GEOLOGIAN TUTKIMUSKESKUS GEOLOGICAL SURVEY OF FINLAND Ydinjatteiden sijoitustutkimukset Nuclear Waste Disposal Research

Raportti Y SP-23 (ty8raportti)

NEOTEKTONISET LIIKUNNOT YDIN JATTEI-

DEN LOPPUSIJOITUKSEN KANNALTA

Susanna Peltoniemil, Iris Tahvanainen2, Maxtti Salmi3 ja Heikki Niinil

lInsinwrigeologian ja geofysiikan laboratorio, Teknillinen korkeakoulu, TKK-V, 02150 ESP

hykyinen osoite: Koulutuskeskus Dipoli, Teknillinen korkeakoulu, 02150 E s p

3Geologian tutkimuskeskus, 02 150 Espoo

Osa Kauppa- ja teollisuusministeriiin rahoittamaa projektia

Espoo 1995

Sisallysluet telo

. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 1 Alkusanat 3

2 Johdanto 2.1 Ydinjatteiden kallioonsijoittamisongelman luonne . . . . . 4

. . . . . . . . . . . . . . . 2.2 Kallioperan liikunnot Suomessa 5 . . . . . 2.2.1 Suomen kallioperiiii muokanneet orogeniat 6

. . . . . . . . . . 2.2.2 Neotektoniset liikunnot Suomessa 9

3 Maankohoamisalueen geologinen sijainti ja rakenne . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 3.1 Yleispiirteet 10

. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 3.2 Kallioperan rakenne 11

4 Maankohoaminen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 4.1 Yleista 14

. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 4.2 Peruskkitteita 15 . . . . . . . . . . . . . . . . . . 4.3 Kohoamisnopeus ja m&a 20

4.4 Maankohoamisen syyt ja komponentit . . . . . . . . . . . . 25 . . . . . . . . . . . . 4.5 Maankohoaminen ja maanjkistykset 32

. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 4.6 Painovoirnatutkimus 36

5 Paa te lmat maankohoamisen vaikutuksesta ydinjatteiden kalliovarastointiin

. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 5.1 Yleista 41 . . . . . . . . . . . . . . . . . . 5.2 Ruhjetektoniikan vaikutus 41

. . . . . . . . . . . . . . . . . . . 5.3 Jaatikoitymisen vaikutus 42

6 Yhteenveto 6.1 Neotektoniset liikunnot ydinjatteiden loppusijoituksen

. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . kannalta 44

. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 7 Viit teet 46

Luku 1

Alkusanat

Toukokuussa 1977 muodostettiin Geologian tutkimuskeskukseen (sil- loiseen Geologiseen tutkimuslaitokseen) ydinj at teiden sijoitust ut kimusten projektiryhma. Projektiryhman tavoitteena oli rajata, miiiirit tiiii ja mi- tata ne geologiset tekijat, jotka vaikuttavat ydinjatteiden loppusijoituk- seen, seka ennakoida geologisten muodostumien muutokset tulevaisuu- dessa ja arvioida naiden muutosten vaikutus ydinjatteiden loppusijoituk- seen. Tutkimusten tuloksia tarvitaan ydinjatteiden loppusijoituspaikan valinnassa, t urvallisten rakenteiden suunnit telussa ja toteut uksessa seka naiden kaikkien viranomaisvalvonnassa.

Projektin yhdeksi tehtavaksi tuli tarkastella Suomen kallioperan lii- kuntojen j a erityisesti Fennoskandian yleisesti tunnetun maankohoamisen mahdollisia vaikutuksia ydinjat teiden loppusijoituksen kannalta. Timiin tutkimuksen luonnos tehtiin Martti Salmen ja Iris Tahvanaisen toimesta 1981. Sen ensimmaisen version tarkasti professori Heikki V. Tuominen. Raportti oli m Z r a julkaista 1982 projektipiiiillikko Heikki Niinin tarkas- tuksen jalkeen. Niinin siirryttya TKK:n taloudellisen geologian laborato- rion (nykyisin insinoorigeologian ja geofysiikan laboratorio, IGE) johta- jaksi 1982 viimeistely jiii heitteille.

Aihe aktualisoitui uudelleen vuosikymmenen lopulla tullen mm. Poh- joismaiden neuvoston ja Pohjoismaiden ministerineuvoston nelivuotisen yhteistutkimuksen yhdeksi kohteeksi 1990-1993 (Niini 1994). Koska van- haan tyohon nain heriisi taas mielenkiintoa, tyo annettiin TKK-1GE:n ydinjateprojektin osana tekniikan ylioppilas Susanna Peltoniemelle vii- meisteltavaksi Martti Salmen ja Iris Tahvanaisen aineiston pohjalta ja t aydennet t avaksi uudemman t ut kimuksen oikeut t amin kommentein pai- novoimatutkimusten ja seismisten havaintojen osalta.

Espoossa marraskuussa 1994 Heikki Niini

Luku 2

Johdanto

Ydinjatteiden kallioonsijoittamisongelman luonne

Julkisuudessa on paljon keskusteltu ydinvoimalaitosten tuottamien ra- dioaktiivisten jatteiden eli ydinjatteiden haitoista. Kielteisia mielipi- teit a ovat esittiineet lahinna ihmisen elinympkiston j a luonnon saastumi- sesta huolestuneet henkilot . Sensijaan energiapolitiikasta vastaavat orga- nisaatiot yleensa pitavat ydinjatehuoltoa teknisesti ratkaist avissa ole- vana ongelmana, josta paate tzn kysymyksen tullessa ajankohtaiseksi. Keskeisena ratkaisuvaihtoehtona ydinjatehuollossa on ydinjatteiden lopullinen sijoittamien geologisiin muodostumiin, syvalle k a l l i o p e r ~ , joten ongelmaa on tarkasteltava erityisesti geologian ja kalliorakentamisen lahtokohdista.

Geologisten varastointiedellytysten kannalta ydinvoimalaitosten tuot- tamat radioaktiiviset jatteet voidaan jakaa kahteen ryhmaan:

1. Ydinvoimalaitosten kayton aikana syntyvat matala- ja keskiaktii- viset ns. voimalaitosjatteet, jotka on pidettava eristettyina bios- fgr is ta kymmenia tai enintaan muutamia satoja vuosia. Naiden j atteiden valiaikaiseen varastointiin ja lopulliseen sijoittamiseen riit- tavat hyvin maanpaalliset tilat ja kallioon hautaaminen suhteellisen pieneen syvyyteen.

2. Korkea-aktiivinen transuraanipitoinen kaytetty polttoaine ja sen jalleenkhittelyjate, jotka vaativat kymmenien- tai satojentuhansien vuosien eristamisen biosfaarista. Voimakkaan radioaktiivisuuden ja sen aiheuttaman lammonkehityksen pienentamiseksi nama jat- teet on kuitenkin ensin varastoitava valiaikaisesti niita tuottavien

laitosten toimesta vahintaan kymmeneksi vuodeksi ennen niiden lopullista sijoittamista syvalle kallioon.

Ydinjatteiden radioaktiivisuuden paaseminen ymparistoon ennen ydinjatteiden sijoittamista geologisiin muodostumiin estetaan niiden hal- litulla kkittelylla. Toimenpiteina ovat mm. jaahdytys, erottelu osiin, 010- muodon s%tely seka pakkaus- ja eristysmateriaalien j a -konstruktioiden kaytto. Geologiset muodostumat joutuvat vastaamaan eristyksesta vas t a nuklidien lapiiistya itse jatepakkausten metallikuoret ja niiden ymparille pannut eristysaineet. Jatepakkadsten metallikuorten vaurioitu- misen arvioidaan aikaisintaan tapahtuvan alhais- ja keskiaktiivisten ydin- voimalajat teiden osalta muutamien kymmenien vvuosien kulut tua, mutta korkea-aktiivisen jat teen eristyskuoren tulisi kestaa tuhatkunta vuotta. Eristysaineiden lapaisyyn kuluva aika riippuu mm. pohjaveden koostu- muksesta j a lampotilasta seka kuorten kerrospaksuudesta.

Kuoren minirnikestoaika on maikitettava mm. varastoitavien nukli- dien puoliintumisaikojen mukaan. Korkea-aktiivisen ydinjatteen lopulli- nen huollosta riippumaton eristys pyritaan kuitenkin viime kadessa takaa- maan sijoituspaikaksi sopivan geologisen muodostuman valinnalla. Siksi kukin mahdollinen sijoituspaikka on tunnett ava tarkkaan sen geologisten, hydrogeologisten ja kallioteknisten tekijoiden osalta.

Vaikka korkea-aktiivisten jatteiden sijoitus kallioon ei ole Suomessa viela kiireellinen kysymys, on kalliotutkimukset tarpeellista tehda hyvissa ajoin. Loppusijoituspaikan valinnan tullessa ajankohtaiseksi on tarpeel- listen tutkimustulosten oltava kaytossa, jotta paikanvalinta- ja konstruk- tioratkaisut ehditaan tehda turvallisesti.

Kallioperan liikunnot S uomessa Korkea-aktiivisten ydinjat teiden loppusijoituksen vaatiman pitkan ajan vuoksi on pyrit t ava ennakoimaan kallioperksa t apahtuvia ilmioit a poikkeuksellisen pit kalle tulevaisuuteen. Tallainen ennustaminen voi perustua joko teoreettisiin mallilaskelmiin, jotka nojautuvat ilmioiden fysikaalis-kemiallisten syiden j a luonteen analysointiin yleisten luonnon- lakien mukaan tai ilmioiden geologisen historian tutkimiseen. Tassa tutkimuksessa on kaytetty jalkimmaista tapaa olettaen, etta historiassa tapahtunut kehitys ilmentaa ilmion esiintymista myos tulevaisuudessa. Tarkastelutapa pyrkii mahdollisuuksien mukaan ottamaan huomioon ilmioiden syyt, vaikkakin metodisesti pzpaino on tapahtumien hist* riassa; niiden jaksollisuudessa, kehitystrendissa, liittymisessa muihin

tapahtumiin ja tietynrakenteiseen ympkistoon. Suomessa suunniteltavan ydinjatteiden kalliovarastoinnin kannalta

on tarkasteltava, milloin maapalloa perusteellisimmin jarkyt taneet ja uusia rakenteita synnyttaneet geologiset prosessit , varsinkin orogeniat, ovat muovanneet kallioperaa ja miten ne ovat ulottaneet vaikutuksensa Suomeen.

Ydinjatteiden varastoinnin kannalta tarkeita ovat luonnollisesti vii- meisina geologisina kausina tapahtuneet eli neotektoniset liikunnot, jol- laisia voidaan olettaa tapahtuvan myos tulevaisuudessa. Tasta syysta on tarpeen tuntea myos liikuntojen aiheuttajat.

Kiintean maankuoren hidasrytmiset liikunnot voidaan jakaa kahteen pstyyppiin, epeirogeenisiin ja orogeenisiin (Metz 1957). Naista ensiksi mainitut ovat hitaita ja tasaisia, p a k i a s s a vain ylos-alas tapahtuvia liikuntoja, kun taas viimeksimainitut ovat nopeita, aillisia, uusia tek- tonisia rakenteita synnyttavia. Tietyn alueen ja ajankohdan liikunnoista ei kuitenkaan aina voida sanoa, kumpaan tyyppiin ne kuuluvat.

Lisaksi on mainittava nopearytmisena ja s ~ n o l l i s e n a maankuoren liikuntona kuun j a auringon vetovoimasta j a maan pyorimisliikkeest a johtuva kallioperan vuoksi-luodeliike. Tama liikuttaa kalliota niin yhtenaisena, laajana laattana, et ta liikkeen ei ole todettu paikallisesti ilmenevan mitattavassa m z r i n edes kallion olemassa olevissa liikun- tosaumoissa eli raoissa. Tilastollisesti talla liikkeella on kuitenkin vaiku- tusta, silla Suomessa ja koko Fennoskandiassa on havaittu selva kor- relaatio maanjaristysten ajan ja kuunkierron valilla. Tama osoittaa

. kuun aiheuttaman kallion vuoksi-luodeliikunnon laukaisevan maankuoren jhnityksia (Tamrazyan 1968, 1970).

2.2.1 Suomen kallioperaa muokanneet orogeniat

Simosen (1980) laatiman Suomen geologisen aikataulun (kuva 2.1) mu- kaisesti Suomen kiteisen prekambrisen kallioperan syn- tyyn ovat merkittavimmin vaikuttaneet 2800-2600 Ma sitten tapahtunut presvekokarjalainen ja 1900-1800 Ma sitten tapahtunut svekokarjalainen orogenia. Edelleen Suomen kallioperan ominaisuudet ja rakennepiirteet ovat Simosen (1964, 1980) mukaan muovautuneet nykyiseen asuunsa suu- relta osin viimeksi mainitun svekokarjalaisen orogenian aikana.

Taman j alkeen ei Suomen alueella ole t apahtunut vuorijonon muo- dostumista. Svekokarj alaisen orogenian tauot tua tunkeutuivat Suomen kallioperiiiin anorogeeniset magmat, rapakivigraniitit noin 1700-1540 Ma sit ten (Simonen 1980). Tassa yhteydessa tapahtui myos joitakin huomat-

Kuva 2.1: Suomen kallioperan kehitys (Simonen 1980).

Time Ma

- - - - 500- -

- - - 1000- - .- - - 1500-- - -

C - 20CO-

- - - - 2500-

tavia vertikaalisia siirrosliikuntoja, joiden tuloksina on kallioperassam- me yha 1-1,5 km paksuja sedimenttikerrostumia Satakunnassa ja Oulun lahella.

Suomen peruskallio sai siten liihes lopullisen perusasunsa yli 1500 Ma sitten (Simonen 1964). Lacs 1000 Ma myohemmin esiintyi maamme koillisosassa viela siirrosliikuntoja, jolloin syntyi mm. Kuolan-Kanadan laaja ja kompleksinen repeamiisysteemi noin 565 Ma sitten (Vartiainen ja Woolley 1974).

Maapallon geologisessa aikat aulussa (kuva 2.2) noin 400 Ma sitten Fennoskandian lansireunalla tapahtunut kaledonidipoimutus (kuvat 2.2

GEO~OGICAL EVOLUTION O F FlNLANO '

P W m t 6-

AUAUNE ROCKS AN0 CARBONAllTES CALEOONIOES PAlRllOlC SED(MENT!S

POSTJOTMI AN OIABASES JOTNIAN SEDIMENTS

I R m GRANI'ES WSTSVE~KARELIAN rwEcus ROOQ ~AUA~PMP-E~

COCDIYO A m mUmYlSY SVECOKAREUOES -,, -n,su O E O ~ ~ ~ U N U SsoIntnrAnoY

I (KALNUW W O SMO)FENNlA*l UTUUAY VOLCANISM

UIO ssmncntAnon

PRESVEO)KARRLAN IGNBOUS ROQQ y.&ysym:*"C

CI(XNGERWIWE-ODHCICW w w n ~ n ~ m r c f f

ja 2.3) ei ulottunut Suomen alueelle varsinaisena orogeniana, mutta sen vaikutuksesta esiintyi Suomenkin alueella liikuntoja, joissa syntyi mm.

PRESVECOKARELlOlC I I GRAMJUTES

BASEMENT a*Wl(€Nt GMuSsa SCHISTS

horsteja kuten granuliittitunturit Lapissa seka hautavajoamia (Mikkola 1932, Tanner 1938, Niini 1964). Tahiin orogeniaan liittyvat myos Ita- Lapin alkaalikivimassiivien (mm. Soklin massiivi) synty (Vartiainen ja Wooley 1974). Myos Fennoskandian vedenjakajat seka hydrografinen verkosto kokivat tuolloin suuria muutoksia (Tanner 1938).

Tannerin (1938) mukaan maapallolla noin 300 Ma sitten tapahtuneella variskidipoimutuksella seka n. 900 Ma sitten alkaneella alppipoimutuk-

- - -. .. . . .. . n 11. .. .. sella on myos ollut kaukovalkutus Yuomen kaJlioperaan.

7

Kuva 2.2: Geologinen aikataulu (Neuvonen 1964).

Svekokarjalaisen orogenian jalkeen edella mainittujen maapalloa koh- danneiden globaalisten orogenioiden aikana Suomessa ilmenneet liikun- not ovat paaasiallisesti seuranneet jo olemassa olleita vanhoja kallioperan tektonisia rajapintoja, murtumia ja siirroksia (Tanner 1938, Eskola 1951, Vayrynen 1954). Tannerin (1938) mukaan arkeista maailmankautta seu- ranneena aikana syntynyt Suomen kallioperin murrostektoniikka olisi ko- kenut olennaisen uudelleen syntymisen tetriiiiirikaudella noin 90 Ma sit- ten.

Edella esitetyn perusteella ei Suomen kallioperassa ole siis tapahtunut uusia tektonisia rakenteita synnyttavia geologisia prosesseja noin 1800 megavuoteen. Taman jalkeen maapallolla esiintyneet globaaliset oroge- niat ovat aiheuttaneet korkeintaan lievia kaukovaikutusliikuntoja vanhoja tektonisia rajapintoja seuraten. Myijskaan tulevaisuudessa ei ole odotet- tavissa orogenioita Suomen alueella, joten edella esitetyt kallioperan muutokset ovat ydinjatteiden loppusijoituksen kannalta luoneet perustan myijhemmille epeirogeenisille muutoksille.

Kuva 2.3: Fennoskandian asema erisiin vuorijonovyohykkeisiin nahden (Simonen 1964).

2.2.2 Neotektoniset liikunnot Suomessa

Ydinjat teiden varastoinnin kannalta jaa Suomessa tarkeimmaksi tar- kastelun kohteeksi yleisilta piirteiltiiin selvasti epeirogeeninen maanko- hoaminen. Maankohoamista on odotet tavissa tapahtuvan myos tule- vaisuudessa, joten sen vaikutusten ennustaminen on tkkeaa loppusijoi- tuspaikan pysyvyyden kannalta. Tulevaisuuden arvioinnissa on tkkeaa tuntea nykyinen maankohoaminen; sen nopeus ja syyt, jotka aiheuttavat liikkeen.

Luku 3

Maankohoamisalueen geologinen sijainti ja rakenne

Suomen alue kuuluu Fennoskandian (Baltian) kilpeen (kuva 3.1), joka puolestaan on muodostunut erilaisista jaykan kappaleen tavoin toisiinsa nahden kayttaytyvista kalliolohkoista. Maapallon kaikilla mantereilla on Baltian kilpialueeseen verrattavia vanhoja peruskalliomuodostumia.

Lansi- ja luoteisreunallaan Fennoskandian kilpi rajoittuu Skandina- vian Koli-vuoristoon, joka on geologiselta idtaan sita nuorempi ja jonka seisminen aktiivisuus on yha selviisti suurempi kuin Fennoskandian kil- ven.

Suomen geologisessa kehityksessa tarkea osa on jaatikoitymisilla, joit a alueella on paatelty tapahtuneen useita. Jiiiimassojen paksuuden on j aatikon keskiosassa arvioitu olleen lahes 3 km.

Suomen irtaimet mineraalilajit; moreeni, sora, hiekka, siltti ja savi, ovat jaatikkosyntyisia maalajeja, jotka ovat muodostuneet paksiassa vii- meisen jzkauden ja sen jalkeen vallinneiden olosuhteiden aikana. Ir- t aimet maalajit , maapera, ovat t aten hyvin nuoria verrat tuna kallio- peraan, silla jaakauden katsotaan loppuneen Suomessa n. 10 000 vuotta sit t en. Talloin Salpausselkien vyohykkeelle pysahtyneen mannerj aan reu- na alkoi lopullisesti vaistya pohjoiseen.

Irtaimet maalajit peittavat kallioperaa enimmakseen 3-4 m pak- suna kerroksena, joka noudattaa piiiipiirteittain kalliopinnan topografiaa. Poikkeuksen tekevat rannikkojen paksut savikot seka hiekka- ja sorahar- jut j a koko maassa tavattavat tiettyja saannonmukaisuuksia noudattavat omamuotoiset jaatikkojokikerrostumat kuten Salpausselat .

Kuva 3.1: Baltian kilven tarkeimmat geologiset rakenteet Simosen (1980) mukaan. I Presvekokarjalainen pohjakompleksi, I1 Svekokarj alaiset muo- dostumat, I11 Anorogeeniset magmakivet ja IV Kaledonidit.

Paksujen jaamassojen paino on luonnollisesti myos vaikuttanut nii- den alla olevaan maankuoreen. Aikaisemmin oli vallalla teoria, jonka mukaan nykyisen maannousun syyna olisi pelkastaan maankuoren palau- tuminen jaakaut ta edelt aneeseen tilaan. Jaamassat ovat lisaksi vaikut- taneet varsinkin sulamisvaiheiden aikana kallion jannitystilaan, josta on seurannut murt umia.

3.2 Kallioperan rakenne Suomen kalliopera koostuu paaasiassa kovista kiteisista kivilajeista, syvakivista ja metamorfisista kivista. Sedimenttikivia on kahdella pienella

'

erillisella alueella Porin ja Oulun seuduilla. Kivilajien ominaisuuksista huomion arvoisia ovat kovuus, sitkeys,

tiiviys ja kemiallinen kestavyys. Suomen kivilajit ovat kalliotilojen louhinnan kannalt a keskimaaraist a hankalampia valli tsevan kovuutensa

Kuva 3.2: Suomen kallioperan lohkorakennetta ruhjevyohykkeiden il- mentamana eri tulkintoina: Hkme (1961) ja Niini ym. (1974).

ja sitkeytensa puolesta, mutta keskimiiikaista edullisempia h y v k tii- veytensa j a kemiallisen kestavyytensa puolest a.

Ydinj atteiden kalliosijoitukseen vaikut tavat kuitenkin kivilajikohtaisia ominaisuuksia enemman kallioperan murrostektoniset rakenteet , siir- rokset, ruhje- ja murrosvyohykkeet. Naita heikkouslinjoja on ristiin rastiin kaikkialla Suomessa niin, etta ne muodostavat ehyehkoja kallio- lohkoja pirstovan ja niita toisistaan erottavan tiheahkon mosaiikkimaisen verkon (kuva 3.2).

Syina kallioperan rikkoutumiseen pitkin tallaisia heikkouslinjoja ovat olleet maankuoren voimakkaat muodonmuutokset, orogeniat, ja niihin liittyvat voimakkaat maanjaristykset seka viimeksi mannerjaatikot, jotka ovat painaneet maankuorta alaspain. JZkausien vaikutus on kuitenkin ollut vaainen, silla heikkousvyohykkeiden pabsa on syntynyt jo mil- jardeja vuosia sitten.

Heikkousvyohykkeiden epasiiiinnollinen ja usein oikukas esiintymi-

nen muodostavat luonnollisesti haitan ydinjatteiden varastointiin sopivan ehjan kalliolohkon loytamiselle. Varastointialueen kallioperan tulisi olla suhteellisen ehja, eika siina saisi tapahtua uusien rakojen tai ruhjeiden muodostumista.

Taman vuoksi on tarpeellista tutkia jo olemassa olevien siirrosten ja ruhjeiden rakennetta, ik% ja syntymekanismia seka arvioida, onko odotettavissa sellaisia ilmioita, jotka aiheuttaisivat uusia voimakkaita maankuoren liikuntoja Suomen kallioperassa.

Kuten edella todet tiin, on Suomen kalliopera maapallon stabiileimpia alueita. Kuitenkin kalliopera kohoaa jatkuvasti geologisen kehityksen aikaskaalan mukaan varsin nopeasti ja maassa esiintyy silloin talloin maanjaristyksia, jotka tosin ovat voimakkuudeltaan vahaisia (Korhonen 1983).

Luku 4

Maankohoaminen

Yleista

Maankohoamisilmio on ollut tunnettu Suomessa jo 1700-luvulta alkaen. Kohoamisnopeus on ollut sen verran suuri, et ta ilmiij on voitu ran- nikkoseuduilla havaita maa-alan kasvamisena, laiturien jaamisena kuivalle maalle, satamien ja vesivaylien madaltumisena ja jkvien kallistumisena. llmion syysta on aikojen kuluessa esitetty monenlaisia arvioit a ja maan- nousua on mit attu pitZen vertailukohteena merenpinnan korkeutta.

Ilmion syiden jaljille tieteellisessa mielessa paastiin taman vuosisadan alussa, jolloin jaakausien tutkimisesta oli kertynyt merkittava maiira aineistoa. Talloin todettiin erityisesti Itameren historian tutkimusten pe- rusteella, etta yhteniiinen rnannerjiiiitikko on peittanyt koko Fennoskan- dian alueen (kuva 4.1).

1900-luvun puolivaliin asti maannousun selitet tiin johtuvan jaa- massojen aiheuttaman maankuoren painuman palautumisesta jEkautta edeltaneeseen tasapainoonsa. T&an arvioon saatiin myos tukea teoreet- tisilla laskelmilla, joissa otaksuttiin maankuoren ylimman kerroksen muo- dostavan elastisesti kayt taytyvan kehan maapallon ymparille.

Niskanen (1943) on laskenut maankohoamisen mZraa ja jaalautan- paksuutta edella mainitun teorian ja Airyn-Heiskasen hypoteesin perus- teella, jonka mukaan maapallon kuori 'kelluu' maapallon sisempien osien pinnalla. Laskelmien perusteella han paatyi noin 700 metrin kokonais ko- hoamiseen ja jaan maksimipaksuuteen noin 2500 metria (Niskanen 1943). Laskelmat nayttavat sopivan yhteen geologisten kenttahavaintojen perus- teella maaritettyjen maannousukayrien kanssa (kuva 4.2).

Vastaavanlaisia ns. glasioisostaattisia teorioita esitettiin monia muitakin, joissa oli jonkin verran eroja niin maankuoren oletetun

Kuva 4.1: Viimeisen jaatikoitymisen maksimivaiheen arvioitu minimipak- suus. Kayrat 500 m:n valein (Kuivamiiki ja Vuorela 1985).

kayttaytymisen kuin jZmassan paksuuden ja laskentamenetelmien suh- teen.

Geodesian ja geofysikaalisten tutkimusmenetelmien ja -1aitteiden voimakas kehitys viimeksi kuluneiden vuosikymmenien aikana on tuonut runsaasti uutta tietoa maankuoresta, sen rakenteesta ja kayttaytymisesta. Tama on johtanut siihen, etta maannousun tutkijat eivat enaa pida jaamassoista vapautuneen maankuoren palautumista ainoana maanko- hoamisen syyna.

4.2 Peruskasitteita

Selvityksen kohteena olevien ilmioiden kasittelyn kannalta on aluksi tarpeellista tarkastella seuraavassa esitettavia keskeisia peruskasitteita.

I I

---..I,

Kuva 4.2: Kart ta Suomen nykyisesta maankohoamisesta (Verio 1993).

Kuva 4.3: Maankuoren paksuus Fennoskandiassa (km); I graniittinen ker- ros, I1 basalttinen kerros ja 111 kuoren paksuus (Penttila 1972).

Maankuoren rakenne

Geofysikaalisten ja meteoriittitutkimusten perusteella maapallon katso- taan j akautuneen pieneen kiinteaan ytimeen, nestemaiseen sydameen, 2900 km paksuun vaippaan eli mantteliin seka ohueen maankuoreen. Maankuoren paksuus vaihtelee siten, ett a kuori on ohuimmillaan val- tameren pohjassa 20 km paksu. Mantereilla se on paksumpi, esimerkiksi EtelbSuomessa paksuus on noin 35 km (kuva 4.3). Maankuoren ja vaipan rajapinta, kuoren alaraja, on niin sanottu MohoroviEiCin. olkauspinta.

Vaipan arvellaan olevan kovan paineen alaisena plastisessa tilassa, mika tekee mahdolliseksi vaipan massojen virtaukset.

Vaipan tiheys on n. 3.3. I<oska maankuoren tiheys on vain noin 2.7, kuori ik%n kuin kelluu kevyempana vaipan pinnalla. Tata kasitysta sa- not aan isostasiateoriaksi.

Maankuori muodostuu eri-ikaisista kivilajeista ja kivimassiiveista. Se on jakautunut suuriin mannerlaattoihin, jotka edelleen ovat pirstoutuneet pienempiin osiin, lohkoihin. Nama laatat ja lohkot kayttaytyvat yleisen kikityksen mukaan jaykkina kappaleina toisiinsa nahden siten, etta nii- den liittymakohdissa voi tapahtua vertikaalisia, vinoja ja horisontaa- lisia liikkeita tai liitoskohta voi taipua. Edella kuvassa 3.2 on hah- moteltu kisitysta Suomen kallioperan lohkorakenteesta liihinna morfo- logisesti havait tavien ruhjevyohykkeiden ilmentamana.

Lohkorakenne ei kuitenkaan tarkoita sit a, et ta kaikki kallioperan suu- ret laaksot tai muut rikkonaisuusvyohykkeet olisivat eri lohkojen valisia rajdinjoj a, vaan kysymys on monit ahoisempi. Maankohoamisen mekanis- min ja syiden kannalta maankuoren jakautuminen lohkoihin on olen- nainen tekija, silla kohoamisen arvellaan tapahtuvan lohkojen valilla erisuuruisena. Tama antaisi selityksen maannousussa todetuille eroille eri alueilla.

Isostasia

Isostasia on oppi maankuoren tasapainosta. Kuten edella todettiin, maan kuoriosan kevyemmat lohkot ja laatat ikaan kuin kelluvat vaipan pinnalla. Tata kasitysta tukee se, etta vuoristojen kohdalla tavataan massan va- jausta; vuoristoilla on kevyet 'juuret'. Nain ollen maankuoressa vuoristot kayt t aytyvat kuin j aavuoret meressa (kuva 4.4). 'Kellumiskompensaa- tio' ei ole taydellinen, minka arvellaan johtuvan joko vaipan lujuudesta tai vaipassa tapahtuvasta plastisesta virtauksesta (konvektiovirtaukset), joka hairitsee isostaattista tasapainoa.

Glasioisostasia

Jos maapallon s~olosuhteet huomattavasti kylmenevat ja syntyy suu- ria mannerjiiiitikoita, muut tuu isostaattinen tasapaino ja maankuori painuu alaspain korjatakseen tilanteen. Jaamassojen sulaessa tilanne on painvastainen ja maankuori nousee. Tama on isostaattinen selitys maankohoamiselle Fennoskandiassa. Ilmioon liittyy vaipan plastisen ma- teriaalin virtaus poispain alueelta painumisen ja takaisin maannousun yhteydessa. Maankuoren painuessa jossain on sen jossain muualla siis noustava, jotta tasapaino sailyy. Nousu voi olla jakautunut niin suurelle alueelle, et ta sita ei voi havaita mittauksin.

Kuva 4.4: Isostasia on maankuoren tasapainoteoria. Vuoristojen juurten syvyys on verrannollinen merenpinnan ylapuolella olevan massan korkeu- teen. Eroosion kuluttaessa vuoristoj a, muuttuu juuriosa vastaavasti. Ta- sapaino syntyy kalliolohkojen liikkuessa vertikaalisuunnassa. 1. Vuoristo. 2. Merenpinnan korkeus, geoidipinta. 3. Vuoriston juuriosa. 4. Maan vaipan ylaosa.

Eustasia

Eustasia tutkii valtamerien pintaa ja sen liikkeita riippumat ta syista, jotka aiheuttavat muutoksia valtamerien pinnankorkeudessa. Eustasia ei tutki sellaisia pinnankorkeuden vaihteluja, jotka johtuvat paikallisista ilmastotekijoist a tai hydrologiast a.

JZkautiset mannerjaatikot vaikuttavat valtamerien pintaa alenta- malla, koska ne sitovat suuret maarat vetta. Vastaavasti taas merien pinta nousee jaatikoiden sulaessa ja nousu voidaan makittaa periaat- teessa yksinkertaisesti jakamalla sulanut vesimaara tasan valtamerten pinnalle. Viimeisen jaakauden jalkeinen kokonaisnousu on arvioitu noin 30-40 metriksi ja Helan (1953) esittama arvo eustaattisen nousun suu- ruudeksi on noin 0,8 mm vuodessa. Eustaattista nousua laskettaessa on otettava huomioon myos jaljempana kisiteltavan geoidin pinnan vaihtelut j a muutokset , jotka aiheutt avat alueellista hajontaa valtamerien pinnassa.

Geoidi

Geoidi on se valtameren keskivedenpintaan liittyva pinta, joka on kohti- suorassa luotiviivaa vastaan ja jolla maapallon vetovoima on vakio.

Geoidipinta on siis myos mannerten kohdalle kuviteltu valtameren pinnan jatke. Koska maan vetovoima massakeskityksista johtuen on

erilainen mannerten ja altaiden kohdalla, vaihtelee myos geoidin pinta saannottomasti. Geoidipinta on se, johon korkeusmittaukset sidotaan. Geoidin muotoon vaikuttavat siis myos tiheysvaihtelut maankuoressa, ja jos nama vaihtelut tunnetaan, voidaan laskea teoreettinen paino- voima jollakin alueella. Kun mittauksin todetaan alueella vallitseva todellinen painovoima, voidaan saada selville milla alueilla on massava- jausta tai lisaysta. Voidaan siis todeta alueen isostasia. Tallaisista painovoima-anomaliaselvityksista on ollut apua Fennoskandian maan- nousun selvittamisessa. Kuvassa 4.5 Fennoskandian geoidi ja kuvassa 4.6 on esitetty geoidipinta maapallolla.

Kohoamisnopeus ja maara

Maankohoamisen mit tauksessa verrat aan korkeusarvoj a merenpinnan korkeu teen. Merenpinnan korkeus vaihtelee kuitenkin huomat tavast i riippuen lampotilasta, ilmanpaineesta, tuuliolosuhteista, aaltoilusta, yleensa olosuhteista, kuun ja auringon liikkeista seka itse veden vir- t auksest a. Nain ollen on jat kuvilla merenpinnan korkeusmi t tauksilla mzritet tava keskimiikainen arvo, johon maankohoamisarvoja voidaan verrata. Merenpinnan saannollisia korkeushavaintoja on rekisteroity 1800-luvulta asti mareografeilla, jotka nykyGn rekisteroivat auto- maattisesti piirturin avulla vedenkorkeuden. Mareografi on maalla oleva kaivo, joka on yhdistetty putkella mereen. Kaivossa kelluu uimuri, joka nousee ja laskee merenpinnan mukana ja jonka liikkeet rekisteroidiiiin. Rakenne eliminoi aallokon aiheuttamat nopeat heilahdukset. Mare- ografeja on maamme rannikolla saannollisin valein, mutta mareografien sijoittaminen on tapahtunut eri aikoina. Vanhin on Hangossa vuodelta 1888. Mareografit ovat Merentutkimuslaitoksen hallinnassa ja laitok- sen julkaisusarjassa on esitetty laitteiden rekisterointien mukaan lasketut merenkorkeusarvot. Arvot on annettu kullekin mareografille kiinteZn maankuoreen sidottuun vertaustasoon nahden, joka on maaritetty noin 200 cm vuoteen 1921 kohdistuvan (vuosien 191 1 - 1920 arvoista lasketun) paikallisen keskiveden alapuolelle.

Mareografihavainnoille on yhteista se, etta niiden vuosikeskiarvo- jen lukuarvo pienenee eli merenpinta laskee suhteessa referenssipintaan. Tama tarkoittaa maankohoamista.

Kzriainen (1976) on laskenut mareografihavainnoist a johdetut maankohoamisarvot kullekin paikkakunnalle kayttiien n e l j s eri lasku- tapaa, Tulokset on esitetty taulukossa 4.1, jossa on myos esitetty Helan (1953) ja Lisitzinin (1964) saamat arvot.

Kuva 4.5: Fennoskandian geoidi (Kakkuri 1987).

Longitude (d-I

Kuva 4.6: Maapallon geoidi (Wagner ym. 1977).

Taulukko 4.1: Mareografihavainnoista lasketut maankohoamisen arvot eri puolilla Suomea (KEiainen 1976).

Laskentaperusteisiin ei tassa puututa, mu t ta voidaan todeta, sarak- keen 6 arvot (redukoidut vuosi keskiarvo t ) ovat keskivirheelt a h pie- nimmat. Koska esitetyt arvot on kohdistettu merenpintaan, on ar- voj a korjattava eustaattisella tekijalla eli Helan e s i t t ha l l a arviolla 0,8 mm/vuosi. Tata ei ole taulukossa tehty. Maankohoamisen nopeuden laskemisessa on kaytetylla aikavalilla suuri merkitys, silla mareografi- havaintojen keskivirhe on eniten siita riippuvainen.

Vaikka maankohoaminen on hyvin eri suuruista eri vuosina, ovat myos keskivirheet hyvin suuria. Nain ollen nama vaihtelut eivat ole merkit- sevia eivatka anna oikeutta tulkita tuloksia niin, etta maankohoaminen tapahtuu ajallisesti nykayksittain. Taman seikan todistamiseen tarvitaan aineistoa huomatt avasti pidemmalta aikavalilta.

Mareografien avulla saadaan maannousu hyvin tarkasti maiirattya, mutta vain rannikkoseudulla. Kun tavoit teena on selvittaa maankohoami- nen koko Suomen - viela laajemmin koko Fennoskandian kilven - alueella, voidaan kayttaa toistettua tarkkavaaitusta.

Suomessa I tarkkavaaitus tehtiin vuosina 1892 - 1910. Vaaitusverkko muodostui 11 suljetusta renkaasta ja kattoi koko EtelB ja Keski-Suomen. I1 tarkkavaaitus tehtiin vuodesta 1935 alkaen. 1955 mennessa oli vaaitettu

Kuva 4.7: I ja I1 tarkkavaaituksen tulosten perusteella piirretyt maanko- hoamisen isobaasit (mm/vuosi) (Kairiainen 1966).

kaikki linjat, jotka olivat yhteisia I tarkkavaaituksen kanssa. Maan poh- joisosiin vaaitus ulotettiin myohemmin.

Toistetulla tarkkavaaituksella voidaan m s r i t t aa suhteelliset maanko- hoamisluvut , joiden arvot kiinnitetsn merenpinnan korkeushavaintoihin ts. mareografeihin. Suomen I1 tarkkavaaituksen maankohoamistulok- set laskettiin lahtemalla mielivaltaisesti Helsingille makatysta maanko- hoamisarvosta, josta arvot laskettiin muille pisteille ja muilla paikkakun- nilla oleville tarkkavaaitusverkkoon liittyville mareografeille. Nain saadut maankohoamisarvot sijoitettiin kokonaisuudessaan Helan mareografeista laskemiin maankohoamisarvoihin korj at tuna eustaat tisella nousulla. Sovi- tuksessa Helan arvojen ja tarkkavaaitusarvojen valisten erotusten painol- linen keskiarvo sai minimiarvonsa. Talla systeemilla on laskettu kuvassa 4.7 esitetyt isobaasit.

Maankohoamisisobaaseista voidaan nahda, etta suurimmillaan maankohoaminen on Pohjanlahden rannikolla ja pienenee siita asteittain etaannyttkssa. Kuvassa 4.8 on verrattu isobaaseja Pohjanlahden ran- nikolta piirrettyihin samankeskeisiin ellipseihin. Ellipsien ja isobaasien

Kuva 4.8: Isobaasien ja samankeskeisten ellipsien vertailu (Ksriainen 1966).

Kuva 4.9: Maankohoaminen linjalla A-B. Paikalliset vaihtelut maanko- hoamisessa tummennetulla alueella (Verio ym. 1993).

erot ovat pienempia kuin 0.8 mm vuodessa (Kaariainen 1966). Edella mainitun perusteella maankohoaminen nayt taa sailyt t aneen

ominaiset piirteensa koko viimeisen jZkauden jalkeisen ajan. Tassa vaiheessa on kuitenkin todettava, etta geologisten tapahtumien aika- asteikossa tarkkoja vaaitus- ja mareografihavaintoja on niin lyhyelta ajalta, etta johtopZtosten teko suuntaan tai toiseen on arveluttavaa. Toisaalta kasitysta maankohoamisesta tukevat muinaisrantamit taukset .

Isobaasikayrissa on selvia polvekkeita ja mutkia, joiden esiintymi- nen antaa olettaa, etta myos muita kuin glasioisostaattisia voimia olisi vaikuttanut. Toisaalta on esitetty erojen johtuvan maankuoren lohkora- kenteesta, jolloin maankuoren oletetaan muodostuneen toistensa suhteen liikkuvista jaykista lohkoista. Lohkoteoriaa tukee kuvassa 4.9 esitetty linjalla Perameri-Karjalankannas tehty kohoamisnopeuksien trendikayra, jossa nakyy paikallisen nousun vaihteluvali tummennettuna (Verio ym. 1993).

4.4 Maankohoamisen syyt ja komponentit

Maankohoamisen syista ja komponenteist a on alan tutkijoilla jonkin ver- ran erilaisia kasityksia. Niissa on kuitenkin loydettavissa selvia yhteisia linjoja, joita tarkastellaan seuraavassa.

Honkasalo (1966) ja Kiviniemi (1974) pitavat mahdollisina syina maankohoamisilrniolle seuraavia seikkoja:

isostaattisen tasapainon palautumien maankuoressa jZpeitteen haviamisen seurauksena

Fennoskandia on vanha kilpialue, jolla on jatkuva pyrkimys kohota ylospain

tektoniset voimat

maan sisaisen rotaatiopinnan epakeskisyys.

Edella olevista kohdista eniten tutkit tu on isostaattinen palautumi- nen. Bjerhammar (1977) on kayt tanyt hyvaksi seuraavia seikkoja ilmion selvittamiseksi:

eustaattisen muutoksen maarittamisperusteiden analyysi

kohoamisen isostaattis-tektonisen tekijan vertailu Luoteis-Englan- nissa, Lansi-Ruotsissa ja Ita-Ruotsissa

painovoimakentan miiirit taminen Fennoskandiassa kayt taen seka globaalisten ( satellii ttihavainnot ) etta paikallisten maanpinnalla tehtyjen mittausten antamaa tietoa.

Naiden perusteella on Bjerhammar paatellyt, etta tektonista tekijaa ei olisi vaikuttamassa, ja katsoo todistetuksi, etta nousu olisi paaasiassa glasioisostaat tista alkuperG. Todisteita mistaan muusta merkit tavasta voimasta ei ole havaittu.

Laskelmiin, joita glasioisostasian puolustajat esit tavat , on kuitenkin suhtaudut tu varoen, silla ne perustuvat sellaisiin tietoihin ja tutki- muksiin, jotka esimerkiksi maankuoren rakenteen ja kayttaytymismallin osalta rakentuvat enemman olettarnuksiin kuin todellisiin havaintoihin ja mittaustuloksiin. Bjerhammar myontG, etta uudet loydot postglasi- aalista alkuperaa olevista horisontaaliliikkeista, joita Fennoskandiassa on havait tu, saat tavat hyvinkin merkita maankuoren liikuntojen olevan mutkikkaampia kuin tahan asti on oletettu.

Jos lahdetzn siita, etta glasioisostaattinen nousu joka tapauksessa on tkkein maankohoamista selvittava tekija, on myos maassamme tapah- tuville maanjaristyksille esitetty selityksena t h a n kohoamisen aiheut- tamien jannitysten purkautuminen.

Perinteisen geodesian keinoin, joilla maannousua ennen kaikkea tahan asti on tutkittu, voidaan kuvata ilmiota varsin tarkasti, mutta ei saada selville niita voimia, jotka nousua aiheuttavat. Mainittakoon tiissa esi- merkkina se, etta mitatut korkeudet sidotaan aina geoidin pintaan. Mikali nyt maapallon massan jakautumassa tapahtuu muutoksia, myos geoidi muuttuu ja edelleen suoritettavat geodeettiset mittaukset johtavat virheellisiin tuloksiin. Jotta korkeudet tarkkavaaitusten avulla jatkuvasti voidaan saada luotettaviksi, on mittaukset sidottava toistettuihin pai- novoimamittauksiin, jolloin mittaukset voidaan sitoa maan geometriseen keskipisteeseen. Geoidi ei nain ollen ole absoluuttinen ja muuttumaton pint a.

Morner (1977) on toista mielta maannousun syista kuin aiemmat glasioisostasian kannattaj at. Morner on laskenut muinaisrantojen mit- tausten seka C14-mitt austen avulla maannousun kokonaismaaran j a nopeuden ja esittanyt, etta glasioisostaattinen nousu on loppunut jo noin 2000 vuotta sitten. Maankuori olisi siis talta osin jo saavuttanut ta- sapainoasemansa. Nykyisen nousun han esittaa johtuvaksi lineaarisesta tektonisesta tekijiista. Mornerin mit tausten mukaan maannousu ei ole enaa hidastunut , kuten glasioisostaat t isen nousun teoria edellyt t aa, vaan pysynyt vakiona. Morner on myos laskenut tektonisen ja glasioisostaat- tisen komponentin arvot erikseen (kuva 4.10).

Kuva 4.10: A) Kokonaismaankohoaminen mm/vuodessa (Morner 1977) on maaritetty Ruotsin lansirannikolla mitatun linjan perusteella; vaaka-akselilla matka kilometreina, nollapisteessa Tukholma. Vahven- netulla on merkitty nykyinen maankohoaminen. Lisaksi toisistaan erotet- tuina: B) glasioisostaattinen tekija ja C) tektoninen tekija.

Tassa esityksessa ei ole tarpeellista kasitella naita teorioita perus- teellisemmin. Todettakoon vain, etta Mornerin teorioita eivat useim- mat muut tutkijat pida luotettavina ilmion kuvaamisessa. On kuitenkin selvaa, etta Mornerin esittamissa laskelmissa mainittu tektoninen tekija on olemassa. Morner itse mainitsee, etta hanen havaitsemansa lineaari- nen tekija on lainausmerkeissa tektoninen eli tekijan todellista syyta ei tunneta. Lineaarista tekijaa ei rnyoskiiih todeta muilla jiitikon aikoinaan peittamilla alueilla kuten esimerkiksi Kanadassa. Morner uskoo tarkeimman syyn lineaarisen tekijan ilmenemiseen olevan pain* voimah syklisen muutoksen, joka vaikuttaa geoidin muotoon ja tapahtuu saannollisesti, syklisesti. Myos kappaleen alussa mainitun Kiviniemen listan muut vaihtoehdot maankohoamisen syiksi kannattaa huomioida.

Suurimmat erimielisyydet Mornerin kanssa ovat siina, kuinka hallit- seva tama tektoninen tekija on ja onko glasioisostaattinen nousu jo k* konaan poistunut kuvasta. Kuten edella on mainittu, useimmat tutkijat olettavat viimemainitun olevan yha hallitseva, mutta ei ainoa tekija. Sita seikkaa vastaan, etta tektoninen tekija todella olisi tektoninen, puhuu se, ettei Fennoskandiasta ole loydetty merkittavia tektonisia liikkeita vii- meisilta vuosituhansilta, vaan viimeiset vahankin merkittavat tektoniset siirrokset ja ruhjeet ovat valittomkti jaan sulamisvaiheeseen liittyneita neotektonisia siirroksia.

Penttila (1972) on tutkinut maankuoren rakennetta Fennoskandiassa painovoima-anomaliamittausten perusteella seka seismisin menetelmin. Erityisesti tavoitteena oli mzri t taa maankuoren paksuus eri osissa Fen- noskandiaa, jolloin on mahdollista selvittz kuoren isostasia. Kuvassa 4.11 on esitetty maankuoren paksuus painovoimamittuksista laskettuna. Seismisin menetelmin ja painovoimamittauksilla laaditut kartat vastaavat hyvin toisiaan Penttilan tutkimusten mukaan, merkittavampaa eroavaisu- utta on vain Vienanmeren seudulla.

Kuvasta 4.11 ilmenee eras mielenkiintoinen piirre. Maankuori on selvbti paksuinta Pohjanlahden alueella, missa myos maan ko- hoamisnopeus on suurinta. Niinpa kun lasketaan painovoima- anomalioista maankuoren massan vaihtelu eri kohdissa, havaitaan nain saadun kart an j a maankohoamisisobaasien vast aavan hyvin toisiaan. Maankuoren epatasapaino johtuisi talloin paitsi aikanaan tapahtuneesta jaamassojen painosta, myos maankuoressa itsessaan alueella vaikut- tavasta epatasapainosta. Yhtena mahdollisena syyna maannousuun Pent tila on esittanyt , et ta Pohjanlahden maankuoren paksunnos olisi muinaisen svekofennialaisen poimutuksen (kuva 3.1) yhteydessa syn- tyneen vuorijonon juuret. Kun maanpinta miljoonien vuosien aikana on

Kuva 4.11: Maankuoren paksuus Fennoskandiassa (Penttila 1972).

kulunut peneplaaniksi, on syntynyt epatasapainot ila, joka pyrkii t asoit- tumaan. Jaakauden aikaiset jiiiimassat ovat saattaneet vain hidastaa tata kohoamist a.

Niskanen (1943) on glasioisostaattisissa laskelmissaan olettanut maankuoren tasavahvuiseksi koko Fennoskandiassa, joten havaittu epat asapaino muut t aa aikaisempia laskelmia. Kun otetaan huomioon maankuoren paksuuden muutokset laskelmissa paadytiiiin siihen, etta jaakerroksen olisi taytynyt olla keskiosassaan 5 - 6 km paksumpi kuin reuna-alueilla, jos jaamassojen paino oletetaan ainoaksi vaikuttavaksi tekijaksi. Vasta talloin olisi paadytty nykyisin esitettyihin maannousun kokonaismakiin. Nain suurta j%n paksuutta eivat tue mitkaan geole giset havainnot.

Lahtemat t a esittamiiin lisaa teorioita maannousun syist a, voidaan todet a, etta muidenkin lahdeaineistossa mainittujen tutkijoiden kasitykset voidaan t iivistaa siten, ett a yksinomaan glasioisostaattiseen tekijaan ei luoteta, vaan syita etsitaan nimenomaan maankuoren raken- teesta ja globaalisista liikunnoista ja voimista.

Maankohoamisen mekanismi on asia, joka tassa yhteydessa on viela syyta ottaa esille, koska se vaikuttaa myos kasityksiin maanko- hoamisen eri komponenteista - sita paitsi se valaisee kohoamisilmiota

hieman eri puolelta kuin edella esitetty. Mikali maannousu on psos in glasioisostaattista alkuperaa, nousun pitaisi tapahtua suhteellisen ta- saisella ja tasaisesti hidastuvalla nopeudella. On kuitenkin havaittu eroja nousunopeudessa eri aikoina, eika nousu nayta seuraavan mitaan siiintoa tai mallia. Nousussa nayttaa myos olevan eroja eri alueilla niin, et- teivat nousukayrat seuraa Pohjanlahti keskuksena piirrettyja saannollisia isobaasikayria. Kuvassa 4.7 on esitetty I1 tarkkavaaituksen tuloksena saadut kayrat, jotka tekevat selvia mutkia. Selityksena talle on esitetty maankuoren lohkorakenne, joka vaiku ttaa si ten, et t a nousu tapaht uu lohkojen rakojen kohdalla eri suuruisena - tdloin rajakohdissa saattaa esiintya vertikaali- tai horisontaaliliikuntoja. On myos esitetty mahdol- listen tektonisten ilmioiden tapahtuvan pZosin lohkojen valisia ruhje- ja heikkousvyohykkeita pitkin. Kkitysta liikuntojen tapahtumisesta mur- rosvyohykkeita pitkin tukee Verion (1993) tekema tutkimus. Tutkimus koski nykyisten liikuntojen suuruutta ja sijoittumista ja siina mitattiin ruhj evyohykkei t a vaait tamalla. Mittauksista saadut t ulokset antavat olet taa, et ta liikunnot tapahtuvat vanhoja ruhje- ja heikkousvyohykkeita pitkin. Kuvassa 4.12 on esitetty Suomen tarkkavaaitusverkostot.

Tuominen, Aarnisalo ja Soderholm (1973) ovat laskeneet maannousun tasaisuutta ja jakautumista lohkojen valilla seuraavasti; Kaariaisen isobaasikarttaan (1973) asetettiin tasasivuisten kolmioiden muodostama ristikko (sivunpituus 16 km). Ristikon jokaisesta kulmasta luettiin arvo isobaaseista, toisaalta laskettiin verkon ominaisuuksia kayttaen teoreet- tiset maankohoamisarvot. Kun nama arvot yhdistettiin isobaasikarttaan, saatiin maankohoamisj%nnokset eli maankohoamisresiduaalit jaljelle. Tulos on esitetty kuvassa 4.13.

Tulos tismaa hyvin samassa tutkimuksessa esitettyjen muiden ilmioiden kuten painovoimaerojen, murroslinjojen ja kalliopaljastumien kanssa. Tulos vahvistaa nain ollen kisitysta, jonka mukaan maannousu tapahtuu seuraten heikkousvyohykkeita kalliolohkojen valilla ja muo- dostaa yhdessa seismisten ilmioiden kanssa monimuotoisen kokonaisuu- den. Kallioperamme saman lohkoluonteen indikaat toreita ovat esittaneet myos Niini (1967, 1968, 1987) seka Mikkola ja Niini (1968). Samaa seikkaa vahvistavat myos Kuopion seudulla tehdyt tutkimukset (Balling 1980).

Kki tys tektonisten ja seismisten ilmioiden tapahtumisesta lohko- jen rajoja myotaillen - oli ilmioiden syyna sitten maannousu tai jokin muu - on varsin tarkea ajatellen ydinjatteiden varastointia kallioperaan. Toisaalta uusia siirroksia tai muita tektonisia ilmioita ei kaytannossa ole havaittu Suomessa niin paljon, etta talla hetkella voitaisiin sanoa, mita

Kuva 4.13: Maankohoarnisresiduaalit Etela-Suomessa (Tuominen ym. 1973).

lohkorakoja myoten kehitys tapahtuu. Asia on tiiviin tutkimuksen koh- teena. Tut kimuksen kohteena ovat myos suurten mannerlaattojen lii k- keet ja niihin liittyvat suurlohkojen liikunnot , jotka liittyvat myos maan vaipassa t apahtuviin konvektiovirtauksiin.

4.5 Maankohoaminen ja n~aanjHistykset Aikaisemmin maanjaristykset selitet tiin yksiselitteisesti tapahtuviksi maankohoamisen aiheuttamasta kallioperan jannityksen purkautumises- ta. Hyvin todennakoiselta nayttaisikin, etta jaristykset ovat suo- rassa yhteydessa maannousun kanssa, koska ilmioiden syita etsit tikssa paadyt aan samoihin tekijoihin.

Maanjiiristyksia tapahtuu Suomessa harvoin ja niiden voimakkuus on yleensa niin pieni, etteivat ne aiheuta vaurioita rakenteille. Suomessa maanjaristyksia on rekisteroity 1600-luvun alusta asti, mutta vasta 1900-luvun puolivalin jalkeen on havaintoja voitu tehda seismografeilla. Tasta johtuen aikaisemmat havainnot ovat piiiksiassa vain makroseismisia havaintoja, koska pieninpia jaristyksia ei ilman seismografeja edes havaita.

Kuva 4.14: Fennoskandiassa tapahtuneet maanjkistykset vuosina 1965-1989, 2865 jaristysta (Ajos ja Uski 1992).

Kuvassa 4.14 on esitetty Fennoskandiassa tapahtuneet maanjaristykset intensiteetin mukaan ryhmiteltyina. Kuvissa 4.15 ja 4.16 on esitetty Fen- noskandiassa tapahtuneet maanjaristykset 1300-luvun lopulta lahtien.

Seka Suomen etta muiden Pohjoismaiden jkistystiedoista voidaan todeta jaristyskeskusten sijoittuvan tietyille alueille. Suomessa suurin esiintymismaara on Pohjois-Pohjanmaalla ja Lapissa, alhaisin Satakun- nassa ja Karjalassa. Voidaan myos todeta, etta Suomi on maanjaristysten suhteen selvasti stabiilimpaa aluetta kuin muu Fennoskandian alue, mika ilmeisesti johtuu siita, etta geologisesti Baltian kilpea nuorempi Norj an vuorijonopoimutus vaikutt aa viela aktivoivasti. Fennoskandian voimakkaimmat maanjaristykset tavataan Norjan lounaisrannikolla.

Maanjaristykset tapahtuvat Suomessa enimmakseen maankuoren pin- takerroksessa. Maanjaristyskeskusten syvyys on keskimakin noin 10 km, josta jaristysten aiheuttamat aallot etenevat sateittaisesti.

Maanjaristysten aiheut tama tarina vaimenee jatkuvasti loitottaessa jkistyskeskuksesta, paitsi kallion rikkonaisessa pintakerroksessa (noin 100-200 m), jossa vaikutukset ovat rikkonaisuudesta johtuen suuremmat.

Kuva 4.15: Maanjaristykset Fennoskandiassa vuosina 1395-1988, voimakkuus yli 3,5 (Saari 1992).

Kuva 4.16: Maanjaristykset Fennoskandiassa vuosina 1395-1988, voimakkuus yli 4,5 (Saari 1992).

Jaristysten aiheuttaman aallon nopeus kasvaa nopeimmin kallion rikko- naisessa pintakerroksessa, missa myos haitalliset vaikutukset ovat suurim- mat. Sen jalkeen aallon nopeuden kasvu hidastuu, kunnes noin 2-3 km syvyydessa kallioperan tiheys ja tiiveys kasvavat niin huomat t avasti, et t a aallon nopeus ei enaa sanottavasti kasva.

Maailman laajuisesti ajatellen Fennoskandiassa ei ole maanjkistyk- sia, ne ovat siirtyneet Atlantille, mutta makroseismisesti ja instrumentein Fennoskandiassa havaitaan jaristyksia. Sit a vastion Kanadan maankohoa- misalueella ja sen laidoilla on maanjikistyksia. Samoin Ukrainan maanko- hoamisalueella, mutta siella jikistykset liittyvat alppilaiseen vuoristoon.

Fennoskandian maanjaristysj akaumast a nahdaan karkeasti, kuva 4.15, etta nuoremmat alueet ovat aktiivisempia. Kun maanjaristysten esiin- tymista on havainnoitu 1800-luvulta la t ien , voidaan erottaa 3 kpl 25 vuoden aktiivista jaksoa ja 2 kpl 45 vuoden jaksoa, jolloin jaristyksia on ollut vahemman. Voidaan miettia, tapahtuuko pitkien hiljaisten jaksojen aikana energian keraantymista, joka sitten purkautuu. Fennoskandian kalliopera on kuitenkin pintaosiltaan niin hauras, et tei se voi varastoida suuria jaristysenergioit a.

Nykyisin Fennoskandian alueella tapahtuvia maanjaristyksia on alettu tarkastella osana globaalista seismisyytta, johon vaikuttavat laattatek- toniset voimat Pohjois-Atlantin keskiselanteelta kiisin.

Uusia, neotektoniikasta johtuvia siirroksia ei Suomessa ole merkitta- vasti todettu tapahtuneen. Vahiiisista posglasiaalisista vertikaaliliikun- noista Tenojoella ovat esittaneet todisteita Tanner (1938) ja E. Mikkola (1932). Kujansuu (1964) on tutkinut Lapissa havaittuja nuoria siir- roksia ja todennut, etta niiiden siirrosten syntyminen liittyy ilmeises- ti mannerjaati kon haviamisen j alkeiseen isostaat tiseen palautumiseen. Naidenkin siirrosten syntyminen on todennakoisesti tapahtunut seuraten vanhoja murroslinjoja j a liittyy maannousun tapahtumiseen lohkoittain. Siirrokset ovat syntyneet myohis- tai postglasiaalikautena heti jaan su- lamisen jalkeen kohoamisen ollessa suurinta. Viela nuorempaa neotekto- nista alkuperaa olevan murrosrakenteen muodostumiseen Suomessa viit- taa Tynnin havainto Espoon Otaniemesta (Niini j a Salmi 1979).

Tut kimukset Ruotsissa ovat osoittaneet, etta pienehkoj a siirroksia olisi syntynyt mannerjaatikon sulamisen aikana. Sen sijaan suuria, neotekto- nista alkuperaa olevia siirroksia ei ole todettu.

4.6 Painovoirnatutkirnus

Havaitut vertikaaliset liikunnot, maankohoamisen historia ja meren- pinnankorkeuden muutokset muodostavat yhteniiisen ongelmakentan, jonka tutkimisessa painovoimamittauksilla on keskeinen osa. Tarkem- man selvyyden saamiseksi painovoimamittausten hyodyllisyydesta maan- nousun tutkimisessa on tehty uusia laskelmia ja konstruktoitu kart- toja. TGsa esitetyssa Ballingin (1980) laskelmassa on etsit ty estimaat tia jaljella olevalle maannousulle ja arvioitu sen mukaan painovoimahavain- tojen kayttokelpoisuutta.

Paalahteena on kaytetty Fennoskandiasta julkaistuja Bouguer- anomalia karttoja (Balling 1980), joiden painovoimatiedot redukoitiin merenpinnantasoon. Kuvassa 4.17 nahdii5.n Koli-vuoriston kohdalla voimakas negatiivinen anomalia, jonka aiheuttaa vuorijonon 'juuret', toisin sanoen vaippaa kevyempi kuori on paksu vuoriston kohdalla. Se on riittava selitys negatiiviselle anomalialle Koli-vuoriston kohdalla, mutta Merenkurkun negatiivista anomaliaa ei voida s e l i t t z isostasiateorialla. Eras teoria Merenkurkun painovoimaminimin selittamiseksi on, etta jaan painaessa kuorta kuori paksuuntui kompensoiden painonlisaysta, mutta kompensaatio ei havinnyt kokonaan jaakauden loputtua, vaan osa kom- pensaat iosta vai kuttaa viela.

Ilma-anomalian luenteeseen kuluu, etta se on positiivisesti kor- reloi tunut topografian kanssa, mika nakyy myos kuvassa 4.18. SelvGti negatiivisesta korrelaatiosta topografian ja Bouguer-anomalian valilla ja vastaavasti ilma- ja Bouguer-anomalian valilla, nahdak , et ta suuressa maarin merenpinnan ylapuolella olevat massat ovat isostaattisesti kom- pensoidut syvemmalla.

Kuvassa 4.19 on esitetty eri latitudi-longitudi -ruuduille lasketut reg- ressiot Bouguer-anomalian ja maanpinnankorkeuden valilla. Jos laske- taan kaanteisesti ja siten saadun maanpinnankorkeuden estimaatin avulla vastaavat painovoima-anomaliat, havaitaan, et ta uudet arvot poikkea- vat huomattavasti kuvassa 4.19 nakyvista regressiosuorien yht aloista. TGta nahdZn, etta korkeuserot eivat pysty selittamaan painovoima- anomalioita, vaan erotukseksi jaa niin sanottu residuaali, jonka alueelli- nen jakautuminen Fennoskandiassa nahdaan kuvassa 4.20. Residuaa- likartassa on ylikompensaation aiheuttama painovoimaero nakyvissa eli residuaalipainovoima-anomalia, joka jaa jaljelle, kun lineaarisesti t* pografiasta riippuva painovoimakomponentti poistetaan.

Kuvassa 4.22 on gravimetrinen profiili Suomenlahdelta Merenkurkun kautta Norjan merelle. Kuvassa alinmaisena on seismisesti m s r a t t y

Kuva 4.17: Latitudi-longitudi ruudukon avulla tehty Bouguer-anomalia- kartta (Balling 1980).

u.? m 26' I Kuva 4.18: Ilma-anomaliakartta Fennoskandiasta (Balling 1980).

37

4 V?'. 1- 634 f - 2' q6 =-Z-QOZh yg =-Z-OD73h

LC- n = 879 r -4.73 s = lC.7mp~1 n = 217 r=-0.75 s =U.6-l

l ~ 1 1 1 1 1 ~ 1 . 1 1 1 . , I I

-19 0 mu333 6 P B P l r n X m -m 0 m la s;o m wmim a h4ml html-

F i g 7. Relations of mean Bouguer anomaly (Sg,) to mean surfaa ele\ation (hl. Data points from the rho lc Fennoscindi~n region are inc!udcd. The 4 x 1 and I x 2- data poin.1~ represent areas without o\.erhppin_e 2 x 4 and 4 x 8 data points represent data from I ' latitude x 2' lonfitude grid points. The Ag,lkt rtlafions are defined by the method of kast squares. n : number ofdata points. r : correlation

focficient. I: standard error of estimate

Kuva 4.19: Bouguer-anomalian suhde maanpinnankorkeuteen (Balling 1980).

maankuoren paksuus; Pohjanlahden kohdalla maankuoressa on paksun- nos, vastaavalla kohdalla ylimmassa profiilissa on maannousun maksimi. Y l h d t a pain toinen profiili kuvaa ilma-anomaliaa, kolmas Bouguer- anomaliaa j a neljas topografiaa.

Approksimoimalla tiheydelle mahdollisimman oikea arvo ja ottamalla huomioon, etta maankohoaminen eri riipu lineaarisesti painovoimasta, kuva 4.21, nailla laskelmilla on saatu jaljella olevaksi maannousun mGraksi 100 - 150 m Pohjois-Ruotsissa j a Pohjanlahdella (Balling 1980). Jaljella olevan maannousun maara on kokoluokaltaan saman suuruinen kuin aikaisemmin esitet~issa laskelmissa saadut, mika kertoo painovoima- havaintojen kayttokelpoisuudesta arvioitaessa maannousua.

Kuva 4.

Kuva 4.21: Painovoimaresiduaalien suhde maankohoamisnopeuteen (Balling 1980).

Gulf of Fa nhnd

Fig 15. Transfcnnoscandian gravity profile AB (see Fig 1). Thc rwodimcnsional Bougucr and fra-air gravity anomalies associated with thc scismically dcfmcd Moho model z c calculated (Ap = 200,300 and 400 kg m-'). The calculated.frcc-air anomalia represent &ox of .the 2' x 4' mean topography. .Also shown arc h e rate of land

movements

Kuva 4.22: Fennoskandian poikki mitattu profiili; maankohoaminen, ilma-anomalia, Bouguer-anomalia, topografia ja maankuorenpaksuus (Balling 1980).

Luku 5

Paat elmat maankohoamisen vaikutuksesta ydinjatteiden kalliovarast oint iin

Yleista

Maankohoaminen vaikuttaa ydinjatteiden loppusijoituspaikan valintaan, koska se siitelee varastopaikan korkeutta merenpinnasta. Vapautunei- den nuklidien kannalta on olennaista, kohoaako paikka korkealle ylos vai painuuko se syvalla merenpinnan alapuolelle. Mikali maankohoamista tapahtuu tulevaisuudessa, kuten voidaan olettaa, on molemmilla tapauk- silla etunsa. Merenpinnan alla mahdollisesti vapaaksi paikevat nuk- lidit joutuvat kulkeutumaan meren pohjasedimenttien lapi ja sen jdkeen viela laimenevat merivedessa, kun taas korkealle siirtyvasta varastoti- last a vapautuvat nuklidit kulkeutuvat tuolloin ensisij aisesti pohjaveden muodostumisalueeksi katsot tavalta varastoalueelta entista syvemmalle kallioperaan.

Tarkeimmat maankohoamisen vaikutukset liittyvat kuitenkin maan- kohoamisen detaljimekanismin ilmenemiseen ruhjeissa seka maanko- hoamisen yhteen merkittavimpaan taustailmioon, jaatikoitymiseen.

5.2 Ruhjetektoniikan vaikutus

Suomen kallioperan yleisesti tunnettu murrostektoninen lohkorakenne nayt taisi muodostavan merkittavimman tekijan tarkasteltaessa maannou- susta aiheutuvien kallioperan liikuntojen vaikutuksia ydinjatteiden kallio-

varastointiin. T&ta mosaiikkimaisesta rakenteesta johtuen, missa epa- saannollisesti ja usein oikukkaasti risteilevat heikkousvyohykkeet rajaa- vat ehyehkoja kalliolohkoja, nayttavat maankuoren jiinnitykset purkautu- van lohkojen valisia vanhoja heikkousvyohykkeita pitkin. Liike olemassa olevissa heikkousvyohykkeissa tapahtuu selvasti pienemmalla energialla kuin jos liike t apahtuakseen joutuisi rikkomaan heikkousvyohykkeiden rajaamia ehjia ja lujia kalliolohkoja. Suomen kalliopera nayttaakin kayttaytyvan lohkorakenteestaan johtuen lujista kappaleista nivelin ja luistien avulla rakennetun plastisen, joka suuntaan taipuilevan levyn tavoin.

Suomen kallioperh ruhjetektoninen rakenne nayttaisi sallivan vaa- dit tavan suuruisten, 5 x 5 km2, ehjien lohkojen loytymisen ydinjat teiden varastoinnille. Todennakoisyys, etta ehj i ih lohkoon syntyisi uusi ruhje on geologisten tietojen perusteella haviavan pieni. Siiniikin tapauksessa, et ta uusi siirros lapaisisi kalliolohkoa, pitaisi vertikaalisiirtyman olla varastoti- lan syvyydesta riippuen kymmenia, ehka satoja metreja vaikuttaakseen pohjaveden purkautumiseen varastotilasta maanpinnalle.

Voidaan myos todeta, e t ta Fennoskandian kilpi kuuluu maapallon sta- biileimpiin. Lisaksi Suomi on selvkti Fennoskandian kilven stabiileim- paa osaa verrattuna esimerkiksi Norjan alueeseen, missa tavataan kilven voimakkaimmat maanj kistykset . Varastointipaikan loytamisen kannalta Suomi on nain ollen Fennoskandian vakainta ja parasta osaa.

Jaat ikoitymisen vaikut us Viimeisten milj ardin vuoden aikana jGtikot ovat useita kertoja peittaneet suuria osia maapallosta.

Jaakauden esiintyminen maapallon kehityksessa osoi ttaa, et t a maa- pallon ilmasto ei pysy samanlaisena, vaan vaihtelee kylmempien ja lampimampien kausien valilla. Viimeinen jaatikoityminen paat tyi Suomessa noin 10 000 vuotta sitten, jolloin nykyinen lammin vaihe alkoi. Ilmaston kylmenemiseen ja jaakausien syntymiseen vaikuttavista syista ei t&sa raportissa ole tarpeellista eika mahdollistakaan tehda arviota.

Nykyhetki nayttaisi kuuluvan glasiaalikauden suhteellisen lyhyeen interglasiaalivaiheeseen. Nykyisin pidetaan taysin mahdollisena, etta maapallo on lahestymassa uuden kylman vaiheen alkua tai ilmaston uusi kylmeneminen olisi jo alkanut. Ydinjatteiden varastointitarpeen ja jatteiden radioaktiivisuuden aikataulussa on uuden jaakauden mahdol- lisuus valttamatonta ottaa huomioon. Itse jaatikoitymisilmiosta on syyta lisaksi tuoda esille seuraavassa esitettavia tekijoita.

Maapallon ilmaston kylmeneminen johtaa muutoksiin valt amerien pinnassa j a muut t aa maapallon massatasapainoa kerrost amalla t ietyille alueille suuret maarat jaata. J Z n sulaessa lampiman vaiheen taas alka- essa vaikutukset ovat painvastaiset .

JZmassojen paino aiheuttaa maankuoren painumista. Edellisen jaa- kauden on arvioitu aiheut taneen 113 - 114 suuruisen painurnisen jaati- kon paksuudest a. Jaamassoista aiheutuu myos jannityst ilan muutoksia kallioperassa. Jaan paino lisaa vertikaalijannityksia kallioperassa. Talloin se syvemmalla kalliossa yleensa parantaa lujuusominaisuuksia. Muutok- set myos horisontaalisessa jiinnityskentiksa ovat mahdollisia liikkuvien jaamassojen aiheuttaman leikkausvaikutuksen vuoksi.

Jahasso jen hidas lii ke kuluttaa kallioperz, kuljettaa ainesta ja var- sinkin het kittaisten lampimien vaiheiden aikana kerrostaa sita uudelleen.

Aikaisempien jaiikausien kallioperan pintaa kuluttava vaikutus on ollut vahainen. Kallion pinnan kuluminen nykyiselle tasolleen, jossa muinoin syvalla maan kuoressa jiihmettyneet tai metamorfoit uneet kivilajit ovat nyt pinnassa, on seurausta kivien ilmastollisesta rapautumisesta seka veden, ilman ja j K n eroosiotyosta. Koska nykyiset kalliolaet suures- sa osassa Suomea ovat lahella karnbrilaista peneplaanipintaa, ei kallion kulutus ole edennyt muutamia kymmenia metreja enempz viimeisten 600 miljoonan vuoden aikana useista j aakausista huolimatta. Tarvit- taisiin pyoreikti kymmentuhatkertainen kulutus ennen kuin silla alkaisi olla oleellista merkitysta mahdollisesti noin 112 km:n syvyydelle tapahtu- vaan korkea-aktiivisten ydinjatteiden varastointiin (Niini ja Salmi 1979).

Uuden jaakauden merkityksesta ja sen aiheuttamasta vajoamisesta ja uudelleen kohoamisest a voidaan tehda johtopaatos, etta vaikutukset tuli- sivat olemaan samanlaisia kuin aiempien jaakausien. Ydinjatteiden varas- toinnin kannalta jzkausien vaikutusta tarkasteltaessa on viela otettava huomioon jaatikon ajoittaisten sulamisvaiheiden seka haviamisen aikana syntyvien suurien sulamisvesimaarien aiheuttamat muutokset pintavesi- ja pohjavesiolosuhteisiin. Runsaiden sulamisvesien vaikutus tulee ai- heut tamaan mm. pohjaveden kierron nopeutumista, mika ulottuu myos syvalla olevaan kalliopohjaveteen. Yhdessa maankohoamiseen liittyvien maanjaristysten kanssa saattaa myos syntya uusia hydraulisia yhteyksia seka lohkojen sisalla etta lohkojen valisissa heikkousvyohykkeissa. Toisaalta on uuden jaakauden vaikutuksia arvioitaessa todettava sen merkittava vai kutus maapallon sivilisaat ioon. Nykyisen kaltainen in- himillinen toiminta olisi jaatikoityneilla alueilla mahdotonta. 2-3 km paksu jaamassa muodostaisi myos ylimaaraisen lisaesteen ydinjatteiden mahdolliselle vapautumiselle.

Luku 6

Yhteenveto

Neotektoniset liikunnot ydinjat teiden loppusijoituksen kannalta

Edella esitetyn perusteella voidaan kallioperan liikunnoista Suomessa ydinjatteiden varastoinnin kannalta tehda seuraava yhteenveto:

Varastointit avoit teeseen oleellisesti vaikut t avia liikuntoja ovat Suomessa lahinna vain epeirogeeniset liikunnot, jotka ilmenevat myohais- ja postglasiaalisena maankohoamisena ja siihen liittyvina ruhjevyohykkeiden vahiiisina regeneraatioliikuntoina.

Naiden ilmioiden tutkimusmenetelrnien kehitys ja eri tieteenale jen yhteistyo on merkinnyt, et ta niiita liikuntoja tutkitaan myos niita aiheuttavien voimien osalt a aktiivisesti - taman ohessa pe- rinteinen geodeettinen tutkimus kuvaa liikuntoja yha tarkemmin. Lisaksi ilmiota suhteessa maankuoren ja koko maapallon raken- teeseen tutkivat ennen kaikkea geologia, geofysiikka ja seismologia.

Glasioisostaattinen perustelu nykyiselle maankohoamiselle ei ole ainoa. Kuitenkin se on nykyisenkin kikityksen mukaan tarkeimpia tekijoita.

Maankohoamiseen vaikut tavat l isasi monimutkaiset maankuoren rakenteeseen, suurlohkojen ja mannerlaattojen liikkeeseen liittyvat tekijat , koko kuoren isostasia, vaippaosassa tapahtuvat konvek- tiovirtaukset seka myos tektoniset vertikaaliliikunnot . Naiden tekijoiden merkitysta, suhdetta toisiinsa ja suuruutta ei viela var- masti tunneta.

Talla hetkella ei ole tiedossa tosiasioita, jotka antaisivat aiheen olet- taa maannousun kulussa tapahtuvan suuria muutoksia tulevaisuu- dessakaan. Vaikka maannousun mekanismia ei taysin viela tunneta, ei maankohoaminen suhteellisen hitaana liikuntona nykyisen tiedon mukaan jkky ta maamme kallioperan stabiiliutta. Sen aiheuttamat suuret siirrosliikunnot ovat hyvin harvinaisia ja noudattavat lohko- rakenteen mukaisia vanhoja ruhje- ja siirroslinjoja.

Kuvattujen ilmioiden huomioimisessa korkea-aktiivisten ydinjatteiden kalliovarastoinnin suunnit t elussa voidaan t h h h e t k i s e n tietamyksen pe- rusteella esittiii seuraavia yleisehtoja.

Korkea-aktiivisten jatteiden varastotilaa ei saa sijoittaa kallioperan suhteellisesti rikkonaiseen (100 - 200 m) pintaosaan, miss6 jaristysten aiheutt ama ris ki kasvaa j a haitat voivat epikdullisessa t apau ksessa olla moninkertaisesti suuremmat kuin syvdla.

Kalliovaraston tulee sijaita lujassa tiiviissa kalliossa, joka kuu- luu kallioperan mosaiikkirakenteen ehj Gin lohkoon. Sijoituspaikan kallioperan jannitysten taytyy p a k t a purkautumaan lohkoja ymparoivien heikkousvyohykkeiden kautta. Liikkeet sinansa eivat ole vaarallisia, kun- han riittava osa varastotilaa ymparoivkta kalliosta liikkuu yhtena kap- paleena.

Tallaisia paikkoj a Suomen kallioperkta on mahdollista loytaa. Tama edellyttaa kuitenkin kallioperan lohkorakenteen ja sen kayttaytymisen, heikkousvyohykkeiden ominaisuuksien ja niiden mahdollisten vaihte- luiden seka naihin kiinteassa riippuvuussuhteessa olevan kalliopohjaveden hydrauliikan tuntemista nykyista paremmin.

Luku 7

Viitteet

Balling, N., 1980. The land uplift in Fennoscandia, gravity field anomalies and isostasy. Morner, N.-A. (toim.). Earth geology, isostasy and eustacy. John Wiley and Sons.

Bjerhammar, A., 1977. The gravity field in Fennoskandia and post- glacial crustal movements. Karnbranslesakerhet 17. s. 2, 18, 24, 38, 42, 47.

Eskola, P., 1951. Muuttuva maa. s. 378.

Hela, I., 1953. A study of land upheaval at the Finnish coasts. Fennia 76, No. 5.

Honkasalo, T., 1966. Gravity and upheaval in Fennoskandia. Suoma- laisen Tiedeakatemian toimituksia, Sarja A. 111. 90. s. 139-141.

Hyyppa, E., 1960. Quaternary geology of eastern and northern Fin- land. Int. Geological Congress, XXI Session, Norden.

Harme, M., 1961. On the fault lines in Finland. Compt. Rend. Soc. geol. Finlande 33.

Kakkuri, K., 1987. Character of the Fennoscandian land uplift in the 20th century. Geological Survey of Finland, Special Paper 2, s. 15-20.

Kiviniemi, A., 1974. High precision measurements for studying the secular variation in gravity in Finland. Suomen Geodeettisen laitok- sen julkaisuja, No. 78 s. 1-11, 45-47.

Korhonen, H., 1983. Lausunto Suomen ydinjatehuoltoa koskevasta suunnitelmasta.

Korhonen, H., Penttila, E., Ahjos, T., Kainulainen, E., 1978. Preliminary estimation of earthquake risk in Finland. Institute of Seismology University of Finland, report S-3.

Korhonen, K.-H., Gardemeister, R., Jaaskelainen, H., Niini, H., Vahasarja, P., 1974. Rakennusalan kallioluokitus. Valtion teknillinen tutkimuskeskus, Geotekn. lab. tiedonanto 12.

Kujansuu, R., 1964. Nuorista siirroksista Lapissa. Geologi No 3-4.

Kukkamaki, T. J., 1975. Report on the work of the Fennoscandian subcomission. Problems of recent crustal movements. Fourth Inter- national Symposium, Moscow 1971.

Kasriginen, E., 1963. Land uplift in Finland computed by the aid of precise levellings. Fennia 89, No. 1, s. 15-20.

Kaariainen, E., 1966. The second levelling of Finland in 1935 - 1955. Suomen Geodeet tisen laitoksen julkaisuja, No. 61.

Kaariainen, E., 1976. Maankohoarninen Suomessa merenkorkeus- havaintojen perusteella. Maanmit taus No. 1-2.

Lisitzin, E., 1964. Contribution to the knowledge of land uplift along the Finnish coast. Fennis 89, s. 7-10.

Metz, K., 1957. Lehrbuch der Tektonischen Geologie. Ferdninand Enke Verlag, Stuttgart, s. 172-177.

Mikkola, A., Niini, H., 1968. Structural position of ore-bearing areas in Finland. Bull. Geol. Soc. Finland 40, s. 17-33.

Mikkola, E., 1932. On the physiography and late-glacial deposits in Northern Lapland. Bull. Comm. giol. Finlande 96.

Morner, N.-A., 1976. Eustacy and geoid changes. The Journal of Geology, vol. 84, No. 2, s. 123-151.

Miirner, N.-A., 1977. Rorelser och instabilitet i den svenska berggrunden. Karnbranslesakerhet 18.

Neuvonen, K., 1964. Yleinen geologia. Teoksessa Suomen geologia, toim K. Rankama.

Niini, H., 1964. Bedrock and its influence on the topography in the Lokka-Porttipahta reservoir district, Finnish Lapland. Fennia 90, No. 1.

Niini, H., 1967. The dependence of the relief on the structure and composition of the bedrock in western Inari, Finnish Lapland. Fen- nia 97, No. 2.

Niini, H., 1968. A study of rock fracturing in valleys of Precambrian bedrock. Fennia 97, No. 6 .

Niini, H., 1987. Bedrock fractures affecting land uplift in Finland. Geological Survey of Finland, Special Paper 2, s. 51-54.

Niini, H., 1994. Geologiska och klimatologiska processer av betydelse for 1;ngtidssakerheten hos ett slutforvar - Utvardering. IGEJYT 4-94.

Niini, H. ja Uusinoka, R., 1971. Kallion ruhjeet louhinnan kannalta. Maansiirto 12:l.

Niini, H., Salmi, M., 1979. Korkea-aktiivisen ydinjatteen loppusijoi- tusmahdollisuuksista Suomessa. Geologinen tutkimuslaitos, ydin- jatteiden sijoitustutkimusten projektiryhma, tiedonanto 7.

Niskanen, E., 1943. On the deformation of the earth's crust under the weight of a glacial ice-load and related phenomena. Suomal. Tiedeakat. julk.

Pent t i la , E., 1972. Crustal structure in Fennoscandia from seismolog- ical and gravimetric observations. Suomal. Tiedeakat. julk. Serie A, 110. 1972.

Ringdal, F., Gjiiystdal, H., Husebye, E. S., 1977. Seismotectonic risk modelling for nuclear waste disposal in the Swedish bedrock. Karnbrbslesakerhet 51.

Saari , J., 1992. A rewiev of the seismotectonics of Finland. Report Y JT-92-29.

Simonen, A., 1964. Kalliopera. Teoksessa Suomen geologia, toim. K. Rankama.

Simonen, A., 1980. The Precambrian in Finland. Geological Survey of Finland, Bulletin 304.

Talvitie, J., 1971. Seismotectonics of the Kuopio region, Finland. Bull. Geol. Soc. Finland 248.

Tamrazyan, G. P., 1968. Seismicity in Finland against a background of the cosmic conditions. Bull. Geol. Soc. Finland 40, s. 113-116.

Tamrazyan, G . P., 1970. Seismicity of Fennoscandia in relation to cosmic conditions. Bull. Geol. Soc. Finland 42, s. 145-150.

Tanner, V., 1938. Die Oberflachengestalt ung Finlands. Eine iibersichtliche Darstellung der Morphographie und Morphologie sowie der Morphogenie in chronologischer Beziehung. Bidrag till kannedom av Finlands natur och folk, Finska Vetenskaps- Societeten, H 86.

Tuominen, H. V., Aarnisalo, J. and Soderholm, B., 1973. Tec- tonic patterns in the central Baltic Shield. Bull. Geol. Soc. Finland 45, part 2, s. 205-217.

Tynni, R., 1965. Myoh%sglasiaalisista siirroksista Otaniemen kallioperksa. Geologi 17:7, s. 97-98.

Vartiainen, H. and Woolley, A. R., 1974. The age of the Sokli carbonatite, Finland, and some relationships of the North Atlantic alkaline igneous province. Bull. Geol. Soc. Finland 4611, s. 81-91.

Veriii, A., Kuivamaki, A. ja Vuorela P., 1993. Kallioperan mur- roslinjojen nykyliikunnoista. Report YST-84.

Vayrynen, H., 1954. Suomen kalliopera. Tiedekirjasto No. 27.