Геоэкология. Инженерная геология, гидрогеология, геокриология, 2022, № 5, стр. 27-38

ВВЕДЕНИЕ

Сейсмический мониторинг – это “… длительные непрерывные или циклические (периодические) наблюдения за изменениями сейсмических характеристик определенного участка геологической среды” [1], которая, как правило, по вещественному составу, тектоническому строению и геодинамическим условиям формирования является неоднородной, изменчивой по трещиноватости и пористости и насыщенной гидротермальными флюидами. Сейсмические волны особенно от удаленных катастрофических землетрясений в такой среде преломляются неодинаково, что сформулировано в виде положений и принципов, которые широко используются для изучения глубинного и скоростного строения земной коры геофизическими методами. Сформулированные закономерности используются в методе обменных волн землетрясений (МОВЗ), в сейсмической томографии и др. методах изучения геологической среды [10, 19].

Принципы распространения волн использованы при разработке способа оценки напряженного состояния геологической среды с использованием сейсмических записей далеких землетрясений в “Стандарте организации¹¹…” [2, 18, 20–22]. В его основе лежит определение энергии обменных PS-волн, формализованное в виде геодинамических показателей анизотропности среды γ и интегрального показателя напряженного состояния S (γ, S – безразмерные величины). Показатель анизотропности γ не следует путать с показателем анизотропии [18].

Показатель γ определяется по отношению значений тангенциальной и радиальной энергии записи обменных PS-волн. С его помощью констатируется наличие в среде анизотропности в большей или в меньшей степени. Показатель S рассчитывается на основе оценки порогового уровня δ, превышение которого указывает на увеличение напряженного состояния среды (γ > δ) [6, 12, 17].

Комплексный анализ показателей γ, S позволяет выявлять зоны (участки) вещественно-структурных неоднородностей или дислокаций, оценить их геодинамическую активность во времени и с глубиной, включая контроль их сейсмичности [13, 14]. Такой подход к оценке геологической среды был учтен при разработке локального сейсмо-экологического мониторинга (ЛСЭМ), актуального для территорий атомных станций. Мониторинг важен особенно для относительно низко активных равнинных регионов при выборе безопасных мест проектирования и строительства особо опасных, технически сложных и уникальных объектов (ГЭС, АЭС и др.) в связи с опасностью наведенной сейсмичности. Помимо территорий АЭС мониторинг позволяет оценить распределение по площади и во времени микросейсмического фона геологической среды городских агломераций.

Цель ЛСЭМ – определение глубинного строения и напряженного состояния геологической среды для оценки геоэкологической безопасности территорий особо ответственных объектов, в том числе снижения риска образования опасных природных явлений и уменьшения потерь от их возникновения.

Для ЛСЭМ организуется полигон с пунктами наблюдений, состоящими из 3-компонентных цифровых сейсмостанций. Площадь полигона обычно составляет 40–60 км² [14]. Длительность наблюдения колеблется от 2 мес до 11 лет в зависимости от задач мониторинга и категории ответственности объекта. Отметим, что обменные PS-волны от далеких землетрясений позволяют изучать глубинные вещественно-структурные неоднородности непосредственно под пунктом наблюдения (п.н.), поскольку лучи, вдоль которых распространяются сейсмические колебания, в этом случае близки к вертикали [10]. По сейсмическим записям от техногенных взрывов, источник которых расположен недостаточно далеко от полигона, глубинное строение трудно оценить, поскольку не ясно, на каком участке среды от источника до приемника произошли изменения.

Цель настоящей статьи – выявление опасных на проявление сейсмической активности зон дислокаций в пределах разных по геологическому строению территории: предгорной сейсмогенной области Кавказских Минеральных Вод и платформенных районов расположения атомных электростанций (Балаковской, Нижегородской и Кольской), по результатам ЛСЭМ, который на этих объектах проводился в течение последних пятнадцати лет.

ОБЪЕКТЫ ИССЛЕДОВАНИЯ И РЕЗУЛЬТАТЫ ОЦЕНКИ ИХ ГЛУБИННОГО И СКОРОСТНОГО СТРОЕНИЯ

Глубинное и скоростное строение геологической среды области Кавказских Минеральных Вод (Кавминводы) и района Балаковской АЭС, включая происхождение сейсмичности, исследованы по данным PS-волн от далеких землетрясений.

Область Кавминвод расположена на сочленении двух тектонических структур: предгорного Минераловодского поднятия на севере и горной Лабино-Малкинской моноклинали на юге. Минераловодское поднятие выделяется по поверхности доюрского складчатого палеозойского фундамента, перекрытого чехлом мел-палеогеновых отложений. В современном рельефе к нему приурочены неогеновые горы-лакколиты с абс. отм. вершин более +1000 м. Лабино-Малкинская мезозойская моноклиналь отвечает краевому (поперечному) поднятию Скифской плиты, вздернутому во время орогенеза с образованием Скалистого хребта Бол. Кавказа [5, 7].

Глубинное строение земной коры области Кавминвод (абс. отм.), представленное границами доюрского фундамента и Мохоровичича (М) (в абс. отм.), определено по временам запаздывания PS-волн относительно P-волн [10] (рис. 1).

Рис. 1.

Глубинное строение области Кавминвод: а – граница палеозойского доюрского фундамента (сечение горизонталей через 0.5 км), б – граница Мохоровичича (М) как подошва земной коры (сечение горизонталей через 1.0 км). 1 – изолинии глубин (км), 2 – радиально-концентрическая структура, 3 – флексурно-разломная зона. Треугольниками показаны пункты сейсмостанций (BSH, KCN, KMG и другие, обозначенные прописными латинскими буквами). Пункт BSH расположен на горе Бештау высотой +1401 м.

Граница доюрского фундамента в целом погружается с ЮЗ в СВ направлении с +1 км (гора Бештау) до –5 км (см. рис. 1а). В центральной части Кавминвод граница фундамента осложнена локальным изометричным опусканием с 0 до –2 км (п.н. JU1 и SOV), вокруг которого формируется сопряженное поднятие в виде отдельных возвышений. Такое строение характеризуется как циркумобразное, отвечающее радиально-концентрической структуре с центробежным типом развития.

Положение границы земной коры (М) также изменчиво по глубине (см. рис. 1б). В центральной части Кавминвод устанавливается относительно приподнятый выступ (–44 км), пересекаемый протяженной флексурой СЗ простирания. Она фрагментарно прослеживается по изолиниям –51 и –52 км за пределами рассматриваемой области. К северо-востоку от нее граница М в целом приподнята, к юго-западу – относительно опущена, что можно квалифицировать в качестве флексуры или флексурно-разломной зоны.

Границы доюрского фундамента и подошвы земной коры дискордантны относительно друг друга. Над выступом границы М в доюрском фундаменте выделяется опускание, а в рельефе, наоборот, – поднятие с неогеновыми горами-лакколитами (Бештау, Два Брата, Лохматая и др.). Такое строение предполагает наличие верхнемантийного диапира, вызывающего вертикальное сжатие земной коры [5]. Рост диапира вызывает отток глубинного вещества от центра выявленного опускания в стороны, что приводит к утолщению земной коры и формированию сопряженных возвышений. Под влиянием процессов перетока глубинного вещества формируется радиально-концентрическая структура, к которой приурочены гипабиссальные поднятия гор-лакколитов.

Скоростное строение земной коры определялось по временным задержкам Р-волн от регионального годографа с привлечением метода сейсмической томографии (рис. 2) [5, 19]. В верхней части земной коры в интервале глубин 0–7 км выделяется резко контрастная высокоскоростная структура 5.4–5.6 км/с СЗ простирания (см. рис. 2а). Перепад высокоскоростных и низкоскоростных структур составляет 0.2–0.7 км/с. Корни этой структуры прослеживаются на глубину до 18 км, где она становится более отчетливой и протяженной. Скорость Р-волн здесь 5.7–5.9 км/с (см. рис. 2б). Согласно сейсмической томографии, на глубине 30 км, где распространена низкоскоростная кора (6.3 км/с), резко контрастная (аномальная) структура почти редуцирует (см. рис. 2в). Протяженность этой структуры не определима из-за ее простирания за пределы рассматриваемой территории, а ширина, устанавливаемая по ограничению низкоскоростными структурами, составляет от 20 до 30 км.

Рис. 2.

Трехмерная скоростная модель геологической среды Кавминвод. Интервалы глубин (Н, км): а – 0–7; б – 7–18; в – 18–30. 1 – изолинии скорости обменных Р-волн в км/с (сечение изолиний через 0.2 км/с). Структурные аномалии: 2 – низкоскоростная 3 – высокоскоростная со свойствами сейсмогенной коры, 4 – эпицентры землетрясений.

Анализ сейсмичности показал, что гипоцентры большинства землетрясений тяготеют к рассматриваемой протяженной аномальной структуре (Н = 7–18 км) и, особенно, к ее центральной части, где выделяется высокоскоростное ядро (5.9–6.1 км/с). Не исключается, что формирование ядра связано с внедрением верхнемантийного диапира, приводящим к объемной концентрации упругой энергии. Разрядка этой энергии выражается землетрясениями [3, 6]. Согласно представлениям А.Г. Гамбурцева и И.П. Добровольского, ядра такого типа обладают свойствами сейсмогенной коры [1, 3].

Очаги сильных землетрясений Галийского, Спитакского, Казанджигского, Дагестанского и др. сейсмоактивных районов также приурочены к крупным высокоскоростным объемам (ядрам) – накопителям упругой энергии [4, 11]. Особенно они тяготеют к градиентным зонам контрастных скоростей продольных волн, схожим с более меньшим по размеру кавминводским сейсмогенным объемом. Малые геометрические размеры этого объема, очевидно, отразились на более низком энергетическом классе сейсмических событий.

Район Балаковской АЭС (Бал АЭС) расположен в зоне сопряжения погребенной Волго-Уральской антеклизы и Прикаспийской синеклизы, перекрытых мезозой-кайнозойскими отложениями. Площадка АЭС находится на низком левобережье р. Волга на II надпойменной террасе. Ее долина согласуется со Средневолжской геодинамически активной зоной, приуроченной к сочленению Приволжского субмеридионального и Каменно-Сыртского субширотного поднятий [8]. Несогласное сочленение по-разному простирающихся структур вызывает в активной зоне концентрацию левосдвиговых напряжений и сейсмичность.

Глубинное строение земной коры характеризуется деформациями, выраженными в поверхности докембрийского кристаллического фундамента (граница Ф) и подошвы земной коры (граница М) (рис. 3).

Рис. 3.

Строение глубинных границ района Балаковской АЭС: а – граница поверхности докембрийского кристаллического фундамента Ф (сечение горизонталей через 0.2 км), б – граница Мохоровичича (М), сечение горизонталей через 1.0 км. Структурные формы: 1 – поднятие (а) и опускание (б); 2 – разлом в кристаллическом фундаменте. Треугольники – пункты сейсмостанций (п.1, п.3 и т.д.).

Положение границы Ф изменчиво по латерали. В восточной части рассматриваемого района она приподнята до отметок 1.6 км, а в северо-западной части опущена до глубин более 3.0 км (см. рис. 3а). В южной части граница этих структурных форм выражена отчетливой структурной ступенью (п.н. 8 и 10), которая по простиранию в северном направлении на границе поднятия и понижения редуцирует, возможно, по причине влияния разлома северо-восточного простирания. Его наличие подтверждается прерывистостью геологических границ в верхнекоровом слое. В северо-западной части разлом приурочен к границе ступени и поднятия, что, возможно, указывает на его сбросовый тип развития (п.н. 4 и 5).

Граница М также неоднородна (см. рис. 3б). В юго-восточной части она приподнята до 33.0 км, а в северо-западной части опущена более чем до 35.0 км. Сопряжение этих структурных форм выражено в виде зоны СВ простирания, которая согласуется с разломом кристаллического фундамента и со Средневолжской активной зоной левосдвиговых напряжений [8].

Разноглубинные деформации границ М и Ф не скоординированы между собой. Поднятие границы Ф как бы повернуто против часовой стрелки относительно более глубинного поднятия границы М. Движение по типу послойного вращения, возможно, привело к образованию в тылу поднятия границы Ф структурной ступени и разлома сбросового типа, согласного со Средневолжской активной зоной. В ней устанавливаются непротиворечивые с типом вращения левосдвиговые напряжения и деформации, т.е. так же против часовой стрелки.

Скоростное строение земной коры района Балаковской АЭС выявлено до глубины 45 км на основе распределения скоростей Р-волн (км/с). По распределению волн выделяется два интервала глубин: 0–25 км и 25–45 км.

На глубине 0–25 км по незначительному перепаду скоростей 0.2–0.3 км/c установлена низко контрастная широтная структура. Относительно высокие скорости более 7.0 км/с устанавливаются в ее центральной части (рис. 4). Однако низко контрастный перепад скоростей от центральной части структуры к ее периферии не позволяет относить ее к категории сейсмогенных. Структура особенно отчетливо выражена на глубинах 5–15 км и менее 15–25 км. Западная ее часть совпадает с разломом, выявленным в кристаллическом фундаменте Ф (см. рис. 3а).

Рис. 4.

Скоростная модель строения земной коры района Балаковской АЭС. Интервалы глубин (Н, км): а – 0–5, б – 5–15, в – 15–25, г – 25–35, д – 35–45. Структурные аномалии (зоны дислокаций): 1 – низкоскоростная, 2 – высокоградиентная; 3 – структурный узел пересечения низкоскоростной и высоко- градиентной структур. Изолиниями показаны скорости Р-волн (км/с). Треугольники – пункты сейсмостанций.

На глубине 25–45 км широтная структура меняет свое простирание на северо-восточное (диагональное). На этой глубине по характерному рисунку изолиний устанавливается протяженная субмеридиональная структура высокоградиентного изменения скоростей, которая может отвечать разломной зоне. Диагональная и субмеридиональная структуры пересекаются и создают своеобразный структурный узел, в котором возможна концентрация напряжений (см. рис. 4г), что вызывает необходимость оценки его активности, в том числе методом мониторинга геодинамических показателей (γ, S). Геодинамическая опасность узла усугубляется тем, что сейсмичность в нем может быть наведена от землетрясений, которые периодически случаются в Средне-Уральской и Северо-Кавказской сейсмоактивных областях [9].

РЕЗУЛЬТАТЫ ОПРЕДЕЛЕНИЯ ГЕОДИНАМИЧЕСКИХ ПОКАЗАТЕЛЕЙ

Для районов расположения атомных станций, функционирование которых не всегда безопасно относительно современной активности геологической среды, проведены исследования геодинамических показателей (γ, S) с построением трехмерных моделей. Показатели анизотропности γ и напряженного состояния S получены для разных диапазонов глубин и временных интервалов, что позволило выявить зоны наиболее контрастных их изменений. В основу этой оценки положена авторская методика “Способ оценки напряженного состояния геологической среды с использованием сейсмических записей …” [15, 16].

Трехмерные модели геодинамических показателей были построены для разных площадок АЭС, расположенных в разных районах Восточно-Европейской платформы: Нижегородской АЭС (Ниж АЭС), проектирование которой временно приостановлено по причине карстово-суффозионной опасности, и Кольской АЭС (Кол АЭС).

Район Ниж АЭС расположен в северо-западной части склона Токмовского докембрийского свода на высоком правобережье р. Ока. Кристаллический фундамент свода перекрыт девонско-пермским осадочным чехлом мощностью 1.1–1.5 км. Свод подвергается воздействию напряжений растяжения, наведенных с запада со стороны Окско-Донского активного прогиба, и сжатия, наведенного с юга со стороны одной из вершин Токмовского свода [8]. Интерференция разнотипных напряжений вызвала образование геодинамически активных зон разного ранга. Одна из них протяженная и наследуется долиной р. Ока, другая – менее протяженная локальная, согласуется с переуглубленным эоплейстоценовым врезом руч. Монаковский.

Для района Ниж АЭС созданы объемные модели анизотропности γ и напряженного состояния S на основе двух интервалов наблюдения: 17.01.2011–10.03.2011 г. и 11.03.2011–05.04.2011 г., и пяти глубинных уровней (Н, км): 0–1.45; 1.45–7.0; 7.0–13.5; 13.5–18.0 и 18.0–31 км (рис. 5).

Рис. 5.

Трехмерные модели распределения геодинамических показателей района Нижегородской АЭС. Этапы наблюдений: а – 17.01.2011–10.03.2011 г., б – 11.03.2011–05.04.2011 г. Геодинамические показатели: γ – анизотропность (показана в виде горизонталей с сечением через 0.2), S – напряженное состояние. Н – интервал глубин. Треугольники с цифрами – пункты сейсмостанций.

Повышенная анизотропность с γ > 0.6 выделена на первом этапе наблюдений в северо-восточной части рассматриваемого района на глубине 13.5–31.0 км. На этой же глубине на втором этапе мониторинга отмечено резкое понижение показателя до почти нулевых значений 0–0.2. При этом локализация остается почти неизменной, что может указывать на наличие в этой части района тектонически подвижной зоны. В современном рельефе с ней согласуется Монаковская подвижная (активная) зона. Согласно буровым данным, в этой зоне отмечаются повышенная трещиноватость сбросового типа и гидротермальная активность, которые вызывают интенсивные суффозионно-карстовые процессы в карбонатно-сульфатных пермских отложениях. Эти процессы отчетливо выражены в рельефе в виде воронок.

Напряженное состояние S на 1-м этапе наблюдений в целом выше, чем на 2-м. До глубины 13.5 км отмечается постепенное увеличение значений S с 0.017 до 0.107 соответственно, а на глубине 13.5–18.0 км происходит резкое уменьшение S до нуля. Изменение этого показателя, особенно его спад приурочен к Монаковской активной зоне и, возможно, вызван ее активностью. В самой зоне помимо наличия в известняках зон трещиноватости, заполненных кальцитом и гипсом, отмечаются следы миграции углеводородов и повышенные значения эманаций радона.

Район Кол АЭС расположен на северном побережье губы Кунчаст (оз. Экостровская Имандра) на тектоническом выступе (блоке), сложенном архейскими гранито-гнейсами, гнейсами и биотитовыми гнейсами беломорской серии.

Сейсмоэкологический мониторинг был проведен в три этапа: 26.10.2015–11.12.2015; 17.12.2015–21.02.2016 и 28.02.2016–06.04.2016. Показатели анизотропности γ и напряженного состояния S были получены для двух диапазон глубин земной коры: 0–10 и 10–25 км (рис. 6). В первом и втором интервалах наблюдений геодинамические показатели изменяются в небольших пределах: γ – 0.15 (0.2)–1.6; S – 0.25–1.27 (см. рис. 6а, рис. 6б). Во время третьего интервала наблюдений зафиксировано резкое изменение значений γ и S на глубинах 10–25 км, они максимально возросли с 1.2 и 0.237 до 4.0 и 4.1 соответственно (см. рис. 6в).

Рис. 6.

Трехмерные модели геодинамических показателей района Кольской АЭС. Три этапа наблюдений: а – 26.10.2015–11.12.2015, б – 17.12.2015–21.02.2016, в – 28.02.2016–06.04.2016. Геодинамические показатели: γ – анизотропность (показана в виде горизонталей с сечением через 0.2), S – напряженное состояние; Н – интервал глубин. Серые кружочки с датами и магнитудами – землетрясения, произошедшие во время мониторинга. Треугольники – пункты сейсмостанций (1, 2 и т.д.).

Одна из причин резкого повышения геодинамических значений – удаленное катастрофическое Индонезийское землетрясение, произошедшее 13.02.2016 г. с магнитудой М = 7.8. После регистрации этого землетрясения в районе Кол АЭС в течение 3-го этапа наблюдений были установлены интенсивные низкочастотные поверхностные волны. Колебания вызвали аномальное увеличение геодинамической активности: γ с 1.2 до 4.0, S с 0.237 до 4.1 (см. рис. 6в), которая неожиданно выразилась двумя наведенными землетрясениями 28.02.2016 г. с магнитудой М = 2.1 (очаг на глубине 25 км) и 03.04.2016 г. с магнитудой М = = 1.2 (очаг на глубине 8 км) [9, 12]. Следовательно, геологическая среда района Кольской АЭС сейсмически восприимчива к внешним сильным землетрясениям и техногенным взрывам, происходящим на рудниках. Площадка АЭС подвержена негативному усилению сейсмической активности наведенного типа, что может сказаться на ее безопасности.

ВЫВОДЫ

В результате локального сейсмоэкологического мониторинга, организованного на полигонах в предгорной области Кавминвод и равнинных районах расположения атомных станций (Нижегородской, Балаковской и Кольской АЭС), созданы трехмерные модели глубинного и скоростного строения геологической среды и оценены геодинамические показатели γ, S. Участки с контрастными показателями впервые сопоставлены с особенностями тектонического строения геологической среды этих объектов.

В области Кавминвод по данным PS-волн от далеких землетрясений выявлены глубинные разломы и высокоскоростные объемы-ядра, обладающие свойствами сейсмогенной коры. Разломы соответствуют зонам перехода от высокоскоростных к низкоскоростным границам распространения обменных волн. Сейсмогенные объемы – это верхнемантийные интрузии, подъем которых вызывает аномально высокие упругие напряжения и деформации в слоях земной коры.

В районе Балаковской АЭС выявлена послойная рассогласованность глубинных деформаций относительно друг друга, которая является причиной концентрации относительно высоких напряжений, сдвиговых деформаций и сейсмической активности.

В районе Нижегородской АЭС определены участки интенсивной изменчивости геодинамических показателей, которые сопоставлены с известными геодинамически активными зонами. С ними связываются опасные для АЭС сгущения проявлений суффозионно-карстовых процессов.

В районе Кольской АЭС установлены относительно высокие значения геодинамических показателей, не характерные для равнинных платформ. Их значения близки к установленным для предгорной Кавминводской сейсмоактивной области.

Полученные результаты указывают на то, что платформенные территории, считающиеся низкоактивными, таковыми в отдельных районах не являются. Это представление крайне важно учитывать при оценке геоэкологической безопасности территорий особо опасных, технически сложных и уникальных объектов, большое число которых расположено на Восточно-Европейской платформе.

Статья подготовлена в рамках выполнения госзадания ИГЭ РАН по теме № 122022400105-9 “Прогноз, моделирование и мониторинг эндогенных и экзогенных геологических процессов для снижения уровня их негативных последствий”.