楊卓欣，劉寶峰，王勤彩，趙翠萍，陳章立，張先康

1 中國地震局地球物理勘探中心，鄭州 450002

2 中國地震局地震預(yù)測研究所，北京 100036

1 引 言

新豐江水庫位于廣東省河源縣境內(nèi)．1959年10月水庫截流蓄水后不久即頻繁發(fā)生地震．最大地震為1962年3月19日在水庫大壩附近發(fā)生的6．1級地震，使其成為目前世界上已知四例誘發(fā)6級地震的水庫之一．多年來，地學(xué)工作者分別從庫區(qū)地質(zhì)構(gòu)造、地震活動性、地震序列、震源機(jī)制、地殼形變、地殼結(jié)構(gòu)等不同角度探究水庫地震發(fā)震構(gòu)造和誘震機(jī)理，并取得了一系列重要成果［1－18］．研究結(jié)果表明，新豐江水庫地震的形成，庫水只是觸發(fā)的外部因素，構(gòu)造條件才是主要的內(nèi)部因素．水庫地震活動在區(qū)域構(gòu)造應(yīng)力場的影響下，與地殼深部結(jié)構(gòu)有密切聯(lián)系．因此，在諸方面的研究中，庫區(qū)地殼結(jié)構(gòu)的研究是探索水庫誘發(fā)地震成因機(jī)制的基礎(chǔ)，對水庫地震預(yù)測具有重要價值．而獲得地殼結(jié)構(gòu)的最有效手段當(dāng)屬地震方法．然而，長期以來，新豐江庫區(qū)缺乏基于地震方法的深部地殼結(jié)構(gòu)的研究成果，一些粗略的認(rèn)識僅見于20 世紀(jì)90年代初，吳建春等［17］、郭貴安［18］等分別利用1983年至1987年新豐江庫區(qū)地震遙測臺網(wǎng)資料，對該區(qū)三維虛波速度結(jié)構(gòu)和震源位置進(jìn)行了聯(lián)合反演．結(jié)果顯示，在庫區(qū)大壩附近的馬蹄形區(qū)域，虛波速度相對較低，并延伸到5km左右的深度，該低速異常區(qū)的形成可能與北北西向構(gòu)造帶造成的巖體破碎有關(guān)，地震主要發(fā)生在這個區(qū)域［17］．新豐江水庫大壩附近的震源分布呈三角形帶狀延展，與虛波低速區(qū)對應(yīng)，而虛波高速區(qū)都是相對穩(wěn)定的區(qū)域，地震很少發(fā)生［18］．這些結(jié)果為了解新豐江水庫誘震的深部構(gòu)造背景奠定了基礎(chǔ)，但由于受當(dāng)時地震臺站數(shù)量、分布等觀測條件的限制，由此得到的速度圖像對異常結(jié)構(gòu)的分辨能力很低．2009—2010年，在科技部國家科技支撐計劃項目的資助下，中國地震局地震預(yù)測研究所在新豐江庫區(qū)布設(shè)了地震臨時臺陣，開展了人工地震和天然地震相結(jié)合的深部地殼結(jié)構(gòu)研究工作．地震臨時臺陣的布設(shè)，為獲得庫區(qū)更加精細(xì)的地殼結(jié)構(gòu)提供了數(shù)據(jù)支撐．本文利用地震臨時臺陣記錄到的地震波走時資料，采用連續(xù)模型反演技術(shù)［19－20］，重建庫區(qū)上地殼三維P波、S波慢度擾動以及Vp／Vs擾動分布圖像．并在此基礎(chǔ)上，對庫區(qū)斷裂、水庫地震活動與介質(zhì)速度、物性結(jié)構(gòu)特征的關(guān)系進(jìn)行了分析．

2 庫區(qū)地質(zhì)構(gòu)造與地震活動

新豐江水庫主要位于巨大的燕山期花崗巖巖體之上，庫區(qū)地質(zhì)構(gòu)造以北東向、北北西和北東東向構(gòu)造形成的網(wǎng)格狀格局為主要特征［1］（圖1）．

圖1 新豐江庫區(qū)地質(zhì)構(gòu)造簡圖（引自文獻(xiàn)［1］）

北東—北北東向斷裂是地表最發(fā)育的斷裂，分布在水庫區(qū)內(nèi)和水域邊緣，以逆斷層或逆掩斷層為特征，其力學(xué)性質(zhì)以壓性為主，兼扭性．庫區(qū)范圍內(nèi)，規(guī)模較大的北北東向斷裂有：河源斷裂、人字石斷裂和大坪—巖前斷裂．

北北西走向的斷裂主要分布在水庫東側(cè)，尤其在大壩西北地區(qū)最發(fā)育．它們主要是一組陡傾角的小型平推斷層，或呈密集的剪切節(jié)理和巖脈組，多為左旋扭動．石角—新港—白田斷裂帶是庫區(qū)最主要的北北西向構(gòu)造，其新活動性表現(xiàn)最為突出．該斷裂帶由許多條大小不等的斷裂組成，不僅切割不同時代的地層和巖體，同時也切割其它走向的斷裂，其構(gòu)造規(guī)模、切割深度以北段為著，但最新活動性則以新港以南更為強(qiáng)烈．?dāng)嗔褞蓚?cè)的地塊還表現(xiàn)出明顯的差異升降運動．

北東東向斷裂在地表未形成規(guī)模巨大的斷裂，可以見到斷續(xù)分布的擠壓帶或剪切帶，尤其多見于水庫峽谷區(qū)的兩側(cè)．它們以陡傾角為主，多具右旋扭動．在地殼深部，北東東向斷裂是庫區(qū)最主要的構(gòu)造．

新豐江水庫大壩峽谷區(qū)正處于上述三組構(gòu)造交匯的區(qū)域，斷層裂隙發(fā)育，是水庫誘發(fā)地震活動的密集區(qū)．新豐江庫區(qū)的主震及較強(qiáng)余震（3級以上）與穿越大壩峽谷區(qū)的北北西向及北東東向斷裂帶有關(guān)，是區(qū)域構(gòu)造應(yīng)力的產(chǎn)物．大部分較強(qiáng)余震的破裂類型和震源應(yīng)力場與主震十分接近，可是微小余震卻隨時間的推移，從以走滑型為主變?yōu)橐詢A滑型占優(yōu)勢［2－7］．最新的震源機(jī)制研究結(jié)果顯示，庫區(qū)微震震源機(jī)制解以正斷層為主，有少量走滑類型，逆沖性質(zhì)很少1）趙翠萍等．水庫地震震源機(jī)制及應(yīng)力場特征研究．國家科技支撐計劃項目子專題驗收報告，2011．．微震震源破裂類型的變化，意味著震源體在最小主應(yīng)力方向受到引張，同時，在近直立方向受到壓縮［6］．

在水庫地震密集區(qū)布設(shè)一個由50個地震臺站組成的觀測臺陣，范圍約50km×40km，臺站平均間距5～7km．為了接收來自莫霍面反射波臨界距離之外的人工震源信號，并使地震射線具有合理的幾何展布，考慮到研究區(qū)地殼厚度，在距臺陣70～90km 距離范圍內(nèi)的不同方位布置了4個震源，它們分別位于臺陣北西方位的英德大鎮(zhèn)、南東方位的新田鎮(zhèn)河口村、北東方位的龍川和南西方位的增城．其中，臺陣北西、南東方位的震源為爆破源；臺陣北東、南西方位的震源為機(jī)械振動源［21］（圖2）．對得到的地震記錄進(jìn)行震相分析，最終獲得莫霍面反射PmP波走時數(shù)據(jù)150個，SmS波走時數(shù)據(jù)135個．PmP走時讀取誤差不超過±0．1s；SmS 走時讀取誤差為±0．1～±0．2s．圖3顯示的是英德大鎮(zhèn)炮地震記錄截面圖（圖3）．

圖2 新豐江庫區(qū)三維地震臺陣觀測系統(tǒng)

圖3 三維臺陣主動源PmP波（a）和SmS波（b）地震記錄截面圖

臺陣中的20 個臺站和5 個區(qū)域測震臺還對2009年3月至2010年5月發(fā)生在新豐江庫區(qū)的地方震進(jìn)行了觀測．經(jīng)精確定位的地方震事件共1367個2）陳翰林等．水庫地震精確定位及其活動圖像與水庫蓄水動態(tài)過程的關(guān)系研究．國家科技支撐計劃項目子專題驗收報告，2011．．對這些地震事件資料進(jìn)行篩選，剔除誤差較大的數(shù)據(jù)，最終確定參與三維反演的直達(dá)P 波走時14818個，直達(dá)S波走時15451個．P波、S波到時的讀取誤差分別為±0．1～±0．2s和±0．2～±0．3s．

4 反演方法

A Tarantola 等人開創(chuàng)了模型不分塊反演技術(shù)［19，22－23］．即：不對模型進(jìn)行離散化，反演在泛函空間進(jìn)行．只是在對反演結(jié)果進(jìn)行成像顯示時才采取離散化．相對于模型分塊反演方法，其優(yōu)點是：避免了不恰當(dāng)?shù)哪Ｐ碗x散化對反演結(jié)果的影響，且更有利于層析顯示．張先康等人在此基礎(chǔ)上，進(jìn)一步提出了當(dāng)人工地震和天然地震資料聯(lián)合反演時，兩類不同射線相互聯(lián)系的積分核的表達(dá)形式，解決了兩類資料在速度模型是空間位置的函數(shù)，且不事先參數(shù)化的情況下的聯(lián)合反演問題［20］．

4．1 正問題的表述

設(shè)初始模型是均勻的，慢度用n0表示，地震震源位置初始值用x0i表示．

對于人工地震，走時殘差可以表示為［19，24］

（1）式中，δti為第i個反射波走時殘差；Gi是積分算子，δn為慢度擾動，兩者是空間位置向量r函數(shù)；Li（n0）是第i根射線在慢度為n0的介質(zhì)中的路徑；dsi是射線路徑元．

對于天然地震，走時殘差可以表示為［20］

（2）式中，δTij為第i個地震，第j個臺站的直達(dá)波到時殘差；Lij（n0，x0i）為第i個地震，第j個臺站的直達(dá)波在初始模型參數(shù)時的路徑；（ΔTij）T為

將（2）式寫成緊湊形式

（3）式中，Q是天然地震到時對震源位置和發(fā)震時刻的偏微商矩陣；δm為震源位置和發(fā)震時刻的修正量．那么，正問題可以寫成

（4）式涉及連續(xù)變量δn（r）和離散變量δm兩類模型參數(shù)，因此，需把這兩類參數(shù)在反演前分離開來．通過對QQT進(jìn)行奇異值分解，求得其零特征值對應(yīng)的特征向量U0，利用UT0的正交特性實現(xiàn)參數(shù)分離［20］．

參數(shù)分離后的正問題可以表示為

其中，δu＝

式中，δt＝Gδn，δv＝Pδn，P＝UG．

4．2 反問題的表述

令Cu為數(shù)據(jù)空間協(xié)方差算子，

其中，Ct和Cν分別為人工地震與天然地震數(shù)據(jù)協(xié)方差算子．Cn為模型空間先驗協(xié)方差算子，用高斯分布的形式表示為［23］

其中，r是射線的空間位置向量，r′是其相鄰射線的位置向量，σ是射線穿過處模型參數(shù)的先驗方差，L為平滑長度，它的作用是使射線相互之間建立聯(lián)系．

令

（6）式中，（PCnPT），（GCnPT）分別表示天然地震射線對解的貢獻(xiàn)和天然地震射線與人工地震射線相互之間對解的貢獻(xiàn)．其具體形式見文獻(xiàn)［20］．（GCnGT）表示人工地震射線對解的貢獻(xiàn)，具體形式見文獻(xiàn)［19，24］．

用δuobs表示觀測數(shù)據(jù)，那么，在最小二乘意義下，（5）式的反演解為［20］

4．3 走時殘差

在初始模型為均勻模型，莫霍面為平界面的前提條件下，對于人工地震莫霍面反射波，其走時滿足：t2＝ax2＋bx＋c，式中，x為炮檢距．a(chǎn)，b，c是與地殼平均速度、莫霍面傾角以及界面深度有關(guān)的量，可以從實測走時曲線經(jīng)最小二乘擬合得到．那么，第i炮第j個臺站的反射波走時殘差則為

對于天然地震直達(dá)波，其走時滿足：T＝T0＋

式中，D為震源距．T0、v為發(fā)震時刻和地殼平均速度，可以從實測走時曲線經(jīng)最小二乘擬合得到．這樣，第i個地震第j個臺站的直達(dá)波走時殘差則為

4．4 解的分辨

令K為分辨算子，C′n為模型后驗協(xié)方差算子，則［23］

比較以上兩式，得

（10）式中，Cn已知，因此，只要求得Cn－C′n，即得K． （10）式還可寫成

其中，I是單位算子．由（11）式可見，當(dāng)K→I時，C′n→0，意味著模型被數(shù)據(jù)全分辨；當(dāng)K→0 時，C′n→Cn，意味著數(shù)據(jù)對模型無分辨．

5 反演結(jié)果

利用三維地震臺陣獲得的人工地震莫霍面反射波走時和天然地震直達(dá)波走時，采用上述反演方法，重建臺陣下方上地殼三維P 波、S波慢度擾動和波速比擾動分布圖像．為了直觀地了解地震射線對研究區(qū)地殼的采樣情況，給出了人工地震PmP波射線和天然地震直達(dá)P波射線穿越1～10km 深度切面的分布情況（圖4）．由圖可見，地震射線數(shù)隨深度的加深逐漸減少，分布在8km以下深度切面上的射線已很少．因此，我們以0～8km為反演的深度范圍．

以P波為例，取模型參數(shù)（慢度）的先驗誤差為0．01km／s，即，位于射線上的慢度的先驗方差為1．0×10－4；取射線的平滑長度為2km，不同射線之間則由模型空間的先驗協(xié)方差函數(shù)相聯(lián)系［23］．由此反演獲得了臺陣下方8km 以上深度的P波慢度擾動分布圖像（圖5）．圖中色標(biāo)值表示慢度擾動量，紅色表示相對低速，藍(lán)色表示相對高速．類似可得到相應(yīng)深度的S波慢度擾動，并在此基礎(chǔ)上獲得Vp／Vs擾動分布圖像（圖6）．

由P波慢度擾動圖像（圖5）和波速比擾動圖像（圖6）可見：

圖5 不同深度切面的P波慢度擾動分布圖Fig．5 P－wave slowness perturbation on slices of different depths

圖6 不同深度切面的Vp／Vs 擾動分布圖Fig．6 Vp／Vsperturbation in different depths

庫區(qū)東部地區(qū)，1～2km 深度，在與北北西向、北東向斷裂帶相應(yīng)的區(qū)域，P 波低速條帶呈近北西向與近北東向交叉狀分布，波速比也表現(xiàn)出高值條帶交叉分布的特點．顯示了庫區(qū)東部構(gòu)造的復(fù)雜性．在這一深度范圍，在與石角—新港—白田斷裂帶對應(yīng)的區(qū)域可見總體低速、高波速比分布的北北西向條帶，但局部存在高速、高波速比區(qū)和低速、低波速比區(qū)，顯示了石角—新港—白田斷裂帶物性結(jié)構(gòu)的復(fù)雜性．隨著深度的加深，與石角—新港—白田斷裂帶對應(yīng)的區(qū)域，P 波低速和波速比高值范圍逐漸縮小，到6km 深度，只見沿新港至雙塘一線的北西向高波速比條帶，在7～8km 深度，這一高波速比條帶在雙塘以北更加連續(xù)清晰，在雙塘以南不再顯現(xiàn)．表明石角—新港—白田斷裂帶的切割深度在新港至雙塘一線可能達(dá)到了7～8km 深；而在其它地段，

其切割深度較淺．近北東走向的波速比高值條帶從淺至深都有顯示．

峽谷區(qū)及大壩以東附近地區(qū)（峽谷區(qū)位于新豐江大壩以西，近北西向展布，見圖1），1～3km 深度，P波速度以大壩為界存在強(qiáng)烈反差，大壩以東附近地區(qū)以高速塊體分布為主，且一直延續(xù)至深部；峽谷區(qū)內(nèi)則為低速塊體和沿峽谷區(qū)向北西延伸的低速條帶分布．4km 深度，伴隨高速體的侵入，峽谷區(qū)內(nèi)低速范圍縮小，低速條帶消失，呈現(xiàn)不均勻速度分布特征．隨著深度加深，峽谷區(qū)內(nèi)的低速向東南擴(kuò)展與相鄰的低速塊體相連，形成沿峽谷水域南岸分布的片狀低速體，峽谷區(qū)內(nèi)仍以不均勻速度分布為特征．再看波速比分布，1～2km 深度，波速比以高值分布為主，只在峽谷區(qū)西端有局部低值異常．約3km 深度起，峽谷區(qū)內(nèi)逐漸出現(xiàn)北西走向的高波速比條帶，隨著深度的加深，這個波速比高值條帶更加清晰，并略向峽谷水域南岸偏移．由于石角—新港—白田斷裂帶的存在，約自4km 深度起逐漸可見沿新港至雙塘一線向南延伸、斜穿大壩下游河道的近北西向高波速比條帶，它與峽谷區(qū)內(nèi)的北西向高波速比條帶在大壩附近相連通．總體看來，峽谷區(qū)及大壩以東附近地區(qū)，P波速度、波速比分布表現(xiàn)出明顯的橫向非均勻性，反映了介質(zhì)性質(zhì)的不均勻性．

新豐江大壩，其下方P波速度由淺至深始終表現(xiàn)為高速；波速比表現(xiàn)為高值分布或高、低值過渡的分布特征．

庫區(qū)西部地區(qū)，1～4km 深度，P波速度分布以并不顯著的低速為特征；5km 深度起，P 波速度以相對高速分布為主．波速比則從淺至深以相對低值分布為主．這一特征意味著該區(qū)域介質(zhì)強(qiáng)度相對較高，完整性相對較好．

6 分辨分析

由圖4可見，由于天然地震分布的不均勻性，造成在同一深度切面上地震射線分布不均勻．另一方面，由于地震隨深度加深而減少，地震射線則隨深度加深而減少．我們?nèi)?km 深度，位于峽谷區(qū)內(nèi)的A點（23°44′06″N，114°37′37″E）、位于研究區(qū)西部的B點（23°47′43″N，114°26′58″E）和位于研究區(qū)東部的C點（23°49′02″N，114°41′39″E）（圖7a），以P 波為例，分別計算它們在5km 深度的分辨［23］．取慢度先驗方差為1．0×10－4，射線平滑長度為2km，反演后，得到A、B、C 三點的慢度后驗方差分別為0．1×10－4、0．6×10－4和0．5×10－4．A 點模型的改善程度明顯好于B、C兩點．在5km 深度，數(shù)據(jù)對A 點的分辨達(dá)0．9，對B、C點的分辨達(dá)0．4和0．5（圖7b）．同樣，還計算得到了A、B、C三點在7km深度的分辨，分別為0．7、0．1、0．3；在9km深度的分辨，分別為0．3、0．1、0．1．

由上述計算結(jié)果可見，對于同一深度切面，分辨因區(qū)域的不同而存在差異．峽谷區(qū)及其附近地區(qū)，地震射線較密集，該區(qū)域反演結(jié)果的分辨也較高．同時，分辨也隨深度加深而降低．如：a點在5km 深度的分辨為0．9，在7km 深度的分辨降為0．7，在9km深度的分辨則顯著下降為0．3．

我們計算峽谷區(qū)的A點（23°44′06″N，114°37′37″E，－5km）對2km 深度切面其它點的分辨，最大為0．3，位 于A 點 正 上 方（23°44′06″N，114°37′37″E，－2km）．表明縱向相距3km 以上的點之間解的相關(guān)性已很小．另外，通過計算A 點對5km 深度切面其它點的分辨，由公式Cn（r，r′）＝exp可得出不同點反演解之間的橫向相關(guān)尺度，當(dāng)射線平滑長度取2km 時，計算表明橫向相距3km 以上的點之間解的相關(guān)性已很小．

研究區(qū)東、西部地區(qū)，當(dāng)射線平滑長度取2km時，在5km 以上深度（含5km），其分辨大多為0．5～0．6，分辨尺度略大約3km．

若以0．7為可接受分辨值［25］，綜合分析后，本研究認(rèn)為，在現(xiàn)有的觀測布局和數(shù)據(jù)條件下，當(dāng)取射線平滑長度為2km 時，對于地震射線密集的峽谷區(qū)及其附近地區(qū)，7km 以上切面（含7km）反演解的分辨可達(dá)0．7以上，空間分辨尺度約3km．其它地區(qū)，5km 以上（含5km）的反演結(jié)果可以接受，而5km 以下由于解的分辨較低，反演結(jié)果作為參考．

7 結(jié)論與討論

在上地殼范圍內(nèi)，介質(zhì)波速比值對斷裂構(gòu)造內(nèi)的破碎、流體充填較為敏感．較高的波速比意味著巖石具有易于變形、破碎、多裂隙等特征，稱為較“軟”介質(zhì)，而低波速比則意味著巖石相對完整、強(qiáng)度高，稱為較“硬”介質(zhì)．地震的孕育發(fā)生不僅與斷層有關(guān)，更重要的是與介質(zhì)性質(zhì)及結(jié)構(gòu)密切相關(guān)［26－28］．

本研究獲得了新豐江庫區(qū)上地殼不同深度的速度、波速比結(jié)構(gòu)圖像，揭示了庫區(qū)上地殼細(xì)結(jié)構(gòu)特征．研究結(jié)果表明，庫區(qū)上地殼結(jié)構(gòu)呈明顯的東、西差異分布特征．?dāng)嗔逊植?、庫水滲透與介質(zhì)物性特征有關(guān)．上地殼物性結(jié)構(gòu)的不均勻性和介質(zhì)的滲透性對水庫地震形成具有主導(dǎo)作用．“軟”、“硬”交錯的介質(zhì)環(huán)境是峽谷區(qū)傾滑正斷層型微小震形成的可能原因．

7．1 物性特征與庫水滲透

大壩以西的深水峽谷區(qū)，3km 深度起逐漸出現(xiàn)北西走向的高波速比條帶，該條帶隨深度加深略向峽谷水域南岸偏移．可能意味著一條順河走向的高傾角斷層裂隙帶的存在．4km 深度起沿新港至雙塘一線斜穿大壩下游河道的近北西向高波速比條帶與石角—新港—白田斷裂帶內(nèi)的巖體破碎、裂隙構(gòu)造有關(guān)．這兩個高波速比條帶在大壩附近匯合，它們與淺部的波速比高值區(qū)相連通，形成庫水滲透的可能通道．新豐江水庫誘發(fā)地震密集于峽谷區(qū)及大壩以東附近地區(qū)［1］，2），該區(qū)上、下貫通的波速比高值區(qū)的存在，表明裂隙化或非均質(zhì)的較“軟”巖體作為庫水的載體，是水庫誘發(fā)地震形成的必要條件．

新豐江大壩下方上地殼介質(zhì)在較“硬”的背景下，其內(nèi)部存在與破碎、裂隙相關(guān)的介質(zhì)軟弱部位．庫水在大壩下方產(chǎn)生了滲透影響．

在庫區(qū)西部，波速比由淺至深主要表現(xiàn)為低值分布；P波低速特征不甚明顯，且約自5km 深度開始明顯呈現(xiàn)高速，這一現(xiàn)象表明，完整的花崗巖體透水性能較差，受庫水滲透的影響很?。?/p>

7．2 物性特征與斷裂構(gòu)造

分布在庫區(qū)東部的交叉狀低速、高波速比條帶反映了斜穿庫區(qū)的北北西向和北東向斷裂帶的存在．低速、高波速比的介質(zhì)特征與斷裂造成的巖體破裂、軟化相關(guān)．北北西向的石角—新港—斷裂帶在庫區(qū)范圍內(nèi)物性結(jié)構(gòu)復(fù)雜，反映了該斷裂帶巖性和構(gòu)造的復(fù)雜性．該斷裂帶在庫區(qū)不同地段的切割深度不同，在新港至雙塘一線可能延伸至地下7、8km．近北東向斷裂帶切割地殼較深．

成像結(jié)果顯示，在大壩峽谷區(qū)存在沿峽谷走向展布的陡傾角高波速比條帶，它代表著存在于峽谷區(qū)的順河走向的斷層裂隙帶［14－15］．前人曾提出過是否存在北45°西走向、貫穿壩基的“順河斷裂”的問題．后經(jīng)多次調(diào)查，未得到確定的結(jié)果［2］．本文成像結(jié)果給出了確定的答案．事實上，世界上許多誘震水庫都有順河向發(fā)育的斷裂構(gòu)造，這些順河向的斷層或裂隙帶最有利于庫水大量進(jìn)入深部而使其得以發(fā)揮誘發(fā)作用［13］．

7．3 物性特征與水庫地震

新豐江水庫自1959年截流蓄水開始即頻繁發(fā)生地震，地震活動密集于峽谷區(qū)及大壩下游附近地區(qū)，而水庫主體即峽谷區(qū)以西的盆地區(qū)的地震活動卻顯著較弱［1］．目前，峽谷區(qū)及大壩下游附近仍是新豐江水庫地震活動最頻繁的地區(qū)2）．在水庫地震區(qū)，淺源地震事件大多與淺部地殼介質(zhì)非均勻性、巖石孔隙壓力及含水飽和度有關(guān)［29］．水庫誘發(fā)地震活動不僅受活動斷層控制，重要的是受淺層地殼非均勻性，巖石孔隙水壓擴(kuò)散的控制［30－32］．由本文地震層析成像結(jié)果（圖5、圖6）可見，上地殼速度、波速比結(jié)構(gòu)的明顯非均勻性出現(xiàn)在峽谷區(qū)及大壩以東附近地區(qū)，表明該區(qū)具備誘發(fā)水庫地震的深部構(gòu)造條件，同時，上、下貫通的波速比高值區(qū)的存在則表明該區(qū)具備了庫水產(chǎn)生孔隙水壓效應(yīng)的條件．因此，峽谷區(qū)及大壩下游附近成為新豐江水庫地震活動密集區(qū)歸因于該區(qū)上地殼特有的物性結(jié)構(gòu)特征．滲透結(jié)構(gòu)斷層和滲透危險性巖體的適當(dāng)組合，構(gòu)成了水庫誘發(fā)地震的適宜條件［33］．

2009年3月至2010年5月期間在新豐江庫區(qū)觀測到的地方震均為微小地震，1．0～2．0級的地震很少，絕大多數(shù)為0級左右的微震．這些微小震集中分布在峽谷區(qū)及大壩以東附近地區(qū)，震源深度以5～7km 為優(yōu)勢深度2）．并且震源機(jī)制解以正斷層為主，少量走滑型斷層1）．新豐江庫區(qū)現(xiàn)今構(gòu)造應(yīng)力場主壓應(yīng)力軸近水平，走向北西西—南東東；主張應(yīng)力軸近水平，走向北北東—南南西向；中間應(yīng)力軸近直立［2］．我們的問題是，這樣的區(qū)域應(yīng)力狀態(tài)如何導(dǎo)致較多正斷層型微小地震的產(chǎn)生？能否從本文成像結(jié)果中得到些許對微小震形成機(jī)制的認(rèn)識？

為此，我們根據(jù)這些微小震的精確定位結(jié)果2），將5～7km 深度范圍的地震投影到6km 深度的波速比切面上（圖6）．從圖中可以看到，這些微小震分布在這一深度的兩個高波速比條帶內(nèi)或其邊緣，呈北西—北西西向展布，顯示了與近北西向斷層或斷層裂隙帶的相關(guān)性．新豐江庫區(qū)S 波偏振結(jié)果表明，北西向是庫區(qū)地殼微裂隙的優(yōu)勢取向，是區(qū)域構(gòu)造應(yīng)力場作用下，裂隙定向排列的結(jié)果［14］．由此可見，目前大壩峽谷區(qū)的微震活動仍然受區(qū)域構(gòu)造應(yīng)力場的支配，與構(gòu)造應(yīng)變能的積累有關(guān)．

前人的研究結(jié)果表明，新豐江庫區(qū)微震震源應(yīng)力場主張應(yīng)力軸的空間分布集中而穩(wěn)定，但主壓應(yīng)力軸隨著時間的推移，其傾角由以近水平為主變?yōu)橐暂^陡立為主，微震破裂類型以走滑型為主變成以傾滑正 斷 層 型占優(yōu)勢［1，5－7］．庫區(qū)2009年83次 微 小震的震源機(jī)制解顯示，最大主應(yīng)力軸取向為北西—南東向，傾角60°左右，較直立；主張應(yīng)力軸取向為北東—南西向，傾角近水平，空間分布仍較穩(wěn)定；中間應(yīng)力軸取向為北西西—南東東向，傾角在10°～30°之間．微震破裂仍以傾滑型正斷層為主1）．因此，庫區(qū)微震應(yīng)力目前仍然是在區(qū)域構(gòu)造應(yīng)力場背景上，增加了垂直 向應(yīng)力 作用［5－8，12］．從 微 震與介質(zhì)物性分布的關(guān)系看（圖6中6km 深度切面），發(fā)生在峽谷區(qū)及大壩以東附近地區(qū)的微小震多分布在波速比發(fā)生變化的過渡區(qū)域，即：位于物性邊界附近，對應(yīng)著“軟”、“硬”交錯的介質(zhì)環(huán)境．庫區(qū)一系列強(qiáng)震的發(fā)生釋放了大量已積累的構(gòu)造應(yīng)變能，構(gòu)造應(yīng)力大大減弱．而處于“軟”、“硬”交錯介質(zhì)環(huán)境中的巖體雖然具有一定的強(qiáng)度，但其內(nèi)部裂隙也較發(fā)育，巖體被切割成大小不等的斷塊，不利于較大構(gòu)造應(yīng)力的積累．這兩方面的因素可能造成巖體介質(zhì)受到較小的構(gòu)造應(yīng)力作用，因此，三個應(yīng)力軸的應(yīng)力量值不會有較大差異．這樣，在巖體斷塊進(jìn)行局部應(yīng)力調(diào)整過程中，由于受到穩(wěn)定的、近水平的區(qū)域主張應(yīng)力的拉張作用，同時，庫水滲透造成的孔隙水壓效應(yīng)使裂隙面具有較低的抗剪強(qiáng)度［31］，因此，巖塊自身重力迭加到中間主應(yīng)力方向上，較大可能的使近垂直方向成為局部最大主應(yīng)力方向，由此導(dǎo)致巖體斷塊之間產(chǎn)生傾滑型微小位錯．

由于觀測的局限及構(gòu)造的復(fù)雜性，分布在水庫南部的北東東向斷裂帶在成像結(jié)果中反映不甚明顯，本研究未對其進(jìn)行構(gòu)造解釋．可靠的認(rèn)識來自于更加合理和密集的觀測．

致 謝廣東省地震局、新豐江地震臺、地球物理勘探中心等單位工作人員為本文觀測資料的獲得付出了辛勤的勞動；本文在成果解釋上與劉志副研究員進(jìn)行了有益的探討；兩位審稿專家審閱本文并提出修改建議，在此一并表示感謝．

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）

［1］ 丁原章．水庫誘發(fā)地震．北京：地震出版社，1989：11－20，26－36，64－80．

Ding Y Z．The Reservoir Induced Earthquake（in Chinese）．Beijing：Seismological Press，1989：11－20，26－36，64－80．

［2］ 丁原章，潘建雄，肖安予等．新豐江水庫誘發(fā)地震的構(gòu)造條件．地震地質(zhì)，1983，5（3）：63－74．

Ding Y Z，Pan J X，Xiao A Y，et al．Tectonic environment of reservoir induced earthquake in the Xinfengjiang reservoir area．SeismologyandGeology（in Chinese），1983，5（3）：63－74．

［3］ 潘建雄，肖安予．新豐江水庫區(qū)地震構(gòu)造及其活動特征的初步研究．地震地質(zhì)，1982，4（2）：53－58．

Pan J X，Xiao A Y．The preliminary study of seismic structures and their characteristic activity in Xinfengjiang reservoir area．SeismologyandGeology（in Chinese），1982，4（2）：53－58．

［4］ 王妙月，楊懋源，胡毓良等．新豐江水庫地震的震源機(jī)制及其成因的初步探討．中國科學(xué)（A 輯），1976，（1）：85－97．

Wang M Y，Yang M Y，Hu Y L，et al．A preliminary study on the mechanism of the reservoir impounding earthquakes at Hsinfengkiang．ScienceinChina，Ser．A（in Chinese），1976，（1）：85－97．

［5］ 陳益明．新豐江水庫地震及其小震震源機(jī)制的研究．華南地震，1982，2（3）：64－71．

Chen Y M．The focal mechanism study of Xinfengjiang reservoir－induced earthquakes and its micro aftershocks．SouthChinaJournalofSeismology（in Chinese），1982，2（3）：64－71．

［6］ 丁原章，曾憲譯，陳益明．新豐江水庫區(qū)誘發(fā)地震的余震活動．地震地質(zhì)，1982，4（1）：23－29．

Ding Y Z，Zeng X Y，Chen Y M．The aftershock activities of induced earthquakes in the Xinfengjiang reservoir areas．

SeismologyandGeology（in Chinese），1982，4（1）：23－29．

［7］ 中國科學(xué)院地質(zhì)研究所破裂與震源力學(xué)組，廣東省科技局新豐江地震總結(jié)組．新豐江水庫區(qū)微震震源力學(xué)的初步研究．地質(zhì)科學(xué)，1974，（3）：234－245．

Focal mechanism and fracture researching group，Institute of Geology， Academia Sinica， Hsinfengkiang earthquakes researching group，Kwangtung Scientific and Technological Department．A preliminary analysis of the mechanism of microearthquakes in the region of Hsinfengkiang reservoir．

ScientiaGeologicaSinica（in Chinese），1974，（3）：234－245．

［8］ 臧紹先．水的滲透作用及新豐江水庫地震的特點和機(jī)制．地震地質(zhì)，1983，5（2）：59－69．

Zang S X．The effect of infiltrating of water and mechanism and characteristics of earthquakes in Xinfengjiang reservoir．SeismologyandGeology（in Chinese），1983，5（2）：59－69．

［9］ 沈立英．滲流與新豐江水庫地震．華南地震，1989，9（2）：92－101．

Shen L Y．The influent and earthquakes in Xinfengjiang reservoir．SouthChinaJournalofSeismology（in Chinese），1989，9（2）：92－101．

［10］ 魏柏林，陳龐龍，李富光等．新豐江地震震源機(jī)制解及構(gòu)造應(yīng)力場．地震學(xué)報，1991，13（4）：462－479．

Wei B L，Chen P L，Li F G，et al．Focal mechanisms and tectonic stress field of the Xinfengjiang earthquakes．Acta SeismologicaSinica（in Chinese），1991，13（4）：462－479．

［11］ 丁原章，王仁，孫荀英等．深層構(gòu)造新活動性的影響——新豐江水庫區(qū)構(gòu)造的三維數(shù)學(xué)模擬計算．中國科學(xué)（B 輯），1992，（2）：194－205．

Ding Y Z，Wang R，Sun X Y，et al．Influence of the deep structure new activity—three－dimensional mathematical simulation of the tectonics in Xinfengjiang reservoir area．ScienceinChina，Ser．B（in Chinese），1992，（2）：194－205．

［12］ 胡毓良，陳獻(xiàn)程．我國的水庫地震及有關(guān)成因問題的討論．地震地質(zhì)，1979，1（4）：45－57．

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

［13］ 李安然，徐永鍵，韓曉光等．中國東部四個水庫震例的誘震環(huán)境因素研究．華南地震，1990，10（3）：89－99．

Li A R，Xu Y J，Han X G，et al．Environment factors of induced earthquake of four reservoirs in eastern China．South ChinaJournalofSeismology（in Chinese），1990，10（3）：89－99．

［14］ 黃騰浪，楊馬陵．新豐江地震S波偏振的初步研究．華南地震，2001，21（4）：22－26．

Huang T L，Yang M L．Preliminary study on polarization of S－wave of Xinfengjiang earthquakes．SouthChinaJournalof Seismology（in Chinese），2001，21（4）：22－26．

［15］ 官幼雄，李亞林，顏玉定．1962年3月19日新豐江6．1級水庫誘發(fā)地震時的構(gòu)造應(yīng)力．華南地震，2005，25（3）：83－86．

Gong Y X，Li Y L，Yan Y D．A study on the tectonic stress variation caused by Xinfengjiang Ms6．1reservoir induced earthquake occured on March 19，1962．SouthChinaJournal ofSeismology（in Chinese），2005，25（3）：83－86．

［16］ 萬永芳，葉東華，陳大慶．廣東新豐江地區(qū)地震研究．華南地震，2008，28（2）：60－66．

Wan Y F，Ye D H，Chen D Q．Study on earthquake characteristics in Xinfengjiang region．SouthChinaJournal ofSeismology（in Chinese），2008，28（2）：60－66．

［17］ 吳建春，馮銳，宋仲和．CT 技術(shù)在新豐江臺網(wǎng)中的應(yīng)用．中國地震，1990，6（4）：85－92．

Wu J C，F(xiàn)eng R，Song Z H．Application of Computerized Tomography on the Xinfengjiang Reservoir Network．

EarthquakeResearchinChina（in Chinese），1990，6（4）：85－92．

［18］ 郭貴安，馮銳．新豐江水庫三維速度結(jié)構(gòu)和震源參數(shù)的聯(lián)合反演．地球物理學(xué)報，1992，35（3）：331－342．

Guo G A，F(xiàn)eng R．The joint inversion of 3－D velocity structure and source parameters in Xinfengjiang reservoir．ChineseJournalofGeophysics（in Chinese），1992，35（3）：331－342．

［19］ Tarantola A，Nercessian A．Three－dimensional inversion without blocks．Geophys．J．R．Astr．Soc，1984，76：299－306．

［20］ 張先康，楊卓欣，楊玉春等．地殼三維結(jié)構(gòu)的層析成像方法—爆炸和地震資料的聯(lián)合反演．地震學(xué)報，1995，17（4）：422－431．

Zhang X K，Yang Z X，Yang Y C，et al．Method of tomographic determination of the 3－D crustal structure：Joint inversion of explosion and earthquake data．ActaSeismologica Sinica（in Chinese），1995，17（4）：422－431．

［21］ 王洪體，莊燦濤，薛兵等．精密主動地震監(jiān)測．地球物理學(xué)報，2009，52（7）：1808－1815．

Wang H T，Zhuang C T，Xue B，et al．Precisely and actively seismic monitoring．ChineseJournalofGeophysics（inChinese），2009，52（7）：1808－1815．

［22］ Nercessian A，Hirn A，Tarantola A．Three－dimensional seismic transmission prospecting of the Mont Dore volcano，F(xiàn)rance．Geophys．J．R．Astr．Soc，1984，76：307－315．

［23］ Tarantola A．Inverse Problem Theory：Methods for Data Fitting and Model Parameter Estimation． New York：Elsevier Science Publ．Co．，1986：506－528．

［24］ 張先康，楊玉春，趙平等．唐山灤縣震區(qū)的三維地震透射研究——中、上地殼速度層析成像．地球物理學(xué)報，1994，37（6）：687－694．

Zhang X K，Yang Y C，Zhao P，et al．Three－dimensional seismic transmission experiment in the Luanxian earthquake region of North China：tomographic determination of the upper and middle crust structure．ChineseJournalof Geophysics（in Chinese），1994，37（6）：687－694．

［25］ Zelt C A．Lateral velocity resolution from 3－D seismic refraction data．Geophys．J．Int．，1998，135：1101－1112．

［26］ 王夫運，張先康，陳棋福等．北京地區(qū)上地殼三維細(xì)結(jié)構(gòu)層析成像．地球物理學(xué)報，2005，48（2）：359－366．

Wang F Y，Zhang X K，Chen Q F，et al．Fine tomographic inversion of the upper crust 3－D structure around Beijing．

ChineseJournalofGeophysics（in Chinese），2005，48（2）：

359－366．

［27］ 劉志，張先康，周雪松等．帕米爾東北側(cè)地殼物性結(jié)構(gòu)及其發(fā)震環(huán)境探討．地震學(xué)報，2003，25（3）：242－249．

Lu Z，Zhang X K，Zhou X S，et al．Study of crustal structure in terms of physical property and discussion on seismogenic environment in the northeastern Pamirs．Acta

SeismologicaSinica（in Chinese），2003，25（3）：242－249．

［28］ 劉志，張先康，潘紀(jì)順等．阿尼瑪卿縫合帶及兩側(cè)上地殼泊松比分布．地球物理學(xué)進(jìn)展，2009，24（5）：1627－1635．

Lu Z，Zhang X K，Pan J S，et al．Poisson′s ratio distribution in the upper crust around the A′nyemaqên suture zone and its adjacent areas．ProgressinGeophysics（in Chinese），2009，24（5）：1627－1635．

［29］ Haggag H M，Bhattacharya P M，Kamal S，et al．Seismicity and 3Dvelocity structure in the Aswan Reservoir Lake area，Egypt．Tectonophysics，2009，476（3－4）：450－459．

［30］ Talwani P，Acress S．Pore pressure diffusion and the mechanism of reservoir induced seismicity．PureAppl．Geophys．，1985，122：947－955．

［31］ Talwani P．Speculation on the causes of continuing seismicity near Koyna Reservoir，India．Pageoph．，1995，145（1）：167－174．

［32］ Singh，Chandrani，Ramana D V，et al．Coseismic responses and the mechanism behind theMw5．1earthquake of March 14，2005in the Koyna－Warna region，India．J．AsianEarth Sci．，2008，39：499－513．

［33］ 易立新，王廣才，李榴芬．水文地質(zhì)結(jié)構(gòu)與水庫誘發(fā)地震．水文地質(zhì)工程地質(zhì)，2004，31（2）：29－32．

Yi L X，Wang G C，Li L F．Hydrogeological structure and reservoir induced seismicity．HydrogeologyandEngineering Geology（in Chinese），2004，31（2）：29－32．