姜金鐘， 付虹， 陳棋福

1 中國科學院地質與地球物理研究所，中國科學院地球與行星物理重點實驗室， 北京　100029　2 云南省地震局， 昆明　650224

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位于構造活躍區(qū)的小灣水庫地震活動特征
——基于地震精定位的分析

姜金鐘1， 付虹2*， 陳棋福1

1 中國科學院地質與地球物理研究所，中國科學院地球與行星物理重點實驗室， 北京1000292 云南省地震局， 昆明650224

摘要針對我國在西南構造活躍區(qū)修建的水庫蓄水與地震活動的關系，本文對蓄水已長達7年并在高水位運維多個周期的云南小灣水庫，采用結合波形互相關技術的雙差地震定位法對水庫庫區(qū)及周邊地區(qū)2005年7月至2014年12月發(fā)生的M≥1.0級地震進行了精定位處理，結果顯示出明顯的地震成叢活動特征，庫區(qū)內外的地震震源深度差別較大.對地震震源深度、地震活動與水庫蓄水水位及b值分析結果表明：小灣水庫蓄水后地震活動明顯增多，有水庫觸發(fā)地震發(fā)生，觸發(fā)地震主要分布在沿黑惠江(A)和瀾滄江流域(B、C)的3組地震叢中，且3個區(qū)的觸發(fā)地震類型均為快速響應型；在水庫蓄水響應活動最明顯的地震叢集區(qū)A，展現(xiàn)出明顯的隨水庫蓄水水體滲透發(fā)生地震“遷移”活動的現(xiàn)象；但庫區(qū)內也存在著與蓄水關系不大的可能屬于正常構造地震的活動，而庫區(qū)外的地震活動與水庫蓄水沒有什么相關性，很可能是屬于正常的構造地震.綜合斷層展布、巖性分布及震源深度分析，認為水庫蓄水引起的溶巖作用和滲透作用及斷層活動可能是小灣水庫觸發(fā)地震的主控因素.

關鍵詞小灣水庫； 水庫觸發(fā)地震； 雙差地震定位法； 波形互相關； 地震活動性

We simultaneously relocate 12481 M≥1.0 earthquakes within and outside of the Xiaowan reservoir area using the waveform cross-correlation (CC) and double-difference method (DD). Of them, 8835 hypocenter locations are computed by the DD method with location errors approximately 1.0 km and 2.5 km in the horizontal and vertical direction, respectively. The relocated epicenters are distinctly clustered in 8 subareas which are labeled from subareas A to H. Earthquakes located in the reservoir area (subareas A to F) are generally shallower than those outside the reservoir area (subareas G and H). From subareas A to H, the percentages of earthquakes with focal depths less than 10 km are 79%, 98%, 59%, 79%, 97%, 81%, 30% and 43%, respectively. Their average focal depths are 7.2 km, 6.1 km, 8.7 km, 7.2 km, 5.2 km, 6.9 km, 12.7 km and 10.8km, respectively.

Moreover, statistics of relocated focal depths and frequency of earthquakes suggest that there are significantly increasing seismic events in subarea A, B and C after the first impounding of the reservoir. The annual number of M≥1.0 earthquakes with focal depth less than 10 km increased by 20, 45 and 35 times in subareas A, B and C, respectively. The seismicity has rapid response to the impounding water level in these subareas. However, we observed no any correspondence between seismicity and water level in subareas D to H after the impounding. Furthermore, the b-values of M≥1.0 earthquakes in subareas G and H, which are in the range of b-values of tectonic seismicity, are lower than those in subareas A, B and C.

The relocated focal depths, relation between the seismicity, water level and calculated b-values in different subareas indicate that the characteristics of seismicity within the Xiaowan reservoir area are quite complicated. The earthquakes outside the reservoir areas are likely tectonic earthquakes irrelevant to the impounding of the Xiaowan reservoir, and there are both reservoir-triggered earthquakes and tectonic earthquakes in the Xiaowan reservoir area. The reservoir-triggered earthquakes are mainly located along the Heihui river (subarea A) and Lancang river (subareas B and C), and could be classified into rapid response seismicity. In subarea A, a significant “migration” of hypocenters is observed in the first impounding circle along the Heihuijiang valley and Qiaoxi-Weihou fault zone, which probably links to the process of water permeation in this area. According the distribution of active faults, rock properties and relocated focal depths in the reservoir area, we suggest that the karst action and fluid permeation caused by the water impounding, and fault movements are the key factors to trigger seismicity in the Xiaowan reservoir. However, it needs further study to better understand the physical process of reservoir-induced earthquakes and tectonic seismicity in some subareas of the reservoir.

1引言

近幾十年來，隨著工業(yè)、生活用電需求激增，以水力發(fā)電為目的的大型水庫項目在國內外不斷興建.在世界范圍內有多個水庫在蓄水后記錄到破壞性地震的發(fā)生，如中國廣東新豐江水庫于1959年10月20日開始蓄水后一個月就記錄到地震活動，1962年3月19日水庫水位為110.5 m時發(fā)生了M6.1的強震，震源深度約為5 km(秦嘉政等，2009)；印度柯依納水庫1962年建成開始蓄水后, 在極少有地震活動的大壩附近地區(qū)就連續(xù)不斷發(fā)生地震，水庫蓄水保持4個月高水位(約70 m，Lee and Raleigh, 1969)后發(fā)生了1967年12月11日M6.3地震(Gupta, 2002).因水庫蓄水導致的水庫地震，由于震中位置一般鄰近重要水利工程設施，且震源淺、震中烈度高，往往具有很大的破壞性，可造成大壩及附近建筑物的破壞和人員傷亡(周斌等，2010)，因此水庫誘發(fā)地震(水庫觸發(fā)地震)一直是地震學研究的重要課題之一.考慮到水庫蓄水所導致的應力變化，遠小于地震釋放的應力降，國際上已逐漸改用更為恰當?shù)乃畮煊|發(fā)地震(reservoir-triggered seismicity，RTS)來描述(Gupta, 2002)，本文統(tǒng)一采用水庫觸發(fā)地震一詞來替代國內常用的水庫誘發(fā)地震提法.國內外研究人員對我國的廣東新豐江水庫、三峽庫區(qū)、廣西龍灘水庫等觸發(fā)地震，從庫區(qū)觸發(fā)地震的震源位置及地震活動性、庫區(qū)深部的速度結構和構造分布等多方面進行了探索研究(如胡毓良和陳獻程，1979；Gupta, 2002；陳翰林等，2009；廖武林等，2009；馬文濤等，2013)，為系統(tǒng)認識水庫觸發(fā)地震機理提供了豐富的約束信息.

云南小灣水庫是滇西瀾滄江中下游河段梯級電站的龍頭水庫，水庫最大壩高約為292 m，正常蓄水水位高程為1242 m，總庫容約149×108m3；水庫庫區(qū)跨越大理、臨滄、保山三個地區(qū)，由西支干流瀾滄江和東支支流黑惠江組成，庫長分別約為178 km和124 km；水庫靠近庫壩的區(qū)域最高海拔約為1160 m，靠近庫尾及庫區(qū)正北的黑惠江流域最高海拔約為1210 m，總體上呈東南低、西北高的地形特點.小灣水庫于2008年12月16日開始蓄水，2009年7月水位由蓄水前的996 m上升到1100 m，2010年10月水位上升至1210 m，這兩次水位快速上升過程中，庫區(qū)內部分區(qū)域的地震活動頻次明顯增多(參見圖1).隨后小灣水庫水位以年為周期在1200 m至1250 m之間周期性變化，庫區(qū)及水庫周邊地區(qū)保持著較頻繁的地震活動.而小灣水庫處于構造活動較強烈的地區(qū)，庫區(qū)周邊地區(qū)時有5級以上破壞性地震活動，距離壩址僅75 km有著7級強震(1652年)的活動記錄，庫區(qū)蓄水以來云南固定地震臺網(wǎng)記錄到的2012年9月施甸M4.9地震距離庫邊約50 km.

圖1　小灣水庫周邊活動斷裂、地震臺站分布及地震活動統(tǒng)計 (a) 小灣地震臺網(wǎng)記錄的震中分布; (b) 庫區(qū)及周邊地區(qū)震級-頻次統(tǒng)計直方圖; (c) 1965年以來庫區(qū)地震活動頻次; (d) 庫區(qū)M-t關系圖(M≥1.0).圖中紅色和藍色圓點表示地震事件，藍色三角形和正方形分別表示小灣水庫臺網(wǎng)地震臺和云南臺網(wǎng)固定地震臺，藍實線為小灣水庫庫區(qū)邊界，綠實線為河流，紫線為活動斷裂： F1 瀾滄江斷裂； F2 維西—喬后南支斷裂； F3 維西—喬后北支斷裂； F4 無量山斷裂； F5 昌寧斷裂； F6 蒲漂—施甸斷裂； F7 柯街斷裂； F8 龍陵—瑞麗斷裂； F9 怒江斷裂； F10 騰沖斷裂； F11 龍陵—瀾滄斷裂； F12 南汀河斷裂； F13 紅河斷裂； F14 大田山斷層； F15 水井—功果橋斷層.Fig.1　Distribution of active faults, seismic stations and earthquakes around the Xiaowan reservoir (a) Distribution of epicenters recorded by the Xiaowan Seismic Networks (XSN); (b) Frequency-magnitude distribution from the XSN catalogue; (c) Variation of the frequency of seismicity within the Xiaowan reservoir area since 1965; (d) Magnitude-time relation within the reservoir area (M≥1.0). The red and blue dots are the recorded earthquakes; the blue lines are the boundaries of the Xiaowan reservoir; the green lines are the rivers in the reservoir area. Active faults: F1 Lancangjiang fault; F2 Weixi-Qiaohou South fault; F3 Weixi-Qiaohou North fault; F4 Wuliangshan fault; F5 Changning fault; F6 Pupiao-Shidian fault; F7 Kejie fault; F8 Longling-Ruili fault; F9 Nujiang fault; F10 Tengchong fault; F11 Longling-Lancang fault; F12 Nantinghe fault; F13 Honghe fault; F14 Datianshan fault; F15 Shuijing-Gongguoqiao fault.

前人研究總結出水庫觸發(fā)地震的主要特征包括地震震級較小，一般不超過5.0級，全球僅有不到20例發(fā)生M≥5.0級的水庫地震記錄；震中分布一般不超過庫邊10 km、震源深度一般不超過10 km；地震活動與水庫蓄水過程密切相關，最大觸發(fā)地震多發(fā)生在首次達到最高水位之前或之后的2～3個蓄水周期內；水庫觸發(fā)地震的b值相對于本區(qū)域構造地震的b值較高(Mekkawi et al., 2004; Do Nascimento et al., 2004; 胡毓良等，1979；丁原章，1989；廖武林等，2009；馬文濤等，2013).Simpson等(1988)根據(jù)水庫地震和水庫水位變化之間的時間關系，將水庫觸發(fā)地震分為快速響應型和滯后響應型二類.水庫庫區(qū)及周邊發(fā)生的地震活動屬于構造地震還是水庫觸發(fā)地震的判定，尤其是位于構造活躍地區(qū)的水庫周邊地震活動的屬性判斷，如紫坪鋪水庫(蓄水/放水)與2008年汶川大地震發(fā)生的關系問題(如Kerr and Stone，2009；陳颙，2009)，至今仍是個普遍關注和有待解決的科學問題(程惠紅等，2012).

鑒于震源深度是確定水庫觸發(fā)地震的重要基礎，故本文將對蓄水已長達7年并在高水位運維多個周期的小灣水庫，采用近年來廣泛應用的雙差相對定位方法(Waldhauser and Ellsworth, 2000; Yang et al., 2005; Waldhauser and Schaff, 2008; Balfour et al., 2012; Diehl et al., 2013; Fang et al.,2015a, 2015b；朱艾斕等，2005；李樂等，2007；陳翰林等，2009)，對小灣庫區(qū)及周邊地區(qū)的中小地震進行精定位分析.為盡量消除由于人工拾取震相誤差對地震定位精度的影響(Schaff et al., 2004)，我們采用結合波形互相關的雙差地震定位法來獲得高精度的震源位置，并結合地震活動性分析來探討構造活躍區(qū)的水庫蓄水與庫區(qū)周邊地震活動的關系，分析庫區(qū)及周邊地區(qū)的地震活動特征以及相應的發(fā)震機理.

2小灣水庫地質及地震活動背景

小灣水庫庫區(qū)及周邊地區(qū)地質構造復雜，活動斷裂分布廣泛，并伴有相應的巖漿作用及地震活動(參見圖1a).庫區(qū)出露的地層甚為復雜，其中瀾滄江主干流庫區(qū)出露的地層主要是古生代和中生代沉積巖、變質巖和巖漿巖；黑惠江庫區(qū)主要出露中生代巖層，在瓦屋一帶有大面積三疊系灰?guī)r出露，瓦屋以北主要出露侏羅系和白堊系泥巖、砂巖(毛玉平等，2004).瀾滄江斷裂帶(F1)(任金衛(wèi)，1993)是庫區(qū)內的主要斷裂構造，按斷層走向可分為主要的兩段：壩址西永新以北至功果橋為北北西走向，壩址附近為近東西走向；斷裂傾向變化較大，總體西傾，傾角70°～80°.瀾滄江斷裂具有壓扭性質，以擠壓逆沖為主，破碎強烈，錯動、變質現(xiàn)象極為普遍，破碎帶寬50～150 m；斷裂兩側巖層褶皺強烈，多直立倒轉，并且兩側發(fā)育有一系列規(guī)模不大的北東向張性斷層，斷層測年結果顯示，第四紀以來瀾滄江斷裂帶活動強度逐漸減弱，沿此斷裂帶無強震發(fā)生的歷史記錄.除了瀾滄江斷裂以外，通過小灣庫區(qū)及其附近的主要斷裂(鄧起東等，2002；及內部資料*北京中震創(chuàng)業(yè)工程科技研究院.2009.云南瀾滄江小灣水電站工程場地地震安全性評價復核報告.)有：維西—喬后南支斷裂帶(F2)、維西—喬后北支斷裂帶(F3)、無量山斷裂北段(F4)、昌寧斷裂(F5)、蒲漂—施甸斷裂(F6)、柯街斷裂(F7)、瑞麗—龍陵斷裂帶(F8)、怒江斷裂帶(F9)、騰沖斷裂(F10)、龍陵—瀾滄斷裂(F11)、南汀河西支斷裂帶(F12)、紅河斷裂帶(F13)、大田山斷層(F14)以及水井—功果橋斷層(F15)，斷裂構造具體分布見圖1.

為了監(jiān)測小灣庫區(qū)及周邊地區(qū)的地震活動，小灣電站水庫地震監(jiān)測臺網(wǎng)于2005年5月建成并先后投入使用(圖1a)，臺網(wǎng)共由16個短周期地震臺組成，每個臺站均安裝了24位三分量數(shù)字采集器，采樣頻率100 Hz，數(shù)量豐富的臺站可以有效地記錄庫區(qū)及附近地區(qū)的中小地震活動(鄔成棟等，2010)；但這些臺站主要沿瀾滄江和黑惠江布設在靠近庫壩的庫區(qū)內部，庫尾地區(qū)及庫區(qū)外地震活動頻繁的巍山及施甸地區(qū)臺站分布較少，因此我們增加了庫區(qū)附近的保山臺(BAS)、云縣臺(YUX)及團山臺(TUS)等10多個寬頻帶固定地震臺記錄的數(shù)據(jù)以更好地約束定位結果.2008年12月18日小灣水庫開始蓄水后，小灣臺網(wǎng)記錄到的M>0地震數(shù)量顯著增多，庫區(qū)內發(fā)生的最大地震為2012年9月15日發(fā)生于庫區(qū)北段黑惠江庫區(qū)的M3.9地震.根據(jù)云南省地震局記錄的1965年以來小震目錄，我們統(tǒng)計了庫區(qū)內部的地震活動頻次(圖1c)和M -t關系(圖 1d)，統(tǒng)計結果表明水庫開始蓄水后，庫區(qū)內地震活動頻次顯著增多，并且在2010—2012年達到高峰.小灣臺網(wǎng)及固定臺網(wǎng)記錄到水庫蓄水前后(2005年7月—2014年12月)庫區(qū)及周邊地區(qū)(24.5°N—25.5°N，99.0°E—100.5°E)的M>0地震共36836次，其中地震記錄基本完整的M≥1.0地震共12481次，最大地震為2012年9月11日發(fā)生在庫區(qū)外大理巍山的M4.9地震(圖 1d).小灣地震臺網(wǎng)記錄的地震震中分布顯示，庫區(qū)附近的保山施甸和大理巍山地區(qū)地震活動尤其頻繁，而庫區(qū)內的地震活動主要沿著瀾滄江和黑惠江河谷分布.表1 是我們根據(jù)小灣臺網(wǎng)和云南臺網(wǎng)地震目錄分別給出的小灣水庫蓄水前(2005年7月至2008年12月)和蓄水后(2009年1月至2014年12月)庫區(qū)內的M≥0.0、1.0、2.0地震活動頻次、年平均頻次、最大地震震級統(tǒng)計結果，可以看出蓄水后庫區(qū)內地震活動頻次大約增加了2至4倍.

表1　小灣庫區(qū)蓄水前后的地震活動統(tǒng)計

3波形互相關分析及雙差定位

3.1波形互相關分析

小灣庫區(qū)所處的滇西地區(qū)地殼結構橫向變化劇烈，而小灣地震臺網(wǎng)采用一維速度模型的單事件定位方法給出的地震定位結果，存在較大的定位誤差.Waldhauser和Ellsworth(2000)提出的雙差定位法是一種多事件相對定位法，由于利用空間距離相近的兩個地震事件到同一臺站的震相走時差數(shù)據(jù)進行定位，可以在一定程度上消除由速度模型偏差引起的定位誤差.此外，應用波形互相關分析可計算得到兩個空間距離接近、震源機制相似的地震事件到相同臺站的高精度走時差，將這些高精度數(shù)據(jù)用于雙差定位，既提高了參與定位的雙差數(shù)據(jù)質量，又增加了參與定位的走時差數(shù)據(jù)，可以有效地提高地震定位精度.

波形互相關是利用了“發(fā)震機理相同且傳播路徑相似的地震具有相似的波形”的原理，通過計算一對空間距離較近的地震到同一臺站的地震波形的互相關系數(shù)，計算地震對相同震相的走時差.波形互相關技術可使部分震相走時差精度達到波形數(shù)據(jù)采樣間隔的精度(一般為百分之一秒)(Schaff and Richards, 2004; 黃媛，2008).互相關分析得到的雙差數(shù)據(jù)的應用，很大程度上可以解決傳統(tǒng)定位方法中由于速度結構不夠準確而造成地震定位的矢量分散問題.

我們對有波形記錄的12165次M≥1.0地震的波形數(shù)據(jù)進行了P、S波震相互相關分析.在計算互相關系數(shù)之前，首先對波形記錄在1～10 Hz頻率范圍內進行帶通濾波，然后截取時間窗長度為1.5 s的Pg波震相(Pg波到達之前0.5 s，到達之后1.0 s)及時間窗長度為2.5 s的Sg波震相(Sg波到達之前0.5 s，到達之后2.0 s)分別進行互相關分析.為了獲得更加精確可靠的走時差數(shù)據(jù)，我們選取同時具有3個臺站以上(包括3個)的地震對走時差數(shù)據(jù)用于雙差定位.本研究最終獲得了7030次M≥1.0地震的波形互相關系數(shù)大于0.8的272162條P波走時差數(shù)據(jù)及155722條S波走時差數(shù)據(jù).圖2是永新臺(YXT)記錄到的多個空間距離很近的地震(左圖, 紅色圓)和模板事件(藍色圓)的P波互相關系數(shù)大于0.8的波形記錄(右圖)，不同地震事件在同一臺站記錄的波形具有很高的相似性.

圖2　永新臺(YXT)記錄的部分地震事件波形互相關分析示意圖 (a) 互相關地震事件和臺站分布; (b) 互相關系數(shù)大于0.8的地震波形; (c) 全部波形(淺灰)和疊加波形(黑)，紅色波形表示互相關窗長.Fig.2　Cross-correlation analysis of waveforms for part seismic events recorded at Yongxin (YXT) station (a) Distribution of events and stations; (b) Waveforms of Z component with cross-correlation CC>0.8; (c) All waveforms (light gray) and stacked waveform (black), the time window of cross-correlation analysis is marked by red.

3.2雙差地震定位

我們對小灣地震臺網(wǎng)正式運行期間的2005年7月至2014年12月記錄完整的12481次M≥1.0地震的觀測報告震相數(shù)據(jù)，聯(lián)合波形互相關分析得到的走時差數(shù)據(jù)及云南固定臺網(wǎng)的震相記錄進行雙差地震定位.雙差地震定位程序采用的是Waldhauser于2013年發(fā)布的HypoDD2.1b程序包，該程序相對于早期的HypoDD定位程序的優(yōu)點主要有：1)充分考慮到臺站高程導致的震相走時變化；2)速度結構模型中更好地兼顧P波和S波的變化而使用不同的波速比值；3)不同的臺站可采用不同的一維層狀速度模型；4)可采用區(qū)域三維速度模型進行定位.針對小灣庫區(qū)的地殼結構橫向變化明顯的情況，我們在定位過程中考慮臺站高程并采用CRUST1.0速度模型(Laske et al., 2013)，根據(jù)臺站位置采用不同的一維速度模型進行定位，這樣可以較好地消除由于速度模型偏差引起的定位誤差.

定位之前我們根據(jù)觀測報告給出的震中距-走時分布，去除明顯錯誤的震相走時數(shù)據(jù)后，共得到了432079條P波和258587條S波走時差數(shù)據(jù)，并且聯(lián)合互相關分析得到的P波和S波走時差數(shù)據(jù)進行定位.雙差定位法可同時使用目錄走時差和互相關走時差數(shù)據(jù)進行定位，但如果某一地震對在同一臺站既有目錄走時差數(shù)據(jù)也有互相關走時差數(shù)據(jù)且兩者相差較大時，容易造成雙差定位結果的不穩(wěn)定或較大的誤差.為了避免這種情況，考慮到波形互相關提取的走時差數(shù)據(jù)精度更高，我們在定位過程中采取以互相關走時差數(shù)據(jù)為主目錄走時差數(shù)據(jù)為輔的策略.在去除了目錄走時差數(shù)據(jù)中與互相關走時差重復的數(shù)據(jù)后，最終得到了416476條P波及252317條S波觀測報告走時差數(shù)據(jù)進行雙差定位.

在震相預處理執(zhí)行過程中，為了保證定位結果的準確性及穩(wěn)定性，我們選取當?shù)卣饘Φ恼鹣唷版溄印睏l數(shù)大于8條時才被定義為“強鏈接”地震對，只有“強鏈接”地震對才參與雙差定位，因此在庫區(qū)邊緣及地震震源分散的地區(qū)有較多的地震對由于無法形成“強鏈接”而沒有參與雙差定位(約1900次地震在預處理過程中失去“鏈接”)，實際參加定位的地震約為10580次.定位過程中賦予P波數(shù)據(jù)1.0的權重，S波數(shù)據(jù)0.5的權重，采用共軛梯度法(LSQR)進行兩輪共15次迭代求解，共得到了8869次地震的重定位結果，約占實際參與定位的地震數(shù)目的84%.觀測報告走時差均方根殘差(RMSCT)平均值由定位前的0.329 s下降為定位后的0.055 s；波形互相關走時差均方根殘差(RMSCC)平均值由定位前的0.181 s下降為定位后的0.044 s.重定位結果(圖2a、圖3)顯示震中位置由定位前的棋盤式分布變?yōu)楦蛹校鹪瓷疃确植枷鄬B續(xù)，且超過90%的地震震源深度小于15 km；庫區(qū)內的震源主要沿著瀾滄江斷裂和通過黑惠江庫區(qū)的維西—喬后南支斷裂分布，少數(shù)地震分布在庫壩及庫邊附近；庫區(qū)外發(fā)生的地震主要分布在保山施甸和大理巍山地區(qū)，并且震源深度大于15 km的地震也主要分布在這兩個地區(qū).此外，重定位后庫區(qū)及周邊地區(qū)有少量微小地震震源深度小于1 km，考慮到這可能是由于CRUST1.0模型的淺層速度模型不準確引起的定位偏差，我們另外選擇了由深地震測深滇西86-87工程資料得到的庫區(qū)范圍內兩個不同炮點(景云橋南和景云橋北)的一維速度模型，這兩個速度模型與CRUST1.0模型在地殼淺部有較大不同(圖4).我們采用相同的定位參數(shù)分別進行雙差定位，兩種模型得到定位結果和由CRUST1.0模型得到的震源位置分布在整體上基本相似，同樣有少數(shù)小震的震源深度小于1 km，也存在少數(shù)震源深度超過20 km的地震，說明在我們的研究區(qū)域可能確實存在少量震源深度較淺(～1 km)和較深(>20 km)的小震活動.三種不同模型重定位得到了8117次相同地震的震源位置，表2給出了這8117次地震的重定位震源位置和初始震源位置的偏移在水平方向(括號外)和垂直方向(括號內)的最大值、平均值、中值以及二倍標準差(2σ)，統(tǒng)計結果表明，三種模型重定位得到的震源位置基本在誤差范圍內，雙差定位法能夠有效地消除速度模型偏差帶來的定位偏差.

圖4　雙差定位中3種不同的一維速度模型Fig.4　Three different 1-D velocity models employed in DD locating

CRUST1.0景云橋南景云橋北最大值(km)4.98(8.35)4.93(7.43)5.10(7.64)平均值(km)1.61(2.43)1.60(2.00)1.64(2.07)中值(km)1.37(1.72)1.36(1.42)1.40(1.47)2σ(km)2.20(5.75)2.17(4.16)2.22(4.24)

3.3雙差定位結果的不確定性分析

定位誤差是判定定位結果好壞的一個重要指標，同時也是比較定位方法優(yōu)劣的一把標尺，因此定位不確定性分析是地震定位工作中很重要的一環(huán).考慮采用LSQR的雙差定位法給出的誤差并不具有實際意義(Waldhauser and Ellsworth，2000)，可能低估定位結果的不確定性(Hardebeck，2013)，故我們參照Hardebeck(2013)的方法來分析相對定位誤差.即從實際觀測報告中選取一定數(shù)量的地震作為震源位置確切已知的“理論地震”，分別計算各“理論地震”到觀測報告中記錄該事件臺站的理論走時，并給理論走時添加一定誤差，該誤差主要由震中距和震級所決定，震級越小且震中距越大的走時誤差越大；另考慮到雙差定位得到的震源位置相對于初始位置在震中和深度方向上的定位偏差2倍標準差分別為1.0 km和1.7 km，我們對初始震源參數(shù)也加上相應的擾動(震中方向1.0 km，深度方向2.0 km)；并對速度模型加上±5%的隨機擾動，采用3.2節(jié)所述的同樣參數(shù)進行“理論地震”的雙差定位，進而可以得到重定位結果和理論值的誤差值.如此重復400次，每個“理論地震”大約有400個不盡相同的重定位結果，初步分析表明“理論地震”的相對定位誤差基本滿足正態(tài)分布，因此可以得到每個“理論地震”的誤差橢圓和定位置信區(qū)間.圖5示例給出了位于小灣水庫庫尾區(qū)的一叢地震的定位誤差分析結果，統(tǒng)計顯示在95%置信水平下定位誤差橢圓長軸基本不超過2 km，水平方向和垂直方向定位誤差的2倍標準差分別為0.9 km和1.7 km，并且定位結果具有較好的穩(wěn)定性.通過不確定分析，可以確認我們得到的小灣水庫及其周邊地震的雙差定位結果的震中誤差和深度誤差分別在1.0 km和2.5 km范圍內.

圖5　“理論地震”雙差定位的不確定性分析示例 (a) 雙差定位震中及95%置信水平的誤差橢圓分布; (b) 水平方向誤差統(tǒng)計直方圖; (c) 垂直方向誤差統(tǒng)計直方圖.Fig.5　An example of DD location uncertainty determined from “synthetic” events (a) Distribution of DD epicenters and 95% confidence ellipses of DD location errors; (b) Histogram of horizontal DD location errors; (c) Histogram of vertical DD location errors.

4地震活動特征

4.1地震活動與水庫水位的關系

雙差定位結果顯示地震震源呈叢狀，主要分布在瀾滄江和黑惠江流域以及庫區(qū)附近的保山施甸和大理巍山地區(qū).為了更好地分析圖3b所示水庫庫區(qū)及水庫外地震聚集的A—H區(qū)的地震活動與水庫蓄水過程的關聯(lián)性，并考慮到小灣水庫庫區(qū)地形的差異，我們扣除庫區(qū)內A—F區(qū)中心的高程值得到各區(qū)水庫蓄水水位的相對變化，對位于水庫外部的G和H區(qū)則未對水庫水位作地形校正.由圖6展示的A—H區(qū)M≥1.0地震活動頻次、地震震級和水庫水位隨時間的變化關系，可見沿黑惠江(A)和瀾滄江(B、C)的A—C 3個區(qū)在水庫蓄水前地震活動頻次相對不高，水庫水體回水至各區(qū)域后地震活動頻次開始增多，并且隨著水庫水位漲落而增多或減少，地震活動和水庫水位之間有較為明顯的對應關系；庫區(qū)內D和F區(qū)的地震活動頻次在水庫蓄水前后基本上沒有明顯變化，E區(qū)甚至出現(xiàn)有所減少的跡象；而庫區(qū)外的巍山縣北部G區(qū)和施甸縣城東北H區(qū)的地震活動雖有著短期內突然增強的現(xiàn)象，但地震活動頻次與水庫蓄水前后的水位變化沒有什么相關性，沒有出現(xiàn)如A—C區(qū)似的隨蓄水水位漲落的關聯(lián)變化.

圖3　雙差定位前后的震源位置對比 (a) 小灣地震臺網(wǎng)給出的初始定位結果，藍色圓點表示震源深度大于15 km的地震; (b) 利用波形互相關和雙差定位法給出精定位結果.Fig.3　Comparison of hypocenters before and after DD locating (a) Initial locations from XSN. Blue dots are earthquakes with focal depths larger than 15 km; (b) DD locations with waveform cross-correlation data.

進一步觀察蓄水前后各區(qū)M≥1.0地震震級隨時間的變化(圖6，黑色直線)，可見水庫水體回水至A區(qū)后，各級地震活動的頻次迅速增多，在2011—2013年的前3個蓄水期內尤其顯著，在此期間(2012年9月15日)該區(qū)發(fā)生了水庫蓄水后的M3.9最大地震；但就震級水平而言，蓄水后的A區(qū)地震活動強度較蓄水前的變化不大，并沒有超出蓄水前的活動強度(M≤4.0，參見圖1d).B區(qū)和C區(qū)在水庫蓄水后，各級地震活動的頻次也有所增多，B區(qū)在2010—2013年蓄水期內較為顯著，而C區(qū)則似乎在達到最高蓄水水位的2013年以后表現(xiàn)的更明顯些；B區(qū)和C區(qū)地震活動的震級在蓄水前后也差異不大，最大地震基本發(fā)生在最高水位前后，分別為發(fā)生于2012年11月16日的M3.3和2013年2月1日的M3.5地震.D、E、F 3個區(qū)的地震活動次數(shù)較少且震級較小，地震活動和水庫水位沒有明顯的對應關系.G區(qū)顯示出在水庫蓄水前的2007年8月發(fā)生了一個最大震級為M4.5的地震序列活動，該序列活動結束后此區(qū)的地震活動水平相對平靜且不隨水庫水位變化.H區(qū)則隨著2010年6月1日和2012年9月11日分別發(fā)生的M4.8和M4.9的地震序列活動而出現(xiàn)密集活動的圖像，但類似的圖像在水庫蓄水前也有出現(xiàn)，且上述2次地震震中距離庫邊約50 km，如此遠的距離也表明該區(qū)的地震活動與水庫蓄水基本沒有關系.結合研究區(qū)的斷層分布以及歷史地震活動，分析認為G區(qū)和H區(qū)的地震活動很可能是屬于活動斷層引起的構造地震.

4.2震源深度分布

震源深度是分析判斷水庫觸發(fā)地震的重要參考指標，小灣水庫周邊的雙差地震定位結果顯示，庫區(qū)內震源深度基本不超過10 km(占82.6%，參見表3)，庫區(qū)外震源深度相對較深，其中巍山縣北部(G)和施甸縣城東北(H)區(qū)域有相當數(shù)量的地震震源深度超過15 km(參見圖3和表3).我們還計算了A—H區(qū)域內地震的平均深度，震源深度平均值分別為7.2 km、6.1 km、8.7 km、7.2 km、5.2 km、6.9 km、12.7 km和10.8 km，震源深度小于10 km的地震數(shù)分別占各區(qū)地震總數(shù)的79%、98%、59%、79%、97%、81%、30%和43%.人工地震測深結果表明(胡鴻翔等，1986；林中洋等，1993；白志明和王椿鏞，2003；張智等，2006；楊婷等，2014)，云南滇西北地區(qū)地殼厚度相對較厚，上地殼厚度超過15 km.一般來說，較厚的地殼意味著該區(qū)域天然地震震源深度也相對較深.張國民等(2002)統(tǒng)計分析了中國大陸1970年1月至2000年5月31282次M≥2.0有測定深度的淺源天然地震(1類和2類定位精度)震源深度分布特征，結果表明中國西部地區(qū)(107°E以西)的震源深度相對較深，約有90%的地震震源深度在5～34 km范圍內，峰值深度段為10～24 km，平均深度為18±8 km.但楊智嫻等(Yang et al., 2005)利用雙差定位法對1992—1999年期間發(fā)生于中國中西部(21°N—36°N, 98°E—112°E)的10057次地震進行重新定位后，得到的6496次地震重定位結果顯示：構造地震的平均震源深度為11 km，震源深度在0～15 km(0～20 km)范圍內的地震比例為77%(91%)；而楊智嫻等(2004)在中西部地區(qū)(21°N—36°N, 98°E—112°E)三維地震波速度結構反演基礎上，對1992—1999年間的6459次構造地震事件進行了重新定位，精定位后震源深度在0～10 km(0～15 km、0～20 km)內的地震占事件總數(shù)的52%(71%、82%).而我們統(tǒng)計得出的庫區(qū)外G和H區(qū)重定位地震的平均震源深度分別為12.7 km和10.8 km，庫區(qū)外震源深度在0～15 km范圍內的比例約為75%(見表 3)，與楊智嫻等(Yang et al., 2005)的研究結果較為一致，結合前述與水庫蓄水的相關性分析，可以確認G區(qū)和H區(qū)的地震屬于常見的構造地震活動.但對比水庫蓄水前后庫區(qū)內外0～10 km深度的地震比例數(shù)與天然構造地震的深度結果(張國民等，2002；楊智嫻等，2004；Yang et al., 2005)，可見庫區(qū)內存在明顯的水庫觸發(fā)地震活動，尤其是A、B、C區(qū).

對地震活動和水庫蓄水水位明顯相關的A、B、C區(qū)，從圖7給出的2005—2014年發(fā)生地震的震源深度隨時間的分布可以看出，這3個區(qū)在水庫蓄水之前均存在不屬于水庫觸發(fā)的天然構造地震活動，蓄水前后A、B區(qū)的地震活動深度范圍沒有明顯變化，在水庫水體回水之前都有少量震源深度小于5 km的地震發(fā)生，不同的是A區(qū)地震活動頻次相對較高并且震源深度較深(最深可達20 km).水庫水體回水至A、B區(qū)后，兩個區(qū)域的地震活動在各個深度上均有顯著增多.統(tǒng)計小灣地震臺網(wǎng)開始運行至2014年底的重定位地震，對比震源深度范圍在0～5 km、5～10 km、10～15 km內和>15 km的地震數(shù)在蓄水前后的變化(表 4)，可見水庫蓄水對A區(qū)10 km深度范圍內的地震活動有顯著影響(地震頻次約增加20倍)，對10～15 km深度范圍內的地震活動有一定影響(地震頻次約增加5倍)，而深度超過15 km的影響有限(地震頻次約增加2倍)，蓄水后B區(qū)震源深度在0～10 km內的地震頻次約增加45倍，但蓄水對B區(qū)的影響深度基本不超過10 km.C區(qū)在蓄水前后的地震活動和A、B區(qū)有所不同(見圖7和表4)，蓄水前幾乎沒有震源深度小于10 km的地震發(fā)生(地震震源深度基本在10～20 km范圍內)，2010年庫水回水至C區(qū)后有大量震源深度小于10 km的地震發(fā)生，震源深度在0～10 km內的地震頻次相對蓄水前增加近35倍，蓄水后震源深度范圍在0～5 km、5～10 km和10～15 km內的地震數(shù)占同期總地震數(shù)的比例分別為19%、50%和28%，相反只有極少數(shù)地震(12次，約占同期總地震數(shù)的3%)的震源深度超過15 km.C區(qū)蓄水前后差別明顯的震源深度分布，清晰地展現(xiàn)出水庫水體滲透作用引起該區(qū)地殼淺部的應力擾動，進而觸發(fā)震源深度較淺的地震活動，至于為何C區(qū)在蓄水后震源深度超過15 km的地震相對蓄水前減少，我們目前還無法給出確切的解釋，還有待更多的觀測資料積累和進一步的研究.另外值得注意的是在水庫最高水位由第一、二蓄水期的1218 m上升到1240 m的第三個蓄水周期內(2012年7月至2013年6月)，A、B、C區(qū)的地震活動均較第二蓄水期有顯著增多；在接下來的最高水位相同的第四個蓄水周期內，地震活動又都明顯減少，再次說明了A、B、C區(qū)地震活動與水庫蓄水密切相關性.

圖6　圖3b所示A—H區(qū)的ML≥1.0地震活動頻次(N)、震級及水庫水位隨時間變化關系Fig.6　Variation of earthquake frequency (N) and magnitude with ML≥1.0 and water level with time in 8 subareas shown in Fig.3b in the Xiaowan reservoir area

圖7　區(qū)域A、B、C震源深度和水庫蓄水水位隨時間的分布(2005—2014) 圖(A)、(B)、(C)分別對應區(qū)域A、B、C.Fig.7　Distribution of focal depths and water levels from 2005—2014 in subareas A, B and C (A), (B) and (C) correspond to subareas A, B and C, respectively.

震源深度h(km)庫區(qū)內的地震數(shù)目(比例)庫區(qū)外的地震數(shù)目(比例)0≤h<51287(27.6%)402(13.2%)5≤h<102563(55.0%)772(25.4%)10≤h<15704(15.1%)1115(36.7%)15≤h<2097(2.1%)616(20.2%)h≥209(0.2%)137(4.5%)

表4　A、B、C區(qū)重定位后震源深度統(tǒng)計

進一步觀察水庫蓄水響應地震活動最明顯的A區(qū)地震震源深度分布，分析發(fā)現(xiàn)在2010—2013年的前3個蓄水期內，震源深度隨著水體變化似乎有逐漸向下“遷移”的趨勢(圖8).A區(qū)在2010年7月至2013年6月三年內震源深度超過10 km的地震數(shù)量占當年地震總數(shù)的比例分別為8.2%，17.8%和26.4%，并且在每個蓄水周期內，震源深度和水庫水位變化有一定的對應關系：每年7至9月份水位明顯升高期間，0～15 km深度范圍內的地震數(shù)量相對增多；10至12月份保持在最高水位期間，震源深度較深的地震相對多，最深大約為15 km；次年1至6月份，隨著水位逐漸下降，0～5 km深度范圍內的地震逐漸減少.若對水庫水位上升和下降期間的地震震源深度給出變化趨勢線(圖8虛線)，可見三個蓄水期內的震源深度變化趨勢基本一致，并可觀察到隨著時間推移震源深度有整體加深的趨勢.由圖9給出的在第一個蓄水周期A區(qū)地震活動最頻繁的8個月(2010年8月至2011年3月)發(fā)生的地震震中和震源深度剖面隨時間演化的分布，可以發(fā)現(xiàn)在水庫水體回水至A區(qū)初期，地震主要發(fā)生在黑惠江河谷和維西—喬后南支斷裂附近，隨著水位的升高和水體的向下滲透，離河谷和斷裂稍遠的地方逐漸開始發(fā)生地震，這一現(xiàn)象在河谷上游與斷裂幾乎相重合地段尤其明顯.震源沿A1-A2剖面的深度分布表明，A區(qū)內維西—喬后南支斷裂東南較淺，向西北方向逐漸加深，結合地震震中分布情況看水庫水體有可能沿著斷裂從東南往西北方向向下滲透；地質調查表明維西—喬后南支斷裂傾角為50°～75°，傾向東北，我們根據(jù)震源沿A3-A4剖面的深度分布可以看出斷裂向東北方向逐漸下傾，計算得到的斷層傾角大約為60°(圖 9c)，與地質調查結果基本一致.我們在第二、三個蓄水周期內似乎亦可觀察到A區(qū)震源隨時間在震中和深度方向上的“遷移”現(xiàn)象(圖8)，但由于地震數(shù)量相對較少(第二周期)以及A區(qū)巖層孔隙內水體可能已經(jīng)基本飽和(第三周期)，震源深度的“遷移”現(xiàn)象并不如剛蓄水時明顯.

4.3b值分析

地震活動性分析中常用的古登堡-里希特(G-R)震級-頻次關系式(logN=a-bM)中的b值，也是用于水庫觸發(fā)地震分析的重要參數(shù)，水庫觸發(fā)地震的b值較天然構造地震的b值偏高.巖石實驗結果表明，b值與環(huán)境應力的大小成反比，低b值區(qū)反映了較高的應力水平(Schorlemmer et al., 2005).

我們基于小灣臺網(wǎng)及云南固定臺網(wǎng)地震目錄，采用最小二乘擬合分別統(tǒng)計計算了A、B、C、G和H共5個區(qū)內M≥1.0地震的b值(圖10a)，得到庫區(qū)內A、B、C區(qū)的b值及擬合誤差分別為1.208±0.098、1.398±0.122、1.253±0.081，庫區(qū)外部的G和H區(qū)的b值相對較低，分別為0.904±0.070和0.998±0.067.我們得到的G區(qū)和H區(qū)的b值，與陳培善等(2003)分別利用1977—2001 年1 月的全球地震矩張量資料和1988—2000年的中國地震基本臺網(wǎng)資料及李濤等(2010)利用1970—2009年的云南地區(qū)地震目錄計算得到的G區(qū)和H區(qū)所屬區(qū)域b值基本一致，進一步確認了庫區(qū)外G區(qū)和H區(qū)的地震屬于構造地震活動的認識.

圖9　2010年8月至2011年3月間A區(qū)地震震中及震源深度分布隨時間演化 (a) 震中分布; (b) 震源深度沿A1-A2剖面的分布; (c) 震源深度沿A3-A4剖面的分布.Fig.9　Distribution of epicenters and focal depths of earthquakes in subarea A from August 2010 to March 2011 (a) Distribution of epicenters; (b) Distribution of focal depths along profile A1-A2; (c) Distribution of focal depths along profile A3-A4.

圖10　利用小灣臺網(wǎng)和云南固定臺網(wǎng)目錄計算得到的A、B、C、G和H區(qū)域的b值 (a) b值；(b)蓄水前的b值；(c)蓄水后的b值.Fig.10　b values of subareas A, B, C, G and H around the Xiaowan reservoir，calculated using catalogue from the XSN and YSN (a) b-value; (b) b-value before the impounding of the Xiaowan reservoir; (c) b-value after the impounding of the Xiaowan reservoir.

此外，我們還利用小灣臺網(wǎng)地震目錄分別計算了各區(qū)蓄水前后的b值(圖10b, 10c)，得到A、B、C、G、H 共5個區(qū)蓄水前(后)的b值分別為1.114±0.091(1.214±0.101)、1.044±0.090(1.408±0.119)、1.171±0.075(1.273±0.101)、0.884±0.068(0.987±0.101)和1.037±0.074(0.889±0.066).庫區(qū)外的G和H區(qū)的正常構造地震活動的b值，蓄水前后相對變化不大，與所屬區(qū)域的b值相當.而庫區(qū)內A、B、C區(qū)蓄水前的b值與庫區(qū)外G和H區(qū)的b值也相差有限，仍屬于正常構造地震活動的b值范圍，但A、B、C區(qū)蓄水后的b值相對蓄水前有所增大，尤其是B區(qū)特別明顯(約增加0.4)，這極可能是由于庫水在裂隙滲流過程中產(chǎn)生的擴散孔隙壓力改變了附近的介質強度或者減小了斷層摩擦力而觸發(fā)較多的微小地震(陳翰林等，2009)，致使b值也相應有所增大.庫區(qū)內外與蓄水前后的b值變化情況，可能反映了不同的發(fā)震機制，即庫區(qū)內蓄水后的地震主要是由于蓄水水體的滲透作用而觸發(fā)，而庫區(qū)外及庫區(qū)內蓄水前的地震主要是由于構造應變積累導致的構造地震.

5討論和結論

已有研究認為，與天然構造地震相比，水庫觸發(fā)地震中的庫水加卸載過程顯然是一個重要因素，但當今已建水庫絕大多數(shù)并未觸發(fā)較大地震這一事實說明水體并不是觸發(fā)較大地震的決定性因素，只有水體和庫區(qū)適當?shù)牡刭|構造條件、水文地質條件、巖性條件、應力條件等因素相結合，才有可能觸發(fā)較大的地震(丁原章，1989；任金衛(wèi)，1993).水庫水體的加載和滲透主要對庫底巖石及斷層產(chǎn)生3種作用：彈性效應、孔隙壓變化及斷層弱化作用，其中水庫蓄水載荷導致斷層面上正應力和剪應力增大，正應力增加使得深部斷層增強，而剪應力增加時，斷層變弱還是變強則取決于斷層走向及區(qū)域應力場的方向之間的關系(陳翰林等，2009),一般來說剪應力的增大有利于正斷型地震的發(fā)生.Beck(1976) 通過對Oroville水庫1975年M5.7水庫觸發(fā)地震的研究，發(fā)現(xiàn)載荷產(chǎn)生的最大剪應力發(fā)生在庫體下方約1 km處，表明水體載荷影響深度非常淺；而載荷及滲透引起的孔隙壓變化，則將首先增加較淺部的孔隙壓，并導致孔隙壓向更深部位擴散，從而改變介質強度或斷層的摩擦阻力(陳翰林等，2009)，加速斷層的滑動或巖體破裂，進而觸發(fā)地震，這極可能是A、B、C區(qū)蓄水后0～5 km地震增多的主要原因.

庫區(qū)巖性條件是水庫觸發(fā)地震的另一重要因素，楊清源等(1996)對國內外120余座水庫觸發(fā)地震庫區(qū)巖性的分析顯示：灰?guī)r溶巖區(qū)水庫觸發(fā)地震發(fā)生的概率大于其他巖性區(qū)域；Hu等(1995)指出溶巖作用通過改變飽和度與孔隙壓力及弱化間斷面來觸發(fā)水庫地震；馬文濤等(2013)對全球水庫觸發(fā)地震的150震例和中國532座未發(fā)震水庫的數(shù)據(jù)統(tǒng)計結果表明，可溶巖的發(fā)震概率占67.1%，花崗巖占37.7%，碎屑巖占10.1%.本文研究的小灣水庫庫區(qū)內的A區(qū)內有右旋走滑兼拉張型的維西—喬后南支斷裂直接通過，主要出露有侏羅系和白堊系泥巖、砂巖，水庫蓄水觸發(fā)的地震主要分布在黑惠江和維西—喬后南支斷裂兩側，蓄水初期的庫水載荷作用可能會觸發(fā)A區(qū)部分淺層地震，但較深的震源深度并且在蓄水初期出現(xiàn)地震震源向深處“遷移”的現(xiàn)象，表明庫水滲透及斷層活動可能是該區(qū)域水庫觸發(fā)地震的主要控制因素.B區(qū)有屬于瀾滄江斷裂的大田山斷層(圖 1a，F(xiàn)14)穿過，該區(qū)的瀾滄江兩側出露有大面積的灰?guī)r，結合其震源深度多在10 km內，分析認為水庫蓄水引起的溶巖作用和滲透作用及斷層活動可能是該區(qū)水庫觸發(fā)地震的主控因素.C區(qū)有瀾滄江和柯街兩條斷裂通過，地層巖性主要是三疊系的碳酸鹽巖，有白云巖和灰?guī)r，間夾碎屑巖(李鵬岳，2011)，該區(qū)的震源深度較B區(qū)深，與A區(qū)較為接近，水庫地震的誘因可能與A區(qū)更為接近.D區(qū)地層巖性和A區(qū)相似，主要出露侏羅系和白堊系泥巖、砂巖；E區(qū)位于壩址附近，巖性主要為變質砂巖、板巖以及片麻巖等；F區(qū)的瀾滄江左岸主要發(fā)育侏羅系和白堊系泥巖、砂巖，右岸主要出露時代不明的變質巖系、混合巖及片麻巖等(任金衛(wèi)，1993；毛玉平等，2004)，另外D區(qū)有無量山斷裂通過，E和F區(qū)有瀾滄江斷裂通過，并且這三個區(qū)和庫區(qū)內的A、B、C區(qū)在蓄水前的地震活動水平基本相同，但D、E、F區(qū)為何在蓄水后沒有明顯的水庫觸發(fā)地震活動，我們目前還無法給出確切的解釋，是否與深部介質結構的差異有關，還有待更多深入的研究.

同樣是水庫觸發(fā)地震明顯的A、B、C區(qū)，地震活動持續(xù)時間也有所差異，B區(qū)相對A和C區(qū)維持高頻次的地震活動時間更長，A和C區(qū)的活動蓄水后衰減比B區(qū)要快，這可能與各個區(qū)的深部介質結構差異也有一定的關系.但從三個區(qū)的地震活動特征看，位于構造相對活躍區(qū)的水庫，由于蓄水作用和斷層活動，極可能發(fā)生水庫觸發(fā)地震和正常的構造地震活動，與蓄水有關的觸發(fā)地震震源深度可能會因斷層的存在而加深，可能不會局限在前人有關水庫觸發(fā)地震震源深度在10 km內的認識.但如何區(qū)分混雜的水庫觸發(fā)地震活動和正常的構造地震活動，仍是有待深入研究解決的難題.

我們采用結合波形互相關的雙差定位結果雖仍存在一定的不確定性，但雙差定位方法易于高精度地獲得叢集地震的相對震源位置，以及分析得到相對較小的誤差(震中誤差和深度誤差分別控制在1.0 km和2.5 km范圍內).通過對結合波形互相關的小灣水庫庫區(qū)及周邊地區(qū)的雙差地震重定位處理，以及地震活動和水庫蓄水水位間的研究和討論，本文得出以下主要結論：

(1) 小灣水庫及周邊地區(qū)的地震活動明顯成叢分布，庫區(qū)內外的地震震源深度差別顯著，庫區(qū)外部震源主要分布在大理巍山和保山施甸等構造地震活動頻繁的地區(qū).

(2) 水庫蓄水后庫區(qū)內的地震活動顯著增多，存在明顯的水庫觸發(fā)地震活動，觸發(fā)地震類型屬于快速響應型.庫區(qū)內的最大地震均發(fā)生在最高水位首次回水觸發(fā)活動區(qū)之后的2～3個蓄水周期之內，這種延遲特點也符合流體孔隙壓力擴散的特征(劉耀煒等，2011).庫區(qū)外的地震活動與水庫蓄水前后的水位變化沒有什么相關性，分析認為很可能是屬于正常的構造地震活動，庫區(qū)外的地震活動b值較庫區(qū)內的低.

(3) 對水庫蓄水響應地震活動最明顯的A區(qū)，存在著明顯隨水庫蓄水水位升高和水體向下滲透而發(fā)生地震的現(xiàn)象，且震源深度沿著黑惠江河谷和維西—喬后南支斷裂也有隨著時間而逐漸加深的趨勢，這種“遷移”活動現(xiàn)象可能體現(xiàn)了水庫水體在該叢集區(qū)的滲透過程.

(4) 位于構造活躍區(qū)的小灣水庫庫區(qū)內的地震活動特征較為復雜，存在著與蓄水關系不大的可能屬于正常構造地震活動的叢集區(qū)，也存在著與蓄水相關的混雜著水庫觸發(fā)地震和正常構造地震活動的叢集區(qū).分析認為水庫蓄水引起的溶巖作用和滲透作用及斷層活動可能是該水庫發(fā)生觸發(fā)地震的主控因素；而庫區(qū)內蓄水后沒有明顯觸發(fā)水庫地震活動的原因，是否與具體的深部構造和介質差異有關，還有待更多的觀測資料積累和進一步的研究.

本研究得到了發(fā)生于小灣庫區(qū)及周邊地區(qū)地震高精度的震源位置，并根據(jù)各子區(qū)的地震活動與水庫水位之間的關系以及水庫蓄水前后的b值變化，給出了A、B、C、G、H區(qū)的發(fā)震機制的初步解釋，研究結果對于水庫觸發(fā)地震特別是位于構造活躍區(qū)的水庫觸發(fā)地震的發(fā)震機制、地震活動特征等研究工作具有重要參考意義.本文僅根據(jù)雙差精定位得到的震源分布、地震活動性與水庫水位之間的關系、地質構造及巖性條件等因素作了初步探討，小灣水庫各區(qū)的觸發(fā)地震發(fā)震機理尚待結合水庫的載荷滲透作用和深部的精細結構進行更為細致的研究.

References

Bai Z M, Wang C Y. 2003. Tomographic investigation of the upper crustal structure and seismotectonic environments in Yunnan province. Acta Seismologica Sinica (in Chinese), 25(2): 117-127.

Balfour N J, Cassidy J F, Dosso S E. 2012. Identifying active structures using double-difference earthquake relocations in southwest British Columbia and the San Juan Islands, Washington. Bull. Seismol. Soc. Am., 102(2): 639-649. Beck J L. 1976. Weight-induced stresses and the recent seismicity at Lake Oroville, California. Bull. Seismol. Soc. Am., 66(4): 1121-1131.

Chen H L, Zhao C P, Xiu J G, et al. 2009. Study on precise relocation of Longtan reservoir earthquakes and its seismic activity. Chinese J. Geophys. (in Chinese), 52(8): 2035-2043, doi: 10.3969/j.issn.0001-5733.2009.08.011.

Chen P S, Bai T X, Li B K. 2003. b-value and earthquake occurrence period. Chinese J. Geophys. (in Chinese), 46(4): 510-519.

Chen Y. 2009. Did the reservoir impoundment trigger the Wenchuan earthquake? Science China Earth Sciences, 52(4): 431-433.

Cheng H H, Zhang H, Zhu B J, et al. 2012. Finite element investigation of the poroelastic effect on the Xinfengjiang Reservoir-Triggered earthquake. Science China Earth Sciences, 55(12): 1942-1952. Deng Q D, Zhang P Z, Ran Y K, et al. 2003. Basic characteristics of active tectonics of China. Science in China Series D: Earth Sciences, 46(4): 356-372.

Diehl T, Waldhauser F, Cochran J R, et al. 2013. Back-arc extension in the Andaman Sea: Tectonic and magmatic processes imaged by high-precision teleseismic double-difference earthquake relocation. J. Geophys. Res., 118(5): 2206-2224. Ding Y Z. 1989. The Reservoir Induced Earthquake (in Chinese). Beijing: Seismological Press.

Do Nascimento A F, Cowie P A, Lunn R J, et al. 2004. Spatio-temporal evolution of induced seismicity at A?u reservoir, NE Brazil. Geophysical Journal International, 158(3): 1041-1052.

Fang L H, Wu J P, Liu J, et al. 2015a. Preliminary Report on the 22 November 2014 Mw6.1/MS6.3 Kangding Earthquake, Western Sichuan, China. Seismol. Res. Lett., 86(6): 1603-1613, doi: 10.1785/0220150006.

Fang L H, Wu J P, Wang W L, et al. 2015b. Aftershock observation and analysis of the 2013 MS7.0 Lushan earthquake. Seismol. Res. Lett., 86(4): 1135-1142, doi: 10.1785/0220140186. Gupta H K. 2002. A review of recent studies of triggered earthquakes by artificial water reservoirs with special emphasis on earthquakes in Koyna, India. Earth-Science Reviews, 58(3-4): 279-310.

Hardebeck J L. 2013. Geometry and Earthquake Potential of the Shoreline Fault, Central California. Bull. Seismol. Soc. Am., 103(1): 447-462.

Hu H X, Lu H X, Wang C Y, et al. 1986. Explosion investigation of the crustal structure in western Yunnan province. Chinese J. Geophys. (Acta Geophysica Sinica) (in Chinese), 29(2): 133-144.

Hu Y L, Chen X C. 1979. Discussion on the reservoir-induced earthquakes in China and some problems related to their origin. Seismology and Geology (in Chinese), 1(4): 45-57.

Hu Y L, Liu Z Y, Yang Q Y, et al. 1996. Induced seismicity at Wujiangdu reservoir, China: a case induced in the Karst area. Pure and Applied Geophysics, 147(2): 409-418.

Huang Y. 2008. Study on the application and development of the DD algorithm with cross correlation of waveform data in the earthquake location. Recent Developments in World Seismology (in Chinese), (4): 29-34.

Kerr R A, Stone R. 2009. A human trigger for the great quake of Sichuan? Science, 323(5912): 322.

Laske G, Masters G, Ma Z T, et al. 2013. Update on CRUST1. 0-A 1-degree global model of Earth′s crust.∥ EGU General Assembly 2013. Vienna, Austria.

Lee W H K, Raleigh C B. 1969. Fault-plane solution of the Koyna (India) earthquake. Nature, 223(5202): 172-173.

Li L, Chen Q F, Chen Y. 2007. Relocated seismicity in Big Beijing area and its tectonic implication. Progress in Geophysics (in Chinese), 22(1): 24-34.

Li P Y. 2011. Study on bank collapse′s type and mechanism in mountain reservoir — A case of Xiaowan reservoir [Master′s thesis] (in Chinese). Chengdu: Chengdu University of Technology. Li T, Wu X P, Wang Y. 2010. Study on b-value distributions in Yunnan based on regional spatial scanning. Journal of Yunnan University (in Chinese), 32(6): 670-675.

Liao W L, Zhang L F, Yao Y S. 2009. Characteristics of seismicity in the Three Gorges reservoir area. Seismology and Geology (in Chinese), 31(4): 707-714.

Lin Z Y, Hu H X, Zhang W B, et al. 1993. Investigation of the crustal and upper mantle structure in western Yunnan province. Acta Seismologica Sinica (in Chinese), 15(4): 427-440.

Liu Y W, Xu L Q, Yang D X. 2011. Pore pressure diffusion characteristics of Longtan reservoir-induced-earthquake. Chinese J. Geophys. (in Chinese), 54(4): 1028-1037, doi: 10.3969/j.issn.0001-5733.2011.04.017.

Ma W T, Lin Y, Yuan J L, et al. 2013. Comparison and analysis on the basic features of reservoir-induced seismicity. Seismology and Geology (in Chinese), 35(4): 914-929.

Mao Y P, Wang Y L, Li C C. 2004. Seismo-geological ambiance analyses of reservoir-induced earthquake in Xiaowan area. Journal of Seismological Research (in Chinese), 27(4): 339-343.

Mekkawi M, Grasso J R, Schnegg P A. 2004. A long-lasting relaxation of seismicity at Aswan reservoir, Egypt, 1982-2001. Bull. Seismol. Soc. Am., 94(2): 479-492.

Qin J Z, Liu L F, Qian X D. 2009. Research on characteristics and prediction of reservoir induced seismicity. Journal of Seismological Research (in Chinese), 32(2): 105-113.

Ren J W. 1993. On the fault structure conditions of Xiaowan Reservoir in Lancang river area that inducing earthquakes. Inland Earthquake (in Chinese), 7(1): 30-37.

Schaff D P, Bokelmann G H, Ellsworth W L, et al. 2004. Optimizing correlation techniques for improved earthquake location. Bull. Seismol. Soc. Am., 94(2): 705-721.

Schaff D P, Richards P G. 2004. Lg-wave cross correlation and double-difference location: Application to the 1999 Xiuyan, China, sequence. Bull. Seismol. Soc. Am., 94(3): 867-879. Schorlemmer D, Wiemer S, Wyss M. 2005. Variations in earthquake-size distribution across different stress regimes. Nature, 437(7058): 539-542. Simpson D W, Leith W S, Scholz C H. 1988. Two types of reservoir-induced seismicity. Bull. Seismol. Soc. Am., 78(6): 2025-2040. Waldhauser F, Ellsworth W L. 2000. A double-difference earthquake location algorithm: method and application to the northern Hayward fault, California. Bull. Seismol. Soc. Am., 90(6): 1353-1368. Waldhauser F, Schaff D P. 2008. Large-scale relocation of two decades of Northern California seismicity using cross-correlation and double-difference methods. J. Geophys. Res., 113: B08331. Wu C D, Fu H, Zhao X Y. 2010. Primary study on source parameters near Xiaowan Reservoir. Journal of Seismological Research (in Chinese), 33(1): 50-54.

Yang Q Y, Hu Y L, Chen X C, et al. 1996. Catalogue of reservoir induced seismic events in the world. Seismology and Geology (in Chinese), 18(4): 453-461.

Yang T, Wu J P, Fang L H, et al. 2014. 3-D crustal P-wave velocity structure in western Yunnan area and its tectonic implications. Seismology and Geology (in Chinese), 36(2): 392-404.

Yang Z X, Yu X W, Zheng Y J, et al. 2004. Earthquake relocation and three-dimensional crustal structure of P-wave velocity in central-western China. Acta Seismologica Sinica (in Chinese), 26(1): 19-29.

Yang Z X, Waldhauser F, Chen Y T, et al. 2005. Double-difference relocation of earthquakes in central-western China, 1992-1999. Journal of Seismology, 9(2): 241-264.

Zhang G M, Wang S Y, Li L, et al. 2002. Focal depth research of earthquakes in mainland China: implication for tectonics. Chinese Science Bulletin, 47(12): 969-974.

Zhang Z, Zhao B, Zhang X, et al. 2006. Crustal structure beneath the wide-angle seismic profile between Simao and Zhongdian in Yunnan. Chinese J. Geophys. (in Chinese), 49(5): 1377-1384. Zhou B, Xue S F, Deng Z H, et al. 2010. Relationship between the evolution of reservoir-induced seismicity in space-time and the process of reservoir water body load-unloading and water infiltration—a case study of Zipingpu reservoir. Chinese J. Geophys. (in Chinese), 53(11): 2651-2670, doi: 10.3969/j.issn.0001-5733.2010.11.013.

Zhu A L, Xu X W, Zhou Y S, et al. 2005. Relocation of small earthquakes in western Sichuan, China and its implications for active tectonics. Chinese J. Geophys. (in Chinese), 48(3): 629-636.

附中文參考文獻

白志明, 王椿鏞. 2003. 云南地區(qū)上部地殼結構和地震構造環(huán)境的層析成像研究. 地震學報, 25(2): 117-127.

陳翰林, 趙翠萍, 修濟剛等. 2009. 龍灘水庫地震精定位及活動特征研究. 地球物理學報, 52(8): 2035-2043, doi: 10.3969/j.issn.0001-5733.2009.08.011.

陳培善, 白彤霞, 李保昆. 2003. b值和地震復發(fā)周期. 地球物理學報, 46(4): 510-519.

陳颙. 2009. 汶川地震是由水庫蓄水引起的嗎? 中國科學D 輯: 地球科學, 39(3): 257-259.

程惠紅, 張懷, 朱伯靖等. 2012. 新豐江水庫地震孔隙彈性耦合有限元模擬. 中國科學: 地球科學, 42(6): 905-916.

鄧起東, 張培震, 冉勇康等. 2002. 中國活動構造基本特征. 中國科學: 地球科學, 32(12): 1020-1030.

丁原章. 1989. 水庫誘發(fā)地震. 北京: 地震出版社.

胡鴻翔, 陸涵行, 王椿鏞等. 1986. 滇西地區(qū)地殼結構的爆破地震研究. 地球物理學報, 29(2): 133-144.

胡毓良, 陳獻程. 1979. 我國的水庫地震及有關成因問題的討論. 地震地質, 1(4): 45-57.

黃媛. 2008. 結合波形互相關技術的雙差算法在地震定位中的應用探討. 國際地震動態(tài), (4): 29-34.

李樂, 陳棋福, 陳颙. 2007. 首都圈地震活動構造成因的小震精定位分析. 地球物理學進展, 22(1): 24-34.

李鵬岳. 2011. 山區(qū)河道型水庫塌岸模式及其機理研究——以小灣水庫為例[碩士論文]. 成都: 成都理工大學.

李濤, 吳小平, 王瑩. 2010. 基于分區(qū)空間掃描研究云南地區(qū)b值分布特征. 云南大學學報, 32(6): 670-675.

廖武林, 張麗芬, 姚運生. 2009. 三峽水庫地震活動特征研究. 地震地質, 31(4): 707-714.

林中洋, 胡鴻翔, 張文彬等. 1993. 滇西地區(qū)地殼上地幔速度結構特征的研究. 地震學報, 15(4): 427-440.

劉耀煒, 許麗卿, 楊多興. 2011. 龍灘水庫誘發(fā)地震的孔隙壓力擴散特征. 地球物理學報, 54(4): 1028-1037, doi: 10.3969/j.issn.0001-5733.2011.04.017.

馬文濤, 藺永, 苑京立等. 2013. 水庫誘發(fā)地震的震例比較與分析. 地震地質, 35(4): 914-929.

毛玉平, 王洋龍, 李朝才. 2004. 小灣庫區(qū)水庫誘發(fā)地震的地質環(huán)分析. 地震研究, 27(4): 339-343.

秦嘉政, 劉麗芳, 錢曉東. 2009. 水庫誘發(fā)地震活動特征及其預測方法研究. 地震研究, 32(2): 105-113.

任金衛(wèi). 1993. 瀾滄江小灣水庫誘發(fā)地震的斷裂構造條件分析. 內陸地震, 7(1): 30-37.

鄔成棟, 付虹, 趙小艷. 2010. 小灣水庫近場區(qū)地震震源參數(shù)初步研究. 地震研究, 33(1): 50-54.

楊清源, 胡毓良, 陳獻程等. 1996. 國內外水庫誘發(fā)地震目錄. 地震地質, 18(4): 453-461.

楊婷, 吳建平, 房立華等. 2014. 滇西地區(qū)地殼速度結構及其構造意義. 地震地質, 36(2): 392-404.

楊智嫻, 于湘?zhèn)? 鄭月軍等. 2004. 中國中西部地區(qū)地震的重新定位和三維地殼速度結構. 地震學報, 26(1): 19-29.

張國民, 汪素云, 李麗等. 2002. 中國大陸地震震源深度及其構造含義. 科學通報, 47(9): 663-668.

張智, 趙兵, 張晰等. 2006. 云南思茅—中甸地震剖面的地殼結構. 地球物理學報, 49(5): 1377-1384.

周斌, 薛世峰, 鄧志輝等. 2010. 水庫誘發(fā)地震時空演化與庫水加卸載及滲透過程的關系——以紫坪鋪水庫為例. 地球物理學報, 53(11): 2651-2670, doi: 10.3969/j.issn.0001-5733.2010.11.013.

朱艾斕, 徐錫偉, 周永勝等. 2005. 川西地區(qū)小震重新定位及其活動構造意義. 地球物理學報, 48(3): 629-636.

(本文編輯何燕)

基金項目國家自然科學基金項目(41174051，41130316，41490612)資助．

作者簡介姜金鐘，博士研究生，主要從事地震定位研究工作.E-mail:jzjiang@mail.iggcas.ac.cn *通訊作者付虹，研究員，主要從事地震活動性研究.E-mail:ynfuhong@263.net

doi:10.6038/cjg20160713 中圖分類號P315

收稿日期2015-12-24，2016-04-06收修定稿

Characteristics of seismicity of the Xiaowan reservoir in an area of active tectonics from double-difference relocation analysis

JIANG Jin-Zhong1, FU Hong2*, CHEN Qi-Fu1

1KeyLaboratoryofEarthandPlanetaryPhysics,InstituteofGeologyandGeophysics,ChineseAcademyofSciences,Beijing100029,China2EarthquakeAdministrationofYunnanProvince,Kunming650224,China

AbstractThe Xiaowan reservoir, located in the middle and lower reaches of the Lancang river in western Yunnan province, lies in an area of active tectonics. It has a maximum height of the dam about 292 m, normal elevation of storage water level 1242 m and the maximum storage capacity about 149 ×108 m3. The Lancang river and the Heihui river and several active faults (for instance, the Lancangjiang fault zone and the Qiaoxi-Weihou fault zone) run through the Xiaowan reservoir area. In order to monitor seismicity within and outside of the reservoir area, the Xiaowan Seismic Networks (XSN) has been established and operated since May 2005 and recorded 36836 M>0 earthquakes from July 2005 to December 2014.

KeywordsXiaowan reservoir; Reservoir-triggered seismicity; Double-difference method; Cross-correlation method; Seismic activity

姜金鐘， 付虹， 陳棋福. 2016. 位于構造活躍區(qū)的小灣水庫地震活動特征——基于地震精定位的分析. 地球物理學報，59(7):2468-2485,doi:10.6038/cjg20160713.

Jiang J Z, Fu H, Chen Q F. 2016. Characteristics of seismicity of the Xiaowan reservoir in an area of active tectonics from double-difference relocation analysis. Chinese J. Geophys. (in Chinese),59(7):2468-2485,doi:10.6038/cjg20160713.