraa 106 km2:a ja 100.10~ vuotta kohti. ASteroideja koskevat luvut voivat poiketa 50 % oikeista arvoista. Komeettoja koskevat luvut ovat vain suuruusluokaltaan oikein. Schoemakerin (1981) mukaan. - Merkurius Maa Kuu Mars Komeetat 1 PO 0,9 013 Maan rataa leik- kaavat asteroidit 1 to 1,9 1,(I 014 Marsin rataa leik- kaavat asteroidit 0 0 - yhteensa 2,3 2 1,9 Maapallon kraatteroitumisfrekvenssi astrobeeleemeista laskettuna: 1,4+0,4 (Grieve jadence) 2,2+ 1,1 (Shoemaker)

maankaltaisilla planeetoilla. Luvut ilmaisetvat, kuinka monta halkaisijaltaan yli 10 km:n lapimittaista impaktikraatteria syn- tyy miljoonan neliokilometrin alueella 100 miljoonan vuoden aikana. Maapallolla tama luku on 2,9. Taulukkoon liitetyt geologiset ar- viot kraatteroitumisfrekvenssista, joka on laskettu tunnettujen astrobleemien ika- ja kokojakauman avulla, ovat samaa suuruusluok- 6 6 kaa (1,4...2,2 kpl/lo km2 100 10 vuotta). Impaktien lukumaaran arvioiminen maapallon astrobleemien ika- ja kokojakaumaa tutkimalla on vaikeaa eroosion vuoksi, joka jatkuvasti kuluttaa nakymattomiin vanhoja meteoriitti-impaktin jalkia; varsinkin pienet kraatterit haviavat suhteellisen nopeasti. Grieve ja Robertson (1979) ovat arvioineet, etta halkaisijaltaan alle 20 km:n impaktirakenne on kulunut tunnistamattomaksi viimeistaan 600 milj. vuodessa. Taulukossa 5 on esitetty Grieven ja Dencen (1979) keraamia tuloksia yli 20 km:n lapimittaisille kraattereille. Tulokset ovat varsin hyvin sopusoinnussa taulukon 4 kanssa, kun otamme huomioon, etta halkaisijaltaan yli 20 km:n kokoisia kraattereita syntyy huomattavasti harvemmin kuin 10 km:n lapimittaisia. Ialtaan fanerotsooisia yli 10 km:n lapimittaisia kraattereita tunnetaan 33 kpl mutta yli 20 km:n lapimittaisia vain n. 2/3 tasta maarasta, 19 kpl (Grieve ja Dence, 1979; Grieve ja Robertson, 1979). Y11a esitetyn perusteella voidaan arvioida vaarallisen impaktin todennakoisyytta ydinjatesailytyksen kannalta. Suomen kokoiselle alueelle voidaan odottaa seuraavan sadantuhannen vuoden kuluessa todennakoisyydella 1/1000 sellaista impaktia, joka synnyttaisi vahintaan 10 km:n lapimittaisen tormayskraatterin. Ekstrapoloimalla tata arviota kasittamaan kaikki yli 1 km:n lapimittaiset kraatterit Grieven ja Dencen (1979) estimoiman kraatteroitumisfrekvenssin avulla - mika ei valttamatta ole enaa luotettava - olisi impaktin todennakoisyys 100 kertaa suurempi eli noin 1/10 100 000 vuoden aikana Suomen kokoisella alueella. Todennakoisyytta voidaan silti pitaa pienena, silla kraatterin ja kallion rakoilualueen yhteispinta-ala (luku 6) olisi lapimitaltaan 1 km:n kraatterin tapauksessa vain noin viisi sadastuhannesosaa Suomen pinta-alasta.

lulukko 5. Maapallon kraatteroitumisfrekvenssi eri tutkijoiden mukaan. Luvut tarkoittavat halkaisijaltaan yli 20 km:n kokoisten impaktikraatterien lukurn32iras 1 o6 km2 :a ja 100.10~ vuotta (so. 10'14 km'2 year'l) kohti. Luvut perustuvat seka tunnettujen impaktien ika- ja kokojakaumaan etta tahtitieteellisiin arvoihin (Grieve ja Dence, 1979). THE TERRESTRIAL CRATER PRODUCTION RATE 4 TABLE 111 ESTIMATED TERRESTRIAL CRATER PRODUCTION HATES, D > 20 km Rate, X 10-1' km-2 yew-' Data source N. American cratvn 16:o-europa craton, Best estimate, N. American and astronomical observations Central U. S. A. Canadian Shield Quebec-Labrador Observations on Apollo bodies Apollo bodies, using scaling law of Dence et al. (1977) Reference This work This work Hartmann (1965) Shoemaker el al. (1963) Dence (1972) Dence (1972) Shoemaker (1977) This work

4. METEORIITTI-IMPAKTIN MEKANISMI Seuraavassa tarkastellaan maanpinnassa tapahtuvan impaktirajahdyksen seurauksia. Tormaava kappale voi olla meteoriitti tai pieni komeetta, silla impaktin kannalta vain kappaleen massa ja nopeus ovat olennaisia suureita. Luvussa 8 tarkastellaan maanpinnan ylapuolella ilmakehassa tapahtuvan komeettaimpaktin seurauksia. Nykyiset tietomme kosmisella nopeudella tapahtuvan impaktin yksityiskohdista on saatu lukuisista teoreettisista, numeerisista ja kokeellisista tutkimuksista, joita on suoritettu 1950-luvulta alkaen (esim. Gilvarry ja Hill, 1956; Gpik, 1958; French ja Short, 1968; Roddy ym., 1977). Samanaikaisesti eaistynyt astrobleemien tutkimus on lisannyt ratkaisevasti tunnettujen ja tutkittujen me- teorikraatterien lukumaaraa (King, 1976). Meteoriitti-impaktien ymmartamista ovat omalta osaltaan lisanneet myos maanpinnalla suo- ritetut ydinkoerajaytykset (Roddy ym., 1977). Jos putoavan meteoriitin nopeus ei ylita 100 m/s, meteoriitti iskee pehmeaan maahan kuopan, jonka dimensiot ovat samaa suuruus- luokkaa kuin meteoriitin. Nopeuden ollessa 100... 500 m/s tormays- kuopan halkaisija on meteoriitin halkaisijaa jo selvasti suurempi. Nopeuden kohotessa yli 500 m/s:n kuopan halkaisija kasvaa jyrkasti, mutta kraatteri syntyy edelleen puhtaasti mekaanisen murskautumi- sen kautta. Talloin meteoriitti kuitenkin jo hajoaa pieniksi kappaleiksi (Krinov, 1966). Tilanne on aivan toinen, jos meteoriittin tormaysnopeus ylittaa aaniaallon etenemisnopeuden valiaineessa, luokkaa 2...4 km/s. Tormayspisteesta leviaa hyvin voimakas shokkiaalto maa- ja kallioperaan synnyttaen rajahdysmaisesti maljamaisen kuopan, impaktikraatterin, joka on kooltaan huomattavasti itse meteoriittia suurempi (Krinov, 1966). Tormaysnopeudella 5 km/s meteoriitin liikeenergia vaikuttaa tormayspisteeseen voimakkaan rajahdysaineen tavoin, ja kymmenien kilometrien sekuntinopeudella tapahtuvaa tormaysta voidaan verrata mekaanisilta tuhovaikutuksiltaan lahinna ydinpommiin. Krinov ja Dence (Dence, 1972) ovat ryhmitelleet impaktirakenteet neljaan eri luokkaan:

I Impaktikuopat (iskukuopat). Halkaisija alle 9 m. Meteo- riitit sailyvat yleensa ehjina. I1 - Impaktikraatterit (iskukraatterit). Halkaisija 9-90 m. Meteoriitit sarkyvat ja deformoituvat, mutta shokkimeta- morfisia ilmioita ei tapahdu tormayskohiian kivi- ja maa- lajeissa eika meteoriiteissa. I11 Yksinkertaiset supersoniset impaktikraatterit (yksinkertaiset rajahdyskraatterit). Halkaisija 90 m...4 km. Suurin kyseeseen tuleva kraatterin halkaisija riippuu kohteen --- ------- Kraat- kivilajeista. Kraatteri on muodoltaan maljamainen. terin reunalla ymparikaantyneita rakenteita; shokkimetamorfoosin merkkeja kraatterin sisalla olevissa breksioissa ja kraatterin ulkopuolisissa heitteleissa. Meteoriitit tuhoutuvat taysin. IV Kompleksiset supersoniset impaktikraatterit (kompleksiset rajahdyskraatterit). Halkaisija yli 3 km. Kraatterissa selva keskikohouma; ------------ kraatterin reunat vajonneet. Suurilla kraattereilla on yleisesti selva rengasmainen rakenne, jota ymparoi pyorea rakoilu- ja siirrosvyohyke. Tormaystapahtuma jaetaan Gaultin ym. (1968) mukaan kolmeen vaiheeseen: 1) puristumisvaihe, 2) kaivautumisvaihe ja 3) muokkautumisvaihe. Kuvassa 2 on tormaystapahtuman eri vaiheet esitetty kaavamaisesti Grieven ym. ( 1977) mukaan. Puristumisvaihe. Meteoriitin koskettaessa maanpintaa suuri osa - sen liike-energiasta valittyy supersoonisen nopeuden johdosta seka tormayskohteeseen etta meteoriittiin etenevassa voimakkaana sysa- ysrintamana, ns. shokkiaaltona. Shokkiaallon edetessa kallio- peraan voi paine kohota muutaman mikrosekunnin ajaksi jopa 100 GPa:iin ja lampotila aina 5000 OC:een saakka (King, 1976). Tyypil- lisia paine- ja lampijtila-arvoja ovat 30...40 GPa ja noin 1500 OC. Nain aarimmaisissa olosuhteissa kivilajit kayttaytyvat kuin nes- teet. Shokkiaalto aiheuttaa tielleen joutuneen aineen (meteoriitti ja kohde) puristumisen nopeasti ohueksi linssimaiseksi laataksi.

Fig. 5. Cratering model. (a) Compressional (right) and excavation (left) stages. Impact propagates a shock wave attenuating as r-' and imparts a particle velocity to target. Shock contours are shown and relative differences in particle velocity, U., indicated by length of arrows. Deflection of target material by rarefaction waves results in excavation of vapor, melt, and crystalline material. Some of melt forms lining to cavity and overlies mixed breccias. Internal stratigraphy of melt established due to inclusions incorporated during movement. See text for details. Stratigraphic thicknesses exaggerated for illustration. (b) Modification stage. Simple structure (left) undergoes slope failure. Wall of transient cavity slumps inwards to disrupt melt-mixed breccia lining, overrides small basal melt pool, and forms intimate mixture of melt-bearing mixed breccia, clastic breccia and allochthonous basement blocks. Complex structure (right) collapses by base failure with downdrop of rim and uplift of central peak. Melt has a passive role and retains gross stratigraphy. Note order of magnitude difference in scale with simple structure. (c) Final configuration. Simple bowl-like depression (left) with small basal melt layer and filled by melt-bearing mixed breccias and clastic debris from transient cavity wall. Complex structure (right) with shallow depthldiameter. Melt forms lining to floor with basal inclusion~rich melt overlying breccia at outer edge replaced by inclusion-poor basal melt overlying basement towards center. True suevite ejecta is confined to outside the transient cavity. EXCAVATION COMPRESSION Shocked basemen! Fractured basement MODIF I CATION SIMPLE ir COMPLEX allochl honous bosemenl blocks - I- - SCALE FOR BRENT \- ---c~ SCALE FOR MANICOUAGAN Fl NAL CON F l GURATION :CENTRAL INNER RIM 1 UPLIFT RING TERRACES Kuva 2. Meteoriitti-impaktin mekanismi ja kraatterin synty kaavamaisesti Grieven ym. ( 1977) mukaan. (A) puristumisvaihe (compression) ja kaivautumisvaihe (exvation), (B) muokkautumisvaihe (modification) vasemmalla yksinkertaiselle ia oikealla kompleksiselle kraatterille, ja (C) kraatterin 2 lopullinen rakenne.

Shokkiaalto etenee samanaikaisesti meteoriitissa ylospain ja kohteessa alaspain. Shokkiaallon synnyttaman voimakkaan puristumisen jaljessa seuraa "harventumisaalto", joka mm. suihkuttaa ainetta meteoriitin ja torjayskohteen rajapinnasta nopeudella, joka on moninkertainen alkuperaiseen impaktinopeuteen verrattuna (ns. jetting). Puristumisvaihe paattyy shokkiaallon heijastuessa takaisin meteoriitin ylapinnasta. Gault ym. (1968) arvioivat puristumisvaiheen kestoajan olevan 10 m... 1 km:n lapimittaisilla meteoriiteilla suuruusluokkaa 1 o-~...10-1 s. Kaivautumisvaihe. Kaivautumisvaiheessa materiaalia syoksyy ulos syntymassa olevasta kraatterista. Ulossyoksyva materiaali koostuu sulasta, osittain sulasta ja vain breksioituneesta kivesta. Shokkiaalto etenee sateettaisesti poispain tormayskohdasta heikentyen samalla nopeasti. Shokkiaalto saattaa kohteen materiaalin liikkeeseen, joka aluksi on aaltorintaman suuntainen, mutta muuttuu nopeasti muodostumassa olevan kraatterin seinien suuntaiseksi. Taman seurauksena aine poistuu kraatterista lahella sen reunoja, eika kraatterin keskelta lahde juuri lainkaan materiaalia. Itse meteoriitti on tassa vaiheessa pysahtynyt ja useimmiten hoyrystynyt valtavassa kuumuudessa. Kraatterista poislentanyt aine putoaa heitteleina kraatterin ymparistoon, mutta osa putoaa myos takaisin kraatteriin. Heitteleet muodostavat sueviittisia heterogeenisia breksioita. Muokkautumisvaihe. Tassa vaiheessa juuri syntynyt kraatteri muuttaa muotoaan. Seinamat vajoavat ja kraatterin naennainen lapimitta kasvaa. Suurissa kraattereissa voi kallio painevaikutuksen mentya ohi ponnahtaa ylospain, ja siten muodostuu ns. keskikohouma. Myohemmissa vaiheissa eroosio ja sedimentaatio muuttavat kraatterin muotoa. Suurissa kraattereissa voidaan havaita myos isostaasiaan liittyvia tektonisia liikuntoja. Voimakas impakti voi laukaista myos vulkaanista toimintaa. Vanhoja, eroosion jo kuluttamia supersonisia impaktikraattereita kutsutaan astrobleemeiksi.

5. ASTROBLEEMIEN RAKENNEGEOLOGISIA PIIRTEITX Yksinkertaiset supersoniset impaktikraatterit (tyyppi 111) ovat muodoltaan karkeasti ottaen pyoreita parabolisia maljoja, joiden syvyys on noin 0,16... 0,2 D (D = kraatterin halkaisija) (Roddy, 1977). Kraatterimaljaa tayttaa sekava joukko kivisulan ja sarkyneiden kivenkappaleiden muodostamia breksioita, jotka koostuvat ylemrnas- ta sueviittisesta kerroksesta (ilmaan lentaneen sulan ja sulamat- toman kiviaineksen muodostama breksia) ja alemrnasta alloktonisesta breksiasta (kraatterin seinien valahtaessa muokkautumisvaiheen aikana syntynyt breksia). Breksiakerrosten alapuolella on yleen- sa ohut impaktisulan muodostama linssi ja sen alla ennen peruskal- liota viela ohut kerros pohjabreksiaa. Peruskallio on keskimaarin syvyydella 0,4 D impaktia edeltaneesta maanpinnan tasosta mitat- tuna (Dence ym., 1977). Esimerkkina yksinkertaisen rajahdyskraat- terin rakenteesta on kuva 3, Brentin astrobleemi Kanadasta. Taman astrobleemin iaksi on arvioitu 450 - + 30 milj. vuotta (Grieve ja Robertson, 1979). Yksinkertaisen rajahdyskraatterin reunoilla kerrokset ovat ympari- BRECCIATED 8 FRACTURED GNE SHOCKED GNEl MIXED WITH GLASSY MELT Fig. 1 (continued). (b) Schematic geologic cross-section of Brent simple crater. Ontario. Section based on drill hole information from locations shown. Note small basal melt pool and melt-bearing mixed breccias, which associated with essentially clastic material constitute the crater fill products. Kuva 3. Kairausprofiili Brentin astrobleemista Kanadasta esimerkkina yksinkertaisesta supersonisesta impaktikraatterista (tyyppi 111). Grieven ym. (1 977) mukaan.

kaantyneita ja ne muodostavat makaavia isokliinisia rakenteita. Kraatterin ymparilla on heittelekentta, joka ulottuu yhtenaisena peitteena (erodoitumattomilla kraattereilla) etaisyydelle noin 1,4 D kraatterin keskustasta lukien (Roddy, 1977). Kallio on voimakkaasti rakoillutta kraatterin alapuolella. Roddyn (1977) mukaan esimerkiksi Arizonan Meteorikraatterin (D = 1,2 km) alla on ehjaa kalliota tavattavissa vasta syvyydella 0,9 D impaktia edeltaneesta maanpinnan tasosta mitattuna. Kompleksiset supersoniset rajahdyskraatterit (tyyppi IV) ovat suhteellisesti matalampia kuin yksinkertaiset rajahdyskraatterit. Niiden syvyys on tavallisesti luokkaa 0,05 D (Roddy, 1977). Esimerkkina kompleksisen rajahdyskraatterin rakenteesta on kuva 4, Ries Kesselin astrobleemi Saksan Liittotasavallasta. Astrobleemin iaksi on arvioitu n. 15 milj. vuotta (Grieve ja Robertson, 1979). Kompleksisiin kraattereihin liittyy aina kallioperan liikuntoja. Valittomasti tormayskohdan alapuolella oleva kalliopera kohoaa muokkautumisvaiheessa muodostaen keskikohouman, jonka kivilajit ovat kohonneet 0,10... 0,13 D alkuperaista asentoaan ylemmaksi (Dence ym., 1977)., I........... I......,... L a.. *.,......I........- Fig. 40. Schematic cross section of the Ries crater. No vertical exaggeration; CC = crater center. IR = inner'ring. CB = crater boundary (tectonic rim). NRbSSK u rplbsslc I vlrvlrr cnrsrrrrwr srsrurwr rn B~ECCI~TED r*o FnrcluaEo CR.IST.LLIWE msrwrnl eu*rr snrcchr a ~ o LlECTLD MEGABLOCIS Kuva 4. Geologinen poikkileikkausprofiili Ries Kesselin astrobleemista Saksan Liittotasavallasta esimerkkina kompleksisesta supersonisesta impaktikraatterista (tyyppi IV). Kuva perustuu kairauksiin ja geofysikaalisiin tutkimuksiin (Pohl ym., 1977).

Keskikohouman syntyminen edellyttaa kallioperan liikkumista paitsi ylospain myos kraatterin keskustaa kohden. Tama puolestaan kompen- soituu kraatterin reunamilla tapahtuvalla vajoamisella pitkin loi- vakaateisia normaalisiirroksia, ja astrobleemi saa rengasmaisen rakenteen. Eraissa impaktikraattereissa (esim. Ries Kessel) voidaan erottaa useampia rengasrakenteita (kuva 4). Kallioperan rikkonaisuus ulottuu helposti vaakasuunnassa alueelle, jonka halkaisija on 2,O D (esim. Clearwater Laken astrobleemi, Dence ym., 1977) ja vertikaalisuunnassa syvyydelle 0,2 D (esim. Ries Kesselin astrobleemi, Pohl ym., 1977). Astrobleemin rakennegeologiaan on kohdepaikan kivilajeilla jonkin verran vaikutusta. Jos impakti osuu sedimenttikivilajien alueelle, esiintyy kompleksisten kraattereiden rakenteita (mm. keskikohouma) jo 2...3 km:n lapimittaisisa kraattereissa. Sen sijaan magma- ja metamorfisissa kivissa rakenteen muuttuminen yksinkertaisesta kompleksiseksi on vahittaisempaa (Dence ym., 1977). Kompleksisten impaktikraatterien stratigrafia on samankaltainen kuin yksinkertaistenkin. Erona on lahinna sueviittisen breksian esiintyminen kraatterin reunamilla kompleksisten kraatterien tapauksessa (Grieve ym., 1977). Yhtenainen heittelekentta ulottuu kompleksisen impaktikraatterin ymparilla alueelle, jonka halkaisija on 2,O... 2,2 D (Roddy, 1977). Edella esitetyn perusteella voidaan todeta, etta supersoonisen meteoriitti-impaktin vaikutukset olisivat varsin tuhoisat peruskallioon alle 1 km:n syvyyteen sijoitetulle ydinjatevarastolle. Varaston valittomaan laheisyyteen osunut impakti vaurioittaisi varastoa huomattavassa maarin, ja pahimmassa tapauksessa radioaktiivinen jate kantautuisi kauas ymparistoon rajahdyspilven mukana.

6. METEORIITIN LIIKE-ENERGIA JA KRAATTERIN KOKO Dence ym. (1977) ovat esittaneet joukon laskukaavoja, joilla voidaan approksimoida syntyvan kraatterin halkaisijan (DR) ja impaktissa murskautuvan ja rakoilevan peruskallioalueen horisontaalisen halkaisijan (DD) arvoja meteoriitin liike-energian (E), massan (m) ja tormaysnopeuden (v) funktiona: DR = 0,41-10 -5 E1/3, kun DR < 2,4 km (1 DR = 1,96-10 -5 E1/3r4, kun DR 2 2,4 km D :n ja DD:n yksikko on kilometri (km), E:n joule (J), m:n kilo- R gramma (kg) ja v:n metri/sekunti (m/s). Yhtalot on saatu toisaalta ekstrapoloimalla rajaytyskokeista saatuja tuloksia ja toisaalta selvittamalla tutkittujen meteoriittikraatterien muodostumiseen tarvittavaa energiaa (sisaltaa mm. syntyvan impaktisulan tarvitseman energian, kraatterin "kaivamiseen" tarvittavan energian ym.). Laskettujen arvojen ja kraattereista tehtyjen mittausten yhteensopivuus on hyva lapimitaltaan alle 100 km:n kokoisilla impaktikraattereilla. Taulukossa 6 on esitetty yhtaloiden (1)...( 3) mukaisia tuloksia. Tormaavana kappaleena on joko kivimeteoriitti (H- tai L-ryhman 3 3 kondriitti, tiheys 3,6 g/cm ), rautameteoriitti (tiheys 7,9 g/cm ) tai komeettamainen kappale (tiheys 1,0 g/cm3). Taulukon paramet- reina ovat kappaleen halkaisija (muoto-oletus: pallo) ja impaktinopeus. Taulukosta 6 voidaan havaita, etta esimerkiksi 20 m:n lapimittainen kivimeteoriitti, jonka tormaysnopeus olisi 20 km/s, synnyttaisi halkaisijaltaan n. 600 m:n kraatterin. Kallio olisi voimakkaasti rakoillutta viela 100 m kraatterin reunojen ulkopuolella. Jos meteoriitin halkaisija sen sijaan olisi 200 m, kraatterin halkaisija olisi 5,3 km ja kallion sarkymisalue yltaisi kraatterin

Taulukko 6. Impaktikraatterin halkaisija, DR (km), ja peruskallion rakoilualueen horisontaalinen halkaisija DD (km), meteoriitin halkalsijan ja tormaysnopeuden (v) funktiona kolmelle erityyppiselle meteoriitille. Tormaavan kappaleen muoto on oletettu palloksi. Rautameteoriitin tiheys on 3 7,9 g/cm3, kivimeteoriitin tiheys on 3,6 7,/cm3 ja komeettamaisen kappaleen tiheys on 1,0 g/cm. v = 10 km/s v = 20 km/s v = 30 km/s v = 40 km/s Meteoriitin halkaisija (m) Rautam. Kivim. Kom. Rautam. Kivim. Kom. Rautam. Kivim. Kom. Rautam. Kivim. Kom. 20 D~ D~ 0,48 0,37 0,24 0,66 0,51 0,33 0,77 0,59 0,39 1,05 0,81 0,53 110 0,78 0,51 114 111 017 1,22 0,94 0,61 117 113 0,84 200 D~ D~ 4,47 3,55 2,44 6,62 5,10 3r33 6,73 5,34 3,66 10,5 811 5r3 8,54 6,78 4,65 13,8 10r6 619 10,1 8,03 5,51 16,7 13,O 814 2000 D~ D~ 34 27 18,6 66 51 33 51,3 40,7 27,9 105 81,O 53 65,1 51,7 35,5 138 106 69 77,1 61,2 42,O 167 129 84

reunalta aina 1,4 km:n paahan. Maanpinnalla tuhoalue olisi ylla mainittuja lukuja huomattavasti suurempi.

7. SHOKKIMETAMORFOOSI Meteoriitti-impaktin synnyttama korkea paine ja lampotila aikaan- saavat kivilajeissa ja niiden mineraaleissa muutoksia, joita kut- sutaan shokkimetamorfoosiksi. v. Engelhardt ja Stoffler (1968) jakoivat shokkimetamorfoosin neljaan eri asteeseen (taulukko 7). I asteen shokkimetamorfoosissa (paine alle 25 GPa) syntyy rakoilua, erityisia planaarisia rakenteita seka plastisia deformaatiorakenteita. Rakoilu on ns. pirstekartiorakoilua (engl. shatter cone fractures), jolle on tunnusomaista rakojen asettuminen pitkin kartiopintoja. Kartioiden karjet ovat suuntautuneet shokkiaallon tulosuuntaan pain. Kartion karkikulma on yleensa 70...1 20. Pirstekartioiden dimensiot vaihtelevat alle 1 cm:sta yli 10 m:iin. Pirstekartioita syntyy hyvin laajalla painealueella, 2...25 GPa (Milton, 1977). Taulukko 7. Shokkimetamorfoosin jaottelu v. Engelhardtin ja Stofflerin (1 968) mukaan. TABLE 1 ;1 siir~plifi~rl, prrlinrinor?j tlirr!lratrr, showing strcges of proqrrssive ahock irretamorphisn~ of grnrritic crystalli~~e rocks in the 11'it-s basin, Gerntn7~?]. Thc stages are separaterl or1 thr basis of rlistinrlitle petrographic rflccts in the rorks. Thc prrssvre and terrr.peratt~re oaliles are estin~atcrl,iron1 rxpcrin~r.rrtn1 Huqolotriot rlato for quartz, feldspar, a d gra7rite (IT'ackerle, 1nG2; illillon and De(larli, 19G3; David, 1966; ~Ifiiller, 1.967; Allretls and Hosenberg, this aol., p. 69); their appliration to the petrographic data is only npproxiniatc. Pressure (khars) Stage of shock metamorphism Char:tc:teristic deformations and phase t>ransitions Residual temp. ("c) ca. 100 Stage I Fracturing Plastic dcforrnnt,ion (diaplectic quartz and leldspar) (!a. 100 200400 250-3(H), Stnge I1 Phase transitions (diaplertic glnsses of quart,x and feldspar, high-pressure phases of SiO,) 500-550 1200-1 500 Stage 111 Selective mclti~~g (~iormal glasses of quartz and feldspar, high-presstlrc phascs of SiOl) r 600-650 Stage I\' Melting of all main hck forming minerals (inhomogeneous rock melts, Fladen) ra. 1000 ca. 5000 \'olat,ilixat ion

Ns. planaarirakenteet, jotka ilmenevat ohuina isotrooppisina lamelleina (tasoparvina) mineraalien kideopillisissa suunnissa aiheuttavat mm. kvartsissa ja maasalvissa tiheyden, kahtaistaiton ja taitekertoimen alenemista (v. Engelhardt ja Stoffler, 1968). Lamellit ovat todennakoisesti lasia (diaplektista lasia), jonka tiheys on isantamineraalin tiheytta alempi (King, 1976). Lisaksi esiintyy mm. maasalvissa plastisia deformaatiorakenteita (taipumista ym.). On myos tyypillista, etta I asteen shokkimetamorfoosissa syntyy biotiittiin kink-poimutusta. - I1 asteen shokkimetamorfoosissa - paine (25... 50 GPa) on jo riittavan korkea synnyttamaan tavallisista mineraaleista korkean paineen polymorferja. Esim. kvartsi muuttuu osittain coesiitiksi ja stishoviitiksi. Ne esiintyvat hyvin hienojakoisina aggregaatteina usein rakopinnoilla (v. Engelhardt ja Stoffler, 1968). Korkean paineen polymorfeja yleisempi shokkimetamorfinen piirre I1 asteessa on ns. diaplektisten lasien syntyminen. Diaplektinen lasi on tavallisesti kvartsin, plagioklaasin tai kalimaasalvan amorfinen faasi. Diaplektinen lasi on kideopilliselta luonteeltaan lasia, mutta se eroaa tavallisesta, sulasta syntyneesta lasista siina, etta silla ei ole sulasta syntyneelle lasille ominaisia petrografisia piirteita kuten huokosia, onteloita tai virtausra- kenteita. Tama johtuu siita, etta diaplektinen lasi syntyy kiin- teassa olomuodossa aineen varsinaisesti valilla sulamatta (v. Engelhardt ja Stoff ler, 1968). I11 asteen shokkimetamorfoosissa (30... 50 GPa) tapahtuu jo osit- taista kiviaineksen sulamista, silla ns. residuaalilampbtila shok- kirintaman takana nousee yli 1500 OC :n. Seurauksena tasta syntyy lasia, jossa on huokosia ja virtausrakenteita. Samalla kiven alkuperainen rakenne tuhoutuu (v. Engelhardt ja Stof fler, 1968). I11 asteen shokkimetamorfoosissa syntyneissa laseissa havaitaan tyypillisesti Si02:n korkean paineen polymorferja sulkeumina (v. Engelhardt ja Stoffler, 1968). IV asteen shokkimetamorfoosissa (paine 55...100 GPa, joskus yli - 100 GPa) kiviaines sulaa kokonaan. ResiduaalilBmpotila kohoaa

n. 5000 Oc:een. Tuloksena on heterogeenisia kivisulia (impaktisulia). Jos shokin synnyttama paine ylittaa 100 GPa, kiviaines hoyrystyy (v. Engelhardt ja Stoffler, 1968). Robertson ja Grieve (1977) totesivat kolmea astrobleemia (Brent, Charlevoix ja Slate Islands) tutkiessaan, etta kivissa havaittu shokkimetamorfoosin paine vaihtelee valilla 5...23 GPa. Paine- arvot laskevat siirryttaessa kraatterin keskipisteesta ulospain. Impaktin synnyttaman kraatterin syvyyden nayttaa maaraavan painearvo 23 - + 7 GPa, joka voidaan maarittaa juuri kraatterimaljan keskipisteen kivilajeista (kuva 5). Korkearnman paineen kokenut materiaali on yksinkertaisesti lentanyt pois kraatterista (Dence ym., 1977). Huippuarvostaan 23 - + 7 GPa paine heikkenee nopeasti, kun etaisyys kraatterin keskipisteesta kasvaa (kuva 5). Robertson ja Grieve (1977) esittivat, etta paineen heikkeneminen tapahtuisi yksinker- taisilla rajahdyskraattereilla (tyyppi 111) kaantaen verrannolli- sena etaisyyden toiseen tai kolmanteen potenssiin, ja kompleksi- silla rajahdyskraattereilla (tyyppi IV) kaantaen verrannollisena etaisyyden potenssiin 5,5.

Shock attenuation at terrestrial impact structures Fig. 3. Shock pressure contours at the Charlevoix complex impact structure. Contours were established from shock pressure data for all locations plotted. and are based on both quartz and feldspar deformation (Robertson, 1975). Quartz deformation data used in the present attenuation study (Table 3, Fig. 5) are located by solid circles. Kuva 5. Shokkipaineen vaimeneminen Charlevoixin astrobleemissa Kanadassa. Havaintoarvot on saatu petrologisin menetelmin (Robertson ja Grieve, 1977).

8. KOMEETTAIMPAKTI Vuonna 1908, kesakuun 30. paivzna, tapahtui Siperiassa Kivisen Tunguskajoen varrella valtava rajahdys, jonka aiheuttajana pidetaan nykyaan pienta ilmakehaan syoksynytta komeettaa tai komeetan ydinta (Krinov, 1966). Rajahdys tuhosi alueen havumetsaa perusteellisesti alueella, jonka koko on noin 40 km x 50 km. Puut ryostaytyivat irti juurineen ja kaatuivat sateettaisesti poispain rajahdyksen keskipisteesta. Metsa korventui laajalla alueella (kuva 6). Sen sijaan minkaanlaista meteoriittikraatteria ei Tunguskasta ole loydekty. Rajahdyksen voimaa kuvaa esim. se, etta rajahdyksen synnyttama paineaalto rekisteroitiin meteorologisten havaintoasemien automaattisilla barografeilla ympari maailman. Paineaalto kiersi maapallon jopa kahteen kertaan ennen vaimenemistaan (Krinov, 1966). Samoin rajahdys synnytti maanjaristyksen, joka rekisteroitiin aina Potsdamissa, Saksassa, saakka (Krinov, 1966). Rajahdyksen jalkeiset yot olivat Siperiasta Eurooppaan ulottuvalla vyohykkeella poikkeuksellisen valoisia. Korkealle ilmakehaan levinnyt poly havaittiin valaisevina yopilvina, jotka olivat harvinaisen kirkkaita. Ensimmaiset retkikunnat kavivat Tunguskassa vasta 1920-luvulla. Rajahdyksen aiheuttanutta meteoriittia tai sen osia etsittiin kuumeisesti mutta turhaan. Vasta 1950-luvulla loydettiin alueen turpeesta pienia alle 1 mm:n lapimittaisia magnetiitti- ja silikaattipallosia, jotka olivat todistettavasti meteorista alkuperas. Pallot olivat syntyneet, kun meteoriitin rajahdyksessa ilmaan hajonnut sula jalleen kiteytyi (Krinov, 1966). Tunguskasta on loydetty toisenlaisiakin kappaleita, jotka ovat myos kotoisin itse komeetasta. Ne ovat alle 0,l mm:n kokoisia, sula- matta jaaneita teravasarmaisia murusia, jotka ovat koostumukseltaan toisaalta nikkelirautaa, toisaalta hiilikondriitteja muistuttavaa silikaattista ainetta (Oja, 1978).

0-0 km FIG. 170. Map of the rzgion where the Tunguska meteorite fell drawn up from the data of the 1958 meteorite expedition. Arrows indicate the directions in which the trees are uprooted; continuous lines-the limits of thedevastation ofdifferent degrees; longarrowsthe variants of the projection of the trajectory: A-from Astapovich, K-from Krinov. Kuva 6. Tunguskan komeettaimpaktin tuhoalue (Krinov, 1966). Tunguskan meteoriitin, tai parernminkin komeetan, koostumus on jo suurinpiirtein selvinnyt. Paaasiassa lumesta ja vesijaasta koostuneessa pallossa on ollut epapuhtauksina paitsi hiilikondriittista ainetta, myos jonkin verran nikkelirautaa. Tama vastaa melko tarkoin tahtitieteen nykyista kasitysta komeetoista (Larsson-Leander, 1974).

Tunguskassa ei syntynyt minkaanlaista impaktikraatteria, mika joh- tui siita, etta komeetta rajahti jo korkealla ilmakehassa ehka noin 10 km:n korkeudella (Wasson, 1974). Earografirekisterointien avulla rajahdyksen energiaksi on arvioitu (4 2 2) 10' J (Wasson, 1974). Jos tams energiamaarl olisi kulunut maanpinnalla impaktikraatterin muodostumiseen, tuloksena olisi ollut kaavan (1) mukaan lapimitaltaan 1,4 km:n kokoinen kuoppa. Arviot Tunguskan komeetan dimensioista vaihtelevat, mutta tyypilli- 3 nen arvio on halkaisija 50 m ja tiheys 1,O g/cm. Nopeus on ollut n. 20...30 km/s (Wasson, 1974). Vaikka Tunguskan komeettaimpakti on ainoa (toistaiseksi) tunnettu tapaus lajissaan, komeettaimpaktit eivat valttamatta ole harvinaisia. Valokuvaamalla rekisteroityjen tulipallojen spektreista voidaan paatella, etta tulipalloista perati 10 % edustaa hyvin loyhia komeettamaisia ainekasaumia, 60 % haurasta hiilikondriittista ainetta ja 30 % lahinna tavallisia kondriitteja (Wasson, 1974). Putoavia meteoreja tarkkaillaan myos barometrisesti niiden synnyt- tamien paineaaltojen avulla. Barometrihavaintojen perusteella on paatelty suuren osan ilmakehaan saapuvista kappaleista olevan hyvin haurasta (todennakoisesti hiilikondriittista) ainetta, silla maan- pinnalle saakka yltaa tuskin mitaan edes selvasti rekisteroidyista tapauksista (Wasson, 1974). Kallioperaan sijoitetun ydinjatevaraston suhteen korkealla ilmakehassa tapahtuva impaktirajahdys ei liene kovinkaan vaarallinen, mutta on muistettava, etta komeettamaiset kappaleet voivat yltaa myos maanpinnalle saakka, jolloin tapahtuma palautuu luvuissa 4... 6 tarkastel tuun tilanteeseen.

9. SUOMEN ASTROBLEEMIT Suomen kallioperasta tunnetaan vain yksi muodostuma, jota voidaan varmuudella pitaa astrobleemina, nimittain Lappajarvi Etela-Pohjanmaalla. Lisaksi on muutamia pyoreahkoja geologisia rakenteita, joiden alkuperasta ei ole taytta selvyytta. Lappajarvi on kiistatta meteoriitti-impaktin synnyttama kompleksinen kraatteri, joka on erodoitunut varsin syvalle. Lehtinen (1976) osoitti Lappajarven kosmisen alkuperan seikkaperaisissa tutkimuksissaan. Alueen kivilajit jarven ymparilla ovat karkearakeisia graniitteja, graniittipegmatiitteja, migmatiittisia kiillegneisseja, keskirakei- sia muskoviittigraniitteja ja granodioriitteja. Jarvi on muodoltaan soikea, n. 23 km x 12 km (kuva 7). Jarven syvyys on keskimaarin 5...10 m, mutta syvanteissa jopa 35 m. Syvanteista (yht. 3 kpl) eras liittyy alueen halki kulkevaan lineamenttiin, kun taas toiset eivat sovi alueelliseen lineamenttikuvioon. Nama syvanteet Lehtinen (1976) selitti syntyneiksi breksioituneen kallioperan vaihtelevan eroosion vuoksi. Eroosiota on naissa kohdin voimistanut suojaavan karnaiittikerroksen puuttuminen. Impaktin synnyttamia ilmioita voidaan tarkastella kalliopaljastumissa vain Karnansaarella, Lappajarven koillisosassa, missa on paljastunut impaktisula, ns. karnaiitti. Alueen glasiogeenisissa maalajeissa esiintyy kuitenkin shokkimetamorfisia kivia runsaasti. Irtolohkareista Lehtinen (1976) erotti kokonaisen sarjan shokkimetamorfoituneita kivilajeja, jotka ulottuvat heikosti shokkiutuneista ympariston kivilajeista impaktibreksiaan seka sueviittisiin, sulanutta ainesta sisaltaviin heittelebreksioihin, ja karnaiitteihin saakka. Kivilajien shokkimetamorfiset merkit ovat kiistattomia. Lehtinen (1976) osoitti mm. kvartsissa ja plagioklaasissa olevan planaarisia rakenteita (planaarielementteja eli shokkilamelleja) ja diaplektisia laseja. Yhtena parhairnrnista impaktin todisteista on pidettava coesiitin esiintymista Lappajarven kivissa.

Fig. 3. Karnaite and bedrock outcrops, breccia localities, and indicator fan of karnaite. Dots: Nos. 1-10, karnaite outcrops. No. 11, a possible karnaite outcrop. Stars: Most important breccia (impact breccia, suevite) localities. Crosses: Bedrock outcrops. Dashed line: Indicator fan of karnaite. Kuva 7. Lappajarvi ja alueen kalliopaljastumat (Lehtinen, 1976). Lappajarven astrobleemin rakennetta ei tunneta juuri lainkaan kalliopaljastumien vahaisyyden johdosta. Gravimetrisella kartalla (Elo, 1976) (kuva 8) Lappajarvi erottuu halkaisijaltaan 17 km:n kokoisena ympyranmuotoisena negatiivisena 10 mga1:n anomaliana, jonka keskikohta yhtyy suurinpiirtein Lappajarven keskikohtaan. Karnansaari osuu anomalian keskipisteesta hieman koilliseen, jossa on paikallinen muusta anomaliasta kohoava n. +3 mga1:n alue.

I.... Fixure 3. LappajSrvi Bouguer anomaly map. I Kuva 8. Lappajarven gravimetrinen Bouguer-anomaliakartta Elon (1976) mukaan. Kayravali 1 mgal. Elon (1976) tekeman gravimetrisen tulkinnan mukaan anomalian aiheuttaa 440 10' kg:n massavajaus, joka on seurausta shokkimetamor- fisten kivilajien ja rikkoutuneen peruskallion pienemmasta tihey- desta ympariston kivilajeihin verrattuna. Massavajausta lasketta- essa on oletettu anomaalisen massan keskipisteen olevan 0,5 km:n syvyydella.

Anomalian aiheuttajan syvyytta ja dimensioita ei voida yksikasitteisesti ratkaista, mutta tiettyja aariarvoja voidaan antaa. Kolmidimensionaalista mallia kayttamalla saadaan mallin alapinnan syvyydeksi arvoja 0,5... 6 km. Anomalian keskiosassa oleva positiivinen residuaali voi johtua esimerkiksi 250... 500 m paksusta karnaiittilinssista tai kraatterirakenteeseen kuuluvasta maankohoamisesta, joka olisi 0,5 km:n suuruusluokkaa. Lappajarven astrobleemin rakennetta ei ole ainakaan toistaiseksi selvitetty syvakairauksin. Astrobleemin iaksi on saatu 40~r -39~r-menetelmall2 77 milj. vuot- ta (Jessberg ja Reimold, 1980). Eraat saksalaistutkijat ovat paa- telleet hivenainesuhteiden perusteella, etta Lappajarven olisi synnyttanyt hiilikondriitti (Lehtinen, 1980). Kaavan (2) mukaan Lappajarven halkaisijaltaan 17 km:n kraatterin olisi voinut aiheuttaa esimerkiksi halkaisijaltaan 600 m:n hiili- 3 kondriitti (tiheys 2,2 g/cm ), jonka tormaysnopeus olisi ollut 30 km/s. Saaksjarvi Porin lahettyvilla on toinen mahdollinen astrobleemi Suomen kallioperassa. Saaksjarvi on n. 8 km x 4 km:n kokoinen ja sen pohjoisranta on muodoltaan selvasti py8rea. Alueen kivilajit koostuvat gneissimaisesta kvartsi- ja granodioriitista seka suonigneissista. Papunen (1969, 1973) on kuvannut irtolohkareina esiintyvia kivilajeja, joissa on shokkimetamorfoosin merkkeja. Kivilajit ovat porfyyrisia laavamaisia kivia, huokosia ja manteleita sisaltavia breksioita seka graniittiporfyyreja muistuttavia breksioita. Shokkimetamorfoosin merkkeina Papunen (1969) esitti mm. kvartsin ja plagioklaasin planaariset rakenteet, kahtaistaiton aleneminen, diaplektisen plagioklaasilasin, biotiitin oksidoitumisen ja kinkpoimutuksen seka yleisen breksioitumisen. Alueen kalliopaljastumien vahyyden vuoksi naiden ominaisuuksien olemassaoloa peruskalliossa ei ole voitu varmistua.

Kemiallisten analyysien perusteella Papunen (1973) tuli siihen johtopaatokseen, etta Saaksjarvi ei ehka olekaan astrobleemi vaan voimakkaan vulkaanisen rajahdyksen (ns. kryptorajahdyksen) synnyttama kraatteri, silla yllakuvattujen mahdollisesti shokkimetamorfisten kivilajien kemiallinen koostumus poikkeaa selvasti ympariston kivilajien koostumuksesta. Mutanen (1979) on esittanyt, etta kemiallisen koostumuksen ero voidaan selittaa, jos oletetaan, etta kosminen kappale iskeytyi peruskallioon jotunihiekkakivikerroksen lapi. Laava- ja breksiatyyppiset kivet syntyivat ja saivat Mutasen (1979) mukaan koostumuksensa hiekkakiven ja peruskallion kivien sekoittuessa impaktirajahdyksen aikana. Nykyisessa maanpintaleikkauksessa ei voida enaa havaita hiekkakivea, silla sen on eroosio jo kuluttanut pois. Saaksjarven syntya ei ole kuitenkaan todistettu viela sitovasti puoleen eika toiseen. 8 km Vaasan keskustan etelapuolella sijaitsee Soderfjardenin kuusikulmainen peltoaukeama (halkaisija 5,5 km), jota on epailty astrobleemiksi (Lauren ym., 1978). Peltoaukeamaa reunustavat 20... 40 m aukeamaa korkeammalle kohoavat reunavallit. Alueen kivilajina on gneissimainen graniitti. Soderfjardenin struktuuria on tutkittu paitsi geofysikaalisin menetelmin, myos syvakairauksin. Muodostuman ylaosassa on 40...100 m paksu maapeite. Sen alla on kambrikautisia sedimenttikivilajeja (savi- ja hiekkakivea). Sedimenttikivilajien alla on tuffiseksi breksiaksi nimitettya kivilajia, joka vastaa koostumukseltaan ympariston graniittia. Muodostuman pohjan syvyys vaihtelee ja on suurimmillaan 500 m. Lahella muodostuman keskustaa pohja kohoaa, mutta geofysikaalisin mittauksin on saatu esiin muitakin kohoumia. Seka tuffisessa breksiassa etta sen alapuolella olevassa muuttuneessa gneissimaisessa graniitissa on havaittu heikkoja merkkejz, jotka Laurenin ym. (1978) mukaan voitaisiin tulkita shokkimetamorfoosin aiheuttamiksi. Naiden ominaisuuksien (kvartsin heikot planaarielementit, mahdollinen uudelleen kiteytynyt diaplektinen plagioklaasilasi ja biotiitin kink-poimutus) voidaan selittaa syntyneen myos tektonisten liikuntojen yhteydessa.