三峡水库巴东库段地处鄂西南山区，工程地质条件复杂，降雨充沛，是地震地质灾害易发高发区.2003年水库蓄水后，整个库区的地下水渗流条件和地表水循环特征发生了改变.伴随高低水位的周期性变动，在库水荷载、孔隙水压及水岩耦合作用等的综合影响下，岩体的稳定性发生了改变(殷跃平和胡瑞林，2004).为了监测三峡地区蓄水前后的地震活动，中国长江三峡集团建设了三峡水库诱发地震专用监测台网.在对前期台网产出数据的研究过程中，发现库岸地震与库岸区岩层稳定性具有较好的相关性.

蓄水后，巴东库段作为三峡水库前期论证的重要潜在震源区，发生了大量小震微震活动.而且，随着蓄水周期的增长，地震频次呈增加趋势.该地区地震活动多以3.0级以下的小震微震活动为主，最大地震为2013年12月16日巴东M5.1地震(Yao et al., 2017；张丽芬等，2016).2017年6月16日和6月18日，巴东库段相继发生M4.3和M4.1地震，地震有感范围涉及巴东县官渡口镇、溪丘湾乡、茶店子镇和秭归县泄滩乡、梅家河乡、磨坪乡、归州镇以及兴山县高桥乡等地.极震区烈度为Ⅶ度，等震线呈近EW向分布.前人研究认为，135 m水库蓄水初期，巴东库段地震多与岩溶塌陷有关(薛军蓉等，2006).但后续发生的地震，由于受多因素的控制，成因类型变得更为复杂(Yao et al., 2017).本文从地震精定位入手，对M4.3地震序列进行了重新定位，获得了整个地震序列较为精确的震源分布图像，并对其时空分布特征进行了分析.从构造地质学、水文地质学以及地震学的角度，综合分析了该地震序列的成因，对认识巴东地区地震活动的机制有一定帮助.

研究区地处扬子大巴山弧形构造带与四川盆地东侧川东坳陷褶皱束的东端，区域构造演化既受到北侧秦岭造山带、南侧雪峰山厚皮构造带的共同影响，同时又受西侧四川盆地和东侧黄陵背斜的夹持(图 1).

图 1

Fig. 1

图 1 研究区地质构造简图(F1高桥断裂; F2周家山—牛口断裂; F3新华—水田坝断裂) Fig. 1 Outline of geological structure in the research area (F1, F2 and F3 denote the Gaoqiao fault, Zhoujiashan-Niukou fault and Xinhua-Shuitianba fault, respectively)

区内构造形迹主要为一系列北东向弧形褶皱，其中的秭归复式褶皱带总体呈穹窿-盆地构造组合(朱志澄等，1989；张忠义等，2009)，包括香龙山背斜、秭归向斜和巴东复向斜三部分(图 1).巴东复向斜为鄂西—川东地区奉节复向斜中东段，主要由一系列开阔的次向斜和紧密次级背斜组成(卢海峰等，2010).褶皱轴向自西向东渐转为NEE，最后以近EW向嵌入秭归向斜中.秭归向斜为一顶角向西的三角形构造盆地，轴向在长江北岸为近NS向，南延至长江以南则向西偏转呈近EW向，南北轴向长约40 km，东西最宽处约33 km.向斜核部为晚侏罗统蓬莱镇组地层，两翼出露三叠系-侏罗系地层.香龙山背斜处于雪峰山逆冲推覆带北缘，为典型的短轴箱状褶皱，轴向近EW.秭归复式褶皱带内还发育NE向高桥断裂、NNE向周家山—牛口断裂和新华—水田坝断裂，此外，区域内节理裂隙也较为发育.

震中区除出露侏罗系地层外，还出露大面积三叠系地层(图 2)，自老至新依次是三叠系下统大冶组、嘉陵江组和中统巴东组及上统沙镇溪组.大冶组(T₁d)地层岩性主要为浅灰、灰黄色薄层微晶灰岩，夹有中厚层微晶灰岩和泥灰岩.嘉陵江组(T₁j)为一套碳酸盐岩沉积，岩性以浅灰色中厚层微晶灰岩及白云岩为主.巴东组(T₂b)地层则为一套厚度较大的软硬相间的紫红色碎屑岩和碳酸盐岩沉积，可以分为五段.一段(T₂b¹)、三段(T₂b³)和五段(T₂b⁵)岩性以灰绿、黄绿、灰色灰质泥岩夹泥晶灰岩、白云岩为主；二段(T₂b²)和四段(T₂b⁴)岩性则以紫红色粘土质粉砂岩泥岩互层、紫红色泥岩夹粉砂岩为主.上统沙镇溪组(T₃s)岩性为灰绿色或是灰色薄层、厚层石英砂岩、粉砂岩、粘土岩夹有煤层，与下伏地层呈平行不整合接触.

图 2

Fig. 2

图 2 巴东地震序列震中附近出露的三叠系地层 Fig. 2 Triassic strata in the epicentral area of the Badong earthquake sequence

震中区河流水系较为发育，长江呈近东西向切割三叠系和侏罗系地层，形成宽谷.受岩性和构造的控制，支流走向基本与长江走向垂直，呈NS向分布.地下水主要来源为降雨和地表径流补给，区内地下水赋存类型分为松散岩裂隙水、碎屑岩裂隙水和碳酸盐岩岩溶水三类.碳酸盐岩岩溶水含水介质为三叠系嘉陵江组(T₁j)碳酸盐岩系地层，岩溶裂隙发育，有较好的透水性.碎屑岩裂隙水则主要赋存于三叠系巴东组的构造和风化裂隙中，该套岩系属弱微透水岩系(刘传正等，2007).巴东组二段(T₂b²)和四段(T₂b⁴)紫红色泥岩、粉细砂岩透水性微弱，在裂隙不发育的泥岩分布处，可构成上部的局部隔水层.三段(T₂b³)岩性以泥质灰岩、泥灰岩为主，地表及地下岩溶均不发育，属于中等透水岩系，其下部因裂隙闭合，透水性小，属于微透水岩系(杨金，2012).

为了分析此次巴东地震序列的成因，进行地震重新定位，获取更准确的空间分布特征是非常必要的(易桂喜等, 2015, 2017a, b).本文使用双差地震定位法(Waldhauser and Ellsworth, 2000)，该方法是一种相对定位方法.它主要利用相对走时残差来修定地震位置，反演震群中每个地震相对于震群中心的位置.该方法是基于两个震源之间的距离远小于震源到台站的距离的原则，也就是说，近似认为两个事件传播到台站的射线路径几乎相同，所以由速度模型的不确定性造成的对定位结果的影响可以有效降低.

震源机制求解方法有多种，如P波初动方法、P波与S波振幅比资料方法(Kisslinger, 1980)、格点尝试法(Reasenberg and Oppenheimer, 1985)、联合使用体波和面波资料的CAP、gCAP方法(Zhu and Helmberger, 1996；Zhu et al., 2013)和时域矩张量反演方法(Dziewonski et al., 1981)等.P波初动、振幅比方法以及格点尝试法都需要地震台站的方位角分布较好，波形反演方法适用于M3.5以上地震.结合地震震级以及台站波形记录情况，本研究采用矩张量反演方法进行震源机制的求解(Yagi and Nishimura, 2011).一般地，地震震源可以由6个独立张量元素构成的地震矩M来表示，理论地震图则可以通过这6个基本张量以及相应格林函数的线性组合来进行计算(式(1)).在得到源点与接收点之间的格林函数后，将格林函数微分并与震源矩张量做褶积，便可获得由该震源激发传播至接收台站处的理论地震图，然后通过求解观测地震图与理论地震图之间的残差最小来确定最佳震源机制解：

(1)

其中，u_cj(t)为观测波形，是格林函数(Kikuchi and Kanamori, 1991)，是时空矩密度函数，e′为观测误差.

地震定位数据主要来源于三峡水库诱发地震监测台网和湖北省地震局布设的流动地震台网.三峡水库诱发地震监测台网于2001年投入运行，2012年完成台网改造.现共有22个地震台，其中3个地震台安装宽频带地震仪，其余台站安装短周期地震仪(Yao et al., 2017).巴东M4.3地震发生后，湖北省地震局在震中区附近架设了流动地震台进行加密观测，使用的仪器是英国Gurlap公司生产的CTG-40T地震仪，仪器频带1 s~40 Hz(图 3a).

图 3

Fig. 3

图 3 地震定位台站分布(a)及研究区不同地壳速度结构对比(b) αCXB, αZX, αLQ, βCXB, βZX, βLQ分别代表陈学波(1994), 赵旭(2007)和李强(2009)速度结构模型中的P波和S波速度. Fig. 3 Distribution map of stations (a) and comparison of different crustal velocity models (b) αCXB, αZX, αLQ, βCXB, βZX, βLQ denote the P wave and S wave velocity in the crustal structure model from Chen (1994), Zhao (2007), and Li (2009), respectively.

根据地震监测数据统计，自2017年6月16日13时巴东M4.3地震发生至6月20日23时，震源区共记录到余震103次，其中M_L4.0~4.9级2次，M_L3.0~3.9级1次，M_L2.0~2.9级7次，M_L1.0~1.9级49次，M_L0.0~0.9级44次，最大余震为2017年6月19日M_L3.3地震.我们收集整理了所有地震事件的观测资料，并对震相观测报告数据进行了筛选.考虑到反演中如果使用记录台站数少于4个的地震资料会导致方程欠定(杨智娴等，2003)，本研究选取记录台站数≥4个的地震资料.经计算理论走时、剔除差错数据，删除震相不清、距离太远的地震，最后筛选出符合条件的89个地震用于定位.

震源机制反演数据主要来源于湖北省区域地震台网，基于信噪比较高，台站分布方位角较好的原则，选择了距离巴东M4.3和M4.1地震震源区300 km范围内的宽频带数字地震记录参与矩张量反演计算.

地震定位及震源机制的反演均受区域速度结构的影响，根据我们之前对该地区地震定位的研究(张丽芬等, 2016)，认为赵旭等(2007)的速度结构模型在该地区的适用性较好.该模型共分6层，如表 1所示.

表 1 Table 1

表 1 本研究使用的地壳速度结构(赵旭等, 2007) Table 1 Crustal velocity model used in this study (Zhao et al, 2007) 层号 层厚 /km Vs/ (km·s-1) Vp/ (km·s-1) 密度/ (kg·m-1·s-3) Qp Qs 1 2.0 3.03 5.00 2.60 593 296 2 4.0 3.24 5.50 2.66 670 335 3 6.0 3.31 5.80 2.70 702 351 4 13.0 3.44 6.20 2.75 758 379 5 10.0 3.78 6.80 2.81 920 460 6 5.0 4.39 7.90 2.92 1299 650

表 1 本研究使用的地壳速度结构(赵旭等, 2007) Table 1 Crustal velocity model used in this study (Zhao et al, 2007)

由于用于定位的地震数目较少，反演中采取奇异值分解法，通过多次迭代获得最优解.迭代时不删除空中地震，深度还原为上一次迭代时的数值.通过不断迭代，降低标准偏差的倍数，舍去残差大于截断值的震相数据(Waldhauser and Ellsworth, 2000)，最终获得84次地震的精定位参数.重新定位后均方根残差平均值由原来的0.23 s降为0.08 s，震源位置的估算误差(2倍标准偏差)在EW方向、NS方向以及垂直方向的平均值为0.21 km、0.25 km和0.30 km.M4.3和M4.1地震震中位置分别为110.4384°E, 31.0344°N和110.4506°E, 31.0382°N，震源深度分别为3.8 km和2.4 km.平面上，整个地震序列位于长江以北秭归向斜的西南顶点部位，呈NE向展布在长约1.8 km，宽为1.3 km的狭窄条带内(图 4a).

图 4

Fig. 4

图 4 巴东地震序列空间分布图(a)及震源深度分布图(b) Fig. 4 Spatial distribution map (a) and focal depth (b) of the Badong earthquake sequence

沿地震序列长轴展布方向取AA′剖面，垂直长轴方向取BB′和CC′剖面(图 4)，分析地震序列的平面展布和震源深度分布特征.沿AA′剖面(剖面方向NE51°)，地震震源深度总体差异不大，98%的地震分布在2~4 km深度范围内(图 4b).从AA′剖面可以看到，随时间序列发展，可能存在两个地震簇.一簇聚集在M4.3地震附近，另一簇则聚集在M4.1地震附近.除了两次M4.0以上地震，主要以小震和微震活动为主，最大余震为2017年6月18日3.3级地震.沿着AA′图切震中区地质剖面，发现绝大多数地震分布在三叠系中统巴东组和嘉陵江组地层中(图 5a).

图 5

Fig. 5

图 5 巴东地震序列深度剖面图(虚线为拟合的震源深度倾向曲线, 色标代表余震距离主震的时间) (a), (b), (c)分别代表AA′, BB′和CC′剖面. Fig. 5 Focal depth profiles of the Badong earthquake sequence. (Dash lines denote the fitting trending curve of the focal depth, and the color bar shows the time difference of the aftershocks from the main shock) (a), (b) and (c) denote the profiles AA′, BB′ and CC′, respectively.

垂直地震序列优势长轴方向图切BB′剖面和CC′剖面(剖面方向SE，图 4)，从BB′剖面可以清晰看到，M4.1地震簇震源深度集中在2~3 km范围内，震源深度没有呈现出明显变深或变浅的特征.主要分布在巴东组三段泥质灰岩地层中，部分极微小地震发生在巴东组三段和四段紫红色砂岩泥岩地层的界面附近(图 5b).CC′剖面中，M4.3地震簇震源深度集中在2~4 km范围内，且随时间有逐渐变浅的趋势，拟合发震节面倾向SE.M4.3地震震源深度3.8 km，位于三叠系嘉陵江组灰岩地层中，整个序列的深度展布呈现与地层斜切的特征(图 5c).

为了更深入了解该地震序列的震源特征，在地震精定位的基础上，我们对M4.3和M4.1地震的震源机制进行了求解.在进行波形反演前，先对观测数据进行了去倾斜、去均值以及去仪器响应等预处理.为消除长周期脉动及零漂等的干扰，也为了有效避免速度结构非均匀性所带来的影响，采用4阶Butterworth带通滤波进行处理，滤波范围为0.02~0.06 Hz.格林函数采用Kohketsu(1985)提出的离散波数方法来进行计算.最终反演求得的震源机制解结果(图 6)为：M4.3地震矩心深度为4 km，节面Ⅰ：走向160°，倾角88°，滑动角45°；节面Ⅱ：走向67°，倾角45°，滑动角177°.M4.1地震矩心深度为2 km，节面Ⅰ：走向155°，倾角83°，滑动角27°；节面Ⅱ：走向62°，倾角63°，滑动角173°.从观测地震图(黑线)与理论计算地震图(红线)之间的拟合关系看，大部分台站波形拟合很好，说明矩张量反演结果是可靠的.

图 6

Fig. 6

图 6 巴东M4.3和M4.1地震震源机制解 (a, b)分别为M4.3和M4.1地震波形反演结果; (c) P波初动结果. Fig. 6 Focal mechanisms of the M4.3 and M4.1 Badong earthquakes (a) and (b) show the waveform inversion results, and (c) denotes the focal mechanism result from the P-wave first motion method.

此外，我们利用传统的P波初动方法，分别选取湖北省区域地震台网和三峡地震台网震中距300 km范围内，具有清晰P波初动、方位角分布较好的地震台站记录进行分析.结果发现，P波初动得到的震源机制解与矩张量反演结果比较吻合(图 6c).结合地震精定位后地震序列平面展布和深度剖面分析，判断M4.3和M4.1发震节面应该为走向NEE的节面，倾向SE，运动性质接近纯走滑.

地震定位结果显示，整个地震序列集中在长1.8 km，宽1.3 km的NE向条带内.M4.3地震震源深度较深，余震向浅部迁移，总体呈现NW浅，SE深的特征.从地震序列时序演化特征可知，破裂沿走向NEE，倾向SE的节面发生.M4.3和M4.1地震震源机制解表明，NEE向节面走向与地震序列的优势展布方向比较一致，判断为可能的发震节面.节面倾向SE，呈走滑运动性质，与震源深度剖面分析得出的结果基本吻合.

震中区内断裂构造以NE和NNE向为主，高桥断裂走向NE45°左右，倾向SE，倾角50°~60°.周家山—牛口断裂走向NE20°，倾向NW，倾角65°~78°，活动强度很弱.新华—水田坝断裂总体走向NE20°，倾向NW，倾角70°左右，地表构造形迹不明(夏金梧等, 1996).巴东地震序列位于NE向高桥断裂的SE侧和NNE向周家山—牛口断裂西侧，主震距离两断裂分别约12 km和5 km.从地震定位和震源机制的分析，可以排除NW倾向的周家山—牛口断裂和新华—水田坝为发震构造的可能.而高桥断裂力学性质为逆断层，这和震源机制反演得到的节面走滑运动的性质不符.也就是说，震中区没有发现与该地震震源机制吻合的断裂构造.我们分析认为，两次较大地震可能不是沿震中区已有断裂发生，而是由震中区NEE向节面的剪切错动引起的.

根据地震定位结果以及区域地层分布，整个地震序列主要集中在秭归向斜翼部的三叠系中统巴东组和下统嘉陵江组或大冶组地层中(图 5).巴东M4.3和M4.1地震重新定位震源深度均比较浅，分别为3.8 km和2.4 km，前者位于三叠系嘉陵江组或大冶组的质纯灰岩中(图 7d)，后者则落入其上覆的巴东组紫红色砂泥互层中.

图 7

Fig. 7

图 7 巴东地震震中区地层岩性 (a, b)巴东组二段紫红色砂岩夹灰绿色泥岩; (c)巴东组三段泥质灰岩; (d)嘉陵江组灰岩. Fig. 7 Stratigraphic lithology in the epicenter area of the Badong earthquake sequence (a) and (b) denote the purple-red sandstone interlayered with grey-greenish mudstone in the second member of Badong formation (T2b2); (c) shows the muddy limestone in the third member of Badong formation (T2b3); (d) denotes the limestone in the Jianglingjiang formation (T1-2j).

地质力学分析认为，在褶皱变形过程中，地层间存在相对滑动(杨玉山等，2006；易顺华等，2007).颜丹平等(2008)对研究区不同岩性地层组合的样品开展了单轴岩石力学实验，结果表明，区内中三叠统巴东组(T₂b)和下三叠统大冶组(T₁d)单轴抗压强度相对其上覆和下伏地层均明显较小，属于易发生滑脱的软弱地层.这些软弱层主要由泥质岩、粉砂岩和泥质灰岩组成，与上下岩层物性特征差异明显，容易发生顺层滑动(颜丹平等，2008；张勤丽等，2008；李亚丽等，2011).

地震定位结果显示，绝大多数小震微震集中分布在中三叠统巴东组二、三、四段地层中(图 6).如前所述，巴东组二段(T₂b²)和四段(T₂b⁴)地层以紫红色粉砂岩与灰绿色泥岩互层为特征(图 7a, b).由于二者力学性质上的差异，在区域构造力作用下岩层交界处容易发生宏观力学破坏.水平构造应力作用之初，灰绿色泥岩压缩变形比紫红色粉砂岩大，这种不均匀变形使得相邻岩层产生相对滑动，进而在接触面上产生摩擦.由于紫红色粉砂岩硬度比灰绿色泥岩大，因此摩擦所造成的接触面损伤应变主要集中在灰绿色泥岩中.随着应力的逐渐增大，岩层由压缩变形变为失稳弯曲变形，造成岩层上部产生拉应力而下部产生压应力.而岩石的抗拉能力远小于其抗压能力，所以岩层上部在拉应力作用下会产生许多细小的垂直拉裂隙，使得原来已经发生摩擦损伤的泥岩发生进一步的破坏(卢海峰等，2010).在重力和构造力的长期作用下，破碎的泥岩容易发生剪切错动.

巴东组三段(T₂b³)地层岩性以灰色、浅灰绿色灰岩及泥灰岩为主(图 7c)，风化作用使岩石中的碳酸盐矿物溶解、淋失，泥质含量相对增加.因此，巴东组三段也是典型的易滑地层(江洎洧，2012).该地层内软硬交替现象十分明显，在褶皱构造形成时，软弱夹层内部和软硬岩接触面均存在不协调变形，形成较宽的破碎带.在地下水的作用下发生进一步弱化软化，容易产生失稳滑动(柴波等，2009).

在经受长期的库水荷载作用后，库区发生压缩形变(杜瑞林等，2004).此次巴东地震序列发生在6月，此时三峡水库正处于调度的腾库容期，即卸荷期(图 8).由于荷载卸除，库区发生应力回弹，引起卸荷面附近岩体内部应力重分布，造成局部应力集中效应.卸荷状态下岩体的工程性质与加荷状态下存在较大差异，而这种长期的加卸载过程使得岩体在干湿循环作用下力学性质发生了较大变化，容易发生变形与破坏(刘新荣等, 2016).此外，压性回弹作用，产生的拉张应力还会引起部分裂隙的扩张，为流体渗透扩散提供了有利通道(丁原章等，1983；Talwani and Acree, 1985).

图 8

Fig. 8

图 8 三峡水库调度运行水位分布(陈桂亚, 2012) Fig. 8 Schemes of reservoir water level operation in the Three Gorges project (Chen, 2012)

综合震中区地层岩性、水文地质及构造应力场等的分析，我们建立了巴东地震序列的一种可能成因机制模型(图 9).

图 9

Fig. 9

图 9 巴东地震序列成因推测成因模型(蓝色箭头代表流体运移，黑色短实线代表节理裂隙) Fig. 9 A possible genesis model of the Badong earthquake sequence (Blue thin arrows show the fluid migration; black short solid lines denote the joints and fractures)

巴东地震序列发生在秭归向斜翼部的三叠系地层中，M4.3地震发生在嘉陵江组厚层灰岩中，余震则主要发生在巴东组和大冶组易滑地层中.嘉陵江组(T_1-2j)厚层灰岩节理裂隙发育，巴东组(T₂b)红层为一套厚度较大的软硬相间的紫红色碎屑岩和碳酸盐岩沉积，同样发育多组节理裂隙，属于构造薄弱带，遇水容易发生软化.由于含泥量高，浸水再失水后容易产生崩解，且崩解速度较快(柴波等，2009).三峡水库2008年175 m试验性蓄水以来，每年有30~40 m的周期性水位涨落.地震发生时，水库处于腾库容阶段.卸荷作用产生的压性回弹使得硬岩层内的裂隙扩张，然后沿软硬岩层层面发生滑动.此外，这种软硬岩层力学性质的差异使得褶皱构造的应力应变状态非常复杂.在褶皱翼部主要受层间剪应力的作用，发育与地层面斜交的剪裂隙(龚宇，2000；杨金，2012).野外观测发现，震中区砂岩中的裂隙主要为与层面直交的剪裂隙和张裂隙，有部分与层面斜交的裂隙.泥岩中则主要发育与层面斜交的劈理.岩石中的节理裂隙和次级小断层为流体向地下渗透提供了通道(图 9).

震中区内地下水类型以碎屑岩孔隙水和碳酸岩岩溶水为主，前者所赋存的巴东组软岩层正是M4.1地震和绝大多数地震分布的区域，M4.3地震和少部分地震落入了岩溶水赋存的三叠系嘉陵江组灰岩中.灰岩受地下水的长期溶蚀作用，容易发生失稳滑动.直剪试验结果表明，软弱夹层抗剪强度与夹层的含水率有很大关系(卢海峰等，2010).当含水率由自然状态增大到饱和状态时，夹层的摩擦系数会迅速降低，导致岩石强度降低.在回弹引起的拉张应力和重力条件下，发生破裂失稳(殷跃平等，2004；卢海峰等，2010).此外，软硬互层的水敏性差异较大.在地下水的作用下，软弱岩层(如T₂b²中的泥岩)容易先被破坏，造成软弱层与硬岩层的发展贯通.软弱层被地下水侵蚀带走之后，硬岩层中间可能出现架空现象.在重力作用产生的弯矩作用下，促进硬岩裂隙发育，最终产生破坏(常中华等，2004)，发生地震，但地震的震级较小.此外，巴东地震序列所在的秭归盆地中部沉积盖层变形方式以褶曲为主，而褶皱发育的深度大多数情况下不过几公里.低强度的沉积岩盖层与较低的围压应力环境，限制了会产生大地震的弹性应变能的积累.因此，在变形过程中沿褶皱两翼产生的次级脆性破裂，规模较小，向下切割深度较浅，所引发的地震一般都为低震级、浅震源.

综上，此次巴东地震序列为一发生在褶皱构造翼部的地震活动.节理裂隙发育的三叠系灰岩、巴东组及大冶组易滑岩层为岩体发生顺层或切层剪切滑动提供了物质条件；库区压性回弹产生的附加应力、重力作用以及流体渗入引起的孔隙水压力则提供了力源；褶皱构造中发育的节理裂隙及次级小断层为流体的渗透提供了通道.在多种因素的综合控制下，岩石中节理裂隙不断扩展贯通，发生顺层或切层的失稳滑动，造成了地震的发生.后续我们会开展相关的数值模拟及室内力学实验来检验该机制的合理性.三峡水库巴东库段自蓄水以来发生了大量的小震微震活动，是否都是以此种成因模式发生，还有待于进一步的深入工作和探讨.