2013, Vol. 56
2. 中国地震局地震预测研究所, 北京 100036
2. Institute of Earthquake Science, CEA, Beijing 100036, China
新丰江水库位于广东省河源县境内.1959年10月水库截流蓄水后不久即频繁发生地震.最大地震为1962年3月19日在水库大坝附近发生的6.1级地震，使其成为目前世界上已知四例诱发6级地震的水库之一.多年来，地学工作者分别从库区地质构造、地震活动性、地震序列、震源机制、地壳形变、地壳结构等不同角度探究水库地震发震构造和诱震机理，并取得了一系列重要成果[1-18].研究结果表明，新丰江水库地震的形成，库水只是触发的外部因素，构造条件才是主要的内部因素.水库地震活动在区域构造应力场的影响下，与地壳深部结构有密切联系.因此，在诸方面的研究中，库区地壳结构的研究是探索水库诱发地震成因机制的基础，对水库地震预测具有重要价值.而获得地壳结构的最有效手段当属地震方法.然而，长期以来，新丰江库区缺乏基于地震方法的深部地壳结构的研究成果，一些粗略的认识仅见于20世纪90年代初，吴建春等[17]、郭贵安[18]等分别利用1983年至1987年新丰江库区地震遥测台网资料，对该区三维虚波速度结构和震源位置进行了联合反演.结果显示，在库区大坝附近的马蹄形区域，虚波速度相对较低，并延伸到5 km左右的深度，该低速异常区的形成可能与北北西向构造带造成的岩体破碎有关，地震主要发生在这个区域[17].新丰江水库大坝附近的震源分布呈三角形带状延展，与虚波低速区对应，而虚波高速区都是相对稳定的区域，地震很少发生[18].这些结果为了解新丰江水库诱震的深部构造背景奠定了基础，但由于受当时地震台站数量、分布等观测条件的限制，由此得到的速度图像对异常结构的分辨能力很低.2009-2010年，在科技部国家科技支撑计划项目的资助下，中国地震局地震预测研究所在新丰江库区布设了地震临时台阵，开展了人工地震和天然地震相结合的深部地壳结构研究工作.地震临时台阵的布设，为获得库区更加精细的地壳结构提供了数据支撑.本文利用地震临时台阵记录到的地震波走时资料，采用连续模型反演技术[19-20]，重建库区上地壳三维P波、S波慢度扰动以及Vp/Vs扰动分布图像.并在此基础上，对库区断裂、水库地震活动与介质速度、物性结构特征的关系进行了分析.
2 库区地质构造与地震活动新丰江水库主要位于巨大的燕山期花岗岩岩体之上，库区地质构造以北东向、北北西和北东东向构造形成的网格状格局为主要特征[1](图 1).
北东-北北东向断裂是地表最发育的断裂，分布在水库区内和水域边缘，以逆断层或逆掩断层为特征，其力学性质以压性为主，兼扭性.库区范围内，规模较大的北北东向断裂有：河源断裂、人字石断裂和大坪-岩前断裂.
北北西走向的断裂主要分布在水库东侧，尤其在大坝西北地区最发育.它们主要是一组陡倾角的小型平推断层，或呈密集的剪切节理和岩脉组，多为左旋扭动.石角-新港-白田断裂带是库区最主要的北北西向构造，其新活动性表现最为突出.该断裂带由许多条大小不等的断裂组成，不仅切割不同时代的地层和岩体，同时也切割其它走向的断裂，其构造规模、切割深度以北段为著，但最新活动性则以新港以南更为强烈.断裂带两侧的地块还表现出明显的差异升降运动.
北东东向断裂在地表未形成规模巨大的断裂，可以见到断续分布的挤压带或剪切带，尤其多见于水库峡谷区的两侧.它们以陡倾角为主，多具右旋扭动.在地壳深部，北东东向断裂是库区最主要的构造.
新丰江水库大坝峡谷区正处于上述三组构造交汇的区域，断层裂隙发育，是水库诱发地震活动的密集区.新丰江库区的主震及较强余震（3级以上)与穿越大坝峡谷区的北北西向及北东东向断裂带有关，是区域构造应力的产物.大部分较强余震的破裂类型和震源应力场与主震十分接近，可是微小余震却随时间的推移，从以走滑型为主变为以倾滑型占优势[2-7].最新的震源机制研究结果显示，库区微震震源机制解以正断层为主，有少量走滑类型，逆冲性质很少1)微震震源破裂类型的变化，意味着震源体在最小主应力方向受到引张，同时，在近直立方向受到压缩[6].
1) 赵翠萍等.水库地震震源机制及应力场特征研究.国家科技支撑计划项目子专题验收报告，2011.
3 观测系统与数据在水库地震密集区布设一个由50个地震台站组成的观测台阵，范围约50km×40km，台站平均间距5~7 km.为了接收来自莫霍面反射波临界距离之外的人工震源信号，并使地震射线具有合理的几何展布，考虑到研究区地壳厚度，在距台阵70~90 km距离范围内的不同方位布置了4个震源，它们分别位于台阵北西方位的英德大镇、南东方位的新田镇河口村、北东方位的龙川和南西方位的增城.其中，台阵北西、南东方位的震源为爆破源;台阵北东、南西方位的震源为机械振动源[21](图 2).对得到的地震记录进行震相分析，最终获得莫霍面反射PmP波走时数据150个，SmS波走时数据135个.PmP走时读取误差不超过±0.1s; SmS走时读取误差为±0.1~±0.2 s.图 3显示的是英德大镇炮地震记录截面图（图 3).
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图 2 新丰江库区三维地震台阵观测系统 Fig. 2 3-D seismic layout in Xingfengjiang reservoir area |
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图 3 三维台阵主动源PmP波(а)和SmS波b)地震记录截面图 Fig. 3 Record sections of PmP(a) and SmS(b) from 3-D seismic array |
台阵中的20个台站和5个区域测震台还对2009年3月至2010年5月发生在新丰江库区的地方震进行了观测.经精确定位的地方震事件共1367个2).对这些地震事件资料进行筛选，剔除误差较大的数据，最终确定参与三维反演的直达P波走时14818个，直达S波走时15451个.P波、S波到时的读取误差分别为±0.1~±0.2 s和±0.2~±0.3 s.
2) 陈翰林等.水库地震精确定位及其活动图像与水库蓄水动态过程的关系研究.国家科技支撑计划项目子专题验收报告，2011.
4 反演方法A Tarantola等人开创了模型不分块反演技术[19, 22-23].即：不对模型进行离散化，反演在泛函空间进行.只是在对反演结果进行成像显示时才采取离散化.相对于模型分块反演方法，其优点是：避免了不恰当的模型离散化对反演结果的影响，且更有利于层析显示.张先康等人在此基础上，进一步提出了当人工地震和天然地震资料联合反演时，两类不同射线相互联系的积分核的表达形式，解决了两类资料在速度模型是空间位置的函数，且不事先参数化的情况下的联合反演问题[20].
4.1 正问题的表述设初始模型是均匀的，慢度用n0表示，地震震源位置初始值用xi0表示.
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(1) |
(1)式中，δti为第i个反射波走时残差;Gi是积分算子，δn为慢度扰动，两者是空间位置向量r函数; Li(n0)是第i根射线在慢度为n0的介质中的路径; dsi是射线路径元.
对于天然地震，走时残差可以表示为[20]
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(2) |
(2)式中，δTij为第i个地震，第j个台站的直达波到时残差;Lij (n0, xi0)为第i个地震，第j个台站的直达波在初始模型参数时的路径;（▽Tij)T为
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(1) |
将(2)式写成紧凑形式
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(3) |
(3)式中，Q是天然地震到时对震源位置和发震时刻的偏微商矩阵;δm为震源位置和发震时刻的修正量.那么，正问题可以写成
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(4) |
(4)式涉及连续变量δn(r)和离散变量δm两类模型参数，因此，需把这两类参数在反演前分离开来.通过对QQT进行奇异值分解，求得其零特征值对应的特征向量U0，利用U0T的正交特性实现参数分离[20].
参数分离后的正问题可以表示为
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(5) |
其中，
式中，
令Cu为数据空间协方差算子，
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(2) |
其中，r是射线的空间位置向量，r'是其相邻射线的位置向量，σ是射线穿过处模型参数的先验方差，L为平滑长度，它的作用是使射线相互之间建立联系.
令
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(6) |
(6)式中，（PCnPT)，（GCnPT)分别表示天然地震射线对解的贡献和天然地震射线与人工地震射线相互之间对解的贡献.其具体形式见文献[20].(GCnGT)表示人工地震射线对解的贡献，具体形式见文献[19, 24].
用δuobs表示观测数据，那么，在最小二乘意义下，（5)式的反演解为[20]
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(7) |
在初始模型为均匀模型，莫霍面为平界面的前提条件下，对于人工地震莫霍面反射波，其走时满足：t2=ax2+bx+c，式中，x为炮检距.a，b，c是与地壳平均速度、莫霍面倾角以及界面深度有关的量，可以从实测走时曲线经最小二乘拟合得到.那么，第i炮第j个台站的反射波走时残差则为
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(8) |
对于天然地震直达波，其走时满足：
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(9) |
令К为分辨算子，C'n为模型后验协方差算子，则[23]
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(3) |
比较以上两式，得
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(10) |
(10)式中，Cn已知，因此，只要求得Cn-C'n, 即得K.
(10)式还可写成
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(11) |
其中，I是单位算子.由（11)式可见，当K→I时，C'n→0，意味着模型被数据全分辨;当K→0。时，C'n→Cn，意味着数据对模型无分辨.
5 反演结果利用三维地震台阵获得的人工地震莫霍面反射波走时和天然地震直达波走时，采用上述反演方法，重建台阵下方上地壳三维P波、s波慢度扰动和波速比扰动分布图像.为了直观地了解地震射线对研究区地壳的采样情况，给出了人工地震PmP波射线和天然地震直达P波射线穿越1~10km深度切面的分布情况（图 4).由图可见，地震射线数随深度的加深逐渐减少，分布在8 km以下深度切面上的射线已很少.因此，我们以0~8 km为反演的深度范围.
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图 4 地震P波射线在1~10 km深度平面的分布示意图 Fig. 4 Distribution of P-wave rays on planes of 1~10 km depth in the subsurface |
以P波为例，取模型参数（慢度)的先验误差为0.01km/s, 即，位于射线上的慢度的先验方差为1.0×1.0-4; 取射线的平滑长度为2 km，不同射线之间则由模型空间的先验协方差函数相联系[23].由此反演获得了台阵下方8 km以上深度的P波慢度扰动分布图像（图 5).图中色标值表示慢度扰动量，红色表示相对低速，蓝色表示相对高速.类似可得到相应深度的S波慢度扰动，并在此基础上获得Vp/Vs扰动分布图像（图 6).
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图 5 不同深度切面的P波慢度扰动分布图 Fig. 5 P-wave slowness perturbation on slices of different depths |
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图 6 不同深度切面的Vp/Vs扰动分布图 Fig. 6 Vp/Vs perturbationin different depths |
由P波慢度扰动图像（图 5)和波速比扰动图像(图 6)可见：
库区东部地区, 1~2 km深度，在与北北西向、北东向断裂带相应的区域，P波低速条带呈近北西向与近北东向交叉状分布，波速比也表现出高值条带交叉分布的特点.显示了库区东部构造的复杂性.在这一深度范围，在与石角-新港-白田断裂带对应的区域可见总体低速、高波速比分布的北北西向条带，但局部存在高速、高波速比区和低速、低波速比区，显示了石角-新港-白田断裂带物性结构的复杂性.随着深度的加深，与石角-新港-白田断裂带对应的区域，P波低速和波速比高值范围逐渐缩小，到6 km深度，只见沿新港至双塘一线的北西向高波速比条带，在7~8 km深度，这一高波速比条带在双塘以北更加连续清晰，在双塘以南不再显现.表明石角-新港-白田断裂带的切割深度在新港至双塘一线可能达到了7~8 km深;而在其它地段，其切割深度较浅.近北东走向的波速比高值条带从浅至深都有显示.
峡谷区及大坝以东附近地区（峡谷区位于新丰江大坝以西，近北西向展布，见图 1)，1~3 km深度，P波速度以大坝为界存在强烈反差，大坝以东附近地区以高速块体分布为主，且一直延续至深部;夹谷区内则为低速块体和沿峡谷区向北西延伸的低速条带分布.4 km深度，伴随高速体的侵入，峡谷区内低速范围缩小，低速条带消失，呈现不均匀速度分布特征.随着深度加深，峡谷区内的低速向东南扩展与相邻的低速块体相连，形成沿峡谷水域南岸分布的片状低速体，峡谷区内仍以不均匀速度分布为特征.再看波速比分布，1~2 km深度，波速比以高值分布为主，只在峡谷区西端有局部低值异常.约3 km深度起，峡谷区内逐渐出现北西走向的高波速比条带，随着深度的加深，这个波速比高值条带更加清晰，并略向峡谷水域南岸偏移.由于石角一新港一白田断裂带的存在，约自4 km深度起逐渐可见沿新港至双塘一线向南延伸、斜穿大坝下游河道的近北西向高波速比条带，它与峡谷区内的北西向高波速比条带在大坝附近相连通.总体看来，峡谷区及大坝以东附近地区，P波速度、波速比分布表现出明显的横向非均匀性，反映了介质性质的不均匀性.
新丰江大坝，其下方P波速度由浅至深始终表现为高速; 波速比表现为高值分布或高、低值过渡的分布特征.
库区西部地区，1~4 km深度，P波速度分布以并不显著的低速为特征;5 km深度起，P波速度以相对高速分布为主.波速比则从浅至深以相对低值分布为主.这一特征意味着该区域介质强度相对较高，完整性相对较好.
6 分辨分析由图 4可见，由于天然地震分布的不均匀性，造成在同一深度切面上地震射线分布不均匀.另一方面，由于地震随深度加深而减少，地震射线则随深度加深而减少.我们取5 km深度，位于峡谷区内的A点（23°44′06〃N，114°37′37〃E)、位于研究区西部的В点（23°47′43〃N，114°26′58〃E)和位于研究区东部的C点（23°49’02″N，114°41’39″E)（图 7a)，以P波为例，分别计算它们在5 km深度的分辨[23].取慢度先验方差为1.0×104, 射线平滑长度为2 km，反演后，得到A、B、C三点的慢度后验方差分别为0.1×10-4、0.6×10-4和0.5×10-4.A点模型的改善程度明显好于B、C两点.在5 km深度，数据对A点的分辨达0.9, 对B、C点的分辨达0.4和0.5 (图 7 b).同样，还计算得到了A、B、C三点在7 km深度的分辨，分别为0.7、0.1、0.3;在9 km深度的分辨，分别为0.3、0.1、0.1.
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图 7 A、B、C三点位置（а)和它们在5 km深度平面的P波慢度扰动分辨核（b) Fig. 7 Locations of A, B, C (a) and the resolution kernels of P-wave slowness perturbation on oc-y plane at the 5 km depth (b) |
由上述计算结果可见，对于同一深度切面，分辨因区域的不同而存在差异.峡谷区及其附近地区，地震射线较密集，该区域反演结果的分辨也较高.同时，分辨也随深度加深而降低.如：a点在5 km深度的分辨为0.9, 在7 km深度的分辨降为0.7, 在9 km深度的分辨则显著下降为0.3.
我们计算峡谷区的А点（23°44'06〃N，114°37'37〃E，-5 km)对2 km深度切面其它点的分辨，最大为0.3, 位于А点正上方（23°44'06〃N, 114°37'37〃E, -2 km).表明纵向相距3 km以上的点之间解的相关性已很小.另外，通过计算А点对5 km深度切面其它点的分辨，由公式
研究区东、西部地区，当射线平滑长度取2 km时，在5 km以上深度(含5 km)其分辨大多为0.5~0.6, 分辨尺度略大约3 km.
若以0.7为可接受分辨值[25]，综合分析后，本研究认为，在现有的观测布局和数据条件下，当取射线平滑长度为2 km时，对于地震射线密集的峡谷区及其附近地区，7 km以上切面（含7 km)反演解的分辨可达0.7以上，空间分辨尺度约3 km.其它地区，5 km以上（含5 km)的反演结果可以接受，而5 km以下由于解的分辨较低，反演结果作为参考.
7 结论与讨论在上地壳范围内，介质波速比值对断裂构造内的破碎、流体充填较为敏感.较高的波速比意味着岩石具有易于变形、破碎、多裂隙等特征，称为较“软”介质，而低波速比则意味着岩石相对完整、强度高，称为较“硬”介质.地震的孕育发生不仅与断层有关，更重要的是与介质性质及结构密切相关[26-28].
本研究获得了新丰江库区上地壳不同深度的速度、波速比结构图像，揭示了库区上地壳细结构特征.研究结果表明，库区上地壳结构呈明显的东、西差异分布特征.断裂分布、库水渗透与介质物性特征有关.上地壳物性结构的不均匀性和介质的渗透性对水库地震形成具有主导作用.“软”、“硬”交错的介质环境是峡谷区倾滑正断层型微小震形成的可能原因.
7.1 物性特征与库水渗透大坝以西的深水峡谷区，3 km深度起逐渐出现北西走向的高波速比条带，该条带随深度加深略向峡谷水域南岸偏移.可能意味着一条顺河走向的高倾角断层裂隙带的存在.4 km深度起沿新港至双塘一线斜穿大坝下游河道的近北西向高波速比条带与石角-新港-白田断裂带内的岩体破碎、裂隙构造有关.这两个高波速比条带在大坝附近汇合，它们与浅部的波速比高值区相连通，形成库水渗透的可能通道.新丰江水库诱发地震密集于峡谷区及大坝以东附近地区[1], 2)，该区上、下贯通的波速比高值区的存在，表明裂隙化或非均质的较“软”岩体作为库水的载体，是水库诱发地震形成的必要条件.
新丰江大坝下方上地壳介质在较“硬”的背景下，其内部存在与破碎、裂隙相关的介质软弱部位.库水在大坝下方产生了渗透影响.
在库区西部，波速比由浅至深主要表现为低值分布;P波低速特征不甚明显，且约自5 km深度开始明显呈现高速，这一现象表明，完整的花岗岩体透水性能较差，受库水渗透的影响很小.
7.2 物性特征与断裂构造分布在库区东部的交叉状低速、高波速比条带反映了斜穿库区的北北西向和北东向断裂带的存在.低速、高波速比的介质特征与断裂造成的岩体破裂、软化相关.北北西向的石角一新港一断裂带在库区范围内物性结构复杂，反映了该断裂带岩性和构造的复杂性.该断裂带在库区不同地段的切割深度不同，在新港至双塘一线可能延伸至地下7、8km.近北东向断裂带切割地壳较深.
成像结果显示，在大坝峡谷区存在沿峡谷走向展布的陡倾角高波速比条带，它代表着存在于峡谷区的顺河走向的断层裂隙带[14-15].前人曾提出过是否存在北45°西走向、贯穿坝基的“顺河断裂”的问题.后经多次调查，未得到确定的结果[2].本文成像结果给出了确定的答案.事实上，世界上许多诱震水库都有顺河向发育的断裂构造，这些顺河向的断层或裂隙带最有利于库水大量进人深部而使其得以发挥诱发作用[13].
7.3 物性特征与水库地震新丰江水库自1959年截流蓄水开始即频繁发生地震，地震活动密集于峡谷区及大坝下游附近地区，而水库主体即峡谷区以西的盆地区的地震活动却显著较弱[1].目前，峡谷区及大坝下游附近仍是新丰江水库地震活动最频繁的地区2).在水库地震区，浅源地震事件大多与浅部地壳介质非均匀性、岩石孔隙压力及含水饱和度有关[29].水库诱发地震活动不仅受活动断层控制，重要的是受浅层地壳非均匀性，岩石孔隙水压扩散的控制[30-32].由本文地震层析成像结果（图 5、图 6)可见，上地壳速度、波速比结构的明显非均匀性出现在峡谷区及大坝以东附近地区，表明该区具备诱发水库地震的深部构造条件，同时，上、下贯通的波速比高值区的存在则表明该区具备了库水产生孔隙水压效应的条件.因此，峡谷区及大坝下游附近成为新丰江水库地震活动密集区归因于该区上地壳特有的物性结构特征.渗透结构断层和渗透危险性岩体的适当组合，构成了水库诱发地震的适宜条件[33].
2009年3月至2010年5月期间在新丰江库区观测到的地方震均为微小地震，1.0~2.0级的地震很少，绝大多数为0级左右的微震.这些微小震集中分布在峡谷区及大坝以东附近地区，震源深度以5~7 km为优势深度2).并且震源机制解以正断层为主，少量走滑型断层1).新丰江库区现今构造应力场主压应力轴近水平，走向北西西一南东东;主张应力轴近水平，走向北北东一南南西向;中间应力轴近直立[2].我们的问题是，这样的区域应力状态如何导致较多正断层型微小地震的产生？能否从本文成像结果中得到些许对微小震形成机制的认识？
为此，我们根据这些微小震的精确定位结果2)，将5~7 km深度范围的地震投影到6 km深度的波速比切面上（图 6).从图中可以看到，这些微小震分布在这一深度的两个高波速比条带内或其边缘，呈北西一北西西向展布，显示了与近北西向断层或断层裂隙带的相关性.新丰江库区S波偏振结果表明，北西向是库区地壳微裂隙的优势取向，是区域构造应力场作用下，裂隙定向排列的结果[14].由此可见，目前大坝峡谷区的微震活动仍然受区域构造应力场的支配，与构造应变能的积累有关.
前人的研究结果表明，新丰江库区微震震源应力场主张应力轴的空间分布集中而稳定，但主压应力轴随着时间的推移，其倾角由以近水平为主变为以较陡立为主，微震破裂类型以走滑型为主变成以倾滑正断层型占优势[1, 5-7].库区2009年83次微小震的震源机制解显示，最大主应力轴取向为北西-南东向，倾角60°左右，较直立;主张应力轴取向为北东一南西向，倾角近水平，空间分布仍较稳定;中间应力轴取向为北西西-南东东向，倾角在10°~30°之间.微震破裂仍以倾滑型正断层为主1).因此，库区微震应力目前仍然是在区域构造应力场背景上，增加了垂直向应力作用[5-8, 12].从微震与介质物性分布的关系看（图 6中6 km深度切面)，发生在峡谷区及大坝以东附近地区的微小震多分布在波速比发生变化的过渡区域，即：位于物性边界附近，对应着“软”、“硬”交错的介质环境.库区一系列强震的发生释放了大量已积累的构造应变能，构造应力大大减弱.而处于“软”、“硬”交错介质环境中的岩体虽然具有一定的强度，但其内部裂隙也较发育，岩体被切割成大小不等的断块，不利于较大构造应力的积累.这两方面的因素可能造成岩体介质受到较小的构造应力作用，因此，三个应力轴的应力量值不会有较大差异.这样，在岩体断块进行局部应力调整过程中，由于受到稳定的、近水平的区域主张应力的拉张作用，同时，库水渗透造成的孔隙水压效应使裂隙面具有较低的抗剪强度[31]，因此，岩块自身重力迭加到中间主应力方向上，较大可能的使近垂直方向成为局部最大主应力方向，由此导致岩体断块之间产生倾滑型微小位错.
致谢广东省地震局、新丰江地震台、地球物理勘探中心等单位工作人员为本文观测资料的获得付出了辛勤的劳动; 本文在成果解释上与刘志副研究员进行了有益的探讨; 两位审稿专家审阅本文并提出修改建议，在此一并表示感谢.
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