Эффекты сейсмичности в режиме подземных вод (на примере Камчатского региона)

По данным откачки и результатам исследования приливного и барометрического откликов уровня наиболее вероятные значения величины составляют не более 1.0-2.810^-2 с^-1 (Копылова, Болдина, 2007). Различие в величинах водопроводимости резервуара при относительно медленных изменениях порового давления, вызванных приливными, барометрическими воздействиями, а также при откачке (часы - сутки); и при более быстрых вариациях порового давления при сейсмическом воздействии (секунды - десятки секунд) объясняется временным увеличением проницаемости и улучшением фильтрационных свойств водовмещающих пород при прохождении поверхностных волн от сильных удаленных землетрясений. Такой вывод подтверждается результатами физического моделирования влияния сейсмической вибрации на проницаемость водонасыщенных образцов горных пород (Шмонов и др., 2002).

В разделе 2.2.2 приводятся результаты моделирования понижения уровня воды в скв. ЮЗ-5 с амплитудой около 1 м в течение 3.5 мес. после КЗ. Понижение уровня и его последующее восстановление в течение двух лет отражает процесс падения и восстановления порового давления в резервуаре подземных вод. В качестве наиболее вероятного процесса, вызвавшего понижение уровня воды, рассматривается падение порового давления в окрестностях скважин вследствие локального повышения проницаемости водовмещающих пород при сейсмических сотрясениях. Для описания понижения уровня использовались одномерное решение уравнения математической теории диффузии (Карслоу, Егер, 1964; Crank, 1975) для идеальной пьезометрической скважины, вскрывающей однородный, изотропный и неограниченный резервуар, и аппроксимация падения порового давления в резервуаре точечным источником. Результаты моделирования показывают (рис. 4), что удовлетворительное соответствие понижения уровня с теоретической зависимостью, как в течение первых суток, так и за все время, могло произойти при величине пьезопроводности c = 0.42 м²/с и при расстоянии до источника падения порового давления R = 450 м (Болдина, Копылова, 2008).

Рисунок 4 - Результаты моделирования понижения уровня воды в скважине ЮЗ-5 после Кроноцкого землетрясения 5 декабря 1997 г.: 1 - экспериментальные данные по понижению уровня воды в скважине; 2 - теоретическое понижение уровня воды в скважине.

Отклонения фактического понижения уровня воды в течение первых десятков суток от расчетной зависимости объясняется наложением дополнительных факторов, связанных с влиянием вариаций порового давления в относительно удаленных от скважины зонах, т. е. с действием не одного, а нескольких источников разнонаправленного изменения порового давления.

Восстановление уровня воды в течение двух лет после достижения минимума объясняется релаксацией порового давления за счет высокой стабильности гидродинамического режима напорного резервуара, которая обусловлена относительным постоянством гидродинамических условий в областях питания и разгрузки резервуара подземных вод в позднемеловых отложениях (Копылова, 2006).

В разделе 2.2.3 рассматриваются особенности вариаций уровня воды в шести пьезометрических скважинах Камчатки при сильнейших (М 7.6) землетрясениях в зависимости от амплитудно-частотного состава сейсмических волн, строения скважин и локальных гидрогеологических условий.

В изменениях уровня в скважинах, вскрывающих на глубинах в первые сотни метров вулканогенно-осадочные и терригенные породы неогенового и мелового возраста, выделены сигналы различных типов:

- гидрогеодинамические предвестники, косейсмические скачки и постсейсмические изменения при местных землетрясениях;

- вариации уровня при прохождении поверхностных сейсмических волн от сильнейших удаленных землетрясений, в т. ч. вынужденные и свободные колебания с остаточным смещением или без него, кратковременные понижения или повышения с последующим восстановлением.

Показано, что особенности сигналов прохождения поверхностных волн от удаленных сильнейших землетрясений определяются техническими характеристиками скважин и локальными гидрогеологическими условиями, в основном, составом порового флюида и водопроводимостью резервуаров подземных вод. Колебательный режим уровня наблюдается в скважинах, вскрывающих резервуары со средними величинами водопроводимости Т (единицы - десятки м²/сут) и не содержащие газ в составе порового флюида. В таких скважинах связь с резервуаром подземных вод обеспечивается через достаточно «длинную» (десятки - первые сотни м) не обсаженную часть ствола.

Основные выводы по главе 2. 1. На примере скв. ЮЗ-5 показана возможность построения феноменологической модели формирования различных типов гидрогеосейсмических вариаций уровня воды для отдельной скважины. Построение такой модели включает оценку упругих и фильтрационных свойств водовмещающих пород, параметров инерционности водообмена в системе «скважина - резервуар», оценку наличия и параметров статически изолированного отклика уровня воды на изменения напряженно-деформированного состояния водовмещающих пород (НДСВП).

Построенная для скв. ЮЗ-5 модель инерционности водообмена в системе «скважина -резервуар» при гармонических изменениях напора в резервуаре показала, что квазистатический изолированный отклик уровня воды на изменения НДСВП проявляется на периодах 6 ч и более. На меньших периодах (минуты - первые часы) отклик уровня воды может искажаться вследствие водообмена в системе «скважина - резервуар». Поэтому в этом диапазоне периодов оценки сейсмотектонической деформации по данным уровнемерных наблюдений могут быть заниженными. Результаты моделирования согласуются с поведением амплитудной передаточной функцией от вариаций атмосферного давления к изменениям уровня воды. Это указывает на правильность выполненных оценок упругих и фильтрационных параметров резервуара подземных вод.

2. С использованием имеющихся теоретических моделей поведения системы «скважина - резервуар» и моделирования зарегистрированных в скв. ЮЗ-5 четырех типов гидрогеосейсмических вариаций уровня воды рассмотрены гидрогеодинамических процессы в системе «пьезометрическая скважина - напорный резервуар пресных подземных вод» при воздействии основных факторов сейсмичности. Показано, что модель статически изолированного отклика уровня воды на изменение напряженно-деформированного состояния резервуара подземных вод (Rojstaczer, Agnew, 1989; и др.) может применяться для описания косейсмических скачков и предсейсмических вариаций уровня воды, вызванных квазиупругой деформацией водовмещающих пород. Для описания колебательного режима уровня воды при прохождении поверхностных сейсмических волн может привлекаться модель (Cooper et al., 1965). Дополнительными условиями для этого является вскрытие скважинами относительно глубоких резервуаров напорных пресных подземных вод со средними водопроводящими свойствами и отсутствие газогенерации в водоносной системе. При этом связь скважины с водовмещающими породами должна обеспечиваться через длинную (сотни метров) не обсаженную часть ствола.

Модель удаленного точечного источника падения напора в резервуаре может описывать длительное постсейсмическое понижение уровня воды после сильного землетрясения, сопровождающегося интенсивным высокочастотным излучением сейсмических волн и ощутимыми сотрясениями.

3. По данным о косейсмических скачках уровня воды в скв. ЮЗ-5 и величине приливной чувствительности уровня выполнены количественные оценки косейсмической объемной деформации при шести местных землетрясениях. Получено хорошее соответствие величин и знака косейсмической деформации в районе скважины по данным уровнемерных наблюдений с результатами расчетов по модели дислокационного источника в однородном упругом полупространстве (Okada, 1985). Это показывает, что по данным уровнемерных наблюдений в отдельных скважинах возможны адекватные точечные оценки объемной деформации резервуаров подземных вод при развитии квазиупругих сейсмотектонических процессов.

Сделано обоснованное предположение о том, что в системах «скважина - резервуар», подобных скважине ЮЗ-5, диапазон проявления статически изолированного отклика уровня воды на изменение НДСВП может быть расширен в область минутных периодов в случае регистрации косейсмических скачков уровня при местных сильных землетрясениях.

4. Моделирование колебательного режима уровня воды в скв. ЮЗ-5 при прохождении сейсмических волн от Суматра-Андаманского землетрясения показало, что для его объяснения необходимо привлечение механизма улучшения фильтрационных свойств водовмещающих пород, т. к. оцененная по модели величина водопроводимости превышает соответствующую величину по данным откачки. Для объяснения такого несоответствия привлекается механизм временного улучшения водопроводимости резервуара при прохождении сейсмических волн за счет образования микрогидроразрывов в водовмещающи породах. Возможность этого механизма подтверждается результатами физического моделирования воздействия сейсмической вибрации на изменение проницаемости образцов горных пород (Шмонов и др., 2002).

5. По данным специализированных наблюдений в скважинах Камчатки выявлены основные закономерности проявления гидрогеосейсмических вариаций уровня воды в связи с сильнейшими (М = 7.6-9.0) землетрясениями на расстояниях R = 200-8860 км.

В зоне 5-6-балльных сотрясений от Кроноцкого землетрясения, М = 7.8, (расстояние от центра очаговой области до скважин Е1 и ЮЗ-5 составляет 200 км) последовательно проявлялись гидрогеодинамический предвестник, косейсмический скачок порового давления (скв. ЮЗ-5) и длительные (3.5 мес.) постсейсмические изменения уровня воды - понижение в скв.ЮЗ-5 и повышение в скв. Е1.

Прохождение поверхностных сейсмических волн от землетрясений с М = 7.6-9.0, R = 750-8800 км может сопровождаться положительными и отрицательными остаточными смещениями и колебаниями уровня воды с остаточным смещением или без него. Особенности вариаций уровня воды определяются строением скважин (техническим способом обеспечения связи скважины с водовмещающими породами, длиной фильтра, эффективной высотой водной колонны), а также гидрогеологическими условиями - возрастом и составом водовмещающих пород, их водопроводимостью, наличием газовой фазы в составе порового флюида; магнитудой и удаленностью землетрясения и амплитудно-частотным составом максимальных фаз колебаний грунта.

В главе 3 «Формирование постсейсмических изменений химического состава воды термоминерального источника» рассматриваются процессы формирования гидрогеосейсмических вариаций химического состава термоминеральных вод с использованием математической модели (Wang et al., 2004) и моделирования постсейсмических изменений дебита и химического состава воды Пиначевского источника 1.

Схематизация гидрогеологических условий в водоносной системе Пиначевских источников проводилась с использованием данных многолетних режимных наблюдений и материалов гидрогеологического опробования расположенной в 70 м от источников глубокой (1261 м) скважины ГК-1 (Гриц, 1986). В качестве показателя смешивания принята концентрация хлора, как наиболее представительного и надежно определяемого компонента химического состава термоминеральных вод (Хаткевич, Рябинин, 2004).

Проявления закономерных постсейсмических изменений в режиме источника (рис. 5) позволило сделать следующие предположения о механизме их формирования:

Рисунок 5 - Изменение параметров режима Пиначевского источника 1 в связи с землетрясением 06.10.1987 г., М=6.6, R=135 км (показано стрелкой). Период наблюдений с 01.06.1987 по 29.09.1988 гг.

- динамическое воздействие сейсмических волн на водоносную систему источника вызывает повышение в ней флюидного давления, т. к. дебит всегда увеличивается;

- увеличение концентраций компонентов химического состава воды вызывается изменением количественного соотношения между водами с различной концентрацией при их смешивании;

- повышение давления в водоносной системе имеет неоднородное (локализованное) распределение; в противном случае происходило бы только увеличение дебита без формирования гидрогеохимических аномалий (Копылова, Воропаев, 2006).

На рис. 6а представлена схема гидрогеологических условий в водоносной системе Пиначевских источников. Полагалось, что смешивание контрастных по химическому составу вод происходит в зонах повышенной водопроводимости 1 и 2, соединенных с поверхностью непроницаемыми каналами. При линейном и мгновенном характере смешивания двух вод Cl=nCl_n+mCl_m, n+m=1 и Cl_n<Cl<Cl_m, где n и m- доли воды с концентрацией Cl_n и Cl_m в смешанной воде с концентрацией Cl. По данным режимных наблюдений оценены 50 мг/л и 350 мг/л.

Рисунок 6 - Схематизация гидрогеологических условий в водоносной системе Пиначевских источников: а - схема водоносной системы: И1 - источник 1, И2 - источник 2; Z₁, Z₂ - глубины, соответствующие зонам повышенной водопроводимости (зонам смешивания) 1 и 2; - концентрации хлора в восходящем потоке термальных вод на глубинах Z₁ и Z₂ ; - концентрации хлора в минерализованной воде, поступающей в зоны смешивания 1 и 2 по системе микротрещиноватости ; Cl₁, Cl₂ - концентрации хлора в воде источников 1 и 2 (Cl₁<Cl₂);
б - модель смешивания двух контрастных по химическому составу вод в зоне повышенной водопроводимости (на примере источника 1): h - мощность и b - радиус зоны повышенной водопроводимости.

Математическая модель (Wang et al., 2004) описывает условия смешивания двух контрастных по химическому составу вод в зоне повышенной водопроводимости для стационарного режима (разгрузка потока смешанной воды постоянна, параметры потока в зоне повышенной водопроводимости: скорость поступления минерализованной воды, скорость потока и (r) - концентрация хлора в смешанной воде, зависят от горизонтального расстояния r до канала источника) и для возмущенных условий (разгрузка и параметры потока зависят от времени t). В возмущенных условиях рассматривались отклонения от стационарного состояния. Динамика постсейсмического изменения концентрации хлора в разгружаемой воде описывается уравнением: , где =_m-_n - разность между концентрациями хлора в двух водах, ₀=b²h/nQ₀ - параметр, характеризующий время перемещения потока через область смешивания и определяющий форму постсейсмической аномалии в изменении концентрации хлора, Q₀ - средний дебит источника до возмущения, - параметр, характеризующий вынужденное изменение долей смешивающихся вод с различной концентрацией хлора в возмущенных условиях.

Постсейсмическое уменьшение дебита источника (рис. 5) определяется релаксацией флюидного давления в водоносной системе и описывается экспоненциальной функцией , где Q₀ - амплитуда косейсмического увеличения дебита, t₀ - характерное время релаксации напора. Динамика постсейсмического изменения концентрации хлора в воде выражается как , где - максимальная амплитуда постсейсмического повышения концентрации хлора в воде; - нормализованный коэффициент функции времени , зависящий только от отношения ₀/t₀. Отсюда следует, что динамика постсейсмической аномалии в изменении концентрации хлора в воде определяется тремя свободными параметрам t₀, ₀ и . Отношение долей смешивающихся вод на постсейсмической стадии определяется выражением .

На рис. 7 и в табл. 3 представлены результаты моделирования шести постсейсмических аномалий в изменении дебита и концентрации хлора в воде источника 1. Постсейсмические изменения дебита и концентрации хлора хорошо описываются модельными зависимостями.

гидрогеологический сейсмичность деформация камчатка

Рисунок 7 - Постсейсмические изменения дебита и концентрации хлора в результате воздействия шести землетрясений 1977-1993 гг. (табл. 3). Серым цветом показаны данные наблюдений на источнике 1, черным цветом показано модельное приближение.

Таблица 3 - Характеристика землетрясений, вызвавших изменения в режиме источника 1; параметры моделирования постсейсмических аномалий и результаты при =50 мг/л и =350 мг/л

Анализ зависимости параметров t₀ и ₀ от величины М/lgR показывает, что время релаксации давления t₀ растет с увеличением интенсивности сейсмического воздействия на водоносную систему, а параметр времени движения воды через зону смешивания ₀ слабо уменьшается с ростом величины M/lgR. Анализ изменений долей смешивающихся вод во времени также показывает, что в фоновых условиях наблюдается рост доли слабоминерализованной воды. После землетрясений подток глубинных вод усиливается и, как следствие, наблюдается увеличение доли минерализованной воды в возмущенных условиях.

Землетрясение 02.03.92 г. вызвало аномальное изменение долей контрастных по химическому составу вод, которое проявилось в смещении долей фоновой и минерализованной воды n':m' в сторону увеличения доли минерализованной воды (табл. 3). В результате этого землетрясения также произошло существенное изменение условий смешивания в водоносной системе источника. Это проявилось в увеличении доли минерализованной воды в возмущенном состоянии при последующих землетрясениях 1993 г.

Закономерные аномалии в режиме Пиначевских источников после землетрясений, проявляющиеся в повышении температуры и концентраций глубинных компонентов химического состава воды, объясняются относительным ростом флюидного давления в водоносных системах с увеличением глубины. Только при таком условии может происходить избыточное поступление минерализованных и горячих вод в зону смешивания. При регулярном понижении концентраций глубинных компонентов после землетрясений можно предполагать обратную зависимость изменения давления с глубиной и избыточное поступление в зону смешивания слабоминерализованных вод из приповерхностных водоносных горизонтов.

Данные о газовом составе показывают наличие газа метаново-азотного состава в воде источников и газа азотно-метанового состава в воде скважины ГК-1. В Пиначевских термопроявлениях наблюдается рост содержания свободного газа при увеличении температуры и минерализации воды. Поэтому величины температуры и минерализации воды источников и скважины являются индикаторами глубины формирования разгружающейся на поверхность термоминеральной воды (Гриц, 1986). Повышение давления в водоносной системе источников в результате сейсмических сотрясений может происходить путем удаления пузырьков газа из порового пространства и увеличения проницаемости водовмещающих пород, а также за счет адвекции и путем триггерного воздействия на дегазацию в зоне смешивания перенасыщенной газом минерализованной воды (Wang et al., 2004). Все три процесса могут развиваться исключительно в областях с постоянной газогенерацией и объясняют регулярность отклика дебитов и химического состава воды термоминеральных источников на землетрясения.

Основные выводы по главе 3. 1. В предложенной модели формирования постсейсмических изменений химического состава воды Пиначевского источника 1 в качестве основного процесса, ответственного за возникновение гидрогеохимических аномалий, рассматривается изменение условий смешивания двух контрастных по химическому составу вод в зоне повышенной водопроводимости при воздействии сейсмических волн от ощутимых землетрясений. Предложенная модель объясняет большую часть постсейсмических аномалий химического состава воды.

2. Математическая модель смешивания двух вод (Wang et al., 2004) оказалась не достаточно эффективной при моделировании изменений дебита и концентрации хлора в воде источника после наиболее сильного землетрясения 02.03.1992 г. (рис. 7). В этом случае для объяснения относительно быстрого роста концентрации хлора можно привлекать механизм смешивания в зоне повышенной водопроводимости не двух, а трех вод с различным химическим составом при резком увеличении проницаемости водовмещающих пород по отношению к восходящему потоку термоминеральных вод. При этом может происходить увеличение концентрации хлора в минерализованной воде до 500-1000 мг/л. Это указывает на зависимость состояния водоносной системы источника во времени от интенсивности сейсмического воздействия, а также, возможно, и от других факторов, вызывающих изменение проницаемости водовмещающих пород.

3. Построенные расчетные зависимости для источника 1 могут привлекаться для интерпретации состояния его водоносной системы по данным текущих наблюдений. На основе рассмотренной модели имеется возможность прослеживания эволюции фоновых условий смешивания контрастных по химическому составу вод в водоносной системе источника по изменению долей смешивающихся вод n и m. При этом основные параметры модели t₀ и ₀ определяются по данным наблюдений за режимом источника и их необходимо рассчитывать после возникновения гидрогеохимической аномалии, вызванной землетрясением.

4. Рост флюидного давления в водоносной системе Пиначевских источников при сейсмических воздействиях объясняется увеличением потока свободного газа за счет его выделения из воды и порового пространства. В водоносной системе Пиначевских источников наблюдается увеличение концентрации газа с глубиной, поэтому при ощутимых землетрясениях концентрация выделяющегося свободного газа также увеличивается с глубиной. Этим можно объяснить относительный рост напора в водоносной системе с глубиной, вызывающим временную вертикальную миграцию минерализованных вод к поверхности земли.

5. Результаты исследования постсейсмических вариаций режима Пиначевского источника 1 позволяют рассматривать термоминеральные источники и самоизливающиеся скважины, в режиме которых регистрируются гидрогеосейсмические вариации химического состава воды, в качестве перспективных объектов поиска гидрогеохимических предвестников землетрясений. На стадиях подготовки землетрясений может происходить изменение проницаемости водовмещающих пород в водоносных системах и нарушение стационарных условий взаимодействия контрастных по химическому составу и газонасыщенности вод. Необходимым условием формирования гидрогеосейсмических вариаций химического состава воды является смешивание контрастных по химическому составу и газонасыщенности вод в локализованных по глубине зонах повышенной водопроводимости или в стволе скважины (выводящем канале источника). Вариации химического состава воды самоизливающихся скважин Морозная 1 (напорные пресные воды) и ГК-1, Г-1 (термоминеральные воды) перед сильными землетрясениями являются отражением этого процесса.

Такие гидрогеохимические предвестники могут регистрироваться только при оптимальном соотношении специфических условий в водоносных системах, определяющихся наличием контрастных по химическому составу вод, и интервала наблюдений за химическим составом воды и газа на водопункте. Динамика отклика химического состава подземной воды на сейсмотектоническое воздействие определяется не только изменениями флюидного давления и условий гидродинамического взаимодействия контрастных по химическому составу вод в водоносной системе, но и зависит от скорости разгрузки воды, т. е. от величин дебитов источников и скважин. Низкая скорость разгрузки обеспечивает более длительное время развития гидрогеохимических аномалий, но при этом отношение сигнал/шум может понижаться. При высоком дебите может происходить понижение чувствительности гидрогеохимических параметров к сейсмическим воздействиям из-за быстрой разгрузки смешанной воды с аномальным химическим и газовым составом.

В главе 4 «Типизация эффектов сейсмичности в режиме подземных вод» представлены результаты обобщения данных многолетних специализированных гидрогеологических наблюдений на источниках и скважинах Камчатки, Японии, США и Армении.

В разделе 4.1 охарактеризованы принципы типизации эффектов сейсмичности в режиме подземных вод, включающие учет основных факторов сейсмического воздействия на водоносные системы скважин и источников и параметры землетрясений. Представлены результаты систематизации гидрогеосейсмических вариаций в изменениях гидродинамических и гидрогеохимических параметров режима 14-ти скважин и источников с учетом видов режимных водопроявлений (пьезометрические скважины, самоизливающиеся скважины и источники) и гидрогеологических условий (напорные пресные воды и термоминеральные газонасыщенные воды). Рассматриваются три основных типа гидрогеосейсмических вариаций, соответствующих основным факторам сейсмического воздействия:

I - косейсмические скачки уровня воды в пьезометрических скважинах, вскрывающих резервуары напорных пресных подземных вод в квазистатических изолированных условиях;

II - разнообразные постсейсмические изменения уровня, дебитов, температуры, химического и газового состава воды при воздействии сейсмических волн на водоносные системы скважин и источников;

III - изменения в режиме источников и скважин перед землетрясениями (гидрогеологические предвестники). В качестве основного процесса формирования гидрогеологических предвестников рассматривается образование приповерхностных зон трещинной дилатансии в водовмещающих породах на стадиях подготовки землетрясений в соответствии с моделями (Гольдин, 2004, 2005; Алексеев и др., 2001). Отмечено существенное различие в проявлении выделенных типов гидрогеосейсмических вариаций в режиме пьезометрических скважин, вскрывающих напорные пресные воды, и в режиме скважин и источников, контролирующих газонасыщенные термоминеральные воды.

В разделе 4.2 приводится описание выделенных типов гидрогеосейсмических вариаций (табл. 4). При выделении отдельных типов учитывались характер их проявления по отношению к моменту землетрясения - косейсмический, постсейсмический или предсейсмический, а также особенности гидрогеодинамических и гидрогеохимических процессов в системах «скважина - резервуар» и «источник - питающая водоносная система», сопровождающиеся теми или иными изменениями регистрируемых параметров режима подземных вод.

В тип А выделены скачкообразные изменения уровня в момент землетрясения в скважинах, контролирующих напорные воды без газа. Такие скачки вызваны упругим откликом порового давления на перераспределение статического напряженного состояния резервуара подземных вод при образовании разрывов в очагах землетрясений.

Динамическое воздействие сейсмических волн на водоносные системы подземных вод сопровождается формированием гидрогеосейсмических вариаций типов Б, В и Г. Проявление типов Б и В характерно для напорных подземных вод без газа. В тип Б выделены вынужденные и затухающие свободные колебания уровня воды в пьезометрических скважинах в течение минут - часов на расстояниях до 11 тыс. км от эпицентров сильных (М 7.5) землетрясений. Такие вариации уровня вызываются гармоническими колебаниями порового давления в контролируемых резервуарах подземных вод при прохождении низкочастотных поверхностных волн и резонансным эффектом их усиления в системе «скважина - резервуар». Характер вынужденных колебаний уровня воды - косейсмический. Свободные колебания уровня имеют постсейсмический характер.

В тип В выделены понижения уровня воды в пьезометрических скважинах с его последующим возвращением к фоновому положению в течение суток-месяцев-первых лет. Характер - постсейсмический. Эффект может проявляться на расстояниях до сотен - первых тысяч километров от эпицентров землетрясений. Механизм формирования таких понижений связан с преимущественным увеличением проницаемости водовмещающих пород при прохождении сейсмических волн и подстройкой порового давления к изменившимся фильтрационным свойствам водовмещающих пород. Последующее возвращение уровня к его фоновому положению отражает стабилизацию напора в резервуаре, который задается постоянством областей питания и разгрузки потока подземных вод и восстановлением фильтрационных свойств водовмещающих пород.

В тип Г c подтипами Г1 - Г3 выделены постсейсмические изменения в режиме термоминеральных газонасыщенных подземных вод. Выделение подтипов обусловлено морфологическими особенностями гидрогеосейсмических вариаций и различием механизмов их формирования в режиме пьезометрических и самоизливающихся скважин (источников). В тип Г1 выделено плавное повышение уровня воды в пьезометрических скважинах после землетрясений,

Таблица 4 - Типизация гидрогеосейсмических вариаций в режиме подземных вод

которое объясняется переходом растворенного газа в свободное состояние, уменьшением плотности флюида в стволе скважины и ростом гидростатического напора в системе «скважина - резервуар».

Типы Г2 и Г3 выделяются в режиме источников и самоизливающихся скважин. К типу Г2 относится резкое повышение дебитов с последующим восстановлением, а к типу Г3 - плавное изменение концентраций компонентов химического состава и температуры воды. В формировании гидрогеосейсмических вариаций типа Г2 ведущую роль играет повышение давления в водоносной системе с последующей релаксацией. Образование эффектов типа Г3 обусловлено изменением градиентов порового давления в различных фрагментах водоносной системы, вынужденной конвекцией подземных вод и изменением условий смешивания контрастных по температуре и химическому составу флюидов.

Предсейсмические вариации в режиме подземных вод разделены на два типа - Д и Е. Вариации типа Д (гидрогеодинамические предвестники) проявляются в преимущественном понижении уровня воды в пьезометрических скважинах при развитии трещинной дилатансии в водовмещающих породах на стадии подготовки землетрясения. Продолжительность таких изменений уровня воды составляет от суток-первых недель до недель-месяцев.

Предсейсмические аномалии в химическом составе напорных пресных и термоминеральных подземных вод выделены в тип Е (гидрогеохимические предвестники). Продолжительность их проявления до землетрясений с М = 6.6-7.8 изменяется от первых десятков суток до нескольких месяцев. Уменьшение продолжительности и амплитуд аномалий в химическом составе воды отмечается для скважин, вскрывающих подземные воды с малой концентрацией газа в составе порово-трещинных флюидов и повышенными величинами разгрузки. Наиболее яркие и продолжительные гидрогеохимические аномалии наблюдались в изменении химического состава воды в скважинах, вскрывающих подземные воды с присутствием свободного газа азотно-метанового состава и характеризующихся малыми величинами разгрузки.

В разделе 4.3 рассматривается зависимость проявления выделенных типов гидрогеосейсмических вариаций от параметров землетрясений - магнитуды М и гипоцентрального расстояния R, км (рис. 8).

Наибольшие пространственные масштабы в режиме подземных вод имеют постсейсмические эффекты типов В и Г (рис. 8А). Для описания области их проявления в работе (King et al., 1999) предложена зависимость M 2.5lgR. Некоторые термоминеральные водопроявления, содержащие свободный газ в составе порового флюида (скважина КАТ,

Рисунок 8. - Проявление гидрогеосейсмических вариаций в режиме подземных вод в зависимости от параметров землетрясений: магнитуды М и логарифма гипоцентрального расстояния lgR. А - для всей совокупности пре-, ко- и постсейсмических вариаций: 1 - постсейсмические вариации типов В и Г (табл. 4); линия соответствует средней зависимости проявления постсейсмических вариаций M 2.5lgR (King et al., 1999); 2 - косейсмические скачки уровня воды в скважине ЮЗ-5 (тип А); 3-8 - гидрогеодинамические (тип Д) и гидрогеохимические (тип Е) предвестники: 3 - понижение уровня воды в скважине SN-3, Япония (King et al., 1999, 2000); 4 - замедление скорости восходящего тренда в скважине Хаибара, Япония (Kitagawa, Matsumoto, 1996); 5 - гидрогеодинамические предвестники в изменениях уровня воды в скважинах Е1, ЮЗ-5 и гидрогеохимические предвестники в изменениях режима скважин ГК-1, № 1 Морозная, Г-1; 6 - понижение уровня воды, температуры воды и концентрации радона в течение 2.5 мес. перед землетрясением Изу-ошима-кинкай, Япония 14.01.1978 г., М = 7.0, R = 25-30 км (Wakita, 1981); 7 - увеличение концентрации хлора в воде скважины ROK в течение шести месяцев перед землетрясением в г. Кобе, Япония 17.01.1995 г., М = 7.2, R = 25 км (Tsunogai, Wakita, 1995); 8 - понижение уровня воды в скважине 1ГС, Западный Туркменистан, перед землетрясениями 26.12.1986 г., М = 5.0, R = 220 км и 7.09.1987 г., М = 5.4, R = 70 км (Киссин, 1993); Б - для гидрогеодинамических (тип Д) и гидрогеохимических (тип Е) предвестников: 1 - по данным наблюдений за вариациями уровня воды в скважинах SN-3 и 1ГС (кружки с тенью), обладающих аномально высокой тензочувствительностью к процессам подготовки землетрясений; 2 - по данным наблюдений на скважинах Хаибара, Е1, ЮЗ-5, ГК-1, № 1 Морозная, Г-1; линия соответствует зависимости M 3.37lgR - 0.84 (Копылова, 2006) и описывает область нормального проявления гидрогеологических предвестников.

источники Пиначевский 1 и Юдани), обладают повышенной чувствительностью к воздействию сейсмических волн (точки, расположенные ниже линии M 2.5lgR).

Гидрогеосейсмические вариации типа А (косейсмические скачки уровня воды) расположены выше зависимости, ограничивающей область проявления постсейсмических эффектов. Это указывает на меньшую пространственную область проявления косейсмических скачков уровня воды, по сравнению с постсейсмическими эффектами. Для скв. ЮЗ-5 область проявления косейсмических скачков уровня описывается зависимостью M_w 0.004R + 5.6 (Копылова и др., 2010) и примерно соответствует области развития объемной косейсмической деформации порядка ед.10^-9.

Гидрогеологические предвестники (типы Д и Е) в изменениях режима камчатских скважин, в изменениях уровня воды в скважине Хаибара, в скважине ROK перед землетрясением в г. Кобе, Япония, а также гидрогеологические предвестники землетрясения Изу-ошима-кинкай, Япония, расположены систематически выше средних зависимостей для области ко- и постсейсмических эффектов. Но для двух скважин (SN-3, Япония и 1ГС, Западный Туркменистан) отмечается повышенная чувствительность к процессам подготовки относительно удаленных землетрясений. Аномальная чувствительность скважины 1ГС к процессам подготовки двух землетрясений с М = 5.0 и 5.4 проявилась в понижении уровня воды с амплитудами 10 и 57 м и объясняется перетеканием подземных вод по разлому между изолированными водоносными пластами с различным поровым давлением (Киссин, 1993). Скважина SN-3, в изменениях уровня которой проявлялись пять понижений перед землетрясениями с М = 6.1-8.1 на гипоцентральных расстояниях до 800-1260 км, также обладает повышенной чувствительностью из-за своего расположения близ слабопроницаемого тектонического разлома на его крыле с повышенным поровым давлением подземных вод. Понижение уровня воды в скважине SN-3 перед землетрясениями объясняется в работах (King et al., 1999, 2000) временным повышением проницаемости зоны разлома и улучшением фильтрационной связи между подземными водами с различными величинами порового давления.

Скважины 1ГС и SN-3 представляют примеры водопроявлений с аномально высокой тензочувствительностью к процессам подготовки землетрясений (Киссин, 1993, 2007). Повышенная тензочувствительность в этих случаях объясняется специфическими особенностями гидродинамического взаимодействия подземных вод с разными величинами порового давления при развитии трещиной дилатансии в процессе формирования мезоструктуры очаговых областей. Наблюдения на таких водопроявлениях показывают, что латеральные размеры областей, в пределах которых может развиваться приповерхностная зона трещинной дилатансии, составляют сотни километров для землетрясений с М порядка 5-7 и могут достигать тысячи километров для землетрясений с М 8.

Вместе с тем, аномально высокая тензочувствительность водоносных систем к процессам подготовки землетрясений является скорее исключением, чем правилом. Большая часть режимных водопроявлений характеризуются нормальной тензочувствительностью. Для них зависимость проявления гидрогеологических предвестников от параметров землетрясений описывается выражением M 3.37lgR - 0.84 (рис. 8Б). Их этого выражения следует, что характерные размеры зоны развития гидрогеологических предвестников землетрясений с М = 5 составляют примерно 50 км, для землетрясений с М=6 - 100 км, для землетрясений с М = 7 -200 км, для землетрясений с М = 8 -400 км. Указанная зависимость также может применяться для оценки размеров области эффективного развития приповерхностной дилатансии в водовмещающих породах в зависимости от величины магнитуды землетрясения (Копылова, 2006).

Представленная типизация гидрогеосейсмических вариаций в режиме скважин и источников учитывает основные факторы сейсмического воздействия на подземные воды, а также особенности гидрогеодинамических процессов в водоносных системах, содержащих пресные воды без газа и газонасыщенные воды с минерализацией ? 10 г/л и температурами ? 30 С. Предложенная типизация не претендует на универсальность по отношению ко всем типам подземных вод, распространенным в сейсмоактивных регионах. Отсутствие данных специализированных наблюдений за режимом высокотемпературных парогидротерм, соленых вод, рассолов, подземных вод с аномально высокими пластовыми давлениями не позволяет рассмотреть влияние сейсмичности на их режим. Вместе с тем, данные наблюдений за режимом извержений гейзеров в Йеллоустоунском национальном парке, США (Rinehart, Murphy, 1969) и на скважине 30 в районе Мутновского геотермального месторождения, Камчатка (регистрация давления парогидротерм с температурой 232 C на глубине 950 м (Кирюхин и др., 2002)) показывают влияние процессов подготовки землетрясений на режим высокотемпературных парогидротерм.

Основные выводы по главе 4. 1. На основе анализа данных многолетних специализированных наблюдений на скважинах и источниках в сейсмоактивных районах Камчатки и мира предложена типизация гидрогеосейсмических вариаций в режиме подземных вод, учитывающая основные факторы сейсмического воздействия на водоносные системы (изменение статического напряженного состояния водовмещающих пород при образовании разрывов в очагах, воздействие сейсмических волн, процессы подготовки землетрясений), виды режимных водопроявлений (пьезометрические скважины, самоизливающиеся скважины и каптированные источники), гидрогеологические особенности (наличие или отсутствие газогенерации в водоносной системе) и параметры землетрясений (магнитуда, гипоцентральное расстояние).

2. Выделены три основных вида гидрогеосейсмических вариаций - косейсмические, постсейсмические, предсейсмические, соответствующих основным факторам сейсмического воздействия на режим подземных вод. Установлено различие в проявлении гидрогеосейсмических вариаций в напорных водах без газа и в термоминеральных газонасыщенных подземных водах. Это указывает на важную роль процесса газогенерации в формировании особенностей эффектов сейсмичности в режиме подземных вод сейсмоактивных регионов.

3. Показана зависимость пространственного проявления ко-, пост- и предсейсмических вариаций параметров режима подземных вод от соотношения величин магнитуды землетрясений и их гипоцентральных расстояний. Предложена зависимость M 3.37lgR - 0.84, где М - магнитуда землетрясения, R - гипоцентральное расстояние, км, описывающая область проявления гидрогеологических предвестников в режиме водопроявлений, характеризующихся нормальной тензочувствительностью.

В главе 5 «О связи режима подземных вод с вариациями сейсмичности и деформациями земной коры на стадиях подготовки сильных землетрясений Камчатки» рассматриваются сейсмотектонические условия и сейсмический режим Камчатки, закономерности пространственно-временных проявлений среднесрочных гидрогеологических, геодезических и сейсмологических предвестников сильных землетрясений 1987-1997 гг.

По данным инструментальных наблюдений процессы подготовки сильных (М6.6) землетрясений Камчатки проявлялись в вариациях режима слабой сейсмичности (Соболев, 1999; Кравченко, 2005), в деформациях земной коры (Левин и др., 2004) и в аномальных изменениях параметров режима подземных вод.

С использованием пространственно-временного распределения прогностического параметра RTL (Кравченко, 2005; Соболев, 1999) выполнен анализ вариаций слабой сейсмичности и прослежена смена режимов сейсмического затишья и сейсмической активизации в очаговых зонах сильных камчатских землетрясений 1987-1997 гг. По оценкам авторов метода RTL (Соболев, Тюпкин, 1996; Соболев, 1999) заблаговременность проявления аномального затишья перед сильными землетрясениями составляет до трех лет. Продолжительность стадии «форшоковой» активизации, сменяющей стадию затишья, составляет от 1 мес. до 1.5 лет. Область проявления эффекта составляет около 100 км. Сильные землетрясения происходят преимущественно в краевых частях аномальных областей.

В работе (Соболев, 1999) для выделения форшоковой активизации в очагах землетрясений 1992-1997 гг. использовались параметр аномалий накопленных площадей сейсмогенных разрывов S и выделение землетрясений-кластеров. Анализ пространственно-временного распределения сейсмических затиший по параметру RTL и всплесков активности по параметру S и по землетрясениям-кластерам показал, что сильным землетрясениям предшествовали закономерные изменения в режиме слабой сейсмичности на обширных участках Камчатской сейсмоактивной зоны. Перед возникновением землетрясений происходила последовательная смена режимов сейсмического затишья и слабой локальной активизации, тяготеющей к районам будущего возникновения сильных землетрясений.

Такие особенности в режиме слабой сейсмичности на стадиях подготовки сильных землетрясений рассматриваются в работе (Гольдин, 2005) как проявление аккомодационных процессов в напряженной геологической среде, находящейся в состоянии предразрушения. Сейсмические затишья маркируют области диссипации тектонической энергии через квазипластическое течение горных пород. Сейсмическая активизация (форшоки, землетрясения-кластеры) указывает на диссипацию тектонической энергии по механизму хрупкого разрушения. Сильные коровые и верхнемантийные землетрясения обычно происходят на границах областей сейсмического затишья в зонах с контрастными механическими свойствами среды. Местоположение эпицентров сильных землетрясений может совпадать с областями слабой активизации сейсмичности в форме аномалий накопленных площадей сейсмогенных разрывов, землетрясений-кластеров и форшоков.

С начала 70-х гг. XX в. на Камчатке проводятся инструментальные измерения современных движений земной коры, которые позволили получить количественные и качественные оценки величин, скорости, характера и интервалов времени аномальных деформаций в связи с отдельными сильными землетрясениями (Левин и др., 2004). По данным круглогодичных светодальномерных измерений горизонтальных деформаций из обсерватории Мишенная обнаружены тренды сжатия по всем линиям со скоростью -0.03 - -0.1610^-6 в год при точности измерений 1-210^-7. На фоне трендов сжатия выделены бухтообразные укорачивания линий, предшествующие сейсмическим событиям с М ? 6.6, в частности, землетрясениям 17.08.1983 г., 06.10.1987 г., 02.03.1992 г. и 05.12.1997 г. (рис. 9А). Продолжительность бухт сжатия, по оценкам авторов (Левин и др., 2004), составляет от нескольких месяцев до первых лет. Амплитуды сжатия составляли первые единицы 10^-6.

По данным гидрогеологических наблюдений установлено, что проявление гидрогеохимического предвестника перед сильными землетрясениями наиболее надежно регистрируется в плавных понижениях концентрации хлор-иона в воде скв. ГК-1 (Копылова и др., 1994; Хаткевич, Рябинин, 2004). На рис. 9Б приводится сопоставление изменений длин линий светодальномерных измерений с вариациями концентрации хлор-иона в воде скв. ГК-1 за период 1985-1995 гг. Понижения концентрации хлора ярко выражены перед землетрясениями 06.10.1987 г, 02.03.1992 г. и 01.01.1996 г., которым также предшествовало относительное укорачивание линий светодальномерных измерений. Слабее проявилось понижение концентрации хлора и укорачивание линий светодальномерных измерений перед землетрясениями 08.06.1993 г. и 13.11.1993 г. (8 и 9 на рис. 9Б).