Mekanisk utveckling av berggrunden

Efter deponering, återfyllning och förslutning styrs den mekaniska utvecklingen, exempelvis spännings förändringar i berget, utvidgning/kompression av berget och minskning/utvidgning av sprick aperturer, av värmeutvecklingen från det använda kärnbränslet, av svälltrycket hos bentonit-bufferten i deponeringshålen och av den gradvisa återställningen av grundvattentrycket, vilket lokalt kommer att minska den effektiva spänningen och sprickornas skjuvhållfasthet. Tidsskalan för de termiska effekterna kan förutsägas i detalj, vilket visades i avsnitt 10.3.4, samt genom ett antal andra analyser av förvarets termiska utveckling. Tidsskalan för utvecklingen av svälltrycket beror på de lokala permeabilitetsförhållandena runt de enskilda deponeringshålen och på den allmänna återställningen av grundvattentrycket sett över hela förvaret.

Som förklaras utförligt i avsnitt 4.1 i Processrapporten för geosfären, utsätts den baltiska skölden för kontinuerlig horisontell kompression (ridge push) till följd av havsbottenspridningen från den mittatlantiska ryggen vid den västra tektoniska plattgränsen. Kompressionen inleddes för ungefär 15 miljoner år sedan / Muir Wood 1993/ och är en viktig faktor för utvecklingen av det spännings-tillstånd som nu råder i den svenska berggrunden (se kapitel 4), där den största huvudspänningen tenderar att vara horisontell och med en NV-SO-riktning, dvs med samma riktning som kompres-sionen.

Figur 10-15. Konturdiagram över berggrundens temperaturökning på förvarsnivå (460 m) i Forsmark.

Punktkällor som representerar kapslar är placerade 5 m ned. Från / Hökmark et al. 2010, figur 5-12/.

1 000 år

Figur 10-16. Temperatur på bergväggen halvvägs upp längs med kapseln och maximal bufferttemperatur.

Här har både genomsnittlig värmeledningsförmåga och den värmeledningsförmåga som antas för dimensioneringen (”värsta fall”) beaktats, liksom både torra och våta deponeringshål för centrala lägen i bergdomänen RFM029 (till vänster) och RFM045 (till höger). Observera att formen hos den rumsliga fördelningen av den maximala temperaturen direkt avspeglar formen hos den rumsliga fördelningen av värme ledningsförmågan, vilken skiljer sig åt mellan de två domänerna. Från / Hökmark et al. 2010, figur 5-15/.

Lokal temp. 11,2 °C Lokal temp. 11,2 °C

Bergvägg (medel)

Följande mekaniska processer som är relaterade till den inledande tempererade perioden efter förvarets förslutning skulle kunna ha betydelse för säkerheten.

• Reaktivering av sprickor i närområdet till följd av termisk belastning, inklusive minskningar av sprickaperturer då den förhöjda temperaturen leder till att det intakta berget expanderar. Detta skulle kunna påverka den mekaniska stabiliteten (säkerhetsfunktion R3bc, se figur 10-2) och sprickornas transmissivitet och därmed transportmotståndet hos berget i närområdet (säkerhets-funktioner R2ab).

• Reaktivering av sprickor i fjärrområdet som skulle kunna påverka sprickornas transmissivitet och därmed transportmotståndet (säkerhetsfunktion R2a).

• Reaktivering till följd av spänningar i jordskorpan orsakade av trycket från den mittatlantiska ryggen (ridge push), vilket skulle kunna påverka deponeringshålens mekaniska stabilitet (säkerhets-funktion R3bc).

• Sprickbildning i berget som skulle kunna påverka deponeringshålens geometri (säkerhetsfunktion Buff1) och överföringen av lösta komponenter mellan buffert och berg (relaterat till säkerhets-funktion R2a).

• Risk för krypdeformationer som skulle kunna påverka deponeringshålens geometri (relaterat till säkerhetsfunktionerna Buff3 och Buff6). Här används termen kryp även för de fall där den mekaniska belastningen inte är konstant över tiden, dvs när skjuvdeformationen gradvis minskar spänningarna.

Dessa frågor utvärderas i följande delavsnitt.

Modelleringsmetod

De flesta av ovanstående frågor analyseras med hjälp av integrerad numerisk modellering / Hökmark et al. 2010/ där 3DEC-koden (3 Dimensional Distinct Element Code) / Itasca 2007/ används för storskaliga modeller och för modeller av närområdet. Vid denna modellering genereras spännings-förändringar som beror på de termiska (och senare glaciala) lasterna. Dessa spänningsspännings-förändringar används i sin tur för att analysera möjliga förändringar av sprickors eller sprickzoners transmissivitet genom att anta vissa förhållanden mellan spänningsförändringar och transmissivitet.

Den storskaliga modellen representeras av rektangulära block med måtten 8 km·7,4 km·cirka 3 km, se figur 10-17. Genomsnittsvärden av de termomekaniska egenskaper som bedöms vara relevanta för hela den domän som modelleras används för att representera egenskaperna hos bergmassan. Detta beskrivs utförligare i avsnitt 6.4 i Datarapporten. I modellerna är värmekällorna placerade i enlighet med Layout D2, där förlusten av deponeringspositioner antas vara jämnt fördelad över förvars-regionen. Randvillkor för den efterföljande modelleringen av närområdet erhålls från förskjutningar av de fördefinierade snittplan som representerar närområdesmodellens gränsytor och utvärderas som utvidgning/kompression i förhållande till centrum av närområdesmodellen som en funktion av tiden.

Två typer och storlekar av närområdesmodellen används:

• Ett tunnelsegment med sju värmegenererande ka pslar (för spjälkningsanalyser), men där endast tre av deponeringshålen explicit ingår. Modellmåtten är 40 m (tvärsöver tunnlar) och 50 m (vertikalt), se figur 10-18.

• Fem tunnelsegment, vart och ett med 33 deponeringspositioner (skjuvning, normalspännings-variationer och transmissivitetsförändringar hos sprickor). Inget av deponeringshålen ingår explicit. Med ett angreppssätt som liknar det som användes av / Hökmark et al. 2006/ och / Fälth och Hökmark 2007/ har spricksystemet stiliserats. En modell används i vilken sprickornas orienteringar baseras på platsdata i sprickdomän FFM01 / Fox et al. 2007/ och en modell där en spricka är orienterad så att risken för skjuvbrott är stor, se figur 10-19. Modellmåtten är 200 m (tvärsöver tunnlar) och 200 m (vertikalt).

Baserat på de transmissivitetsdata som finns för sprickdomän FFM01 i Forsmark / Follin et al.

2007b/ samt på principiella modeller för sambandet mellan spänning och transmissivitet, tillämpade / Hökmark et al. 2010/ två olika modeller för förhållandet mellan spänning och transmissivitets-förändringar, se figur 10-20. Som diskuteras utförligare i Datarapporten är styrkan hos den hydro-mekaniska kopplingen mycket osäker, men det spann som ges av dessa modeller bedöms täcka in – eller åtminstone överskatta – denna koppling.

/Hökmark et al. 2010/ utvärderade också om de beräknade spänningarna beror på deponeringsföljden.

För detta användes analytiska lösningar av den termomekaniska utvecklingen av ett elastiskt medium som utsätts för tidsberoende termiska belastningar. Liksom analyserna med avseende på temperatur visar de att antagandet att alla kapslar deponeras samtidigt ger spänningar som mycket liknar dem som genereras i modellerna där hänsyn tas till den påverkan deponeringsföljden har. Detta gäller under förutsättning att inte mycket speciella deponeringsföljder används (till exempel där depone-ringen påbörjas och avslutas i intilliggande tunnlar eller mycket närliggande deponerings områden).

För en given deponeringsföljd är det lätt att kontrollera (exempelvis genom att använda den analy-tiska lösningen) om approximationen av samtidig deponering fortfarande ger giltiga resultat.

Figur 10-17. Översikt av den storskaliga 3DEC-modellen för Forsmark. Observera att vissa delar av modellen är dolda (figur 6-13 i / Hökmark et al. 2010/).

Figur 10-18. Representation av tre centrala deponeringshål i den detaljerade närområdesmodellen.

Från / Hökmark et al. 2010/.

Lägen för när-områdesmodeller

8 km 7,4 km

3,06 km 460 m

Centralt hål Intilliggande hål

Figur 10-19. Sprickkonfigurationer i modellen av ett mellanstort närområde. Samtliga fem orienteringar baseras på platsdata, men orienteringen hos spricka 5 har valts för att maximera risken för skjuvbrott.

Stupningsriktningen hos spricka 5 är SO och tunnelns orientering NV-SO, dvs parallellt med riktningen på den i dag största huvudspänningen, vilken är kopplad till trycket från den mittatlantiska ryggen. Från / Hökmark et al. 2010, figur 8-6/.

Spricka nr 1

Vertikal spricka Träffar med en vinkel på 45° i förhållande till tunnelaxeln

Spricka nr 2

Vertikal spricka Träffar med en vinkel på 15° i förhållande till tunnelaxeln

Spricka nr 3

Vertikal spricka Träffar vinkelrätt mot tunnelaxeln

Spricka nr 4

Horisontell spricka

Spricka nr 5

Stupningsvinkel 25°

Stryker vinkelrätt mot tunnelaxeln

Modell 1a

Model 2a

Reaktivering av sprickor i fjärrområdet

En fullständig uppsättning resultat från den numeriska modelleringen av den termiska belastningens påverkan finns i kapitel 6 i / Hökmark et al. 2010/. För fjärrområdet visar den numeriska modelleringen endast försumbara variationer i relativ transmissivitet för sprickor som är vinkelräta mot den största horisontella huvudspänningen in situ. För vertikala sprickor som är vinkelräta mot den minsta horison tella huvudspänningen in situ och är belägna över deponeringsområdena leder minskningarna i effektiv normalspänning i bergets övre 100 m till en ökning av den relativa transmissiviteten med som mest en faktor 2,5 (modell A) och 1,5 (modell B). Under 200 meters djup ger båda modellerna för sambandet mellan spänning och transmissivitet endast försumbara förändringar i relativ trans missivitet, se figur 10-21. Mellan förvarets deponeringsområden och strax utanför förvaret sker en minskning av vertikalspänningen som leder till transmissivitetsökningar för subhorisontella sprickor med som mest en faktor 1,5 till 2 på förvarsnivå, beroende på vilken kurva för sambandet mellan spänning och transmissivitet som används. Men inuti deponeringsområdena förekommer ingen sådan ökning.

De storskaliga termiskt inducerade horisontella spänningarna är riktade enligt deponeringsgeometrin, dvs orienterade vinkelrätt respektive parallellt med deponeringstunnlarna. Eftersom tunnlarna är nästan parallella med den största horisontella huvudspänningen, är det resulterande bakgrunds-spänningsfältet ungefär orienterat på samma sätt som bakgrunds-spänningsfältet in situ. Stabiliteten och responsen hos sprickor orienterade åt olika håll kan enkelt utläsas från resultaten från de storskaliga termo mekaniska modellerna med hjälp av analytiska uttryck. De analytiska uttrycken antar emellertid att sprickorna är helt plana med enhetliga egenskaper, vilket betyder att de inte tar hänsyn till effek-terna av storskalig vågighet i sprickplanet, lokala ojämnheter i planet och andra oregelbundenheter som inte täcks in av de tester i laboratorieskala som används för att samla in data över skjuvhållfasthet till modellen. Den faktiska förskjutningen kommer därför troligen att vara mindre på grund av den verkliga sprickkohesionen. Analysen som presenteras i avsnitt 7.5 och 8.4 av / Hökmark et al. 2010/

tyder på att sprickor som stupar ungefär 27 grader i samma riktning som den största horisontella huvud spänningen in situ samt skär icke uppvärmda regioner är de sprickor för vilka risken för instabilitet är störst. För en spricka utanför deponeringsområdet och med en radie på 150 m på 450 m djup är den maximala förskjutningen vid sprickans centrum mindre än 27 mm i enlighet med det ana-lytiska uttryck som används. På grund av den samtidiga minskningen av normalspänningen kommer transmissiviteten troligen att öka. Storleken på den ökningen är emellertid mycket osäker. Sprickor Figur 10-20. De två modellerna för sambandet mel lan spänning och transmissivitet (A och B) och de relaterade modellerna för sambandet mellan spänning och hydraulisk apertur, anpassade för den tänkta förvarsplatsen i Forsmark. T är transmissivitet, e hydraulisk apertur och σn normalspänning. Spannet av dessa modeller täcker in, eller åtminstone överskattar, spänningskopplingen. Från / Hökmark et al. 2010, figur 4-9/.

0 25 50 75

0,1 1 10 100

0 10 20 30 40 50

Relativ transmissivitet

Effektiv normalspänning (MPa)

A) Hydraulisk öppning B) Hydraulisk öppning

A) er = 20 μm, emax = 42 μm, α = 0,15 B) er = 20 μm, emax = 13 μm, α = 0,13

Hydraulisk öppning (μm)

T / T0 = (e /e0)³

e = e_r + e_max exp(-α · σ_n )

som skär de uppvärmda deponeringsområdena är betydligt stabilare. För en spricka inuti deponerings-området och med en radie på 150 m på 450 m djup är den maximala förskjutningen omkring 6−7 mm, återigen i enlighet med det analytiska uttryck som används. På grund av värmebelastningen åtföljs förskjutningsrörelsen av en ökad normalspänning, vilket betyder att transmissiviteten kan minska snarare än öka. Det bör också noteras att förskjutningen och påverkan på transmissiviteten kommer att vara mycket mindre för sprickor med andra orienteringar.

Sammanfattningsvis bedöms de transmissivitetsförändringar som induceras av den termiska belastningen vara för små för att de ska behöva beaktas ytterligare vid de hydrogeologiska analyserna av fjärrområdet.

Reaktivering av sprickor i närområdet

Resultaten från modellen av ett närområde beskrivet i intermediär skala tyder på att normalspänning-arna för de platsspecifika sprickorienteringnormalspänning-arna i allmänhet ökar under den uppvärmda fasen, vilket leder till små minskningar av transmissiviteten hos de modellerade sprickorna. Dessutom är den trans-missivitetsökning nära tunneln som uppstår i samband med berguttaget, se figur 10-6, mycket mindre jämfört med den som förekommer under byggskedet. Det kan finnas områden som ligger mycket nära öppningar i berget där lokala transmissivitetseffekter skulle kunna vara betydande, till exempel på Figur 10-21. Övre delen: effektiv spänning längs med en skanningslinje i riktningen för σh. Här har kompressionen ett positivt värde. Nedre delen: Relativ transmissivitet hos sprickor som är vinkelräta mot σh. Från / Hökmark et al. 2010, figur 6-18/.

0

grund av termiskt inducerade skjuvförskjutningar längs sprickor med mycket låg kompression. Enligt / Hökmark et al. 2010/ sträcker sig dessa effekter inte mer än någon meter in i berget från väggen.

På samma sätt som redan bedömts för byggskedet är dessa effekter för lokala för att de ska behöva beaktas ytterligare. Transmissivitetseffekter i de omedelbara omgivningarna av öppningarnas periferi bedöms täckas in i tillräcklig omfattning av den schematiska representationen av EDZ-zonen.

I allmänhet är skjuvförskjutningarna små, förutom hos flacka sprickor med ofördelaktiga orienteringar med avseende på skjuvstabilitet. Slutsatserna här är desamma som för fjärrområdet.

Sammanfattningsvis finns ingen anledning att utvärdera betydelsen av dessa förändringar i den hydrauliska modelleringen, eftersom påverkan på sprickors transmissivitet under den uppvärmda fasen är liten, och mycket lokalt begränsad till områden nära deponeringstunneln.

Reaktivering till följd av tektonisk kompression och/eller landhöjning

De tektoniska förhållandena i den baltiska skölden har varit stabila under de senaste två miljoner åren / Muir Wood 1995/. Utöver trycket från den mittatlantiska ryggen har skölden utsatts för kort-variga perioder av belastning och avlastning till följd av upprepade nedisningar och avsmältningar.

Risken för framtida seismisk aktivitet under den tempererade perioden måste därför hanteras som en del av utvärderingen av seismisk aktivitet under glaciationscykeln. Detta diskuteras i avsnitt 10.4.5.

Där visas att mellan 9,3·10⁻⁶ och 2,2·10⁻⁵ kapslar kan utsättas för skjuvning på 50 mm eller mer till följd av jordskalv inom tidsramen tusen år. Kortfattat kan det konstateras att även om den seismiska aktiviteten i allmänhet är mycket låg i Sverige, kan jordskalv som leder till potentiella kapselskador inte helt uteslutas ens under den tempererade perioden.

Sprickbildning i berget – termiskt inducerad spjälkning

Även om storleksordningen på den initiala bergspänningen inte är tillräcklig för att spjälkning ska uppstå i deponeringshålen, finns fortfarande risken för att spjälkning inträffar i ett senare skede till följd av den tillkommande termiska belastningen. Risken för att spjälkning ska inträffa är plats- och förvarsspecifik, eftersom den beror på in situ-spänningen, hållfastheten hos det intakta berget, bergets termomekaniska egenskaper samt förvarslayouten. Detta är den enda sprickbildningsmekanismen som identifierats som relevant under den inledande tempererade perioden.

/Hökmark et al. 2010/ har reviderat utvärderingen av sannolikheten för termiskt inducerad spjälkning som presenterades i SR-Can. För detta användes den detaljerade geometrin för närområdesmodellen som inbegriper ett tunnelsegment med sju kapslar, av vilka tre har explicit modellerade deponerings-hål, se figur 10-18. Modellen beräknar tangentialspänningen i deponeringshålets vägg under perioden med termisk belastning. Denna spänning jämförs med bergets spjälkningshållfasthet. Den senare antas vara någonstans mellan 52 och 62 procent av bergets enaxliga tryckhållfasthet (UCS; Uniaxial Compressive Strength), jfr med avsnitt 6.4 i Datarapporten. Resultaten är följande, se även figur 10-22.

• Spjälkningshållfastheten nås troligen i samtliga deponeringshål under fasen med förhöjd temperatur även om den lägre gränsen för spänningsnivåerna och de mest gynnsamma tunnel-orienteringarna beaktas. / Hökmark et al. 2010/ utvärderar också den största huvudspänningen vid tunneltakets centrum. I motsats till spänningarna i deponeringshålens väggar kommer inte spänningarna i tunneltakets centrum att nå spjälkningshållfastheten under den uppvärmda fasen.

• För den mest ofördelaktiga spänningsorienteringen och övre gränsen för spänningsnivåerna är det möjligt att den lägre gränsen för spjälkningshållfastheten (52 procent av UCS) kommer att nås från tunnelsulan ned till ett djup på omkring 7,9 m (båda värdena för värmeledningsförmågan) efter 50 år. Den övre gränsen för spjälkningshållfastheten (62 procent av UCS) kommer att nås efter 50 år, från tunnelsulan till ett djup på 7,3 m (medelvärdet för värmeledningsförmågan) respektive 7,6 m (dimensioneringsvärdet för värmeledningsförmågan).

SKB har genomfört fälttester vid Äspölaboratoriet / Glamheden et al. 2010/ för att utvärdera potentialen att motverka spjälkning genom att lägga på små mottryck. Även om rönen från projektet stöder möjligheten för att det mottryck som utövas av bentonitpelletarna i spalten mellan bufferten och bergväggen kan undertrycka spjälkningen, eller åtminstone hålla de spjälkade plattorna på plats och därigenom minimera den hydrauliska transmissiviteten hos den spjälkskadade zonen, är de befintliga resultaten tvetydiga.

För SR-Site bedöms det vara nödvändigt att anta att termiskt inducerad spjälkning inträffar och detta måste beaktas då migration i gränsytan mellan berget och bufferten utvärderas. Det betyder inte att

ansträngningarna för att hantera och minimera termiskt inducerad spjälkning inte ska fortsätta, eftersom motverkad spjälkning förstärker denna säkerhetsfunktion. Det finns många belägg i litteraturen som visar att en liten mothållande spänning har en betydande effekt för att öka bergets tryckhållfasthet, även om det saknas numeriskt strikta regler för hur mycket mottryck som krävs för att motverka spjälkningen.

/Hökmark et al. 2010/ utvärderar också om den ordningsföljd med vilken kapslarna deponeras påverkar risken för spjälkning under berguttaget för en lokal tunnel och tillhörande deponeringshål eller om deponeringsföljden påverkar storleksordningen på de termiskt inducerade spänningskon-centrationerna. Deras resultat visar att den approximation av ordningsföljden för byggnation och deponering som gjorts i samtliga modeller i deras rapport, dvs att allt sprängningsarbete slutförts före deponeringen samt att samtliga kapslar deponeras samtidigt, är giltig såvida inte mycket särskilda ordningsföljder används (till exempel sen sprängning eller deponering nära regioner där tidig deponering utfördes). För en given ordningsföljd för byggnation och deponering är det lätt att kontrollera (exempelvis genom att använda den termomekaniska analytiska lösningen som användes i / Hökmark et al. 2010/) om dessa approximationer också gäller det särskilda fallet.

Risk för kryp – tidsberoende deformation

Kryp innebär att ett material har inneboende tidsberoende mekaniska egenskaper som är sådana att rörelser sker till följd av redan verkande spänningar utan ytterligare belastning. Konsekvenserna av omfattande kryprörelser längs med sprickor är att skjuvspänningar över sprickorna relaxerar och att spänningstillståndet med tiden tenderar att bli mindre deviatoriskt. Det finns emellertid inga belägg från någon plats i världen med gruvbrytning på stora djup i hårt berg för att ett sådant tillstånd existerar, dvs avsevärda deviatoriska spänningar observeras i alla gruvor. Utifrån detta hävdades i SR-Can att den relativa betydelsen av kryp, dvs i jämförelse med de rörelser som beräknas ske som en direkt reaktion på förändringar i mekaniskt last och portryck, är tillräckligt liten för att effekterna av kryp ska kunna försummas.

Dessa slutsatser får starkt stöd av en nyligen genomförd studie av / Damjanac och Fairhurst 2010/

som analyserat möjligheten för att det skulle finnas en undre gräns för berggrunders långsiktiga håll-fasthet. Analysen visar att det för inspända förhållanden alltid finns en spänningströskel, eftersom inspänningen verkar så att de dragspänningar som är förknippade med spricktillväxt undertrycks.

Även vid icke inspända förhållanden leder dessutom bergets inre struktur och heterogenitet, med korn som är flera storleksordningar segare än gränsytorna mellan kornen, till att sprickans spets trubbas av och spricktillväxten hejdas, även när brottsegheten är reducerad till noll (dvs under antagandet att aktiveringsenergin för spänningskorrosion är noll). Den faktiska storleken av den långsiktiga hållfasthetens undre gräns, när aktiveringsenergin för spänningskorrosion antas vara noll, kommer att bero av ett antal parametrar, som inkluderar storleken hos redan befintliga sprickor, hur långt det är mellan dem, kornstorleken och inspänningsnivån.

Figur 10-22. Till vänster: simulerad maximal tangentialspänning efter berguttag (grön) och efter 50 år (för två olika värden för värmeledningsförmågan – röd och blå) längs med deponeringshålets vägg. Blå områden representerar spjälkningshållfastheten i sprickdomän FFM01 (52−62 procent av UCS). Till höger: Läge för och orientering av den maximala spänningen längs deponeringshålets omkrets. (Figur 9-8 i / Hökmark et al. 2010/).

-8

Om spjälkning inträffar och det bildas ett kilformat utfall kan de spänningsjusteringar som kan inträffa vid kilens spets orsaka ytterligare tidsberoende formationer/krypdeformationer. Observationer av det icke understödda öppna kilformade utfallet i APSE-experimetet visade att majoriteten av de nya förskjutningarna ägde rum i den befintliga kilen / Andersson 2007/. / Martin och Kaiser 1996/

rapporterade att då förskjutningarna för en icke innesluten spjälkad zon i AECL:s test Mine-by Test Tunnel i Kanada observerades under en 13 dagar lång period, uppgick kryprelaterade förskjutningar till mellan 0,6 och 1,4 procent av de totala förskjutningarna under den aktuella perioden. Från sitt fältexperiment drog de slutsatsen att förändringar i de uppmätta förskjutningarna över tid i allmänhet kan tillskrivas förändringar i randvillkor och att dessa tids beroende förskjutningar inträffar i den icke understödda skadade zonen runt testtunneln. Som visades i APSE-experimentet är ofta en liten

rapporterade att då förskjutningarna för en icke innesluten spjälkad zon i AECL:s test Mine-by Test Tunnel i Kanada observerades under en 13 dagar lång period, uppgick kryprelaterade förskjutningar till mellan 0,6 och 1,4 procent av de totala förskjutningarna under den aktuella perioden. Från sitt fältexperiment drog de slutsatsen att förändringar i de uppmätta förskjutningarna över tid i allmänhet kan tillskrivas förändringar i randvillkor och att dessa tids beroende förskjutningar inträffar i den icke understödda skadade zonen runt testtunneln. Som visades i APSE-experimentet är ofta en liten