三峡水库秭归与巴东交界地段位于库区中游湖北巴东县东部与秭归县西侧交界地带，距坝址区不到60 km.地形上处于鄂西山地，高山峡谷.在地质构造方面，处于鄂西八面山褶皱带与秭归向斜盆地交接地带，周家山—牛口断裂与马鹿池断裂交汇于附近，西北侧为高桥断裂，地层为侏罗纪桐木园组及三叠纪巴东组和嘉陵江组，下伏地层为二叠纪大隆组，深度约3~5 km，岩性主要为砂岩、灰岩、泥岩与页岩夹煤层结构，同时在浅表还分布有许多废弃煤矿硐与较大的滑坡体，比如大坪滑坡体、黄蜡石滑坡体等，因此，该区域地质构造与浅表工程地质环境非常复杂.自2003年三峡库区蓄水以来，由于水库蓄水效应、库水多年的侵蚀溶蚀及每年周期性加卸载对区域原有构造与岩层的持续作用，使得整个库区水文地质环境与地下渗流结构受到明显的影响，区域孕震环境也变得更加复杂.秭归与巴东交界地段在2003年蓄水初期，曾发生过许多微小地震活动，震级小震源浅，大多数与蓄水初期浅表岩溶塌陷有关，但蓄水至2013年这段时间未发生过M_S3.0以上地震，2013年12月之后该区陆续发生了5次M_S4.0以上地震，分布在周家山—牛口断裂、高桥断裂与马鹿池断裂之间水库北岸的狭小区域(图 1)，这些4级地震的持续发生是否意味着区域孕震应力环境与发震机理发生着潜在的改变？这一问题需要更深入研究.

图 1

Fig. 1

图 1 三峡库区地质构造简图(据湖北省1:20万地质图改编) F1周家山—牛口断裂，F2马鹿池断裂，F3高桥断裂. Fig. 1 Geological structure sketch of Three Gorges Reservoir area F1 Zhoujiashan-Niukou fault, F2 Maluchi fault, F3 Gaoqiao fault.

基于双力偶位错模型的震源机制解方法在研究震源发震机理与区域构造动力环境过程中被广泛应用，比如在板块构造领域震源机制的作用(Brumbaugh, 1979; Schubert et al., 2001)与构造地震动力过程与机理研究方面(倪江川等，1991；易桂喜等，2015).同时在一些特殊区域的震动事件，比如地热、水库、核爆、滑坡、矿塌等地区，震源体中除剪切部分外，还包含了体积的收缩与膨胀、张裂、挤压变形等，采用地震矩张量及分解形式来分析解释震动源更准确合理(Gilbert, 1970; Chapman and Leaney, 2012), 比如应用于火山及地热区(Foulger, 1988; 张广伟和雷建设, 2015)，和核试验与采矿区(Dreger and Woods, 2002; Walter et al., 2009).近些年地震矩张量及分解在水库库区地震的成因机理研究方面也有许多应用(Bhattacharya, 2007; Rao and Shashidhar, 2016; He et al., 2018).地震矩张量反演后不仅可得到矩心深度与双力偶源部分，还可分解出膨胀源和其他非各向同性部分，对研判震源性质与发震机理具有重要意义.李井冈等(2018)曾对2017年秭归与巴东交界地区M_S4.3、M_S4.1地震矩张量进行反演，给出了最佳双力偶解与深度，但缺少偏张量的分解与分析，一定程度上局限了对发震机理的分析解释.本研究将采用Kiwi(KInematic Waveform Inversion)软件包和rapidinv12矩张量反演程序, 该方法在德国、希腊、西班牙等地区中小地震矩张量反演中已有许多应用(Cesca et al., 2010, 2014)，本文将对上述5次地震全矩张量进行反演与分解，对分解的偏张量和CLVD成分进行分析解释，并结合库区现今构造应力场与库水长期溶蚀与加卸载变化的影响，对研究区地震震源性质与发震机理进行深入探讨，对三峡库区秭归与巴东交界地区地震活动规律与机理的认识具有一定帮助，对库区的防震减灾工作也具有一定意义.

该区域在2003年蓄水至2013年12月16日M_S5.1地震之前，地震活动比较分散，水库南岸巴东县周边、北岸东瀼口、高桥断裂附近均有分布，而黄蜡石附近几乎没有地震活动.2013年巴东M_S5.1地震及序列主要分布在巴东东瀼口，余震呈近东西向展布.2017年以来地震活动主要集中在黄蜡石附近，发生了两次M_S4级地震序列活动，分别为2017年6月16日、18日M_S4.3、M_S4.1与2018年10月11日M_S4.5、M_S4.1地震序列，两次序列均分布在周家山—牛口断裂西南端与马鹿池断裂东部交汇处西北侧，序列主体分布在水库北岸，震区西北侧为高桥断裂，周家山—牛口断裂中段在1979年曾发生过M_S5.1地震(图 2).2017年与2018年两次M_S4级地震序列比较显示(图 3)，前者2017年6月16日19时48分发生M_S4.3主震，间隔2天后18日17时39分又发生M_S4.1地震，为双震型序列，截止到7月15日，共记录到余震150次，其中M_L1.0~1.9级68次，M_L2.0~3.9级10次，M_L3.0~3.9级1次.后者2018年10月11日15时06分首发M_S4.5主震，其后17时10分发生M_S4.1次震，也为双震型序列，截止到2018年11月10日，该序列共记录到地震137次，其中M_L1.0~1.9 57次，M_L2.0~3.9 10次，缺少M_L3.0余震，到目前该序列微小余震仍持续发生.

图 2

Fig. 2

图 2 秭归巴东交界地区地震分布图 Fig. 2 Seismic distribution map in the border area of Zigui and Badong

图 3

Fig. 3

图 3 2017年6月16日ML4.8(MS4.3)与2018年10月11日ML4.9(MS4.5)地震序列比较 Fig. 3 Comparison of the seismic sequences of ML4.8(MS4.3) on June 16, 2017 and ML4.9 (MS4.5) on October 11, 2018

为获得更准确的震中位置，统一选用三峡水库地震台网中包围较好的最近7个台站波形(图 1)，采用HYPO2000方法对以上5次4级以上地震重新定位，定位误差见表 1，重新定位后5次地震也均位于水库北岸，距库岸小于5 km，震源深度均小于4 km，另外2017年6月16日M_S4.3地震明显偏离地震序列簇，与后3次地震位置也存在较明显偏差，更靠近西侧(图 2，表 1).

表 1 (Table 1)

表 1 5次地震HYPO2000定位结果 Table 1 HYPO2000 location results of five earthquakes 序号 发震日期 发震时刻 经度/°N 纬度/°E 震级/MS 深度/km 水平误差/km 垂直误差/km 1 2013-12-16 13:04:52.1 110.42 31.07 5.1 2.8 0.36 0.49 2 2017-06-16 19:48:12.3 110.41 31.04 4.3 3.6 0.34 0.49 3 2017-06-18 17:39:21.1 110.45 31.04 4.1 3.1 0.37 0.47 4 2018-10-11 15:06:31.8 110.46 31.04 4.5 3.0 0.36 0.45 5 2018-10-11 17:10:03.4 110.46 31.03 4.1 3.0 0.37 0.45

表 1 5次地震HYPO2000定位结果 Table 1 HYPO2000 location results of five earthquakes

一般地，在Σ面上的位移间断引起x处的位移u_n可简化为下列表达示(Aki and Richards, 1980)：

(1)

其中，m_pq为矩张量密度，与滑动与断面产状有关，而格林函数G_{np, q}与波的传播、地球速度结构等相关. 在点源近似、远场与格林函数一阶近似等条件下，(1)式在频率域的矩阵形式可写为

(2)

这里s(ω)为震源时间函数，A_nj(ω)为格林函数，M_j代表与矩张量相关的振幅部分.依据给定的地球速度模型，调整不同的s(ω)与M_j部分计算理论地震图，并与实际观测地震图比较，获得最佳拟合值即为矩张量解.Cesca等(2006, 2010)提出一种求解震源参数的新方法，把整个震源破裂过程简化为一个程函震源模型，共有13个独立参数：断层面走向φ、倾角δ、滑动角λ、标量地震矩M₀、矩心深度z、震中经度Θ、纬度Φ、发震时刻t₀、破裂扩展半径R、破裂核起始位置(n_x, n_y)、破裂速度V_r、破裂上升时间t_τ，其中前8个参数代表着描述点源，其他5个与有限破裂有关，另外，点源参数中φ、δ、λ、M₀等参数影响着辐射图样，代表着地震矩张量中偏张量部分.通过频率域振幅谱反演前5个参数，从而求得全矩张量及其分解，通过时间域S波窗采用空间网格搜索获得最佳震源矩心位置，同时也有效解决压缩与膨胀域不确定性问题.反演过程中采用L2-norm模型Levenberg-Marquardt算法，计算理论图与图两者之间的差异程度，通过拟合差(misfit)反映理论图与观测图之间的差异程度，其表达式为

(3)

式(3)中w_j、y_j^syn、y_j^obs分别为权重、理论值与观测值，拟合差越小表明理论与观测波形差异越小，通过比较不同深度层反演解的拟合差获得最佳拟合深度，同理可用于求取最佳断面走向、倾角、滑动角等参数.

本方法中使用振幅谱反演的优势在于其对与地球模型不匹配造成的波列线与相位差异不敏感，能有效降低近场地壳速度结构不均匀性对结果的影响，对更高频率仍有稳定的解，可充分利用地方台波形资料，使反演震级下限可低至M_L4.0甚至更低，高频部分可高于0.1 Hz(Cesca et al., 2006, 2010, 2014).

本研究使用了湖北与重庆测震台网12个台站宽频带波形数据，台站主要配置BBVS-60型宽频带地震计，频带宽度为40 Hz至60 s速度输出平坦.选取台站的震中距小于190 km，分布均匀，台站间隙角小于45°，包围较好(图 4)，台站分布范围、包围程度与宽频带波形数据质量均能够满足本研究的需要.

图 4

Fig. 4

图 4 参与矩张量反演的台站 Fig. 4 Stations used in moment tensor inversion

三峡水库及近邻地区地壳速度结构前人已做过许多研究.早在20世纪80年代末，陈学波等(1994)采用人工地震测深方法(DSS)获取了库区及近邻地区较详细的地壳结构与地质解释，同时还反演了地震波衰减因子与介质品质因子等.该方法沿近EW与近NS各布设两条测线，其中EW向主测线近300 km，基本沿长江流向布设，穿过震源区，4条沿线基本上涵盖了整个库区及近邻地区.研究结果把地壳分为上、中、下三大层，其中上地壳分沉积盖层与结晶基底，中下地壳又分为两个亚层，共5层结构，莫霍面埋深约34~47 km.李强等(2009)在此结构基础上又增加不同深度速度间断面，使用2003年至2007年的三峡库区微小震P、S波走时数据，采用地震层析成像技术反演了库区地壳结构，吴海波等(2018)使用2009年之后走时数据采用双差层析成像进一步对三峡库区地壳三维速度结构进行反演优化，后两项研究主要以陈学波等的研究成果为基础，增加2 km深度速度间断面，并针对库区不同深度层(特别是中上地壳)地震波速横向不均匀性进行讨论.考虑到三峡库区及近邻地区地壳构造复杂，横向差异较大，本研究仍以陈学波的地壳速度结构为基础，适当调整不同速度层深度与速度值，增加2 km深度层，共6层结构，由于选取台站多数分布在黄陵背斜及以西地区，地壳平均厚度选定为38 km，具体的速度结构见表 2与图 5.

表 2 (Table 2)

表 2 三峡库区及近邻地区地壳速度结构模型 Table 2 Crustal velocity structure in the Three Gorges Reservoir and its adjacent area 顶层深度/km VP/(km·s-1) VS/(km·s-1) ρ/(g·cm-3) QP 0.0 4.80 2.77 2.46 71 2.0 5.50 3.18 2.55 71 8.0 6.15 3.55 2.82 241 14.0 6.30 3.64 2.87 387 20.0 6.50 3.75 2.93 387 28.0 6.90 3.98 3.04 416 38.0 7.90 4.56 3.30 600

表 2 三峡库区及近邻地区地壳速度结构模型 Table 2 Crustal velocity structure in the Three Gorges Reservoir and its adjacent area

图 5

Fig. 5

图 5 三峡库区及近邻地壳速度结构 Fig. 5 Crustal velocity structure in the Three Gorges Reservoir and its adjacent area

在矩张量反演中，选取波形数据信噪比太低将影响反演结果的可靠性，通常要求信噪比大于50.本研究通过选取的P、S波形与震前噪声波形的功率谱密度比值求取不同频段的信噪比，图 6为WAZ台P、S波形与噪声波形功率谱密度以及信噪比曲线，可以看到三个分向P、S波频谱稳定，在反演频段0.02~1 Hz范围内，信噪比均大于80，由于WAZ台为震中距最远的台站，理论上其它台站波形信噪比应该均比其要大，实际计算结果也是如此，因此选取的12个台站3分量波形数据信噪比满足本研究反演要求.

图 6

Fig. 6

图 6 WAZ台P、S波形与噪声波形功率谱密度比较 (a) P、S波功率谱(蓝线)与噪声功率谱(红线)；(b)三分向信噪比，虚线为滤波频率上下限. Fig. 6 Comparison of power spectral density of P and S waveforms and noise waveforms at WAZ station (a) P and S waveforms power spectrum(blue line) and noise power spectrum(red line); (b) Signal-noise ratio of three components, with dashed lines as upper and lower limits of filtering frequency.

矩张量反演中波形滤波频带也会对结果产生影响，对于较大地震，滤波频率下限通常选择较低效果更好些.Cesca等(2011)使用本方法对德国与希腊地区中小地震矩张量反演中，对震级M_L小于5.5与震中距小于400 km的地震，选取的频带为0.035~0.1 Hz，在西班牙中小地震反演时，上限频率甚至高达4 Hz(Cesca，2006).本研究中由于地震震级较小，震中距近，在参考上述研究基础上，选取相同的台站对2018年10月11日两次4级地震进行频段测试.首先把频率范围0.02~1 Hz之间分成4个频段，分别计算每个频段振幅谱拟合差(misfit)，拟合差最小频段为最终使用的频段.从表 3中显示，两次地震均在0.035~0.1 Hz频段时拟合差最小，同时在该频段内波形的频谱也比较平坦稳定，因此本文反演中选取该滤波频段.

表 3 (Table 3)

表 3 不同滤波频段拟合差值 Table 3 Misfit of different filtering frequency bands 事件 日期 震级/MW 滤波频段振幅谱拟合差值misfit 0.02~0.033 Hz 0.025~0.05 Hz 0.035~0.1 Hz 0.05~0.2 Hz 0.0167~1 Hz 1 2018-10-11 4.2 0.613 0.479 0.369 0.541 0.562 2 2018-10-11 3.7 0.883 0.850 0.482 0.585 0.621

表 3 不同滤波频段拟合差值 Table 3 Misfit of different filtering frequency bands

本研究中格林函数采用Wang(1999)的方法，使用前述的六层地壳速度结构计算三峡及近邻地区格林函数库.整个反演过程分为两步，第一步为通过振幅谱反演走向、倾角、滑动角、震源深度和标量矩等，本方法为P、S波全波反演，台站震中距小，震源深度浅，因此全波形长度设定为60 s，震源深度限定在10 km内，时间函数为地震前后1.5 s，步长0.3 s.通过拟合差值的大小指示着反演结果质量的好坏，以门槛值0.4、0.5、0.6为基准把反演结果质量分为A、B、C三类.反演过程中，台站数量、波形数据和台站仪器配置都会对拟合差值产生影响，由于本研究中5次地震位置相距较近，反演中选用一致的台站，仪器配置也一样，可降低这些因素对反演结果的影响.另外，断面走向φ、倾角δ、滑动角λ、矩心深度z等反演参数的相对拟合差曲线的平坦程度也用于反映求解结果的稳定性.也可通过台站垂直向P波初动符号进一步约束解的结果的可靠性.从表 1中地震事件4第一步的反演结果显示(图 7)，最近10个台站三分向波形的观测振幅谱与理论振幅谱一致性好，走向、倾角、滑动角与矩心深度等参数的相对拟合差曲线变化平稳，加入P波垂直向初动符号后四象限分布清晰，没有矛盾符号出现，其他4次地震也有类似的结果，表明反演结果质量稳定可靠.第二步在第一步求得的点源参数基础上通过时间域内S波窗采用网格搜索不断改进震源矩心位置和震源时间等参数，从而获得最佳矩心中心位置与震源持续时间(图 8)，并明确膨胀区与压缩区问题.

图 7

Fig. 7

图 7 事件1最近10个台站观测与理论振幅以及深度、节面产状拟合曲线 上图依次为加入P波垂直向初动符号的震源机制解结果，深度、走向、倾角与滑动角拟合差曲线，观测与理论振幅曲线对比. Fig. 7 Observed and theoretical amplitudes at 10 nearest stations, and depth and parameters of nodal planes of event one

图 8

Fig. 8

图 8 事件1最近10个台站观测与理论波形以及矩心位置和时间函数 上左图为矩心位置反演结果，上右图为时间函数持续时间，下图为观测波形(红线)与理论波形(黑线)对比. Fig. 8 Observed and theoretical waveform at 10 nearest stations, moment center position and time function of event one

按上述方法反演了5次地震的节面产状、拟合差值、矩震级、矩心深度、矩心相对位置(表 4)，从反演结果的拟合差值(misfit)分析，这5次地震中有4次小于0.4为A类，剩余1次为B类，也反映反演结果的可靠性.从节面产状看，5次地震滑动类型一致性较好，均为走滑兼逆断性质，各参数差值小于10°，震源矩心深度在4.0~4.5之间，深度浅且变化稳定，矩心中心相对位置也变化稳定，均小于2.0 km.与前人的研究结果比较，节面产状与深度差异都比较小(表 4).

表 4 (Table 4)

表 4 节面产状、矩心深度与相对位置反演结果 Table 4 Inversion results of parameters of nodal planes, focal depth and relative position 事件 节面1/(°) 节面2/(°) P轴/(°) T轴/(°) Misfit MW 矩心深度/km 相对位置/km 走向, 倾角, 滑动角 走向, 倾角, 滑动角 走向, 俯角 走向, 俯角 1 68, 49, 161 171, 76, 43 294, 17 38, 40 0.365 4.7 4.5 0.5W, 0.5N 69, 49, 169 166, 82, 42 291, 21 36, 34 5.5 赵凌云等，2014 2 62, 52, 152 170, 68, 42 293, 10 33, 44 0.374 4.2 4.4 2.0E, 1.5N 67, 44, 177 160, 88, 45 292, 15 31, 28 4.1 4.0 李井岗等，2018 3 60, 53, 162 161, 76, 38 286, 15 27, 37 0.324 4.1 4.0 0.5E, 1.0N 62, 63, 173 155, 83, 27 287, 7 20, 23 4.0 2.0 李井岗等，2018 4 59, 53, 166 158, 79, 38 283, 17 25, 34 0.369 4.2 4.5 0.5E, 1.5N 5 58, 55, 159 160, 73, 37 286, 11 25, 38 0.482 3.7 4.1 1.5E, 1.0N

表 4 节面产状、矩心深度与相对位置反演结果 Table 4 Inversion results of parameters of nodal planes, focal depth and relative position

地震矩张量用于统一描述各种震源，可通过上述反演的偏张量参数φ、δ、λ、M₀等求得.通过本征值与本征矢量对全矩张量有多种不同的分解方法，本研究中为了分析考察震源的体积及偏量变化，把矩张量分解为各向同性解(ISO)、纯双力偶解(CD)与补偿线性矢量偶极解(CLVD)三部分，后两者通常合称为偏张量解(DEV)，各向同性解表征震源体积变化，双力偶解用于解释断层面产状与应力主轴等纯剪切问题，补偿线性矢量偶极代表着三个本征矢量方向上力偶强度差异，反映了震源体中扭剪、张裂等分量强度.为了显示偏张量解中双力偶成分与补偿线性矢量偶极成分两者差异，通常引入参数ε以表征偏量解中最小与最大本征值绝对值的比例关系，，0≤ε≤0.5，并用2ε和(1-2ε)的百分数来表达补偿线性矢量偶极与纯双力偶之间的相对强度，两者之和为百分之百(Jost and Herrmann, 1989).按上述方法对5次地震全矩张量解进行ISO+CD+CLVD分解，结果显示(表 5)：1)分解后各分量(ISO、DC和CLVD)所占比例的差异变化较小，ISO均小于10%，这与上地壳岩石和部分材料的ISO成分低于10%的结果一致(Thomsen，1986；蔡晓刚等，2011).纯双力偶(DC)在51%~61%之间，CLVD解为39%~49%，各比例成分比较稳定，未产生差异变化较大的地震事件；2)纯双力偶DC成分比例偏小，而CLVD成分比例明显偏多.前人的研究认为(Julian et al., 1998；Miller et al., 1998)，能引起CLVD成分增加的因素很多，在各向异性介质中的剪切错动，在不同方向上的多重剪切错动，以及在火山或地热区地下液压状态下的拉张错动都能引起CLVD成分的增加.Vavryčuk(2005)的数值模型试验证实各向异性可使CLVD成分达30%和各向同性成分达15%.这5次地震震中处于三峡水库近岸区，库水对矩张量中CLVD成分增加具有重要影响，震中区地下岩层岩石经过库水多年侵蚀与溶蚀，处于水体饱和状态，增加了介质各向异性特性，在这种状态下，库水荷载变化有利于地下介质孔隙压产生拉张与剪切错动，从而引起CLVD成分的增加.

表 5 (Table 5)

表 5 全矩张量反演结果与分解 Table 5 Inversion results and decomposition of full moment tensor 事件 Mrr/Mtt/Mpp/Mrt/Mrp/Mtp M0/×1015Nm ISO, DC, CLVD/% 1 -2.13/4.34/0.33/-5.82/-4.04/-5.96 17.30 7, 57, 43 2 2.38/-5.75/-0.11/5.46/4.41/ 4.31 3.08 9, 54, 46 3 4.46/-6.97/-1.58/5.20/ 5.09/4.74 2.09 9, 51, 49 4 6.83/-5.77/-0.19/4.72/4.76/4.93 3.50 2, 61, 39 5 -6.09/ 4.50/-1.54/-4.55/-4.64/-3.64 0.63 9, 53, 47 注：Mrr、Mtt、Mpp、Mrt、Mrp、Mtp为地震矩张量六个独立分量.

表 5 全矩张量反演结果与分解 Table 5 Inversion results and decomposition of full moment tensor

三峡库区地处扬子准地台中北部，东西两侧分别为江汉—洞庭断陷与四川台坳，构造主体由秭归向斜盆地、黄陵背斜与神农架穹隆南部组成.对于三峡地区现今构造应力场的形成机制当前存在争议，主要表现在现今构造应力场由NE-SW向主压应力挤压形成的(袁登维等，1996)，还是由NWW-SEE向拉张体制形成的(李蓉川等，1986；高锡铭等，1994).李细光等(2006)的研究认为，三峡地区现今构造应力场主要受到来自西部的NE-SW方向主压应力的挤压，同时叠加由江汉—洞庭盆地的拉张引起的NWW向主张应力作用，主压应力轴方向NE57°，主张应力轴方向约为NW327°或SE147°，但不同地区受到局部构造体的影响，会产生明显变化.从地壳应力作用所显现的地质宏观特征统计获得的区域最大主压应力方向大多数为NE-SW向，主压应力轴倾角均大于30°，非水平状态(袁登维等，1996)，这与蓄水前三峡库区小震震源机制解的结果存在一定差异(王墩等，2007).本研究的5次地震事件均处于巴东与秭归交界长江北岸，在秭归向斜盆地西缘高桥断裂与周家山—牛口断裂之间.地质演化方面，受到NE-SW向主压应力作用，秭归盆地自晚第三纪以来一直处于缓慢隆起状态，现今GPS地壳垂向形变观测认为(杜瑞林等，2004)，黄陵背斜与神农架处于隆起状态，而江汉盆地与秭归盆地为凹陷状态，构成本区域现今隆凹构造格局.从1970—1980年代鄂西地区中小地震震源机制解结果分析表明(高锡铭等，1994)，鄂西江汉地区总体呈引张应力场状态，主张应力轴方位大体上呈以黄陵背斜为中心的辐射状分布，周家山—牛口断裂西侧的1979年秭归M_S5.1地震的主张应力轴(方位角248°，俯角50°)正好符合这一论点.通过地质模型，加载上述确定的主压应力与主张应力轴方向后，采用非连续介质有限元数值模拟分析显示(陈蜀俊等，2005；李细光等，2006)，在黄陵背斜东部与神农架最大主压应力方向为SE，而这5次地震震中区域—黄陵背斜西翼与秭归盆地西侧最大主压应力方向为NW向.

从本文5次地震的双力偶解结果分析，总体上这些地震的受力状态与滑动方式比较接近.这5次地震事件节面1走向均为NEE向，平均61.4°，倾角约52.4°，滑动角为160.0°，节面2走向SSE向，平均为164.0°，倾角为74.4°，滑动角为39.6°，主压应力P轴走向NWW，平均288.4°, 俯角近水平，平均14.0°，主张应力T轴走向NNE，平均29.6°，俯角约38.6°，因此P轴与T轴的水平分量均大于垂直分量，并且主压应力的水平分量大于主张应力的水平分量.P轴与T轴的投影图显示(图 9)，5次事件的投影点非常集中，与赵凌云等(2014)、李井岗等(2018)的反演结果也比较一致(表 4，图 9中红色标注).与前述的震中区现今构造应力场主压应力方向NW向比较，这5次地震平均主压应力轴走向更偏西约40°左右，倾角也与构造应力场存在一定差异，但与蓄水前三峡库区小震震源机制解的平均结果比较一致，后者的主压应力优势方向285°，俯角近水平(王墩等，2007).震中区附近三条主要断裂带地质产状分别为(袁登维等，1996)：周家山—牛口断裂走向NE20°~50°，倾向倾角NWW60°~80°，高桥断裂走向NE50°~60°，倾向倾角SE50°~80°，马鹿池断裂走向270°，倾向倾角N75°~85°，三者倾角均较大，其中周家山—牛口断裂和高桥断裂与本文中5次地震节面1的平均走向大体一致，倾角也相近，均超过50°，但倾向与周家山—牛口断裂基本一致.

图 9

Fig. 9

图 9 P轴与T轴投影图 数字为事件号，蓝色圆圈为P轴投影，蓝色三角为T轴投影，红色为其它研究人员的结果，红虚线为1979年秭归5.1地震的结果，箭头为P、T轴方向). Fig. 9 Projection maps of P-axis and T-axis The number is event serial, blue circle is P-axis projection, blue triangle is T-axis projection, red is the result of other researchers, red dashed line if the result of the Zigui 5.1 earthquake in 1979, arrow is the direction of P-axis and T-axis.

总之，本文中5次地震震源机制的最大主压应力方向与研究区现今构造应力场主压应力方向总体一致，存在一定角度偏差，与蓄水前库区小震震源机制解主压应力与主张应力优势方向和俯角均一致，同时节面1走向与周家山—牛口断裂和高桥断裂大体一致，俯角也较相近，因此这些地震在一定程度上受到了区域构造应力场的控制与影响.

本文中5次地震均位于三峡水库北岸，距库岸最远的地震约6 km，特别是2017年以来的4次地震距水库北岸均约2 km，库水的影响不容忽略.一方面为库水荷载的快速变化对库区地下介质孔隙压影响，从而触发或改变库区局部应力状态；另一方面库水长期的溶蚀改变了地下介质结构和物理性质，可能会引起裂隙的扩张，为流体进一步的渗流扩散提供更有利的条件(丁原章等，1983；Talwani and Acree, 1985).库水对库区地震活动的影响随着时间的推移将产生明显变化.在蓄水初期主要表现为由于库水位上升引起地下介质水体饱和而诱发大量的气爆性浅表垮塌、矿塌、岩溶陷落等微小震活动，三峡水库2003年首期蓄水至2008年首次170 m蓄水期间沿水库沿岸近岸区诱发大量浅表微小震或震群活动，正是处于这一阶段的明显表现.另外，通过比较蓄水前后的重力场与GPS形变场的明显差异变化能够反映库水对近岸区构造形变场的影响(杜瑞林等，2004；申重阳等，2004)，甚至通过三维数值模拟也能显示出水库蓄水对库区局部构造应力场的影响(陈蜀俊等，2005).蓄水首次达到最高水位后，随着时间的推移浅表气泡性微小震活动逐渐减弱，库水侵蚀、溶蚀作用对地震活动的影响慢慢增强，特别是灰岩地区，库水沿原有或新生裂隙长期不断溶蚀，加上库水位每年反复不断的荷载变化，加剧溶蚀作用的强度与深度，造成孔隙的不断扩大，甚至出现溶蚀空洞，从而降低了岩层强度而有利于诱发地震.但能够达到诱发地震的条件非常复杂，主要受到区域构造应力场状态、震中区地质构造与岩层岩性特性、库水溶蚀程度、库水位加卸载方式等，这些条件将限制诱发地震的发生时间与强度.这个阶段在三峡库区的表现也比较明显，自2009年底首次175 m蓄水后至2013年巴东M_S5.1地震前，库区水库两岸近岸区微小震活动明显减少(图 10)，这个时期处于地下介质水体饱和但溶蚀程度达不到诱发较大地震的状态.巴东M_S5.1地震后，地震活动强度明显增强，而频次的增多主要受到余震序列的影响，空间分布总体上向主要构造断裂附近集中，并发生了多次4级以上地震，这一时期地震活动受地下岩层长期溶蚀作用及构造活动的影响逐渐明显，本文的5次地震正是在这个背景下发生的.在地质构造岩性方面，震中区处于巴东多层滑脱构造区(王杰等，2018)，处于多条断裂交汇区附近，浅表裂隙、小煤矿洞丰富，下伏地层为灰岩、页岩、泥岩加煤层结构，这些均有利于地下岩溶孔隙空洞发育.从时间尺度分析，这些地震发生在2003年首期蓄水10年之后，2008年首次170 m蓄水5年之后，震源深度3~5 km，从库水下渗速度角度计算，如果按3×10^-5m·s^-1的平均下渗速度(灰岩：渗透率10^-13m²，水黏滞系数0.4×10^-3Pa·s，孔隙度0.2)(陈颙等，2009)，蓄水至今的下渗深度可达10~15 km，超过5次地震的震源深度，地下速度结构层析成像也显示2011年以来震中区附近地下5~8 km层存在较明显的P波高速异常与库水长期渗透相关(吴海波等，2018).因此地下岩层渗透溶蚀程度与时间长短也会对这些地震发震时间产生重要影响.

图 10

Fig. 10

图 10 三峡水库蓄水以来ML≤2地震频次图 Fig. 10 ML≤2 earthquake frequency map since Three Gorges Reservoir impoundment

库水荷载主要是由于库水重力作用而施加在原应力场的垂直向量，从而改变应力场的状态.通过水库蓄水初期小震震源机制解变化特征能够反映库水蓄水对库区小震震源破裂性质与应力状态的影响与改变.2010年库水首次175 m蓄水以来，库水每年荷载变化都在145~175 m之间规律变化，通常每年9月中下旬开始快速蓄水，到10月底至11月初水位达到最高水位175 m，并保持高水位到下一年1月底开始缓慢泄水，进入消落期，到6月初水位降至最低145 m，进入低水位汛期保持到9月中下旬开始下一年的周期变化(图 11)，本文5次地震所处时段为：2013年巴东M_S5.1地震处在高水位运行期，在最高水位1个月后发生的，2017年秭归M_S4.3、M_S4.1地震处于低水位汛期，发生在最低水位后第6天，2018年秭归M_S4.5、M_S4.1地震处于水位快速蓄水期，距最高水位相差20天，地震所处的水位时段各不相同，所处的库水荷载变化模式也各不相同，但均处于库水加卸载快速变化时段，对局部应力场触发作用比较明显.库水荷载的反复加卸载变化与长期溶蚀可改变地下介质孔隙压状态，Gupta(2002)对孔隙液压状态改变的触发机制进行过很好的解释，与各向同性岩层中传统发震机制比较，瞬时的高孔隙压将引起瞬时的高剪切应力，从而剪切强度迅速减弱而引起失稳，Chen和Nur(1992)指出孔隙压中偏量成分可导致滑动失稳而触发地震，因此各向异性使得库区孔隙压触发机制的更容易发生.前面的研究已指出5次地震均存在较多CLVD成分，意味着震源区或震源破裂有更复杂的各向异性介质、多重剪切滑动或近岸区地下液态的拉张错动等，与震区附近复杂的地层岩性结构与应力状态是一致的.对此李井岗等(2018)认为2017年秭归M_S4.3、M_S4.1地震是由于库水卸载产生应力回弹引起地下岩层顺层或切层失稳滑动产生的.

图 11

Fig. 11

图 11 水库水位变化与地震活动对应关系 Fig. 11 The relationship of the change of reservoir water level and seismic activity

总体上，从区域构造应力环境分析，这5次地震明显受到现今构造应力环境的控制与影响，但就局部而言，震源区的滑脱褶皱构造及局部特殊的地下浅层岩层岩性结构与水文地质环境，经库水多年的反复加卸载与长时间侵蚀溶蚀作用是地下岩层强度弱化而引起失稳滑动的关键条件，而快速变化的特殊水位加卸时段改变地下孔隙压的应力状态而引起岩层失稳是重要诱发因素，由于震源区特殊的构造位置与岩层岩性结构，未来的地震活动仍将受到库水长期对地下岩层溶蚀侵蚀和反复加卸载作用的影响，在满足条件的特殊时段仍存在引发地下岩层失稳滑动的可能.

通过对2018年秭归M_S4.5、M_S4.1地震，以及震区附近2017年秭归M_S4.3、M_S4.1和2013年巴东M_S5.1等5次地震矩张量的反演与分解，以及结合这5次地震矩张量中CLVD成分偏多的成因分析，对三峡库区现今构造应力场和库水的影响进行探讨，得到如下结论：

(1) 采用kiwi方法反演了秭归与巴东交界地区2013年以来5次地震全矩张量解，结果显示这些地震双力偶解均为走滑兼逆断性质，两个节面与P、T轴产状一致性均较好.

(2) 全矩张量进行ISO+DC+CLVD分解显示，ISO成分均低于10%，纯双力偶DC成分偏少而CLVD成分较多，主要与震源区地下浅层介质复杂的各向异性、多重剪切错动或液态下拉张错动有关.

(3) 与三峡库区现今构造应力场比较，这5次地震主压应力P轴与主张应力T轴的平均方向与其大体一致，并且节面1平均走向也与附近主要断裂走向大体一致，反映了这些地震在区域应力大环境下受到区域现今构造应力场的影响.

(4) 库水长时期对震源区局部特殊的岩层岩性结构的侵蚀溶蚀与加卸荷载作用，引起局部岩层强度降低，在特殊水位时段有利于引起岩层失稳滑动，5次地震中CLVD成分较多正是这一复杂过程的重要体现之一.