Työraportti 97-61 Olkiluodon alueen SeiSmiSYYS '-'ouni Saari IVO Power Engineering Oy '-'oulukuu 1997 POSIVA OY Mikonkatu 15 A, FIN-00100 HELSINKI Puhelin (09) 2280 30 Fax (09) 2280 3719
Työraportti 97-61 Olkiluodon alueen se1sm1syys.jouni Saari IVO Power Engineering Oy.Joulukuu 1997
Tekijäorganisaatio: IVO Power Engineering Oy Rajatorpantie 8, Vantaa 01019 IVO Tilaaja: Posiva Oy Mikonkatu 15 A 00100 HELSINKI Tilausnumero: 9603/97 /TIMO Tilaajan yhdyshenkilö: ~A. H 4 ~~p 0 1mo autojarvi os1va y Konsultin yhdyshenkilö: Jouni Saari IVO Power Engineering Oy Työraportti-97-61 OLKILUODON ALUEEN SEISMISYYS Tekijä: 7 ~ SC-c---.._( FL, Jouni Saari Tarkastaja: FT, Pekka Anttila
Posivan työraporteissa käsitellään käynnissä olevaa tai keskeneräistä työtä. Esitetyt tulokset ovat alustavia. Raportissa esitetyt johtopäätökset ja näkökannat ovat kirjoittajien omia, eivätkä välttämättä vastaa Posiva Oy:n kantaa.
SISÄLLYSLUETTELO Tiivistelmä Abstract 1. JOHDAN"TO...... 1 2. OLKILUODONYMPÄRISTÖ 500 KM SÄTEELLÄ... 2 2.1. Suurtektoniset piirteet... 2 2.2. Seismisyys... 5 3. OLKILUODON YMPÄRISTÖ 100 KM SÄTEELLÄ... 13 3.1. Geologian ja seismisyyden yleispiirteet......... 13 3.2. Selkämeri............................. 15 3. 3. Makroseismiset tutkimukset.... 18 3. 4. Historiallinen seismisyys............ 22 3. 5. Instrumenttikauden havainnot... 25 3.5.1. Yleistä.............. 25 3. 5.2. Siirrostasoratkaisut............ 27 3.5.3. Osmussaaren maanjäristys.................................. 29 4. YHTEENVET0... 34 5. LÄHDELUETTEL0... 36 LIITE 1 Olkiluodon ympäristön geotektoninen kartta sekä alueella tapahtuneet maanjäristykset (~1.5).
Saari, J., 1997. Olkiluodon alueen seismisyys. Posiva Oy, Työraportti-97-61. TIIVISTEL MÄ Posiva Oy tutkii Eurajoella olevan Olkiluodon saaren kallioperää Suomen ydinvoimalaitosten käytetyn polttoaineen loppusijoitusta varten. Työssä tarkastellaan Olkiluodon alueen seismisyyttä osana Fennoskandian kilven ja Lounais Suomen alueen yleistä seismisyyttä. Tutkimus kattaa alueen, joka ulottuu Olkiluodosta 500 km päähän. Tällä alueella on tehty vuodesta 1375 alkaen yli 900 maanjäristyshavaintoa. Näistä noin 1/3 on seismisin mittalaittein havaittu ja maanjäristyksiä vuosilta 1965-1995. Lounais-Suomen ja Selkämeren seismisyyden jakautuminen esitetään geologisella kartalla. Tutkimuksessa osoitetaan, että Kaakkois-Viroon ulottuva Saaristomeri Paldis-Pskov-seismisyysvyöhyke on tärkeässä osassa tarkasteltaessa Lounais Suomen seismisyyttä. Kaikki Suomenlahden ja Saaristomeren ympäristön merkittävät maanjäristykset (M ~ 3.5) liittyvät tähän vyöhykkeeseen. Viron luoteisrannikolla 1976 tapahtunut Osmussaaren maanjäristys tunnettiin selvästi myös Eurajoella. Järistys oli oloissamme poikkeuksellinen suuri (mb = 4.7) ja se on usein liitetty WSW-ENE suunnassa Suomenlahden kulkevaan siirrosvyöhykkeesen. Osmussaaren maanjäristystä tarkastellaan nykyisen geologisen ja seismisen tiedon valossa. Alle sadan kilometrin etäisyydellä Olkiluodosta on tapahtunut kuusi maanjäristystä. Lähin maanjäristys (M=3.1) tapahtui 1926 Uudessakaupungissa 35-40 km päässä Olkiluodosta, osana Saaristomeri-Paldis-Pskov-vyöhykkeen seismistä aktiivisuutta. Alueen maanjäristykset ovat pieniä (M ~ 3.1) ja suhteellisen harvinaisia. Tästä johtuen kalliotilaan maanjäristyksistä mahdollisesti aiheutuvat vaikutukset ovat todennäköisesti välillisiä muutoksia ympäröivässä kallion rakenteessa, jännityskentässä ja pohjavesiolosuhteissa. Seismotektonisissa tarkasteluissa pyrittiin seismisten vyöhykkeiden lisäksi tunnistamaan yksittäisiä seismisesti aktiivisia siirrosvyöhykkeitä. Olkiluodosta katsoen kaksi lähintä aktiivista ruhjevyöhykettä ovat ilmeisesti luode-kaakkosuuntaisia. Näistä eteläläisempi kulkee Laitilan rapakivimassiivin reunaa pitkin sivuuttaen Olkiluodon noin 20 km päässä lounaassa. Toinen vyöhyke kulkee Satakunnan hiekkakivimuodostuman reunaa pitkin noin 3 5 km Olkiluodosta koilliseen. Näissä mahdollisesti aktiivisissa vyöhykkeissä on tapahtunut ehkä 1-2 pientä (M = 2.7-2.9) maanjäristystä.
Saari J., 1997. Seismicity in the Olkiluoto area. Posiva Oy, Work Report-97-61. ABSTRACT Posiva Oy studies the bedrock of the island of Olkiluoto in Eurajoki for the final disposal of the spent fuel from the Finnish nuclear power plants. The study deals with the seismicity of the Olkiluoto area in relation to the general seismicity of the Fennoscandian Shield and the region ofthe southwestern Finland. The study covers an area within 500 km from Olkiluoto. The area includes altogether over 900 observations of earthquakes since 1375. About 1/3 of those has been observed by seismic instruments during the years 1965-1995. The distribution of the seismicity in the southwestero Finland and in the Bothnian Sea area is presented in a geological map. The study shows that the Saaristomeri Paldis-Pskov Seismic Zone has an important role when the seismicity in southem Finland and in Estonia is concemed. Ali significant earthquakes (M ~ 3.5) in the region of the Gulf of Finland and in the Ålands archipelago are related to this zone. The 1976 Osmussaar earthquake, in the northwestero coast of Estonia, was felt also in Eurajoki. This event was exceptionally strong (mb = 4.7) in the area. The event is often associated with the proposed fault zone running diagonall y through the Gulf of Finland in the direction of WSW -ENE. The Osmussaar event is reviewed on the basis of current geological and seismological knowledge. Within a radius of 100 km from Eurajoki there has been altogether 6 earthquakes. The nearest event (M = 3.1) occurred 1926 in Uusikaupunki, 3 5-40 km from Olkiluoto, as a part of the active period in the Saaristomeri-Paldis-Pskov Zone. The earthquakes of the area are small (M ~ 3.1) and their recurrent periods are long. This means that the potential impact on the vault due to of seismicity are likely indirect changes in the surrounding bedrock structure, stress field and groundwater conditions. In addition to the seismic zoning, the aim of the seismotectonic interpretation was to identify individual active shear or thrust zones. Two nearest active zones from Olkiluoto seem to be NW -SE oriented. The southem one of those runs along the contact ofthe Laitila rapakivi massif, about 20 km SW from Olkiluoto. The other one runs along the edge of the Satakunta sandstone formation, about 3 5 km NE from Olkiluoto. These potentially active zones are possibly related to 1-2 small (M=2.7-3.1) earthquakes.
1 1. JOHDANTO Posiva Oy tutkii neljällä paikkakunnalla kallioperän soveltuvuutta Olkiluodon ja Loviisan ydinvoimalaitosten käytetyn polttoaineen loppusijoittamista varten. Vuosina 1987-1992 tehtyjen alustavien paikkatutkimusten perusteella päätettiin yksityiskohtaisia paikkatutkimuksia jatkaa vuosina 1993-2000 Romuvaarassa, Kivetyssä ja Olkiluodossa. Näiden lisäksi valittiin vuonna 1997 neljänneksi yksityiskohtaisten paikkatutkimusten kohteeksi Loviisan Hästholmen. Lopullinen sijoituspaikka valitaan vuonna 2000. Alustavien paikkatutkimusten yhteenvetoraportissa (Teollisuuden Voima Oy 1992) todettiin erääksi mahdollisesti lisätarkastelua vaativaksi ilmiöksi maanjäristykset ja muut kallioperän liikkeet. Ensimmäinen yksityiskohtaisen sijoituspaikkatutkimuksiin liittyvä seismisyysselvitys tehtiin Loviisan ympäristöstä (Saari 1996). Tämän raportin tarkoituksena on selvittää Länsi-Suomen ja erityisesti Olkiluodon ympäristön seismisyyttä olemassaolevien maanjäristystietojen perusteella. Tutkimuksessa on käytetty pääasiallisena lähdeaineistona Helsingin yliopiston seismologian laitoksen julkaisemaa Fennoskandian maanjäristysluetteloa. Maanjäristyshavaintoja verrataan vastaaviita alueilta oleviin seismisiin, geodeettisiin, geologisiin ja tektonisiin tutkimuksiin. Olkiluodon ympäristöksi on määritelty alue, joka ulottuu 500 km päähän Olkiluodosta. Tutkimuksen periaatteena on ollut edetä Olkiluotoon liittyvästä yleisestä seismisyydestä paikalliseen seismisyyteen. Samaa alueellista lähestymistapaa noudattaen edetään kallioperän rakenteiden kuvauksessa suurista rakenteista lähialueen paikallisiin rakenteisiin. Olkiluodon alueen seismisyyttä ja tektonista rakennetta tarkastellaan alueilla, joiden etäisyys on alle 500 km ja 100 km Olkiluodosta. Tämän raportin tutkimusalue kattaa Etelä-Suomen lisäksi alueita Baltiasta, Venäjästä ja Ruotsista. Tutkimusalueen järistykset ovat olleet seismologiassa yleisesti käytetyn luokituksen (taulukko 1-1) mukaan pieniä. Poikkeuksena voi olla Keski-Ruotsissa, 2.1.1894 tapahtunut maanjäristys, jonka magnitudiarvo (M=5.1) on kuitenkin epävarma. Maanjäristykset ovat kaikkialla Suomessa suhteellisen harvinaisia, joskin Kainuun korkeudella ja Pohjois-Suomen alueella maanjäristykset ovat yleisempiä kuin Etelä Suomessa. Taulukko 1-1. Maanjäristysten magnitudiin perustuva yleisesti käytetty suuruusluokitus. M~7 suuri maanjäristys 5~M<7 keskisuuri maanjäristys 3 ~M<5 pieni maanjäristys 1 ~M<3 M< 1 ultramikromaanjäristys
2 2. OLKILUODON YMPÄRISTÖ 500 KM SÄTEELLÄ 2.1 Suurtektoniset piirteet Suomi kuuluu kokonaisuudessaan Fennoskandian kilven alueeseen. Tälle on luonteenomaista kallioperän mosaiikkimainen rakenne, joka on syntynyt ilmeisesti jo varhaisprekambrisena aikana. Eri suuruusluokkaa olevia kalliolohkoja erottaa toisistaan siirrosten ja ruhjevyöhykkeiden verkosto. Maanjäristykset liittyvät näiden lohkojen liikuntoihin. Fennoskandian kilpeä rajaavina muodostumina ovat Kaledoniidit sekä paleotsooiset ja sitä nuoremmat sedimentit (kuva 2-1 ). Olkiluoto on suhteellisen kaukana kilven reunaalueista Selkämeren rannalla. Kaledoniidit ovat noin 400 km päässä Olkiluodosta luoteeseen ja sedimenttikivialueen reuna on lähimmillään 200 km etelään Olkiluodosta. 200km PHANEROZOIC: Plutonic rocks Caledonides Autochthonous cover Sveconorwegian Jotnian 1 Riphean Subjotnian (Rapakivi) Paleoproterozoic plutonies Paleoproterozoic supracrustals Archean Kuva 2-1 Fennoskandian kilven pääyksiköt ja sitä reunustavat muodostumat (Koistinen 1994). Ympyrän säde näyttää 500 km etäisyyden Olkiluodosta (Kolmio). Kuvassa 2-1 näkyy laaja sedimenttikivialue myös keskellä Fennoskandian kilpeä. Tämä muodostuma Selkämeren länsiosassa koostuu ordoviikki- ja kambrikautisista kerrostumista, joiden yhteinen paksuus on enimmillään 375 m. Näiden alla ja ympärillä on noin 1000 m paksu jotunilainen sedimenttikerros (Axberg 1980). Edellämainitut sedimentti-
3 kerrokset ovat prekambrisen peruskallion päällä, jonka geologian pääpiirteet muistuttavat Selkämerta ympäröivien manneralueiden geologiaa (Winterhalter 1972). Seismisten syväluotausten perusteella laaditusta Mohon syvyyskartasta (Luosto 1997) näkyy, että Fennoskandian kilven kuori on erittäin paksu (kuva 2-2). Mohon syvyydessä (40-65 km) esiintyy melko voimakkaita alueellisia vaihteluita. Suurin muutosgradientti (20 km/200 km) on Kaakkois-Suomessa (Korja et al. 1994), jossa kuoren paksuus kasvaa nopeasti 40 km:stä yli 60 km:iin. Länsi-Suomessa kuoren paksuuden muutokset ovat hitaampia. Etelästa Pohjoiseen mentäessa kuori muuttuu vähitellen paksummaksi ja on ohuimmillaan Suomenlahden suulla (44-46 km) ja paksuimmillaan (56-58 km) Vaasan eteläpuolella. Itä-Länsi-suunnassa muutokset ovat vähäisempiä. Olkiluodon kohdalla kuoren paksuus on noin 52 km. Tho No ho dop lh tn Fennoacond lo by U. LVQI lo ; 1996 : luttwl. or S. \tnioor l u. t,.,.. tlr ' H.a a.a t s. ss N so N \. ss " 20 E Kuva 2-2. Seismisiin syväluotaustutkimukfiin {25 kpl) perustuva Fennoskandian Mohon syvyyskartta. Kuoren syly.ys on ilmaistu kilometreissä maanpinnasta. Tasa-arvokäyrien väli on 2 km (Luosto 1997).
4 F ennoskandian kilven kuoren kolmidimensionaalisessa rakenteessa näkyvät sen läpikäymät lukuisat tektoniset puristukset ja vetojännitykset Svekokarelidien alueella (kuva 2-2) on havaittavissa kaksi E-W -suuntaista ohuemman kuoren vyöhykettä. Toinen niistä kulkee likimain Suomenlahden korkeudella ja toinen pohjoisempana Perämeren pohjukan korkeudella. Ne ovat esitetyn tulkinnan mukaan (Haapala & Rämö, 1992) syntyneet kuorta ohentaneen vetojännityksen seurauksena 1600-1500 Ma sitten, jolloin ohuemman kuoren alueille syntyivät rapakivimassiivit ja diabaasijuonet. Näiden vyöhykkeiden välissä on vyöhyke, Svekofennialaisten vuorten juuret, jossa Mohon syvyys on yli 50 km. Tämä törmäysreuna näkyy seismisissä ja sähkömagneettisissa luotauksissa Arkeeisen ja Svekofennialaisen vyöhykkeiden rajalla (Korja et al. 1994). Fennoskandian kilpi on osa Euraasian laattaaja seismisyydeltään tyypillistä laatan sisäistä aluetta. Maanjäristykset ovat suhteellisen harvinaisia ja ne ovat yleensä magnitudiltaan pieniä verrattuna maapallon seismisesti aktiivisiin alueisiin. Lähin laattareuna on luoteessa sijaitseva Pohjois-Atlannin selänne, joka aiheuttaa luode-kaakko-suuntaisen puristuksen Fennoskandian kallioperässä. Tämä puristussuunta ilmenee vallitsevana maanjäristysten siirrostasoratkaisuihin, jännityskentän mittauksiin ja geodeettisiin havaintoihin perustuvissa tulkinnoissa. Tehtyjen tutkimusten perusteella Suomen maanjäristykset liittyvät useimmiten Pohjois-Atlantin selänteeitä käsin vaikuttavaan luodekaakkosuuntaiseen puristukseen. Suomen kallioperän liikuntoihin liittyy myös jääkauden jälkeinen maankohoaminen, joka on suurimmillaan Perämerellä Skellefteån edustalla, (kuva 2-3) noin 9 mm vuodessa. Olkiluodon kohdalla maa kohoaa 5-6 mm vuodessa. Geodeettisissa mittauksissa on todettu, että maannousu ei tapahdu tasaisesti, vaan kallioperän eri osat nousevat eri nopeuksilla. Lohkojen välisen liikkeen on arvioitu olevan noin 10 % - 20 % maankohoamisen kokonaisarvosta (Veriö et al, 1993). Kallioperän lohkojen edestakainen liike aiheuttaa sen, että kallioperässä esiintyvät siirrokset säilyvät pieninä suhteessa maankohoamisen kokonaisarvoon. Kolmas kallioperän liikkeisiin vaikuttava tekijä on kallion rikkonaisuus. Maankuoren jännitykset pääsevät purkautumaan lohkoja rajaavia ruhjevyöhykkeitä pitkin tapahtuvana liikkeenä. Liike tapahtuu pääasiassa aseismisesti ryömintänä, mutta ilmenee myös maanjäristyksinä. Loviisan alueen seismisissä mittauksissa on todettu mikromaanjäristysten liittyvän selvästi alueen ruhjevyöhykkeisiin (Saari 1996). Kaiken kaikkiaan Suomen maanjäristysten voidaan ajatella syntyvän laattatektonisten voimien, maankohoamisen ja paikallisten tekijöiden (paikallinen geologia ja tektoniikka) kombinaationa. Suomen seismotektoniikkaa on kuvattu yksityiskohtaisemmin erillisessä selvityksessä (Saari 1992).
5 1 f o ~ Kuva 2-3. Nykyinen maankohoaminen Suomessa (Kakkuri 1997). Arvot millimetreissä. 2.2 Seismisyys Tutkimusalueen seismiset havainnot voidaan jakaa ihmisten tekemiin makroseismisiin havaintoihin ja seismografeilla mitatluihin havaintoihin. Tutkimusalueen ulkopuolella F ennoskandian pohjoisosissa tehdyissä geologisissa tutkimuksissa on havaittu todisteita maanjäristyksistä, jotka liittyvät jääkauden jälkeiseen sulamisvaiheeseen noin 9000 vuotta sitten (Vuorela 1990). Varhaisimmat makroseismiset havainnot perustuvat kirkonkirjoihin, sanomalehtiartikkeleihin ja paikallisen väestön tekemiin muistiinpanoihin. Tyypillistä onkin, koska "havaintopisteitä" on ollut erittäin harvassa, että maanjäristyshavainnot ovat aluksi joko hyvin paikallisia tai erittäin laajalta alueelta. Väestönkasvun sekä lukutaidon ja lehdistön yleistymisen myötä on "havaintopisteiden" määrä lisääntynyt, varsinkin rannikkoseudun ulkopuolella.
6 Maanjäristysten vaikutuksia elollisiin olentoihin, rakenteisiin, topografiaan ja muuhun ympäristöön kuvataan intensiteettiasteikolla (taulukko 2-1 ). Instrumenttikaudella vastaavaa makroseismistä tietoa on kerätty kyselytutkimuksin. Näiden tietojen avulla on pystytty arvioimaan myös ennen instrumenttikautta havaittujen maanjäristysten suuruutta (makroseisminen magnitudi). Suomessa havaitut maksimi-intensiteetit ovat olleet välillä II-VI. Tilastollisesti arvioitaessa on Suomen maanjäristysten maksimiintensiteetin ylärajaksi seuraavien 100-200 vuoden aikana saatu 1 max= VI-VII (Ahjos et al. 1984). Taulukko 2-1. Esimerkkejä MSK-intensiteettiastekon luokitteluperusteista (Korhonen, Luosto & Teikari 1978). 1 Todettavissa vain kojeiden avulla II Yksittäiset levossa olevat ihmiset havaitsevat m Muutamat henkilöt havaitsevat sisällä IV Useat henkilöt havaitsevat, astiat ja ikkunat helisevät V Kaikki sisällä ja useat ulkona olevat henkilöt havaitsevat, lievät vauriot heikoissa rakennuksissa mahdollisia VI Monet sisällä olevat henkilöt pelästyvät ja ryntäävät ulos, monissa heikkorakenteisissa taloissa havaitaan lieviä vaurioita, muutoksia pohjaveden korkeudessa VII Useat henkilöt pelästyvät, monilla tasapainovaikeuksia, muutamat heikot rakennukset vahingoittuvat pahoin, myös monet hyvin rakennetut rakennukset kärsivät lieviä vaurioita vm Syntyy paniikkia, muutamat heikot rakennukset sortuvat, useimmat raken-. nuksista kärsivät kohtalaisia vaurioita, maaperään syntyy muutaman cm Ievyisiä halkeamia IX Yleinen paniikki, useimmat keskihyvät rakenteet kärsivät vakavia vaurioita ja jotkut sortuvat X Rakenteet tuhoutuvat yleisesti XI Huomattavia muutoksia maaperässä kuten leveitä siirroksia ja maanvyörymiä vuoristoseudulla xn Voimakkaita muutoksia pinnanmuodostuksessa, täydellinen tuho Instrumentaalisten havaintojen kausi alkoi 1950-1960 luvun vaihteessa. Tarkka ajankohta riippuu siitä miten kattavaa seismistä asemaverkkoa kulloinkin pidetään riittävänä. Suomessa lähimaanjäristystutkimuksiin soveltuvat lyhytperiodiset mittaukset aloitettiin vuonna 1956. Ahjos ja Uski (1992) katsovat Fennoskandian instrumenttimittausten alkaneen vuonna 1965. Seismisen asemaverkon parantuessa maanjäristyshavaintojen määrä on kasvanut. Tässä työssä on lähdeaineistona käytetty Fennoskandian maanjäristysluetteloa, joka on pohjoismaisten tutkimuslaitosten yhteinen tietopankki. Luettelon instrumentaaliset magnitudit perustuvat Richterin paikalliseen magnitudiin. Eri alueilla sitä on modifioitu
7 vastaamaan paikallisia olosuhteita. Alkuperäinen Richterin magnitudi perustuu Kaliforniassa tehtyihin havaintoihin, missä kallioperä on toisenlainen kuin F ennoskandiassa. Jos maanjäristys on havaittu laajalla alueella on käytetty globaalimpia Ms- tai mbmagnitudeja. Eri laskentakaavoilla saadaan likimain sama magnitudiarvo keskimäärin 0.1-0.5 magnitudiyksikön tarkkuudella (Ahjos & Uski 1992). Ensimmäinen versio Fennoskandian maanjäristysluettelossa julkaistiin 1992 (Ahjos & Uski), jonka jälkeen sitä on päivitetty vuosittain Helsingin yliopiston seismologian laitoksen toimesta. Luettelossa on havaintoja 620 vuoden ajalta (1375-1995), yli 7800 tapausta. Luettelon rajaama alue (55-88~) x (10 W- 45 E) kattaa myös osia Fennoskandiaa rajaavista merialueista sekä Baltiasta ja Länsi-Venäjästä. Fennoskandian ensimmäinen tunnettu maanjäristyshavainto tehtiin 1375, Gotlannissa. Vanhin Suomen alueella tehty maanjäristyshavainto on vuodelta 1610 Kouvolan läheltä Valkealasta. Maanjäristysluettelon tapauksista yli 60 % on havaittu vuoden 1980 jälkeen. Paikallisten seismisten asemaverkostojen perustamisesta ja mittausherkkyyden parantumisesta johtuen maanjäristysluettelo sisältää nyt entistä pienempiä maanjäristyksiä. Mittausherkkyys ei ole tasaisesti jakautunut luettelossa rajatulle alueelle. Esimerkiksi Viron ja itäisen F ennoskandian kilven alueilla seisminen instrumentointi on merkittävässä määrin Suomen seismisen asemaverkoston varassa. F ennoskandian kilpi rajoittuu yleensä seismisesti rauhallisiin alueisiin. Poikkeuksena erottuvat Kaledoniidit ja Telemark-Vänemin alue, sekä Norjan mannerjalustan reuna, joilla seisminen aktiivisuus on suurempaa ja suurimmat magnitudit ovat noin yhden yksikön suurempia kuin kilpialueella yleensä. Seismisessä riskitutkimuksessa Suomessa tapahtuvien maanjäristysten maksimi-magnitudiksi arvioitiin 5.0 (Ahjos et al. 1984). Kuvan 2-4 episentrikarttaa on homogenisoitu ottamalla mukaan vain kaikki magnitudia 1.5 suuremmat maanjäristykset. Tätä pienemmät suomalaiset maanjäristykset on rekisteröity pääasiassa Loviisan seudulla paikallisen seismisen asemaverkon avulla (Saari, 199.6). Kuvan maanjäristyksistä 936 on tapahtunut alle 500 km säteellä Olkiluodosta. Tutkimusalueen maanjäristyksitä 72 % (674 kpl) on tapahtunut Itämeren itäpuolella. Itämeren länsipuolella seismisyys on vähäisempää. Suomen maanjäristysten osuus tutkimusalueen järistyksistä on 24% (221 kpl). Loput havainnoista 4% (41 kpl) on tehty Baltiassa ja Länsi-Venäjällä. Noin 2/3 tapauksista (597 kpl) on makroseismisesti havaittuja. Ruotsissa on 289 seismografeilla rekisteröityä maanjäristystä. Suomen alueella vastaava luku on 40 ja Baltian- Länsi-Venäjän alueella vain 10. Esitetyt luvut perustuvat kuvassa 2-4 käytettyyn aluejakoon. Tutkimusalueen suurimmat maanjäristykset (M ~ 4) ovat tapahtuneet suhteellisen kaukana Olkiluodosta (kuva 2-5). Lähimmät niistä ovat noin 240 km päässä Viron luoteisja Ruotsin itärannikolla. Tutkimusalueen suurin maanjäristys tapahtui 1894 Keski Ruotsissa (taulukko 2-2) noin 380 km päässä Olkiluodosta. Ilmeisesti suhteellisen pienen intensiteettiarvon takia sen magnitudi (M=5.1) on F ennoskandian maanjäristysluettelossa luokiteltu epävarmaksi.
8.,, 1.( '. ;' 4.,. ' ~ " \ 1 / e M=2,5-3,4 M=3,5-4,4 M=4,5- Kuva 2-4. Maanjäristykset vuosina 1375-1995 alueella (12-32 E) x (56-66 on). 500 km:n etäisyys Olkiluodosta on esitetty ympyräsäteellä. Lähdeaineistona on käytetty Fennoskandian maanjäristysluetteloa (Ahjos & Uski 1992, päivitelty versio). Tilastollisia tarkastelu ja varten utkimusalue on jaettu kolmeen alueeseen: Ruotsi, Suomi ja Baltia-Länsi-Venäjä. Noin 500 km säteellä Olkiluodosta on tapahtunut 14 maanjäristystä, joiden magnitudi on 4.5 tai sitä suurempi (kuva 2-5 ja taulukko 2-2). Näistä kuusi tapahtui Perämeren Kuusamon alueella ja toiset kuusi Keski-Ruotsissa, Vänemin lähistöllä. Kuvan 2-5(b) maanjäristyksistä vain kaksi on tapahtunut alle 300 km päässä Olkiluodosta. Vuoden 1931 Laukaan maanjäristys tapahtui 270 km:n päässä ja vuoden 1976 Osmussaaren maanjäristys 240 km:n päässä Olkiluodosta.
9 a) b) Kuva 2-5 (a) Maanjäristykset, joiden magnitudi on 4 tai sitä suurempi. (b) Maanjäristykset, joiden magnitudi on 4.5 tai sitä suurempi (taulukko 2-2). Instrumenttikauden havainnot erottuvat tummempina pisteinä.
10 Taulukko 2-2. Maanjäristykset, joiden magnitudi ~ 4.5 (Ahjos & Uski 1992). Etäisyys 0/kiluodosta noin 500 km tai sitä pienempi. Ks. kuva 2-5b. Globaalissa mittakaavassa F ennoskandian kilpi vaikuttaa yhtenäiseltä seismotektoniselta provinssilta. Kuitenkin alueen lähempi tarkastelu osoittaa, että se ei ole seismisyydeltään yhtenäinen alue. Seismisesti aktiivisina vyöhykkeinä voidaan mainita Pohjanlahti ja etenkin sen länsiranta, Länsi-Lappi sekä Perämeren-Kuusamon vyöhyke aina Venäjän puolelle Valkoiselle merelle asti. Suomessa alhaisin maanjäristysten esiintymistiheys näyttää olevan Satakunnassa ja Karjalassa (kuva 2-4). Edellämainittuja rauhallisia alueita lukuunottamatta, Etelä-Suomen alueen seismisyys näyttää suhteellisen tasaisesti jakautuneelta. Kuitenkin Etelä- ja Keski-Suomen aluetta näyttäisi leikkaavan kaksi luode-kaakkosuuntaista seismisyysvyöhykettä: Merenkurkku Laatokka- ja Saaristomeri -Paldis-Pskov -vyöhykkeet. Kuvassa 2-6 on esitetty oloissamme suhteellisen suuret makroseismisesti ja instrumentaalisesti havaitut maanjäristykset. Tutkimusalueella on 138 episentriä, joista 47 on Suomen ja Baltian alueella. Merenkurkku-Laatokka-vyöhykkeellä (M-L) ja Saaristomeri-Paldis-Pskov-vyöhykkeellä (S-P-P) on molemmissa 17 episentriä. Myös alueen etelä- ja pohjoisrajalla voi olla NW -SE-suuntaiset aktiivsuusvyöhykkeet. Seismisyysvyöhykkeiden M-L ja S-P-P välissä on 200-230 km leveä alue, jossa maanjäristykset ovat satunnaiesempia ja pienempiä. Olkiluoto on tällä seismisten vyöhykkeiden välisellä alueella lähempänä S-P-P-vyöhykettä. Ruotsin rannikko, Söderhamnista pohjoiseen muodostaa yhdessä samansuuntaisten merelläolevien lineamenttien kanssa Pohjanlahden vyöhykkeen (Botnian zone ). Etelämpänä se saattaa jatkua heikompana Gävleen asti. Pohjanlahden vyöhyke on Selkämeren alueen merkittävin tektoninen rakenne. Mantereen kiteisen kallion ja merellisten sedimenttien välissä on voimakas vertikaalinen siirros (Axberg 1981 ). Valtaosa kuvan 2-6 episentreistä on tällä vyöhykkeellä ja Etelä-Ruotsissa Vänemin ja Vättemin alueella.
11 1857 1931 (2) 1858 1963 1934 1 L/ ~/.-'' 1670. 1987 1 1~" p 1823 Kuva 2-6 Olkiluodon alueen suurimmat maanjäristykset. Makroseismiset havainnot, joiden magnitudi on M ~ 3.5 ja instrumenttikauden havainnot, joiden magnitudi ML ~ 3. 0. Suomen ja Baltian alueella episentrien yhteyteen on merkitty maanjäristyksen tapahtumavuosi ja samassa pisteessä olevien episentrien lukumäärä. Luode-kaakkosuuntaiset episentrivyöhykkeet: M-L= Merenkurkku-Laatokka, S-P-P = Saaristomeri Paldis-Pskov. Vuosien 1926-1941 aikana tapahtui Suomessa useita suuria maanjäristyksiä. Vuonna 1926 oli Kuusamossa maanjäristys, jonka magnitudi oli M=4.6. Kuusamon-Perämeren vyöhykkeen aktiivisuuteen liittyy myös 1935 (M=4.0) Perämerellä tapahtunut maanjäristys. Näiden lisäksi tapahtuivat 1930-luvulla Laukaan ja Perniön järistykset ja vuonna 1941 vielä Raippaluodon maanjäristys (M = 3.6). Vuoden 1941 jälkeen Suomesta ei ole, osin sotavuosien takia, kymmeneen vuoteen maanjäristyshavaintoja. Tämä poikkeuksellisen aktiivinen kausi tuo esiin edellämainitut luode-kaakko-suuntaiset aktiivisuusvyöhykkeet Kuitenkin kuvan 2-7 mukaan Merenkurkku-Laatokka vyöhyke ulottuisi pitemmälle kaakkoon. Vastaavasti S-P-P vyöhyke erottuu tässä kuvassa lyhyempänä.
12 1920 ) < 1931, M=4.5 1931, M=3.9 1934,M=3.4 1 34, M=3.7 1921 1928 Kuva 2-7. Vuosina 1920-1941 tapahtuneet maanjäristykset. Olkiluoto on merkitty kolmiolla ja 500 km etäisyys siitä ympyräkaarella. Episentrien yhteyteen on merkitty maanjäristyksen tapahtumavuosi ja suurimpien (M ~ 3.0) maanjäristysten magnitudi. Luode-kaakko-suuntaiset episentrivyöhykkeet: M-L = Merenkurkku-Laatokka, S-P Saaristomeri-Paldis. Merenkurkku-Laatokka vyöhyke näyttäisi jatkuvan myös luoteeseen. Episentrien joukko (kuvat 2-4 ja 2-6) kulkee Perämeren yli Ruotsin puolelle, jossa Skellefteån luona on voimakas episentrien keskittymä. Kuvan 2-6 kartassa Skellefteån luona on 20 episentriä. Tähän keskittymään ulottuu Notjasta luode-kaakko-suuntainen heikkousvyöhyke (Ahjos & Uski 1992), jota pitkin laattatektoniset voimat ilmeisesti välittyvät F ennoskandian kilven sisäosiin. Ruotsin ja Saaristomeren väliseltä alueelta ei ole maanjäristyshavaintoja aivan rannikkoseutuja lukuunottamatta. Episentrit ovat jakautuneet pitkin rannikkoa ja liittynevät Ruotsin länsirannalla olevaan Botnian vyöhykkeeseen.
13 3. OLKILUODON YMPÄRISTÖ 100 KM SÄTEELLÄ 3.1 Geologian ja seismisyyden yleispiirteet Olkiluodon kivilajiympäristön muodostavat svekofenniset liuskeet ja syväkivet, rapakivigraniitit, Satakunnan hiekkakivi ja posjotunilaiset oliviinidiabaasit (liite 1 ja kuva 3-1 ). Vanhimmat alueen kivilajeista ovat asettuneet paikoilleen svekokarelidisen orogenian aikana 1900 miljoonaa vuotta sitten. Tuolloin metamorfoituivat ja migmatoituivat svekofenniset liuskeet ja gneissit. Samoihin aikoihin asettui paikoilleen syväkiviä, joiden koostumus vaihtelee tonaliitista gabroon. Nämä muodostavat pääosan alueen geologisesta ympäristöstä.. 24. F1NLAND [: :. J Early?roterozoic 1.9 Ga crust F~:-{:: }:~j Fennoscandian Archean craton ~ r::-1 ~ Re.pakivi gre.nite (1.65 to 1.54 Ga),... :::! Rapakivi-age (Subjotnian) diabase dykes tookm 30!:J : l \ 1 t Jotnian (1.3Ga) supracrustal rocks ~ Phanerozoic sedimentary rocks Kuva 3-1. Etelä-Suomen ja sen lähiympäristön geologiset ja tektoniset pääyksiköt. Katkoviivoitus näyttää rapakivialueiden sijainnin merialueilla (Haapala & Rämö 1992}. Nuorempia kivilajeja on varsinkin Olkiluodon läheisyydestä. Suomen rapakivet tunkeutuivat metamorfisiin kiviin noin 1650-1550 miljoonaa vuotta sitten. Lounais-Suomen rapakivet ovat hieman nuorempia kuin 1650-1620 Ma vuotta vanhat Kaakkois Suomen rapakivet (Viipuri, Suomenniemi, Ahvenisto, Upinniemi ja Bodom). Ahvenanmaan, Laitilan ja Vehmaan rapakivet ovat 1590-1540 Ma ikäisiä (Rämö et al. 1996). Geofysikaalisten tulkintojen mukaan rapakivimassiivit ovat korkeintaan 10 km paksuisia laattamaisia muodostumia (Haapala & Rämö 1992).
14 Satakunnan hiekkakivi on kerrostunut lohkoliikuntojen muodostamaan hautavajoamaan 1400-1300 miljoonaa vuotta sitten. Satakunnan hiekkakivikerrosruman paksuudeksi on arvioitu noin 1000 m (Winterhalter 1972).0lkiluodon ympäristön nuorimmat kivet ovat 1275-1250 miljoonaa vuotta vanhoja oliviinidiabaaseja, jotka juoninaleikkaavat hiekkakiveä, rapakiveä ja metamorfisia kiviä (liite 1 ). Suomen rapakivimuodostumiin liittyy läheisesti niin ajallisesti kuin alueellisestikin diabaasi- ja kvartsi-maasälpäjuonten esiintyminen. Tämä todistaa selvästi, että kuoressa on vallinnut niiden paikoilleen asettuessa tektoninen vetojännitys. Vetojännityksen suunta on voinut vaihdella eri aikoina tai eri alueilla huomattavastikin. Kuvassa 3-1 siitä on todisteena esim. se, että vanhempiin (1.62-1.65 Ga) Kaakkois-Suomen rapakiviin liittyvät diabaasiparvet ovat likimain NW -SE suuntaisia kun taas nuorempiin (noin 1. 57 Ga) Lounais-Suomen rapakiviin liittyvät diabaasiparvet ovat lähes kohtisuorassa niitä vasten (Kuivamäki et al. 1995). Kuvassa 3-2 on poikkileikkaus syväseismisestä luotaislinjasta Sveka'91, joka kulkee rannikolta Eurajoen eteläpuolitse koilliseen. Linja leikkaa Laitilan rapakivigraniittimassiivin ja Satakunnan hiekkakivikerrosruman noin 50 km etäisyydeltä Eurajoesta. Kuoren paksuus kasvaa hitaasti 48 km:stä 56 km:iin sisämaahan päin mentäessä. Vaikka kuoren paksuudessa ei ole voimakkaita muutoksia niitä voidaan havaita kuoren sisäisessä rakenteessa. Eurajoen tuntumassa ne ovat lähellä Satukunnan hiekkakivimuodostumaa. Seismisen nopeuden kerrosrakenteen muutokset näkyvät 3 5 km :iin asti, mutta selvimmin alle 15 km syvyyksillä, jossa on lisäksi koilliseen kallistuva voimakkaasti heijastava rajapinta (Luosto 1997). SOUTHWEST f'inland SATAXUI'(l'A TA.!'>tft:{t_t; SCtuST CENTRAL F'INLA!'iU CRANITOH> COMI'U:X RAPAXM II'ITRUSION SANDSfONE sw BELT 10 F G H RS 0 <1 70> K NE ~ 20 ~ z 30 <1.76> 6.75 6.95 -~ 40 ~ 7.! ~. S U:.l 50 0 60 <1.71> 1.45 <1.78> 8.30 70 0 50 100 150 200 250 300 350 km &.4 Kuva 3-2. Syväseismisen Sveka '91 poikkileikkaus. Tasa-arvokäyrän ylä- ja alapuolella olevat luvut ovat seismisen P-aallon nopeuksia (km/s). Suluissa oleva arvo on P- ja S aaltojen nopeuksien suhde (Vp!Vs). Linjan kolme kaltevaa heijastajaa (paksut janat) liittyvät ilmeisesti gabro-intruusiohin tai diabaasijuoniin (Luosto 1997).
15 3.2 Selkämeri Kuten jo luvussa 2 mainittiin, Selkämeren ordoviikki-, kambri- ja jotunilaiset kerrostumat muodostavat kiteisen peruskallion päälle enimmillään alle 1. 5 km paksun kerrostuman. Selkämerellä tehdyn seismisen luotauksen mukaan kuoren sisäisessä rakenteessa ei tapahdu suuria vaihteluja Ahvenanmaalta ja Vaasan korkeudelle edetessä (BABEL Working Group 1993). Huomattavin muutos tapahtuu kuoren paksuudessa, joka Selkämeren kohdalla on yleensä noin 50 km. Kuori paksunee noin 60 km:iin suunnilleen 100 km Olkiluodon korkeudelta pohjoiseen. Tästä noin 100 km pohjoisempana kuori ohenee uudelleen 50 km:iin. Selkämeri on matala ovaalin muotoinen merialue, jonka pituus on noin 3 50 km ja leveys suurimmillaan 220 km. Itäinen Selkämeri on loivarakenteinen ja jatkuu sellaisena myös mantereen puolelle. Ruotsinpuoleinen alue on piirteiltään rosoisempi. Varsinkin Selkämeren pohjoisosassa rannikolle ovat ominaisia voimakkaasti kumpuileva maasto ja vuonomaiset lahdet. Meren syvyyskäyrissä länsirannalle ominainen korkeusvaihtelu näkyy vielä selvemmin. Selkämeren syvyyden epäsymmetria osoittaa, että ruotsinpuoleinen merialue on painunut alaspäin. Tähän liittyen Suomen puolella näkyy merenpohjan rakenteissa merkkejä taipumisesta (Winterhalter 1972). Selkämeren keskisyvyys on 68 m. Selkämeren syvin kohta (220 m) Hämesandin syvänne, noin 25 km päässä Ruotsin rannikosta, on noin 200 km Olkiluodosta luoteeseen. Olkiluodon kohdalla meri on leveimmillään ja pohjan syvyysvaihtelut ovat vähäisiä. Syvin kohta (120 m) Olkiluodosta länteen on noin 70 km päässä. Kuvasta 3-3 näkyy itärannikolle ominainen kalliopinnan loiva kallistuminen länteen ja Ruotsin rannikolla oleva Pohjanlahden vyöhykkeelle ominainen vertikaalisiirros. Selkämeren alueen seismisyys on keskittynyt suurelta osin tähän siirrokseen tai sen tuntumaan. ~ 1 E;:::::=:~ z c=j J 1 :::>: 1' [:=J' 1 Siirros/Rakoilu Kuva 3-3. Selkämeren geologinen tulkinta: 1 = alempi, keski ja ylempi ordoviki; 2 = alempi kambri; 3 = reunuslava paleosoinen kivi; 4 = jotuninen ja 5 = proterotsoinen kiteinen peruskallio. Poikkileikkaus meren leveimmältä kohdalta hieman Porin pohjoispuolelta (Axberg 1981).
16 Liitteessä 1 on esitetty Olkiluodon ympäristön geologiset ja tektoniset suurrakenteet yhdessä alueella tehtyjen maanjäristyshavaintojen kanssa. Maanjäristysaineisto on sama kuin aiemmin tässä raportissa esitetyissä episentrikartoissa. Geotektoninen kartta on tehty yhdistämällä useita Suomessa ja Ruotsissa tehtyjä geologisia ja tektonisia karttoja (Kuivamäki & Korhonen 1997). Ruhjetulkinnassa on käytetty lisäksi apuna topografija syvyyskarttoja. Ruhjetulkinnassa ruhjeet on luokiteltu kolmeen suuruusluokkaan, jotka noudattavat pääosin ydinpolttoaineen loppusijoituspaikan geologisissa aluevalintatutkimuksissa käytettyä Iuokitusta (taulukko 3-1 ): Taulukko 3-1. Kallioperän ruhjevyöhykkeiden luokitus (Salmi et al. 1985). I kymmeniä-satoja kilometrejä II 100-1000 m 5 km- kymmeniä useita kilometrejä kilometrejä -10 km III 10-100m 2-5 km > 1 km IV <<10m 100m-2 km << 1000 m Liitteen 1 geotektoninen tulkinta ei ole yhtä luotettava Selkämeren alueella kuin mantereella, Ahvenanmaalla ja Saaristomerellä. Selkämeren pohjois- ja eteläosissa on pienet alueet, joiden kivilajeista ei ole tietoa. Ruotsin rannikon läheisyydestä on julkaistu melko yksityiskohtainen ruhjetulkinta (Axberg 1981 ). Sen sijaan Selkämeren keskiosista ja Suomen rannikon tuntumasta tunnetaan yleensä vain suurimmat!-luokan fraktuurit. Liitteen 1 kartan homogenisoimiseksi ruhjetulkintaan on otettu mukaan vain 1- ja IIluokan ruhjeet. Vallitseva rakennesuunta valitulla kohdealueella näyttää olevan NW -SE, jota leikkaavat SW-NE-suuntaiset heikkousvyöhykkeet Etelämpänä, Saaristomeren ja Varsinais Suomen alueella on lisäksi E-W-suuntaisia ruhjevyöhykkeitä. Tällä alueella ja Ahvenanmaalla ovat tapahtuneet myös lähiseudun suurimmat maanjäristykset. Olkiluodosta katsoen lähimmät!-luokan ruhjeet reunustavat Laitilan rapakivimassiivia. Lähin!-luokan ruhje on koillisessa 15 km päässä Olkiluodosta rapakivimassiivin ja Satakunnan hiekkakivimuodostuman rajalla. Laitilan rapakivimassiivin sisällä olevat ruhjeet kuuluvat luokkiin II-IV. Hyvä paikallistustarkkuus on oleellinen tekijä etsittäessä yhtymäkohtia maanjäristysten ja kallion rakenteiden välillä. Maanjäristysten paikallistustarkkuus mahdollistaa seismisyyden yhdistämisen parhaimmillaankin vain suurimpiin geologisiin ja tektonisiin kenteisiin. Suurin osa alueen havainnoista on makroseismisesti havaittuja. Selkämeren ympäristö on ollut suhteellisen tiheään asuttu Suomen keski- ja pohjoisosiin nähden.
17 Tästä johtuen makroseismisten tapausten paikallistustarkkuus ja havaintoherkkyys on keskimääräistä parempi. Toisaalta Länsi-Suomen ensimmäinen seisminen asema perustettiin vasta 1990-luvulla Vaasan lähistölle. Sitä ennen lähimmät mittalaitteet ovat olleet noin 200 km päässä Helsingin ja Jyväskylän seudulla, joissa molemmissa on kolmen seismisen aseman verkosto. Karttaa tulkittaessa on hyvä muistaa, että varhaisempien makroseismisten tapausten paikallistustarkkuus Selkämeren alueella on yleensä 20-50 km. Ensimmäiset makroseismiset tutkimukset Suomen maanjäristyksistä julkaistiin 1930-luvulla Fenniassa (Renqvist 1930, Karjalainen 1938 ja Ekström 1939), joista alkaen paikallistustarkkuus on ehkä 10-20 km. Instrumentaalikaudella päästään normaalisti 5-10 km tarkkuuteen. Makroseismiset ( -1956) ja instrumentaaliset (1965-) maanjäristyshavainnot on kuvattu kartassa eri symboleilla. Sadan kilometrin säteellä Eurajoelta on tapahtunut 6 maanjäristystä (taulukko 3-2). Yksi näistä on paikallistettu seismisillä mittalaitteilla. Tapauksia on ollut Suomen olosuhteisiin nähdenkin vähän ja ne ovat olleet magnitudiltaan pieniä (M :s; 3.1 ). Taulukko 3-2. Sadan kilometrin säteellä Olkiluodosta tapahtuneiden maanjäristysten tapahtuma-aika, -paikka, magnitudi ja maksimi-intensiteetti (1 md M!vf = makroseisminen magnitudi ja ML = Richterin paikallinen magnitudi (Local magnitude). Jotkut kauempana kuin 100 km päässä tapahtuneet maanjäristykset liittyvät rakenteisiin, jotka sivuavat tai leikkaavat valittua tarkastelualuetta. Havaintojen määrä kasvaa merkittävästi kun tarkastellaan laajemmin Eurajoen ympäristöä. Maanjäristysten määrä 200 km:n säteellä Olkiluodosta on 63. Näistä ennen vuotta 1965 tapahtuneita on 54 tapausta (M = 1.7-3.9) ja instrumentein havaittuja yhdeksän tapausta (ML= 1.6-3.1). Olkiluodon alueen seismisyyteen kuuluvat oleellisesti myös alueella tunnetut sen ulkopuolella tapahtuneet maanjäristykset. Yleisesti ottaen Eurajoen ympäristön seismisyys on vähäistä ja suhteellisen tasaisesti jakautunut (liite 1 ). Suhteellisesti rauhallisempana alueena erottuu ehkä merialueen lisäksi laaja granodioriittialue Olkiluodosta koilliseen ja kaakkoon kohti Helsinkiä. Merialueen seismisyyttä arvioitaessa on syytä muistaa, että historiallisen ajan aineisto on puutteellinen, jolloin on voitu havaita vain suurimmat mantereella tuntuneet tapaukset.
18 Suhteellisen aktiivisena voidaan pitää Suomenlahden länsipään ympäristöä liitteen 1 eteläosassa. Alue erottuu selvimmin tarkasteltaessa oloissamme suhteellisen suuria järistyksiä (kuva 2-6). Järistykset liittyvät Saaristomeri-Paldis-Pskov-seismisyysvyöhykkeeseen. Sen luoteisosan suurimmat maanjäristykset ovat tapahtuneet Ahvenanmaalla (1823, M=3.9) ja Pemiössä (1934 M=3.9 ja 1935 M=3.8). Toinen Etelä-Suomeen liittyvä aktiivisuusvyöhyke, Merenkurkku-Laatokka-vyöhyke, sivuaa liitteessä 1 rajattua aluetta koillisessa. Pohjanlahden vyöhyke puolestaan sivuaa aluetta lännessä. Tällä alueella on tapahtunut useita oloissamme suuria maanjäristyksiä (M ~ 3.5). Selkämeren alueen suurimmat maanjäristykset (M = 4.0-4.2) ovat tapahtuneet tällä vyöhykkeellä Selkämeren pohjoisosassa Härnosandin lähistöllä (kuva 2-5). Hämesandin ja Porin välillä on pitkä!-luokan heikkousvyöhyke, ns. Arlandan siirros. 3.3 Makroseismiset tutkimukset Fennoskandian kaksi voimakkainta maanjäristystä on tapahtunut tutkimusalueen ulkopuolella Notjassa. Näiden molempien tuntuvuusalueet ulottuivat Suomen rannikolle asti. Suurin Fennoskandiassa tunnettu järistys (Luröe 31.8.1819, Ms = 5.8) tapahtui Keski-Norjassa (66.4 'N, 12.9 ~)aikana, jolloin asutus oli harvaa ja muistiinkirjoitetun tiedon määrä vähäistä. Järistyksen tuntuvuusaluetta ei ole pystytty määrittämään tarkasti, mutta Koideropin (1913) tulkinnan mukaan se tunnettiin Suomessa Pohjanlahden rannikkoalueilla Porin seudulta pohjoiseen (kuva 3-4). Kuvassa 3-5a näkyvät vuoden 1904 Oslon maanjäristyksen (Ms= 5.4) tuntuvuusalueen rajat Suomessa. Maanjäristys tunnettiin koko Itämeren alueella Perämeren ja Suomenlahden alueita lukuunnottamatta. Kuva 3-4. Luröen maanjäristyssarjan pääjäristyksen tuntuvuusalue (Kolderup 1913).
19 Ruotsissa ja Venäjällä tapahtuneet maanjäristykset eivät nykyisen tutkimusaineiston mukaan ole tuntuneet laajalti Etelä-Suomen alueella. Sen sijaan Viron luoteisosassa 1976 tapahtunut Osmussaaren maanjäristys tunnettiin Etelä-Suomessa länsirannikolta itärajalle asti (kuva 3-5c). Etelä-Suomessa tapahtuneista tai tunnetuista maanjäristyksistä on tehty yksityiskohtainen makroseisminen tutkimus 23 tapaukselle (taulukko 3-3). Ahjos ja Arhe (1983) esittävät Loviisan seudun seismisyystutkimuksessa yhteenvedon Etelä-Suomen intensiteetti-havainnoista vuoteen 1983 saakka (kuvat 3-Sa-c ). Sen jälkeen on julkaistu intesiteettitutkimukset kahdesta Vaasan seudulla tapahtuneesta maanjäristyksestä (Korhonen & Mustila 1991). Tapaukset olivat varsin pieniä (ML= 2.7 ja 1.7) ja ne tunnettiin vain alle 30 km säteellä episentristä. Taulukko 3-3. Etelä-Suomen alueella tuntuneet makroseismisesti tutkitut järistykset: Tapahtuma-aika, paikka, magnitudi ja maksmii-intensiteetti (lrnaxj. A4Jvf = majeroseisminen magnitudi ML = Richterin paikallinen magnitudi (Local magnitude) ja Richterin yleinen magnitudi (Body wave magnitude). * Tunnettu alle 100 km päässä Eurajoelta. * * Tunnettu Eurajoella.
20 Kuva 3-5. Etelä-Suomessa 1880-1979 tunnettujen ja makroseismisesti tutkittujen maanjäristysten tuntuvuusalueet ja samana aikana tapahtuneiden muiden (M 2:: 3) järistysten episentrit (taulukko 3-3). a) 1880-1919 b) 1920-1959 c) 1960-1979. Alajärven (19 79) jälkijäristyksen tuntuvuusalue on esitetty pisteviivalla (Ahjos & Arhe 1983).
21 Taulukon 3-3 maanjäristyksistä yksi on tunnettu Eurajoella ja neljä alle sadan kilometrin päässä siitä. Näiden lisäksi Eurajoella on tunnettu kaksi Suomessa tapahtunutta (Ahvenanmaa: 1823, M=3.9 ja Uusikaupunki: 1926, M=3.1) maanjäristystä, joista ei ole tehty taulukon 3-3 tapausten kanssa vertailukelpoista makroseismistä tulkintaa. Niistä on vain muutama havainto tai tehtyjen huomioiden laatu ei ole tyydyttävä. Molemmat maanjäristykset liittyvät seismisesti aktiiviseen Saaristomeri-Paldis-Pskovvyöhykkeeseen. / /./ / / / / / / / / / 1 : () LOIMAA -.. 2 k 1901 Kuva 3-6. Ahvenanmaan (1823, M = 3.9) ja Uudenkaungin (1926, M=3.1) maanjäristysten tuntuvuusalueet (Renqvist 1930). Kuvaan on merkitty myös alle JOO km etäisyydellä Olkiluodosta tapahtuneet makroseismisesti paikallistetut maanjäristykset. Vuoden 1823 järistys tunnettiin Ahvenanmaan lisäksi Uudessakaupungissa (kuva 3-6). Tuntuvuusalueen muoto perustuu näihin havaintoihin, ja ilmeiseti myös siihen, että esimerkiksi Turusta ja Porista ei ole tiedossa tähän liittyvää maanjäristyshavaintoa. Tuntuvuusalueen pääakselin suunta SW-NE sopii hyvin yhteen Lounais- ja Etelä Suomessa yleensä vallitsevan suunnan kanssa. Kuitenkaan, kahden havainnon perusteella ei voida varmuudella päätellä, että maanjäristys liittyisi tämän suuntaiseen heikkousvyöhykkeeseen. Liitteessä 1 dominoiva ruhjesuunta on pikemminkin NW -SE.
22 Vuoden 1926 maanjäristyksestä on 21 positiivista (havaittu) ja 61 negatiivista mainintaa (ei havaittu). Maanjäristyksen tuntuvuusalueen muoto on siis suhteellisen hyvin tunnettu (kuva 3-6). Järistys tapahtui 3 5-40 km päässä Olkiluodosta osana vuosien 1920 ja 1930-luvun vaihteen seismisesti aktiivista jaksoa. Järistys näyttää liittyvän rapakivimassiivin reunalla olevaan NW-SE-suuntaiseen 1-luokan siirrosvyöhykkeeseen. Tuntuvuusalueen muoto voi johtua Turun pohjoispuolella olevista E-W suuntaisista ruhjevyöhykkeistä, jotka mahdollisesti ovat vaimentaneet seismisen aallon energiaa tässä suunnassa. Toinen vaihtoehto on, että järistys liittyy episentrin eteläpuolella Loimaata kohti kaartuvaan heikkousvyöhykkeeseen, mikä selittäisi tuntuvuusalueen venymisen tähän suuntaan. 3.4 Historiallinen seismisyys Kuvassa 3-7 on esitetty Eurajoen ympäristössä 215 vuoden aikana (1749-1964) tapahtuneet maanjäristykset. Kuvan aineistoa voidaan pitää melko kattavana heti alusta alkaen. Siinä on yhdeksän 1700-luvulla tapahtunutta maanjäristystä, mikä vastaa 30 vuoden instrumenttikauden havaintojen määrää samalla alueella. Ensimmäinen havainto on Lapualta. Etelä-Pohjanmaalta on myös kaksi muuta tämän aikakauden havaintoa, mutta pääosin 1700-luvun havainnot ovat Tampereen tienoilta. Alueen viidestä maanjäristyksestä kolme tapahtui vuoden aikana Goulukuu 1782-joulukuu 1783). Seisminen aktiivisuus kasvoi ehkä jonkin verran 1820-1830-luvuilla. Tuolloin maanjäristyksiä havaittiin Suomenlahden suulla alueella, joka ulottuu Ahvenanmaalta - Luoteis-Viroon ja Helsingistä Ruotsin rannikolle. Samana päivänä kuin tapahtui Ahvenanmaan maanjäristys, tapahtui myös S-P-P-vyöhykkeen toisessa päässä (ks. kuva 2-6) oloissamme merkittävä maanjäristys (M =3.9). Vuosisadan alussa alueella tapahtui kymmenen vuoden aikana (1902-1912) yhteensä 21 maanjäristystä. Niiden episentrit sijaitsevat pääsääntoisesti yli sadan kilometrin etäisyydellä Olkiluodosta. Maanjäristyksistä 12 tapahtui kuvan 3-7 pohjoisosassa. Episentrit, jotka ovat Vaasan seudulta kaakkoon kulkevalla vyöhykkeellä, voidaan liittää Merenkurkku-Laatokka-vyöhykkeeseen. Kristiinankaupungin lähistöllä, vuonna 1909 tapahtuneet kuusi maanjäristystä ovat jonkin verran vyöhykkeen eteläpuolella. Isojoen maanjäristys (M = 3.2) episentri on NNW -SSE suuntaisena siirrosvyöhykkeellä. Maanjäristyksen tuntuvuusalueen muoto (kuva 3-5a) tukee ajatusta, että järistys on liittynyt kyseisessä vyöhykkeeseen. Järistys tunnettiin jonkin verran Porista pohjoiseen. Eurajoen kaakkoispuolella vuosina 1902-1912 tapahtuneet maanjäristykset (9 kpl) ovat hieman Saaristomeri-Paldis-Pskov-seismisyysvyöhykkeen pohjoispuolella. Yhdeksän episentrin joukko ulottuu Mietoisista Tallinnan edustalle olevalle saarelle. Ne voivat liittyä Arlandan siirroksen Porista Helsingin seudulle ulottuvalle jatkeelle. Tapaukset ovat magnitudiltaan mikromaanjäristyksiksi luokiteltavia (M ~ 3. 0). Mietoisista luoteeseen ei kuitenkaan ole samalta ajalta maanjäristyshavaintoja. Porin maanjäristys tapahtui jo vuonna 1804.
23 Kuva 3-7. Eurajoen seudun tektoniset suurrakenteet (liite 1) ja makroseismisesti paikallistetut maanjäristykset (1749-1964). Olkiluoto on merkitty vihreällä kolmiolla ja episentrit sinisellä umpinaisella ympyrällä. Episentrin vieressä on maanjäristyksen tapahtumavuosi. Suurimmista tapauksista (M ~ 3. 0) on ilmoitettu lisäksi magnitudi. Suluissa on päällekkäisten episentrien lukumäärä. Etäisyydet 100 km ja 200 km Olkiluodosta on esitetty ympyräkaarilla.
24 Viimeisin alueella tunnettu seismisen aktiivisuuden jakso 1921-1941 on esitetty jo kuvassa 2-7. Tuolloin tapahtuneet maanjäristykset liittyvät läheisesti esitettyihin seismisyysvyöhykkeisiin (M-L ja S-P-P). Merenkurkku-Laatokka-vyöhykkeeseen liittyvät maanjäristykset ovat Olkiluodosta katsoen yli 150 km päässä siitä koilliseen olevassa sektorissa, eikä niitä tiettävästi ole tunnettu alle 100 km päässä Olkiluodosta. Vuosien 1921-1941 aikana tapahtui S-P-P-vyöhykkeellä 12 maanjäristystä. Tällä alueella aktiivisuusjakso rajoittuu 13 vuoteen (1923-1935). Aiemmin jo mainittu Uudenkaupungin järistys tunnettiin Eurajoella. Tämän lisäksi alle 100 km etäisyydellä Olkiluodosta on tunnettu kaksi Perniössä tapahtunutta maanjäristystä (kuva 3-5b ). Mietoisten (1925) ja Turun (1927) maanjäristykset liittyvät ajallisesti ja paikallisesti suhteellisen läheisesti Uudenkaupungin (1926) järistykseen. Mietoinen ja Uusikaupunki sijaitsevat samansuuntaisilla lähes peräkkäisillä 1-luokan ruhjevyöhykkeillä, joka meren tuntumassa on noin 20 km päässä Olkiluodosta (liite 1). Laitilan rapakivimassiivin reunalta kaakkoon tuleva ruhjevyöhykkeiden ketju ohittaa Turun lännestä noin 20 km päästä. Paikallistustarkkuuden puitteissa vuoden 1927 järistys voi liittyä myös tähän rakenteeseen. Turun seudulla vallitsevat ruhjesuunnat ovat kuitenkin E-W ja WSW-ENE. Perniössä tapahtui (12.12.1934-12.1.1935) kuukauden aikana 7 maanjäristystä. Näistä 4 tunnettiin laajalla alueella Lounais-Suomessa (taulukko 3-3, kuva 3-5b ). Suurimpien maanjäristysten tuntuvuusalueet olivat noin 17 000 km 2. Tapauksille on ominaista tuntuvuusalueiden elliptinen muoto pääakselin ollessa suunnassa WSW -ENE. ltäisimmät havainnot ovat noin 90 km Olkiluodosta (Ekström 1939). Tapausten paikallistusta voidaan pitää luotettavana, sillä maanjäristykset ovat poikkeuksellisen hyvin tutkittuja. Tapaukset sattuivat 1-luokan ruhjevyöhykkeellä kohdassa, jossa vyöhykkeen suunta muuttuu E-W-suunnasta SW-NE suuntaiseksi. Myös tuntuvuusalueiden muoto viittaa siihen, että maanjäristykset liittyvät tähän ruhjeeseen. Perniöstä Saaristomerelle ulottuva E-W -suuntainen heikkousvyöhyke näyttäisi yhdistävän tapaukset S-P-P-vyöhykkeeseen. Selkämeren alueelta on vain yksi maanjäristyshavainto. Vuonna 1958 (ML=2.9) tapahtuneen maanjäristyksen episentri on NW -SE-suuntaisena heikkousvyöhykkeellä (Arlandan siirros) hiekkakiven ja paleotsooisen kivilajin rajalla. Tätä rajavyöhykettä pitkin alueelle tulee etelästä 1-luokan heikkousvyöhyke. Tapaus on paikallistettu tuolloin toimineiden Ruotsin seismisten asemien avulla. Muut kuvan 3-7 tapauksista ovat makroseismisesti paikallistettuja. Suhteellisen hyvästä paikallistuksesta johtuen vuoden 1958 tapaus voidaan liittää melkoisella varmuudella Arlandan siirrokseen. Siirroksen luoteispäässä, Ruotsin mantereella on lukuisia maanjäristyksiä. Tämän alueen seismisyyttä näyttää kuitenkin
25 dominoivan NE-SW -suuntainen Pohjanlahden vyöhyke. Suomessa Arlandan siirrokseen voidaan liittää lähinnä vain Porin vuoden 1804 maanjäristys (M = 2.9). Siihen liittyvä siirrosvyöhykkeiden ryhmä on lähimmillään noin 35 km päässä Olkiluodosta. Se, että makroseismisiä tapauksia ei ole mereltä, kertoo varmuudella vain sen, että siellä ei ole tapahtunut niin voimakkaita maanjäristyksiä, että ne olisi havaittu usealla rannikkoseudun paikkakunnalla. Koska Selkämeren rannikko on ollut pitkään varsin tiheästi asuttu, voidaan olettaa, että maanjäristys, jonka tuntuvuusalueen säde (rp) on yli 100 km olisi tunnettu laajasti Suomen ja Ruotsin puolella tapahtui se missä tahansa Selkämereen alueella. Ahjoksen ja Arheen (1983) käyttämillä vakioiden arvoilla (lp = 2 ja k=6) saadaan kaavasta (Gutenberg & Richter 1942) Ml= -1.33 + 1. 78 log rp- 0.89 log(1 0 2 (Io-IF)/k -1 + 0.61 Io makroseismisen magnitudin arvoksi M 1 = 4.0, kun rp = 100 km. Selkämeren leveys on noin 200 km, s.o. tapaukset, joiden magnitudi on yli 4.0 olisi todennäköisesti havaittu ja paikallistettu merelle ilman seismisiä mittalaitteita. Historiallinen aineisto (kuva 3-7) viitaa siihen, että alueen seismisyys tunnetaan varsin hyvin 1700-luvun puolivälistä asti. 3.5 Instrumenttikauden havainnot 3.5.1 lrleistä Pohjanlahden ruotsinpuoleinen rannikko näkyy myös instrumenttikaudella seisruisesti aktiivisina (kuva 3-8). Parantuneesta havaintokyvystä johtuen merialueille paikallistetut maanjäristykset ovat lisääntyneet varsinkin Perämeren ja Merenkurkun alueilla, mutta myös etelämpänä Suomenlahden suulla. Satakunta on myös instrumenttikauden aineiston mukaan seisruisesti rauhallista aluetta. Etelä-Suomen alueella on melko vähän instrumenttikaudella havaittujamaanjäristyksiä eivätkä niiden episentrit muodosta samanlaisia vyöhykkeitä kuin kuvissa 2-6 ja 2-7. Näihin vyöhykkeisiin paikallistettiin kuitenkin kaikki Suomessa ja Virossa tapahtuneet maanjäristykset, joiden magnitudi ML~ 3.0. Pohjoisemmassa vyöhykkeessä tapahtui näistä kaksi (Alajärvi 1979, ML= 3.8 ja Merenkurkku 1992, ML= 3.6) ja eteläisemmässä kuusi (Osmussaari 1976, ML =4.9/3.5/3.5/3.0, Hiittinen 1981, ML =3.1 ja Etelä-Viro 1987, M=3. 5). Vyöhykkeiden väliin (Häme ja sen luoteispuoli) on paikallistettu joitakin pienempiä tapauksia. Tällä alueella on ollut seismistä aktiivisuutta myös historiallisella kaudella (kuva 3-7). Myös tuolloin suurimmat maanjäristykset (M~3. 5) tapahtuivat Saaristomeri -Paldis-Pskov- tai Merenkurkku-Laatokka-seismisyysvyöhykkeillä. Ruotsin rannikolla suurimmat ~3. 5) instrumenttikauden maanjäristykset ovat tapahtuneet Arlandan siirrosvyöhykkeen päässä. Lähimmät seismiset asemat ovat noin 200 km päässä Eurajoelta. Tällä etäisyydellä on Suomen seismisten asemien lisäksi (3 Helsingin ympäristössä ja 3 Jyväskylän ympäristössä) mittalaitteita myös Selkämeren länsirannalla. Vaasan seisminen asema perustettiin vasta 1990-luvulla. Kuvan 3-8 aineiston perusteella näyttää siltä, että Pohjoismaisen