引用本文
黄浩, 付虹. 小湾水库库区蓄水前后构造应力场的变化特征[J]. 地震地质, 2019,41(6): 1413-1428.
HUANG Hao, FU Hong. CHARACTERISTICS OF TECTONIC STRESS FIELD OF THE XIAOWAN RESERVOIR BEFORE AND AFTER THE IMPOUNDMENT[J]. SEISMOLOGY AND GEOLOGY, 2019,41(6): 1413-1428.  
DOI:10.3969/j.issn.0253-4967.2019.06.007
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小湾水库库区蓄水前后构造应力场的变化特征
黄浩1), 付虹2),*
1)青海省地震局, 西宁 810001
2)云南省地震局, 昆明 650224
*通讯作者: 付虹, 女, 研究员, E-mail: ynfuhong@qq.com。

〔作者简介〕 黄浩, 男, 1987年生, 2012年于云南大学获固体地球物理学硕士学位, 主要研究方向为地震活动性, 电话: 0971-6150545, E-mail: hh175@sina.com。

收稿日期: 2019-04-12
基金项目: 国家自然科学基金(41174051, UI602233)和青海省地震科学基金课题(2016A01, 2019B05)共同资助
摘要

选取小湾水库地震台网和云南地震台网的波形资料, 采用广义极性振幅技术(GPAT)反演了小湾库区及附近2005年6月—2008年12月的36次 ML≥3.0地震和2009—2015年库区的51次 ML≥2.5地震的震源机制解。 利用2008年12月前的36次 ML≥3.0地震, 联合搜集到的58次 ML≥4.0地震的CAP计算结果和哈佛大学历史地震震源机制解, 反演了小湾水库库区蓄水前的构造应力场; 利用2009—2015年触发地震丛集区的51次 ML≥2.5地震的震源机制解获得了该区的局部应力场。 库区蓄水后, 触发地震丛集区的小震震源机制节面统计显示, 发震断层的特征与维西-乔后南支断裂一致, 确认其为发震断层。 小震震源机制解初期以走滑为主, 后期以正断为主, 结合触发地震丛集区小震密集—平静的活跃特征, 分时段讨论了局部应力场的变化。 小湾水库库区蓄水前构造应力场的 σ1近S向、 倾角较低(14°), 蓄水后触发地震丛集区局部应力场的 σ1在时段Ⅱ和时段Ⅲ的方位角连续偏转, 倾角逐渐加大。 局部应力场的 σ1与断裂性质相近, 表明水库蓄水载荷导致断层面上剪应力增大、 断层介质强度变弱, 有利于触发地震。 分析认为, 库水渗透作用及孔隙压扩散、 局部应力场导致的断层变弱为触发地震丛集区发生地震的主要控制因素。

关键词: 小湾水库; 触发地震; 广义极性振幅技术; 应力场
中图分类号:P315.2 文献标志码:A 文章编号:0253-4967(2019)06-1413-16
CHARACTERISTICS OF TECTONIC STRESS FIELD OF THE XIAOWAN RESERVOIR BEFORE AND AFTER THE IMPOUNDMENT
HUANG Hao1), FU Hong2)
1)Qinghai Earthquake Agency, Xining 810001, China
2)Yunnan Earthquake Agency, Kunming 650224, China
Abstract

Using the seismic waveform data of Xiaowan seismic network and Yunnan seismic network, we determined the focal mechanisms of 36 earthquakes( ML≥3.0)from Jun. 2005 to Dec. 2008 and 51 earthquakes( ML≥2.5)from Jan. 2009 to Dec. 2015 by generalized polarity and amplitude technique.
We inverted tectonic stress field of the Xiaowan reservoir before impounding, using the focal mechanisms of 36 earthquakes( ML≥3.0)from Jun. 2005 to Dec. 2008 and CAP solutions of 58 earthquakes( ML≥4.0)collected and the solutions in the Global Centroid Moment Tensor(GCMT)catalog; We inverted local stress field of the reservoir-triggered earthquake clustering area, using 51 earthquakes( ML≥2.5)from Jan. 2009 to Dec. 2015.
Focal mechanisms statistics show that, the Weixi-Qiaohou Fault is the seismic fault. Focal mechanisms were strike-slip type in initial stage, but normal fault type in later stage. Focal depths statistics of 51 earthquakes( ML≥2.5)show that, the average value of focal depths in period Ⅰ, period Ⅱ and period Ⅲ are 8.2km, 7.3km and 7.8km respectively and the standard deviations are 4.3km, 3.5km and 6.0km respectively. The average value of focal depths is basically stable in different period, only the standard deviation is slightly different. Therefore, there is not positive connection between focal depth and deviation of focal mechanisms. What's more, there are 2 earthquakes(number 46 and number 47 inFig.5 andTable 3)with almost the same magnitude, epicenter and focal depth, but they have different faulting types as normal and strike-slip. The focal mechanism of event No.46 is strike: 302°, dip: 40° and rake: -97° for plane Ⅰ, however, the focal mechanism of event No.47 is strike: 292°, dip: 82° and rake: 140° for plane Ⅰ. Likewise, earthquake of number 3 and number 18 have similar characteristic. Therefore, the obvious focal mechanism difference of similar earthquake pair indicates the complexity of Weixi-Qiaohou Fault.
Considering the quiet-active character of reservoir-triggered earthquakes, we discussed the change of local stress field in different period. The σ1 of tectonic stress field was in the near-south direction, with a dip angle of 14° before the impoundment, however, the direction of σ1 of local stress field changed continuously, with the dip angle getting larger after the impoundment. The direction of σ1 of local stress field of reservoir-triggered earthquake clustering area is close to the strike of Weixi-Qiaohou Fault, and reservoir impoundment increased the shear stress in the fault, so the weakening of fault was beneficial to trigger earthquakes. Comprehensive analysis suggests that fluid permeation and pore pressure diffusion caused by the water impounding, and the weakening of fault caused by local stress field are the key factors to trigger earthquake in the Xiaowan reservoir.

Keyword: Xiaowan reservoir; triggered earthquake; generalized polarity and amplitude technique; stress field
0 引言

小湾水电站位于云南省大理白族自治州南涧县与临沧地区凤庆县交界的澜沧江中游河段, 是滇西澜沧江中下游河段梯级电站的龙头水库。 水库坝高约292m, 正常蓄水位为1 242m, 总库容约1.49× 1010m3; 小湾水库由东支支流黑惠江和西支干流澜沧江组成, 库长分别约124km和178km; 库区地处横断山脉南段, 地势北高南低, 水库南岸山势陡峻, 河谷深切。 小湾水库于2008年12月16日开始蓄水, 2009年8月底蓄水至最低发电水位1 160m, 9月19日首台机组并网发电。 小湾水库库区地质构造复杂, 华能澜沧江水电股份有限公司的小湾水电厂按照4个阶段分期蓄水(尹云坤等, 2015), 水位快速变化后库区的地震活动显著增加, 存在快速响应的触发地震(姜金钟等, 2016; 柯乃琛等, 2016)。 蓄水后, 库区内82%地震的震源深度< 10km, 库区内3个地震丛集区的b值较蓄水前均明显增加, 部分地震丛集区在某些深度出现VP/VS高值异常, 表明水库加、 卸载引起的岩溶作用和渗透作用对断层活动、 介质强度和孔隙压力有一定程度的影响(姜金钟等, 2016; 柯乃琛等, 2016)。

水库触发地震的现象并不鲜见。 1983年希腊发生了有记录的第一例水库触发地震— — 马拉松水库4.7级地震, 其后仅6级以上破坏性地震就包括1962年3月19日新丰江6.1级地震、 1963年9月23日赞比亚、 津巴布韦边界Karibal 6.1级地震、 1965年2月5日希腊Kremastal 6.2级地震和1967年9月23日印度Koynal 6.3级地震(易立新等, 2003; 柯乃琛, 2016)。 水库触发地震具有反复性、 群发性、 震源浅和地震动高频信息丰富等特点, 故较低震级的水库触发地震也可造成工程建筑物和设备等财产破坏, 并诱发滑坡等地质灾害, 引起涌浪(李碧雄等, 2014)。 大量水库触发地震的发生可能引起局部应力场的改变, 这对研究水库触发地震的发震机理具有重要意义。 新丰江水库及邻区自6.1级地震后至今共发生了10万余次地震, 赵翠萍等(2012)对该区震源机制和应力场的研究结果表明新丰江水库长期的水体重力作用改变了库首区的局部应力场。

小湾水库建立在多震的云南西部, 蓄水前在库区及其附近记录到了大量的地震, 蓄水后又触发了库区的小震丛集活动(姜金钟等, 2016), 为分析、 探讨水库蓄水前后的应力状态提供了较好的基础。 本文旨在利用这些丰富的资料了解和认识小湾水库触发地震的构造应力与地震活动的关系及蓄水对局部应力场的影响。

1 地质背景与资料选取

小湾水库位于唐古拉-昌都-兰坪-思茅褶皱系和冈底斯-念青唐古拉褶皱系的接合部位。 唐古拉-昌都-兰坪-思茅褶皱系南东段以金沙江-哀牢山断裂为东界、 澜沧江断裂为西界, 下属兰坪-思茅、 云岭和墨江-绿春等3个褶皱带; 冈底斯-念青唐古拉褶皱系位于澜沧江以西地区, 下属伯舒拉岭-高黎贡山、 福贡-镇康和昌宁-孟连等3个褶皱带。

库区及附近的主要断层包括澜沧江断裂(F1)、 维西-乔后南支断裂(F2)、 维西-乔后北支断裂(F3)、 无量山断裂(F4)、 昌宁断裂(F5)、 蒲漂-施甸断裂(F6)、 柯街断裂(F7)、 龙陵-瑞丽断裂(F8)、 怒江断裂(F9)、 腾冲断裂(F10)、 龙陵-澜沧断裂(F11)、 南汀河断裂(F12)、 红河断裂(F13)、 大田山断层(F14)和水井-功果桥断层(F15)(图 1)。 对小湾库区影响较大的是近代较活跃、 地震活动强烈的澜沧江断裂、 维西-乔后断裂和无量山断裂。 澜沧江断裂是一条巨型的第四纪活动断裂, 在小湾库区可划分为坝址附近的近EW走向段和坝址西侧永新以北— 功果桥的NW走向段; 澜沧江断裂具压扭性质, 以挤压逆冲活动为主, 总体W倾, 倾角为70° ~80° , 主断裂旁侧多发育2~3条平行断裂, 共同构成澜沧江断裂带。 维西-乔后断裂的南段在黑惠江牛街一带穿过小湾库区, 总体走向为NNW-SSE, 在云南境内的长度> 220km。 无量山断裂带是进入小湾库区的又一条重要的断裂带, 总体走向为NNW-SSE, 由3条断裂组成, 其北段在牛街一带穿过了黑惠江库区(毛玉平等, 2004)。 库区SW的邻近地区历史上发生过多次强震, 如1976年5月29日龙陵7.3级和7.4级地震、 1976年6月9日腾冲6.2级地震、 1976年7月21日腾冲6.6级地震和2001年4月12日施甸-龙陵6.0级地震, 震源机制解表明该区域处于以走滑和拉张断层作用为主的应力背景下(图 1)。

图 1 小湾水库地区主要断层、 地震台站分布和地震震中分布图
红色圆点为2005年6月— 2014年12月的区域小地震震中; 黑色五角星为1970年以来研究区M6.0以上地震; 蓝色正方形和三角形分别表示小湾水库台网地震台和云南台网固定地震台; 蓝色实线为小湾水库库区边界; 绿色实线为河流; 黑色实线为活动断裂: F1澜沧江断裂; F2维西-乔后南支断裂; F3维西-乔后北支断裂; F4无量山断裂; F5昌宁断裂; F6蒲漂-施甸断裂; F7柯街断裂; F8龙陵-瑞丽断裂; F9怒江断裂; F10腾冲断裂; F11龙陵-澜沧断裂; F12南汀河断裂; F13红河断裂; F14大田山断层; F15水井-功果桥断层Fig. 1 Distribution of active faults, seismic stations and earthquakes around the Xiaowan reservoir.

小湾水库地震台网一期建设的12个短周期地震台于2005年6月开始试运行, 二期建设的4个短周期地震台于2009年9月开始运行, 2010年4月一、 二期地震台站合并运行后小湾水库台网的最小完备震级可达ML1.7(曹颖等, 2014), 可有效监控小湾库区及周边地区的地震活动(图 1)。 小湾水库台网的台站主要沿澜沧江和黑惠江布设, 均匀地分布在库坝附近的区域。 为了使反演震源机制时所用的台站能够更好地包围研究区大部分地震事件, 计算时同时使用了云南地震台网和小湾水库地震台网的资料。 在区域和地方事件, 特别是地方事件的震源机制求解中, 困难的根源在于小震事件释放的能量弱, 使得接收到地震信号的台站数目少, 且记录的资料信噪比较低。 为了保证本文使用的数据资料具有较高的信噪比, 根据台站和地震的分布情况主要选择ML≥ 3.0地震作为研究对象。

2 震源机制反演

严川等(2014)综合考虑了现有方法的优点和缺点, 提出一种新的非线性反演方法— — 广义极性振幅法(GPAT)。 广义极性振幅法是对现有的初动-振幅类方法的一般化, 以合成地震波场与观测地震波场的相似性为准则, 以观测矢量和合成矢量的相关系数为目标函数, 同时考虑了P波初动和最大振幅的极性。 与其它方法不同的是, 该方法可以使用断层界面处的数据来求解震源机制, 并设置极性数据与振幅数据间的相对权重来定性地描述哪部分数据在反演过程中起较大或较小作用, 故在面对不同质量的数据资料时可以有更可靠的选择。 一系列数值实验和实际震例的应用均表明广义极性振幅法具有可靠性、 良好的抗干扰性和实用性(许力生等, 2014; 严川等, 2014, 2015; 惠少兴等, 2018)。

在采集反演信息前, 首先对原始记录进行采样, 使其采样率降为20sps(samples per second), 然后对记录进行滤波以去除噪声的影响且保证感兴趣的震相特征不发生明显变化。 对于本文选择的中小地震事件, 采用频率为2~4Hz的滤波窗进行滤波。 设置滤波频率的原则是消除背景噪声并保证波形主频不变; 重采样的原则是采样频率为滤波频率上限的5倍。 在进行震源机制反演时, 采集了垂向记录的P波初动信息和直达P波的最大振幅信息。 计算格林函数时使用反射折射率方法(Kennett, 1983; Wang, 1999), 速度模型则使用柯乃琛等(2016)建立的小湾水库库区最小一维P波速度模型(表1)。

表1 根据柯乃琛等(2016)的研究结果建立的速度模型 Table1 Velocity model modified after KE Nai-chen et al., 2016

图 2和图 3 分别展示了利用广义极性振幅技术反演的2次ML≥ 4.4地震的震源机制解, 其观测资料和合成资料的相关系数分别约94%和99%。 获得的震源机制参数与孙业君等(2017)利用CAP方法反演的这2次地震的震源机制结果差异很小(表2), 此次研究利用广义极性振幅技术共获得了2005年6月— 2008年12月研究区内36次ML≥ 3.0地震和51次ML≥ 2.5触发地震的震源机制(图 4, 图 5)。

图 2 2010年6月1日4.8级地震的反演结果
a 震中与台站分布; 六角形为震中, 三角形为台站。 b 目标函数值(相关系数)随震源深度的变化; 红色沙滩球为最佳结果。 c 反演结果及其几何展示; 左上角的发震时刻与震源位置来自前文的定位结果, 从第三行开始为震源机制反演使用的台站数以及反演所得的标量地震矩、 矩震级、 震源深度、 节面参数、 应力主轴参数及其不确定范围(括号中的值); 沙滩球上的十字表示P波初动向上的台站位置, 而空心圆形为P波初动向下的台站位置。 d 观测振幅与合成振幅的比较; 横坐标为台站与振幅的代码(前2位为台站代码, 第3位为震相代码, 第4位为分向代码), 纵坐标为观测振幅与合成振幅的相对大小。 e 垂直向观测P波初动与合成P波初动的比较, 横轴为台站代码Fig. 2 The inverted result of the M4.8 earthquake on June 1, 2010.

图 3 2013年7月18日4.4级地震的反演结果(其它说明参见图 2)Fig. 3 The inverted result of the M4.4 earthquake on July 18, 2013(see Fig. 2 for more explanations).

表2 2次ML≥ 4.4地震的震源机制解对比 Table2 Comparison of mechanisms of 2 ML≥ 4.4 earthquakes

图 4 小湾水库库区蓄水前(1976— 2008年)地震的震源机制分布Fig. 4 Distribution of focal mechanisms around the Xiaowan reservoir(1976— 2008).

图 5 触发地震丛集区的小震震源机制Fig. 5 Distribution of focal mechanisms of reservoir-triggered earthquakes.

触发地震丛集区的51次小震震源机制解中(表3), 有正断型19个、 走滑型20个、 其它12个。 以10° 为间隔统计并计算归一频数, 得到了这些小震震源机制解的节面和力轴参数的玫瑰图, 如图 6 所示。 因无法区分断层面和辅助面, 故对全部节面的参数统计结果进行显示, 节面走向优势分布在NW向, 节面倾角优势分布在60° ~70° , 滑动角优势分布在-60° ~-70° ; 小震震源机制解的P轴近S向优势分布, 表现出较高的仰角, 优势分布范围为50° ~70° 和20° ~30° ; 小震震源机制解的T轴在NWW向优势分布, 仰角在20° ~30° 的低倾角区域占优势。 地质调查和精定位结果(姜金钟等, 2016)显示, 维西-乔后南支断裂走向NNW-SSE, 倾角50° ~75° , 倾向NE, 与震源机制解节面参数统计得到的优势分布范围较为吻合, 表明基于水库地震台网和云南地震台网资料由广义极性振幅反演技术获得的震源机制解具有较高的可信度。

表3 触发地震丛集区的小震震源机制解 Table3 The focal mechanisms of reservoir-triggered earthquakes

图 6 触发地震丛集区小震震源机制解的节面和力轴参数玫瑰图Fig. 6 Rose diagrams of nodal plane and stress axis parameters of reservoir-triggered focal mechanism.

根据触发地震丛集区蓄水前后的地震活跃程度、 地震频次随时间变化显示的地震活跃— 平静特征(姜金钟等, 2016)和震源机制类型的明显差异, 可以将触发地震丛集区的小震震源机制按照时间划分为时段Ⅰ (蓄水前, 2005年6月— 2009年6月)、 时段Ⅱ (活跃— 平静, 2010年9月— 2012年4月)和时段Ⅲ (活跃— 平静, 2012年9月— 2015年2月)。 图 5 以不同颜色展示了不同时段触发地震丛集区的51次小震的震源机制, 震源机制以正断和走滑为主, 但不同时段的震源机制类型表现出明显的差异。 正断型震源机制在时段Ⅰ 内占优势; 时段Ⅱ 中以走滑型占优(68.2%), 其次为正断型(27.3%); 时段Ⅲ 则为正断型占优(54.2%), 其次为过渡型(25%), 而走滑型较少(20.8%)。 地质调查表明维西-乔后南支断裂为右旋走滑兼正断性质, 而小湾库区蓄水前ML≥ 3.0地震的震源机制解(图 4, 图 5)则显示小湾库区的地震活动以正断型为主, 表明维西-乔后南支断裂在时段Ⅰ 受到区域应力场的控制, 发生正断性质的活动。 姜金钟等(2016)对触发地震丛集区地震(含时段Ⅱ )的震源深度进行了研究, 结果表明, 水库水体沿着维西-乔后南支断裂自SE向NW向下渗透。 因此, 水体沿维西-乔后南支断裂的走向向深部的渗透作用增强使得维西-乔后南支断裂在时段Ⅱ 以走滑活动为主。 2012年7月以后, 触发地震丛集区的地震数量相对较少, 但震源深度的“ 迁移” 现象亦不如2010年8月— 2011年3月明显, 表明触发地震丛集区岩层的空隙内水体可能已经基本饱和(姜金钟等, 2016)。 因此, 时段Ⅲ 中(2012年9月— 2015年2月)震源机制的类型以正断型为主, 可能与岩层空隙内水体饱和、 渗透作用减弱有关。

3 应力场反演与分析

如果震源机制的断层面和辅助面在应力反演中交换, 得到的反演结果将不精确, 因此由震源机制反演应力场需要确定哪个节面为断层面, 但震源机制固有的模糊性使得无法区分断层面和辅助面。 为了解决该问题, Vavryuk(2014)通过引入断层不稳定性约束, 利用给定应力场中更不稳定的那个节面确定断层面。 在应力场反演中加入断层不稳定性约束则必须采用迭代算法, 在初始迭代时随机选择断层面, 采用Michael(1984)提出的方法线性反演应力主轴的方向和应力轴的相对大小(R值); 在第二次或多次迭代时, 通过不稳定性区分断层面, 然后使用Michael(1984)的方法进行求解。 数值实验和实际数据检验表明, 迭代联合反演应力和断层取向的方法比Michael(1984)的方法更稳健, 并且能够得到更准确的形状比值。

小湾水库库区附近中小地震的震源机制类型发生较明显变化的现象, 可能与水库蓄水引起的局部应力场调整有关, 为了进一步分析其中的原因需要对研究区域的应力场进行研究。 长期以来, 很多学者利用不同的震源机制资料和方法研究了云南地区的应力场(许忠淮等, 1987; 吴建平等, 2004; 崔效锋等, 2006; 钟继茂等, 2006; 钱晓东等, 2011; Zhao et al., 2013; 罗钧等, 2014; 孙业君等, 2017), 其中Zhao等(2013)和孙业君等(2017)分别利用云南地区不同时段中强地震的CAP震源机制解和哈佛大学1976年以来历史地震的震源机制解, 给出了云南地区网格化的构造应力张量。 由于研究区域的中强地震活动较弱, 而孙业君等(2017)采用了0.5° × 0.5° 较小的网格来反演应力场, 导致落入网格的数据较少, 只给出了研究区域周围网格的应力场特征。 为了更好地研究小湾水库蓄水前研究区域的背景应力场, 此次研究搜集了孙业君等(2017)在研究区域获得的58个ML≥ 4.0地震和哈佛大学历史地震的震源机制解(图 4 中的红色沙滩球), 联合本文获得的36个ML≥ 3.0地震的震源机制解, 来反演小湾水库蓄水前库区2° × 2° 区域的构造应力场。

本文采用Vavryuk(2014)的方法, 使用图 4 中2006— 2008年由GPAT方法得到的ML≥ 3.0地震的震源机制解和孙业君等(2017)得到的ML≥ 4.0地震的CAP或GCMT震源机制解, 反演了小湾水库蓄水前库区的构造应力场, 其σ 1的方位角为178° 、 倾角为14° , σ 2的方位角为351° 、 倾角为76° , σ 3的方位角为87° 、 倾角为2° 。 由于使用了大致相同的观测资料, 本文得到的研究区的平均应力场与孙业君等(2017)给出的研究区边缘的应力场特征具有较好的相似性和连续性。

图 7 小湾水库蓄水前(1976— 2008年)库区应力场主应力方向Fig. 7 Principal stress direction of the Xiaowan reservoir area before impoundment(1976— 2008).

同样地, 采用Vavryuk(2014)的方法使用图 5 中2009— 2014年由GPAT方法得到的ML≥ 2.5地震的震源机制解, 分段反演了小湾水库蓄水后触发地震丛集区的局部应力场(表4, 图 8)。 反演中识别的断层表现了较高的不稳定性, 并且集中在莫尔-库伦破裂准则的有效区内, 表明断层的不稳定性模型比较适合, 迭代反演结果可靠(图8a, b)。 与蓄水前小湾水库库区的构造应力场相比, 蓄水后触发地震丛集区应力场的σ 1方位角由近S向逆时针偏转至SE向, 仰角则由近水平的低倾角逐步加深至中等倾角; σ 3的方位角由E向变化至近W向, 倾角小幅增加(图8c, d)。 触发地震丛集区局部应力场最显著的变化在于σ 1的倾角逐步由14° 增加至39° , 触发地震丛集区局部应力场的明显改变与小湾水库蓄水存在密切关系。

表4 应力场反演结果 Table4 The inverted result of stress field

图 8 不同时段局部应力场(Ⅱ 和Ⅲ )反演结果
a 时段Ⅱ 断层在莫尔圆上的位置; b 时段Ⅲ 断层在莫尔圆上的位置; c 时段Ⅱ 的主应力方向; d 时段Ⅲ 的主应力方向Fig. 8 The inverted result of stress field in different periods(Ⅱ and Ⅲ ).

4 讨论与结论

本文结合小湾水库地震台网和云南地震台网台站的波形资料, 使用GPAT方法得到了小湾库区附近ML≥ 2.5地震较可靠的震源机制解, 联合孙业君等(2017)得到的ML≥ 4.0地震的CAP或GCMT震源机制解, 反演了小湾水库库区蓄水前的构造应力场和触发地震丛集区的局部应力场, 结果显示蓄水后最大主压应力轴σ 1的倾角发生了明显改变。

Zhao等(2013)联合云南地区2008— 2011年174个3.4≤ MW≤ 6.0地震的CAP震源机制解、 Xu等(2010)使用了川滇地区2000— 2004年54个3.1≤ ML≤ 5.6地震的矩张量解以及1976— 2013年哈佛大学的GCMT震源机制解, 给出了云南地区0.4° × 0.6° 网格化的构造应力场。 Zhao等(2013)的研究结果显示小湾水库及邻近区域包括走滑型和正断型2种应力场, 其中中部— 西北部为正断型应力场, 最大主压应力轴σ 1为NNW-SSE向, 倾角约50° ; 剩余网格为走滑应力场, 最大主压应力轴σ 1为NNW-SSE向或近SN向, 倾角近水平; 最大主张应力轴为NEE-SWW向, 倾角近水平。 小湾水库蓄水后, 触发地震丛集区局部应力场的σ 1呈中等倾角的特征与Zhao等(2013)的研究结果比较一致。

触发地震丛集区51个ML≥ 2.5地震的震源深度统计结果显示, 时段Ⅰ 、 时段Ⅱ 和时段Ⅲ 中震源深度的平均值分别为8.2km、 7.3km和7.8km, 标准差分别为4.3km、 3.5km和6.0km。 不同时段内震源深度的平均值基本稳定, 仅标准差略有不同。 因此, 未发现不同时段震源机制的差异与震源深度存在必然联系。 不仅如此, 发震时刻相差约3d, 震级、 震中位置和震源深度非常相似的2次地震(图 5 和表3中的46号和47号地震)表现出正断和走滑2种截然不同的震源机制类型, 其中一组节面的走向、 倾角和滑动角分别为302° 、 40° 和-97° (46号地震), 292° 、 82° 和140° (47号地震); 同样的, 3号地震和18号地震(图 5, 表3)也表现出相似的特征。 震源机制解节面的走向与震源参数相近意味着2次地震属于同一构造, 倾角差异显著可能反映了断层本身的复杂性。 震源机制类型发生显著变化的18号和47号地震发生在小湾水库水位快速下降的过程中(姜金钟等, 2016), 初步推测水库水位快速下降引起的介质孔隙压力变化可能是震源机制类型发生变化的原因, 其转换机理有待结合发震构造的精细结构和水库的载荷渗透作用进行更深入的研究。 黑惠江和维西-乔后南支断裂(F2)直接穿过了触发地震丛集区, 维西-乔后南支断裂走向NW, 倾角50° ~75° , 倾向NE, 为右旋走滑兼正断性质。 精定位揭示的发震断层产状(姜金钟等, 2016)和震源机制解节面的优势分布显示发震断层与维西-乔后南支断裂的构造性质吻合, 确认该断裂为触发地震丛集区的发震断层。 精定位的震源深度剖面显示, 维西-乔后南支断裂的SE部较浅, 向NW逐渐加深, 水库水体有可能沿着断裂自SE至NW向下渗透。 水库蓄水载荷导致断层面上正应力和剪应力增大, 正应力的增加使得深部断层介质的强度增强, 而剪应力增加时, 断层介质强度变弱还是变强则取决于断层走向及区域应力场各轴方向之间的关系(陈翰林等, 2009)。 触发地震丛集区σ 1轴的方位角与维西-乔后南支断裂的走向相近, 较陡的倾角有利于震源沿断裂走向由SE向NW逐渐加深“ 迁移” , 因此水库蓄水载荷导致断层面上的剪应力增加有利于断层介质的强度变弱。

小湾水库的速度结构层析成像显示, 触发地震丛集区在0km、 3km、 5km和10km深度处P波速度呈现低速异常变化, 表明库水渗透及孔隙压扩散可达到10km深处, 进而导致介质变化和P波速度降低(曹颖等, 2018)。 载荷及渗透压引起的孔隙压变化首先增加较浅部的孔隙压, 并导致孔隙压向更深的部位扩散, 从而改变介质强度或断层的摩擦阻力, 加速断层滑动或岩体破裂, 进而触发地震。 因此, 库水渗透及局部应力场引起的断层介质强度变弱可能是触发地震丛集区发生地震的主要控制因素。

致谢 严川博士为本研究提供了GPAT程序; 孙业君老师提供了云南地区的震源机制数据; 华卫研究员、 姜金钟博士和罗钧博士为本文的撰写提供了很多建议和帮助。 在此一并表示感谢!

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