Інв. №641-5 НИЛ Міністерство енергетики та вугільної промисловості України

Державний концерн «Ядерне паливо» Державне підприємство «Український науково-дослідний та проектно-розвідувальний інститут промислової технології»

ДП «УкрНДПРІ промтехнології» 52204, Дніпропетровська обл., м. Жовті Води, вул. Петровського, 37;

тел. (05652) 26285; факс (05652) 23297

ЗАТВЕРДЖУЮ

В. о. директора ДП «УкрНДПРІ промтехнології» ___________________ А. Ю. Чередниченко 2015 _____________ «____»

ЗВІТ

РОЗРОБКА МАТЕРІАЛІВ ОЦІНКИ ВПЛИВУ НА НАВКОЛИШНЄ СЕРЕДОВИЩЕ ПРИ ЕКСПЛУАТАЦІЇ ЗАПОРІЗЬКОЇ АЕС

(Заключний)

Книга 3

Оцінка впливів експлуатації Запорізької АЕС на навколишнє природне середовище

Частина 3

Геологічне середовище Головний інженер проекту Н. О. Худошина

2015

2

2

СПИСОК АВТОРІВ

Н.О. Худошина Головний інженер проекту

В. М. Шабатін Начальник відділу НВВ ІВ та ЕД

3

3

РЕФЕРАТ Звіт про НДР: 167 с., 65 рис., 22 табл., 116 джерел. Об'єкт дослідження – геологічне середовище території району (радіус 150

км), пункту (радіус 30 км) і площадки Запорізької АЕС (ЗАЕС) та вплив на нього при експлуатації даної АЕС.

Мета роботи: детальна характеристика геологічного середовища території району (радіус 150 км), пункту (радіус 30 км) і майданчика ЗАЕС та розробка матеріалів оцінки впливу на нього при експлуатації цієї АЕС.

Ядерна енергетика є надійним джерелом енергозабезпечення і сприяє підвищенню енергетичної безпеки України. ЗАЕС являє собою головну уніфіковану атомну електростанцію країни з моноблочною компоновкою шести енергетичних ядерних блоків із серійною реакторною установкою ВВЕР – 1000, що є найбільшою в Європі.

При виконанні науково-дослідної роботи були зібрані і проаналізовані дані тематичних науково-дослідних робіт та моніторингових досліджень, що проводились в зоні впливу ЗАЕС різними установами, детально охарактеризовано геологічне середовище території району (радіус 150 км), пункту (радіус 30 км) і майданчика ЗАЕС та розроблено матеріали оцінки впливу на нього при експлуатації цієї АЕС. В процесі робіт виконана серія польових досліджень та картографічних узагальнень з питань поширення та активізації сучасних екзогенних геологічних процесів; наведені рекомендації щодо вдосконалення мережі комплексних моніторингових спостережень.

АЕС, ГЕОЛОГІЧНА БУДОВА, СТРАТИГРАФІЯ, ЛІТОЛОГІЯ,

ТЕКТОНІКА, СЕЙСМІЧНІСТЬ, ГІДРОГЕОЛОГІЯ, ІНЖЕНЕРНА ГЕОЛОГІЯ, ГЕОМОРФОЛОГІЯ, ЕКЗОГЕННІ ПРОЦЕСИ, ЕКОЛОГІЧНА БЕЗПЕКА, МОНІТОРИНГ.

4

4

ЗМІСТ Склад звіту 5 Перелік умовних позначень, символів, одиниць, скорочень, термінів і визначень 6 ВСТУП 7 1. ЗАГАЛЬНА ХАРАКТЕРИСТИКА ГЕОЛОГІЧНОГО СЕРЕДОВИЩА РАЙОНУ

ЗАЕС 1.1 Стисла фізико-географічна характеристика та ландшафтні умови 1.2 Геоморфологічні умови 1.3 Геологічна будова 1.4 Геотектоніка та неотектонічні особливості 1.5 Сейсмічні умови 1.5.1. Складання карти ДСР пункту розміщення ЗАЕС 1.5.2. Параметризація моделі сейсмічної небезпеки території ЗАЕС 1.5.3. Модель вогнища і вогнищевих зон 1.5.4. Модель зон МВЗ 1.5.5. Магнітудная параметризація моделі зон МВЗ 1.5.6. Модель сейсмічності. Методика і приклади організації модельних каталогів землетрусів для лінеаментів і доменів 1.5.7. Модель загасання сейсмічної інтенсивності 1.5.8. Модель сейсмічного ефекту 1.5.9. Розрахункові параметри сейсмічної небезпеки 1.5.10. Результати оцінки сейсмічної небезпеки в термінах сейсмічної інтенсивності 1.6 Сучасні екзогенні геологічні процеси

9 9

23 31 50 58 58 62 66 71 72

74 80 81 82 84 90

2. СТАН ГЕОЛОГІЧНОГО СЕРЕДОВИЩА МАЙДАНЧИКА ЗАЕС 2.1 Геологічна будова майданчика 2.2 Сучасні тектонічні умови 2.3 Інженерно-геологічні умови 2.4 Сейсмічне мікрорайонування майданчика 2.5 Сучасні екзогенні та інженерно-геологічні процеси і явища

97 97 99

100 102 107

3. ОЦІНКА ВПЛИВУ ЗАЕС НА СТАН ГЕОЛОГІЧНОГО СЕРЕДОВИЩА 3.1 Організація спостережень за станом геологічного середовища 3.1.1. Організація інструментальних сейсмологічних спостережень в районі ЗАЕС 3.1.1.1 Моделі геологічного середовища під майданчиком ЗАЕС 3.1.1.2 Записи землетрусів з віддалених і місцевих зон МВЗ, зареєстровані на тимчасовій локальній мережі сейсмічних спостережень 3.1.2. Організація спостережень за сучасними геодинамічними, інженерно-геологічними та екзогенними геологічними процесами в районі ЗАЕС 3.2 Результати спостережень і досліджень стану геологічного середовища 3.2.1. Побудова розрахункових акселерограм за результатами спостережень і досліджень стану геологічного середовища 3.2.1.1 Методика побудови розрахункової акселерограми по заданому спектру реакції 3.2.1.2. Врахування локальних умов майданчика при побудові розрахункових акселерограф 3.2.1.3. Порівняльний аналіз оцінок сейсмічних впливів одержаних на підставі різних нормативних документів 3.2.1.4. Отримання спектрів реакції на основі емпіричних моделей «Next Generation Attenuation» проекту (NGA) 3.2.1.5. Результати розрахунку синтетичних акселерограм і їх спектральних характеристик 3.3 Висновки щодо впливу ЗАЕС на стан геологічного середовища

109109 109 110

113

117 118

118 119 121

122

127

132 143

4 4 ЗАХОДИ ЩОДО ЗМЕНШЕННЯ ВПЛИВУ ЗАЕС НА СТАН ГЕОЛОГІЧНОГО СЕРЕДОВИЩА 4.1. Цілі, завдання і зміст додаткових структурно-геоморфологічних і неотектонічних досліджень 4.2. Заходи щодо сейсмічної небезпеки території ЗАЕС 4.3. Заходи щодо зменшення впливу сучасних екзогенних та інженерно-геологічних процесів і явищ

150

150 157

158

ПЕРЕЛІК ПОСИЛАНЬ 159

5

5

Склад звіту

Номер книги

Номер частини

Найменування Примітка

1 Підстави для проведення OBHC. Фізико-географічна характеристика району розташування Запорізької АЕС

2 Загальна характеристика Запорізької АЕС. Відходи виробництва.

3 Оцінка впливів експлуатації Запорізької АЕС на навколишнє природне середовище

1 Клімат і мікроклімат. Повітряне середовище. Хімічне забруднення повітряного середовища.

2 Повітряне середовище. Вплив радіаційного фактору на атмосферне повітря

4 Геологічне середовище 5 Водне середовище 6 Грунти. Рослинний і тваринний світ,

заповідні об'єкти

7 Оцінка впливів на навколишнє соціальне та техногенне середовище

8 Комплексні заходи щодо забезпечення нормативного стану навколишнього середовища та його безпеки

9 Заява про екологічні наслідки господарської діяльності

10 Транскордонний вплив виробничої діяльності на навколишнє середовище

6

6

Перелік умовних позначень, символів, одиниць, скорочень, термінів і визначень

АЕС атомна електростанція ГДК гранічно-допустимі концентрації ГЕС гідроелектрична станція ДВ допустимі викиди ДБН державні будівельні норми ДС допустимий скид ЗСР загальне сейсмічне районування ЗАЕС Запорізька АЕС ЕГП екзогенні геологічні процеси ІГЕ інженерно-геологічний елемент МАГАТЕ Міжнародне агенство з атомної енергетики ММЗ максимальо можливий землетрус МКРЗ міжнародна комісія з радіаційного захисту Ммах максимально можлива магнітуда землетрусу МРЗ максимальний розрахунковий землетрус MSK-64 нормативний документ в сейсмології, у якій вміщено

шкалу за якою оцінюють потужність землетрусу НРБ-99 норми радіаційної безпеки (Росія) НРБУ-97 норми радіаційної безпеки України ОВНС оцінка впливу на навколишнє середовище ПЗ проектний землетрус СЄП Східноєвропейська платформа УЩ Український щит ДДЗ Дніпровсько-Донецька западина СМР сейсмічне мікрорайонування СЕС санітарно-епідеміологічна станція СЗЗ санітарно-захисна зона СНіП довідник норм та правил

7

7

ВСТУП

Ядерна енергетика відіграє провідну роль у забезпеченні енергетичних потреб України: виробляє більше 50 % споживаної в країні електроенергії. Це еквівалентно спалюванню близько 40 млн. т вугілля в рік; сприяє утриманню на прийнятному рівні оптового тарифу на електроенергію; скорочує викид в атмосферу «парникових» газів.

В умовах економічної кризи в країні не вистачає природного палива, немає коштів на модернізацію устаткування теплових і гідроелектростанцій, а також на розвиток нетрадиційних джерел одержання енергії. Отже, ядерна енергетика є надійним джерелом енергозабезпечення і сприяє підвищенню енергетичної безпеки України.

Запорізька АЕС (ЗАЕС) являє собою головну уніфіковану атомну електростанцію країни з моноблочною компоновкою енергоблоків із серійною реакторною установкою ВВЕР – 1000.

Проект ЗАЕС розроблений Харківським відділенням «Атомтеплоелектропроект».

ЗАЕС розташована у степовій зоні України на березі Каховського водосховища. Це найбільша в Європі і в Україні атомна електростанція. Рішення про її будівництво було прийняте в 1978 році. У 1981-му розпочалося поетапне спорудження блоків станції. Протягом 1984-1987 рр. уведено в експлуатацію чотири енергоблоки. У 1989 році почав функціонувати п'ятий енергоблок, а шостий – лише у 1995 році, після скасування мораторію на будівництво ядерних об'єктів в Україні. За пуск шостого блока Міжнародний інститут фінансів та економічного партнерства (США) відзначив ЗАЕС «Факелом Бірмінгема». Ця нагорода вручається підприємствам за успішне економічне виживання і розвиток в умовах зародження ринкових відносин.

Сьогодні ЗАЕС – сучасне високотехнологічне підприємство, найбільший постачальник електроенергії в Україні. Щороку станція генерує близько 40 млрд. кВтг електроенергії, що становить п'яту частину загальнорічного виробництва електроенергії в державі та половину її виробництва на українських атомних станціях. За підсумками роботи у 2000 р., ЗАЕС визнана однією з трьох кращих атомних станцій світу, яка повністю відповідає вимогам МАГАТЕ.

На ЗАЕС уперше в СНД введена в роботу інформаційно-вимірювальна система «Кільце». Вона призначена для постійного контролю за радіаційною ситуацією на проммайданчику атомної станції, у санітарно-захисній та 30-кілометровій зонах спостереження при всіх режимах роботи, а також у разі проектних і позапроектних аварій або зняття блоків з експлуатації.

На ЗАЕС, першій серед атомних станцій України з реакторами типу ВВЕР,

8

8

споруджено сухе сховище відпрацьованого ядерного палива (ССВЯП). Технологія запорізького ССВЯП базується на зберіганні відпрацьованих паливних збірок у вентильованих бетонних контейнерах, разташованих на майданчику в межах атомної станції. Проектний обсяг ССВЯП на ЗАЕС – 380 контейнерів, що забезпечить на найближчі пістоліття зберігання відпрацьованих паливних збірок, що вилучатимуться з реакторів протягом усього терміну експлуатації станції.

Об'єкт виконаного дослідження – геологічне середовище території району (радіус 150 км), пункту (радіус 30 км) і площадки ЗАЕС та вплив на нього при експлуатації даної АЕС (оскільки водне середовище є об'єктом дослідження окремої книги, в даній роботі воно, включаючи гідрогеологічні умови, поверхневі і подземні води, майже не розглядається).

Мета роботи: детальна характеристика геологічного середовища території району (радіус 150 км), пункту (радіус 30 км) і площадки ЗАЕС та розробка матеріалів оцінки впливу на нього при експлуатації цієї АЕС.

При виконанні науково-дослідної роботи (НДР) були зібрані і проаналізовані дані тематичних НДР та моніторингових досліджень, що проводились в зоні впливу ЗАЕС різними установами, детально охарактеризовано геологічне середовище території району (радіус 150 км), пункту (радіус 30 км) і площадки ЗАЕС та розроблено матеріали оцінки впливу на нього при експлуатації цієї АЕС. В процесі робіт виконанений ряд польових досліджень та картографічних узагальнень з питань поширення та активізації сучасних екзогенних геологічних процесів; наведені рекомендації щодо вдосконалення мережі комплексних моніторингових спостережень.

9

9

1 ЗАГАЛЬНА ХАРАКТЕРИСТИКА ГЕОЛОГІЧНОГО СЕРЕДОВИЩА РАЙОНУ ЗАЕС

1.1 Стисла фізико-геграфічна характеристика та ландшафтні умови

У фізико-географічному відношенні територія району розміщення ЗАЕС знаходиться в степовій природній зоні. Незначні ділянки лісостепових ландшафтів примикають з півночі, однак, вони знаходяться за межами 150-км зони впливу АЕС (рис. 1.1, 1.2).

Степова зона в межах України простягається субширотною смугою шириною від 300 до 500 км від західних кордонів до відрогів Середньоруської височини. Вона охоплює майже 40 % території України (понад 240 тис. км2) [1]. Загальні риси фізико-географічних умов степової зони зумовлює її розташування на півдні Східно-Європейської рівнини, у межах різних геоструктур. Ареали степових ландшафтів розширюються в східному напрямку, що пов'язано з послабленням впливу вологих атлантичних повітряних мас та посиленням ролі сухих континентальних. Річні суми величин сонячної радіації у степовій зоні становлять – 5230 мДж/м2. Річний радіаційний баланс коливається в межах 1900-2210 мДж/м2. Середні температури січня змінюються від -7,6°С на півночі зони до -2°С на півдні, а середня липнева температура, – відповідно, від +20 до +240С. Річна сума температур вище +10°С становить 2800-3600°С, що на 600-10000 більше, ніж у зоні мішаних лісів. Безморозний період триває 160-220 днів, а період активної вегетації 160-295 днів. Середні річні температури повітря підвищуються від +7,5°С на північному сході до +11°С на південному сході зони.

Степова зона розміщена південніше осі підвищеного атмосферного тиску (осі Воєйкова), що впливає на характер атмосферної циркуляції. При загальному переважанні західного переносу вологих повітряних мас у формуванні степового клімату велику роль відіграють східні й північно-східні континентальні, а також середземноморські тропічні повітряні маси. Часто атлантичні циклони не досягають степової зони, що є причиною менших, порівняно з лісостеповою зоною, річних сум опадів, які змінюються від 450 мм на півночі зони до 350 мм на півдні. 60-70 % опадів випадає в теплий період року.

Характерною особливістю степів є висока випаровуваність: 700-880 мм на півночі й 900-1000 мм на рік на півдні зони. Коефіцієнт зволоження змінюється від 1,2 до 0,8. Дефіцит вологи в степу впливає на сучасні фізико-географічні процеси, формування гідрографічної мережі. Остання в степу є мало розвиненою: середня її густота становить 0,08-0,005 км/км2. В межах Причорноморської низовини зустрічаються безстічні басейни, де місцевим водозбором є суфозійно-просадкові воронки – поди.

10

10

Рис. 1.1. Фізико-географічне районування району й пункту розміщення ЗАЕС за [2].

11

11

Рис. 1.2. Ландшафти району розміщення ЗАЕС за [3].

12

12

Невеликими є значення модуля стоку – 0,5-1 л/с/км2, 70-80 % якого формується переважно за рахунок талих снігових вод. Атмосферні опади влітку витрачаються передусім на випаровування. У режимі степових річок спостерігаються короткочасна та висока весняна повінь і низька літня межень.

Підвищення рівнів можливе влітку під час злив. Особливість природних умов степової зони полягає й у тому, що у великих річок тут мало приток і вони є транзитними (Дніпро, Інгулець).

Атмосферні опади не відіграють значної ролі у формуванні ґрунтових вод. Кращі умови для цього є на півночі району досліджень на малодренованих рівнинах, де ґрунтові води залягають на глибині від 5 до 20 м.

У степовій зоні річкові й ґрунтові води мають високу мінералізацію, яка змінюється в широких межах: від 1-5 до 10-50 г/л. Засолення переважно сульфатне, хлоридно-сульфатне, а на півдні Причорноморської низовини – хлоридне. У степовій зоні мало боліт, які зустрічаються переважно в пониззях Дніпра.

Ґрунтовий покрив степової зони характеризується строкатістю, мінливістю, особливо в її середній і південній підзонах. Це пов'язано з чутливістю в умовах степового клімату до впливу ґрунтоутворюючих чинників (покривних лесових порід, рівня ґрунтових вод, рельєфу) на формування вертикального профілю ґрунтів та їх ареалів [4].

У північній підзоні переважають чорноземи середньогумусні звичайні. Найбільший вміст гумусу мають чорноземи Приазовської височини (7,2 %). На південь від смуги середньогумусних чорноземів поширені малогумусні (вміст гумусу – 5-5,8 %). На вододілах ґрунтовий покрив однорідний, на схилах поширені змиті відміни звичайних чорноземів, на терасових рівнинах розвинуті чорноземи солонцюваті та лучно-чорноземні ґрунти. На півдні Причорноморської низовини сформувались чорноземи південні. Вони малогумусні, характеризуються глибоким заляганням гіпсового горизонту, лінія закипання на глибині 30-40 см. На півдні степу в умовах різкого дефіциту вологи глибина промивання ґрунтів зменшується. На крайньому півдні Причорноморської низовини, у Присивашші, розвинені темнокаштанові й каштанові солонцюваті ґрунти, у комплексі з якими залягають солонці. Ареал їхнього поширення ґрунтознавці виділяють в окрему сухостепову зону.

У степових подах в умовах періодичного промивного режиму сформувались осолоділі глейові ґрунти на півночі, солонці, солончаки і солоді – у середній частині та дерново-глейові солончакуваті ґрунти вздовж морського узбережжя.

У степовій зоні розвиваються процеси вторинного засолення ґрунтів, коли солонці знову перетворюються в солончаки. Причиною цього є епейрогенічні опускання узбережжя, підйом ґрунтових засолених вод на зрошуваних масивах.

У зв'язку з нестачею вологи на орних землях основним заходом підвищення

13

13

родючості земель степової зони є зрошення, яке здійснюється тепер на великих площах. Великими зрошувальними системами є Каховська, Інгулецька, Краснознам'янська та ін.

Близько 80 % степової зони займають сільськогосподарські угіддя, значні її простори, особливо на півдні, вкриті густим мереживом зрошувальних систем.

За умовами зволоження, теплозабезпеченістю, характером ґрунтового покриву, природної рослинності, сучасного сільськогосподарського використання в районі розміщення ЗАЕС виділяються північно-степова, середньостепова, південностепова (сухостепова) підзони. Такий поділ зумовлюється поширенням типових зональних і підтипових (підзональних) степових ландшафтів з їх внутрішньо-, підзональними та регіональними відмінностями.

Північностепова підзона охоплює північну частину району розміщення ЗАЕС. Вона характеризується пануванням північностепового підтипу ландшафтів. Тут поширені чорноземи звичайні, які сформувалися на лесовидних суглинках під різнотравно-типчаково-ковиловою рослинністю. У сучасних умовах ці степи майже повністю розорано. На схилах височин і річкових долин в окремих місцях зустрічаються байрачні ліси і чагарникові зарості, яких немає в інших підзонах степової зони.

Значний вплив на природне середовище підзони, крім сільськогосподарського виробництва, мають гірничодобувна, металургійна, хімічна та інші галузі промисловості.

Зміна балансу тепла і вологи в північно-східному напрямі підзони та її геоморфологічне положення зумовили поділ підзони на фізико-географічні краї та області (див. рис. 1.1).

Північна частина району розміщення ЗАЕС знаходиться в межах Дністровсько-Дніпровського та Лівобережнодніпровсько-Приазовського країв Північностепової підзони. За характером рельєфу це переважно схили лесових височин з абсолютними висотами 200-250 м, розчленовані річковими долинами, балками та ярами. Середні температури січня коливаються в межах -4...-6°С, а середні температури липня досягають +21...+22°С. Середньорічна сума опадів зменшується з південного заходу на схід від 480 до 400 мм.

У ґрунтовому покриві панують чорноземи звичайні середньо- та малогумусні, які в більшості еродовані. У південно-східній частині Лівобережнодніпровсько-Приазовського краю поширені своєрідні глибокі звичайні чорноземи зі значною потужністю гумусового горизонту, які одержали назву приазовських. Заплави річок вкриті алювіальними лучними ґрунтами, які на півдні засолені й солонцюваті.

У межах Дністровсько-Дніпровського та Лівобережнодніпровсько-Приазовського країв в районі розміщення ЗАЕС виділяють 4 фізико-географічні

14

14

області: Південно-Придніпровську схилово-височинну, Орільсько-Самарську низовинну, Кінксько-Ялинську низовинну та Приазовську височинну.

Південно-Придніпровська схилово-височинна область – одна з найбільших фізико-географічних областей степової зони. Вона займає центральну частину УЩ і характеризується високою континентальністю клімату, що виявляється в сучасних ландшафтах області. Понад 75 % території області займають лесові еродовані рівнини зі звичайними середньогумусними чорноземами, які сформувалися під різнотравно-типчаково-ковиловими степами. Природна рослинність збереглася на невеликих ділянках, зустрічаються байрачні ліси. Схилові, яружно-балкові й байрачні ландшафтні місцевості становлять 10-20 % території області.

Область характеризується значним антропогенним впливом на рельєф і ландшафти. Тут знаходяться Криворізький залізнорудний район, Нікопольське родовище марганцю, Олександрівський буровугільний басейн, родовище урану, численні гранітні кар'єри. Великі зміни природного середовища сталися під впливом сільськогосподарської діяльності людини (рис. 1.3).

У геологічній будові Орільсько-Самарської низовинної області важливу роль відіграють палеогенові й неогенові осадові відклади,які відслонюються по річкових долинах, балках і ярах. На міждолинних просторах вони перекриті лесовидними суглинками. У річкові долини складені комплексом алювіальних відкладів.

Більшу частину території області займають ландшафтні місцевості слабохвилястих лесових міждолинних рівнин зі звичайними середньо- і малогумусними чорноземами, які майже повністю розорано. Більше 20 % території області покриті долинно-терасовими ландшафтними місцевостями з лучно-чорноземними частково засоленими ґрунтами (содове засолення). На борових терасах трапляються соснові ліси з домішкою берези й осики. Ширина борових терас сягає 3-7 км. На заплавах, які теж мають значну ширину, поширені дерново-глейові ґрунти, а також старичні озера і болота. На схилах височинних ділянок та долин розвинені яружно-балкові ландшафтні місцевості з еродованими чорноземними ґрунтами. Подекуди збереглися байрачні ліси.

Кінсько-Ялинська низовинна область розміщена в межах зниженої ділянки УЩ (Кінксько-Ялинська западина), де відслонюються палеогенові й неогенові осадові відклади, перекриті антропогеновими лесоподібними суглинками. В долині Дніпра в межах Приазовського масиву зустрічаються відслонення докембрійських кристалічних порід. У рельєфі області значну роль відіграють річкові тераси, балки та яри, а міждолинні території представлені хвилястою лесовою рівниною. Значну частину території області займають долинно-терасові місцевості зі звичайними середньогумусовими чорноземами. На більшій частині території кристалічні породи перекриті шаром антропогенних відкладів. У

15

15

Рис. 1.3. Стан сучасних ландшафтів району розміщення ЗАЕС за [4].

долинах поширені також борові місцевості. У придолинних ділянках переважають яружно-балкові місцевості зі звичайними малогумусними чорноземами.

Міждолинні простори мають вигляд лесових хвилястих рівнин із середньо- і малогумусними чорноземами, які зайняті під сільськогосподарські угіддя. Поля покриті мережею полезахисних лісових смуг.

Приазовська височинна область займає Приазовську височину, морфоструктурні й морфоскульптурні риси якої пов'язані з Приазовським мегаблоком УЩ. Тут докембрійські граніти, гнейси, мігматити, сієніти, базальти високо підняті й повсюдно виходять на денну поверхню. Південний схил височини, складений неогеновими вапняками і піщано-глинисті відклади. Серед

16

16

антропогенних відкладів найбільш поширені лесоподібні суглинки. Із кліматичних особливостей області слід відзначити зростання

середньомісячних температур (січень – -4,5...-5°С, липень – +22,5...23,5°С), збільшення середньої кількості опадів до 425-450 мм на рік та нестійкий сніговий покрив і незначну його висоту.

Серед ґрунтів найбільш поширені звичайні чорноземи, зустрічаються також південні чорноземи. У багатьох місцях вони щебенюваті та еродовані. У південно-східній частині області розвинені ґрунти з потужним гумусовим горизонтом, які одержали назву приазовських. В окремих місцях збереглися байрачні ліси і чагарники, різнотравно-ковилово-типчакові степи.

Серед ландшафтних місцевостей найбільші площі займають міждолинні лесові хвилясті рівнини на кристалічних породах з так званими приазовськими чорноземами, сформованими під пирінно-ковиловою рослинністю, яка збереглася лише на малопридатних для використання ділянках. Значні площі займають яружно-балкові місцевості зі змитими звичайними чорноземами. На схилах зустрічаються байрачні ліси, переважно дубові та тернові чагарники і трави.

Останцево-привододільні місцевості, не займаючи великих площ, надають цій області своєрідного вигляду. Для них характерні денудаційні останці («могили») і пасма, складені кристалічними породами або продуктами їх вивітрювання з щебенистими чорноземними ґрунтами, зайнятими різнотравно-злаковими сухолюбними рослинами.

Середньостепова підзона межує з північностеповою по лінії суцільного поширення чорноземів південних. Вони сформувалися в умовах значного дефіциту вологи під типчаково-ковиловою рослинністю. Південна межа цієї підзони проходить там, де південні чорноземи змінюються темно-каштановими ґрунтами. Дефіцитом вологи та розрідженим трав'яним покривом зумовлені неглибокий профіль і малогумусність чорноземів південних, глибоке за їх профілем знаходження гіпсового горизонту. Ця обставина зумовлює також рідкі ареали байрачних лісів та чагарників. Підтип середньостепових ландшафтів має порівняно однорідну морфологічну структуру. Її регіональні відмінності пов'язані з наявністю схилово-височинних і низовинних ландшафтів, їх долинним та яружно-балковим розчленуванням, зміною біокліматичних умов із заходу на схід. краю.

Причорноморський середньостеповий край охоплює більшу частину Причорноморської низовини, яка в тектонічному відношенні відповідає північному крилу однойменної западини. Мезокайнозойські відклади Причорноморської западини, мають моноклінальне падіння на південь. У сучасному рельєфі відбивається нахил поверхні докембрійського фундаменту та осадової товщі. Абсолютні відмітки поверхні низовини змінюються від 100-150 м на півночі до 5-45 м на півдні провінції. Загальна рівнинність порушується

17

17

долинами річок, балками та ярами, степовими подами. Порівняно з північностеповими ландшафтами тут гостріший дефіцит вологи і водночас значніші теплові ресурси. Безморозний період триває в середньому 170-180 днів. Тривалість вегетаційного періоду дорівнює 210-225 днів. Сума активних температур становить 3200-3300°С. Річна сума опадів дорівнює 350-420 мм, з них на теплий період припадає 250-300 мм. Ґрунтовий покрив однорідний. На фоні південних чорноземів на зниженнях розвинуті лучно-чорноземні, дернові осолоділі ґрунти і солоді.

Територію краю розорано на 75-85 %. У його ландшафтній структурі домінують місцевості середньостепових низовинних слабо- і середньодренованих рівнин. За ландшафтними регіональними відмінностями Причорноморський степовий край в межах району розміщення ЗАЕС поділяється на три фізико-географічні області.

Бузько-Дніпровська низовинна область приурочена до схилу Причорноморської западини. Відрізняється меншою потужністю мезокайнозойських відкладів. При цьому на докембрійських породах залягають крейдові та палеогенові товщі. Палеоген та неоген представлені переважно вапняками з неоднаковим літологічним складом: у понтичному ярусі наявні вапняки і глини, жовто-бурі та червоно-бурі черепашкові кавернозні вапняки. Понтичні вапняки перекриваються червоно-бурими глинами, над якими залягає 20-30-метрова товща лесових порід. У долинах річок поширені лесові піщанисті суглинки та алювіальні утворення, а на схилах долин і балок залягають делювіальні суглинки з уламками неогенових вапняків. Поверхня має меншу розчленованість та широкі вододіли: середня густота долинно-балкової мережі 0,3-0,5 км/км2. Відносні висоти змінюються від 50-75 м на півночі до 20-30 м на півдні. Кліматичні умови характеризуються тривалим теплим літом, короткою малосніжною зимою, недостатнім зволоженням, відносно частою повторюваністю посух і суховіїв. Річна сума опадів становить 350-400 мм. Переважають вододільні лесові рівнини з чорноземами південними та солонцюватими, з подами, в лучній рослинності яких типовими є асоціації пирію подового з гірчаком і хроном. У долинах Південного Бугу, Інгулу та Інгульця добре виражені терасові лесові місцевості, переважно розорані. Ці місцевості займають близько 65 % території області. Прирічкові схили, периферійні частини міжрічкових рівнин характеризуються наявністю яружно-балкових комплексів, улоговин, ерозійних вимоїн. Такі місцевості розвинулися на 20 % території області. Фрагментарно поширені піщані терасові місцевості з залісеними масивами пісків. Підвищені частини широких заплавних місцевостей також розорано, на нерозораних ділянках панують луки. Область характеризується високим рівнем меліоративного освоєння, особливо на межиріччі Інгульця та Інгулу.

18

18

Дніпровсько-Молочанська низовинна область займає північно-східну частину Причорноморської низовини, приурочена до північного схилу однойменної западини. Поверхня кристалічних порід залягає на глибині від 150 м на півночі до 300 м на півдні. У південному напрямку збільшується потужність осадових порід. На схилах долин Дніпра і Молочної відслонюються неогенові відклади: вапняки, пісковики, мергелі, піски. Понтичні відклади перекриті червоно-бурими глинами (15-25 м) і лесовими породами загальною потужністю 20-25 м. Поверхня низовинної рівнини має незначне розчленування; прирічкові території порізані балками та ярами, у прибережній смузі водосховища розвиваються зсувні процеси. Рівнинність вододільних плато порушується подами, плоскодонними балками-роздолами, які відкриваються до великих подів Присивашшя.

Кліматичні умови подібні до умов Бузько-Дніпровської області. Дещо зменшуються теплові ресурси, тривалість безморозного і вегетаційного періодів, зростають континентальність клімату і повторюваність суховіїв. Дніпровсько-Молочанське межиріччя є однією з найбільших безстічних областей України. Поверхневий стік відбувається тільки в поди. Великі балки мають стік весною і на початку літа. Ландшафтам області властиво багато спільного з попередніми, за винятком південної смуги, розчленованої степовими балками-роздолами. Для вододільних лесових рівнин характерними є численні поди з тонконоговими, осоковими, лисохвостовими асоціаціями. Природні типчаково-ковилові степи в процесі землеробського природокористування трансформовано в сільсько-господарські угіддя.

У ландшафтній структурі області поєднуються міжрічкові плакори з подами, міжрічкові подово-роздолові рівнини, долинні схили, лесові тераси, ерозійно-балкові місцевості. Перші серед згаданих місцевостей поширені в північній частині області. Це майже плоскі лесові рівнини з подами, западинами, розорані, зайняті зерновими і технічними культурами. Межирічкові подово-роздолові рівнини займають східну і південну частину області. Загальний похил поверхні спостерігається на південь, завдяки поверхневому стоку сформувалися роздоли та улоговини. Наявні поди і серед них найбільший Агаймацький, балки-роздоли, балки з глибиною врізу до 10 м.

Вздовж Дніпра і Молочної сформувалися схилові місцевості, що мають вигляд смуг різної ширини протяжністю більше 200 км. Схили різною мірою еродовані, на них спостерігаються зсуви, виходи вапняків, суфозійні процеси, кар'єри, уступи та ін. Ґрунти – чорноземи південні, змиті, у рослинному покриві наявні пирій, типчак, тирса, полини та ін.

Терасові лесові місцевості сформувалися в долині Дніпра на давньоалювіальних суглинках і супісках, вони зайняті плантаціями пшениці,

19

19

кукурудзи, сої, соняшнику та ін. Ерозійно-балкові місцевості «вписуються» в долинні схили на півночі й

заході області. В ярах і балках наявні виходи вапнякових порід, ґрунти мають високу карбонатність. Днища балок зайняті лучно-степовою і вологолюбною рослинністю на лучних глейових, заболочених ґрунтах. Ці землі використовують як сіножаті й пасовища.

Західно-ІІриазовська схилово-височннна область об'єднує найсхідніші ареали середньостепових ландшафтів з чорноземами південними, що розвинулися під типчаково-ковиловими степами. Саме тому вона належить до Причорноморського середньостепового краю, але з приазовськими степами. Своєрідності ландшафтній структурі області надає її приморське положення. На загальному схиловому фоні виділяються останцево-привододільні місцевості. Схили останцевих пасом і «могил» вкриті південними малогумусними щебенювато-гравійними чорноземами, що розвинулися під сухолюбною і петрофітною рослинністю на продуктах вивітрювання кристалічних порід. Привододільно-хвилясті місцевості поширені в найбільш підвищеній північно-східній частині області, де кристалічні породи перекриваються антропогеновими відкладами, а також пліоценовими вапняками на решті території. Хвилястість рельєфу підсилюється наявністю ерозійних форм. Велику площу (до 45 % території області) займають яружно-балкові місцевості, чому сприяють схиловість поверхні, великі падіння повздовжніх профілів річок, що впадають в Азовське море, та їх підвищена еродуюча здатність. Південні чорноземи на схилах є середньо- і сильноеродованими, на схилах і днищах балок ростуть пирій, тирса, типчак, молочаї, полини та ін.

Ерозійно-схилові місцевості сформувалися вздовж річкових долин, в яких відслонюються скелі з кристалічних порід, пліоценові вапняки. Ґрунти на схилах є сильно змитими або повністю змитими, в рослинному покриві зустрічаються сухолюби і петрофіти, шипшинові й теренові чагарники. Ці землі використовують як вигони і пасовища.

Терасові місцевості наявні в долинах річок Молочна, Токмак, Обіточна, Кільтичия та ін. На їх лесових породах сформувалися чорноземи південні малогумусні солонцюваті, на місці природних типчаково-ковилових степів тепер вирощують зернові та інші культури.

Заплавні місцевості сформувалися в долині річки Молочної та пониззях її приток. Заплави мають ширину від 0,5 до 3 км. У заплавах розвинулися лучно-чорноземні солонцево-солончакуваті ґрунти з хлоридно-сульфатним засоленням. У трав'яному покриві домінують осоково-злакові угруповання, наявні кормові трави, городні культури та ін.

У приморській рівнинній частині області наявні морські тераси

20

20

пізньопліоценового (куяльницького) віку. Абсолютні висоти поверхні – 30-40 м. У розрізі представлені глинисті відклади сарматського ярусу, пізньопліоценові піщано-глинисті товщі, лесоподібні суглинки (15-25 м). У прибережній частині області розвиваються абразійно-зсувні процеси, утворюються яри, формуються і переформуються піщано-ракушнякові пляжеві комплекси, коси зі зрідженою ксерофітно-галофітного рослинністю.

Південностепова (сухостепова) підзона займає найнижчий гіпсометричний рівень Причорноморської низовини та низовинне Присивашшя. Межі підзони визначаються ареалами суцільного поширення підтипу сухостепових ландшафтів з переважаючими тут темно-каштановими і каштановими ґрунтами. Темно-кашта-нові ґрунти переважають на всій території, займаючи також вузьку смугу узбережжя Чорного моря. Каштанові ґрунти сформувалися у Присивашші. Характерною особливістю цих ґрунтів є їхня солонцюватість, яка має тенденцію до посилення у зв'язку з наростанням посушливості клімату. В комплексі з солонцюватими ґрунтами залягають солонці, а в Присивашші також сульфатні солончаки. Причини солонцюватості цих ґрунтів дослідники пояснюють тим, що в минулому рівень ґрунтових вод був вище сучасного. Крім того, причиною соленагромадження в ґрунтах є також і біокліматичні фактори.

Сухостепові ландшафти представлені низовинним рівнинно-приморським підкласом. Одноманітність їхньої структури порушується комплексами сучасних і давніх дельт; видові відмінності ландшафтів зумовлюються ступенем дренованості території та пов'язаним з цим чинником розвитком процесів засолення, глибиною рівня ґрунтових вод.

Причорноморсько-Приазовський південностеповий край в тектонічному відношенні приурочений до осьової частини Причорноморської западини. Тут докембрійський фундамент занурений до 8-10 км, а під Сивашем до – 12,5 км. Абсолютні відмітки рельєфу зменшуються з півночі на південь від 50-45 до 15-10 м.

Сучасні ландшафти сформувалися на куяльницьких піщано-глинистих відкладах, які перекриваються червоно-бурими глинами потужністю 6 м і більше. У Присивашші на куяльницьких породах залягають антропогенні леси і лесоподібні суглинки, алювіально-делювіальні й алювіальні піски і суглинки, озерні, морські та озерно-морські суглинисті, мулуваті та піщано-черепашкові відклади.

Клімат є найбільш посушливим порівняно з кліматом інших країв степової зони. Літні температури відносно високі, зима коротка і малосніжна. Середня температура липня +23...+24°С. Безморозний період триває 180-190 днів, а біля морського узбережжя – 200-220 днів. Тривалість вегетаційного періоду – 220-230 днів. Сума активних температур за рік сягає 3300-3400°С. Про значну посушливість клімату свідчить велике перевищення випаровуваності над опадами. Так за річної суми опадів 300-360 мм випаровуваність сягає 900-1000

21

21

мм. За теплий період випадає 250 мм опадів. На зонально-ґрунтовому фоні утворюється плямистість – солонцями, осолоділими глейовими ґрунтами подів та піщаними ґрунтами в пониззі Дніпра.

За просторовим поєднанням і регіональними відмінностями ландшафтів Причорноморсько-Приазовський сухостеповий край в межах району розміщення ЗАЕС поділяється на три ландшафтні області: Нижньобузько-Дніпровську низовинну, Нижньодніпровську терасово-дельтову і Присивасько-Приазовську низовинну.

Нижньобузько-Дніпровська низовинна область має ширину 15-50 км. Сучасні ландшафти сформувалися на понтичних піщано-глинистих відкладах, перекритих лесовими суглинистими породами.

Особливостями природних умов цієї області є наявність вододілів з невеликою кількістю подів, її приморське положення, що пом'якшує сухість кліматичних умов, переважання лесових рівнин з розораними чорноземами південними солонцюватими в комплексі з темно-каштановими солонцюватими ґрунтами; слабо дренованих лесових рівнин з подами; ґрунти – темно-каштанові солонцюваті, солонці, лучно-солончакуваті. У західній частині області наявні межирічні лесові рівнини з темно-каштановими солонцюватими ґрунтами, що розвинулися під типчаково-ковилово-злаковими степами, що є нині зрошуваними угіддями. У центральній частині області поширені місцевості плоских вододілів з темно-каштановими залишково-солонцюватими ґрунтами, западинними урочищами, подами з лучно-темно-каштановими ґрунтами та їх глейовими різновидами. Ареали місцевостей надзаплавних терас спостерігаються в долинах Південного Бугу та Інгульця. Заплавні місцевості утворилися в долині р. Інгулець та інших річок. Тут домінують лучні степи, лучно-степова галофільна рослинність на алювіальних солонцюватих, засолених та осолоділих ґрунтах. Загальний малюнок ландшафтної структури області доповнюють ерозійно-балкові місцевості з виположеними формами рельєфу, місцевості ерозійно-денудаційних схилів, розташовані вздовж річкових долин, а також прибережно-галечникові піщані й черепашкові пляжі та коси з розрідженою ксеро- та галофітною рослинністю. Окремо виділяються берегові комплекси із зсувами, обвалами порід, абразивними уступами та ін. Своєрідними терально-аквальними комплексами є озера-лимани, що утворилися після затоплення передгирлових ділянок річкових долин та балок, відокремлених від моря пересипами.

Нижньодніпровська терасово-дельтова область являє собою акумулятивну терасово-дельтову рівнину. Геологічну основу сучасних ландшафтів утворюють піщані відклади, лесоподібні супіски і суглинки. Піщано-суглинкова товща алювіальних відкладів залягає на вапнякових та піщано-глинистих неогенових породах. Алювіально-дельтові відклади мають

22

22

неоднаковий літологічний склад і потужність. Так потужність пісків і лесових суглинистих порід у північно-східній частині становить 5-7 м, а на південь від них товща терасових відкладів сягає 78 м. Піщаний покрив слабо хвилястої низовинної рівнини виливає на місцеві кліматичні умови. Це виявляється в посиленні відмінності річного, і особливо добового, ходу температур повітря і грунту, посушливості через швидке просочування вологи углиб цього покриву. Річна сума опадів не більше 350 мм, а випаровуваність становить 750-800 мм. Стік майже повністю підземний, тому постійних водотоків тут немає.

Ландшафти області представлені терасовими піщано-лесовими рівнинами з темно-каштановими і каштановими солонцюватими ґрунтами, солонцями, лучними солончаками іі осолоділими глейовими ґрунтами; терасовими і давньодельтовими горбистими піщаними рівнинами з дерновими та чорноземними слабогумусовими ґрунтами, піщаними, степовими, болотними, дубово-березовими і березовими дерново-чагарниковими асоціаціями; заплавними лучними з плавнями, остепненими і солонцювато-солончаковими луками. Характерним елементом ландшафтної структури є піщані арени – масиви еолових піщаних горбів і дефляційних западин між ними. Всі арени мають горбисту поверхню, з коливаннями висот на незначних відстанях у 15-20 м. Форми рельєфу (горби, ували, саги) мають північно-східну орієнтацію, що є результатом інтенсивної еолової переробки піщаних алювіальних відкладів.

На піщаних і суглинистих відкладах сформувалися субори із сосни, берези, дуба, груші, ліщини, бузини. Деревно-чагарникова рослинність на аренах не займає великих площ, представлена, крім дубових і березових гайків, також вербово-шелюговими заростями, зіноваттю дніпровською.

Заплавні ландшафти виникли на потужній товщі лиманно-морських відкладів, на яких сформувались дернові й лучні, лучно-болотні й болотні ґрунти. На піщаних косах і островах поширені солончакові луки, солончаки, солоні озера.

Присивасько-Приазовська низовинна область займає північно-східну частину Причорноморсько-Приазовського сухостепового краю. її територія являє собою морську акумулятивну терасову рівнину і є однією з найбільш знижених областей степової зони. Узбережжя Азовського моря і Сиваша піднімається над рівнем моря лише на 5-10 м. У межах морської рівнини виділяються три терасові рівні, які відповідають давній і молодій верхньопліоценовій та давньоевксинській терасам. На пліоценових терасах багато великих і малих подів. Вони видовжені, добре виражені в рельєфі; глибина їх змінюється від 5 до 10 м. У приазовській частині області тераси розчленовані долинами невеликих річок і балками. Своєрідними формами рельєфу є улоговини сиваських озер, лиманів, піщано-черепашкові коси, стрілки, пересипи.

Для кліматичних умов характерні високі літні температури повітря, значна

23

23

тривалість безморозного і вегетаційного періодів, коротка, дуже виражена посушливість. За теплий період випадає 200-260 мм опадів. Вплив Чорного й Азовського морів виявляється у послабленні морозів, зменшенні висоти снігового покриву. Серед інших областей степу ця виділяється найменшою кількістю опадів і найбільшою випаровуваністю, найменшими відносною вологістю повітря та поверхневим стоком. При цьому на півночі Присивашшя можливий весняний або тимчасовий зливовий стік. Постійний стік спостерігається на р. Корсак, Лозуватка, Обіточна завдяки знаходженню їх водозборів на схилах Приазовської височини.

У ландшафтній структурі області домінують лесові слабо дреновані рівнини з темно-каштановими і каштановими солонцюватими ґрунтами, великою кількістю подів, у Присивашші з солончаками. Крім подів, поширені блюдцеподібні неглибокі западини.

На межиріччі Дніпро – Молочна та у північній частині Присивашшя поширені вододіли з типчаково-ковиловою та типчаково-ковилово-полиновою рослинністю, поди, улоговинки з лучно-степовими асоціаціями.

1.2. Геоморфологічні умови

Сучасний рельєф території району (радіус 150 км) і пункту (радіус 30 км) ЗАЕС сформований в результаті взаємодії екзогенних, ендогенних і природно-антропогенних процесів, що визначили особливості морфоскульптури і морфоструктури [6, 7].

Рельєф досліджуваної території представлений полого нахиленими в південному напрямку рівнинами південно-східної частини Придніпровської височини і Причорноморської низовини з абсолютними висотами 0-190 м. Для рівнин характерний незначний ступінь розчленування долинами постійних і тимчасових водотоків. Фонові значення показника щільності ерозійного розчленування рельєфу, що обраховується як горизонтального розчленування рельєфу не перевищують 0,2 км/км2, лише межах окремих ареалів (переважно в північній частині території дослідження) збільшуючись до 0,4 км/км2 (рис. 1.4). Південна частина району розміщення ЗАЕС характеризується показниками горизонтального розчленування рельєфу, що не перевищують 0,1 км/км2 [8]. Показник вертикального розчленування (енергії) рельєфу, що розрахований як різниця між максимальними і мінімальними значеннями топографічної поверхні в межах визначеного кластера змінюється від 0-20 м у південній частині території до 80-100 м у північній частині району, на правобережжі Дніпра (рис. 1.5) [9]. Закономірно, що високий рівень кореляції з показниками вертикального і горизонтального коефіцієнтів розчленування рельєфу демонструє і динаміка показників інтегрального коефіцієнта розчленування, величина якого змінюється від 1-2 в північній частині регіону до 0,25 – в південній (рис. 1.6) [10].

24

24

Рис. 1.4. Щільність еорозійного розчленування рельєфу району і пункту ЗАЕС (км/км2), за [8].

25

25

Рис. 1.5. Щільність вертикального розчленування (енергія) рельєфу району і пункту ЗАЕС за [9].

26

26

Рис. 1.6. Інтегральний коефіцієнт розчленування рельєфу району і пункту ЗАЕС за [10].

Морфоскульптура північної частини району дослідження в межах Придніпровської височини представлена, головним чином, флювіальними формами: ерозійними (яри, балки), акумулятивними (річкові тераси) (рис. 1.7) [7]. Обмежене поширення мають формами рельєфу, утворення яких пов'язане з діяльністю дніпровського льодовика (моренні горби, воднольодовикові долини), і гравітаційними процесами – зсуви. В південній частині району, що розміщена у межах Причорноморської низовини, крім річкових терас в долинах рр. Інгулець і Молочна, широко розповсюджені суфозійно-просадкові форми – поди, западини. В південно-західній частині району, в межах Приазовської височини переважають денудаційні форми у вигляді останців, уступів.

Форми рельєфу, що пов'язані з антропогенною діяльністю, представлені Каховським і частково Дніпродзержинським водосховищами, а також кар'єрами і відвалами (рис. 1.8).

27

27

Рис. 1.7. Морфоструктура і морфоскульптура району і пункту ЗАЕС за [7].

28

28

Рис. 1.8. Антропогенні зміни рельєфу в результаті гірничовидобувної діяльності (Криворізький залізорудний басейн)

29

29

На території пункту ЗАЕС простежуються морфоскульптури флювіального (тераси Дніпра, яри, балки, невеликі долини) та гравітаційного типів (зсуви, осуви). В морфоструктурному відношенні територія району і пункту ЗАЕС розміщується у межах рівнинно-платформних морфоструктур, рельєф яких представлений різними морфоскульптурними комплексами [7, 11].

Північна частина регіону приурочена до цокольних структурно-денудаційних, субгоризонтальних рівнин УЩ, що сформувалися на міоценових відкладах. Лише на самому півночі прослідковується фрагмент післяпонтичної денудаційної субгоризонтальної увалистої рівнини, що сформувалася на палеогенових, подекуди неогенових, відкладах в Південній прибортовій зоні ДДЗ, а також молодші геоморфологічні об'єкти – пластово-акумулятивні рівнини, що пов'язані з діяльністю дніпровського льодовика, р. Дніпро і його лівих приток. В південно-східній частині району розміщується західна частина горстової горбисто-увалистої Приазовської височини, що сформувалася на кристалічних породах і палеоген-неогенових відкладах. В південній частині району рельєф представлений головним чином денудаційною плоскою субгоризонтальною рівниною – на понтичних відкладах, а також пластово-акумулятивними флювіально-дельтовими рівнинами в пригирловій частині долини Дніпра.

Територія пункту ЗАЕС розміщується на межі структурно-денудаційної цокольної рівнини УЩ і денудаційної субгоризонтальної рівнини його південного схилу. В будові рельєфу центральної частини території пункту приймає участь терасовий комплекс Дніпра, що сформувався в середньо-пізньоплейстоценовий час.

У відповідності з існуючим геоморфологічним районуванням район ЗАЕС розміщений у межах трьох геоморфологічних областей (рис. 1.9) Центральна частина території досліджень – у межах Придніпровсько-Приазовської області пластово-денудаційних цокольних височин і низовин (підобласті Південно-Придніпровської акумулятивно-денудаційної рівнини на неогенових і докембрійських породах і Приазовської структурно-денудаційної височини на докембрійських породах), невелика ділянка в північі – у межах підобласті полтавської пластово-акумулятивної низовинної рівнини на палеогенових і неогенових відкладах Придніпровської області пластово-акумулятивних низовинних рівнин. Південна частина території належить до підобласті Причорноморської пластово-акумулятивної низовини на неогенових відкладах Причорноморської області пластово-акумулятивних і пластово-денудаційних низовин [8].

Пункт ЗАЕС розміщений на кордоні двох геоморфологічних областей, що розділені Каховським водосховищем Північна частина пункту знаходиться в межах Дніпропетровсько-П'ятихатської акумулятивно-денудаційної, хвилястої, слабко розчленованої рівнини, південна – в межах Білозерсько-Токмакської алювіальної (древньотерасової) плоскої рівнини.

30

30

Рис. 1.9. Геоморфологічне районування району і пункту ЗАЕС за [11].

Іа – підобласть Полтавської пластово-акумулятивної низовинної рівнини на палеогенових і неогенових відкладах. Райони: 1 – Нижньоорельсько-Самарська алювіальна (терасна), плоска та слабохвиляста, слабо розчленована рівнина. 2 – Присамарська акумулятивно-денудаційна, увалиста, сильно розчленована рівнина; IIа – підобласть Західно-Донецької денудаційної рівнини на палеозойсько-мезозойських і неогенових відкладах. Райони: 3 – Торецька акумулятивно-денудаційна, плоска і слабо хвиляста, слабо розчленована рівнина; ІІІа – підобласть Центрально-Придніпровської денудаційної височини на неогенових, палеогенових відкладах і докембрійських породах. Райони: 4 – Звенигородська акумулятивно-денудаційна, хвиляста, середньорозчленована рівнина з долинами льодовикового стоку; ІІІб – підобласть Південно-Придніпровської акумулятивно-денудаційної рівнини на неогенових відкладах і докембрійських породах. Райони: 5 – Кіровоградська акумулятивно-денудаційна, хвиляста, слабо розчленована низовинна рівнина; 6 – Дніпропетровсько-П'ятихатська акумулятивно-денудаційна, хвиляста, слабо розчленована рівнина; 7 – Запорізька акумулятивно-денудаційна, хвиляста, слабо розчленована рівнина; 8 – Гуляйпільська акумулятивно-денудаційна, плоска, слабо розчленована рівнина; ІІІв – підобласть Приазовської структурно-денудаційної височини на докембрійських породах. Райони: 9 – Вододільно-Приазовська структурно-денудаційна, горбиста, середньо розчленована височина; 10 – Південно-Приазовська акумулятивно-денудаційна, хвиляста, середньо розчленована рівнина; ІVа – Підобласть Причорноморської пластово-акумулятивної низовини на неогенових відкладах. Райони: 11 – Бузько-Дніпровська акумулятивно-денудаційна, плоска, слабо розчленована рівнина; 12 – Нижньодніпровська дельтова, плоска та хвиляста рівнина; 13 – Білозірсько-Токмацька алювіальна (давньотерасна), плоска рівнина; 14 – Асканійсько-Мелітопольська алювіальна (терасна), плоска рівнина; 15 – Приазовська узбережно-морська, плоска рівнина; ІVб – підобласть Рівнинно-Кримської пластово-акумулятивної рівнини на неогенових відкладах. Райони: 16 – Присиваська озерно-лиманна низовина.

31

31

1.3 Геологічна будова

У структурно-геологічному плані район ЗАЕС розташований в межах ряду крупних тектонічних структур Східноєвропейської платформи (СЄП): Українського щита (УЩ), Причорноморської та Дніпровсько-Донецької западин, які характеризується неоднорідною геологічною і структурно-тектонічною будовою. На півдні СЄП межує з структурами Скіфської плити.

Для УЩ характерне неглибоке залягання кристалічного фундаменту, який місцями виходить на денну поверхню. Причорноморська западина представлена глибокою депресію широтного простягання, що заповнена крейдовими, палеогеновими і неогеновими відкладами. Південно-західна частина Дніпровсько-Донецької западини (ДДЗ) (авлакогену), складена різновіковими відкладами – від рифею до неогену. Територія досліджень практично повсюдно перекрита чохлом четвертинних відкладів, за винятком місць виходу на поверхню більш давніх порід.

Кристалічний фундамент території дослідження складений дислокованими метаморфічними і інтрузивними комплексами архей-протерозойського (структури СЄП), і дислокованими метаморфічними і неметаморфічними утвореннями рифей-юрського (Скіфська плита) віку. Кристалічний фундамент перекритий чохлом осадових утворень потужністю від 0-300 м в межах УЩ до 10-15 км в межах ДДЗ і Каркінітсько-Північнокримського прогину.

У відповідності з тектонічним районуванням території України [12] в межах району розміщення ЗАЕС виділяються наступні структури (рис. 1.10).

Центральна частина району дослідження (пункт і майданчик ЗАЕС) розміщена в межах УЩ. В межах району досліджень виділяються Інгульський, Середньопридніпровський і Приазовський мегаблоки УЩ, розділені Криворізько-Кременчуцькою (Інгульський і Середньопридніпровський мегаблоки) і Оріхово-Павлоградською (Середньопридніпровський і Приазовський мегаблоки) шовними зонами. У північно-східній частині району досліджень УЩ плавно переходить в Південну бортову зону ДДЗ, а у південній частині обмежується Південноукраїнською монокліналлю, яка відділяє СЄП від Скіфської плити. Скіфська плита в межах території досліджень представлена ділянкою Каркінітського прогину, яка не потрапляє в 150 км зону території ЗАЕС.

УЩ – це велике дугоподібне підняття докембрійського фундаменту СЄП, видовжене у північно-західному напрямку. Довжина УЩ досягає 1000 км, ширина до 300 км. З півночі і північного сходу масив обмежений структурами ДДЗ, з півдня прогинами Причорноморської западини, з південного заходу – товщами нижньопалеозойських відкладів, а на сході контактує із складчастим Донбасом.

УЩ обмежується системами крупних глибинних розломів мантійного закладення, що характеризуються тривалою історією геологічного розвитку.

32

32

Рис. 1.10 Тектонічне районування району досліджень за [12].

Український щит: 1 – Інгульський мегаблок, 2 – Середньопридніпровський мегаблок, 3 – Приазовський мегаблок; 4 – Південноукраїнська монокліналь; Дніпровсько-Донецька западина: 5 – Південна бортова зона; 6 – Південна прибортового зона; 7 – Центральна зона; 8 – Складчастий Донбас; 9 – Скіфська епіорогенна зона.

Внутрішня структура кристалічного масиву досить складна. Структури щита представлені інтрузивними, ефузивними і ультраметаморфічними утвореннями.

Центральну частину району досліджень займає Середньопридніпровський мегаблок, в межах якого і розташований майданчик ЗАЕС. Північна частина мегаблоку більш піднята. Тут кристалічні породи виходять на денну поверхню, поступово занурюючись у південному напрямку.

Інгульський мегаблок розташований в західній, північно-західній частині району досліджень. Характеризується високим заляганням поверхні кристалічних порід, що підтверджується численними їх виходами на денну поверхню.

Від Середньопридніпровського мегаблоку відділяється Криворізько-Кременчуцькою зоною глибинних розломів, північна частина якої має ознаки пізньокайнозойської активізації.

Приазовський мегаблок розташований на сході, південному-сході досліджуваної території. Характеризується піднятими південною та південно-східною частинами, де кристалічні породи виходять на денну поверхню (Приазовський масив). Межа з Середньопридніпровським мегаблоком проходить

33

33

по Оріхово-Павлоградській зоні глибинних розломів субмеридіонального простягання.

ДДЗ тектонічному плані є великою депресію земної кори північно-західного простягання. На південному заході ДДЗ межує з УЩ, на північному сході – з Воронезьким кристалічним масивом, на південному сході – зі складчастою спорудою Донбасу, на північному заході – з Білорусько-Балтійським виступом кристалічного фундаменту.

В межах досліджуваного району ДДЗ представлена південно-західною ділянкою, де головними тектонічними елементами є:

− Центральна зона (Центральний грабен) – найбільш занурена частина западини (глибиною понад 15-18 км);

− Південна бортова і прибортова зони східчастих скидів із антикліналь-флексурами, приуроченими до регіональних розломів і місцями ускладненими солянокупольними структурами.

Південноукраїнська монокліналь займає північне крило Причорноморської западини. Це платформна структура з кристалічним фундаментом і осадовим чохлом потужністю до 2 км. На півдні Південноукраїнська монокліналь обмежується крайовими прогинами, в осьових частинах яких потужність мезо-кайнозойських відкладів перевищує 5 км.

Для Середньопридніпровського мегаблоку УЩ, відносно інших мегаблоків, характерні тонка кора (менше 40 км), складна структура розділу Мохо, розрив базальтового шару шириною до 20 км [22 та ін.]. Розрив ділить мегаблок майже посередині на дві частини. В його межах товщина кори 30 км (проти звичайної 35-42 км), гранітний шар зіставляє 12 км, діоритовий – 18 км, базальтовий (гранулітовий) шар відсутній. В північно-західній частині мегаблоку найпотужніша літосфера.

В геологічній будові Середньопридніпровського мегаблоку беруть участь кристалічні породи докембрію, нерозчленовані утворення палеозою і мезозою та осадові відклади палеогенової, неогенової і четвертинної систем, що залягають на нерівній поверхні кристалічного фундаменту. В північній частині площі кристалічні породи залягають значно вище за рівень ерозії. У річкових долинах і балках вони виходять у вигляді оголень на їх схилах, а в південній частині району ці породи занурюються на значну глибину (до 200 м).

Будова кристалічного фундаменту Середньопридніпровського мегаблоку. Кристалічний фундамент Середньопридніпровського мегаблоку, в першому

наближенні, сформований двома структурно-речовинними поверхами, що визнається більшістю дослідників: нижній поверх (фундамент) представлено гнейсо-мігматитовими утвореннями палеоархею, верхній – стратифікованими,

34

34

ультраметаморфічними й інтрузивно-магматичними комплексами порід мезоархею (рис. 1.11). Утворення верхнього поверху прийнято називати зеленокам'яними структурами (ЗС) [18, 21 та ін.]. Наявність структурного неузгодження між зазначеними поверхами виражається в різній орієнтації складчастості. Узгодження структурних елементів фундаменту і ЗС відбулося внаслідок накладення загальної тектоніки на останніх стадіях розвитку [22 та ін.].

Фундамент, в свою чергу, має двоярусну будову. Нижній ярус – гранулітовий з породами славгородської світи, верхній – тоналіт-плагіогранітовий, типово «сірогнейсовий», з реліктами порід базавлукської світи. Переходи між ними поступові. Виходи порід гранулітового фундаменту розглядаються як «ерозійні вікна» (тектонічні виступи). Вони відомі в Славгородському блоці, фундаменті Білозерської структури, в межах Запорізького масиву, у вигляді ксенолітів в Софієвській структурі [17, 20 та ін.].

Стратифіковані утворення фундаменту Середньопридніпровського мегаблоку виділяють як аульську серію [18]. Вона складена трьома гнейсо-амфіболіт-кристалосланцевими товщами (знизу вверх): славгородською, томаківською та базавлуцькою. Породи першої товщі метаморфізовані в умовах високотемпературної частини амфіболітової фації та гранулітовій фації, породи другої й третьої – в амфіболітовій фації. Породні асоціації товщ фактично повсюдно перетворені в процесі ультраметаморфізму на граніто-гнейси і мігматити, які віднесені до палеоархейських ультраметаморфічних комплексів. Ступінь їх перетворень настільки значна, що «супракрустальні» утворення збереглися лише у вигляді незначних реліктів смуго-, лінзоподібних форм. Вікові та просторові взаємовідношення товщ із-за їх територіальної розосередженості не встановлені; реперні ізотопні дані як про вік «супракрустальних», так і ультраметаморфічних й інтрузивних утворень фундаменту відсутні. Зазначене призводить до того, що отримати однозначне уявлення про узагальнений розріз аульської серії та оцінити її істину потужність доволі важко [18 та ін.].

Ультраметаморфічні утворення фундаменту Середньопридніпровського мегаблоку представлені мафіт-ультрамафітами, ендербітами славгородського й плагіограниітами дніпропетровського комплексів, які проривають аульську серію. Субсинхронними з ультраметаморфітами дніпропетровського комплексу є ультраосновні інтрузиви верхівцевського комплексу (метадуніти й метаперідотити). Дещо молодшими є пластові (розшаровані) інтрузиви, які проривають породи аульської серії, але належать «дозеленокам'яним», вони представлені породами олександрівського комплексу (метаморфізовані дуніти, піроксеніти, вебстерити, лерцоліти, габро, діорити) [28 та ін.].

В фундаменті переважають субширотні простягання [16, 20, 22 та ін.], які змінюються на субмеридіональні поруч Славгородського блоку.

35

35

Рис. 1.11. Геологічна карта кристалічної основи Середньопридніпровського мегаблоку УЩ. за [17].

Умовні позначення до рис. 1.11.

36

36

Верхній поверх Середньопридніпровського мегаблоку, або зеленокам'яні утворення сформовані двома серіями (знизу вверх): конкською та білозерською [20]. Конкська серія (потужністю 4-6 км) ділиться на 4 світи (знизу вверх): сурську, чортомлицьку, алферівську та солонянську. Нижня вікова межа конкської серії визначена як 3170 млн. років, верхня – 3120-3000 млн. років [15, 18].

Одночасно з формуванням порід солонянської світи відбувалося формування інтрузивів різної фаціальної приналежності, які об'єднані в сурський комплекс. За [20] гранітоїди дніпропетровского й сурського комплексів реакційно заміщують базальтоїди конкської серії.

У складі білозерської серії виділяють 4 світи (знизу вверх): михайлівську, запорізьку, переверзівську і теплівську. Нижня вікова межа білозерської серії визначена як 3000 млн. років. Верхня вікова межа всієї зеленокам'яної товщі – 2900-2800 млн. років.

З заключним етапом формування порід білозерської серії пов'язані основні й ультраосновні породи варварівського комплексу. Субсинхронно з їх утворенням відбувалася повторна ультраметаморфічна ремобілізація та переробка древнього гранітоїдного субстрату, який представлено породами дніпропетровського комплексу, та формування за їх рахунок ультраметаморфічних плагіогранітоїдів саксаганського комплексу (біля 2950 млн. років).

Біля 2850 млн. років формуються двопольовошпатові граніти демуринського комплексу, які складають кристалічний цоколь майданчику ЗАЕС. Пізніше, 2800 млн. років тому, утворилися двопольовошпатові граніти мокромосковського комплексу та суттєво калішпатові сублужні граніти токівського комплексу. Синхронно відбуваються інтрузії мафіт-ультрамафітів девладівського комплексу [16, 17-19 та ін.].

Протерозойський магматизм в межах Середньопридніпровського мегаблоку практично не проявлений. Лише в його північно-східній частині зафіксований невеликий Малотерсянський масив лужних та сублужних порід [17, 18, 20 та ін.].

До відкладів палеозою та мезозою віднесено кору вивітрювання кристалічних порід, яка розвинена майже по всім їх різновидам.

Крівля кори вивітрювання нерівна і не завжди відповідає рельєфу незмінених кристалічних порід; потужність її змінюється в широких межах і залежить від типу материнських порід і від ступеня подальшого руйнування. Формування кори вивітрювання продовжувалося досить тривалий час [15 та ін.].

Кора вивітрювання найбільшої потужності (100 м і більш) досягає в районі розвитку товщі метаморфічних порід. Представлена вона тут двома горизонтами: верхнім – рихлі кварцові гідрослюдисто-каолінові породи, що мають забарвлення різної інтенсивності в червоний колір, і нижнім – сірою, зеленувато-сірою або сірувато-зеленою рихлою кварцовою породою з вмістом гідрослюдисто-хлорит-

37

37

бейделітових мінералів, яка була утворена процесами поступового вивітрювання та змінювання корінних кристалічних порід і верхнього горизонту, що контактував з ними [15 та ін.].

Кора вивітрювання амфіболітів характеризується меншими потужностями (вони досягають переважно 30-40, рідко 60-70 м). Верхня її частина представлена строкатими каолінами, які поступово переходять в зеленувато-сірі монтморилоніт-бейделітові породи, що змінюються у свою чергу за рахунок вивітрювання, а потім поширені незмінені амфіболіти.

У корі вивітрювання ультрабазитів (за винятком хлоритових порід) виділяється три зони порід, що характеризуються різним станом вивітрювання: повністю перетворених, вилугуваних і частково нонтронітизованих материнських порід, нонтронітів та охри. На вигляд і за мінералогічним складом зона вилуговування ультрабазитів неоднорідна, що пов'язано з різним мінералогічним складом початкових ультраосновних порід. Загальними рисами є: змінена густина, голубувато-сіре, зеленувато-буре і буре забарвлення, наявність прожилків нонтроніту і руйнування зерен магнетиту. Для серпентинітів цієї зони характерною ознакою є зміна хімічного складу за рахунок підвищення змісту Аl2Оз і Рb20з і зменшення МgО і FеО.

Зону нонтронітів складають здебільше яскраво-зелені, плямисті і охристі рихлі породи, що подібні до воску, які поступово переходять у верхній частині в охру, а в нижній є нонтронітизованими серпентинітами, що змінили свій вигляд. З цією зоною у ряді випадків були пов'язані поклади нікелевих руд.

При вивітрюванні хлоритових порід у більшості випадків відбувається їх перетворення в охру, що містить вільний глинозем і трохи легованого нікелю [15].

Кора вивітрювання гранітів і мігматитів характеризується відносно невеликою потужністю, рідко що доходить до 20-30 м. У результаті вивітрювання гранітів і мігматитів утворюються каоліни переважно білого і світло-сірого кольорів з великою кількістю зерен кварцу. Мігматити, що збагачені темноколірними мінералами, дають іноді строкаті каоліни.

Кайнозой. Кристалічні породи майже повсюдно перекриті осадовою товщею

кайнозою. Будова і потужність товщі обумовлена як приналежністю її до різних геоструктур – УЩ і Причорноморської западини, так і рельєфом поверхні кристалічного фундаменту. На південь від північної межі району досліджень падіння поверхні відбувається вельми нерівномірно. На фоні загального пониження намічаються дві крупні западини, які мають вигляд розгалужених річкових долин – Томаківська і Базавлукська депресії (на територію району виходить тільки її крайова східна частина). Вони розділяються Нікопольським підняттям, з сходу Томаківська депресія обмежена Верхнєтарасівським підняттям.

38

38

На Лівобережжі відбувається досить різке занурення кристалічного фундаменту в бік Причорноморської западини. Відмітки поверхні кристалічних порід складають 100 м. Саме тут суцільно поширені відклади палеогенової і неогенової систем, загальна потужність яких сягає 150 м [15 та ін.].

На північ від Каховського водосховища відклади палеогенової системи поширені тільки в депресіях. Відклади неогенової системи розвинуті більш широко, але при наближенні до певних піднятих блоків фундаменту та до вододілів їх потужність суттєво зменшується аж до повного вклинювання.

Палеогенова система представлена відкладами бучацької і київської світ еоцену та харківської світи олігоцену.

Бучацька світа (Pg2b). Відклади світи, поширені переважно в правобережних депресіях (рис. 1.12).

Рис. 1.12. Фаціально-літологічна карта відкладів бучацької світи за [15 та ін.]. Континентальні утворення: 1 – піски світлі, різнозернисті з галечником в основі (руслові відклади стародавніх річок); 2 – вторинні каоліни, піски і глини вуглисті, вугілля буре (відклади озер і боліт у межах стародавніх заплав і прибережних морських рівнин); 3 – боксити і бокситоподібні породи. Морські (лагунні) утворення: 4 – глини мулисті темні (із стулками молюсків), що підстилають континентальну товщу; 5 – площі, на яких відклади бучацької світи відсутні; 6 – межа сучасного розповсюдження відкладів бучацької світи.

На південь від Каховського водосховища зустрічаються лише малопотужні

39

39

прошарки темних пісків, що залягають під глауконітовими пісками київської світи. Тут вони також приурочені до понижень кристалічного фундаменту. У центральних частинах депресій під вуглистою товщею залягають світло-сірі і грубозернисті піски. Складені вони гострокутними зернами кварцу та цеолітизованого польового шпату. Важка фракція майже повністю складається з рогової обманки і епідоту. Характерною ознакою цих пісків є повна відсутність в них органічної речовини. Залягають піски вузькими витягнутими смугами в каньйоноподібних пониженнях кори вивітрювання порід фундаменту, що разом з украй нерівномірним сортуванням та слабкою окатаністю частинок піску, а також переважанням у важкій фракції нестійких мінералів вказує на їх річковий генезис. Потужність пісків коливається від 2 до 18 м, найчастіше вона складає 6-10 м.

Іноді піски перешаровуються з вторинними каолінами, які здебільшого залягають в присхильних частинах глибоких депресій і повністю виповнюють більш дрібні з них. Лінзи і прошарки каолінів складені світло-сірою або буро-сірою породою, що складається з каолінітів з домішкою зерен кварцу і тонкорозсіяної органічної речовини. Потужність їх не перевищує 5-7 м. На річкових пісках, вторинних каолінах, а частіше на корі вивітрювання кристалічних порід залягає вуглиста товща. В східній частині вона складена вуглистими пісками з тонкими прошарками глин і бурого вугілля. В західній частині в розрізі товщі переважають темно-сірі каолініт-галуазитові глини, що забарвлені тонко витертим рослинним детритусом у чорно-коричневі тони. Глини, як правило, шаруваті, некарбонатні з прошарками лігніту і піску. У напрямку до бортів депресій, а також до підошви вони заміщаються вуглистим піском. Потужність зазначених вуглистих глин сягає 15-20 м, у середньому вона становить 8-10 м [15 та ін.].

Буре вугілля залягає у вигляді витягнутих лінз і прошарків потужністю від 0,1 до 3-5 м. Найбільшої потужності вони досягають в присхилових частинах глибоких депресій. Прояви вугілля відзначені на всій площі розповсюдження континентальної товщі, але навіть розвідані родовища промислового інтересу не представляють, оскільки вугілля залягає на великій глибині (90-100 м) і запаси їх незначні.

Поблизу масивів основних і ультраосновних порід під вуглистою товщею, а іноді в її нижній частині залягають сірі глини з бобовинами. У міру наближення до масивів кількість бобовин звичайно збільшується, а самі бобовини з темно-сірих стають охристо-жовтими і сургучно-червоними. Поступово порода перетворюється на бокситоподібну і бокситову. Остання іноді переходить в боксит.

Нікопольські боксити є залізистою породою, забарвленою в різні тони бурого кольору, що має більш менш явно виражену структуру типу бобів. Зустрічаються боксити рихлі і кам'янисті За мінералогічним складом серед нікопольських бокситів виділяють гідроаргілітові, каолініт- гідроаргілітові і

40

40

змішаного типу. Розповсюдження бокситів і форма їх покладів обумовлені характером

рельєфу порід, які їх підстилають, що сформувалося в період рудоутворення та розподілу фацій бучацької світи. Боксити були приурочені до невеликих дрібних депресій, пов'язаних до заток, або до схилів більш глибоких депресій. Форма покладів витягнута, звивиста. Вона повторює контури схилів [15 та ін.].

У верхній частині розрізу бучацьких відкладів боксити поступово переходять в бокситові і бокситоподібні породи, а в середині розрізу вони вміщують бобовини. Досить часто породи верхньої частини пласта розмиті і боксити покриваються відкладами різного віку аж до четвертинних. Глибина залягання бокситів коливається від 8,4 до 73,8 м; потужність їх від 0,5 до 5,2 м, середня 1,1-1,8 м.

Боксити Нікопольського району мають нормально осадове і, частково, інфільтраційне походження. Це підтверджується як переходом бокситів у темні глини, так і знахідками в бокситах спор рослин і раковин форамініфер. Про це ж свідчить приуроченість бокситів до певних форм рельєфу.

Утворення бокситів за часом відповідало початку накопичення вуглистої товщі. Нижня межа рудоутворення встановлюється по відсутності гальки бокситів в сірих руслових пісках, навіть в тих депресіях, на схилах яких були розвинуті боксити. Верхня межа визначається переходом бокситів у нижню частину вуглистих відкладів.

Вуглисту товщу відносять до середнього еоцену, на тій підставі, що вона перекривається верхнім еоценом. Проте накопичення вугілля відбувалося і у верхньому еоцені, про що свідчать знахідки фауни київської світи під бурим вугіллям у декількох кілометрах на північ від границі району досліджень. Не виключений також і більш стародавній вік вуглистої товщі [15 та ін.].

Відклади київської світи (Pg2k) в районі досліджень поширені досить широко. Осадові відклади київського моря виповнюють правобережні депресії і розвинуті в межах усієї території лівобережжя Каховського водосховища. Залягають вони в крівлі бучацької світи, а за межами розповсюдження останньої на породах кристалічного фундаменту.

Широким розповсюдженням у складі київської світи користуються глини і алеврити. Глини поширені частково в Томаківській депресії. Це сірі, зеленувато-сірі, ясно-зелені щільні пластичні породи. Частіше всього вони не мають певної структури, рідше вони утворюють нечітку шаруватість. У розрізі до підошви ці глини поступово переходять у темно-сірі шаруваті з залишками палеонтологічних зразків дрібної фауни. Глиниста фракція в них складає близько 90 % і в ній містяться мінерали монтморилонітової та гідрослюдистої групи. Крім того, присутній кальцит (до 10 %), слюда, окремі зерна кварцу і глауконіту. Важка фракція була представлена

41

41

піритом і одиничними зернами ільменіту, турмаліну, рутилу і циркону. Алевритові глини у верхній частині розрізу переходять у світло-сірі із

зеленим відтінком різної інтенсивності, здебільшого вони представлені карбонатними алевритами з прошарками алевролітів. Потужність алевритів не перевищує 10 м, але іноді вона збільшується до 15-18 м за рахунок зменшення потужності глин, що їх підстилають.

Власне алевритові частинки складають 40-60 % породи, глинисті 30-50 %, піщані 2-5 %. Складається алеврит з зерен кварцу, глинисто-карбонатної речовини і слюди. В незначних кількостях присутні глауконіт і опалові спікули губок. У північній частині району досліджень останні місцями складають до 15 % породи. Важка фракція складена піритом, ільменітом і цирконом з одиничними зернами силіманіту, рогової обманки, дистену, турмаліну і ставроліту.

Алеврити поширені в усіх депресіях правобережжя Каховського водосховища, а також на значній площі лівоберіжжя. На алевритах, як правило, залягають олігоценові, а за межами їх розповсюдження неогенові утворення. Тільки поблизу з с. Екатерино-Михайловка в крівлі алевритів залягає зелена мергеляста глина. На південь від широти с. Дніпровка на лівобережжі алеврити переходять у зеленувато-сірий мергель потужністю до 20 м, місцями перекриваючи його. Залягає мергель на кристалічних утвореннях, відділяючись від останніх тонким прошарком глауконітового карбонатного різнозернистого піску [15 та ін.].

У продовженні правобережних депресій під глауконітовим піском іноді зустрічаються невеликі потужності перешарків темно-сірого піску. Наймолодшими серед київських відкладів є зеленувато-жовті піски, які залягають на поверхні охристо-жовтих глин. Перекриваються породи київської світи відкладами олігоцену. В тих випадках, коли відмітка крівлі їх перевищує плюс 8 м у східній частині і плюс 11 м в західній, безпосередньо на еоцені залягають відклади неогенової системи.

Породи харківської світи (Pg3hk) поширені в депресіях на правому березі Дніпра і на всій площі лівобережжя (рис. 1.13). В згладженому вигляді їх поверхня повторює рельєф кристалічного фундаменту, і загалом вона нахилена на південь. Залягають утворення харківської світи на відкладах верхнього еоцену. В межах піднятих структурних блоків кристалічного фундаменту останні нерідко розмиті і олігоцен знаходиться безпосередньо на кристалічних породах і корі їх вивітрювання. У периферичних частинах піднятих блоків у підошві харківської світи зустрічаються вуглисті глини і бокситові породи середнього еоцену. В крівлі світи на півдні і на сході залягають відклади середнього міоцену. В західній частині середній міоцен майже повсюдно був розмитий і харківські відклади перекриваються породами сарматського ярусу.

42

42

Рис. 1.13. Фаціально-літологічна карта відкладів харківської світи, за [15]. Прибережні і мілководі утворення: 1 – глина надрудна, сіро-зелена з іржаво- жовтими плямами, місцями темно-сіра, шарувата, марганцеві руди; 2 – контур поширення окисної марганцевої руди, 3 – контур поширення карбонатної марганцевої руди; 4 – контур поширення змішаної окисно-карбонатної марганцевої руди, 5 – опоки і опоковидні глини; б – пісок глауконітовий грубозернистий і конгломерати (підрудні відклади), 7 – алеврит-мергеляста глауконітова порода, місцями перешаровується з рудою, внизу пісок грубозернистий, глауконітовий. Відносно більш глибоководні утворення: 8 – глина темно-сіра шарувата, знизу пісок глауконітовий з дрібними стяжіннями манган-кальциту; 9 – площі, на яких відклади харківської світи відсутні, 10 – сучасна межа розповсюдження відкладів харківської світи.

Склад і потужність відкладів харківської світи в значній мірі обумовлені їх гіпсометричним положенням. На відмітках, що перевищують плюс 15 м, світа представлена піщаними і опокоподібними глинами; на відмітках від плюс 15 до мінус 20 м серед піщано-глинистих порід зустрічається пласт марганцевої руди, а на більших глибинах уся світа представлена глинами з потужністю до 50 м.

Основним горизонтом, що маркує харківську світу, є марганцева руда. Тому у складі світи прийнято виділяти надрудний, рудний і підрудний горизонти. Цей традиційний поділ є досить умовним, оскільки в самому пласті руди нерідко зустрічаються прошарки порід, у яких руда відсутня.

43

43

До підрудного горизонту відносять усю товщу осадових порід, що підстилає марганцеворудний пласт – породи, пов'язані з рудою поступовими переходами і трансгресивним заляганням на всіх більш стародавніхутвореннях У межах площі досліджень це глауконітові піски, опоковидні глини, мергелясті пісковики, галечники і конгломерати.

Галечник і конгломерати широким розповсюдженням не користуються і вони, як правило, підстилають марганцеву руду, якщо вона залягає на підняттях кристалічних порід. Складені вони з галечнику бурого залізняка, кварцу і бокситу і нерідко зцементовані залізисто-крем'янистим цементом.

Потужність конгломерат-галечникового прошарку не перевищує 0,5 м. За простяганням він переходить у грубозернисті глауконітові піски, які мають потужність до 1,5 м, що поширені на значній території. Нижній контакт глауконітових пісків здебільше різкий, догори вони поступово переходять у породи, що їх перекривають. Поблизу селищ Покровське, Новопавлівка, Новокиївка і Вищетарасівка між марганцевою рудою і глауконітовим піском залягає сильно карбонатний тонкозернистий пісковик, що має потужність до 10 м. Переважно це світло-сіра, палево-сіра і рідше темно-сіра порода з крупними рідкісними зернами глауконіту і кварцу. Донизу пісковик переходить у глауконітовий пісок, а в його верхній частині з'являються конкреції і рихлі скупчення манган-кальциту. У с. Новокиївка в пісковику знайдено прошарок карбонатної марганцевої руди потужністю до 1 м. Нерідко прошарок пісковику розділяє пласт руди на дві пачки. В басейні долини р. Солона марганцева руда нерідко залягає на крем'янистих опоковидних глинах потужністю до 5 м. Глини мають світле яблучно-зелене забарвлення і містять у собі міцні стяжіння опок, що розтріскалися. Накопичення опок, очевидно, було пов'язано з принесенням кремнезему річковими водами.

Нижче вони підстилають 30-см прошарок тьмяно-зеленої пластичної глини. Ще нижче залягає темно-зелений глауконітовий середньозернистий пісок із значною домішкою землистої марганцевої руди, що містить мілкі конкреції. В межах Томаківської та інших, більш дрібних депресій на правому березі Каховського водосховища, вище підрудного горизонту, залягає суцільний марганцевий рудний пласт. Тільки в місцях високого залягання кристалічних порід спостерігаються «острівці» порід без руди [15 та ін.].

Рудний пласт представлений чередуванням прошарків рудної речовини і пісчано-глинистих порід світло-сірого, зеленого і палевого кольорів. Їх потужність змінюється в широких межах. Зустрічаються як суцільні пласти марганцевої руди, так і піщано-глиниста порода з незначною домішкою марганцевих мінералів. У зоні вклинювання пласт був представлений грубозернистим піском з оолітами гідроокисів заліза.

44

44

За мінералогічним складом у Нікопольському басейні розрізняються три типи руд: окисні, карбонатні і змішані – окисно-карбонатні.

Надрудний горизонт представлено сіро-зеленими, з охристими плямами, і рідко, сірими глинами з тонкими прошарками тонкозернистого піску.

У підошві глини збагачені глауконітом і піском, що нерідко переходить у глинистий пісок. Потужність глин на правобережжі Каховського водосховища не перевищує 5-7 м. Глини складені сумішшю монтморилоніту і гідрослюди. Як другорядні присутні кварц, глауконіт, польовий шпат і гідроокиси заліза. У важкій фракції переважають оксиди марганцю і сульфіди заліза; в незначній кількості містяться ільменіт, одиничні зерна циркону, турмаліну, епідоту, ставроліту, дистену, силіманіту, рутилу.

На лівому березі Каховського водосховища на київських мергелях залягають глауконітові піски з дуже рідкісними, жовнами манган-кальциту. У верхній частині розрізу харківські піски поступово переходить у сірі шаруваті глини, в нижній частині яких знаходиться прошарок гострокодових мергелів, вище вони зміняються типовими сіро-зеленими надрудними глинами. Потужність цих глин складає 50-70 м [15 та ін.].

У неогеновій системі виділяються породи тортонського ярусу середнього міоцену, сарматського — верхнього міоцену, меотичного і понтичного ярусів — пліоцену.

Тортонський ярус (N1t). До тортонського ярусу віднесена товща, що залягає між відкладами сарматського ярусу і надрудними глинами олігоцену. Відклади тортонського ярусу розвинуті на всій площі лівобережжя і в Томаківській депресії. На захід від б. Малої Кам'янки вони зустрічаються лише у вигляді окремих острівців, що уціліли від розмиву. Породи середнього міоцену залягають трансгресивно на різних відкладах харківської і київської світ, а також на кристалічних породах.

Розрізи відкладів тортонського ярусу, що виходять на денну поверхню, не завжди є характерними для розрізів середнього міоцену району досліджень. Найбільш повні розрізи спостерігаються в свердловинах, що пробурені в глибоких частинах Томаківської депресії і в південній частині району досліджень.

У підошві тортонського ярусу залягає яскраво-зелена, нерідко з інтенсивним залізненням, липка пластична глина з домішками піску, гравію і дрібної кварцової гальки. Нерідко вони утворюють прошарки і лінзи, що місцями переходять в залізистих пісковиків. Потужність глин складає 2-7 м.

До томаківських шарів відносяться зелені глини, які поширені в усій Томаківській депресії і на лівобережжі Каховського водосховища. В верхній частині геологічного розрізу вони поступово переходять у світло- і синювато-зелені карбонатні глини з лінзами мергелю. На захід від б. Мала Кам'янка мергелясті глини

45

45

залягають безпосередньо на відкладах олігоцену. Потужність глин 4-7 м. На мергелястих глинах залягають ізумрудні- і салатно-зелені пластичні

глини потужністю 3-6 м. Глини складені мінералами монтморилонітової групи з незначною домішкою зерен кварцу і псевдоморфоз марказиту по органічних залишках. Інколи також зустрічаються одиничні зерна ільменіту, рутилу, силіманіту, дистену, ставроліту, турмаліну, циркону і епідоту. В 2-3 м від крівлі в глинах з'являються одиничні раковинки молюсків, кількість яких догори збільшується, іноді вони утворюють суцільні черепашкові прошарки. В басейні р. Томаківка, на південь від б. Басанської, на глинах залягає попелясто-сірий мергель з дрібними темними плямами. Поверхня мергелю розбита тріщинами усихання, виконаними темно-зеленою глиною і глинистим піском [15 та ін.].

На мергелі з різким, ерозійного характеру, контактом частіше за все залягає світло- і зеленувато-сірий пісок з фауною нижнього сармату. На північний захід від сіл Вищетарасівка і Новокиївка між пісками сарматів і попелясто-сірим мергелем залягають зелені і темні вуглисті глини потужністю до 2,8 м. Глини зустрінуті одиничними свердловинами. На глинах, що відносяться до тортонського ярусу, залягають відклади сарматського ярусу.

Сарматський ярус (N1s). В описуваному районі сарматський ярус прийнято розчленовувати на три підяруси: нижній, середній і верхній.

Нижньосарматський підярус (N1s1) залягає в межиріччі Дніпро–Солона на відкладах харківської світи і тортонського ярусу або ж безпосередньо на кристалічних породах. За літологічним складом нижній сармат представлений пісками, вапняками і глинами. Найбільшим розповсюдженням користуються піски. Піски переважно світло-сірі і ясно-зелені середньозернисті, місцями грубозернисті. Складені вони напівокатаними зернами кварцу (до 88 %), обламками раковин і рідкісними зернами цеолітизованого польового шпату. У важкій фракції переважають ільменіт і марказит, присутні також силіманіт, дистен, ставроліт. Потужність пісків складає 2-3, іноді 8-10 м.

У місцях зниженого залягання нижньосарматського підярусу піски заміщаються зеленими піщаними глинами. В східній частині потужність вапняку не перевищує 20 см, а в басейні р. Солоної досягає 1,5 м. При заляганні підярусу на нульових відмітках вапняк виклинюється і на зелених глинах залягають темно-сірі тонкі прошарки глини нижнього сармату, а у верхній – середнього.

На лівобережжі піски і зелені глини відсутні і безпосередньо на попелясто-білому мергелі тортонського ярусу залягають чорні з тонкими прошарками глини, що охоплюють весь нижній і середній сармат. Потужність їх складає 12-15 м.

Породи середньосарматського підярусу (N1s2) мають більш широке розповсюдженням, ніж відклади нижнього сармату. Серед порід середнього сармату переважають темно-сірі карбонатні глини з тонкими прошарками

46

46

дрібного черепашкового детритусу. Глиниста фракція в них складає до 98 % породи. Вона складена з мінералів групи бейделіту з домішкою карбонатної і органічної речовини. На темних глинах здебільше залягають зелені карбонатні глини потужністю 2-4 м [15 та ін.].

На цих прісноводних відкладах залягають породи верхнього сармату. Перерви між підярусами сармату, що проявляються у вигляді галечнику і прошарків піску, спостерігаються тільки поблизу крутих припіднятих блоків кристалічних порід. У міру віддалення від них галечник змінюється піском, а той у свою чергу мергелем. А оскільки прошарки мергелю зустрічаються і в середньому і у верхньому сарматі, то проведення межі між ними здебільше буває суто умовним.

Відклади верхньосарматського підярусу (N1s3) поширені ще ширше ніж середнього сармату. Вони залягають на відкладах середнього сармату, а за межами розвитку останнього – на кристалічних породах. Потужність відкладів верхнього сармату складає 9-13 м. На всій площі розповсюдження верхній сармат складений одноманітними ясно-зеленими вапняковими глинами з прошарками рихлих глинистих вапняків і тонкопрошаркових глин, що не містять карбонатів. Тільки в долині р. Солона вони переходять у піски з прошарками вапняків. Глини складаються з бейделіту і тонкодисперсної карбонатної речовини з невеликою домішкою псевдоморфоз марказиту.

В західній частині в нижніх частинах відкладів підярусу зустрічаються світло-сірі глини з шаруватістю, які важко відмінні від шаруватих глин, що не відносяться до сарматського ярусу.

Перекриваються утворення верхнього сармату відкладами четвертинної системи або понтичного ярусу пліоцену.

На схід від б. Мала Кам'янка на ясно-зелених глинах залягають світло-сірі і зеленуваті дрібнозернисті піски з лінзами і прошарками темно-сірої в'язкої глини. В пісках спостерігаються косі прошарки, складені оолітовими вапняними. На захід від б. Мала Кам'янка у верхах товщі сармату іноді зустрічаються піщані і темні глини, але площового розповсюдження вони не мають.

Відклади понтичного ярусу (N2pn) розвинуті на всій площі району і представлені вапняками, глинами, пісками і мергелисто-глинистою товщею, що залягає в основному на породах докембрію. Вони відсутні лише в долинах річок.

На схід від р. Мала Кам'янка в підошві понтичного ярусу залягає жовтий оолітовий вапняк. Потужність вапняку 0,4-2 м.

На оолітовому вапняку залягає черепашково-оолітовий вапняк, що складається з плитчастих стяжінь черепашнику, зцементованого оолітовим вапняком. Потужність шару 0,4-0,6 м. У верхній частині розрізу ооліти поступово зникають і вапняк стає тільки черепашковим.

47

47

У верхній частині вапняків з'являються лінзи охристо-зеленої глини. Кількість лінз, а відповідно і глин вверх за розрізом поступово збільшується і в крівлі пласта вапняк присутній у вигляді дрібних перекристалізованих стяжінь, що складають 10-15 % породи. Потужність черепашнику зменшується від 4,5 до 1,5 м. У міру зменшення потужності вапняку збільшується потужність глин із стяжіннями. Ще вище в зелених глинах зустрічаються рихлі мергельні включення найхимернішої форми. Потужність глин з мергелястими включеннями від 0,2 до 2-3 м.

На захід вапняки переходять у глини. Так, у свердловинах між балками Велика і Мала Кам'янка, в товщі шаруватих глин, зустрінуті тонкі прошарки вапняку-черепашнику. Ще західніше відклади ярусу представлені зеленими, зеленувато-бурими і світло-коричневими шаруватими бейделітовими не карбонатними глинами. В верхній частині товщі ці глини поступово збагачуються карбонатами і переходять у мергель. Потужність глин 2-5 м [15 та ін.].

Вапняки перекриваються темно-сірими, місцями зеленуватими, монтморилонітовими глинами з округлими включеннями мергелю і дрібними залізисто-марганцевими конкреціями. Потужність глин 4-7 м. В західній частині вапняки зміняються зеленувато-білим мергелем потужністю до 5 м, який залягає на шаруватих глинах. Догори він зміняється сірувато-зеленою вапняною глиною.

У міру підвищення відміток поверхні фундаменту темні глини виклинюються, і строкаті глини безпосередньо залягають на породах докембрію.

Пліоцен-нижньочетвертинні відклади Горизонт червоно-бурих глин залягає в підошві четвертинних суглинків.

Розвинутий він повсюдно, за винятком долин річок і балок, де червоно-бурі глини були розмиті четвертинною ерозією. Потужність глин складає 8-10, зрідка 12-14 м. Поверхня глин нерідко повторює в згладженому вигляді форми сучасного рельєфу.

Червоно-бурі глини є дуже щільною породою червоно-бурого, темно-червоного і червоно-коричневого кольорів, в якій зрідка зустрічаються лінзи зеленувато-сірої глини. Постійно в глинах зустрічаються світло-рожеві вапнякові стяжіння, гіпсові троянди, іноді до 0,5 м у поперечнику, і дрібні, до 3 мм, залізисто-марганцеві конкреції. Головним породоутворювальним мінералом глин є каолініт. В змінних кількостях присутні кварц і карбонати. Важка фракція складається з целестину і оксидів заліза, інші мінерали складають не більше 10 %. Серед них переважає ільменіт, інші зустрічаються в одиничних зернах.

Поступовий перехід червоно-бурих глин в четвертинні суглинки і в шари, що їх підстилають, свідчить про накопичення їх протягом верхнього, можливо, середнього пліоцену і початку четвертинного періоду.

До пліоцену відносяться і алювіальні відклади V надзаплавної тераси р. Дніпро. Складена тераса бурими і червонуватими дрібнозернистими пісками,

48

48

сіро-зеленими супісками і глинами. Нерідко червонуваті піски перешаровуються з червоно-бурими глинами. В крівлі алювію завжди залягають червоно-бурі глини. Потужність алювію сягає 15 м [15 та ін.].

Четвертинна система представлена відкладами нижньої, середньої та верхньочетвертинної світ і сучасними шарами ґрунтів.

Нижній відділ (QI) Утворення нижнього відділу четвертинної системи представлені

червонувато-бурими, коричнево-бурими і темно-бурими важкими глинистими суглинки, що залягають на червоно-бурих глинах; в літературі ці породи відомі під назвою «шоколадних лесів». У суглинках, як правило, містяться дрібні марганцеві бобовини, а також карбонатні і гіпсові стяжіння, що мають більш крупні розміри. Потужність глинистих суглинків складає 7-13 м. Викопні ґрунти на межі з середнім відділом четвертинних відкладів зустрічаються рідко, а на межі з червоно-бурими глинами зовсім відсутні.

До нижнього відділу четвертинної системи також відносяться алювіальні відклади IV надзаплавної (Нікопольської) тераси р. Дніпро, що розвинуті від м. Марганець до західної межі району. В підошві алювіальної товщі залягають різнозернисті світло-сірі піски потужністю 10-18 м. Крупність зерен піску у верхній частині цих відкладів поступово зменшується і вони переходять у світло-палеві супіски. Іноді па пісках залягають прошарки сіро-зелених карбонатних глин. На алювії залягають лесові суглинки середнього і верхнього відділів [15 та ін.].

Середній відділ четвертинної системи (QII) Відклади середнього відділу четвертинної системи в якнайповніших

розрізах починаються викопними ґрунтами потужністю 0,5-1 м. Вище здебільше залягають червонувато-бурі пористі лесові суглинки, відмінні від шоколадних лесів більш світлим забарвленням, більшою кількістю піску, а також макроскопічною пористістю, що помітна оком. Потужність суглинків не перевищує 7 м. На них залягають світло-палеві рихлі пористі суглинки. Тільки ця товща порід серед четвертних відкладів повністю відповідає властивостям лесів.

Складаються вони на 70-80 % з пилуватих кварцових частинок, домішок глин не перевищує 10-15 %. Лесовий прошарок є маркуючим горизонтом середнього відділу четвертинних відкладів. Потужність його становить 1-3 м. Середньому відділу відповідають також алювіальні відклади II і III надзаплавних терас. Складені вони переважно зеленувато-сірими піщаними суглинками з лінзами і прошарками пісків. У підошві алювію залягають сірі дрібнозернисті піски. Загальна потужність алювію сягає 14 м. Поверх алювію залягають жовто-бурі суглинки верхнього відділу четвертинної системи [15 та ін.].

Верхній відділ четвертинної системи (QIII ) Верхній відділ четвертинної системи представлений лесовидними

49

49

суглинками і пісками I надзаплавної тераси. В його підошві залягають добре витримані викопні ґрунти потужністю 0,5-1 м. Суглинки представлені однорідними жовто-бурими лесами та їх сполученнями. Від палевих лесів вони відрізняються більшою густиною, бурим забарвленням і підвищеною глинистістю. Потужність суглинків рідко перевищує 6 м.

Першу надзаплавну терасу складено сірими і жовто-сірими різнозернистими пісками з лінзами ясно-жовтих супісків. У підґрунті нерідко залягає малопотужний галечник. Верхня частина терасових пісків звичайно перевіюється вітрами. Еолові піски складають горби різних розмірів і висоти, що носять назву «кучугури». Висота їх сягає до 8 м. Загальна потужність пісків 20-30 м [15 та ін.].

Сучасний відділ четвертинної системи (QIV) Відклади сучасного відділу четвертинної системи представлено алювієм

заплавних терас річкових долин, алювіально-делювіальними утвореннями днищ балок і ярів, делювієм схилів і елювіальними утвореннями.

Заплавні відклади Дніпра представлені різнозернистими сірими пісками і супісками потужністю до 40 м. В розрізі заплав річок Томаківка, Солона, переважають мулисті піски і глини темно-сірого кольору. Потужність тут не перевищує 12-15 м.

Делювій приурочений до корінних схилів річкових долин і закритих схилів, де він нагромаджується за рахунок площинного змиву. Залягає делювій на розмитій поверхні лесових товщ або червоно-бурих глин. У пригирлових частинах балок, де оголюються корінні породи, він відсутній. Вузькими смугами делювіальні відклади утворюють тиловий шов IV надзаплавної тераси, згладжуючи терасовий уступ. Потужність делювію складає 11-12 м. Залежно від забарвлення і складу порід делювій складений або буро-палевими, або червоно-бурими суглинками, що часто приймаються за горизонт червоно-бурих глин. Нерідко в делювії зустрічаються уламки корінних порід, частіше всього сарматських і понтичних вапняків.

Делювіально-алювіальні утворення днищ балок складені суглинками, забарвлення яких змінюється від темно-бурого до сірого кольорів; іноді їх неможливо відрізнити від ґрунтів. У суглинках знаходяться уламки і прошарки корінних порід, що були перевідкладені. Потужність балочного алювію збільшується до гирла балок, де нерідко сягає 6-8 м.

Елювіальні утворення були представлені продуктами вивітрювання корінних порід і ґрунтів. Перші поширені на ділянках, позбавлених четвертного покриву. Звичайно це є дресва кристалічних порід і щебінка вапняків. Розвинутий елювій на ерозійних терасах у долинах річок. Потужність його не перевищує 0,1-0,5 м [15 та ін.].

50

50

1.4 Геотектоніка та неотектонічні особливості За кількістю та масштабами негативних для життєдіяльності людини

екологічних, економічних і соціальних наслідків, що виникають в результаті аварій, АЕС займають провідне місце. Підтвердженням цьому є аварії на Чорнобильській АЕС, АЕС Фукусіма та інших аналогічних об'єктах.

Одним з важливих чинників, що впливає на безпеку функціонування інженерно організованих геосистем в районах АЕС є тектонічні умови, які визначають головні особливості формування і розвитку складних природно-техногенних геосистем [23-26].

Ендогенні процеси в переліку геодинамічних потенційно небезпечних відіграють пріоритетну роль як самі по собі, так і як «пусковий механізм», з яким пов'язана активізація екзогенних і природно-техногенних процесів. Останнім часом увагу дослідників привертають тектонічно слабо активні платформні структури, у межах яких найчастіше розміщуються об'єкти атомної енергетики.

Для деталізації уявлень про диференційованість сучасної тектонічної активності таких структур в умовах неповноти сейсмічної інформації й істотних розбіжностей в інтерпретації сейсмічної обстановки, широко застосовуються структурно-геоморфологічні та неотектонічні дані, які дозволяють зробити висновки про просторово-часові закономірності формування сучасного тектонічного плану, тектонічну подрібненість території, оцінити активність площових і лінійних структур і їх здатність реагувати на прояви сучасних імпульсних (сейсмічних) і повільних тектонічних рухів земної кори [26].

Оцінка геодинамічних умов в районах АЕС проводиться з використанням даних поетапного ретроспективного морфоструктурно-неотектонічного аналізу.

З метою виявлення етапності геоморфогенезу, тренду неотектонічних рухів земної кори, якісних ознак і кількісних показників неотектонічної активності площових і лінійних морфоструктур в умовах України застосовується комплекс методів і методичних прийомів, який регламентується наявністю геолого-геоморфологічних реперів, що визначають повноту інформаційного поля на різних рівнях дослідження.

У неотектонічному відношенні район ЗАЕС розміщується переважно в зоні коливальних (знакозмінних) неотектонічних рухів земної кори, які проявились в південно-східній частині УЩ і в центральній частині Південноукраїнської монокліналі на неотектонічному етапі (протягом олігоцен-четвертинного часу) [27-29]. Лише незначна територія на північному-заході району розміщення ЗАЕС (в межах Інгульського мегаблоку УЩ) і Приазовський мегаблок УЩ розміщується в зоні переважно успадкованих переривчастих неотектонічних підняттів (рис. 1.14).

Рис. 1.14. Неотектоніка району і пункту розміщення ЗАЕС за [27, 30].

52

52

Показники сумарних амплітуд неотектонічних рухів в межах району розміщення ЗАЕС змінюються від +150 м до -400 м, зменшуючись у напрямку з півночі на південь, а в межах Приазовського мегаблоку від +200 до -75 м, зменшуючись у південно-західному і західному напрямках.

Просторова диференціація показників сумарних амплітуд неотектонічних рухів земної кори всередині указаних зон і регіональних геоструктур пов'язана головним чином з динамікою блокових тектонічних структур різного рангу.

В східній частині Інгульського мегаблоку (в межах Західно-Інгулецького субмеридіонального підняття) показники сумарних амплітуд неотектонічних рухів змінюються від +140 м в північній частині до +50 м – в південній; на території Середньопридніпровського мегаблоку сумарні амплітуди складають +130– -20 м, відображаючи загальну тенденцію неотектонічного перекосу у напрямку з півночі на південь. Нульова ізобаза сумарних амплітуд неотектонічних рухів земної кори витягнута субширотно, паралельно південній межі УЩ, що проведена за виходами кристалічних порід вище місцевих базисів ерозії. Вона перетинає центральну частину пункту ЗАЕС.

Приазовський мегаблок, західна частина якого знаходиться в межах району, зазнає диференційованих підняттів до 200 м у відносно невеликих блокових структурах. Потрібно зазначити, що Приазовський мегаблок протягом всього неотектонічного етапу зазнавав успадкованих, переривчастих підняттів на відміну від Інгульського і Середньопридніпровського, які протягом ранньоновітнього і середньоновітнього підетапів опускалися. Дещо менші амплітуди підняттів (50-75 м) характерні для Конксько-Ялинської западини, яка відділяє Приазовський мегаблок від Середньопридніпровського. На південному схилі УЩ при переході до Південноукраїнської монокліналі сумарні амплітуди неотектонічних опускань досягають -25 м. В межах же згаданої монокліналі відбувається різке збільшення показників сумарних амплітуд олігоцен-четвертинних опускань від -25 до -500 м у напрямку з півночі на південь. Найактивніших неотектонічних опускань зазнає Каркінітський (Північно-Сиваський) прогин, у центральній частині якого сумарні амплітуди досягають 400-500 м. Південний борт ДДЗ, фрагмент якого простежується в північній частині регіону, в олігоцен-четвертинний час зазнавав достатньо слабких неотектонічних підняттів з сумарними амплітудами 100-125 м. В післясарматський і післяпонтичний час на території регіону проявляються післяінверсійні підняття, що визначили режими і обстановки рельєфоутворення і осадконакопичення на останньому підетапі неотектонічної історії –пізньоновітньому. Післяінверсійні рухи мали переривчастий характер, були відносно малоінтенсивними і слабоконтрастними.

Сумарні амплітуди післяпонтичних підняттів змінюються від +60 м на півночі до -40 м в південній частині регіону.

53

53

Аналіз інструментальних геодезичних даних про швидкості сучасних вертикальних рухів земної кори свідчить про існування в межах УЩ структур, що зазнавали сучасних тектонічних рухів різного спрямування – підняттів, опускань і знакозмінних рухів [29, 31].

Переважання сучасних знакозмінних тектонічних рухів фіксується в східній частині Інгульського і Середньопридніпровського мегаблоків УЩ. Їх швидкості за даними вимірів різних років змінювалися від -4 до +6-7 мм/рік (рис. 1.15).

Василівський блок і Оріхово-Павлоградська зона на сучасному етапі зазнають успадкованих опускань із швидкостями сучасних рухів 0 – -2 мм/рік, а Західноприазовська зона Приазовського мегаблоку піднімається (0-2 мм/рік).

Структури Південної Прибортової зони ДДЗ і західної частини Південноукраїнської монокліналі на сучасному етапі зазнають знакозмінних повільних тектонічних рухів з показниками швидкостей від -2 – +2 мм/рік у першому випадку і до -2 – +4 мм/рік – у другому. Центральна частина межиріччя Дніпро–Молочна у межах Південноукраїнської монокліналі зазнає сучасних опускань із швидкостями 0 – -2 мм/рік.

Не дивлячись на відносно невеликі швидкості повільних сучасних рухів земної кори, при оцінці неогеодинамічного ризику в межах району і пункту ЗАЕС слід звернути увагу на ділянки контрастного переходу від сучасних опускань до підняттів, або до структур, що зазнали післяінверсійних і сучасних знакозмінних рухів. Такі ділянки потребують більш поглибленого і послідовного аналізу новітньої і сучасної геодинаміки, особливо у випадках, коли вони співпадають з зонами неотектонічно активних розломів.

За результатами комплексних геолого-геоморфологічних та геофізичних досліджень в межах району ЗАЕС виділена низка різнопорядкових розривних порушень субширотного, субмеридіонального і діагональних простягань (рис. 1.16).

Субмеридіональне простягання мають Криворізько-Кременчуцька зона, Західно-Інгулецький розлом, Оріхово-Павлоградська зона, Корсакський, Нікопольський розломи та низка більш дрібних. На думку деяких авторів, названі зони глибинних розломів протягом геологічної історії зазнали складно диференційованих рухів земної кори, що стало основою для виділення їх у якості т.з. «шовних зон», що відділяють мегаблоки УЩ, або зон систем «ешалонованих сколів» [28, 29, 32, 33, 12, 34]. Активність цих зон на різних етапах геологічної історії підтверджується комплексом геолого-геофізичних даних.

Криворізько-Кременчуцька зона глибинних розломів розділяє Інгульський і Середньопридніпровський мегаблоки, прослідковується у кристалічному фундаменті, осадовому чохлі і в сучасному рельєфі, що свідчить про її мобільність протягом неотектонічного етапу.

54

54

Рис. 1.15. Сучасні тектонічні рухи району і пункту розміщення ЗАЕС за [30, 31].

55

55

Рис. 1.16. Неотектонічно активні розломи району і пункту розміщення ЗАЕС за [30].

Оріхово-Павлоградська зона розломів, обмежує із заходу Приазовський мегаблок і продовжується на північ у межі ДДЗ. Неотектонічна активність зони проявилась у вигляді переривчастих рухів на межі Приазовського мегаблоку, що зазнавав успадкованих підняттів і примикаючих до нього з заходу, півночі і півдня структур, що розвивалися на неотектонічному і сучасному етапах в режимах опускань, або знакозмінних тектонічних рухів земної кори.

Субширотні розривні порушення представлені різноранговими лінійними структурами у межах УЩ і Південноукраїнської монокліналі. Найбільш яскраво вираженими за геолого-геоморфологічними даними є східний фрагмент неотектонічно активної Субботсько-Мошоринської зони у північно-східній частині Інгульського мегаблоку УЩ, Девладівський розлом – у центральній

56

56

частині Середньодніпровського мегаблоку та Конкський розлом – у його південній частині.

Всі перераховані порушення у межах УЩ віднесені до категорії розсувів, які простежується в архейських і мезозойських структурних комплексах [32]. Кінематика цих порушень на неотектонічному етапі потребує детального вивчення, хоч тенденції до розсуву, ймовірно, зберігаються у зоні Конкського розлому на ділянці між Криворізько-Кременчуцьким і Оріхово-Павлоградським глибинними розломами. На деяких локальних ділянках тут відмічені дислокації, що виникли в неогені в результаті переміщень локальних блокових структур. Східніше Оріхово-Павлоградської зони Конкський розлом виражений у вигляді скиду значної амплітуди, що обмежує з півночі Приазовський мегаблок. Слід підкреслити, що на різних крилах Конкського розлому неотектонічні рухи обумовлювали різну спрямованість переміщень суміжних блокових структур.

В межах Південноукраїнської монокліналі субширотні порушення утворюють ряд сходинок в будові осадового чохла, що відображається зниженням підошви плитних комплексів з півночі на південь. Вони також відокремлюють зони з різними значеннями градієнтів середніх швидкостей неотектонічних опускань (рис. 1.17). Мінімальні показники градієнтів спостерігаються в зоні Конкського розлому. Південніше значення середніх градієнтів швидкостей неотектонічних опускань збільшуються, досягаючи максимальних значень в зоні зчленування СЄП і Скіфської плити. Неотектонічна активність субширотних порушень Південноукраїнської монокліналі підтверджується результатами аналізу потужностей і літофацій новітніх олігоцен-пліоценових відкладів. Потребують глибшого і детальнішого вивчення палеогеоморфологічні об'єкти, що сформувалися у післяпонтичний час, а також особливості четвертинного геоморфогенезу.

Діагональні розривні порушення представлені розломами переважно південний-захід – північно-східного простягання. Вони досить добре виражені у структурі фундаменту УЩ в межах Середньодніпровського мегаблоку (Чортомлицький, Дерезоватський, Малокатеринівський та ін.), а також на межі Приазовського мегаблоку і западини Азовського моря (Північноазовський (Бердянсько-Кальміуський) розлом. Останній відображається у будові осадового чохла і рельєфі, підтверджується даними сейсморозвідки і магнітометрії.

На локальних ділянках Криворізько-Кременчуцького, Субботсько-Мошоринського, Оріхово-Павлоградського, Північноазовського розломів встановлені аномальні підвищення градієнтів швидкостей сучасних повільних тектонічних рухів земної кори (за геодезичними даними).

57

57

Рис. 1.17. Середні градієнти швидкостей неотектонічних рухів земної кори району і пункту розміщення ЗАЕС (за В.П. Палієнко, Р.О. Спиця, 2009) [30].

58

58

1.5. Сейсмічні умови

Підрозділ підготовлено на основі субрегіональних сейсмологічних досліджень регіону розміщення ЗАЕС, виконаних згідно з Програмою робіт «Додаткові дослідження сейсмічних і сейсмотектонічних умов майданчика Запорізької АЕС. Створення геодинамічного полігону» [35], і детально викладених у звітах [36-38].

Мета роботи: вивчити сейсмічність і встановити параметри сейсмічної небезпеки району розташування і майданчика ЗАЕС для максимального розрахункового (МРЗ) і проектного (ПЗ) землетрусів з місцевих і віддалених сейсмоактивних зон. Для її досягнення виконано наступні роботи: – на основі проведеного збору та аналізу геолого-геофізичної інформації, отриманої в ході дослідження сейсмічності майданчика ЗАЕС, визначено моделі середовища під тимчасовими сейсмічними станціями та під територією проммайданчика ЗАЕС (1-3 енергоблоки). Одержано комплексну оцінку сейсмічної небезпеки території ЗАЕС в термінах сейсмічної бальності.

1.5.1. Складання карти ДСР пункту розміщення ЗАЕС

У результаті комплексного аналізу: геолого-геофізичних, геоморфологічних і неотектонічних карт і матеріалів, єдиною потенційною зоною можливого виникнення небезпечних землетрусів (МВЗ) в радіусі 25 км від майданчика ЗАЕС прийнята неотектонічно активна Конкська зона розломів. За час проведення досліджень місцеві землетруси в зазначеній зоні не спостерігалися. Їх максимальна магнітуда Мmax оцінювалася розрахунковим методом. Оцінка Мmax для зони добре корелюється (при М≥4.0) з максимальним значенням Мс (спостережених – реальних землетрусів) для СЄП. Таким чином, для Конкської зони МВЗ було отримано 2 варіанти оцінки її сейсмотектонічних параметрів:

1. Мmax = 4.0; Hmin = 5.0 км; 2. Мmax = 4.5; Hmin = 7.0 км. Лінійні розміри зони МВЗ визначалися з протяжності L активного

тектонічного порушення (у км), із збільшенням з кожного боку на подвоєне значення радіуса вогнища. Ширина сейсмогенної зони визначалася таким чином: від границь сейсмогенеруючої структури вліво і вправо відкладалася відстань, рівну подвоєному радіусу вогнищевої зони, визначеному за значенням магнітуди (Мmax), присвоєної їй [39]. Таке допущення прийняте у зв'язку з тим, що для переважної більшості розривних порушень, встановлених в якості сейсмогенеруючих зон, залишилися невідомими їх морфологічні характеристики по всій протяжності.

Параметри вогнищ корових землетрусів (радіус вогнищевої зони тощо) визначалися за розрахунковими сейсмостатистичними даними з [40, 41].

Глибина виникнення землетрусу для кожної сейсмогенної зони визначалася,

59

59

виходячи з: – геологічної будови (у переважній більшості сильні землетруси відбуваються в

консолідованому фундаменті); – переважаючих глибин виникнення сильних землетрусів в подібних умовах

однотипних геоструктур древніх платформ; – вертикальних розмірів вогнищевої зони, за умови не виходу розриву на денну

поверхню. В умовах древніх платформ вихід розриву на денну поверхню практично не спостерігається при виникненні корових землетрусів з М <5.5.

У кінцевому результаті вибиралося найбільш ймовірне значення мінімально можливої глибини виникнення землетрусу з Мmax для кожної конкретної зони МВЗ, з урахуванням 3-х перерахованих вище факторів.

Побудова карти детального сейсмічного районування пункту розміщення ЗАЕС здійснювалося на основі карти лінеаментно-доменних зон і зон МВЗ району розміщення ЗАЕС, з характеристиками параметрів зон МВЗ м-бу 1:500000 (див. [42]) і уточненими параметрами Конкської зони МВЗ. Застосовано методичний підхід, описаний в роботі [43]. Розміри зон бальності визначалися з уявлення, що в будь-якій точці простору зони МВЗ може статися землетрус з максимальною магнітудою і мінімальною глибиною, притаманними тільки цій зоні.

В умовах, коли невідомо загасання сейсмічних хвиль від землетрусів з Конкської зони МВЗ, для розрахунку інтенсивності сейсмічного впливу використовувалося рівняння макросейсмічного поля із середньосвітовими коефіцієнтами [44, 45].

chvbMI ii ++∆−= )(lg 22 (1.1)

де I i– інтенсивність в довільному пункті на відстані ∆i від епіцентру з магнітудою

М = МLH і глибиною h; b,ν, с – константи (в середньому: b = 1,5; ν = 3,5; с = 3,0).

0.3lg5.35.1 221 ++∆−= hMI i (1.2)

З цього рівняння можна вивести значення інтенсивності струшувань безпосередньо над зоною МВЗ, при ∆i = 0 воно прийме вигляд:

0.3lg5.35.10 +−= hМI (1.3)

де М і h – магнітуда і глибина. Таким чином, з рівняння (1.2) отримуємо залежність бальності від відстані:

25.3

)35.1(2

10 hiiIM

−=∆−+⋅

(1.4) На підставі цього рівняння розраховуються конкретні відстані для ізосейст

заданої інтенсивності: 7, 6, 5 балів, які обмежують зони рівної бальності для кожної зони МВЗ, в залежності від Io над конкретною зоною МВЗ.

Використовуючи такий підхід, свідомо збільшується площа зони відповідної бальності, оскільки залучається до розрахунку модель кругових ізосейст. Реально,

60

60

ізосейсти корових землетрусів в умовах древніх платформ мають витягнуту еліпсовидну форму.

Для кожної сейсмогенеруючої зони розраховуються інтенсивності сейсмічного впливу безпосередньо над зоною МВЗ. Потім розраховується

відстань ∆i, на якому ще зберігається дана бальність. Далі, для кожної зони МВЗ ізолінія вищої бальності проводиться паралельно

межі зони МВЗ на розрахунковій для неї відстані і так повторюється по низхідній, до розрахункової ізолінії в 7 балів, 6 балів і т.д. Ці ізолінії оконтурюють для кожної конкретної зони МВЗ території з сейсмічним впливом в ціле число балів. Результати досліджень показали, що сейсмічні впливи від Конкської зони МВЗ для пункту і майданчика ЗАЕС змінюються в наступних межах:

I варіант – при Mmax = 4.0; Hmin = 5.0км; ∆min = 7.5 км. Інтенсивність над зоною МВЗ – 6.55 (6.6) бала. Інтенсивність сейсмічного впливу, на відстані 7.5 км від північної границі

Конкської зони МВЗ до майданчика ЗАЕС, дорівнює 5.7 бала. 1. Шестибальна ізосейста проходить паралельно до північної границі

Конкської зони МВЗ на відстані 5.13 км. 2. П'ятибальна ізосейста проходить паралельно до північної границі

Конкської зони МВЗ на відстані 10.04 км. 3. Чотирибальна ізосейста проходить паралельно до північної границі

Конкської зони МВЗ на відстані 26.45 км.

II варіант – при Mmax = 4.5; Hmin = 7.0 км; ∆min = 7.5 км . Інтенсивність над зоною МВЗ – 6.75 (6.8) балів. Інтенсивність сейсмічної впливу на відстані 7.5 км від північної границі

Конкської зони МВЗ до майданчика ЗАЕС дорівнює 6.2 бала. 1. Шестибальна ізосейста проходить паралельно до північної границі

Конкської зони МВЗ на відстані 9.44 км. 2. П'ятибальна ізосейста проходить паралельно до північної границі

Конкської зони МВЗ на відстані 21.54 км. 3. Чотирибальна ізосейста проходить паралельно до північної границі

Конкської зони МВЗ на відстані 43.60 км. Запропонований підхід до виділення зон МВЗ і оцінки сейсмічної небезпеки в

платформних умовах застосовувався в різний час в: Білорусі, країнах Балтії [46, 47], окремо для Латвії [48], і при оцінці геолого-тектонічних умов і сейсмічної небезпеки особливо важливих об'єктів в Україні (діючі: Чорнобильська, Рівненська, Хмельницька, Южно-Українська АЕС, каскад Дніпровських ГЕС і проектовані: Київська, Одеська АТЕЦ, Чигиринська, Донецька АЕС та інші об'єкти).

Паралельно з оцінкою сейсмічної інтенсивності при ймовірній події в Конкській зоні МВЗ, оцінювалися можливі параметри руху ґрунту. Зокрема, було

61

61

визначено пікові прискорення на проммайданчику ЗАЕС при землетрусі в Конкській зоні МВЗ. Оцінки виконувалися з використанням NGA моделей.

В останнє десятиліття широке застосування знайшли підходи отримання моделей загасання рухів і моделей спектрів, отриманих в рамках проекту NGA [49-58]. Такі моделі дозволяють отримати спектри відгуку (реакції) для сейсмічної події рівня ПЗ і МРЗ з урахуванням конкретної сейсмотектонічної ситуації регіону досліджень. УЩ, зокрема. В умовах розташування майданчика ЗАЕС, отримання запису події рівня МРЗ (і навіть ПЗ) виявляється малоймовірним в реальні часові терміни. Записи ж слабких подій мають істотно інші спектри реакції, що буде показано нижче.

Проект «Нова генерація моделей загасання руху» (NGA) являє собою багатодисциплінарну програму досліджень під керівництвом Тихоокеанського дослідницького центру землетрусів (PEER), Геологічної служби США і Південнокаліфорнійського сейсмологічного центру. Мета проекту NGA – розробка нових співвідношень для прогнозування сейсмічних рухів грунту, на основі даних про корові землетруси в США і в подібних тектонічно активних регіонах.

В рамках проекту п'ятьма незалежними дослідницькими групами здійснювалася розробка моделей загасання руху. Групи працювали під керівництвом: Abrahamson & Silva, Boore, Campbell & Bozorgnia, Chiou & Youngs, Idriss.

На значення компонент руху впливають багато факторів, які можуть бути умовно розділені на ефекти пов'язані з:

1) джерелом землетрусу (магнітуда, механізм руйнування, глибина до розриву, тип розлому та ін.);

2) шляхом розповсюдження (відстань до епіцентру, геометричне розходження, непружне загасання та ін.);

3) приповерхневими умовами (потужність опадів, швидкість VS30). Кожним з

дослідників при створенні моделей загасання було обґрунтовано внесок кожного з ефектів і запропоновано різні схеми їх урахування. Слід зазначити, що всі виконавці прагнули знайти компроміс між побудовою відносно простих функціональних залежностей та урахуванням всіх фізичних факторів, які впливають на компоненти руху. Оцінюючи внесок кожного фактору на значення компонент руху, при побудові моделей загасання, дослідники обмежувалися деяким набором параметрів.

При цьому, магнітуда землетрусу, відстань до епіцентру, тип розлому (зсув, нормальний або звернений скид) і приповерхневі умови – враховуються всіма дослідниками. В той час як глибина до розлому, вертикальна амплітуда розлому, враховуються лише в моделях Abrahamson & Silva (AS08), Campbell & Bozorgnia (CD08), Chiou & Youngs (CY08), випадковий розкид магнітуд при конкретній події – в роботах Abrahams on & Silva (AS08), Chiou & Youngs (CY08), Idriss (I08). Всі автори відзначають значну роль швидкості поширення поперечних хвиль в

62

62

приповерхневому 30-метровому шарі VS30 на значення компонент руху. У перших

чотирьох моделях посилення компонент руху, обумовлене приповерхневими умовами, представлено як функція від VS

30, причому, враховуються і нелінійні ефекти, пов'язані із залежністю підсилення від рівня сейсмічного впливу. У моделі Idriss (I08) оцінено компоненти руху тільки для двох категорій VS

30 (450 m/s≤VS

30≤900 м/с і VS30≥900 м/с).

Моделі загасання NGA, які представляють собою рівняння для передбачення параметрів руху, є результатами багаторічних досліджень. Ці моделі, були отримані незалежними дослідниками на основі єдиної глобальної бази сейсмологічних даних. Вони показують високу ступінь збіжності результатів [58].

Порівняння з моделями, отриманими на основі інших баз даних, дозволяє зробити висновок, що розроблені в рамках проекту NGA моделі загасання можна успішно використовувати для передбачення компонент руху в тектонічно активних регіонах світу [53, 54].

При розрахунках приймалося, що в Конкській зоні МВЗ можуть реалізуватися два варіанти сейсмічних подій:

1) М = 4,0, відстань від майданчика до епіцентру R = 7,5 км, мінімальна глибина вогнища Hmin = 5 км, швидкість поперечних хвиль у верхньому 30-метровому шарі на проммайданчику ЗАЕС VS

30 = 300 м/с; 2) М = 4,5, відстань від майданчика до епіцентру R = 7,5 км, мінімальна

глибина вогнища Hmin = 7 км, швидкість поперечних хвиль у верхньому 30-метровому шарі на проммайданчику ЗАЕС VS

30 = 300 м/с. У табл. 1.1, для цих моделей NGA, наведено оцінки пікових прискорень на

проммайданчику ЗАЕС. Таблиця 1.1. Оцінка пікових прискорень на проммайданчику ЗАЕС при ймовірному землетрусі в Конкській зоні МВЗ згідно моделей NGA

Модель NGA

Пікові прискорення на майданчику ЗАЕС (R = 7,5 км,

VS30 = 300 м/с) при події в Конкській зоні МВЗ з М = 4,0;

Hmin = 5 км

Пікові прискорення на майданчику ЗАЕС (R = 7,5 км,

VS30 = 300 м/с) при події в Конкській зоні МВЗ з М = 4,5;

Hmin = 7 км Abrahamson & Silva 2008 NGA Model 0,09 g 0,13 g Boore & Atkinson 2008 NGA Model 0,04 g 0,07 g

Campbell & Bozorgnia 2008 NGA Model 0,06 g 0,08 g Chiou & Youngs 2008 NGA Model 0,04 g 0,09 g

Середнє значення 0,06 g 0,09 g

1.5.2. Параметризація моделі сейсмічної небезпеки території ЗАЕС

Сейсмічна небезпека території характеризується максимальним впливом від усіх можливих потенційних вогнищ землетрусів, сейсмічно небезпечних для цієї території. У 90-х роках 20-го сторіччя, в результаті глибокого аналізу проблеми визначення сейсмічної небезпеки, була створена нова методологія СХІД-97 [59,

63

63

60], яка привносить в сейсмічне районування нові елементи, відсутні в попередніх методиках [44, 61].

Нова методика і методологія імовірнісної оцінки сейсмічної небезпеки була розроблена в рамках виконання Міжнародної програми глобальної оцінки сейсмічної небезпеки (GSHAP) [62]. Методика апробована в дослідженнях на міжнародному тестовому полігоні «Кавказ» (Крим–Кавказ–Копет-Даг) [63] і рекомендована для побудови комплекту карт ОСР території Північної Євразії [64]. Побудована за цією методикою карта ЗСР-97А в пікових прискореннях (PGA) увійшла до складу світової карти глобальної сейсмічної небезпеки [65]. В Україні сучасна методика вперше була застосована для розробки детальних карт ЗСР-98 території АР Крим [66], оцінки сейсмічної небезпеки окремих особливо відповідальних об'єктів [67] і для створення карт загального сейсмічного районування ЗСР-2004 (А-С) для території України [68]. Карти ЗСР-2004 для території України складають основу нормативних документів з проектування та будівництва в сейсмонебезпечних районах [67].

У методиках [44, 61] не враховувалися лінійні розміри вогнищ великих землетрусів і орієнтація площини розриву у просторі, особливості сейсмічності окремих районів та характеру загасання сейсмічної інтенсивності тощо.

Основу методології [59, 60] складають нові уявлення про сейсмогеодинаміку, згідно з якими сейсмічність розглядається як результат деформування земної кори і літосфери з урахуванням її шарувато-блокової структури, особливостей міцнісних властивостей середовища, процесів руйнування, подібності структур на різних за масштабом ієрархічних рівнях і фрактального характеру сейсмічного процесу [69, 70]. Основу методології становить феноменологічна модель сейсмічної небезпеки. В процесі розробки модель сейсмічної небезпеки проходить послідовні етапи параметризації. Це означає, що реальний процес представляється у вигляді спрощеної моделі з мінімальною кількістю параметрів, які відображають найбільш істотні сторони процесу. На рис. 1.18 показано схему, в якій відображено загальну структуру досліджень за новою методологією визначення сейсмічної небезпеки територій.

Як видно зі схеми на рис. 1.18 оцінка сейсмічної небезпеки передбачає 3 етапи дослідження:

1. збір, аналіз і підготовка вихідних даних; 2. аналіз особливостей, що містяться в цій інформації, створення

сейсмотектонічної основи досліджуваних регіонів; 3. на основі етапів 1 і 2 розробляються чотири моделі: моделі вогнища і

вогнищевої зони, моделі сейсмічності, моделі зон МВЗ, модель загасання сейсмічної інтенсивності. Ці моделі є практично незалежними. П'ята модель –сейсмічного ефекту – використовує інформацію попередніх чотирьох. На виході процесу видаються результати, одержувані з моделі сейсмічного ефекту – три

64

64

параметри сейсмічної небезпеки: розрахункова максимальна інтенсивність струшувань в будь-якій точці земної поверхні, період повторюваності цієї інтенсивності; ймовірність перевищення інтенсивності протягом обраного проміжку часу (50 років).

Рис. 1.18. Схема дослідних робіт та їх взаємодії в методології оцінки сейсмічної небезпеки

За змістом етапи досліджень включають наступні позиції: 1. Модель вогнища і вогнищевих зон. При створенні моделі вогнища і

вогнищевої зони використовується така інформація: основні характеристики вогнищ і вогнищевих зон (динамічні параметри вогнищ, інформація про характер розривів, типів дислокацій, механізмів вогнищ, кількісних характеристик вогнищевих зон і т.д.).

2. Модель зон виникнення землетрусів (зон МВЗ). У створенні цієї моделі потрібно виділити два послідовних елементи. Перший – з урахуванням всієї доступної інформації про сейсмічність сейсмонебезпечних регіонів, геологію, геофізику, тектоніку тощо будується схема сейсмотектонічних і геодинамічних структур. У другому – сейсмотектонічні і геодинамічні структури перетворюються в абстрактну лінеаментно-доменно-фокальну модель (ЛДФ-модель зон МВЗ), в якій збережено основні сейсмотектонічні елементи і усунуто зайву деталізацію. Важливим моментом у створенні цієї моделі є оцінка магнітуд максимально можливих землетрусів в досліджуваних сейсмічних районах (магнітудна параметризація). Ця величина оцінюється, як на основі сейсмологічних закономірностей, так і за геолого-геофізичними ознаками. У ЛДФ-моделі основними елементами є:

Лінеаменти – просторово-структуровані лінійні об'єкти, в яких відбувається генерація землетрусів. Сильні землетруси з магнітудами, більшими або рівними 6,

65

65

представлено належним чином орієнтованими ділянками, кожна точка яких є джерелом випромінювання. Слабкі землетруси передбачаються точковими джерелами випромінювання.

Домени – неструктуровані в просторі об'єкти з хаотично розподіленими потенційними вогнищами землетрусів (в основному, слабкими).

Фокальні зони – обмежені в просторі ділянки, в яких розташовуються потенційні вогнища найсильніших землетрусів (М ≥8).

3. Модель сейсмічності створюється на основі інформації про різні властивості сейсмічності: кількісні характеристики просторово-часово-енергетичних властивостей сейсмічності, особливості формування структури сейсмічного поля, параметри сейсмічного режиму (сейсмічна активність і «дробність»).

4. Модель загасання сейсмічної інтенсивності побудована за емпіричними даними про макросейсмічні поля найсильніших землетрусів досліджуваного регіону. При цьому використовується ідея, заснована на емпіричних зв'язках бал–магнітуда–відстань, в припущенні некогеренного протяжного вогнища землетрусу [71]. Стандартна методика розрахунку інтенсивності [59] заснована на припущенні ізотропного характеру загасання інтенсивності.

5. Модель сейсмічного ефекту. Від кожного модельного землетрусу, відповідно до прийнятих моделей: вогнищ і вогнищевих зон, зон МВЗ, прогнозної сейсмічності і загасання сейсмічної інтенсивності – розраховувалися інтегральні сейсмічні впливи (розрахункова сейсмічна бальність за шкалою MSK-64) для різних періодів повторюваності. Згідно з гіпотезою про Пуасонівський розподіл проміжків часів між сейсмічними подіями, кожному періоду повторюваності відповідає своя ймовірність перевищення (або неперевищення) розрахункової інтенсивності.

Таким чином, вся методологія заснована на імовірнісно-детерміністській ідеології уявлення про сейсмічну небезпеку, яка використовує основні особливості реальних сейсмічних і геолого-геофізичних процесів. Методологія оцінки сейсмічної небезпеки території [59] передбачає наявність наступної вихідної інформації:

1. Дані про параметри вогнищ найсильніших землетрусів в зонах МВЗ (геометричні параметри орієнтації в просторі площин розривів, лінійні розміри вогнищ).

2. Геометричні параметри зон МВЗ і параметризація цих зон за магнітудами максимально можливих землетрусів і потужністю сейсмогенного шару.

3. Реальні сейсмічні каталоги землетрусів. Параметри сейсмічного режиму: сейсмічна активність А і сейсмічна дробність b.

4. Параметри загасання сейсмічної інтенсивності.

66

66

1.5.3. Модель вогнища і вогнищевих зон

Модель вогнища і вогнищевих зон дозволяє максимально близько до реальності описувати вплив вогнища на поле сейсмічних струшувань. На відміну від попередніх уявлень про землетруси, у вигляді точкових джерел [72], у використовуваній моделі, сильні землетруси з магнітудою М ≥6 представлені орієнтованими в просторі ділянками у вигляді прямокутників, які імітують вогнища сильних землетрусів. Орієнтація прямокутника задається відповідно до параметрів площин розривів переважаючих механізмів реальних вогнищ у структурі моделі МВЗ (при відомій інформації про механізми вогнища). При відсутності такої інформації, параметри орієнтації площин розривів (прямокутників моделей) задаються випадковим чином. Кожен прямокутник представляє рівномірну сітку, у вузлах якої знаходяться джерела когерентного випромінювання, відповідно до методики викладеної в [73]. Таке уявлення про вогнища сильних землетрусів дає можливість реально врахувати сейсмічні впливи у плейстосейстовій області.

При створенні моделі вогнища і вогнищевої зони використовується інформація про їх основні характеристики: динамічні параметри, характер розривів, типи дислокацій, механізми вогнищ, кількісні характеристики вогнищевих зон тощо.

Одним з найважливіших методів визначення геолого-тектонічних умов формування вогнищ землетрусів є встановлення механізмів вогнищ, що дозволяє визначити напрямок діючих тектонічних напружень, кути падіння і величину вектору переміщень в площині розриву.

Дані про поля напружень і деформацій, спільно з відомостями про неотектонічні і сучасні рухи, про геологічну, структурно-тектонічну будову, а також дані про діючі в літосфері фізичні поля, дозволяють коректно вирішувати одну з складних обернених задач геофізики – визначати моделі деформаційних процесів великих тектонічних структур земної кори і створювати моделі вогнищ для оцінки сейсмічної небезпеки.

Серед районів, в яких є землетруси з відомими механізмами, і вклад від яких може бути суттєвим при розрахунку сейсмічної небезпеки ЗАЕС, виділено:

Район Вранча. Для цього району розглядалися тільки найсильніші землетруси з магнітудами M >6 (M = 6.1-7.4) і глибиною h >90 км. Проаналізовано 5 подій у вибірці за часовий інтервал 1940-1990 рр. за даними [74-77]. Параметри нодальних площин і осей головних напружень представлено в табл. 1.2. Гістограми розподілу азимутів і кутів виходу нодальних площин наведено на рис. 1.19. Стереограми механізмів вогнищ землетрусів (нижня півсфера), а також (в колонках) блок-схеми переміщень по відповідних нодальних площинах наведено на рис. 1.20.

67

67

Середній механізм (рис. 1.21, 1.22 і табл. 1.2) було розраховано із середнього одиничного тензора сейсмічного моменту за відомими механізмами усіх 5 подій. Компоненти тензора сейсмічного моменту [78], який відповідає моделі подвійного диполя, склала 63 %, що дозволяє використовувати отриманий середній механізм в описі моделі вогнища усього району. Вид напруженого стану для такого механізму – насув під впливом горизонтального стиску.

Таблиця 1.2. Параметри механізмів вогнищ землетрусів р-ну Вранча Нодальні площини Осі головних напружень

NP1 NP2 P N T

Дата STK DP SLIP STK DP SLIP AZM PL AZM PL AZM PL

10.11.1940 30 35 90 210 55 90 300 10 30 0 120 80 07.09.1945 300 57 39 186 58 140 243 0 334 41 153 49 04.03.1977 50 28 86 235 62 92 323 17 54 2 150 73 30.08.1986 40 19 97 213 71 88 305 26 214 2 119 64 30.05.1990 35 29 70 238 63 101 320 17 53 10 170 70 Середні 220 64 98 23 27 74 304 19 37 7 146 70

AZ

DIP

а б в

Рис. 1.19. Азимутальні гістограми розподілу азимутів і кутів занурення нодальних площин механізмів

вогнищ землетрусів р-ну Вранча: а – для площини NP1; б – для NP2; в – в сукупності NP1 і NP2.

68

68

а

б

в

10.11.1940 07.09.1945 04.03.1977 30.08.1986 30.05.1990

Рис. 1.20. Механізми вогнищ землетрусів зони Вранча: а – cтереограмми механізмів; б – блок-схеми зміщень по площині NP1; в – по площині NP2. Підписи з датами відповідають вертикальним колонкам.

У розрахунках було використано внесок кожного окремого механізму в модель вогнища району Вранча. Різниця з моделлю вогнища у вигляді середнього механізму виявилася не суттєвою.

Для інших районів (з меншої сейсмічністю) в якості середнього було прийнято механізм найсильнішого і найбільш характерного землетрусу.

Крим. Найсильнішою подією для даного району є землетрус 1927 р. з Mw = 6.9 [74]. Його механізм (табл. 1.3, рис. 1.23) являє собою скид при горизонтальному розтягу.

=

DC 63%

+

CLVD 37%

а б в Рис. 1.21. Розділення тензора сейсмічного моменту середнього землетрусу з р-ну Вранча на складові: а – вихідний тензор; б – складова модель подвійного диполя; в – складова моделі скомпенсованого лінійного векторного диполя CLVD.

69

69

а б в

Рис. 1.22. Усереднений механізм вогнища землетрусів р-ну Вранча: а – cтереограма механізму; б – зміщення в площині NP1; в – NP2.

Таблиця 1.3. Параметри механізму вогнища Кримського землетрусу 1927 р.

Нодальні площини Осі головних напружень NP1 NP2 P N T

Дата

STK DP SLIP STK DP SLIP AZM PL AZM PL AZM PL 11.09.1927 21 69 -108 243 27 -51 263 62 28 17 125 22

а б в

Рис. 1.23. Механізм вогнища Кримського землетрусу 1927 р.: а – cтереограма механізму; б – зміщення в площині NP1; в – NP2.

Вісь стиску орієнтована субвертикально, розтягу – на південний захід. Одна з нодальних площин NP1 має субширотне круте положення, рух по ній відбувався з правостороннім зсувом, а по NP2 – з лівостороннім зміщенням при діагональному простяганні.

Район Анапи. Характерним для даного району є землетрус 1966 р. з магнітудою Mw = 5.8. Його механізм (табл. 1.4, рис. 1.24) відповідає насувному типу зміщення під впливом субгоризонтального стиску. Вісь розтягу орієнтована субвертикально. Одна з нодальних площин NP1 має субмеридіональне залягання, рух по ній відбувався з правостороннім зсувом, а по NP2 – з лівостороннім зміщенням при діагональному простяганні.

Таблиця 1.4. Параметри механізму вогнища землетрусу 1966 р. в р-ні Анапи Нодальні площини Оси головних напружень

NP1 NP2 P N T

Дата STK DP SLIP STK DP SLIP AZM PL AZM PL AZM PL

12.07.1966 75 43 119 218 54 66 325 5 234 19 70 70

70

70

а б в

Рис. 1.24. Механізм вогнища землетрусу 1966р. в р-ні Анапи: а – cтереограма механізму; б –зміщення в площині NP1; в – NP2.

Спрямованість випромінювання від обраних сейсмонебезпечних районів розрахована для поздовжніх (P) і поперечних хвиль (S) [78]. Результати представлено в табл. 1.5. Розрахунок середнього значення спрямованості проводився як з урахуванням внеску кожного механізму вогнищ землетрусів зони Вранча, так і тільки з урахуванням середнього механізму для даного району. Значення, приведені в останньому рядку таблиці, показують, що розрахунок середньої спрямованості дає результати близькі для обох методів.

Таблиця 1.5. Спрямованість випромінювання поздовжніх (P) і поперечних хвиль (S) AZ ∆ RADP RADSV RADSH RADS

Vrancha1, Mag=7.3, 1940, Strike,Dip,Rake 30.00 35.00 90.00 72.288 90.713 -0.431 0.118 0.49 0.50401

Vrancha2, Mag=6.5, 1945, Strike,Dip,Rake 300.00 57.00 39.00 71.399 91.306 -0.973 0.089 -0.2 0.21891

Vrancha3, Mag=6.1, 1977, Strike,Dip,Rake 50.00 28.00 86.00 72.602 92.086 -0.109 0.144 0.28 0.31486

Vrancha4, Mag=7.4, 1986, Strike,Dip,Rake 40.00 19.00 97.00 71.502 89.899 -0.2 0.47 0.32 0.56859

Vrancha5, Mag=6.7, 1990, Strike,Dip,Rake 35.00 29.00 70.00 72.583 92.259 -0.14 0.051 0.35 0.3537

Среднее Среднее -0.3706 0.39201

Crimea, Mw=6.9, 1927, Strike,Dip,Rake 21.00 69.00 -108.00 AZ RADP RADSV RADSH RADS

25.698 45.958 -0.162 -0.274 -0.29 0.39897 -0.162 0.39897 Anapa, Mw=5.8, 1966, Strike,Dip,Rake 75.00 43.00 119.00

AZ RADP RADSV RADSH RADS 350.268 92.845 -0.798 -0.1 -0.39 0.40262 -0.798 0.40262

Vrancha, Mag=6.1-7.4, 1940-1990, всего 5, середній механізм Strike,Dip,Rake 220 64 98 AZ RADP RADSV RADSH RADS

72.068 92.917 -0.357 0.24 0.42 0.48374 Среднє Среднє Среднє Среднє -0.439 0.42844 -0.4435 0.39787

З табл. 1.5 видно, що групи поздовжніх і поперечних хвиль від землетрусів зони Вранча вносять практично однаковий внесок у сейсмічні впливи в районі ЗАЕС. У той же час, в сейсмічних коливаннях від землетрусів Криму домінують поперечні хвилі, а від району Північного Кавказу – поздовжні. Все це необхідно

71

71

враховувати при розрахунку прогнозних сейсмічних навантажень на об'єкти ЗАЕС.

1.5.4. Модель зон МВЗ

При побудові моделі зон МВЗ потрібна вихідна інформація про геолого-геофізичні і сейсмологічні характеристики сейсмічних територій. Для території України характерним є різноманіття сейсмотектонічних структур в різних районах, які мають характерні особливості і відмінності, як за віком, так і за ступенем сучасної активності і відрізняються детальністю їх вивченості. Для створення моделей зон МВЗ, використовувалася геолого-геофізична інформація, докладно описана в [42].

Геолого-геофізична інформація включає в себе: – результати зведеної інтерпретації сейсмометричних, тектонофізичних,

гравіметричних, магнітних, геотермічних та інших даних, схеми неоднорідностей верхньої мантії, рельєфу поверхні Мохо, докембрійського фундаменту, докрейдяного фундаменту (в основному, по півдню території України);

– геологічну будову верхніх горизонтів земної кори, результати аналізу даних параметричного і картувального буріння, геофізичних профілів, маршрутного обстеження; комплектів побудованих вихідних карт, структурно-формаційні карти для різних вікових (у тому числі сучасного) зрізів, карти розломної тектоніки; фізико-механічні особливості зон активних розломів, склад і характер вторинних розломів, склад і характер вторинних змін, глибини закладення, амплітуди переміщень, віку активізації; масштаби проявів, структурна приуроченість, вік палеосейсмодислокацій (в основному, по півдню України).

– Систему уніфікованих параметрів для виділення сейсмогенеруючих структур, елементи розробленої методики виділення сейсмогенеруючих структур, адаптованих до регіональних особливостей.

Для прив'язки до сейсмічних районів використовувалася інформація про розподіл сейсмічності на території України та поблизу її кордонів.

У результаті узагальнення і критичного аналізу всього перерахованого геолого-геофізичного матеріалу складено геометризовану структуру моделі зон МВЗ для територій, сейсмічність яких може створювати суттєвий вплив на досліджуваний об'єкт (докладніше див. [42]).

Геометризація означає лінеаментно-доменне представлення зон МВЗ, в яких сейсмотектонічні структури виражено у вигляді замкнутих багатогранників, заданих координатами всіх своїх вершин. Передбачається, що всередині цих елементів можуть відбуватися землетруси. Таким чином, в просторі виокремлюється область заповнена епіцентрами. Для кожного лінеаменту і домену проводилася магнітудна параметризація – оцінка магнітуди максимально можливого землетрусу (Мmax). Мmax визначалася також для кожного елемента

72

72

ЛДФ-моделі. Слід звернути увагу на принципову відмінність магнітуди максимально можливого землетрусу від магнітуди максимального землетрусу Mt. Перша являє екстремальну (максимальну) сейсмічну енергетичну характеристику елемента (лінеаментів або домена) не залежну від часу, друга – максимальну магнітуду події сейсмічної події на кінцевому інтервалі часу t. Ясно, що магнітуда максимально можливого землетрусу Мmax є більшою (або дорівнює) магнітуді максимального землетрусу Mt.

Нижче наведено результати досліджень для основних структур моделі зон МВЗ. Можна виділити два масштабних рівні аналізу: 1. Регіональний рівень. На цьому рівні досліджуються всі відносно великі, в

масштабі 1:1 000 000, структури. Для цього рівня оцінюються сейсмотектонічні потенціали, в основному, сейсмологічним методом (докладніше див. [42]).

2. Локальний рівень. Розташовані поблизу досліджуваного об'єкта тектонічні структури, які за деякими ознаками можна віднести до сейсмогенних, здатні генерувати землетруси з невеликими магнітудами. Через близькість до об'єкта і можливої малої глибини вогнища такі землетруси можуть спричиняти значні сейсмічні впливи на об'єкт. Оскільки сейсмічність в таких структурах не реєструється нинішньою сейсмічною мережею або представлена одиничними подіями, оцінка сейсмічного потенціалу сейсмологічними методами є неможливою. Тому, для локальних структур використовувався метод кореляцій, в припущенні відомого зв'язку магнітуди максимально реалізованих землетрусів з параметрами тектонічних структур (докладніше див. [42]).

1.5.5. Магнітудная параметризація моделі зон МВЗ

Геофізичне середовище має фрактальну природу [69, 70, 79]. Фрактальність проявляється у масштабній інваріантності розмірів блоків і структур [79]. Сейсмічність як би повторює блокову і тектонічну структуру сейсмічних лінеаментів. Найбільші землетруси, як правило, розташовуються в лінійно-протяжних структурах (сейсмолінеаментах), трасуючи тектонічні порушення. Проявом зв'язку між ієрархічними рівнями середовища і сейсмічністю є кореляційні співвідношення типу «магнітуда–розміри структур» (рис. 1.25). Так для двох найбільш активних в сейсмічному відношенні регіонів Вранча і Криму отримано наступні кореляційні рівняння зв'язку між глибиною верхнього граничного контуру гіпоцентрів h і моментною магнітудою wM , визначеною за

сейсмічними моментами: 971.0ln18.2 += hM W (для Криму) [73]

3651557.16 22 +−= WW MMh (для зони Вранча) [73] Таким чином, за цими співвідношеннями можна оцінити рівні нижньої і

верхньої поверхонь сейсмолінеаментів і оконтурити сейсмогенний шар.

73

73

Оцінка максимально можливої магнітуди землетрусу (Mmax) визначалася з використанням різних методів і емпіричних співвідношень [80] між максимальною магнітудою і: розмірами структур; розмірами блоків, що акумулюють енергію; площею «плями» епіцентрів; горизонтальною протяжністю вогнища; розмірами сейсмогенних структур; сейсмічною активністю. Максимальні магнітуди також визначалися: з графіка повторюваності з використанням розподілу Гумбеля [81]; по граничному контуру залежності «глибина вогнища –магнітуда» [82]; з часової компоненти сейсмічності [83] та ін.

В залежності від представництва вихідних даних і ступеня вивченості сейсмоактивних структур, використовувався той чи інший набір способів оцінки можливих максимальних магнітуд. У табл. 1.6 наведено приклад оцінки магнітуди максимально можливого землетрусу однієї з найбільш енергетично значимої фокальної зони – зони Вранча.

Таблиця 1.6. Оцінка Mmax для землетрусів зони Вранча

Спосіб оцінки ЗначенняMmax Середнє значення

Mmax Об'єм блоку [84] 7.75

Граничний контур залежності "магнітуда-глибина вогнища"[85] 8.05

По часовій компоненті сейсмічності[83] 7.7

Графік повторюваності 8.0

3-й розподіл Гумбеля [81] 8.1

7.92

Для доменів з малою статистикою сейсмічних даних визначення максимальних магнітуд проводилася експертним шляхом і розрахунковими методами, виходячи з сейсмотектонічних аналогій і прив'язки до максимальних спостережених в регіоні землетрусів. На рис. 1.26 представлена схема розташування лінеаментів і доменів регіонального рівня.

Детальний опис зон МВЗ регіонального рівня приведено в [42]. Там же описана методика, результати локалізації та оцінка сейсмологічних параметрів зон МВЗ локального рівня, показаних на рис. 1.27.

74

74

Рис. 1.25. Зв'язок магнітуд землетрусів з глибиною їх вогнища: а – Кримсько-Чорноморський регіон; б – район Вранча. Штрихові лінії – верхній граничний контур.

1.5.6. Модель сейсмічності. Методика і приклади організації модельних каталогів землетрусів для лінеаментів і доменів

При оцінці сейсмічної небезпеки одним з головних завдань є надійне визначення параметрів спостережених землетрусів. Від точності цих визначень залежать всі інші величини, які описують модель сейсмічності. Для аналізу точності вивчено репрезентативність вихідного сейсмологічного матеріалу і представлено каталоги землетрусів, які будуть використовуватися при побудові моделі сейсмічності.

Для кожного елемента ЛДФ-моделі створювалися прогнозні каталоги модельних (віртуальних) землетрусів, які мають статистично подібні властивості, притаманні реальним сейсмічним подіям. Спосіб генерування модельних землетрусів спирається на гіпотези стаціонарності сейсмічного процесу та існування в елементі моделі МВЗ максимально можливого по енергії землетрусу.

Прогнозні землетруси будувалися з використанням прийомів статистичного моделювання. Усередині домена у вигляді замкнутого багатогранника «розкидалися» випадковим чином точкові віртуальні землетруси, з властивостями статистично подібними до реальних землетрусів.

Відомо, що реальні землетруси підкоряються степеневому розподілу за енергіями. У сейсмології цей розподіл носить назву закону Гуттенберга-Ріхтера або закону повторюваності землетрусів. Лінійна частина розподілу описується виразом:

)(10 kMMbkNN −−= (1.5)

де N – густина потоку епіцентрів, kN – густина потоку епіцентрів заданої магнітуди: kM , пропорціональна сейсмічній активності kA . Прийнято, що kM =6. Параметр b – кутовий коефіцієнт нахилу графіка повторюваності («дробність» за термінологією Н.В. Шебаліна).

75

75

Рис. 1.26. Схема структур зон МВЗ (лінеаментів і доменів) регіонального рівня, які представляють сейсмічну небезпеку для ЗАЕ.

75

76

Рис. 1.1. Схема структур зон МВЗ (лінеаментів і доменів) локального рівня, які представляють сейсмічну небезпеку для об'єкта

Параметри b , kN (або 6A ) відносяться до основних характеристик сейсмічного

режиму. Можна з деяким наближенням вважати що параметри b , kN мало

залежать від часу. З огляду на це, допускається гіпотеза стаціонарності сейсмічного режиму. У просторі ці параметри, особливо 6A , поводять себе дуже

складно, що видно з рис. 1.28. Віртуальним землетрусам в домені присвоювалися магнітуди згідно умови

(1.5). Землетруси з магнітудами меншими 6 представлені точковими джерелами випромінювання. У лінеаментах землетруси з магнітудою М ≥6 задавалися орієнтованими ділянками з розмірами пропорційними магнітуді. Якщо для досліджуваного лінеаменту відомо реальні переважаючі механізми вогнищ, то віртуальним вогнищам присвоювалися параметри цих вогнищ (кут падіння і азимут простягання вогнища). При невідомих реальних механізмах вогнищ орієнтація віртуальних вогнищ задавалася довільно. «Ділянка-прямокутник», що представляє вогнище землетрусу з магнітудою 6 і більше, розбивалася на окремі вогнища сіткою, кожен вузол якої вважався джерелом сейсмічного випромінювання.

Генерація віртуальних землетрусів виконувалася з дотриманням статистичної подоби розподілу реальних землетрусів за енергіями. Це означає, що для

77

а)

б)

в)

Рис. 1.28. Графік повторюваності землетрусів платформної частини території України (а), поверхня (б) та карта ізоліній сейсмічної активності (в) цієї ділянки

78

віртуальних подій повинні виконуватися статистичні закономірності (1.5). Крім того має дотримуватися умова максимального землетрусу, тобто в масиві віртуальних землетрусів повинно міститися хоча б один землетрус з максимальною магнітудою

maxMM i ≤ (1.6)

де i – номер генерованого землетрусу. Таким чином, три параметри: max,, MNb k – повністю визначають сейсмічний

режим обраного лінеаменту або домена. У припущенні незмінності з часом цих параметрів для великих інтервалів часу можна створити віртуальні каталоги для будь-яких проміжків. Таке припущення є можливим, тому що оцінка небезпеки визначається для великих часових проміжків.

В умовах малої статистики реальних землетрусів і невеликої тривалості часу проведення сейсмічних спостережень, такий підхід дозволяє розширити діапазон часу генерації модельних землетрусів і створити статистично значимий модельний каталог.

Реальні сильні землетруси в досліджуваному районі відбуваються вкрай рідко. За час спостережень їх не вдалося зареєструвати. Тому друга гіпотеза (гіпотеза максимального землетрусу) дозволяє екстраполювати на великі часи найсильніші по енергії модельні землетруси, далеко за межі реального часу спостережень. Це дає можливість досить правдоподібно (в статистичному сенсі) оцінити параметри сейсмічної небезпеки території і врахувати в ній внесок найсильніших можливих подій.

У табл. 1.7 наведено параметри моделей сейсмічності для основних лінеаментів і доменів, які становлять небезпеку для території досліджуваного об'єкта. Таблиця 1.7. Параметри моделей сейсмічності для сейсмонебезпечних регіонів України

Параметри Крим Вранча (H>70 км) Добруджа Платформа

6A 0.007 0.12 0.005 0.0001

b 0.78 0.72 0.86 0.78

minh ÷ maxh 5÷40 80÷200 10÷30 5÷15

maxM 6÷7.2 7.5÷8 5.5÷7.0 4÷5.5

Примітка: hmin, hmax – глибина верхньої і нижньої границь сейсмогенного шару, відповідно. Майданчик ЗАЕС може піддаватися сейсмічному впливу землетрусів,

вогнища яких можуть знаходитися в лінеаментах з великими сейсмічними потенціалами – Вранча і Крим. Для цих структур є достатньо інформації, щоб визначити їх основні параметри. Що стосується потужної, але слабо вивченої Добруджинської структури, то з сейсмологічної інформації можна оцінити тільки параметри b , 6A , minh ÷ maxh . Однак для оцінки величини сейсмічного потенціалу

кількісними методами інформації не вистачає. Тому значення maxM прийнято на

основі експертних оцінок та максимального реалізованого землетрусу. При розробці моделі сейсмічності для точкових вогнищ задаються параметри

79

сейсмічного режиму: густина потоку реальних землетрусів в домені і максимальна магнітуда землетрусів (максимальний сейсмічний потенціал). У ряді випадків використовується параметр bфункції (1.5) для екстраполяції графіка на великі магнітуди.

На рис. 1.29 наведено графіки повторюваності найпотужніших сейсмічних регіонів, які можуть істотно впливати на сейсмічну небезпеку об'єкта. Це сейсмоактивні зони Вранча, Криму, Анапи.

а)

б)

в)

Рис. 1.29. Графіки повторюваності землетрусів для сейсмоактивних зон Вранча (а), Криму (б) ццта району Анапи (в).

Для доменів платформного регіону використовувалися параметри сейсмічного режиму, отримані за матеріалами каталогу землетрусів платформної частини території України [86]. Графік повторюваності землетрусів з цього району наведено на рис. 1.30.

Для доменів з малою статистикою сейсмічних даних визначення параметрів лінеаментів і доменів проводилася експертним шляхом, відповідно до прийнятих в методах сейсмотектонічних аналогій і прив'язки до максимальних спостережних в

80

регіоні землетрусів.

Рис. 1.30. Графік повторюваності землетрусів для платформної частини України

1.5.7. Модель загасання сейсмічної інтенсивності

У моделі загасання сейсмічної інтенсивності застосовується ідея зв'язку інтенсивності струшувань з прискореннями коливань ґрунту [87]. Ця модель є вільнішою від обмежень, які мають, наприклад, моделі Блейка-Шебаліна і Ковеслігеті [88, 89].

У методиці [59] передбачається ізотропний характер загасання і складний спад інтенсивності з відстанню.

Дослідження розподілу поля сейсмічної інтенсивності з відстанню для землетрусів Криму та Закарпаття показують, що ці поля можна приблизно вважати ізотропними з стандартними параметрами загасання інтенсивності [74]. Мабуть, таке ж затухання інтенсивності відбувається і на території УЩ.

Інший характер загасання має інтенсивність струшувань від землетрусів Вранча. По-перше, поля інтенсивності мають яскраво виражений асиметричний характер, по-друге, параметри загасання інтенсивності значно відрізняються від стандартних [90]. Це видно на рис. 1.31, де наведено приклад залежності інтенсивності I з відстанню D в азимуті на майданчик ЗАЕС для узагальненого макросейсмічними поля, створюваного найсильнішими землетрусами Вранча.

Рис. 1.31. Залежність інтенсивності струшувань від епіцентральної відстані. 1 – крива для узагальненого макросейсмічного поля землетрусів Вранча в напрямку від сейсмоактивної зони на ЗАЕС, 2 – теоретична крива для стандартного загасання від землетрусу з М = 7.0 і глибиною вогнища h = 15 км.

81

Залежність можна апроксимувати поліномом 26108.10043.047.7 DDI −⋅+−= з коефіцієнтом кореляції 0.982.

Там же, на рис. 1.31 показана аналогічна залежність для стандартного ізотропного макросейсмічного поля, розрахованого для моделі Блейка-Шебалина

chDbMI ++−= 22lgν (параметри b = 1.5, M = 7.0, ν = 3.5, c = 3.0, h = 15 км).

У моделі загасання інтенсивності для знаходження параметрів загасання використовувалася методика, викладена в роботі [91]. Суть її полягає в тому, що інтенсивність I в точці на відстані r від точкового вогнища (з магнітудою меншою від 6) або від центру прямокутного майданчика, що представляє вогнища з магнітудами 6 і більше, що складаються з N елементарних випромінювачів, визначається за формулою:

)))(1

(lg())(1

(lg()( ∑∑ Φ−Φ+−+=N

jjb

b

N

iiawbwmb r

Nr

NCMMCII , (1.7),

де: символ b внизу означає базове вогнище, параметри якого використовуються у розрахунках; )/exp()( 2

qn rrrr −=Φ − – функція, моделююча розходження і загасання

хвиль; ffcQrq π2/)(= – де c – швидкість S-хвиль, f – середня частота, Q–

добротність середовища; aC =1.667, mC =1.85 – постійні, визначені за матеріалами

досліджень реальних макросейсмічних полів. Відстані та інтенсивності для заданої магнітуди, зняті з графіків (рис. 1.30), в

нашому випадку служили вихідними параметрами для моделі базового вогнища.

1.5.8. Модель сейсмічного ефекту Схема розрахунку. Модель сейсмічного ефекту представляє результат розрахунку за певним

алгоритмом максимального інтегрального ефекту сейсмічних впливів від кожного модельного землетрусу з усіх структурних елементів моделі зон МВЗ в k-точках спостереження на відстані kR від віртуальних точкових вогнищ (для землетрусів з

магнітудою М <6) або від точок на прямокутних майданчиках, що представляють площини розривів при М ≥6. Розрахунки проводилися за схемою (1.7) [73].

Інтенсивність kI визначалася як сумарна сейсмічна інтенсивність в заданій

точці від усіх віртуальних вогнищ з усіх виділених доменів і лінеаментів. Тобто, розраховувалася максимально можлива інтенсивність з урахуванням внеску всіх вогнищ, при її реалізації за обраний період. Таким чином, використовувалася вся інформація, закладена в моделях: вогнищ, зон МВЗ, сейсмічності і загасання сейсмічної інтенсивності з відстанню.

Для врахування анізотропії загасання інтенсивності застосовувався спосіб розрахунку представлений в [68]. Суть його полягає в тому, що розраховується інтегральний ефект, створюваний сейсмолінеаментами і доменами з різними

82

параметрами загасання. Описаний прийом дозволяє врахувати складний характер загасання інтенсивності.

У описуваній методиці основна інформація задається трьома параметрами: 1. Максимальна інтенсивність струшувань I, виражена в сейсмічних балах

шкали MSK-64; 2. Середній період Т реалізації хоча б одного такого струшування виражений

в роках; 3. Р-імовірність перевищення (або неперевищення) отриманої інтенсивності

за деякий обраний час спостережень t. Ця імовірність розраховується з допущенням, що розподіл інтенсивності струшувань в часі наближено описуються розподілом Пуассона. Імовірність того, що відбудеться хоча б одне максимальне струшування за час t становить )/exp(1)( TttP −−= , де Т – період повторення таких

струшувань (табл. 1.8). Таблиця 1.8. Інтервали часу t, протягом яких з імовірністю Р = 90 %, не повинні бути

перевищені розрахункові сейсмічні впливи t роки 10 50 100 250 500 1000 T* роки 95 475 975 2475 4975 9975 T роки 100 500 1000 2500 5000 10000

T*, T – неокруглені і округлені значення періодів, відповідно.

1.5.9. Розрахункові параметри сейсмічної небезпеки

Величина інтенсивності I залежить від періоду повторюваності Т і ймовірності Р (при обраному терміні спостереження t). При збільшенні періоду повторюваності, збільшується розрахунковий бал і зменшується ймовірність Р перевищення цього балу. При обраному t = 50 років для періодів 100, 500, 1000 і 5000 років, ймовірності рівні 0.39, 0.095, 0.049 і 0.01, відповідно. Із зменшенням Р збільшується сейсмічна бальність. Тобто, виконується своєрідний принцип насичення: щоб забезпечити мінімальний сейсмічний ризик необхідно враховувати зростаючу небезпеку руйнування об'єктів від найсильніших землетрусів. Слід зауважити, що збільшення сейсмічної інтенсивності в заданій точці території не є безмежним. Вона обмежена потенційними можливостями лінеаментів і доменів. Така властивість інтенсивності отримала назву «ефекту насичення» [68].

Більш складна поведінка функції І(t) може спостерігатися у разі далекого розташування енергетично потужного джерела і близького – слабшого. На малих періодах повторюваності превалюють дальні джерела. При великих періодах – близькі джерела з відносно малою магнітудою. Далеке джерело вступає у фазу насичення, і локальні лінеаменти з відносно малим сейсмічним потенціалом починають відігравати все більшу (іноді – головну) роль у визначенні сумарної інтенсивності [68]. Слід зазначити той факт, що для локальних лінеаментів з

83

малими максимальними магнітудами характерним є неглибоке залягання вогнищ землетрусів – порядку декількох км.

Таким чином, складний вплив потужних далеких землетрусів і слабких локальних,близьких до об'єкта вогнищ з малою глибиною, можуть значно ускладнити ситуацію з оцінкою сейсмічної небезпеки. Тому, при розрахунку сейсмічної небезпеки надзвичайно важливо враховувати потенційну сейсмічність від локальних лінеаментів і доменів, розташованих поблизу досліджуваних об'єктів.

За описаною методикою СХІД-97, з урахуванням особливостей анізотропного загасання інтенсивності, для пункту розташування ЗАЕС розраховувалася максимальна сейсмічна інтенсивність для періодів повторюваності 1000 років (ПЗ) і 10000 років (МРЗ). На рис. 1.32 показано графік розрахункової залежності максимальної інтенсивності від періоду повторюваності в інтервалі 1000 ÷ 20000 років для майданчика ЗАЕС. Видно, що при збільшенні періоду спостерігається ефект насичення інтенсивності. На ділянці правіше точки перегину графіка спостерігається переважний вплив слабких локальних джерел, розташованих поблизу АЕС, над енергетично більш потужними, але віддаленими землетрусами.

Інтенсивність розраховувалися з точністю до десятих часток бала. Розрахунок інтенсивності до дробових значень обґрунтовано у роботі [92]. При округленні бала до цілих значень при додаванні приросту бальності за рахунок ґрунтових умов, також округлених до цілих, сумарна інтенсивність може відрізнятися від аналогічної суми з дробовими значеннями. Різниця може становити ±1 бал. Тому при розрахунках бали повинні враховуватися з дробовими значеннями, а результат округлюватися до цілочисельних значень.

У табл. 1.9 дано значення похибок розрахункової схеми визначення бала. Таблиця 1.9. Розрахункова максимальна інтенсивність для періодів 1000 і 10000 років

ПЗ (період повторення 1000 років)

МРЗ (період повторення 10000 років)

Розрахункова інтенсивність в балах шкали MSK-64 5.8 6.2 Похибки визначення бальності ±0.04 ±0.05

Імовірність перевищення розрахункової інтенсивності протягом наступних 50 років

0.05 0.005

Рис. 1.32. Залежність максимальної розрахункової інтенсивності Imax від періоду повторюваності

84

У Додатку А до ДБН В.1.1-12:2014 (Список населених пунктів України, розташованих у сейсмічно небезпечних районах) і на картах загального сейсмічного районування ЗСР-2004 м. Енергодар віднесено до 6-бальної території для періоду повторюваності 1000 років (ПЗ).

Карти ЗСР-2004 створювалися за принципом: I-й бал присвоювався території, для якої розрахунковий сейсмічний бал приймав значення в інтервалі (I-0.5, I + 0.5) бали. Уточнене значення нормативної сейсмічності, розраховане для ЗАЕС з урахуванням можливого сейсмічного впливу всіх сейсмогенних структур, віддалених і локальних, становить 5.8 бала. Таким чином, це значення для бальності ПЗ не суперечить картами ЗСР-2004 В.

Для періоду повторюваності 5000 років (карта ЗСР-2004 С) сейсмічна небезпека для м. Енергодар становить 7 балів (Додаток А ДБН). По карті ЗСР-2004 С можна оцінити інтенсивність трохи більше 6.5. Розрахункова уточнена інтенсивність для цього періоду дорівнює 6.18 бала (див рис. 1.32).

Для МРЗ (період повторюваності 10000 років) карти ЗСР для території України не існує. Розрахункові інтенсивності для цього періоду для досліджуваного майданчика отримані вперше і складають 6.2 бала.

Слід врахувати, що сейсмічна небезпека визначається спільним інтегральним впливом усіх сейсмонебезпечних структур (сейсмолінеаментів і доменів) віддалених, близьких і розташованих безпосередньо в межах досліджуваної території. Із збільшенням періоду повторюваності вплив потужних віддалених сейсмонебезпечних структур виходить на постійний рівень – спостерігається ефект насичення – структура має кінцевий сейсмічний потенціал, в результаті якого інтенсивність на певній відстані від вогнищ не збільшується при збільшенні періоду повторюваності. У той же час стають більш значимими місцеві, слабкі за сейсмічним потенціалом структури, які можуть перевершувати за можливим сейсмічним впливом віддалені структури.

Уточнення місця розташування, геометрії і сейсмічного потенціалу місцевих зон МВЗ в ході детального сейсмічного районування може як збільшити, так і зменшити сейсмічну небезпеку, отриману в ході загального сейсмічного районування.

1.5.10. Результати оцінки сейсмічної небезпеки в термінах сейсмічної інтенсивності

Роботи з додаткового дослідження геолого-тектонічних умов і сейсмічної небезпеки району і майданчика ЗАЕС виконувалися згідно із погодженою з Дирекцією ЗАЕС програмою, складеною спільно: Інститутом геофізики НАН України та ТОВ «Фундаментстроймакс», відповідно до рекомендацій МАГАТЕ і нормативних документів України.

85

Відповідно до рекомендацій МАГАТЕ SSG-9 дослідження проводилися на чотирьох рівнях: регіональному, субрегіональному і в ближній зоні, розміщення майданчика, а також на території самого проммайданчика ЗАЕС, що забезпечило поступове, все більш докладне дослідження, нові дані та детальну інформацію.

Частина звіту присвячена результатам субрегіональних досліджень (масштаб 1:50 000, радіус досліджень 25 км), які включають в себе: геолого-геофізичні, тектонічні, неотектонічні і геоморфологічні дослідження; дані про переміщення реперів та інструментальні геодезичні спостереження; субрегіональні польові геофізичні роботи; оцінку сейсмічності району розміщення ЗАЕС рівня ПЗ (період повторюваності 1 раз в 1000 років) і МРЗ (період повторюваності 1 раз в 10 000 років) для «середніх» ґрунтових умов.

При оцінці сейсмічної небезпеки ЗАЕС необхідно врахувати всі можливі фактори, у тому числі і можливі сейсмічні впливи від потенційних сейсмотектонічних зон, розташованих поблизу ЗАЕС, з низьким сейсмотектонічним потенціалом.

У геоморфологічному відношенні 25-км зона навколо ЗАЕС розташована в межах областей розвитку денудаційно-акумулятивного рельєфу на півночі і акумулятивно-денудаційного рельєфу на півдні зони. В межах долини р. Дніпро та її схилів розвиненим є комплекс (понад 9) сучасних і палео (четвертинних) акумулятивних терас. У південній частині досліджуваної площі широко розвинені сучасні і палеоподові світи, які в значній мірі змінюють мікрорельєф території, фізико-механічні властивості масивів лесових ґрунтів, режими першого від поверхні водоносного горизонту.

Правобережжя р. Дніпро (Каховського водосховища) характеризується значною (для досліджуваного регіону) вертикальною і горизонтальною розчленованістю рельєфу. Також, в межах побережжя р. Дніпро, в залежності від гідрологічних та геологічних особливостей ділянок узбережжя, активно розвиваються процеси річкової абразії (переробки берегів Каховського водосховища).

Лівий і правий берег Каховського водосховища в районі 25-км зони ЗАЕС значно відрізняються як за геолого-геоморфологічними, так і за неотектонічними особливостями.

У межах досліджуваної площі рельєф поверхні кристалічного фундаменту змінюється в широких межах, переважно – з півночі на південь від + 40 м до -200 м, що значною мірою пов'язано з неотектонічними особливостями регіону.

На основі переінтерпретації геофізичних матеріалів була підготовлена основа для побудови карти розломно-блокової тектоніки М 1:50 000, яка включає карти гравітаційного (М 1:50 000) і магнітного (М 1:25 000, М 1:50 000) полів, а також карту ізогіпс поверхні кристалічних порід.

86

На підставі диференціації за фізичними властивостями виконано схематичне літологічне розчленування порід кристалічного фундаменту і складено карту розломно-блокової тектоніки району розташування ЗАЕС в масштабі 1:50 000. Показано, що на більшій частині площі розвинені плагіограніти і плагіомігматити з ксенолітами амфіболітів. Граніти і мігматити біотит-мікроклін-плагіоклазові виділяються, в основному, в північній і північно-східній частинах ділянки. У південній частині району переважають три комплекси порід: плагіограніти, плагіо- і полімігматити, біотитові граніти і мігматити з останцями гнейсів, кристалосланців і амфіболітів. Осадово-вулканогенні світи розвинуті в північно-західній частині площі в межах Чортомлицької, а в південно-східній – Білозерської ЗКС. Складено карту розломно-блокової тектоніки, яка відображає основні риси геологічної будови площі.

У межах даної ділянки передбачається наявність фрагментів, принаймні, двох великих кільцевих структур. Виявлено і протрасовано ряд широких (від 250-500 м до 1,5-2 км шириною) зон катаклазу і мілонітизації, одна з яких пересікає більшу частину досліджуваної території в напрямку з південного-сходу на північний захід.

Встановлено велику кількість розривних порушень з переважаючими напрямками простягання найбільш протяжних з них: північно-західними, північно-східними, широтними і субмеридіональними. Виявлено протяжні палеодолини і ступеневе занурення фундаменту. Ці форми рельєфу кристалічних порід можуть бути пов'язані з розломами різної динаміки і кінематики. Поверхня фундаменту, в цілому, занурюється в південному напрямку, починаючи з абсолютних відміток +90-110 м і закінчуючи – 130-180 м.

За даними сейсморозвідки СГТ, найширше і контрастно, в розрізі земної кори, виділяються групи (пакети) похилих відбиваючих поверхонь, які на підставі геологічних даних та світового досвіду ототожнюються, в першу чергу, з зонами розломів. Всі похилі розломи проявляються як зональні геологічні тіла значної потужності. Домінуючими за інтенсивністю є розломи, які мають північно-східне падіння. Основна частина розломів починає виділятися в області розділу кора–мантія і простежується практично через всю кору. Коріння окремих розломів можна простежити в розрізі верхньої мантії в інтервалі перших 10-20 км.

Похилі розломи часто відображають розриви зсуву, які супроводжуються зміною кутів нахилу. При цьому, зміни фіксуються, як правило, в зонах прояву субгоризонтальних розшарувань, що свідчить про генетичну супідрядність цих тектонічних процесів.

Крім похилих розломів, у розрізі кори виділяються і субвертикальні розломи, які корелюються з зонами перетину похилих розломів або з багатоярусними локальними субвертикальними структурами – тріщинами оперення.

Найконтрастніше накладений характер всіх систем розшарування:

87

горизонтально нахиленої і субвертикальної – проявляється в області переходу кора–мантія і виражається ускладненням будови цієї області численними розломами.

Крім структур, які відрізняються тим чи іншим розподілом сейсмічних границь, як самостійні виділяються структури, які отримали назву «сейсмічно прозорі зони». Єдиної закономірності в розподілі таких зон нема, але частіше вони виділяються у вузлах розломів, або тяжіють до них. Багато фахівців вважають, що це зони однорідних масивів, які не зазнали значних деформацій і деструкцій.

Усі наявні факти свідчать про те, що розломи субмеридіональної системи закладені у верхньому археї, або нижньому протерозої. Про древній вік цих розломів може також свідчити характер їх взаємини з дайками діабазів верхньопротерозойського віку. Так, дайка в районі с. Дніпровка січе Велико-Білозерський розлом, що свідчить про його древніший вік.

Розломи субширотного простягання розвинені в центральній і північній частинах досліджуваної площі в меншій мірі, ніж субмеридіональних. Час їх закладення поки не встановлений. Можливо, вони одновікові з субмеридіональними розломами. Судячи з поведінки поверхні кристалічних порід, ймовірно, в передкрейдяний час по деяких з розломів субмеридионального і субширотного напрямків відбувалися переміщення блоків, що підтверджено даними буріння.

Певний інтерес представляють розломи субмеридіонального напрямку. Судячи з розподілу регіональних геофізичних полів, розломи цього напрямку поділяють Каховський і Конксько-Білозерський блоки.

З іншої точки зору, оскільки границя розділу двох блоків носить регіональний характер, її внутрішню будову може бути представлено системою зближених кулісоподібних розломів північно-східного простягання. Уздовж таких розломів розвиваються лужні граніти токівського типу, які розкриті свердловинами.

Розломи широтного простягання, які проявляються в магнітному і гравітаційному полях, геологічно представляють, по-видимому, зони тріщинуватості, по яких в ранні часи відбулося зрушення фундаменту. Ці розломи, ймовірно, в деяких випадках оновлювали древні зони катаклазу. До розломів цього типу, можливо, відноситься Конкська зона розломів, яка простежується в південній частині досліджуваної території.

Дещо інший генезис широтної тектонічної зони, передбачуваної в районі сіл Скельки, Широке. По цій зоні, можливо, впроваджувалися ультрабазитові дайки. Вона подібна до широко відомого Девладівського розлому і сингенетична з ним за віком. З інших напрямків розломів слід зазначити діагональні порушення північно-східного простягання, які проявляються в східній частині площі (селища Любимівка, Підгірне).

88

За даними геолого-геомофологічної інформації масштабів 1:50 000–1: 100 000 уточнено неотектонічні особливості регіону, а саме: проведено неотектонічне районування, визначено ступінь неотектонічної активності окремих ділянок земної поверхні.

Так, неотектонічне районування 25-км зони навколо ЗАЕС дозволило уточнити границі неотектонічних областей і виділити 15 неотектонічних підобластей, відмінних за геолого-геоморфологічними індикаторами (параметрами) прояву неотектонічних рухів.

Виконаний розрахунок індексів неотектонічної активності і рухливості неотектонічних структур дозволив встановити переважно субширотний напрямок орієнтування неотектонічних структур в центральній частині досліджуваної площі і ПдЗ-ПнС – в північній частині 25-км зони навколо ЗАЕС.

Особливістю використаної для неотектонічного аналізу території майданчика методики, широко апробованої на практиці, є можливість оцінити ступінь контрастності неотектонічних рухів на великих площах, з використанням групи геолого-геоморфологічних індикаторів (параметрів) ступеня неотектонічної активності та використанням методів цифрового моделювання на основі ГІС-систем.

Завдяки використанню бази даних первинного фактичного матеріалу вдалося деталізувати розломно-блокову неотектоніку території досліджень. Встановлено, що неотектонічний блок 3 порядку, який контролює пункт ЗАЕС, повільно занурюється. Сумарна амплітуда вертикального переміщення протягом четвертинного періоду склала мінус 18 м.

Вивчення тектонічної будови району розташування ЗАЕС, ув'язка його геологічних утворень з іншими структурами Середньопридніпровського мегаблоку УЩ виконувалася при детальних геолого-геофізичних дослідженнях ближньої зони і території майданчика ЗАЕС [93].

За допомогою комплексного геолого-сейсмотектонічного аналізу поблизу АЕС було виділено: одну зона МВЗ I порядку і 6 потенційних зон МВЗ II порядку [42].

Найближчою до проммайданчика ЗАЕС є Конкська зона МВЗ. Виходячи з результатів розрахунків характеристик можливого сейсмічного впливу на основі детерміністських методів, максимальна інтенсивність сейсмічного впливу на майданчик ЗАЕС при події рівня МРЗ в цій зоні становить: I варіант – 5.7 бала; II варіант – 6.2 бала.

Для оцінки ПЗ і МРЗ застосовано усю отриману в процесі роботи сейсмологічну і геолого-геофізичну інформацію. З урахуванням нової доступної сейсмологічної інформації проведено перевизначення основних параметрів землетрусів зон, які можуть створювати максимальний сейсмічний вплив на територію ЗАЕС.

Розрахунок ПЗ і МРЗ проводився за сучасною методологією, покладеною в

89

основу оцінки сейсмічної небезпеки територій. Основу методології становить імовірнісно-детерміністичне уявлення про сейсмічні процеси та їх підготовку. Методологія базується на нових уявленнях про сейсмогеодинаміку, згідно з якими сейсмічність розглядається як результат деформування земної кори і літосфери з урахуванням її шарувато-блокової структури, особливостей міцнісних властивостей середовища, процесів руйнування, подоби структур на різних за масштабом ієрархічних рівнях і фрактального характеру сейсмічного процесу. За цією методологією створено карти ЗСР-97 для РФ і ЗСР-2004 – для України.

Основу методології становить феноменологічна модель сейсмічної небезпеки, яка включає розробку п'яти необхідних моделей: зон МВЗ, вогнища і вогнищевих зон, сейсмічності, загасання сейсмічної інтенсивності, сейсмічного ефекту.

Зони МВЗ трансформовані в геометризовану лінеаментно-доменно-фокальну схему (ЛДФ-модель), для якої проведено магнітудну параметризацію, з використанням сейсмологічних та геолого-тектонічних методів і аналогій.

Розроблено модель вогнищ і вогнищевих зон, яка базується на проведених дослідженнях механізмів вогнищ великих землетрусів.

На основі досліджень сейсмічного режиму для виділених зон МВЗ, створено моделі сейсмічності. У цих моделях застосовано метод статистичного моделювання, який дозволяє на великих проміжках часу, набагато більших від тривалості сейсмологічних спостережень, імітувати сейсмічний режим кожного елемента ЛДФ-моделі з статистично подібними параметрами, властивими реальним сейсмічним подіям.

Створено моделі загасання сейсмічної інтенсивності для анізотропних макросейсмічних полів сильних землетрусів з епіцентрами в зоні Вранча.

Розроблено модель сейсмічного ефекту, в якій використовується вся отримана в попередніх моделях інформація для розрахунку максимальної інтенсивності на досліджуваному майданчику, в результаті впливу всіх віртуальних вогнищ землетрусів від усіх елементів зон МВЗ. Результатом розрахунків є: максимальна інтенсивність в заданій точці земної поверхні, середній період повторюваності цієї інтенсивності та ймовірність її перевищення за наступні 50 років.

Для «середніх» умов отримано наступні оцінки ПЗ (період повторюваності 1000 років) і МРЗ (період повторюваності 10000 років) для пункту розташування ЗАЕС: ПЗ – 5.8 бала з імовірністю перевищення 0.05, МРЗ – 6.2 бала з імовірністю перевищення 0.005. Отримані оцінки зроблено з урахуванням детального сейсмічного районування і, в цілому, не суперечать картами ЗСР-2004, що складають основу нормативних будівельних документів ДБН В.1.1.12-2014.

Остаточна оцінка розрахункової сейсмічної небезпеки з урахуванням геолого-геофізичних, геодезичних, неотектонічних досліджень (ближньої зони масштабу 1:50 000) і результатів сейсмічного мікрорайонування, представлена в [93].

90

1.6 Сучасні екзогенні геологічні процеси

Характерні риси поширення і розвитку сучасних геологічних процесів (ЕГП) району розташування ЗАЕС обумовлені, головним чином, наведеними вище фізико-географічними і структурно-геологічними особливостями даної території.

Істотно, на ЕГП цього району великий вплив спричиняє Каховське водосховище, що займає близько 25 % пункту розміщення (30-км зони) ЗАЕС. Основними ЕГП території, які істотно впливають на екологічний стан середовища, є: зсуви, ерозія в різних формах, підтоплення, просідання ґрунтів і в меншій мірі – карстові процеси.

Зсувні процеси у межах 30-км зони ЗАЕС мають поширення по обох берегах Каховського водосховища – в основному в східній його частині. Розвиток зсувів спостерігається на схилах долин річок та березі Каховського водосховища, в місцях де є оголення глин меотичного, сарматського та балтського ярусів, а також червоно-бурих глин і лесових суглинків пліоцен – нижньочетвертинних відкладів. Зони зсувів займають відносно невеликі або середні (до 100 м2) за розмірами площі, які узагальнено складають декілька десятків тисяч м2. За типами зсувних процесів переважають структурні, структурно-пластичні і фронтальні зсувні утворення. На правому березі, поряд з зсувами, що стабілізувалися, зустрічаються досить великі ділянки активних зсувів. На лівому березі, у районі м. Дніпрорудне, також поширені активні зсуви. Головним чинником їхньої активізації є надзвичайно активна переробка берегів Каховського водосховища (рис. 1.33).

Рис. 1.33. Карта розвитку зсувних та ерозійних процесів в пункті розташування ЗАЕС

91

1 – зони площинного виносу гумусу з грунту; 2 – площі розвитку пасивних зсувів та ярів; 3 – площі розвитку активних зсувів та ярів; 4 – дефляція: еолова акумуляція (бугристі піски); 5 – зсуви активні; 6 – яри активні; 7 – яри тимчасово пасивні; 8-9 – абразія на берегах водоймищ: 8 – слабка (до 25 м/рік), 9 – середня (25-50 м/рік).

Ерозійні процеси активно проявляються та поширені у виді площинної і лінійної ерозії (див. рис. 1.33).

Площинна ерозія широко розвинута переважно в північній частині району досліджень, на правобережжі Каховського водосховища, де вона займає більш 70 % території. На лівобережній частині території, площинна ерозія спостерігається на окремих ділянках, що поширені переважно на схилах річкових долин.

Лінійна ерозія (яружна та балкова) досить широко розвинута на окремих ділянках правобережжя – в річкових долинах і на березі Каховського водосховища. Цей район характеризується відносно підвищеним горизонтальним розчленовуванням 0,6-0,8 км2 і перевищенням рельєфу над базисом ерозії – до 40 м при крутості схилів від 5-10° до 30°. Для лівого берега характерним є пологий рельєф (до 2°) з відносно низькими показниками його горизонтального розчленовування, що складають 0,05-0,4 км/км2, рідко до 0,5 км/км2). Екзогенні процеси на цій території проявляються у вигляді розвитку яруг різного розміру і форми, що досягають довжини від десятків до сотень метрів і глибини 15-25 м, іноді 25-30 м. Зустрічаються прояви лінійної ерозії у вигляді балок, по яких формується стік дощових та снігових опадів.

У прибережній зоні Каховського водоймища на правобережжі, східніше м. Марганець, спостерігається смуга з активними процесами яругоутворення завдовжки 20 км.

Абразія. Переробка берегів Каховського водосховища пов'язана з геологічною будовою берегових схилів, профілем і висотою берегових уступів. На 30 км ділянці берегової зони поблизу розташування ЗАЕС переробці звичайно підвернені береги абразивно-обвального типу, значно менше – абразивного та абразивно-яружного типів. Процеси абразії розвиваються безпосередньо в межах берегової зони майданчика ЗАЕС, у зв'язку з чим за цим геодинамічним процесом необхідно організувати спеціальні моніторингові спостереження.

У межах обох берегових ліній Каховського водосховища виділяються 4 об'єкти довжиною від 10 до 50 км, що підлягають абразії. Швидкість переробки берегів на цих ділянках від 0.2 до 32.4 км/рік. При цьому суцільна ширина ділянок берегової лінії на цих об'єктах змінюється від 30-80 до 150-280 м. Самий протяжний берег, що порушений абразією, розташований на правом березі Каховського водосховища, східніше м. Марганець, має довжину понад 50 км.

Ґрунти, що просідають. Лесові породи в межах пункту ЗАЕС мають широке поширення і представлені на правому березі еолово-делювіальним середньо-верхньоплейстоценовими утвореннями, у той час як на лівому березі широко

92

поширені еолово-делювіальні верхньоплейстоценові різновиди (рис. 1.34). На вододільних частинах Дніпровсько-Молочанської низовинної області, до якої належить лівобережна частина території ЗАЕС, лесовий покрив має потужність 15-30 м. Тут лесові породи відносяться, в основному, до другого типу просідання. Лесоподібні породи першого типу просідання поширені тут уздовж правого схилу р. Білозерка і на окремій ділянці в південно-східній частині лівобережжя.

Рис. 1.34. Карта поширення ґрунтів, що мають властивості до просідання, у межах пункту розташування ЗАЕС. 1 –лесові ґрунти, що відносяться до ІІ типу ґрунтових умов за показником просідання (>5 см від природного навантаження); 2 – лесові ґрунти, що відносяться до І типу ґрунтових умов за показником просідання (<5 см від природного навантаження); 3 – лесові породи, що не просідають; 4 – площі, на яких лесові ґрунти відсутні; 5 – місця поширення подів і колів.

На правому березі лесові відклади мають потужність від 3-5 до 10-20 м. Вони також характеризуються, в основному, ґрунтовими умовами просідання другого типу (тут виявляються ділянки з досить високими показниками просідання).

Так, у м. Нікополь відзначається сумарне просідання таких ґрунтів до 220 см, у той час як у м. Марганець величина просідання лесових ґрунтів від власного навантаження склала 60-80 см.

У південній частині території відзначені відносно великі (до 100 км2) подові

93

утворення, степові блюдця просадного генезису глибиною 0.5-2.0 м. Поди, як правило, заподіюють певної шкоди сільськогосподарським роботам, у зв'язку з тим, що навесні і після затяжних дощів улітку тривалий час землі в них залиті водою.

Процеси підтоплення у межах 30 км зони ЗАЕС відносно широко поширені і пов'язані в значній мірі з інженерно-господарською діяльністю (рис. 1.35).

Рис. 1.35. Карта поширення процесів підтоплення в пункті розташування ЗАЕС. 1– сезонне підтоплення заплав, низьких надзаплавних терас та понижених ділянок рельєфу, що відбувається внаслідок надмірного живлення (рівні стояння вод до 3 м); 2 – природне підтоплення, що відбувається в місцях низьких природних дренуючих властивостей гірських порід у межах зон перезволоження верхнього шару ґрунтів талими і поверхневими водами (рівні стояння вод 1-3 м); 3 – підтоплення, що відбувається в межах площ зрошення сільськогосподарських угідь; 4 – поди – ділянки в пониженнях рельєфу, складені з м'якопластичних і пластичних порід, що утворюють безстічні або малостічні зони, в яких формуються сезонні та багаторічні верховинні води; 5 – підтоплення населених пунктів, що обумовлене техногенними чинниками.

Процеси підтоплення розвиваються в межах понижених ділянок вододілів, складених лесовими ґрунтами, і річкових терас, що складаються з алювіальних піщано-глинистих відкладів.

Лесові породи добре фільтрують води у вертикальному напрямку і швидко заповнюють свою ємність, у зв'язку з тим, що підстилаються водотривкими різнокольоровими глинами. Інтенсивність підтоплення лівобережної частини

94

території пов'язана з впливом Каховського водосховища, яке починаючи з 60-70 років минулого сторіччя сформувало своєрідний гідродинамічний підпір підземних вод на відстані більш ніж 30 км від лінії р. Дніпра. Усе наступне є лише другорядними складовими цього базового чинника, що спричиняє підтоплення цієї території. За характером поширення і чинниками впливу усі зони підтоплення на цій території можна об'єднати у кілька видів, що представлені на рис. 1.35.

Сезонне підтоплення заплав, низьких надзаплавних терас і занижених ділянок рельєфу унаслідок надлишкового живлення. В межах 30 км території навкруги ЗАЕС такий тип підтоплення особливо характерний для долин правобережних приток р Дніпро. До цього типу підтоплення можна віднести ділянки на лівобережжі в межах, так званого, «Енергодарівського півострова».

Підтоплення, що пов'язане зі зрошенням територій. Підтоплення від зрошення на лівобережжі 30-км території ЗАЕС має регіональний характер у результаті збільшення додаткової водовіддачі, в порівнянні з використанням підземних вод, у 5-30 разів. Збільшення рівнів підземних вод на зрошуваних ділянках почалося з початку періодів поливів (середній приріст рівнів ґрунтових вод при цьому склав: на вододілах – 0,35-0,45 м, на схилах – 0,25-0,30 м, у долинах – 0,1-0,15 м і територіях, що до них прилягають, – 0,05-0,1 м).

Тут відзначається також зростання рівнів напірних водоносних горизонтів. На території Каховського зрошувального масиву, до складу якого входить лівобережна частина пункту ЗАЕС, спостерігається регіональний підйом рівня від 0,2 до 0,3 м у рік.

Поряд із загальним підйомом рівнів вод у межах зрошуваних територій, виділяються ділянки техногенного підтоплення. Так на правому березі таких ділянок, які приурочені до вододілів налічується 11. На лівому березі підтопленнями порушена вся долина р. Білозірка і масиву площею до 150 км2 південніше м. Енергодар. Відзначена також ділянка в південно-східній частини території.

Для лівобережжя також характерною рисою є, так зване «подове підтоплення», що відноситься до підтоплення подових утворень, зв'язане для цього району, в першу чергу, з інтенсивним зрошенням сусідніх з подами ділянок. У межах пункту ЗАЕС таких ділянок дві і тяжіють вони до долини р. Білозірка.

Для пункту ЗАЕС підтоплення в межах промислово-міських агломерацій пов'язане, головним чином, з характерним для останніх 15 років різним будівництвом, що виконувалось без врахування інженерно-геологічних умов ділянок будівництва і можливих їхніх наслідків: активними витоками промислово-побутових стоків зі старих інженерних комунікацій і зміною гідрогеологічних умов. У межах території досліджень такі невиправдані водовтрати відзначені в містах Нікополь і Дніпрорудне.

Процеси засолення. Основна частина пункту ЗАЕС розташована в межах

95

південної частини степової зони Причорномор'я. В зв'язку з цим більш ніж 90 % її площі розташовано в регіоні засолення поверхні ґрунтів і порід зони аерації. Цьому процесу сприяє гідрогеологічна, кліматична і фізико-географічна обстановка, а також інтенсивне зрошення на значній площі.

Засоленню підлягають глинисті та лесоподібні ґрунти, що в основному накопичують солі гідрокарбонатно-сульфатного складу, глибина засолення сягає 1,5-2,0 м. Ступінь засолення збільшується з півночі на південь.

Характерним для лівобережжя є вторинне (техногенне) засолення, що спровоковане порушеннями поливального режиму і поганою якістю іригаційних вод. При цьому відбувається засолення хлоридного і сульфатно-хлоридного типу. Подові зниження не засолюються по всьому їхньому профілі. Відносне збільшення солоності відзначається тільки в периферійних частинах подів.

Карстово-небезпечні породи розвинуті майже повсюдно на пункті ЗАЕС (рис. 1.36).

Рис. 1.36. Карта проявів карстових процесів, що поширені у пункті розташування ЗАЕС. 1-2 – площі поширення карстових процесів різних стадій формування: 1 – покритого, 2 – напівпокритого; 3-4 – техногенні об'єкти, що впливають на активізацію карстових процесів за рахунок підсилення водообміну: 3 – гірничодобувні об'єкти; 4 – промислово-міські агломерації.

96

Належать вони до карбонатних утворень сарматського і понтичного ярусів неогену і мають потужність, що коливається в межах 4-10 м. Відсутні карстово-небезпечні породи на незначній ділянці в північно-західній частині в долині р. Солона та на північній межі пункту розміщення ЗАЕС, на захід від смт. Томаківка. Карстові породи тут переважно відносяться до покритого типу, що залягають на значних глибинах. Лише на одній ділянці, що знаходиться на заході району досліджень, на лівому березі Каховського водоймища на площі близько 7 км2, поширені карстові породи, які належать до напівпокритої форми.

За останнє десятиріччя проявів активних карстових процесів на території ЗАЕС не спостерігалося.

Проте інтенсивне зрошення на прилеглих територіях є потенційним чинником їх можливої активізації. Техногенна активізація карсту також можлива в результаті зміни режиму водовідбору, коли при активній відкачці підземних вод з водоносних горизонтів можуть бути змінені гідрогеологічні умови формування підземних вод, що в свою чергу може спричинити до змін показників їх хімічного складу, швидкостей фільтрації, умов живлення водоносних горизонтів і комплексів тощо. Крім того на розвиток карстових процесів у північній частині території істотні зміни можуть спричиняти гірничодобувні підприємства, особливо, якщо врахувати, що ця територія належить до найбільшого у світі марганцеворудного басейну.

97

2. СТАН ГЕОЛОГІЧНОГО СЕРЕДОВИЩА МАЙДАНЧИКА ЗАЕС

2.1 Геологічна будова майданчика

ЗАЕС знаходиться в центральній частині Середньопридніпровського мегаблоку УЩ, зокрема майданчик ЗАЕС розташований в межах підзони субмеридіонального простягання, яка сформувалася в умовах транстенсії на межі архей-протерозой. Північна частина мегаблоку більш піднята. Тут кристалічні породи виходять на денну поверхню, поступово занурюючись у південному напрямку.

Для цього мегаблоку, відносно інших, характерні тонка кора (менше 40 км), складна структура розділу Мохо, розрив базальтового шару шириною до 20 км [22 та ін.]. Розрив ділить мегаблок майже посередині на дві частини. В його межах товщина кори 30 км (проти звичайної 35-42 км), гранітний шар зіставляє 12 км, діоритовий – 18 км, базальтовий (гранулітовий) шар відсутній. В північно-західній частині мегаблоку найпотужніша літосфера.

В геологічній будові Середньопридніпровського мегаблоку в межах майданчика ЗАЕС беруть участь кристалічні породи докембрію, кори їх вивітрювання та осадові відклади палеогенової і четвертинної систем, що залягають на нерівній поверхні кристалічного фундаменту (рис. 2.1).

Біля 2850 млн. років тому формуються двопольовошпатові світло-сірі, дрібно- і середньозернисті граніти демуринського комплексу, які складають кристалічний цоколь майданчика ЗАЕС. Протерозойський магматизм тут не проявлений. Явища реактивації гранітоїдів невідомі.

До відкладів палеозою та мезозою віднесено кору вивітрювання гранитів. Крівля кори вивітрювання нерівна і не завжди відповідає рельєфу незмінених кристалічних порід. Кора вивітрювання демуринських гранітів характеризується відносно невеликою потужністю, – рідко доходить до 20-30 м. Потужність її в межах майданчика ЗАЕС змінюється в досить широких межах (2-17 м) і залежить від типу материнських порід і ступеня руйнування. Формування кори вивітрювання продовжувалося вказаний вище досить тривалий час. У результаті вивітрювання гранітів утворюються каоліни переважно світло-сірого кольору з великою кількістю зерен кварцу, дресви гранітів, озалізнені.

Осадовий чохол представлений утвореннями верхнього палеогену (піщаники, піски та глини харківської світи) та четвертинними алювіальними відкладами (піски, іноді супіски).

Детальніше геологічний розріз майданчика ЗАЕС охарактеризований нижче при розгляді виявлених інженерно-гелогічних елементів (ІГЕ).

98

Рис. 2.1. Інженерно-геологічний розріз під територією проммайданчиком ЗАЕС (за матеріалами ХО «Енергопроект»).

98

99

2.2 Сучасні тектонічні умови

На території Середньопридніпровського мегаблоку УЩ сумарні амплітуди неотектонічних рухів складають +130 – -20 м, відображаючи загальну тенденцію неотектонічного перекосу у напрямку з півночі на південь. Нульова ізобаза сумарних амплітуд неотектонічних рухів земної кори витягнута субширотно, паралельно південній межі УЩ, що проведена за виходами кристалічних порід вище місцевих базисів ерозії. Вона перетинає центральну частину пункту ЗАЕС.

У неотектонічному відношенні ЗАЕС розміщується переважно в зоні коливальних (знакозмінних) неотектонічних рухів земної кори, які проявились в південно-східній частині УЩ.

Середньопридніпровський мегаблок протягом ранньоновітнього і середньоновітнього під етапів переважно опускався.

В післяпонтичний час на території регіону проявляються знакозмінні рухи, що визначили режими і обстановки рельєфоутворення і осадконакопичення на останньому підетапі неотектонічної історії – пізньоновітньому. Ці рухи мали переривчастий характер, були відносно малоінтенсивними і слабоконтрастними. Їх сумарні амплітуди змінюються від +60 м на півночі до -40 м в півдні регіону.

Аналіз інструментальних геодезичних даних про швидкості сучасних вертикальних рухів земної кори свідчить про існування в межах Середньопридніпровського мегаблоку локальних структур, що зазнавали сучасних тектонічних рухів різного спрямування – підняттів, опускань і знакозмінних рухів [29, 31].

Так, за результатами проведених досліджень виявлено активний на новітньому етапі розвитку неотектонічний блок 3 порядку, який контролює пункт ЗАЕС, та встановлено, що він повільно занурюється. Сумарна амплітуда вертикального переміщення протягом четвертинного періоду склала мінус 18 м.

Переважання сучасних знакозмінних тектонічних рухів фіксується в східній частині Середньопридніпровського мегаблоку. Їх швидкості за даними вимірів різних років змінювалися від -4 до +6-7 мм/рік (див. рис. 1.15).

Василівський блок, Оріхово-Павлоградська зона і власне майданчик ЗАЕС на сучасному етапі зазнають головним чином опускань із швидкостями сучасних рухів 0 – -2 мм/рік.

Не дивлячись на відносно невеликі швидкості сучасних рухів земної кори, при оцінці неогеодинамічного ризику району і пункту ЗАЕС слід звернути увагу на ділянки контрастного переходу від сучасних опускань до підняттів, або до структур, що зазнали післяінверсійних і сучасних знакозмінних рухів. Такі ділянки потребують більш поглибленого і послідовного аналізу новітньої і сучасної геодинаміки, особливо у випадках, коли вони співпадають з зонами неотектонічно активних розломів, охарактеризованих у підрозділах 1.4, 1.5, 2.4.

100

2.3 Інженерно-геологічні умови

Площадка ЗАЕС розташована в межах I надзаплавної тераси р. Дніпро. До початку планувальних робіт під будівництво АЕС рельєф ділянки мав

горбистий вигляд, що утворився в результаті еолових процесів. Після планувальних робіт та будівництва 6-ти блоків ЗАЕС на березі Каховського водосховища (в зоні розташування колишнього старого вантажного порту) природний рельєф усієї ділянки був повністю порушений, відмітки його оновленої поверхні склали 17.3-23.0 м.

Інженерно-геологічний розріз проммайданчика АЕС вивчений до глибини 84,5 м (відмітки -67,56 м). Відмітка планування поверхні проммайданчика ЗАЕС складає 22,0 м.

На вивчену глибину площадка складена осадовими четвертинними алювіальними відкладами та утвореннями верхнього палеогену, що їх підстилають. У підґрунті палеоген-четвертинних відкладів залягають породи кристалічного фундаменту – демурінські граніти архейського віку та палеозой-мезозойські кори їх вивітрювання.

Інженерно-геологічний розріз майданчика АЕС представлений наступними інженерно-геологічними елементами – ІГЕ (з поверхні вглиб): • насипний ґрунт (вище РГВ) (ІГЕ-1Б) – піски дрібні, переважно пухкого складу, часто середньої щільності, вологі – залягають до відміток 17.0-23.0 м. Потужність їх змінюється від 3 до 16.0 м (ці піски потрапили з зони будівництва котлованів під споруди АЕС); • алювіальні піски четвертинного віку, дрібні і середньої крупності (ІГЕ – 4, 5), загальною потужністю 27.5-30.0 м, залягають до відміток 10.0-6.6 м, мають пухкий, середній та щільний склад; • піски дрібні пухкого складу (ІГЕ-4а ) зустрічаються у вигляді лінз та прошарків потужністю 0,3-4,4 м на абсолютних відмітках 10,7-12,7 м. У практиці будівництва ЗАЕС ці піски вилучалися і заміщувалися щебенем; • піски дрібні вологі і водонасичені (ІГЕ-4б), середньої щільності, що залягають у підґрунті фундаментів блоків АЕС до абсолютних відміток 9.0-11,0 м; їх потужність нижче відміток закладення фундаменту споруд АЕС складає близько 5.0 м (за даними динамічного зондування середнє значення динамічного опору Рд для пісків, що залягають вище рівня грунтових вод складає 4,6 МПа, а тих що нижче – 5,9 МПа, що є критерієм віднесення цих грунтів до динамічно стійких – таких, що не розріджуються при динамічних навантаженнях). Розрахунковий модуль деформації пісків – 30 МПа. Щільність пісків = 1.95 т/мЗ; кут внутрішнього тертя J = 29 град, показник зчеплення С = 1 кПа; • піски дрібнозернисті (ІГЕ-4в), зволожені та водонасичені, щільного

101

складу, що знаходяться на абсолютних відмітках 9.2-14,0 м у вигляді прошарків потужністю 3,0-16,0 м (за даними динамічного зондування піски зволожені щільного складу мають динамічний опір Рд = 13 ÷ 20 МПа, а піски водонасичені

Рд = 9,6 ÷ 26 МПа; коефіцієнт відносної щільності Д = 1,06 ÷ 1,23 – це характеризує ці ґрунти як стійкі, та такі, що не розріджуються; розрахунковий модуль деформації Е для пісків, що залягають вище рівня ґрунтових вод складає 40 МПа, а тих, що залягають в зоні ґрунтових вод – 45 МПа. За результатами динамічного зондування і лабораторних досліджень розрахункові характеристики властивостей щільних пісків вище і нижче рівня грунтових вод приблизно рівні, а саме: щільність р =1.91 і 2.12 т/мЗ; кут внутрішнього тертя J = 37 і 38 град.; зчеплення С = 5 і 6 кПа; • піски середньозернисті щільного складу (ІГЕ-5), що мають потужність 4-15 м, обводнені; зустрічаються на абсолютних відмітках 5.7-3.9 м; розрахунковий модуль деформації Е = 40 МПа, щільність р = 2.02 т/мЗ; кут внутрішнього тертя J = 37 град; зчеплення С = 2 кПа; за геофізичними даними корозійна активність пісків (ІГЕ-4,5) складає 250-10000 омм; • алювіальні супіски (ІГЕ-6) і суглинки (ІГЕ-7) залягають у вигляді невитриманих прошарків і лінз потужністю 0.3-1.0 м у пісках в інтервалі абсолютних відміток 5.7-10.5 м. Розрахункові характеристики щільності, міцних і деформаційних властивостей супісків і суглинків за даними лабораторних досліджень відповідно складають: p = 2.03 і 2.02 т /мЗ; J = 26 і 20 град; С = 9 та 23 кПа; Е = 22 та 20 МПа; за показником величини коефіцієнта консолідації СV = 7.0 x 10 см2/рік) суглинки відносяться до водонасичених ґрунтів, що повільно ущільнюються; корозійна активність суглинків (ІГЕ-7) – 60 омм; • глини харківської світи палеогену (ІГЕ-9) мають потужність 11.5-14.5 м і простежуються на абсолютних відмітках 6.6-10.0 м; глини тверді, шаруваті, з тонкими лінзами і прошарками пилуватого піску, у нижній частині сильно опіщанені. Розрахункове значення модуля деформації Е = 20 МПа; розрахункові характеристики глин при довірчій імовірності L = 0.99 складають: р = 1.83 т/мЗ; J = 11 град.;С = 55 кПа; за показником вторинної консолідації СV = 1.5 Х 10 см2/рік ці глини відносяться до водонасичених ґрунтів, що повільно ущільнюються; їх корозійна активність складає 50 омм; • піски харківської світи палеогену (ІГЕ-10) середньо- та крупнозернисті, водонасичені, поширені у вигляді лінз і прошарків потужністю до 1.0 м у підошві глин ІГЕ-9; зустрічаються на абсолютних відмітках 20.0-21.5 м. Розрахункові значення: р = 1.96 т/мЗ; J-31 град.; С = 1 кпа, Е = 27 Мпа; • піски (ІГЕ-10), нижче за розрізом переходять у слабозцементовані глинисті піщаники (ІГЕ-11) і крем'янисто-глинисті конгломерати (ІГЕ-11а); потужність піщаників – 5,7 м, потужність конгломератів складає 1,0-3,5 м;

102

піщаники в повітряно-сухому стані мають тимчасовий опір стискання Rc = 0,8 МПа, під водою вони розмокають; у водонасиченому стані вони мають наступні фізико-механічні властивості: р = 2,67т/м3; J = 24 град; С = 80 МПа; конгломерати тріщинуваті, міцні, дещо порушені процесами вивітрюванням, мають тимчасовий опір стискання у водонасиченому стані Rc = 36,7 Мпа; • граніти архейського віку (ІГЕ-12), слабо вивітрилі, тріщинуваті, зустрічаються на абсолютних відмітках – 20,5 та -30.5 м; потужність гранітів, що досліджені в межах проммайданчика ЗАЕС, складає 2.0-40.7 м; тимчасовий опір стискання у водонасиченому стані – 74.4 Мпа.

Аналізуючі результати інженерно-геологічної оцінки території та загальні геолого-гідрогеологічні умови району будівництва ЗАЕС можна зробити такі висновки: • інженерно-геологічна вивченість проммайданчика ЗАЕС відповідає «Вимогам по розміщенню АЕС» і «Нормам проектування сейсмостійких АЕС», ПНАЕГ-5-006-87 Держатоменергонагляду, 1987; а також відповідає вимогам «Керівництва по інженерно-геологічних та гідрогеологічних дослідженнях для АЕС», Атоменергопроект, 1989; діючим будівельним нормам і правилам (ДБН) щодо застосованої номенклатури дослідницьких робіт; • за природними умовами, що впливають на безпеку ЗАЕС (структурні, динамічні, хитливі, сильностисливі, просадні II типу, водорозчинні, активний карст, наявність активних в останні 2 млн. років розломів; обвалів, селів, зсувів та ін.) площадка ЗАЕС протипоказань не має.

2.4 Сейсмічне мікрорайонування майданчика

Врахування впливу місцевих (локальних) умов на трансформацію сейсмічних коливань виконувався за результатами сейсмічного мікрорайонування(СМР). СМР виконувалося для отримання уточнених даних про сейсмічну небезпеку майданчика ЗАЕС, параметрів ПЗ і МРЗ, пікових прискорень при ПЗ і МРЗ, розрахункових акселерограм на поверхні ґрунту майданчика ЗАЕС (з метою подальшого проведення розрахунку поверхових спектрів для визначення ресурсу надійної експлуатації основних будівель і споруд ЗАЕС). Роботи з СМР виконувалися комплексом методів: методом інженерно-геологічних аналогій; методом сейсмічних жорсткостей; методом VS

30; розрахунковим методом. Крім того, проведено експеримент з інструментальної реєстрації вибухів і

мікросейсм. В ході виконання СМР зазначеним комплексом методів, для 5-км зони

досліджень і території проммайданчика ЗАЕС побудовано схеми приросту сейсмічної інтенсивності в частинах балу (рис. 2.2, 2.3).

103

Рис. 2.2. Схема приросту сейсмічної інтенсивності за комплексом методів для 5 км зони досліджень

103

104

Рис. 2.3. Схема приросту сейсмічної інтенсивності, відносно «середніх» умов, на поверхні проммайданчика ЗАЕС за комплексом методів (відмітка22.0 м) Ошибка! Источник ссылки не найден..

104

105

Характерною особливістю є близькість оцінок прирощення сейсмічної інтенсивності, одержаних різними методами.

Показано, що найбільш істотні варіації прирощення сейсмічної інтенсивності пов'язані з різною потужністю осадового чохла.

Беручи до уваги, що в ході загального і детального сейсмічного районування території розміщення ЗАЕС використовувалися макросейсмічними дані, оцінка фонової сейсмічності виконана в балах сейсмічної інтенсивності за шкалою MSK-64 і EMS-98. Вплив локальних ґрунтових умов на сейсмічну інтенсивність в ході СМР враховувався за визначеним прирощенням сейсмічної інтенсивності (бальності). Як у вітчизняних, так і зарубіжних нормативних документах ця поправка, в залежності від властивостей ґрунту, може дорівнювати 0, +1 або -1 бал. При цьому прийнято округляти дробові значення збільшення бальності, отримані в ході СМР, згідно з правилом:

-0.5≥∆I, ∆I = -1 бал; -0.5<∆I≤+0.5, ∆I = 0 балів;

+0.5≤∆I, ∆I = +1 бал.

Для цілей подальшого дослідження сейсмічних впливів на будівлі, споруди та обладнання ЗАЕС, необхідна інформація про кількісні параметри руху ґрунту при сейсмічних впливах рівня ПЗ (період повторюваності 1000 років) і рівня МРЗ (період повторюваності 10000 років). Одною з основних характеристик руху ґрунту при сейсмічних впливах є пікові прискорення. Відомо кілька варіантів зв'язку параметрів сейсмічних рухів ґрунту з величиною сейсмічної інтенсивності. В практиці інженерної сейсмології використовуються кореляційні залежності між макросейсмічними оцінками в балах і значеннями прискорень коливань ґрунту. Наприклад, перерахування сейсмічної інтенсивності (I, бали) в пікові прискорення (А, см/с2) і навпаки можна виконувати за формулами (2.1) і (2.2).

0.107I0.30164MSK 10A −×

− = (2.1) 0.222I0.333

97SHA 10A −×− = (2.2)

Залежність (2.1) рекомендується до використання ДБН В.1.1-12:2014 [96] і СНиП II-7-81* [97] у відповідності зі шкалою EMS-98 і приймається в якості нижньої межі, а залежність (2.2) – була рекомендована для території Північної Євразії при створенні в 1992-1999 рр. світової карти глобальної сейсмічної небезпеки – GSHAP. У табл. 2.1 сейсмічна інтенсивність, в градації через 0.5 бала, переведена в пікові прискорення по співвідношеннях(2.1) і (2.2).

І, хоча, поняття дробового бала є «нефізичним», стає очевидним, що при описаному вище підході до оцінки пікових прискорень, неможливо округлювати сейсмічну інтенсивність до цілих значень. Наприклад, інтенсивності 7 балів відповідає інтервал 6.5≤I<7.5 балів і, як наслідок, інтервал пікових прискорень 71≤А<141 см/с2за (2.1) або 88≤А<189 см/с2 за (2.2).

106

При округленні бальності до цілих значень, додавання приросту бальності за рахунок ґрунтових умов, також округлених до цілих чисел, може привести до того, що сумарна інтенсивність буде відрізнятися від аналогічної суми з дробовими значеннями. Різниця може становити ±1 бал. Тому бали повинні розраховуватися з дробовими значеннями. Доцільність розрахунку інтенсивності до дробових значень обґрунтовано у роботі [97].

Саме тому, остаточне сейсмічне районування здійснювалося шляхом складання дробової бальності, отриманої в ході загального і детального сейсмічного районування, з дробовими поправками за локальні умови, отриманими в ході сейсмічного мікрорайонування. Таблиця 2.1. Сейсмічна інтенсивність в градації 0.5 бала, переведена в пікові прискорення по співвідношеннях(2.1) і (2.2).

I, бали MSK-64 (EMS-

98)

A, см/с2 MSK-64

A, см/с2 sha-97

I, бали MSK-64 (EMS-

98)

A, см/с2 MSK-64

A, см/с2 sha-97

4 13 13 7 100 129 4,5 18 19 7,5 141 189 5 25 28 8 200 277

5,5 35 41 8,5 283 406 6 50 60 9 400 596

6,5 71 88 9,5 566 874 7 100 129 10 800 1282

Перехід до відносних піковихприскорень (в частках прискорення вільного падіння, g) здійснювався за допомогою виразу:

gA

I 222.2*333.010 −

=

Цей вираз є аналогом виразу (2.2), який дозволяє здійснювати перехід до абсолютних піковихприскорень (в см/с2). Саме з використанням виразу (2.2) здійснювався перехід до абсолютних пікових прискорень.

Вище, на рис. 2.2, 2.3 наведено схеми сейсмічного районування 5 км зони і території проммайданчика ЗАЕС в пікових прискореннях.

В табл. 2.2 представлено детальні відомості про сейсмічну інтенсивність (з точністю до 0.05 бала) і пікові прискорення (з точністю до 0.005 g і 5 см/с2) для території розміщення реакторних відділень ЗАЕС. Таблиця 2.2. Сейсмічна інтенсивність і пікові прискорення для проммайданчика ЗАЕС

Рівень ПЗ (період повторюваності 1000 років)

Рівень ПЗ (період повторюваності 10000 років)

№ п.п.

Назва об'єкту на промплощадці

I, бали A, см/с2 A, g I, бали A, см/с2 A, g 1 PO-1

(відм. 22,00) 6,40 80 0.080 6,80 110 0.110

2 PO-2 (відм. 22,00)

6,40 80 0.080 6,80 110 0.110

3 PO-3 (відм.. 22,00)

6,40 80 0.080 6,80 110 0.110

4 PO-4 (відм. 22,00)

6,45 85 0.085 6,85 115 0.115

5 PO-5 (відм. 22,00)

6,45 85 0.085 6,85 115 0.115

6 PO-6 (відм.22,00)

6,45 85 0.085 6,85 115 0.115

107

2.5 Сучасні екзогенні та інженерно-геологічні процеси і явища

Аналіз поширення ЕГП у межах даної території дозволяє визначити найбільш небезпечні ділянки та оцінити ступінь їх ураженості цими процесами (рис. 2.4), що є актуальним при вирішенні питань їхнього подальшого господарського використання.

Рис. 2.4 Карта умов розвитку екзогенних геологічних процесів (ЕГП) в межах пункту розташування ЗАЕС.

1-7 – геологічні умови розвитку ЕГП (стратиграфо-генетичні комплекси, що залягають першими від поверхні): 1 – алювіальний комплекс голоцену: піски кварцові, місцями поліміктові, різної крупності, з галькою і гравієм, з прошарками та лінзами суглинків, супіску, глин та відкладів мулу; 2 – алювіальний комплекс верхнього плейстоцену: піски різної крупності, кварцові з галькою і гравієм, з прошарками супіску і суглинків (калінінський і осташківський горизонти І-ІІ надзаплавних терас); 3 – алювіальний нерозчленований комплекс верхнього плейстоцену: піски кварцові, різної крупності, з галькою і гравієм, з прошарками суглинків і супіску, іноді з малопотужним (до 3 м) покриттям лесових відкладів (І та ІІ надзаплавних терас); 4 – еолово-делювіальний і елювіальний комплекс верхнього плейстоцену: лесоподібні суглинки легкі і середні, супіски; 5 – еолово-делювіальний комплекс середнього та верхнього плейстоцену: лесоподібні суглинки легкі, середні і важкі, рідше супіски і глини; 6 – еолово-делювіальний комплекс плейстоцену: лесоподібні глини, важкі суглинки; 7 – озерно-еолово-делювіальний комплекс плейстоцену: лесоподібні суглинки важкі і середні, глеєві (поди); 8 – межі стратиграфо-генетичних комплексів; 9-12 – ступінь ураженості різних ділянок карти за сумісним проявом ЕГП: 9 – слабка (3-10 %), 10 – середня (10-25 %), 11 – сильна (25-50 %), 12 – дуже сильна (>50 %); 13-23 – індекси ЕГП за величиною інтенсивності прояву процесів: 13-19 – природно-історичних (13 – зсувних процесів, 14 – яружної ерозії, 15 – площинної ерозії, 16 – підтоплення, 17 – процесів дефляції, 18 – ступеню просідання ґрунтів, 19 – розвитку карсту); 20-23 – техногенного походження (20-22 – підтоплення: 20 – в зоні впливу водосховища, 21– на забудованих територіях, 22 – на ділянках зрошення; 23 – штучний літогенез: переформування берегів водосховищ); 24 – ЗАЕС

108

На карті умов розвитку ЕГП (див. рис. 2.4) показаний геологічний план поверхні цієї території з глибинами залягання першого від поверхні водоносного горизонту, і співвідношення різних ЕГП, що визначають ступінь ураженості окремих ділянок цими процесами.

Так, найбільш слабко (5-10 %) уражені ЕГП території, що розташовані переважно на вододілах – на ділянках, що складають приблизно 70 % правобережної частини 30 км зони ЗАЕС. Розташовані вони у межах західної половини правобережжя на східному схилі долини р. Теребовля та у східній прикордонній частині пункту ЗАЕС. Переважний розвиток тут мають процеси площинної ерозії, рідше процеси просідання ґрунтів. У межах території слабкої ураженості ЕГП, виділяється кілька ділянок із середнім ступенем ураженості зв'язаної з додатковим впливом на них процесів просідання. Крім цих, на правобережжі виділено два райони із середнім (10-25 %) ступенем ураженості ЕГП. Перший, розміщується у межах правого схилу долини р. Теребовля, другий, у межах вододільної частини, що граничить з долиною цієї річки. Невелика ділянка такого ж ступеня ураженості простежується у північно-східній частині території досліджень.

Лівобережжя на площі понад 80 % має середній ступінь ураженості ЕГП за рахунок впливу процесів просідання ґрунтів, підтоплення, місцями ерозією обох форм – лінійної та площинної.

Тут же, на лівобережжі, розташовані дві ділянки, що сильно (25-50 %) уражені ЕГП. Перша, що виділяється в південно-західній частині, в районі смт. Верхній Рогачик, зв'язана із взаємодією процесів просідання ґрунтів, площинної і лінійної ерозії, що тяжіють до річкової долини. Друга ділянка розташована в межах площі «Енергодарівського півострова» і пов'язана з процесами дефляції та активним підмиванням берегів Каховського водосховища. Ця ділянка зазнає значного техногенного впливу від експлуатації розташованої тут інфраструктури ЗАЕС.

Ділянки, що дуже сильно (>50 %) уражені ЕГП, межують з прибережними територіями Каховського водосховища і розташовані на сході м. Марганець і біля м. Дніпрорудне. Для цих районів характерними є процеси активізації зсувів, розвитку активної лінійної ерозії (ярів), площинної ерозії, значною мірою обумовлено активним абразійним впливом на берегову лінію Каховського водоймища.

З несприятливих інженерно-геологічних факторів на майданчику ЗАЕС встановлені наступні: еолові процеси (перевівання пісків), зміна рельєфу; техногенне обводнювання території, що може привести до підпору і підйому рівнів підземних вод до відмітки 18.0 м; агресивність підземних вод за величиною бікарбонатної лужності до бетону і металу конструкцій; наявність лінз пухких пісків у основі блоку 5, що мають високу деформативність і нерівномірну стискальність.

109

3. ОЦІНКА ВПЛИВУ ЗАЕС НА СТАН ГЕОЛОГІЧНОГО СЕРЕДОВИЩА

3.1 Організація спостережень за станом геологічного середовища

3.1.1. Організація інструментальних сейсмологічних спостережень в

районі ЗАЕС Уточнення сейсмічної небезпеки в районі ЗАЕС, виконувалося на основі

проведення комплексу робіт, передбачених програмою додаткових досліджень геолого-тектонічних умов району. Висновки робіт ґрунтуються, в першу чергу, на результатах інструментальних сейсмічних спостережень за максимально тривалий період часу, тому, одночасно з проектуванням стаціонарної системи сейсмічного моніторингу, АЕС ініціювала також проведення тимчасових інструментальних сейсмічних спостережень.

Для виконання сейсмічних спостережень, за погодженням з Інститутом геофізики ім. С.І. Субботіна НАН України, в рамках договору «Сейсмічні спостереження на тимчасово організованих пунктах в районі розташування Запорізької АЕС» у червні 2012 р. розпочалися роботи із створення локальної сейсмологічної мережі тимчасових пунктів спостережень.

Протягом 1-го етапу робіт, у бомбосховищі на території профілакторію ЗАЕС, був організований тимчасовий пункт спостережень LVV0 для ведення реєстрації сейсмічних подій сертифікованим сейсмометром GURALP CMG-40TD. Для інструментальних спостережень в автономному режимі та накопичення сейсмічних даних було розроблено апаратно-програмний комплекс (АПК), обладнаний засобами зв'язку для управління і контролю функціонування.

Комісією у складі представників СЕБіС ЗАЕС, ТзОВ «Фундаментстроймакс» та ІГФ НАН України 20.06.2012 р. було складено Акт про початок проведення інструментальних спостережень, відповідно до Програми сейсмічних і неотектонічних досліджень 75.200.11-01.03.00-ПМ.

Пізніше, для покращення якості спостережень, в районі розташування ЗАЕС було організовано ще три тимчасових пункти спостережень. Реєстрація сейсмічних подій проводилася акселерометрами GURALP CMG-5TDE. Тестова реєстрація розпочалась у січні-лютому 2013 р. Карта розташування пунктів спостережень представлена на рис. 3.1, а відповідність між номером пункту спостережень і унікальним кодом реєстратора в табл. 3.1. Тимчасовий пункт спостережень сейсмометром Guralp CMG-40TD знаходиться поблизу пункту спостережень № 1.

110

Рис. 3.1. Карта розташування пунктів спостережень, оснащених акселерометрами Guralp CMG-

5TDE (в чисельнику − номер пункту, в знаменнику – глибина до корінних порід в метрах)

Таблиця 3.1. Унікальні коди реєстраторів Guralp CMG-5TDE

Пункт спостережень Код реєстратора

1 5CA3

2 5CA5

3 5CA4

3.1.1.1 Моделі геологічного середовища під майданчиком ЗАЕС Для отримання розрахункових акселерограм і спектрів реакції на основі

реальних сейсмічних записів в районі ЗАЕС при максимальному розрахунковому (МРЗ) та проектному (ПЗ) землетрусах необхідно мати:зареєстровані безпосередньо на майданчику АЕС записи сейсмічних подій за максимально тривалий період часу, значення ПЗ і МРЗ для району та геолого-геофізичну інформацію, для створення моделей геологічного середовища в місцях розташування пунктів сейсмічних спостережень і проммайданчика АЕС.

За матеріалами звітів про виконання робіт з додаткових досліджень сейсмічних і сейсмотектонічних умов майданчика ЗАЕС, які проводилися протягом 2011-2013 рр. на рис.3.2 показано схему розташування тимчасової сейсмічної станції LVVO, обладнаної сертифікованим сейсмометром GURALP CMG-40TD (бомбосховище профілакторію ЗаТЕС) та ближніх свердловин. На рис. 3.3 наведений інженерно-геологічний розріз найближчої до сейсмічної станції LVVO св. № 2.

111

Рис. 3.2.−−−− Схема розташування тимчасової сейсмічної станції LVVO(бомбосховище профілакторію ЗаТЕС) та ближніх свердловин.

Рис. 3.3. Інженерно-геологічний розріз свердловини № 2, розташованої поблизу тимчасової сейсмічної станції LVVO

Раніш, на рис. 2.1, нами наведено інженерно-геологічний розріз під територією проммайданчика ЗАЕС (за матеріалами ХО «Енергопроект»), а нижче у табл. 3.2 представлено відповідну модель середовища.

Таблиця 3.2. Модель середовища під територією проммайданчика ЗАЕС 1 1Б 22,0 17,3 4,7 Насипний шар (вище РГВ) – пісок

дрібний, середньої щільності, вологий 2,65

1,62

1,56

41,5

0,71

0

0,04

0,1

5

0 29

23

190

2 1Б 17,3 15,5 1,8 Насипний шар – пісок дрібний, середньої щільності, насичений водою 2,

65

1,94

1,54

42,2

0,73

0

0,26

0,9

5

0 29

23

280

3 4Б 15,5 15,1 0,4 Піски дрібні, середньої щільності, жовтувато-сірі, вологі, водонасичені 2,

65

1,95

1,57

40,4

0,68

0,24

0,9

5 - - - -

29

1 40

280

4 4В 15,1 14,4 0,7 Піски дрібні, щільні, жовтувато-сірі, вологі, водонасичені 2,

65

2,12

1,83

31,5

0,46

0,16

0,9

5 - - - -

38

6 45

280

5 4Б 14,4 13,8 0,6 Піски дрібні, середньої щільності, жовтувато-сірі, вологі, водонасичені 2,

65

1,95

1,57

40,4

0,68

0,24

0,9

5 - - - -

29

1 40

280

6 4А 13,8 13,4 0,2 Піски дрібні, пухкі, жовтувато-сірі, маловологі, вологі, водонасичені 2,

65

1,92

1,51

43,1

0,76

0

0,27

0,9

5 - - - -

28

0 30

280

7 4Б 13,4 10,1 3,3 Піски дрібні, середньої щільності, жовтувато-сірі, вологі, водонасичені 2,

65

1,95

1,57

40,4

0,68

0,24

0,9

5 - - - -

29

1 40

315

8 4В 10,1 8,8 1,3 Піски дрібні, щільні, жовтувато-сірі, вологі, водонасичені 2,

65

2,12

1,83

31,5

0,46

0,16

0,9

5 - - - -

38

6 45

315

9 6 8,8 8,1 0,7 Супіски жовтувато-сірі і сірі, пластичної консистенції 2,

66

2,00

1,73

35,2

0,54

4

0,18

0,9

1

0,22

0,18

0,04

0,50

27

4 22

380

10 4В 8,1 2,0 6,1 Піски дрібні, щільні, жовтувато-сірі, вологі, водонасичені 2,

65

2,12

1,83

31,5

0,46

0,16

0,9

5 - - - -

38

6 45

420

11 5 2,0 -11,4 13,4 Піски середні, світло-сірі, жовтувато-сірі, щільні, вологі, водонасичені 2,

65

2,12

1,83

31,0

0,45

0

0,16

0,9

5 - - - -

40

3 40

430

12 9 -11,4 -27,1 15,7 Глини зеленувато-сірі, сірі, з піском, напівтвердої консистенції 2,

75

1,83

1,38

50,0

1,00

0,34

0,9

6

0,69

0,35

0,34

0,03

11

55

20

460

13 10 -27,1 -41,7 14,6 Піски пилуваті, світло-зелені, зеленувато-сірі, місцями слабозцементовані, з прошарками глин 2,

68

1,86

1,43

46,6

0,88

0

0,31

0,9

3 - - - -

24

0 18

460

14 11 -41,7 -46,1 4,4 Пісковик середньозернистий, темно-зелений, кварцово-глауконітовий, слабозцементований 2,

67

1,84

1,6

40,2

0,66

8

0,15

0,9

8 - - - -

24

0,80

-

573

15 12 -46,1 -55,7 9,6 Каолін світло-сірий, глиноподібний, озалізнений 2,

40

1,81

1,48

43,5

0,76

9

0,25

0,8

4

0,37

0,28

0,09

<0

23

30

24

573

16 12 -55,7 -62,7 7,0 Каолін світло-сірий, з дресвою граніту, озалізнений 2,

40

2,00

1,48

43,5

0,76

9

0,25

0,8

4

0,37

0,28

0,09

<0

23

30

24

1000

17 14 -62,7 Граніт світло-сірий, дрібно і середньозернистий, тріщинуватий, міцний

-

2,60

2,57

- - - - - - - - - - -

2500

112

113

На цій основі запропоновано спрощену сейсмічну модель середовища, представлену в табл.3.3. Таблиця 3.3. Модель середовища під тимчасовою сейсмічною станцією LVVO (бомбосховище профілакторію ЗаТЕС)

№ Літологія ∆∆∆∆Н, м ρρρρ, г/см3 Vs, м/с 1 Пісок 9 1.9 280 2 Граніт 2.70 2500

3.1.1.2 Записи землетрусів з віддалених і місцевих зон МВЗ, зареєстровані на тимчасовій локальній мережі сейсмічних спостережень

Протягом дворічних інструментальних спостережень на тимчасовій мережі сейсмічного моніторингу в районі ЗАЕС зареєстровано велику кількість сейсмічних подій. Для аналізу динамічних характеристик спостережених сейсмічних коливань відібрано 10 телесейсмічних подій з М >6.5 і 19 регіональних сейсмічних подій з М >3.5 та 8 промислових вибухів.

Каталоги подій представлені у відповідних каталогах (табл. 3.4-3.6). Інструментальні записи сейсмічних подій, наведених в Каталогах, використано

для побудови розрахункових акселерограм і спектрів реакції при максимальному розрахунковому (МРЗ) та проектному (ПЗ) землетрусах в районі ЗАЕС.

За матеріалами звітів про виконання додаткових інструментальних досліджень сейсмічних і сейсмотектонічних умов майданчика ЗАЕС, які проводилися протягом 2011-2013 рр., ПЗ і МРЗ у пікових прискореннях (безпосередньо для проммайданчика ЗАЕС ПЗ становить 0,080-0,085 g, МРЗ – 0,110-0,115 g, або: для ПЗ – 80-80 см/с2, для МРЗ – 110-115 см/с2).

Приклади фільтрованих записів телесейсмічних і регіональних сейсмічних подій наведено на рис. 3.5 і 3.6.

Таблиця 3.4. Каталог зареєстрованих телесейсмічних подій з М > 6.5 № Дата То ϕϕϕϕоN λλλλо Е Н, км М Регіон ПСС 1 11.11.2012 01:12:38 23.07 96.05 10 6.8 MYANMAR LVV0 2

01.10.2013 03:38:21 53.17 152.88 570 6.7 SEA OF OKHOTSK 5CA3,5CA4,

5CA5 3 01.01.2014 16:03:31 -13.86 167.26 200 6.6 VANUATU LVV0 4

2.03.2014 20:11:22 27.47 127.32 110 6.5 RYUKYU ISLANDS,

JAPAN 5CA3, LVV0

5 4.05.2014 09:15:53 -24.81 179.12 539 6.6

SOUTH OF FIJI ISLAND

LVV0

6 18.05.2014 01:02:28 4.31 92.73 2 6.0

OFF W COAST OF NORTHERN SUMATRA

LVV0

7 23.06.2014 21:11:40 52.01 178.48 100 6

RAT ISLANDS, ALEUTIAN ISLANDS

5CA3,5CA4, LVV0

8 11.07.2014 19:21:59 37.06 142.54 10 6.5

OFF EAST COAST OF HONSHU, JAPAN

5CA3,5CA4, LVV0

9 21.07.2014 14:54:41 -19.83 -178.47 620 6.9 FIJI REGION

5CA3,5CA5, LVV0

10 03.08.2014 8:30:14 27.26 103.5 10 6.1

SICHUAN-GUIZHOU RG, CHINA

5CA5, LVV0

114

Таблиця 3.5. Каталог зареєстрованих регіональних сейсмічних подій з М > 3.5. № Дата То ϕϕϕϕоN λλλλо Е Н, км М Регіон ПСС 1

06.07.2012 22:48:00 45.68 26.67 113 4.5 ROMANIA, VRANCEA

LVV0

2 2013:03:02 03:38:20 45.03 29.30 8 4.1

ROMANIA-UKRAINE BORDER REGION

5CA3,5CA4, 5CA5

3 2013:03:19 12:44:30 42.16 29.56 10 4.5 BLACK SEA

5CA3,5CA4, 5CA5

4 23.06.2013 21:16:33 48.12 33.45 2 4.6

UKRAINE KRYVYJ RIG

5CA4, 5CA5

5 06.10.2013 1:37:21 45.64 26.69 134 5.3 ROMANIA, VRANCEA

5CA3,5CA4, 5CA5

6 15.10.2013 3:35:43 44.55 34.41 25 3.6

CRIMEA REGION, UKRAINE

5CA3, LVV0

7 15.10.2013 19:33:12 45.64 26.56 136 4.7 ROMANIA, VRANCEA

5CA3,5CA4, LVV0

8 04.01.2014 7:48:06 44.17 36.41 10 3

CRIMEA REGION, UKRAINE

5CA3,5CA4, LVV0

9

23.01.2014 6:15:05 45.42 26.26 127 4.7 ROMANIA, VRANCEA

5CA3, LVV0

10 2.03.2014 03:34:31 44.27 34.31 40 4.1

CRIMEA REGION, UKRAINE

5CA3,5CA4, LVV0

11 29.03.2014 19:18:05.0 45.62 26.40 135 4.7

ROMANIA, VRANCEA

5CA3,5CA4, LVV0

12 3.04.2014 12:38:57.5 45.47 26.40 124 4.5

ROMANIA, VRANCEA

5CA3, LVV0

13 4.04.2014 20:08:08 37.19 23.74 111 5.6

SOUTHERN GREECE

5CA3, LVV0

14 16.04.2014 23:31:41 28.64 51.75 10 4.9

SOUTHERN IRAN LVV0

15 25.04.2014 02:56:35 35.48 21.57 30 4.7

CENTRAL MEDITER- RANEAN SEA LVV0

16 20.05.2014 04:43:26 40.92 19.86 2 4.6 ALBANIA LVV0 17 24.06.2014 19:39:53 43.81 24.47 18 4.3 ROMANIA LVV0 18 09.07.2014 23:45:03 40.44 26.21 13 4.2 WESTERN TURKEY LVV0 19 03.08.2014 22:22:44 40.59 29.16 7 4.0 W. TURKEY LVV0

Таблиця 3.6. Каталог зареєстрованих вибухів. № Дата То ϕϕϕϕоN λλλλо Е Район ПСС 1 7.07.2012 14:48 ГОК в р-ні Дніпрорудного LVV0

2 10.07.2012 11:19 ГОК в р-ні Орджоникидзе LVV0

3 2.02.2013 14:47 ГОК в р-ні Дніпрорудного

5CA3, 5CA4, 5CA5, LVV0

4

10.01.2014 11:00:03 48.12 23.55

Р-н Кривого Рогу, Первомайського кар’єр

5CA3, LVV0

5 31.01.2014 09:01:05 47.84 33.31

Р-н Кривого Рогу, Інгулецький кар'єр

5CA3, 5CA4, 5CA5

6 28.02.2014 09:00 47.84 33.31

Р-н Кривого Рогу, Інгулецький кар'єр

5CA3, 5CA5, LVV0

7 28.03.2014 09:01 47.84 33.31

Р-н Кривого Рогу, Інгулецький кар'єр

5CA3, 5CA5, LVV0

8 19.06.2014 10:00 47.93 33.38 Кар'єр в р-ні Кривого Рогу

5CA3, LVV0

115

Рис.3.5. Приклад фільтрованого запису землетрусу 06.07.2012 р. в зоні Вранча

Рис. 3.6. Фрагмент фільтрованого запису вибуху з місцевого кар'єру7.07.2012 р.

Проведення вибіркової обробки отриманих записів показало, що вони суттєво ускладнені високим рівнем промислових шумів.

Спостереження на локальній мережі проводилися сертифікованими сейсмометром GURALP CMG-40TD і трьома акселерометрами GURALP CMG-5TDE (рис. 3.2).

116

Рис. 3.3. Синхронні записи вибуху 2.02.2013 р. о 14 год. 47 хв., отримані акселерометром GURALP CMG-5TDE (5CA3) і сейсмометром GURALP CMG-40TD (LVV0)

117

3.1.2. Організація спостережень за сучасними геодинамічними, інженерно-геологічними та екзогенними геологічними процесами в районі ЗАЕС

З несприятливих факторів даних напрямків виділяються: – еолові процеси (перевівання пісків), зміна рельєфу – перевівання пісків

можливо, лише частково, на територіях крім проммайданчика (поверхню сплановано);

– техногенне обводнювання території що, може привести до підпору і підйому рівнів підземних вод до відмітки 18.0 м – підпор рівня підземних вод до відмітки 18,0 м можливий лише на проммайданчику ЗАЕС; – наявність лінз пухких пісків у основі блоку 5, що мають високу деформативність і нерівномірну стискальність – в основі блоку 5 відсутні прошарки пухких пісків. У наявності тільки лінзи, потужністю до 0,5 м, безпосередньо під фундаментом блоку, під власною вагою якого вони ущільнюються.

Усунення несприятливого впливу цих факторів на спорудження АЕС виробляється головним чином інженерними заходами (планування території, організований водовідвід, дренаж, пристрій фундаментів основних споруджень і інше) і може бути виконаним власними силами спеціальних підрозділів ЗАЕС.

Унаслідок пониження рівня води можливо часткове зниження природної щільності піщаної основи в котлованах, що визначає необхідність систематичного геотехконтролю за складом піщаної основи і виконання заходів щодо збереження його щільності: зниження до мінімуму терміну від розкриття котловану до бетонування; знятті буферного шару потужністю 0.5-1.0 м безпосередньо перед початком фундировання та інші.

Не дивлячись на відносно невеликі швидкості повільних сучасних рухів земної кори, при оцінці неогеодинамічного ризику в межах району і пункту ЗАЕС слід звернути увагу на ділянки контрастного переходу від сучасних опускань до підняттів, або до структур, що зазнали післяінверсійних і сучасних знакозмінних рухів. Такі ділянки потребують більш поглибленого і послідовного аналізу новітньої і сучасної геодинаміки, особливо у випадках, коли вони співпадають з зонами неотектонічно активних розломів. Цілі, завдання і зміст необхідних додаткових структурно-геоморфологічних і неотектонічних досліджень наведені нижче у розділі 4.

118

3.2 Результати спостережень і досліджень стану геологічного середовища

3.2.1. Побудова розрахункових акселерограм за результатами спостережень і досліджень стану геологічного середовища

Кінцевим результатом робіт з оцінки сейсмічної небезпеки майданчика АЕС є побудова набору розрахункових акселерограм (реальних або синтезованих), максимально близьких до очікуваних на досліджуваному майданчику.

Існують кілька методів задання сейсмічних впливів [98, 99]. В ідеалі, при наявності записів землетрусів максимального розрахункового

рівня безпосередньо на майданчику АЕС, використовується представницький ансамбль таких записів для моделювання землетрусів рівня МРЗ. Однак, навіть представницький набір акселерограм, не гарантує того, що частоти коливань при майбутньому землетрусі співпадуть з частотами наявних записів. Очевидно, що в умовах ЗАЕС отримання записів сильних землетрусів рівня МРЗ виявляється практично неможливим за реальні часові терміни. До недоліків методу можна також віднести і необхідність розрахунків на кожну з наявних акселерограм.

Можливим є підбір реальних записів, отриманих в інших місцях у відповідних умовах. Такими умовами є: магнітуда землетрусів, тип зміщення у вогнищі, відстань від вогнища до проектованого об'єкта, ґрунтові умови на будівельному майданчику. Але цей підхід також важко застосувати в умовах ЗАЕС, так як в умовах УЩ записи сильних землетрусів рівня МРЗ – відсутні.

Можна також використати теоретичні розрахунки впливів, засновані на використанні моделей вогнища. Існує модифікація методу, коли параметри прогнозованого землетрусу оцінюються на підставі реального запису слабкого землетрусу (метод з використанням функції Гріна).

Використання записів і спектральних характеристик слабких землетрусів для прогнозування сильних подій широко використовується на практиці, тим не менш, необхідно мати на увазі, що дослідження останніх років показали необхідність врахування аномальності спектрів при великих магнітудах, у порівнянні з слабкими землетрусами, які, наприклад, були встановлені для землетрусів реалізованих у зоні Вранча [100].

Нижче представлено результат генерування розрахункових акселерограм з використанням спектрів реакції одиничних осциляторів (спектрів реакції).

Узагальнені спектри наводяться в будь-яких будівельних нормах. На їх основі будуються синтетичні акселерограми. Узагальнені спектри мають стійкий рівень в широкому діапазоні частот і дозволяють уникнути необґрунтованого заниження (або завищення) сейсмічних впливів в окремих інтервалах частотного діапазону за рахунок порізаності спектрів реакції реальних акселерограм, які, як правило,

119

характеризуються наявністю глибоких провалів і різких піків, відносно середнього рівня спектра.

Більше того, у ряді будівельних норм, навіть при наявності великої кількості записів сильних рухів, рекомендується отримувати синтетичні акселерограми, побудовані на основі узагальненого спектру реакції.

Так, наприклад, в нормах Єврокод-8 [101] рекомендується будувати обвідну спектрів наявних записів,на основі якої будувати синтетичні акселерограми. Такі ж рекомендації наведено і в нормах, що використовуються в США [102]. У нормативі РБ 006-98 [98] зазначено, що акселерограми, отримані на основі реального запису слабкого землетрусу (метод з використанням функції Гріна), доцільно використовувати для отримання узагальненого спектру реакції заданої забезпеченості і подальшого синтезування вихідної акселерограми.

Розрахунок синтетичних акселерограм на основі узагальнених спектрів регламентується як один з основних методів нормативними документами в галузі проектуванні об'єктів атомної енергетики SSG-9 [99], НП-031-01 [102] і РБ 006-98 [98].

3.2.1.1 Методика побудови розрахункової акселерограми по заданому спектру реакції

Для точно заданого спектру реакції акселерограма може генеруватися за допомогою відомих алгоритмів, наприклад [103]. При цьому отримують синтетичну акселерограму з випадковим фазовим спектром (фазові кути є випадковими величинами, рівномірно розподіленими в інтервалі від 0 до 2π), що регламентується нормативним документом МАГАТЕ SSG-9 [99] і вітчизняними нормами РБ 006-98 [98]. Існує ряд програмних продуктів, розроблених різними авторами, які дозволяють генерувати синтетичні акселерограми за заданими спектрами реакції. Нижче представлено результати генерування акселерограм по заданому спектру реакції з використанням програмного забезпечення (ПЗ) SIMQKE_GR.

При генеруванні синтетичних акселерограм передбачається, що за результатами інструментальних спостережень і теоретичних розрахунків отримано узагальнений спектр реакції, який враховує всі можливі варіанти сейсмічних впливів, передбачених вихідними даними. Таким чином, прямий динамічний аналіз сейсмостійкості конструкцій з використанням розрахункових акселерограм, сумісних з отриманими спектрами, буде коректним і дозволить отримати консервативну оцінку сейсмостійкості конструкції з урахуванням усіх можливих сейсмічних впливів.

Отриманий узагальнений спектр реакції імпортується в пакет SIMQKE_GR для наступного генерування акселерограм (рис. 3.8).

120

Рис. 3.8. Приклад імпортування обвідної спектра в програму генерування синтезованої акселерограми в SIMQKE_GR.

Наступним кроком є генерування синтезованої акселерограми (рис. 3.9) з параметрами, які відповідають імпортованому узагальненому спектру реакції і основним часовим характеристикам акселерограми (загальна тривалість, час наростання амплітуди коливань, час спаду амплітуди коливань та ін.).

Рис. 3.9. Отримання синтезованої акселерограми в SIMQKE_GR

121

Процес отримання набору синтезованих акселерограм є ітеративним, з метою формування консервативної часової функції прискорень, яка враховує всі піки спектральних прискорень (рис. 3.10).

Рис. 4.10. Порівняння узагальненого (заданого) спектра реакції і фактичного спектра реакції синтезованої акселерограми в SIMQKE_GR

В отриманому наборі записів прискорень розрахункові синтезовані акселерограми є трикомпонентними (по трьох осях T, R, Z), при цьому акселерограми різних напрямків є статистично незалежними, що, згідно з нормативами SSG-9 [99] і РБ 006-98 [98], є обов'язковою вимогою для розрахункових акселерограм.

3.2.1.2. Врахування локальних умов майданчика при побудові розрахункових акселерограф

Одержані розрахункові акселерограми описують прискорення в сейсмічних коливаннях на поверхні кристалічного фундаменту (на «скалі»). Для моделювання сейсмічних прискорень на вільній поверхні ґрунту, акселерограми поправлялися на вплив локальних ґрунтових умов майданчика. Врахування впливу товщі осадових порід на трансформування сейсмічного сигналу здійснювалася шляхом перерахунку акселерограми з кристалічного фундаменту на денну поверхню. Розрахунки виконувалися з використанням програми SHAKE. В основу роботи програми покладено метод Канаі для розв'язку хвильового рівняння і алгоритми швидкого Фур'є-перетворення. У ході обчислень визначається передавальна функція середовища (частотна характеристика середовища) для випадку нормального падіння плоскої поперечної хвилі на горизонтально-шарувату товщу.

122

Спектр коливань на поверхні ґрунтової товщі обчислюється перемноженням спектра коливань в сейсмічній хвилі на поверхні скельних порід на відповідну передавальну функцію.

Програма SHAKE дозволяє здійснювати розв'язок рівняння руху, як для випадку лінійного пружною середовища, так і враховувати непружні і нелінійні особливості поведінки ґрунтів. Для врахування особливостей нелінійного поводження ґрунтів в програмі використовується еквівалентна лінійна модель, яка заснована на припущенні, що модуль зсуву і коефіцієнт загасання є функціями деформації зсуву. У програмі SHAKE значення модуля зсуву і коефіцієнта загасання визначаються за допомогою ітераційного процесу так, щоб вони відповідали рівням деформацій в кожному шарі. Залежності модуля зсуву і коефіцієнта загасання від деформації зсуву для кожного інженерно-геологічного елемента, наявного в розрізі ґрунту, вибираються на основі співвідношень, отриманих для різних порід.

В умовах багатометрової осадової товщі в районі проммайданчика ЗАЕС неможливо уявити поширення сейсмічних коливань без поглинання. Оцінки, отримані для непружної моделі середовища, на думку авторів, краще відповідають реальній ситуації, ніж оцінки, отримані для лінійної пружною моделі середовища. Основні результати і висновки, представлені нижче, отримано в рамках нелінійного непружного середовища.

3.2.1.3. Порівняльний аналіз оцінок сейсмічних впливів одержаних на підставі різних нормативних документів

Слід зазначити, що узагальнені спектри реакції наведені в різних будівельних нормах для об'єктів промислового цивільного будівництва і об'єктів атомної енергетики можуть суттєво відрізнятися.

Зазвичай наводяться нормовані (на значення на нульовому періоді) спектри реакції одиничних осциляторів (з власним 5 %-м загасанням від критичного). Такі криві називаються спектрами коефіцієнтів динамічності. Надалі будемо оперувати саме ними.

Узагальнений спектр є не середнім спектром, а обвідною (із заданим рівнем довіри) великої кількості реальних нормованих за рівнем спектрів. Зауважимо, що розрахункові спектри є обвідною спектрів, отриманих при реєстрації сильних рухів при землетрусах, що характеризуються різними магнітудами, типами зміщення у вогнищах, властивостями середовища на глибині вогнищ, відстанями від пунктів реєстрації. Завдяки цьому в узагальненому спектрі утворюється плоска ділянка, яку можна трактувати як геометричне місце максимумів спектрів при різних реалізаціях. Реальні ж акселерограми, практично завжди, мають гостропікову форму спектрів.

123

Узагальнені спектри реакції в будівельних нормах різних країн помітно відрізняються між собою. Так, згідно з вітчизняним документом ДБН В.1.1-12:2014 [96] коефіцієнти динамічності визначаються за табл. 3.7.

Таблиця 3.7. Значення коефіцієнта βi, згідно ДБН В.1.1-12:2014

У прийнятих в ЄС будівельних нормах Eurocode 8 [101] спектр реакції

розраховується за співвідношеннями (3.1), які визначають основні характеристики спектра (рис. 3.11). При цьому рекомендуються два типи спектрів: 1 – для подій з М ≥ 5,5; 2 – для подій з М < 5,5.

Відповідні розрахункові коефіцієнти для подій з М ≥ 5,5 і М < 5,5 для різних грунтових умов наведено у табл. 3.8 та 3.9.

(4.1)

Рис. 3.11. До розрахунку спектра реакції за Eurocode 8 Ошибка! Источник ссылки не найден..

124

Таблиця 3.8. Значення розрахункових коефіцієнтів спектра реакції за Eurocode8 [101] (для подій з М <5,5)

Таблиця 3.9. Значення розрахункових коефіцієнтів спектра реакції за Eurocode8 [101] (для подій з М ≥5,5)

Згідно норм проектування атомних станцій НП-031-01 [104] спектри

коефіцієнта динамічності β для ПЗ і МРЗ визначаються згідно рис. 3.12. Коефіцієнти для їх розрахунку наведено в табл. 3.10.

Рис. 3.12.Спектри коефіцієнтів динамічності для різних логарифмічних декрементів загасання коливань δзгідно НП-031-01 Ошибка! Источник ссылки не найден..

125

Таблиця 3.10. Ординати спектрів коефіцієнтів динамічності δстандартного спектру реакції (прискорень) при 84 %-й ймовірності неперевищення для різних логарифмічних декрементів коливань δ згідно нормативного документуНП-031-01 Ошибка! Источник ссылки не найден.

Період коливань, с

Коефіцієнт динамічностіβ

для логарифмічних декрементів коливаньδ 1,26 0,63 0,44 0,31 0,25 0,12 0,03

0,03 1 1 1 1 1 1 1 0,100 1,75 2,35 2,82 3,20 3,52 4,48 5,86 0,600 1,75 2,35 2,82 3,20 3,52 4,48 5,86 4,000 0,43 0,58 0,68 0,79 0,87 1,1 1,45

Примітка:Ординати спектрів коефіцієнтів динамічності при періодах коливань відповідають періодам точок перегну спектральних кривих.

Узагальнені спектри реакції рекомендовані в нормативному документі RG 1.60 [105] і NUREG/CR0098 [64] будуються на основі діаграм (наприклад,приведених на рис. 3.13).

Рис. 3.13. Графіки спектрів поля коливань згідно норм RG 1.60 Ошибка! Источник ссылки не найден..

На рис. 3.14 представлено сукупність графіків коефіцієнтів динамічності побудованих за різними документами. Видно, що графік, рекомендований

126

нормами проектування АЕС НП-031-01 [104], є найбільш консервативним.

ко

ефіцієнт

дин

амічно

стіβ

0.1 1 10 100

0

1

2

3

4

1

23

4

5

Частота, Гц

1 - НП-031-01 Ошибка! Источник ссылки не найден.; 2 - NUREG/CR-0098 Ошибка! Источник ссылки не найден. 3 - ДБН В.1.1-12:2014 Ошибка! Источник ссылки не найден.; 4 - Eurocode 8 (для М ≥5,5) Ошибка! Источник ссылки не найден.; 5 - Eurocode 8 (для М <5,5)Ошибка! Источник ссылки не найден..

Рис. 3.14. Стандартні спектри коефіцієнтів динамічності β для =δ 5 % згідно різних нормативних документів

127

3.2.1.4. Отримання спектрів реакції на основі емпіричних моделей «Next Generation Attenuation» проекту (NGA)

В останнє десятиліття широко застосовуються підходи отримання моделей спектрів реакції і моделей загасання рухів, отриманих в рамках проекту «Нова генерація моделей загасання руху» (NGA) [107-116]. Дані моделі дозволяють отримати спектри реакції для сейсмічної події рівня ПЗ і МРЗ з урахуванням конкретної сейсмотектонічної ситуації регіону досліджень.

Це особливо актуально в умовах слабкої сейсмічності СЄП та,зокрема, УЩ. В умовах розміщення майданчика ЗАЕС отримання запису події рівня МРЗ і навіть ПЗ виявляється малоймовірним в реальні часові терміни. Записи ж слабких подій мають суттєво інші спектри реакції, що буде показано нижче.

Проект NGA являє собою мультидисциплінарну програму досліджень під керівництвом Тихоокеанського дослідницького центру землетрусів (PEER), Геолслужби США і Південнокаліфорнійського центру землетрусів. Мета даного проекту – розробка нових співвідношень для передбачення сейсмічних рухів на основі даних про корові землетруси в США і землетрусів в подібних тектонічно активних регіонах. У процесі виконання проекту вирішувалися наступні завдання: оновлення і розширення бази даних PEER, яка включає в себе інформацію: про джерела землетрусів, про шляхи поширення коливань в пружних хвилях, про записи руху в різних приповерхневих умовах; розробка моделей загасання руху п'ятьма незалежними дослідницькими групами Abrahamson & Silva (модель AS08), Boore & Atkinson (модель BA08), Campbell & Bozorgnia (модель CD08), Chiou & Youngs (модель CY08), Idriss (модель I08) Ошибка! Источник ссылки не найден.; проведення досліджень з розробки теоретичних основ для створення функціональних співвідношень для моделювання сейсмічних рухів, оцінки їх достовірності та границь використання.

Створення високоякісної єдиної бази даних є ключовим моментом у побудові надійних моделей загасання. Загальна база виключила сумнівні дані і, як наслідок, неоднозначності в моделях, дозволила виконати адекватне порівняння різних моделей загасання. Крім того, сприяла об'єднанню та узгодженості сейсмологічних та інженерних досліджень [107].

NGA база даних була створена на основі PEER Strong-Motion бази даних, створеної в 1990-х роках. Основні зусилля були спрямовані на: заповнення пропусків у існуючій базі за рахунок землетрусів, що відбулися в останні роки; значне розширення доступної інформації для можливості створення надійних моделей загасання в рамках NGA. Додаткові зусилля були спрямовані на систематизацію та перевірку зібраних даних. База даних, в основному, містить записи компонент руху для корових землетрусів в тектонічно активних регіонах.

128

Формування бази було закінчено до кінця 2004 р. NGA база даних включає 3551 багатокомпонентні записи 173 землетрусів і дані про них, дані про 1456 реєструючі сейсмічні станції. База даних розділена на чотири розділи. У першому містяться трикомпонентні записи, у другому – інформація про землетруси, яка включає дані про джерело, місце розташування і час події, магнітуду, положенні епіцентру, механізм розлому і тектонічну обстановку. У третьому розділі представлено дані про станції: їх розташування, геологічну обстановку і приповерхневі умови, в тому числі і значення VS

30 та їх класифікацію згідно NEHRP. Для ряду станцій доступна інформація про швидкості поширення поперечних хвиль до глибини 2 км, глибинах залягання фундаменту, літологічний склад. Четвертий розділ було створено спеціально для розробників моделей загасання. Він включає дані про параметри руху на різних компонентах коливань, значення максимального пікового прискорення (PGA) і спектри реакції з 5 % загасанням (PSA).

В рамках проекту п'ятьма незалежними дослідницькими групами було розвинуто моделі загасання руху, запропоновані раніше Abrahamson&Silva, Boore, Campbell&Bozorgnia, Chiou&Youngs, IdrissОшибка! Источник ссылки не найден., Ошибка! Источник ссылки не найден.. Моделі були вдосконалені за рахунок використання повнішої бази землетрусів і урахування додаткових факторів, що впливають на значення компонент руху, за рахунок використання нових підходів до аналізу та обробки даних. Зокрема, горизонтальна компонента руху, використовувана в NGA моделях, не є традиційним геометричним середнім з двох записів горизонтальних компонент, а являє собою середнє із записів, орієнтованих паралельно і перпендикулярно розлому. Такі записи дають надійніші оцінки параметрів руху [110].

Для того щоб розроблені моделі могли використовуватися в інженерних дослідженнях, до них пред'являють ряд вимог. Насамперед, параметри руху повинні бути отримані в компонентах прискорення (PGA), швидкості (PGA) і спектру реакції з 5 % загасанням (PSA) по акселерограмі в діапазоні 0-10 с. Середні горизонтальні параметри в компонентах руху повинні бути отримані в напрямках перпендикулярному і паралельному до розломів, магнітуди руху охоплювати діапазон 5-8.5, а діапазон епіцентральних відстаней до землетрусів складати 0-200 км. Крім того, моделі загасання повинні враховувати загальноприйняті класифікації приповерхневих умов, у тому числі, і класифікацію National Earthquake Hazards Reduction Program (NEHRP).

При розробці моделей автори спиралися на основи теоретичної сейсмології і прості сейсмологічні моделі. Додатковий вклад було зроблено для описання впливу магнітуди і відстані землетрусу на параметри руху, а також на розширення діапазону моделей до часового інтервалу10 с (так як більшість записів сейсмічних

129

подій доступні лише в діапазоні до 1 с). Деякі дослідники аналізували записи сейсмічних подій, які не були включені в базу NGA.

На значення параметрів руху впливають багато факторів, які можуть бути розділені на ефекти пов'язані з: 1) джерелом землетрусу (магнітуда, механізм руйнування, глибина до розриву, тип розлому та ін.); 2) шляхом розповсюдження (відстань до епіцентру, геометричне розбіжність, непружне загасання та ін.); 3) приповерхневими умовами (потужність осадового комплексу, швидкістьVS

30). Кожним з дослідників при створенні моделей загасання було обґрунтовано внесок кожного з ефектів і запропоновано різні схеми їх врахування. Слід зазначити, що дослідники прагнули знайти компроміс між побудовою відносно простих функціональних співвідношень та необхідністю врахування максимальної кількості фізичних факторів, які впливають на параметри руху. Кожен дослідник, оцінюючи внесок різних факторів на значення параметрів руху, обмежувався при побудові моделей загасання обмеженим набором параметрів. Так, наприклад, магнітуда землетрусу, відстань до епіцентру, тип розлому (зсув, нормальний або звернений скидання), приповерхневі умови – враховуються всіма фахівцями, в той час як, глибина до розлому, вертикальна амплітуда розлому, враховуються лише в моделях: Abrahamson&Silva (AS08), Campbell&Bozorgnia (CD08), Chiou&Youngs (CY08), випадковий розподіл магнітуд при деяких подіях – в роботах Abrahamson&Silva (AS08), Chiou&Youngs (CY08), Idriss (I08). Всі дослідники відзначили значну роль швидкості поширення поперечних хвиль в приповерхневому 30-метровому шарі VS

30 на значення компонент руху. У чотирьох моделях посилення компонент руху, обумовлене приповерхневими умовами, представлено як функція від VS

30, причому враховувалися і нелінійні ефекти, пов'язані із залежністю підсилення від рівня сейсмічного впливу. У моделі Idriss (I08) [108] оцінено компоненти руху тільки для двох категорійVS

30 (450 м/s≤VS

30≤900 м/с іVS30≥900 м/с).

Серію дослідницьких проектів було проведено з метою вдосконалення теоретичних основ для описання та оцінки діапазонів використання функціональних співвідношень для моделей загасання. Ці проекти включали моделювання зміни параметрів руху на шляху від джерела до приймача [111], моделювання підсилення параметрів руху приповерхневими і глибинними умовами [112], розробку підходів для передбачення параметрів руху безпосередньо за допомогою теорії ізохрон [113].

Моделі загасання NGA, що представляють собою рівняння для передбачення параметрів руху є результатами багаторічних досліджень. Ці моделі, були отримані на основі єдиної глобальної бази, але незалежними дослідниками. Вони показують високу ступінь збіжності результатів розрахунків [114].

Крім того, порівняння з моделями отриманими на основі інших баз даних,

130

дозволяє зробити висновок, що розроблені в рамках NGA-проекту моделі загасання успішно можуть бути використані для передбачення параметрів руху в тектонічно активних регіонах усього світу [115, 116].

Для майданчика ЗАЕС, в рамках моделей NGA, спектри відгуку розраховувалися для умовної місцевої події рівня МРЗ і події рівня МРЗ з віддаленої зони.

В якості місцевої зони МВЗ розглядався Конкський розлом – найближча до майданчика ЗАЕС потенційно сейсмоактивна структура. При розрахунках приймалося, що націй структурі може реалізуватися сейсмічна подія з М = 4,5, відстань від майданчика до епіцентру R = 7,5 км, мінімальна глибина вогнища Hmin = 7 км, швидкість поперечних хвиль у верхньому 30-метровому шарі на проммайданчику VS

30 = 300 м/с. Такі параметри було прийнято за результатами робіт по темі «Додаткові дослідження сейсмічних і сейсмотектонічних умов майданчика Запорізької АЕС. Створення геодинамічного полігону».

На рис. 3.15 представлено сукупність спектрів коефіцієнтів динамічності β (для 5 % загасання) згідно моделей NGA, розраховані для місцевої «Конкської» зони МВЗ. Як видно, різні моделі дали близький результат.

Кое

фіцієнт

дин

амічно

стіβ

0.1 1 10 100

0

1

2

3

1

2

3

4

Частота, Гц

1 - модель AS08: Abrahamson & Silva, 2008; 2 - модель BA08: Boore & Atkinson, 2008; 3 - модель CY08: Chiou & Youngs, 2008; 4 - модель CB08: Campbell & Bozorgnia, 2008.

Рис. 3.15. Спектри коефіцієнтів динамічності β ( =δ 5%) згідно моделейNGA, розраховані для місцевої «Конкської» зони МВЗ (М=4,5; R=7,5 км; Hmin=7 км, VS

30=300 м/с)

На рис. 3.16 представлено спектр коефіцієнтів динамічності β (для 5 % загасання) розрахований згідно моделі CB08: [Campbell & Bozorgnia 2008 NGA Model], для віддаленої зони МВЗ «Вранча». Зазначимо, що він розглядається лише як оціночний, з огляду на унікальність зони Вранча і її значну віддаленість від проммайданчика

131

ЗАЕС.

Коэ

ффиц

иент

дин

амич

ност

и β

0.1 1 10 100

0

1

2

3

Частота, Гц

Рис. 3.16. Спектр коефіцієнтів динамічності β (для 5% загасання) згідно моделі CB08: [Campbell & Bozorgnia 2008 NGA Model], розрахований для віддаленої зони МВЗ «Вранча» (М=8; R=650 км; Hmin=100 км, VS

30=300 м/с). Порівняння стандартних спектрів коефіцієнтів динамічності β ( =δ 5 %),

розрахованих з використанням моделей NGA, і спектрів коефіцієнтів динамічності

β ( =δ 5 %), розрахованих за співвідношеннями з різних нормативних документів, представлено на рис. 3.17.

Кое

фіцієнт

дин

амічно

сті β

0.1 1 10 100

0

1

2

3

4

1

23

4

5

6

7

Частота, Гц

1 - НП-031-01; 2 - NUREG/CR-0098; 3 - ДБН В.1.1-12:2014; 4 - Eurocode 8 (для М≥5,5); 5 - Eurocode 8 (для М<5,5); 6 - модель NGA, розрахована для місцевої «Конкської» зони МВЗ; 7 - модель NGA, розрахована для віддаленої зони МВЗ «Вранча». Рис. 3.17. Порівняння стандартних спектрів коефіцієнтів динамічності β ( =δ 5 %) і спектрів

132

коефіцієнтів динамічності β ( =δ 5 %), розрахованих з використанням моделей NGA 3.2.1.5. Результати розрахунку синтетичних акселерограм і їх спектральних характеристик

Процедура побудови розрахункових акселерограм для моделювання сейсмічних впливів полягає в їх синтезуванні з використанням конкретного набору розрахункових спектрів реакції.

У попередньому підрозділі було показано хорошу збіжність теоретичних і реальних спектрів за умови обов'язкового врахування локальних умов.

Для побудови узагальненого спектру реакції, що враховує властивості віддалених землетрусів, місцевих землетрусів і резонансних властивостей розрізу під промисловим майданчиком ЗАЕС, розроблено наступну схему розрахунків.

– Для спектрів реакції, показаних на рис.3.18, за допомогою ПЗ SIMQKE_GR будуються набори трикомпонентних статистично незалежних акселерограм.

Кое

фіцієнт

дин

амічно

стіβ

0.1 1 10 100

0

1

2

3

1

23

4

Частота, Гц

1 - НП-031-01; 2 - NUREG/CR-0098; 3 - віддалена зона МВЗ; 4 - місцева зона МВЗ.

Рис. 3.18. Спектрикоефіцієнтів динамічності β ( =δ 5 %), використані для генерування акселерограм

– Одержані акселерограми перераховуються з підошви на поверхню осадового шару за допомогою ПЗ SHAKE для врахування резонансних властивостей розрізу під майданчиком ЗАЕС.

– Після перерахунку розраховуються спектри реакції для яких будується узагальнений спектр реакції з 84 %-ю імовірністю неперевищення (згідно НП-

133

031-01) [104]. – Для узагальненого спектру виконується генерування синтетичної

трикомпонентної акселерограми, яка враховує весь ансамбль використаних для узагальнення акселерограм і вплив локальних умов майданчика. Компоненти зазначеної акселерограми є статистично незалежними.

Очевидно, що для побудови обвідної спектрів реакції, останні повинні бути сумісні між собою, тобто бути побудовані на підставі однакового значення коефіцієнта демпфування. Це обов'язково враховувалося і при описаних вище розрахунках. Розглядалися спектри реакції для 5 % демпфування.

При побудові вихідних даних в рамках оцінки сейсмостійкості необхідно вибрати єдину величину демпфування, для якої повинні проводитися всі маніпуляції із спектрами реакції. Оскільки аналізовані будівлі та споруди ВП ЗАЕС в основному відносяться до залізобетонних (монолітних і збірно-монолітних) конструкцій, було прийнято, в якості основного, коефіцієнт демпфування рівний 5 % (0,05 від критичного), рекомендований для залізобетонних конструкцій.

Іншою важливою характеристикою при генеруванні акселерограми є її тривалість, час наростання амплітуди і час спаду.

Часові характеристики акселерограм оцінювалися згідно нижче наведеній таблиці нормативного документу РБ-06-98 Ошибка! Источник ссылки не найден.:

Магнітуда Т а /Тс Т b /Тс

8 0,08 0.46

7 0,12 0.50

6 0.16 0.54

Т с = 10(0,31М-0,774); Т с – залежна від магнітуди тривалість коливань в секундах, при Т>Тс амплітуда впливу не перевищує 1/10 максимальної амплітуди; Т а – час наростання амплітуд акселерограми; Т b – час початку спаду амплітуд акселерограми; М – магнітуда.

У відповідності з даним підходом, для віддаленого події з М = 8 загальна тривалість коливань прийнята 50 с, час наростання амплітуд 4 с, час спаду 26 с. Для місцевої події загальна тривалість прийнята 12 с, час наростання амплітуд 2 с, час спаду 5 с.

Для акселерограми моделюючої подію із зони Вранча: загальна тривалість прийнята 70 с, час наростання амплітуд 10 с, час спаду 30 с. Тривалість для акселерограми, що моделює подію із зони Вранча, розраховувалася з використанням обвідної найбільш енергоємної частини всіх інструментально отриманих записів з цієї зони. При цьому для кожного окремого запису події з М = 4,0-4,5 вибрані параметри тривалості можна вважати консервативними. З огляду на це можна припустити, що при моделюванні події із зони Вранча рівня МРЗ (М = 8), ці оцінки будуть справедливими.

В результаті було побудовано синтетичні часові функції розрахункових

134

акселерограм, і визначено їх спектральні характеристики: амплітудний спектр Фур'є, спектр реакції (у вигляді спектра коефіцієнтів динамічності при 5 %-му власному загасанні осциляторів). Акселерограми будувалися трикомпонентними. Компоненти коливань були статистично незалежними. Горизонтальні компоненти є рівні між собою, амплітуди вертикальної компоненти прискорення, згідно з нормативними документами НП-031-01 [104] і РБ-06-98 [98] дорівнюють 2/3 від горизонтальної.

Згідно з результатами оцінки сейсмічності майданчика ЗАЕС, горизонтальні компоненти акселерограм, що моделюють події рівня МРЗ, нормувалися на 115 см/с2, вертикальні на 77 см/с2.

Згідно з протоколом наради з уточнення сейсмічності майданчика ЗАЕС у НАЕК «Енергоатом» від 18.04.2013 р, було підготовлено ще один набір акселерограм, для моделювання подій рівня МРЗ, нормований на 150 см/с2 (горизонтальні компоненти) і 100 см/с2 (вертикальні компоненти).

Згідно з результатами оцінки сейсмічності майданчика ЗАЕС, горизонтальні компоненти акселерограм, що моделюють події рівня ПЗ, нормувалися на 85 см/с2, вертикальні на 57 см/с2.

Замовнику розрахункові акселерограми і їх спектральні характеристики передавалися в цифровій формі. Перелік побудованих акселерограм наведено в табл. 3.11.

Таблиця 3.11. Параметри розрахункових акселерограм

№ п.п

Шифр акселерограми

Амплітуда a, cм/с2 Крок

дискретизації, ∆t, c Тривалість, с

115 0,01 50 115 0,01 50 1

НП1 R НП1 T НП1 Z 77 0,01 50

115 0,01 50 115 0,01 50 2

NUREG1 R NUREG1 T NUREG1 Z 77 0,01 50

115 0,01 70 115 0,01 70 3

VRANCH1 R VRANCH1 T VRANCH1 Z 77 0,01 70

115 0,01 12 115 0,01 12 4

KONK1 R KONK1 T KONK1 Z 77 0,01 12

150 0,01 50 150 0,01 50 5

НП2 R НП2 T НП2 Z 100 0,01 50

150 0,01 50 150 0,01 50 6

NUREG2 R NUREG2 T NUREG2 Z 100 0,01 50

150 0,01 70 7 VRANCH2 R VRANCH2 T 150 0,01 70

135

№ п.п

Шифр акселерограми

Амплітуда a, cм/с2 Крок

дискретизації, ∆t, c Тривалість, с

VRANCH2 Z 100 0,01 70 150 0,01 12 150 0,01 12 8

KONK2 R KONK2 T KONK2 Z 100 0,01 12

85 0,01 50 85 0,01 50 9

НП3 R НП3 T НП3 Z 57 0,01 50

85 0,01 50 85 0,01 50 10

NUREG3 R NUREG3 T NUREG3 Z 57 0,01 50

85 0,01 70 85 0,01 70 11

VRANCH3 R VRANCH3 T VRANCH3 Z 57 0,01 70

85 0,01 12 85 0,01 12 12

KONK3 R KONK3 T KONK3 Z 57 0,01 12

Для реальної геологічної ситуації в межах проммайданчика ЗАЕС (див. рис. 2.1) з урахуванням результатів свердловинної сейсморозвідки методом ВСП була побудована узагальнена фізико-геологічна модель для врахування резонансних властивостей розрізу (див. табл. 3.2).

За допомогою програми SHAKE розраховано амплітудно-частотну характеристику середовища під ЗАЕС (рис. 3.19).

0.1 1 10 100

0

1

2

3

4

5

Частота, Гц

Рис. 3.19. Амплітудно-частотна характеристики середовища під ЗАЕС (непружна

136

нелінійна модель середовища)

Розрахунки виконувалися для непружного нелінійного середовища, властивості якого описувалися шляхом задання моделі залежності модуля зсуву і коефіцієнта загасання від деформації зсуву.

Як видно з рис. 3.19, основний резонансний максимум амплітудно-частотна характеристика середовища під ЗАЕС є на частоті близькій до 1 Гц.

З використанням амплітудно-частотної характеристики середовища під ЗАЕС, приклад якої показано на рис. 3.19, було проведено урахування впливу локальних ґрунтових умов на синтетичні розрахункові акселерограми.

На рис. 3.20 приведена трикомпонентна акселерограма, побудована для спектра реакції, який моделює подію рівня МРЗ з віддаленої зони МВЗ (Вранча) з врахуванням впливу локальних умов під майданчиком ЗАЕС. Спектри реакції одиничних осциляторів з 5 %-м загасанням для відповідних компонент коливань показані на рис. 3.21.

На рис. 3.22 наведена трикомпонентна акселерограма, побудована на основі спектра реакції для події рівня МРЗ з місцевої зони МВЗ (Конкський розлом) з врахуванням впливу локальних умов під майданчиком ЗАЕС, а на рис. 3.23 – амплітудні спектри до неї.

На рис. 3.24 представлено спектри реакції на синтетичну акселерограму, яка моделює події рівня МРЗ, Т-компонента (Тmax = 115 см/с2) за спектрами синтетичних акселерограм після врахування локальних резонансних умов під проммайданчиком ЗАЕС.

На рис. 3.25 порівнюються спектри коефіцієнта динамічності ββββ ( =δ 5 %) одержані з розрахункових акселерограм (кольорові лінії) з узагальненими спектрами коефіцієнтів динамічності різної ймовірності неперевищення (чорні лінії).

Згідно з результатами оцінки сейсмічності майданчика ЗАЕС, горизонтальні компоненти акселерограм, які моделюють події рівня МРЗ, нормувалися на 115 см/с2 а вертикальні на 77 см/с2.

Згідно з протоколом наради з уточнення сейсмічності майданчика ЗАЕС в НАЕК «Енергоатом» від 18.04.2013 р, було підготовлено ще один набір акселерограм, які моделюють події рівня МРЗ, нормований на 150 см/с2

(горизонтальні компоненти) і 100 см/с2 (вертикальні компоненти). Згідно з результатами оцінки сейсмічності майданчика ЗАЕС, горизонтальні

компоненти акселерограм, які моделюють події рівня ПЗ, нормуються на 85 см/с2, вертикальні на 57 см/с2.

Набори розрахункових акселерограм передаються ЗАЕС в цифровій формі на магнітних носіях і супроводжуються програмами для візуалізації акселерограм і їх спектральних характеристик.

137

Ампл

ітуд

а пр

иско

ренн

я

0 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 13 14 15 16 17 18 19 20 21 22 23 24 25 26 27 28 29 30 31 32 33 34 35 36 37 38 39 40 41 42 43 44 45 46 47 48 49 50 51 52 53 54 55 56 57 58 59 60 61 62 63 64 65 66 67 68 69 70 T, с

R-компонента

Ампл

ітуд

а пр

иско

ренн

я

0 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 13 14 15 16 17 18 19 20 21 22 23 24 25 26 27 28 29 30 31 32 33 34 35 36 37 38 39 40 41 42 43 44 45 46 47 48 49 50 51 52 53 54 55 56 57 58 59 60 61 62 63 64 65 66 67 68 69 70 T, с

T-компонента

Ампл

ітуд

а пр

иско

ренн

я

0 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 13 14 15 16 17 18 19 20 21 22 23 24 25 26 27 28 29 30 31 32 33 34 35 36 37 38 39 40 41 42 43 44 45 46 47 48 49 50 51 52 53 54 55 56 57 58 59 60 61 62 63 64 65 66 67 68 69 70 T, с

Z-компонента Рис. 3.20. Трикомпонентна акселерограма, побудована на основі спектра реакції, для моделювання події рівня МРЗ з віддаленої зони МВЗ (Вранча) з врахуванням впливу локальних умов під майданчиком ЗАЕС.

138

0.01 0.1 1 10 100 F, Гц

R-компонента

0.01 0.1 1 10 100 F, Гц

T-компонента

0.01 0.1 1 10 100 F, Гц

Z-компонента

Рис. 3.21. Амплітудні спектри трикомпонентної акселерограми, представленої на рис. 3.20, для події рівня МРЗ з віддаленої зони МВЗ (Вранча) з врахуванням впливу локальних умов під майданчиком ЗАЕС.

139

0 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 T, с

R-компонента

0 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 T, с

T-компонента

0 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 T, с

Z-компонента

Рис. 3.22. Трикомпонентна акселерограма, побудована на основі спектра реакції для події рівня МРЗ з місцевої зони МВЗ (Конкський розлом) з врахуванням впливу локальних умов під майданчиком ЗАЕС.

140

0.01 0.1 1 10 100 F, Гц

R-компонента

0.01 0.1 1 10 100 F, Гц

T-компонента

0.01 0.1 1 10 100 F, Гц

Z-компонента

Рис. 3.23. Амплітудні спектри трикомпонентної акселерограми (див. рис. 3.22), побудованої для моделювання події рівня МРЗ з місцевої зони МВЗ (Конкський розлом) з врахуванням впливу локальних умов під майданчиком ЗАЕС.

141

Уск

орен

ие, д

оли

g

0.1 1 10 100

0

0.1

0.2

0.3

0.4

0.5

0.6

0.7

0.8

0.9

1

1.1

1.2

1.3

0,5%

2,0%

4,0%5,0%7,0%10,0%20,0%

Частота, Гц

Рис. 3.24. Спектри реакції на синтетичну акселерограму, яка моделює події рівня МРЗ, Т-компонента (Тmax = 115 см/с2)

142

коэффициент динамичности β

0.1 1 10 100

0

1

2

3

4

5

6

R

T

Z

50%

84%

97,5%

Частота, Гц

Рис. 3.25. Порівняння спектрів коефіцієнта динамічності ββββ ( =δ 5 %), одержаних з розрахункових акселерограм (кольорові лінії), з узагальненими спектрами коефіцієнтів динамічності різної ймовірності неперевищення (чорні лінії)

143 3.3 Висновки щодо впливу ЗАЕС на стан геологічного

середовища

Геологія докембрію. Територія розміщення ЗАЕС знаходиться в центральній частині

Середньопридніпровського мегаблоку УЩ, зокрема в межах підзони субмеридіонального простягання, яка сформувалася в умовах транстенсії на межі архей-протерозой. На сьогодні, в межах безпосередньої ділянки досліджень, зазначена зона фіксована масивом гранітоїдів демуринського комплексу віком 2850 млн. років. Явища реактивації гранітоїдів невідомі.

Інженерна геологія (осадовий чохол). Інженерно-геологічна вивченість промплощадки ЗАЕС відповідає «Вимогам

по розміщенню АС» і «Нормам проектування сейсмостійких АС», ПНАЕГ-5-006-87 Держатоменергонагляду, 1987; а також «Керівництву по інженерно-геологічним і дослідженнях для АЕС», Атоменергопроект, 1989; діючим будівельним нормам і правилам Держустрою СРСР і держстандартам на застосовувану номенклатуру дослідницьких робіт.

За природними умовами, що впливають на безпеку АЕС (структурно динамічно хитливі, сильностисливі, просадні II типу, водорозчинні, активний карст, наявність активних в останні 2 млн. років розломів; обвалів, селів, зсувів та ін.) площадка ЗАЕС протипоказань не має.

Площадка розміщення ЗАЕС включає в себе власне проммайданчик, гідротехнічні спорудження, промислову зону і селітебну територію.

З несприятливих інженерно-геологічних факторів на ЗАЕС виділяються наступні:

– еолові процеси (перевівання пісків), зміна рельєфу – перевівання пісків можливо, лише частково, на територіях крім проммайданчика (поверхню сплановано);

– техногенне обводнювання території що, може привести до підпору і підйому рівнів підземних вод до відмітки 18.0 м – підпор рівня підземних вод до відмітки 18,0 м можливий лише на проммайданчику ЗАЕС; – наявність лінз пухких пісків у основі блоку 5, що мають високу деформативність і нерівномірну стискальність – в основі блоку 5 відсутні прошарки пухких пісків. У наявності тільки лінзи, потужністю до 0,5 м, безпосередньо під фундаментом блоку, під власною вагою якого вони ущільнюються.

Геотектоніка, неотектоніка та сучасна геодинаміка.

144 В районі розміщення ЗАЕС виділена низка різнопорядкових

розривних порушень субширотного, субмеридіонального і діагональних простягань.

Субмеридіональне простягання мають Криворізько-Кременчуцька зона, Західно-Інгулецький розлом, Оріхово-Павлоградська зона, Корсакський, Нікопольський розломи та низка більш дрібних. Активність цих зон на різних етапах геологічної історії підтверджується комплексом геолого-геофізичних даних. Найбільш яскраво вираженими субширотними розривними порушеннями є східний фрагмент неотектонічно активної Субботсько-Мошоринської зони у північно-східній частині Інгульського мегаблоку УЩ, Девладівський розлом – у центральній частині Середньодніпровського мегаблоку та Конкський розлом – у його південній частині. Всі перераховані порушення у межах УЩ віднесені до категорії розсувів, які простежується в архейських і мезозойських структурних комплексах. Кінематика цих порушень на неотектонічному етапі потребує детального вивчення, хоч тенденції до розсуву, ймовірно, зберігаються у зоні Конкського розлому на ділянці між Криворізько-Кременчуцьким і Оріхово-Павлоградським глибинними розломами. На деяких локальних ділянках тут відмічені дислокації, що виникли в неогені в результаті переміщень локальних блокових структур. Східніше Оріхово-Павлоградської зони Конкський розлом виражений у вигляді скиду значної амплітуди, що обмежує з півночі Приазовський мегаблок. Слід підкреслити, що на різних крилах Конкського розлому неотектонічні рухи обумовлювали різну спрямованість переміщень суміжних блокових структур. Діагональні розривні порушення представлені розломами переважно південний-захід – північно-східного простягання. Вони досить добре виражені у структурі фундаменту УЩ в межах Середньодніпровського мегаблоку (Чортомлицький, Дерезоватський, Малокатеринівський та ін.).

У неотектонічному відношенні район ЗАЕС розміщується переважно в зоні коливальних (знакозмінних) неотектонічних рухів земної кори, які проявились в південно-східній частині УЩ і в центральній частині Південноукраїнської монокліналі на неотектонічному етапі (протягом олігоцен-четвертинного часу). Лише незначна територія на північному-заході району розміщення ЗАЕС (в межах Інгульського мегаблоку УЩ) і Приазовський мегаблок УЩ розміщується в зоні переважно успадкованих переривчастих неотектонічних підняттів. Показники сумарних амплітуд неотектонічних рухів в межах району розміщення ЗАЕС змінюються від +150 м до -400 м, зменшуючись у напрямку з півночі на південь, а в межах Приазовського мегаблоку від +200 до -75 м, зменшуючись у південно-західному і західному напрямках. Просторова диференціація показників сумарних амплітуд неотектонічних рухів земної кори всередині указаних зон і регіональних

145 геоструктур пов'язана головним чином з динамікою блокових структур різного рангу.

На території Середньопридніпровського мегаблоку сумарні амплітуди складають +130– -20 м, відображаючи загальну тенденцію неотектонічного перекосу у напрямку з півночі на південь. Нульова ізобаза сумарних амплітуд неотектонічних рухів земної кори витягнута субширотно, паралельно південній межі УЩ, що проведена за виходами кристалічних порід вище місцевих базисів ерозії. Вона перетинає центральну частину пункту ЗАЕС.

Вивчення неотектонічної будови пункту розташування ЗАЕС виконувалося при детальних геолого-геофізичних дослідженнях ближньої зони і проммайданчика ЗАЕС [93]. Додаткові дослідження сейсмотектонічних умов майданчика ЗАЕС проведено з врахуванням результатів інструментальних сейсмологічних спостережень на тимчасовій локальній мережі сейсмічних станцій в районі розташування АЕС. Завдяки використанню бази даних первинного фактичного матеріалу, вдалося деталізувати розломно-блокову неотектоніку території досліджень. Встановлено що неотектонічний блок 3-го порядку, який контролює пункт ЗАЕС, повільно занурюється. Сумарна амплітуда вертикального переміщення протягом четвертинного періоду склала мінус 18 м.

Аналіз інструментальних геодезичних даних про швидкості сучасних вертикальних рухів земної кори свідчить про існування в межах УЩ структур, що зазнавали сучасних тектонічних рухів різного спрямування – підняттів, опускань і знакозмінних рухів. Переважання сучасних знакозмінних тектонічних рухів фіксується в межах східної частини Інгульського і Середньопридніпровського мегаблоків УЩ. Їх швидкості за даними вимірів різних років змінювалися від -4 до +6-7 мм/рік. Василівський блок, Оріхово-Павлоградська зона і власне пукт розміщення ЗАЕС на сучасному етапі зазнають успадкованих опускань із швидкостями сучасних рухів 0 – -2 мм/рік, а Західноприазовська зона Приазовського мегаблоку піднімається із швидкістю 0-2 мм/рік. Структури Південної прибортової зони ДДЗ і західної частини Південноукраїнської монокліналі на сучасному етапі зазнають знакозмінних повільних тектонічних рухів з показниками швидкостей від -2 – +2 мм/рік у першому випадку і до -2 – +4 мм/рік – у другому. Центральна частина межиріччя Дніпро–Молочна у межах Південноукраїнської монокліналі зазнає сучасних опускань із швидкостями 0 – -2 мм/рік. На локальних ділянках Криворізько-Кременчуцького, Субботсько-Мошоринського, Оріхово-Павлоградського розломів встановлені аномальні підвищення градієнтів швидкостей сучасних тектонічних рухів земної кори (за геодезичними даними).

Не дивлячись на відносно невеликі швидкості повільних сучасних рухів земної кори, при оцінці неогеодинамічного ризику в межах району і пункту ЗАЕС

146 слід звернути увагу на ділянки контрастного переходу від сучасних опускань до підняттів, або до структур, що зазнали післяінверсійних і сучасних знакозмінних рухів. Такі ділянки потребують більш поглибленого і послідовного аналізу новітньої і сучасної геодинаміки, особливо у випадках, коли вони співпадають з зонами неотектонічно активних розломів.

Сейсмічність. Роботи з дослідження геолого-тектонічних умов і сейсмічної небезпеки

району і майданчика ЗАЕС виконувалися в період з 2011 по 2015 роки згідно з програмою, складеною спільно Інститутом геофізики НАН України і ТОВ «Фундаментстроймакс» з урахуванням рекомендацій МАГАТЕ, нормативних документів України. Програма погоджена з Дирекцією ЗАЕС.

Відповідно до рекомендацій МАГАТЕ SSG-9, дослідження проводилися на чотирьох рівнях: регіональному, субрегіональному, в районі ближньої зони розміщення майданчика і на території самого проммайданчика ЗАЕС, що забезпечило поступове одержання все докладніших матеріалів досліджень, даних та інформації.

За допомогою комплексного геолого-сейсмотектонічного аналізу поблизу АЕС було виділено: одну зону МВЗ I порядку і 6 потенційних зон МВЗ II порядку [42].

Найближчою до проммайданчика ЗАЕС є Конкська зона МВЗ. Виходячи з результатів розрахунків характеристик можливого сейсмічного впливу на основі детерміністських методів, максимальна інтенсивність сейсмічного впливу на майданчик ЗАЕС при події рівня МРЗ в цій зоні становить: I варіант – 5.7 бала; II варіант – 6.2 бала.

З урахуванням нової доступної сейсмологічної інформації проведено перевизначення основних параметрів землетрусів зон, які можуть створювати максимальний сейсмічний вплив на територію ЗАЕС.

Розрахунок ПЗ і МРЗ проводився за сучасною методологією, покладеною в основу оцінки сейсмічної небезпеки територій при побудові нормативних карт ЗСР-2004. Основу методології становить імовірнісно-детерміністичне уявлення про сейсмічні процеси і їх підготовку. Методологія базується на нових уявленнях про сейсмогеодинаміку, згідно з якими сейсмічність розглядається як результат деформування земної кори і літосфери з урахуванням її шарувато-блокової структури, особливостей міцнісних властивостей середовища, процесів руйнування, подоби структур на різних за масштабом ієрархічних рівнях і фрактальному характеру сейсмічного процесу.

Основу методології становить феноменологічна модель сейсмічної небезпеки, яка включає розробку п'яти необхідних моделей: зон МВЗ, вогнища і

147 вогнищевих зон, сейсмічності, загасання сейсмічної інтенсивності, сейсмічного ефекту.

Зони МВЗ трансформовані в геометризовану лінеаментно-доменно-фокальну схему (ЛДФ-модель), для якої проведена магнітудна параметризація, з використанням сейсмологічних і геолого-тектонічних методів і аналогій.

Розроблено модель вогнищ і вогнищевих зон, яка базується на проведених дослідженнях механізмів вогнищ великих землетрусів.

На основі досліджень сейсмічного режиму для виділених зон МВЗ створено моделі сейсмічності. Застосовано метод статистичного моделювання, який дозволяє на великих проміжках часу, набагато більших від тривалості сейсмологічних спостережень, штучно імітувати сейсмічний режим кожного елемента ЛДФ-моделі з статистично подібними параметрами, властивими реальним сейсмічним подіям.

Створено моделі загасання сейсмічної інтенсивності для анізотропних макросейсмічних полів сильних землетрусів з епіцентрами в районі Вранча (Румунія).

Розроблено модель сейсмічного ефекту, в якій використовується вся отримана в попередніх моделях інформація для розрахунку максимальної інтенсивності на досліджуваному майданчику в результаті впливу всіх віртуальних вогнищ землетрусів від усіх елементів зон МВЗ. Результатом розрахунків є: максимальна інтенсивність в заданій точці земної поверхні, середній період повторюваності цієї інтенсивності та ймовірність її перевищення за наступні 50 років.

Для «середніх» умов отримано наступні оцінки ПЗ (період повторюваності 1000 років) і МРЗ (період повторюваності 10000 років) для пункту розташування ЗАЕС: ПЗ – 5.8 бала з імовірністю перевищення 0.05, МРЗ – 6.2 бала з імовірністю перевищення 0.005. Отримані оцінки зроблено з урахуванням детального сейсмічного районування і, в цілому, не суперечать картам ЗСР-2004, що складають основу нормативних будівельних документів ДБН В.1.1.12-2014.

Остаточна оцінка розрахункової сейсмічної небезпеки з урахуванням геолого-геофізичних, геодезичних, неотектонічних досліджень (ближньої зони масштабу 1:50 000) і результатів сейсмічного мікрорайонування, представлена в [93].

Вирішено наступні задачі. 1. Організовано інструментальні сейсмологічні спостереження на тимчасовій

локальній сейсмологічній мережі. 2. Обґрунтовано вибір методики розрахунку акселерограм, рекомендованої

вітчизняними нормативними документами і рекомендаціями МАГАТЕ. Генерування акселерограм здійснювалася з використанням спектрів реакції, рекомендованих нормативними документами для проектування об'єктів атомної енергетики SSG-9 [99], НП-031-01 [104] і РБ 006-98 [98].

148 3. В результаті досліджень сейсмічної небезпеки території

розміщення АЕС побудовано набори розрахункових акселерограм і їх спектральних характеристик з урахуванням всієї сукупності геолого-геофізичних даних, в тому числі, матеріалів спостережень за місцевими і телесейсмічними подіями, даних про сейсмотектонічні та ґрунтові умови майданчика розміщення ЗАЕС.

Трикомпонентні акселерографи описують поведінку в часі повного вектора сейсмічних коливань. Компоненти статистично незалежні. Горизонтальні компоненти рівні між собою. Амплітуди на вертикальних компонентах, згідно з нормативними документами НП-031-01 [104] і РБ-06-98 [98] приймається рівними 2/3 від амплітуд горизонтальних.

Згідно з результатами оцінки сейсмічності майданчика ЗАЕС, горизонтальні компоненти акселерограм, які моделюють події рівня МРЗ, нормувалися на 115 см/с2, вертикальні – на 77 см/с2.

Згідно з протоколом наради з уточнення сейсмічності майданчика ЗАЕС у НАЕК «Енергоатом» від 18.04.2013 р., було підготовлено ще один набір акселерограм, які моделюють події рівня МРЗ, нормований на 150 см/с2(горизонтальні компоненти) і 100 см/с2(вертикальні компоненти).

Згідно з результатами оцінки сейсмічності майданчика ЗАЕС, горизонтальні компоненти акселерограм, які моделюють події рівня ПЗ, нормувалися на 85 см/с2, вертикальні на 57 см/с2.

Набори розрахункових акселерограм передані ЗАЕС в цифровій формі на магнітних носіях. Вони супроводжуються програмами для візуалізації акселерограм і їх спектральних характеристик.

Сучасні екзогенні геологічні процеси (ЕГП). Основними ЕГП території, які істотно впливають на екологічний стан

середовища, є: зсуви, ерозія в різних формах, підтоплення, просідання ґрунтів і в меншій мірі – карстові процеси.

Найбільш слабко (5-10 %) уражені ЕГП території, що розташовані переважно на вододілах – на ділянках, що складають приблизно 70 % правобережної частини 30 км зони ЗАЕС. Розташовані вони у межах західної половини правобережжя на східному схилі долини р. Теребовля та у східній прикордонній частині території пункту ЗАЕС. Переважний розвиток тут мають процеси площинної ерозії, рідше процеси просідання ґрунтів. У межах території слабкої ураженості ЕГП, виділяється кілька ділянок із середнім ступенем ураженості зв'язаної з додатковим впливом на них процесів просідання. Крім цих, на правобережжі виділено два райони із середнім (10-25 %) ступенем ураженості ЕГП. Перший, розміщується у межах правого схилу долини р. Теребовля, другий, у межах вододільної частини, що

149 граничить з долиною цієї річки. Невелика ділянка такого ж ступеня ураженості простежується у північно-східній частині території досліджень.

Лівобережжя на площі понад 80 % має середній ступінь ураженості ЕГП за рахунок впливу процесів просідання ґрунтів, підтоплення, місцями ерозією обох форм – лінійної та площинної.

Тут же, на лівобережжі, розташовані дві ділянки, що сильно (25-50 %) уражені ЕГП. Перша, що виділяється в південно-західній частині, в районі смт. Верхній Рогачик, зв'язана із взаємодією процесів просідання ґрунтів, площинної і лінійної ерозії, що тяжіють до річкової долини. Друга ділянка розташована в межах площі «Енергодарівського півострова» і пов'язана з процесами дефляції та активним підмиванням берегів Каховського водосховища. Ця ділянка зазнає значного техногенного впливу від експлуатації інфраструктури розташованої тут ЗАЕС.

Ділянки, що дуже сильно (>50 %) уражені ЕГП, межують з прибережними територіями Каховського водосховища і розташовані в східній частині м. Марганець і район м. Дніпрорудне. Для цих територій характерними є процеси активізації зсувів, розвитку активної лінійної ерозії (ярів), площинної ерозії, значною мірою обумовлено активним абразійним впливом на берегову лінію Каховського водоймища.

За останнє десятиріччя проявів активних карстових процесів на території пункту ЗАЕС не спостерігалося.

Проте інтенсивне зрошення на прилеглих територіях є потенційним чинником їх можливої активізації. Техногенна активізація карсту також можлива в результаті зміни режиму водовідбору, коли при активній відкачці підземних вод з водоносних горизонтів можуть бути змінені гідрогеологічні умови формування підземних вод, що в свою чергу може спричинити до змін показників їх хімічного складу, швидкостей фільтрації, умов живлення водоносних горизонтів і комплексів тощо. Крім того на розвиток карстових процесів у північній частині території істотні зміни можуть спричиняти гірничодобувні підприємства, особливо, якщо врахувати, що ця територія належить до найбільшого у світі марганцеворудного басейну.

150 4. ЗАХОДИ ЩОДО ЗМЕНШЕННЯ ВПЛИВУ ЗАЕС НА СТАН

ГЕОЛОГІЧНОГО СЕРЕДОВИЩА

4.1. Цілі, завдання і зміст додаткових структурно-геоморфологічних і неотектонічних досліджень

Проведений аналіз наявних матеріалів показав, що в даний час не існує цілісного і в достатній мірі обгрунтованого уявлення про структурно-геоморфологічні і, особливо, неотектонічні умови району та пункту ЗАЕС, чим обумовлена необхідність проведення спеціалізованих додаткових досліджень. Ефективність залучення геоморфологічних і неотектонічних даних до обгрунтування вирішення інженерно-геологічних завдань доведена на численних прикладах, у тому числі при обгрунтуванні вибору місць для будівництва атомних станцій, а також забезпечення їх безаварійного функціонування в Україні.

При цьому особливого значення набуває аналіз динамічного стану площових і лінійних тектонічних структур різних типів не тільки на сучасному етапі їх розвитку, а й на неотектонічному етапі, що охоплює олігоцен-четвертинний час. Це обумовлено тим, що з неотектонічно активними структурами може бути пов'язана ймовірність виникнення макро- і мікродеформацій у фундаментах споруд АЕС, а також збої в технологічних процесах. Слід підкреслити, що з активізацією ендогенних процесів, як правило, тісно пов'язані активізації рельефоутворювальних екзогенних процесів, що також підвищує ризик дестабілізації геодинамічної обстановки в районах розташування об'єктів атомної енергетики, з якою може бути пов'язана пряма або непряма небезпека виникнення критичних ситуацій.

При вивченні геодинамічних процесів в районах АЕС враховується безпосередній прояв швидких (імпульсних) рухів земної кори у вигляді землетрусів, прояв повільних вертикальних і горизонтальних рухів земної кори в межах площових структур і в зонах розломів, а також наслідки синергетичної взаємодії ендо-, екзо- і техногенних процесів, які можуть бути ранжовані за швидкістю дії, площею і глибиною охоплення геологічного середовища.

Метою додаткових геоморфологічних досліджень на території району та пункту ЗАЕС є виявлення просторово-часових закономірностей геоморфогенезу в післяпонтичний час залежно від структурних умов і динаміки ендогенних, екзогенних процесів, типізація морфоструктур з урахуванням генезису і динамічного стану, а також аналіз особливостей просторової локалізації та інтенсивності сучасних екзогенних і природно-антропогенних рельефоутворювальних процесів, насамперед несприятливих.

Для досягнення поставленої мети необхідно вирішити наступні завдання:

151 – Провести аналіз факторів і умов континентального

геоморфогенезу в післяпонтичний час; – Виявити передумови структурної обумовленості формування

морфоструктур; – Провести типізацію морфоструктур з урахуванням їх генезису і еволюції; – Виявити структурно-геоморфологічні індикатори неотектонічно активних

площових і лінійних структур; – Виявити просторові закономірності локалізації сучасних несприятливих

екзогенних рельєфоутворювальних процесів; – Скласти середньомасштабну (1: 500000) і великомасштабну (1:50 000)

геоморфологічні карти району та пункту ЗАЕС на морфоструктурно-морфоськульптурній основі з урахуванням нових даних, у тому числі отриманих в процесі польових експедиційних досліджень;

– Виділити ділянки, стійкі з точки зору прояву несприятливих рельефоутворювальних процесів.

Метою додаткових неотектонічних досліджень району та пункту ЗАЕС є виявлення закономірностей динаміки площових і лінійних структур, їх впливу на характер осадконакопичення і рельєфоутворення в олігоцен-антропогеновий час, обгрунтування виділення потенційно небезпечних з точки зору прояву сейсмічності структур, особливо неотектонічно активних розривних порушень.

Головними завданнями неотектонічних досліджень є наступні: – Виявити неогеодінамічно стійкі блоки; – Виявити прямі і непрямі зв'язки між рельєфом і тектонічними структурами

різних рангів і типів; – Виявити закономірності просторової диференційованості інтенсивності

неотектонічних рухів земної кори і неотектонічного розвитку структур в часі і просторі;

– Обгрунтувати критерії оцінки неотектонічної активності розривних порушень, визначення часу останньої активізації рухів земної кори за комплексом геолого-геоморфологічних даних;

– Провести паспортизацію неотектонічно активних розломів і їх ранжування за ступенем неотектонічної активності;

– Обгрунтувати схеми розломно-блокової неотектоніки з урахуванням диференційованих за інтенсивністю та спрямованістю рухів земної кори;

– Виявити просторові закономірності розташування неотектонічно активних розломів і вузлів їх перетину, ділянок та зон з високими градієнтами швидкостей вертикальних і горизонтальних рухів земної кори;

– Створити середньомасштабну (1: 500000) і великомасштабну (1:50 000) неотектонічні карти району та пункту ЗАЕС;

152 – Провести комплексний аналіз результатів неогеодинамічного

аналізу площових і лінійних структур району та пункту ЗАЕС, динаміки сучасних повільних тектонічних рухів і сейсмічності;

– Обгрунтувати рекомендації з урахуванням результатів вивчення неогеодинамічних умов при комплексній оцінці сейсмічної небезпеки району та пункту ЗАЕС.

При проведенні довивчення геоморфологічних і неотектонічних умов району та пункту ЗАЕС одним з найважливіших прийомів є спряжений аналіз морфоструктури і неотектоніки, метою якого є виявлення ознак, критеріїв, просторових закономірностей, особливостей, періодичності проявів несприятливих процесів, оцінка неогеодинамічного і сучасного геодинамічного ризику.

Оцінка неогеодинамічного ризику повинна проводитися при обов'язковому використанні даних поетапного ретроспективного морфоструктурно-неотектонічного аналізу, оцінка сучасного геодинамічного ризику – на основі комплексного аналізу сучасного динамічного стану геолого-геоморфологічного середовища в обсязі, що забезпечує стійкість інженерних споруд АЕС.

Об'єктами поєднаного морфоструктурно-неотектонічного аналізу є формаційний і літолого-фаціальний склад, потужності новітніх (пізньокайнозойських, у тому числі рельєфоутворювальних) відкладів, полігенетичний і різновіковий похований і сучасний рельєф. У просторово-часовому відношенні це – неотектонічні та геоморфологічні об'єкти регіонального (категорії і парагенетичні комплекси рельєфу, формації рельєфоутворювальних відкладів), субрегіонального (генетичні типи рельєфу, фації рельєфоутворювальних відкладів) і локального (форми і елементи рельєфу, субфаціі, мікрофаціі рельєфоутворювальних відкладів) рівнів.

Достовірність вивчення геоморфологічних і неотектонічних умов з метою оцінки неогеодинамічного ризику значно підвищується внаслідок аргументованого послідовного, поетапного ретроспективного морфоструктурно-неотектонічного аналізу з особливо детальним вивченням ендодинамічних подій четвертинного часу, зокрема, пізньоплейстоцен-голоценових, історичних і сучасних.

На особливу увагу заслуговують питання, які потребують цілеспрямованого розгляду у зв'язку з проявом сейсмічних явищ:

– Регіональні морфоструктурні і тектонічні особливості, що створюють передумови для передачі на далекі відстані сейсмічних подій, які можуть вплинути на сейсмічну стійкість майданчика розташування АЕС (віддалені джерела сейсмічних проявів);

– Морфоструктурні і неотектонічні особливості території пункту АЕС, які

153 впливають на геодинамічний режим в межах площових і лінійних морфоструктур більш високого рангу і створюють передумови для прояву швидких рухів земної кори по регіональним і локальним лінійним структурам від віддалених і місцевих джерел сейсмічності;

– Неогеодинамічні особливості майданчика АЕС, які можуть значною мірою вплинути на стійкість порід підвалин споруд об'єктів атомної енергетики щодо землетрусів від віддалених і місцевих джерел сейсмічності, у тому числі техногенного походження.

Головними напрямками тематичних (морфоструктурних і неотектонічних) досліджень є: а) виявлення інформативних геологічних, геоморфологічних, палеогеоморфологічних об'єктів для кількісної оцінки та якісної характеристики неотектонічної активності структур;

б) розробка раціонального комплексу методів для проведення поєднаного морфоструктурно-неотектонічного аналізу з урахуванням регіональних, субрегіональних і локальних неотектонічних і морфоструктурних умов району розташування АЕС;

в) виявлення геологічних, геоморфологічних, палеогеоморфологічних, ландшафтних індикаторів диференційованої неотектонічної активності площових і лінійних структур різних типів;

г) створення бази даних; д) визначення кількісних параметрів неотектонічно активних площових і

лінійних структур; е) визначення кінематичних типів розломів і характеру переміщень по них в

четвертинний час з урахуванням вертикальної і горизонтальної складових. Регіональні морфоструктурні і неотектонічні дослідження району ЗАЕС (м-

б 1: 500 000, радіус 150 км). Регіональний аналіз геоморфологічних (морфоструктурних) та

неотектонічних умов здійснюється з метою виявлення загальних закономірностей геоморфогенезу і неогеодинаміки крупних регіональних морфоструктур, просторово-часових закономірностей формування рельєфу і прояву олігоцен-четвертинної (неотектонічної) активності структур, у тому числі трансрегіональних розломів глибокого закладення. Головна мета – виявлення активних площових і лінійних регіональних структур, які потенційно можуть вплинути на хід сейсмічних явищ, пов'язаних з віддаленими епіцентрами землетрусів.

З урахуванням регіональних особливостей геоморфологічної будови району розташування ЗАЕС в радіусі 150 км для вивчення морфоструктурних і неотектонічних умов необхідно використовувати комплексний підхід із залученням різних методів і методичних прийомів.

154 Структурно-морфологічний аналіз території району ЗАЕС

забезпечується методами і методологічними прийомами, що дозволяють дослідити: план орографічних, гідрографічних, ландшафтних елементів, що складають каркас регіонального орогідрографічного плану; провести аналіз вертикальної, горизонтальної і загальної розчленованості рельєфу; кутів нахилу земної поверхні; плану розташування денудаційних поверхонь вирівнювання; морфології руслової зони і деформованості поздовжнього профілю русел, морфології і висоти терас; ареалів поширення суфозійних, гравітаційних форм рельєфу.

Структурно-морфодинамічний аналіз проводиться методами вивчення ярусності реперних денудаційних і акумулятивних поверхонь вирівнювання, потужностей і літофацій рельєфоутворювальних відкладів, динаміки в часі і просторі екзогенних геоморфологічних процесів та ін. Для аналізу динаміки сучасних екзогенних процесів використовуються матеріали повторного дистанційного зондування, вивчення яких орієнтовано на виявлення змін в просторовій локалізації цих процесів та їх інтенсивності.

Порівняльно-історичний аналіз етапності геоморфогенезу проводиться на основі виділення морфоциклів, депресійних циклів, графіків коливального процесу та ін. Він спрямований на виявлення етапів і циклічності геоморфогенезу, закономірностей формування палео- і сучасного рельєфу, епох домінування денудаційних або акумулятивних процесів та ін.

У результаті регіональних морфоструктурних досліджень будуть виявлені крупні регіональні морфоструктури, що відображають зв'язок тектонічних структур, крупних форм рельєфу і рельєфоутворювальних відкладів, що характеризуються різною пластикою рельєфу, певними особливостями геоморфогенезу.

Зміст регіональних неотектонічних досліджень визначається необхідністю виявлення загальних закономірностей неогеодинаміки регіональних морфоструктур, оцінки інтенсивності неотектонічних рухів земної кори, виділення неотектонічно активних розривних порушень.

Будуть виявлені неотектонічно активні площові і лінійні структури, виконана кількісна оцінка інтенсивності неотектонічних рухів земної кори в їх межах.

З метою встановлення етапності неотектогенезу, оцінки сингенетичних і постгенетичних неотектонічних рухів земної кори, визначення сумарних і поетапних амплітуд неотектонічних рухів будуть використані комплексні методи морфоструктурного, поетапного палеоморфоструктурного, літолого-формаційного, картометричного і морфометричного аналізу та ін.

При проведенні неотектонічних досліджень необхідно враховувати розташування району в зоні знакозмінних неотектонічних рухів і, частково, – у

155 зоні успадкованих підняттів.

В якості базового регіонального рівня для розрахунку сумарних амплітуд неотектонічних рухів земної кори майже для всієї території району буде використана поверхня морської олігоценової рівнини. Вимагають додаткового аналізу нові дані свердлування, що забезпечить деталізацію гіпсометричного плану цієї похованої рівнини. Внесення поправок на глибину епіконтинентального басейну дасть можливість розрахувати показники сумарних амплітуд неотектонічних рухів земної кори. У межах Приазовського мегаблоку необхідно виділити корелятний денудаційні рівень і проаналізувати його деформованість.

Для поетапного неотектонічного аналізу необхідно провести додаткове вивчення умов геоморфогенезу і седиментогенезу в підзоні новоутворених негативних морфоструктур УЩ та успадкованих негативних морфоструктур внутрішньоплатформної западини (Південноукраїнська монокліналь – Причорноморська низовина), які розвивалися в умовах диференційованих опускань. Потрібне проведення аналізу свердловин, що розкривають відклади раннього і середнього міоцену, пліоцену.

Для послідовного простеження динаміки регіональних геоструктур та їх частин протягом неотектонічного етапу будуть використані наявні тектонічні, геологічні, неотектонічні карти масштабу 1:200 000–1:1 000 000, дані буріння і дешифрування матеріалів ДЗЗ.

Додатково необхідно буде побудувати в масштабі 1:500 000 карти гіпсометрії поверхні кристалічних порід і кори вивітрювання в межах структур УЩ, підошви олігоценової, міоценових і пліоценових відкладів, карти потужностей олігоцен-четвертинних відкладів, що мають практично повсюдне поширення, а також провести аналіз літолого-фаціального складу осадових порід, закономірностей формування похованого рельєфу.

Оконтурювання площових регіональних морфоструктур буде проведено з урахуванням результатів аналізу розташування різновікових полігенних поверхонь вирівнювання, вивчення співвідношення денудаційного і акумулятивного рельєфу, структурно-геоморфологічного (морфоструктурного) районування та картографування.

Діагностика неотектонічно активних розломів буде проводитися з урахуванням прямих і непрямих ознак: змін показників сумарних і поетапних амплітуд неотектонічних рухів земної кори, градієнтів середніх швидкостей неотектонічних і сучасних тектонічних рухів, наявності аномалій полів тріщинуватості і парагенетичних комплексів тектонічних тріщин, змін потужностей і літофацій осадових різновікових відкладів (на різних крилах розломів), локалізації структурно-геоморфологічних ознак активності (аномалії в

156 розміщенні та щільності ерозійних, суфозійних, гравітаційних форм рельєфу, будові грунтово-рослинного покриву, лінійна локалізація проявів денудаційних і акумулятивних процесів та ін.).

Формалізація просторової інформації векторним і растровими способами надасть можливість виконати опис неотектонічно активних площових і лінійних об'єктів, потенційно небезпечних з геодинамічної точки зору і здійснити їх картографування.

В результаті проведеного регіонального аналізу будуть укладені геоморфологічна та неотектонічна карти масштабу 1: 500 000, схема розломно-блокової тектоніки, створені паспорти основних неотектонічно активних розломів району ЗАЕС.

Субрегіональні дослідження пункту ЗАЕС (м-б 1:50 000, радіус 25 км). Субрегіональні геоморфологічні та неотектонічні дослідження спрямовані на

довивчення будови рельєфу, який сформувався в пліоцен-четвертинний час, оцінку ступеня диференційованості в просторі неотектонічних, у тому числі четвертинних, рухів земної кори в межах активних блокових структур. Використання обґрунтованого в процесі регіональних досліджень набору ознак і критеріїв неотектонічної активності дозволить виділити ділянки неотектонічної активізації розривних порушень, виявлених на підставі проведених раніше геолого-геофізичних досліджень. В якості окремого завдання передбачається виконати пошук передбачуваних неотектонічно активних розломів, виділених за результатами комплексних геолого-геоморфологічних досліджень.

Головним завданням цих досліджень є виявлення диференційованості в показниках неотектонічної активності структур для систематизації інформації про розташування ділянок з різним режимом неотектонічних рухів (коливальні, переривчасті, успадковані та ін.), особливо в четвертинний час; виявлення площових і лінійних структур, в межах яких потенційно можливий прояв сейсмічних явищ, пов'язаних з віддаленими та місцевими землетрусами.

Будуть деталізовані дані про кількісні показники сумарних амплітуд неотектонічних рухів, масштаби міоценових і ранньопліоценових опускань, пліоценових і четвертинних підняттів з урахуванням бази систематизованих морфоструктурно-неотектонічних характеристик.

На підставі комплексного аналізу структурно-геоморфологічних і неотектонічних даних буде складена схема розломно-блокових структур, активних у неотектонічний час, виділені активні розломи і визначено зони їх динамічного впливу (за геолого-геоморфологічними даними), проведено зіставлення неотектонічно активних розломів з даними інструментальних геодезичних вимірювань для обгрунтування їх сучасної геодинамічної позиції. Будуть укладені морфоструктурна та неотектонічна карти пункту ЗАЕС у м-бі

157 1:50 000.

Для вдосконалення паспортів активних розломів необхідно деталізувати інформацію про прояв четвертинних рухів земної кори. Деталізація цих даних потребує проведення польових досліджень, завірочного буріння свердловин в хрест простягання неотектонічно активних порушень і на їх крилах, уточнення будови четвертинних відкладів, фіксації їх потужностей та аномалій літолого-фаціальні складу.

Дослідження ближньої зони і майданчика ЗАЕС (м-б 1:10 000, радіус 5 км). Локальний (об'єктний) аналіз спрямований на детальне вивчення

неотектонічних деформацій в рамках морфоструктур безпосередньо в районі розташування майданчика АЕС, де потенційно можуть проявлятися процеси, які вплинуть на безпеку АЕС. Головним завданням є оцінка неотектонічної активності розломів всіх рангів, особливо в пізньому плейстоцені, голоцені і на сучасному етапі; виявлення особливостей просторової організації достовірно виділених та передбачуваних за комплексом геолого-геоморфологічних ознак неотектонічно активних розломів, виявлення динамічно стійких блокових структур; виявлення зон локалізації небезпечних геоморфологічних процесів та обгрунтування їх зв'язку з неотектонічно активними розломами.

База морфоструктурно-неотектонічних даних для ближньої зони і майданчика ЗАЕС повинна містити необхідну інформацію для виділення потенційно небезпечних тектонічних порушень і зон їх динамічного впливу, зіставлення з геодезичними і геофізичними даними, проведення комплексного аналізу, складання інженерно-геодинамічної (інженерно-геологічної схеми) і обгрунтування сейсмічного мікрорайонування. Для забезпечення геоморфологічних і неотектонічних досліджень ближньої зони і майданчика ЗАЕС необхідне проведення детальних польових досліджень. Результати камеральних і польових геоморфологічних досліджень повинні бути зіставлені з сейсмічними і геодезичними даними.

4.2. Заходи щодо сейсмічної небезпеки території ЗАЕС

– Рекомендується провести роботи з визначення сейсмостійкості відповідальних об'єктів АЕС при максимальному розрахунковому землетрусі з Конкської зони розломів і з віддаленої сейсмоактивної зони Вранча. На основі одержаних результатів про сейсмостійкість (вразливість) до сейсмічних впливів, при необхідності, розробити заходи, щодо забезпечення захисту довкілля від наслідків природно-техногенних катастроф, пов'язаних із потенційним впливом землетрусів на АЕС.

– Для залучення до оцінки сейсмічної небезпеки АЕС достовірних, одержаних із інструментальних спостережень, сейсмологічних даних, необхідно

158 завершити створення локальних мереж сейсмологічних спостережень в районах їх розташування, відповідно до «Плану заходів з оцінки сейсмічної небезпеки і перевірки сейсмостійкості діючих АЕС», затвердженого Міненерговугілля України, Енергогенеруючою компанією «Енергоатом» і Державною інспекцією ядерного регулювання України.

– Рекомендується на час установки свердловинних сейсмічних датчиків, створення і тестових випробувань постійної локальної мережі в районі розміщення ЗАЕС, продовжити роботу існуючої тимчасової наземної мережі сейсмічних станцій. Це допоможе уникнути можливих пропусків реєстрації телесейсмічних та місцевих землетрусів, створить основу для побудови емпіричних частотних характеристик середовища на глибину установки свердловинних датчиків, що, у свою чергу, відкриє можливість теоретичного перерахунку записів свердловинних датчиків на земну поверхню, де розташовані основні об'єкти, що вимагають захисту від землетрусів. Слід також враховувати, що просторове розташування датчиків, на поверхні і в глибині геологічного середовища, дозволяє надійніше визначати механізми місцевих землетрусів, що є важливим для створення моделей їх джерел.

– Зміна рівня ґрунтових вод на майданчику АЕС може спричинити зміну величини оцінки сейсмічної небезпеки (в термінах сейсмічної бальності), і суттєво вплинути на частотну характеристику ґрунтової товщі (резонансні властивості геологічного середовища). З огляду на це, слід передбачити повторне сейсмічне мікрорайонування майданчика АЕС. 4.3. Заходи щодо зменшення впливу сучасних екзогенних та інженерно-геологічних процесів і явищ

Усунення або зменшення впливу сучасних екзогенних та інженерно-

геологічних процесів і явищ здійснюється головним чином інженерними заходами (планування території, організований водовідвід, дренаж, пристрій фундаментів основних споруджень, тощо) і при організації належного систематичного геотехконтролю можуть бути виконаними власними силами спеціальних підрозділів ЗАЕС.

159 ПЕРЕЛІК ПОСИЛАНЬ

1. Маринич О.М., Шищенко П.Г. Фізична географія України. Підручник. – К.: Знання, 2005. – 511 с. 2. Фізико-географічне районування. Карта м-бу 1: 2 500 0000. / Маринич О.М., Шищенко П.Г., Пархоменко Г.О., Петренко О.М. // Національний атлас України. – К.: ДНВП Картографія, 2007. – С. 228-229. 3. Ландшафти. Карта м-бу 1: 2 500 0000. / Маринич О.М., Шищенко П.Г., Пащенко В.М, Петренко О.М. // Національний атлас України. – К.: ДНВП Картографія, 2007. – С. 222-224. 4. Ґрунтознавство: Підручник // Тихоненко Д.Г. та ін. / за ред. д-ра с.-г. наук, проф. Д.Г. Тихоненка. – К.: Вища освіта, 2004. – 583 c. 5. Петренко О.М. Ландшафти. Карта м-бу 1: 5 000 0000. // Національний атлас України. – К.: ДНВП Картографія, 2007. – С.429. 6. Геоморфологическая карта Украинской ССР и Молдавской ССР. М-б 1:1 000 000 / Гл. ред. И.Л. Соколовский. – Киев: Мингео УССР, 1979. – 4 л. 7. Палієнко В.П., Барщевський М.Є., Матошко А.В. Геоморфологічна будова (морфоструктура та морфоскульптура). Карта м-бу 1:2 500 000 / Національний атлас України. – К., 2007. – С. 158-159. 8. Кучма Г.В., Лугова О.М., Спиця Р.О. Горизонтальна розчленованість рельєфу. Карта м-бу 1:5 000 000 / Національний Атлас України. – К., 2007. – С. 157. 9. Отчет «Разработка программы дополнительных геоморфологических и неотектонических исследований района и пункта Запорожской АЭС». – К.: Институт географии НАН України, 2010. – 37 с. 10. Кучма Г.В., Лугова О.М., Спиця Р.О. Загальна розчленованість рельєфу. Карта м-бу 1:5 000 000 / Національний атлас України. – К., 2007. – С. 157. 11. Палієнко В.П., Барщевський М.Є., Бортник С.Ю., Палієнко Е.Т. та ін. Загальне геоморфологічне районування території України // УГЖ 2004, № 1. – С. 3-11. 12. Тектонічна карта України. М-б 1:1 000 000 / Гол. ред. С.С. Круглов, Д.С. Гурський). – Київ: УкрДГРІ, 2007. 13. Геохронология раннего докембрия Украинского щита (архей) / Щербак Н.П., Артеменко Г.В., Лесная И.М., Пономаренко А.Н. – Киев: Наук. думка, 2005. – 241 с. 14. Гранитоиды Украинского щита. Петрохимия, геохимия, рудоносность. Справочник // К.Е. Есипчук, В.И. Орса, И.Б. Щербаков и др. – К.: Наук. думка, 1993. – 231 с. 15. Звіт НДР «Розробка державних науково-технічних програм для забезпечення екологічної безпеки у сфері паливно-енергетичного комплексу» / Лисиченко Г.В, Забулонов Ю.Л. та ін. – Київ: ІГНС НАН України, 2007. – 228 с.

160 16. Казаков А.Н., Заика-Новацкий Г.В. Нижнеархейские комплексы западной части Среднего Приднепровья и их складчатость // Структурные исследования в областях раннего докембрия. – Ленинград: Наука, 1989. – С. 203-216. 17. Кічурчак В.М., Пігулевський П.Г. Геолого-формаційна карта південно-східної частини УЩ. М 1:500 000. Міністерство охорони навколишнього природного середовища України. ДГП «Укргеофізика». ДГЕ «Дніпрогеофізика», 2003. 18. Кореляційна хроностратиграфічна схема раннього докембрію Українського щита. (Пояснювальна записка). – К.: УкрДГРІ, 2004. – 29 с. 19. Петрология, геохимия и рудоносность интрузивных гранитоидов Украинского щита / Есипчук К. Е., Шеремет Е. М., Зинченко О. В. и др. – К.: Наук. думка, 1990. – 235 с. 20. Свешников К.И., Лысак А.М., Сиворонов А.А. и др. Плутонические и плутонометаморфические формации и магматические комплексы Среднего Приднепровья // Вестник Киевского университета. Прикладная геохимия и петрофизика. – 1984. – № 11. – С. 85-94. 21. Сукач В.В. Геологічна будова та золотоносність Солонянського рудного поля (Сурська структура, Середнє Придніпров'я): Автореф. дис. …канд. геол. наук:04.00.01 / УкрДГРІ. – К., 2002. – 17 с. 22. Щербаков И.Б. Петрология Украинского щита. – Л.: ЗУКЦ, 2005. – 364 с. 23. Палієнко, В.П. Геодинамічні дослідження в контексті комплексної оцінки території з метою вирішення проблем екологічної безпеки // Екологія довкілля та безпека життєдіяльності. – 2002. – № 4. – С. 3-10. 24. Палиенко, В.П. Изменение рельефообразующих процессов и рельефа на территории Украины в XX и начале XXI в. / В.П. Палиенко, Н.Е. Барщевський, Р.А.Спица // Изменения земных систем в Вост. Европе; отв. ред. В.И. Лялько. – Киев. – 2010. – С. 368-382. 25. Принципи та методи геолого-геоморфологічних та морфоструктурно-неогеодинамічних досліджень в районах АЕС України для виявлення дестабілізуючих чинників і вирішення моніторингових завдань / В.П. Палієнко, М.Є. Барщевський, А.В. Матошко та ін. // УГЖ. – 2001. – № 3. – С. 59-68. 26. Палиенко В.П. Особенности функционирования инженерно организованных геоморфологических систем (на примере АЭС Украины) / В.П. Палиенко, Р.А. Спица // Антропогенная геоморфология: – Москва-Киев: Медиа-Пресс. – 2013. – С. 255-265. 27. Карта неотектоники юго-запада СССР. М-б 1:1 000 000 / Ред. А.М. Маринич. - Киев: Мингео УССР, 1987. – 4 л. 28. Тектоника нефтегазоносных областей юго-запада СССР (объяснительная записка к Тектонической карте нефтегазоносных областей юго-запада СССР с

161 использованием материалов космических съемок м-ба 1:500 000) / Р.Г. Гарецкий, В.В. Глушко, Н.А. Крылов, В.П. Палиенко и др. – М.: Наука, 1988. – 85 с. 29. Палиенко В.П. Новейшая геодинамика и ее отражение в рельефе Украины. - К.: Наук. думка, 1992. – 116 с. 30. Разработка программы дополнительных геоморфологических и неотектонических исследований района и пункта Запорожской АЭС / Отчет по договору № 31 от 14.05.2010 с ГП КМИЗИ «Энергопроект». – Киев: Институт географии НАН Украины, 2010. 31. Палієнко В.П., Спиця Р.О., Кендзера О.В., Омельченко В.Д., Бондар А.Л, Заєць І.М. Сучасні рухи земної кори на території України: проблеми тектонічної інтерпретації та картографування // Геоінформатика, 2004, № 1. – С. 66-73. 32. Карта разрывных нарушений и основных зон линеаментов юго-запада СССР. М-б 1:1 000 000 / Ред. Н.А. Крылов. – Киев: Миннефтепром, Мингео УССР, 1988. – 4 л. 33. Тектоническая карта нефтегазоносных областей юго-запада СССР (с использованием материалов космической съемки масштаба 1:500 000 / Глав. ред. Н.А. Крылов. – Киев: Миннефтепром, Мингео УССР, 1986. – 16 л. 34. Тектонічна карта України. М-б 1:1 000 000. Пояснювальна записка. Частина І – 95 с., частина ІІ – 74 с. – Київ: УкрДГРІ, 2007. 35. Программа «Дополнительные исследования сейсмических и сейсмотектонических условий размещения площадки Запорожской АЭС. Создание геодинамического полигона». – ГП КИИИиИ «Энергопроект», 2010. 36. Отчет «Дополнительные исследования сейсмических и сейсмотектонических условий площадки Запорожской АЭС. Создание геодинамического полигона» // Составление карты линеаментно-доменно-фокальных зон региона размещения ЗАЭС и расчет сейсмического воздействия на промплощадку. № per. 75/200-11, этап № 2.1.3. Довбнич М.М., Пустовитенко Б.Г., Сафронов О.Н.. – ООО «Фундаментстроймакс», Днепропетровск, 2013. 37. Дополнительные исследования сейсмических и сейсмотектонических условий площадки Запорожской АЭС. Создание геодинамического полигона. Сводный отчет. Т. 2. Субрегиональные геолого-геофизические, геодезические, сейсмотектонические и сейсмологические исследования района размещения Запорожской АЭС. М 1:50 000, радиус исследований 25 км. X/д № 75/200-11 от 02.08.11. Этап № 9.3. Шифр 75.200.11-09.03.01-ГИС. – Днепропетровск: Фонды ООО «Фундаментстроймакс», 2013. – 285 с. 38. Дополнительные исследования сейсмических и сейсмотектонических условий площадки Запорожской АЭС. Создание геодинамического полигона. Сводный отчет. Том 4. Результаты комплексных геолого-геофизических, сейсмотектонических и сейсмологических исследований района размещения Запорожской АЭС. Инструментальные сейсмологические наблюдения на

162 временной сети. Расчет акселерограмм и их спектральных характеристик. X/д № 75/200-11 от 02.08.11. Этап № 9.3. Шифр 75.200.11-09.03.01-ГИС. – Днепропетровск: Фонды ООО «Фундаментстроймакс», 2013. – 313 с. 39. Айзберг Р.Е., Аронов А.Г., Гарецкий Р.Г., Карабанов А.К., Сафронов О.Н. Сейсмотектоника Беларуси и Прибалтики. – НАНБ ІГН Беларускае геалагічнае таварыства // Літосфера. Навуковы часопік. – Мінск, – № 7, – 1997. – С. 5-17. 40. Ризниченко Ю.В. Размеры очага корового землетрясения и сейсмический момент // Исследования по физике землетрясения. – М.: Наука, – 1976. – С. 9-27. 41. Современная динамика литосферы континентов. Методы изучения. В.С. Хромовских, В.П. Солоненко, Ю.К. Щукин и др. / Под ред. Н.А. Логачева, В.С. Хромовских. – М.: Недра, – 1989. – 278 с. 42. Дополнительные исследования сейсмических и сейсмотектонических условий площадки Запорожской АЭС. Создание геодинамического полигона // Закл. отчет. Т. 1. Региональные сейсмотектонические и сейсмологические исследования района размещения Запорожской АЭС: ООО «Фундаментстроймакс», Днепропетровск, 2013. 43. Сафронов О.Н. Сейсмотектонические условия и сейсмическая опасность платформенной части Украины. (Для целей размещения объектов атомной энергетики.) // Диссертация. ИГФ НАН Украины. – Фонды ВАК Украины. –Симферополь-Киев, 2005. – 135 с. 44. Сейсмическое районирование территории СССР – М.: Наука, 1980. – 370 с. 45. Шебалин Н.В. Очаги сильных землетрясений на территории СССР. – М.: Наука, 1974. – 56 с. 46. Айзберг Р.Е., Аронов А.Г., Гарецкий Р.Г., Карабанов А.К., Сафронов О.Н. Сейсмотектоника Беларуси и Прибалтики. – НАНБ ІГН Беларускае геалагічнае таварыства // Літосфера. Навуковы часопік. – Мінск, – № 7, 1997.– С. 5-17. 47. Гарецкий В.Г., Айзберг Р.Е., Аронов А.Г., Карабанов А.К., Сафронов О.Н. Общее сейсмическое районирование Беларусско-Прибалтийского региона // Докл. АН Беларуси. – Минск: Беларуская навука, – № 1. – Т .41, 1997.– С. 98-103. 48. Safronov O.N., Nikulins V.G. General seismic zoning of Latvia. – Latvijas geologijas vestis, – № 6, 1999. – P. 30-35. 49. Abrahamson N., Atkinson G., Boore D., Bozognia Y., Campbell K., Chiou B., Idriss I., Silva W., Youngs. R. Comparisons of the NGA ground-motion relations // Earthquake Spectra. − 2008. −24. − Р. 45-66. 50. Boore D.M., Watson-Lamprey J., Abrahamson N.A., GMRotD and GMRotI: Orientation-independent measures of ground motion // Bull. Seismol. Soc. Am. − 2006. −

96 (4a). − Р. 1502-1511. 51. Chiou B., Darragh R., Gregor N., Silva W. NGA project strong-motion database // Earthquake Spectra. − 2008. −24. − Р. 23-44. 52. Power M., Chiou B., Abrahamson N., Bozorgnia Y., Shantz T. An Overview of the

163 NGA Project // Earthquake Spectra. − 2008. −24. − Р. 3-22. 53. Scasserra G., Stewart J.P., Bazzurro P., Lanzo G., Mollaioli F. A comparison of NGA ground-motion prediction equations to Italian data // Bull. Seismol. Soc. Am. − 2009. −

99. − Р. 2961-2978. 54. Shoja-Taheri J., Naserieh S., Ghofrani H. A test of the applicability of NGA models to the strong ground-motion data in the Iranian Plateau // Earthquake Engineering −

2010. −14. Р. 278-292. 55. Silva W.J. Site response simulations for the NGA project // Report prepared for the Pacific Earthquake Engineering Research Center. − 2008. 56. Somerville P.G., Collins N., Graves R., Pitarka A., Silva W., Zeng Y. Simulation of ground motion scaling characteristics for the NGA-E Project // Proceedings of the 8th National Conference on Earthquake Engineering, San Francisco, Calif. − 2006. 57. Spudich P., Chiou B. Directivity in NGA earthquake ground motions: analysis using

isochrone theory // Earthquake Spectra. − 2008. −24. − Р. 279-298. 58. Stafford P.J., Strasser F.O., Bommer J.J. An evaluation of the applicability of the NGA models to ground-motion prediction in the Euro-Mediterranean region // Bull.

EarthquakeEng. − 2008. − 6. − Р. 149-177. 59. Уломов В.И. Об основных положениях и технических рекомендациях по созданию новой карты сейсмического районирования территории Российской Федерации // Сейсмичность и сейсмическое районирование Северной Евразии, 1995. – Вып. 2-3. – С. 9-26. 60. Уломов В.И. Сейсмогеодинамика и сейсмическое районирование Северной Евразии // Вестник ОГГН РАН, 1999. – № 1.– С. 1-32. 61. Сейсмическое районирование СССР. – М.: Наука, 1968. 62. Annalidigeofisica. The Global Seismic Hazard assessment Program (GSHAP). 1992-1999. – P. 957-1230. 63. Balassanian S., Ashirov T., Chelidze T., Gassanov A., Kondorskay N., Molchan G., Pustovitenko B., Trifonov V., Ulomov B., Giardini D., Erdik M., Ghafori-Ashtiani M., Griinthal G., Mayer-Risa D., Schenk V., Stucchi M. Seismic hazard assessment for the Caucasus test area // Annali di Geophysica. – Vol 42. – № 6. – 1999. – Р. 1139-1151. 64. Ulomov V., Shumilina L., Trifonov V., Kronrod T, Levi K., Zhalkovsky N., Imaev V., Ivastchenko A., Smirnov V., Gusev A., Balassanian S., Gassanov A., Aysberg R., Chelidze T., Kuzskeev A., Turdukylov A., Drumya A., Negmatullaev S., Ashirov T., Pustovitenko B., Abdullabekov K. Seismic hazard of Northern Eurasia // Annali di

Geofisica. − Vol. 42. – № 6 −1999. − P. 1023-1038. 65. Giardini D., Griinhal G., ShedlokK., Zhang P. The GSHAP Global Seismic Hazard Map // Annali di Geophisica. – Vol. 42. – № 6. – 1999. – Р. 1225-1230. 66. Пустовитенко Б.Г., Кульчицкий В.Е., Борисенко Л.С., Поречнова Е.И. Общее

164 сейсмическое районирование территории Крыма (ОСР-98) // Геофиз. журн., 1999. – № 6, Т. 21. – С. 3-15. 67. Пустовитенко Б.Г., Скляр A.M., Кульчицкий В.Е., Сафронов О.Н. Определение интенсивности проектного и максимального расчетного землетрясения для промплощадок Киевской, Каневской, Кременчугской, Днепродзержинской, Днепровской и Каховской ГЭС / Отчет. Институт геофизики НАН Украины Симферополь-Киев. Фонды ИГФ НАНУ, Минэнерго Украины, Днепр. Энерг. компл., 1997. – 123 с. 68. Пустовитенко Б.Г., Кульчицкий В.Е., Пустовитенко А.А. Новые карты общего сейсмического районирования территории Украины. Особенности модели долговременной сейсмической опасности // Геофиз. журн. – № 3. – 2006, Т. 28. – С. 54-77. 69. Садовский М.А. О естесственной кусковатости горных пород // Докл. АН СССР, 1979. –Т. 247. – № 4. – С. 829-832. 70. Садовский М.А., Писаренко В.Ф. Сейсмический процесс в блоковой среде. – М.: Наука, 1991. – 96 с. 71. Гусев А.А. Описательная статистическая модель излучения очага землетрясения и ее применение к оценке короткопериодного сильного движения // Вулканология и сейсмология, 1984. – № 1. – С. 3-22. 72. Ризниченко Ю.В. От активности очагов землетрясений к сотрясаемости земной поверхности // Изв. АН СССР. – Физика Земли, 1965. – № 11. – С. 1-12. 73. Гусев А.А., Павлов В.М., Шумилина Л.С. Новый подход к расчетам повторяемости сейсмического воздействия с целью построения карт сейсмического районирования // Современная сейсмология: достижения и проблемы. – Научная конф. РФФИ, НКГ РФ, НС РАН. – 1998. – 26 с. 74. Новый каталог сильных землетрясений на территории СССР с древнейших времен до 1975 г. / Под ред. Н.В. Кондорской и Н.В. Шебалина. Ч. 2 Крым и Нижняя Кубань. – М.: Наука, 1977. – С. 55-68. 75. Друмя А.В., Алказ В.Г., Барашкова Э.Я. и др. Карпатское землетрясение 30 мая 1990 г. Предварительные результаты сейсмических и инженерно-сейсмологических исследований // Изв. АН Молдавии. Физика и техника, № 3. – 1990.– C. 27–33. 76. Карпатское землетрясение 30 августа 1986 года // Под. ред. А.В. Друмя, Н.В. Шебалина – Кишинев: Штиинца, 1990. – 333 с. 77. Карпатское землетрясение 4 марта 1977 года и его последствия // Под. ред. А.В. Друмя. – М.: Наука, 1980. – 226 с. 78. Аки К., Ричардс П. Количественная сейсмология. Т. 1, 2. – М.: Мир, 1983. – 880 с. 79. Садовский М.А., Голубева Т.В., Писаренко В.Ф., Шнирман М.Г. Характерные размеры горной породы и иерархические свойства сейсмичности // Изв. АН СССР. – Физика земли, 1984. – № 2. – С. 3-15.

165 80. Борисенко Л.С., Пустовитенко Б.Г., Вольфман Ю.М., Дублянский В.Н., Новик Н.Н. Некоторые методические аспекты сейсмического районирования областей новейшего горообразования и сопредельных территорий (на примере Крыма) // Сейсмичность и сейсмическое районирование Северной Евразии. – Вып. 2-3. – М., 1995. – С. 27-45. 81. Гумбель Э. Статистика экстремальных значений. – М.: Мир, 1965. – 451 с. 82. Шебалин Н.В. К оценке максимальной сейсмической опасности Крымско-Таманского региона // Сейсмичность, сейсмическая опасность Крыма и сейсмостойкость строительства. – К.: Наук. думка, 1972. – С. 14-20. 83. Кульчицкий В.Е., Пустовитенко Б.Г. Об оценке магнитуд максимально возможных землетрясений по временной компоненте сейсмичности // ДАН Украины, 1995. – № 5. – С. 82-84. 84. Садовский М.А., Писаренко В.Ф., Шнирман М.Г. О зависимости энергии землетрясений от объема сейсмического очага // Докл. АН СССР, 1983. – Т. 271, № 3. – С. 598-602. 85. Шебалин Н.В. Методы использования инженерно-сейсмологических данных при сейсмическом районировании // Сейсмическое районирование СССР / Под ред. С.В. Медведева. – М.: Наука, 1968. – С. 95-111. 86. Дополнительные исследования сейсмических и сейсмотектонических условий площадки Запорожской АЭС. Создание геодинамического полигона. Региональные сейсмотектонические и сейсмологические исследования района работ // Довбнич М.М., Пустовитенко Б.Г., Сафронов О.Н. , Кульчицкий В.Е., Бушмакина Г.Н. Промежуточный отчет. № per. 75/200-11, этап № 2.1.2. ООО «Фундаментстроймакс», ИГФ НАН Украины–Днепропетровск, 2012. – 149 с. 87. Гусев А.А., Шумилина Л.С. Моделирование связи балл–магнитуда–расстояние на основе представления о некогерентном протяженном очаге // Вулканология и сейсмология, 1999. – № 4-5. – С. 29-40. 88. Kövesligethy N. Seismischer Stärkegrad und Intesität der Beben. – Gerlands Beitr. Geofis., 1907, Bd. 8, S. 22-29. 89. Шебалин Н.В. Об оценке сейсмической интенсивности // Сейсмическая шкала и методы определения сейсмической интенсивности. – М.: Наука, 1975. – C. 87-109. 90. Пустовитенко Б.Г., Кульчицкий В.Е., Капитанова С.А. О затухании сейсмической энергии землетрясений зоны Вранча // Сейсмологический бюллетень Украины за 2000 год. – Симферополь, 2002. – C. 80-89. 91. Николаев Н.И. О состоянии изучения проблемы возбужденных землетрясений, связанных с инженерной деятельностью // Влияние инженерной деятельности на сейсмический режим. – М.: Наука, 1977. – С. 8-21. 92. Пустовитенко Б.Г., Кульчицкий В.Е., Скляр А.М. К вопросу об использовании нецелочисленных значений интенсивности при оценке сейсмической опасности

166 территорий // Тез. докл. 5-й Рос. нац. конф. по сейсмостойкому строительству и сейсмическому районированию – Сочи, 2003. – С. 22. 93. Дополнительные исследования сейсмических и сейсмотектонических условий площадки Запорожской АЭС. Создание геодинамического полигона // Закл. отчет. Т. 3. Геолого-геофизические и сейсмологические исследования ближней зоны и промплощадки Запорожской АЭС (м-б 1:25 000 – 2 000, радиус исследований менее 5 км). ООО «Фундаментстроймакс», Днепропетровск, 2013. 94. Simpson D.W., Hamburger M.W., Pavlov V.D., Nersesov I.L. Tectonics and seismicity of the Tortogul reservoir region, Kirgizia, USSR. – Journal Geophysical Research, 1981. – vol. 86. – N 131. – P. 345-358. 95. Отчет «Дополнительные исследования сейсмических и сейсмотектонических условий площадки Запорожской АЭС. Создание геодинамического полигона». Сейсмическое микрорайонирование расчетными методами / Довбнич М.М. Днепропетровск, 2012. – 144 с. 96. ДБН В.1.1-12:2014. Державні будівельні норми України. Будівництво в сейсмічних районах України. – К.: Мінрегіонбуд України, Укрархбудінформ, 2014. – 110 с. 97. СНИП II-7-81* СП 14.13330.2011. Актуализированная редакция Строительных норм и правил «Строительство в сейсмических районах. – М., 2011. 98. РБ 006-98. Определение исходных сейсмических колебаний грунта для проектных основ. – Госатомнадзор России. 99. INTERNATIONAL ATOMIC ENERGY AGENCY, Seismic Hazards in Site Evaluation for Nuclear Installations, Safety Guides SSG-9, Vienna, 2010. 100. Gusev A., Radulian M., Rizescu M. and G. F. Panza. Source scaling of intermediate-depth Vrancea earthquakes // Geophys J. Int. – 2002. – 151 р. 101. Eurocode 8. Design of structures for earthquake resistance. 102. BUILDING SEISMIC SAFETY COUNCIL (BSSC) (2001): NEHRP recommended provisions for seismic regulations for new buildings and other structures, 2000 Edition, Part 1: Provisions, prepared by the Building Seismic Safety Council for the Federal Emergency Management Agency (Report FEMA 386), Washington, D.C. 103. Ньюмарк Н., Розенблют Э. Основы сейсмоактивного строительства. – М.: Стройиздат, 1980. – С. 61-99. 104. Федеральные нормы и правила в области использования атомной энергетики / Нормы проектирования сейсмостойких атомных станций. НП-031-01. – Госатомнадзор России: М., 2002. – 26 с. 105. RG 1.60 Regulatory Guide 1.60. Design Response Spectra for Seismic Design of Nuclear Power Plants. 106. NUREG/CR-0098 Development of Criteria For Seismic Review of Selected Nuclear Power Plants. 107. Chiou B., Darragh R., Gregor N., Silva W. NGA project strong-motion database //

167 Earthquake Spectra. − 2008. −24. − Р. 23-44. 108. Abrahamson N., Atkinson G., Boore D., Bozognia Y., Campbell K., Chiou B., Idriss I., Silva W., Youngs. R. Comparisons of the NGA ground-motion relations // Earthquake Spectra. − 2008. −24. −Р. 45-66. 109. Power M., Chiou B., Abrahamson N., Bozorgnia Y., Shantz T. An Overview of the NGA Project // Earthquake Spectra. − 2008. − 24. −Р. 3-22. 110. Boore D.M., Watson-Lamprey J., Abrahamson N.A., GMRotD and GMRotI:

Orientation-independent measures of ground motion // Bull. Seismol. Soc. Am. − 2006. −

96 (4a). − Р. 1502-1511. 111. Somerville P.G., Collins N., Graves R., Pitarka A., Silva W., Zeng Y. Simulation of ground motion scaling characteristics for the NGA-E Project // Proceedings of the 8th National Conference on Earthquake Engineering, San Francisco, Calif. − 2006. 112. Silva W.J. Site response simulations for the NGA project // Report prepared for the

Pacific Earthquake Engineering Research Center. − 2008. 113. Spudich P., Chiou B. Directivity in NGA earthquake ground motions: analysis using isochrone theory // Earthquake Spectra. − 2008. − 24. − Р. 279-298. 114. Stafford P.J., Strasser F.O., Bommer J.J. An evaluation of the applicability of the NGA models to ground-motion prediction in the Euro-Mediterranean region // Bull. Earthquake Eng. − 2008. − 6. − Р. 149-177. 115. Shoja-Taheri J., Naserieh S., Ghofrani H. A test of the applicability of NGA models to the strong ground-motion data in the Iranian Plateau // Earthquake Engineering −

2010. −14. – Р. 278-292. 116. Scasserra G., Stewart J.P., Bazzurro P., Lanzo G., Mollaioli F. A comparison of NGA ground-motion prediction equations to Italian data // Bull. Seismol. Soc. Am. −

2009. − 99. − Р. 2961-2978.

168