印度喀拉拉邦伊都基水库附近小震的精确定位和震源机制：地震成因的启示

Utpal Saikia　S.S.Rai　M.Subrahmanyam　Satyajit Dutta Somasish Bose　Kajaljyoti Borah　Rishikesh Meena



印度喀拉拉邦伊都基水库附近小震的精确定位和震源机制：地震成因的启示

Utpal SaikiaS.S.RaiM.SubrahmanyamSatyajit Dutta Somasish BoseKajaljyoti BorahRishikesh Meena

摘要应用印度南部新建的一个拥有21个台站的临时台阵的地震波形，显著提高了喀拉拉邦伊都基水库附近地区小震的检测阀值和参数。我们给出了这一地区16个地震的精确定位，地方震级为1.5～3.6，震源深度7.2～9.9km。所选6个最好地震的断层面解显示走滑断层错动兼右旋运动。水库加载通常会导致应力的产生和在浅层深度(<5km)引发地震，但是在伊都基水库区域内却没有该深度的地震。记录到的地震仅限于靠近Karur-Kambam-Painavu-Trichur(KKPT)剪切带西北—东南走向的断层。这些结果表明，伊都基水库区域内的地震均属于天然构造地震，而与水库没有联系。

关键词地震定位断层面解水库构造地质

作为印度深部地球成像实验(INDEX)的一部分1，我们于2011年1月至2012年3月运行了一个由21个宽频带地震仪组成的台阵，台阵位于印度南部的泰米尔纳德邦和喀拉拉邦，用于绘制地震图像和区域深层结构(图1)。在这个低应变(10-12～10-13/年)地区2，我们的仪器在横跨喀拉拉邦贝里亚尔河的科钦以东约120km的伊都基水库(9°50′N；76°58.5′E)附近记录了一些小地震。伊都基水库附近最近发生的地震活动Rajendran等3已报道过。然而，由于仪器数据不足，他们不能提供精确的震中位置、震源深度和震级。伊都基是亚洲最高的拱坝之一(169m)，自1975年10月开始启用。在历史上，喀拉拉邦地区发生过几次小到中等强度的地震4，5，包括(M<5)的1988年伊都基地震6，7，1994年Wadakachery地震8，2000年和2001年的Erattupeta/Pala双震9，10。伊都基区域的低增益地震台网从1971年开始运行，已经记录了大量的地震7。1977～1983年在伊都基水库附近发生的地震(M≤3.5)，被认为是水库引起的11。另一种观点认为，这些地震是被该地区早就存在的西北—东南走向的断裂所再次激活的12，13。由于多数地震都很小，波形质量很差且波形数量不足，因此地震参数无法精确测定。在这种情况下，我们给出台网运行期间所发生地震的精确震源位置和震源机制解，并且讨论这些地震与水库附近地表地质特征之间的可能联系。

图1　南印度地盾的构造图，给出了主要地质地形(原图为彩色图——译注)。其中，EDC：东塔尔瓦尔克拉通；WDC：西塔尔瓦尔克拉通；SGT：南麻粒岩地形；CG：Closepest花岗岩；MSZ：Moyar剪切带；BSZ：珀瓦尼剪切带；NKSZ：诺伊尔—高韦里剪切带；ASZ：Achankovil剪切带；KKPT：Karur-Kambam-Painavu-Trichur剪切带；MB：马杜赖块；KKB：喀拉拉邦孔兹岩带。图示的矩形表示图2的区域范围。这项研究中使用的地震观测站(2011～2012年)用实心三角形表示。每个台站的代码用3个字母表示，红色的实心圆代表地震的位置

伊都基水库位于西高止山脉的南部，走向与印度西海岸平行。图1显示了印度南部的主要区域结构，地质上称为南麻粒岩(SGT)。地形被良好映射的北部Moyar剪切带和珀瓦尼剪切带(MSZ/BSZ)和南部的诺伊尔—高韦里剪切带(NKSZ)及KKPT剪切带所分割，印度南部的诺伊尔—高韦里剪切带南边是泛非地形，包括马杜赖北部地块(MB)和南部喀拉拉邦孔兹岩带(KKB)。伊杜基区的主要岩石类型为紫苏花岗岩、片麻岩和孔兹岩系。主要构造特征是西北—东南走向的贝里亚尔河轮廓和KKPT剪切带14，15(图2)。这个区域的这两个突出的轮廓有右旋走滑分量(右旋)。

2011年1月至2012年3月，我们在该区域部署了一个拥有21个数字宽带地震台站的临时台阵(图1)。台站参数在表1中列出。这些台站都安装了Guralp CMG-3T/ESP宽带传感器，配备4GB插拔硬盘和全球定位系统的24位REFTEK(RT130/01)数字记录器。所有的台站都是连续运行模式，波形记录的速度为50个样本/秒。

表1　印度南部地震台网运行细节

为了探测和提取当地的地震，我们利用布设的RTVIEW中的REFTEK应用软件手动检查该区域的连续波形，要求最少有3个代表性的台站来准备当地的地震时间序列。此列表用来为所有台站选取地震时间序列。最后，我们做出了高信噪比(S/N)和P波震相清晰的地震波形的事件台站列表。这些地震用来校正仪器响应。我们使用地震分析软件SEISAN16进行了P波和S波震相的拾取。根据清楚的震相，我们指定一个不确定的时间范围，P波到时为0.05～0.50s，S波到时为0.1～1.5s。为了避免震相影响，到时都是手动从未经过滤的地震记录中拾取的。P波在垂直分量拾取，S波在水平分量。为了给数据质量一个概念，图3呈现了台阵记录的一个地震的垂直分量。

地震(表2)最少挑选12个P波和10个S波的到时，使用HYPOCENTER17程序来确定震源位置。震源测定精度取决于记录台站的分布以及震源和台站之间的速度结构。用于震源定位的初始地壳速度模型(表3)，是一个最初反演结果的简化版本，来自台网台站的接收函数研究(Ritima Das，私人通讯)。波速比VP/VS的平均值1.71±0.001 7是通过P波的到时和S-P波到时差从和达曲线中得出的(图4)。这些地震的方位角范围为120°～125°。此16个地震的时间残差均方根、震源深度和震中详细误差统计(H)、震源深度(Z)和时间残差均方根(s)都在图5中显示。震中误差、震源深度和时间变化范围分别为为0.8～2.2km，1.5～2.5km和0.10～0.20s。这些地震的震源深度很好地限制在7.2和9.9km之间。这些地震的细节列于表2，震中在图2中显示(插图)。要评估这些地震的深度可靠性，我们选定了2个高质量的地震，每个地震至少被有清晰的P和S波震相12个台站记录到。在地震资料分析中，震源深度和发震时刻作为一个耦合参数，这会导致它们根据到时数据估计不准确。因此，我们进行了一系列的只有3个自由参数的地震反演(纬度、经度和发震时刻)同时保持每一次深度都固定不变(图6)。这确保了深度和发震时刻是互相解耦的，可以提高震源深度的全局检索。我们计算地震位置时，震源深度范围1～25km，其中增量变化为1km。将时间残差均方根最小时的解，作为最后选定的解。两次地震的结果显示在图6，其中最小均方根的变化值是根据不同震相数据子集的震源深度(组合的P和S波以及单独的P波)标绘的。针对这两次地震，我们粗略地估算了震源深度，均方根和深度函数都围绕最小值呈陡峭状态。最低配达到深度10km和9km。相应的反演结果，震源深度为9.7km和9.1km。这种敏感性试验证实计算震源深度是可靠的。

图2　伊都基水库周边地区的断层和轮廓(引自Rajendran et al5)(原图为彩色图——译注)。空心圆代表这个地区2011年7月至2012年3月地震的位置。蓝色空心圆代表主震(ML=3.6)，红色空心圆代表其他的事件。KKPT剪切区域用黑虚线表示。黑色三角形代表地震站；台站ELP是距离研究区域最近的一个台站。伊都基水库也在图中显示，实心菱形代表水坝的位置

日期世界时纬度经度深度震级(ML)2011-07-2607∶39∶16.0209.74576.9059.73.62011-07-2608∶45∶55.5209.75276.9129.92.92011-07-2610∶56∶43.2109.75476.9089.42.42011-07-2618∶32∶03.8009.75576.9019.81.52011-08-2313∶57∶49.2909.74076.9059.11.62011-09-1722∶26∶24.4009.75076.9168.92.02011-09-1800∶59∶07.3809.75176.9009.12.12011-10-0221∶23∶12.0509.74776.9139.11.92011-10-0721∶46∶38.5909.74376.9149.51.92011-11-0204∶53∶13.4709.74476.9148.92.22011-11-1723∶57∶57.1509.74176.9189.72.62011-11-1800∶15∶38.5809.73876.9159.83.22011-11-2521∶44∶58.3409.75176.9138.82.92011-12-1010∶11∶16.7209.75476.9079.92.02012-03-0418∶47∶45.0809.75476.9088.11.52012-03-1819∶53∶23.1509.75176.9057.22.0

图3　地震图的垂直分量——以2011年7月26日的一个事件为例(纬度：09.745°N，经度：76.905°E)。同时显示了每个台站的三个字母的代码名称。这个事件的发震时刻为07∶39∶16.02，地方震级是3.6，有21个台站记录到。这里显示了15个台站的垂直分量

表3　地震定位用到的地壳速度模型

图4　计算波速比VP/VS(1.71)的S-P走时差与P波走时的线性拟合，标准差为0.001 7

图5　显示所有事件的(a)均方根(s)；(b)震源深度(km)；(c)垂直向(Z)误差(km)；(d)水平向(H)误差(km)的直方图。X轴表示表2所列事件的序列号

图6　使用单事件模型计算两个地震的均方根—震源深度图。线型表示用于定位的到时数据范围，实线：所有P波和S波到时；虚线：所有P波到时。事件1：2011年7月26日，发震时刻07∶39∶16.02，震级：3.6，09.745°N，76.905°E。事件2：2011年8月23日，发震时刻13∶57∶49.29，震级：1.6，09.740°N，76.905°E。我们还比较了反演结果的估计深度(标记为垂直线，事件1为9.7km，事件2为9.1km)

日期世界时纬度经度当前研究(ML)ISC(ML)IMD(ML)2011-07-2607∶39∶16.0209.74576.9053.63.73.52011-07-2608∶45∶55.5209.75276.9122.93.23.22011-11-1800∶15∶38.5809.73876.9153.23.03.12011-11-2521∶44∶58.3409.75176.9132.93.33.2

地震的里氏震级是由伍德—安德森地震仪记录，根据波的振幅(A)的对数(log)确定的，利用公式ML=log(A/A0)计算，其中A0是在参考距离的振幅。相应地，震级的调整包括弥补各种地震仪和地震的震中之间距离的变化。震级由水平分量的最大振幅值确定。为了获得地方震级(ML)，对地震图进行数字滤波来模拟伍德—安德森地震仪，用记录的最大水平振幅直接确定ML。最终的震级大小等于所有单个站点震级的中值。地方地级(ML)使用公式18ML=a×log(amp)+b×log(dist)+c×dist+d计算，其中振幅(amp)是伍德—安德森仪记录的地震波形中的最大水平振幅(零峰值；nm)，dist是震源距(km)。我们使用的校准参数(a，b，c，d)，由Alsaker等19提供，其中a=1.0，b=0.91，c=0.000 87，d=1.67。为了建立适合当地地质的校准常量，以及校正衰减参数，我们把震级作为距离的函数进行计算(图7)。观察到，震级随震中距(变化)并没有太大的波动(标准偏差约为±0.108)。没有任何系统计算震级的距离依赖性表明该校准参数可以适当地描述该地区的衰减。在表4中，我们比较了由国际地震中心和印度气象局测定的本研究的4个地震的参数。我们计算的地震震级接近由国际地震中心和印度气象局目录确定的值。作为示例我们在图7中展示了一个地震的结果，图中所示在SEISAN默认参数的帮助下计算的振幅没有显著的偏移。使用所述参数，我们计算了16个地震的的震级(表2)。

图7　由震中距为17～275km之间的11个不同台站数据计算的事件的震级。在本研究中，我们使用基于Alsaker等19的默认校准功能SEISAN软件(三角形).所有台站的平均值是ML=3.6(水平虚线)，标准偏差是±0.108(灰色区域)。我们还将我们的结果与国际地震中心(ISC)和印度气象局(IMD)的目录进行了对比

日期世界时震级(ML)深度/km走向NP1倾角NP1滑动角NP1走向NP2倾角NP2滑动角NP22011-07-2607∶39∶16.023.69.7317.0048.50-172.86222.2684.66-41.722011-07-2610∶56∶43.212.49.4315.7861.42-153.81212.5467.20-31.262011-09-1722∶26∶24.402.08.9332.6682.22-146.80237.6057.14-09.272011-11-1723∶57∶57.152.69.7326.3259.01-168.07230.1179.79-31.552011-11-1800∶15∶38.583.29.8324.7379.54-165.27232.0075.52-10.812011-11-2521∶44∶58.342.98.8316.5972.99-162.82221.4273.59-17.76

我们使用程序FPFPIT20计算了6个记录良好的地震的震源机制解，都有明确的P波初动，台站方位角<125°，这个网格搜索程序把节面和观测到的初动数据的拟合误差达到最小。对于每个地震，我们使用12～16个P波初动，初动从原始地震记录中手动拾取。这些地震震级范围为2～3.6。在图8中，将最大震级事件(ML=3.6)的P波初动绘制于等积投影的下半球。震源机制解如图9所示，并在表5中列出。断层类型根据Aki和Richards21的约定计算。因为这些分类是基于倾角，因此有必要利用地质信息来确定这两个节面之间的断层面。不考虑节面是否是断层面时，所有的震源机制解有相似的断裂特征，震源机制解的节面都显示北西—南东和北东—南西方向表示走滑断层。这些震源机制解表明，是沿北西—南东方向的右旋走滑运动，并且这个节面被认为是断层面，地质证据也证实了这一点。我们得出的结果与Rastogi等7通过复合震源机制解析出的节面一致。该震源机制解析显示出右旋运动的平均走滑断层作用，P轴近乎垂直，而T轴几乎是水平的。

图8　使用FPFIT程序由16个P波初动数据得到的一个震源机制解例子。我们使用两个符号表示地震台站数据：P波初动向下为减号(-)，P波初动向上为加号(+)

图9　伊都基水库周边地区的断层和轮廓(Rajendran et al5)及震源机制解。事件在表5的细节中按时间顺序编号。编号为1的震源机制解代表主震(ML=3.6)

伊都基地震起因的科学观点可分为：伊都基构造地震或水库触发地震(RTS)。我们下面讨论这两类地震的某些特征，理解地震的本质，并区分这两类地震。

(i)全球没有水库触发例子表明，地震发生在水库开始蓄水20年之后22。伊都基附近近期的地震活动发生在1977年活动开始集中爆发后的近35年，因此是否为水库触发是可疑的。

(ii)2007～2011年这5年里，湖泊水位的周变化和颤动频度这些参数无显著变化3。此外，地震活动似乎与水库蓄水的速率或者降雨强度无关。所以我们不能把这个与水库影响和地震活动关联起来。

(iii)湖水水位变化引起的应力变化，可能使断层弱化引起水库触发地震，这一直是一个长期争论的问题。已有知识表明1.5m/周的水位变化引起在浅震深度(2～5km)23，240.1bar或更少的应力变化。这一般适用于大多数水库触发地震，由于最近伊都基地区的地震震源深度达9km，因此这些地震的发生与湖水水位的变化无关。

(iv)就水库触发地震而言，前震活动通常先于主震6，在这种情况下，没有观测到这种情况的报告。

(v)我们计算出的地震震源机制是向走滑兼右旋运动，与Rastogi等71988年报道的伊都基地震一样。地震震中与伴随KKPT剪切带产生的北西—南东走向的断层密切相关，表明了它们之间存在内在联系。

我们研究了喀拉拉邦伊都基水库西南部附近发生的16个小地震(ML1.5～3.6)的位置和震源机制。这些地震发生于2011年1月21日至2012年3月，由一个21个台站的临时台阵记录到。用这些足够数量的地震台站，我们给出了这些事件准确的震源位置和断层面解。这些地震的震源深度达7.2～9.9km，不太可能是由水库加载所产生的应力触发的，水库加载通常产生的地震在浅的深度(<5km)。前震活动的缺失和与水位时间序列变化不相关进一步证明了这一点。

近期的地震都局限在北西—南东走向的断层和KKPT剪切带内，在伊都基水库西南方大约6～8km。利用清晰的P波初动，得到了6个事件的断层面解。计算的断层面解表明沿着西北—东南走向的走滑兼右旋断层运动；P轴明显沿北—南方向垂直，T轴几乎水平(南方向)。几个大的轮廓和断层横贯伊都基区域。贝里亚尔河和KKPT是这个地区的主要轮廓，轮廓主要为剪切带。该地区的轮廓结构显示了以北西—南东和北东—南西走向的断层为主，震源机制解也支持这个观点。综合历史和近期的地震记录以及断层面解的结果表明，北西—南东走向的断层和喀拉拉邦中部KKPT剪切带可能是未来发生小到中等地震的潜在区域。

参考文献

1.Rai，S.S.et al.，South India Precambrian crust and shallow lithospheric mantle：initial result from the India Deep Earth Imaging Experiment(INDEX).J.EarthSyst.Sci.，2013，122，1435-1453.

2.Paul，J.et al.，Stability of Peninsular India 1864-1994.Proc.IndianAcad.Sci.(EarthPlanet.Sci.)，1995，104，131-146.

3.Rajendran，K.，Rajendran，C.P.，Kesavan，S.and Naveen，R.，Recent micro tremors near the Idukki Reservoir，Kerala，South India.Curr.Sci.，2012，102，1446-1451.

4.Padale，J.G.and Das，P.B.，A note on the recent seismic activity in the Idukki District，Kerala.Report，Central Water and Power Research Station，Pune，1988，p.12.

5.Rajendran，C.P.，John，B.，Sreekumari，K.and Rajendran，K.，Reassessing the earthquake hazard in Kerala based on the historical and current seismicity.J.Geol.Soc.India，2009，73，785-802.

6.Singh，H.N.，Raghavan，V.and Varma，A.K.，Investigation of Idukki earthquake sequence of 7th-8th June.J.Geol.Soc.India，1989，34，133-146.

7.Rastogi，B.K.，Chadha，R.K.and Sarma，C.S.P.，Investigations of June 7，1988 earthquake of magnitude 4.5 near Idukki dam in Southern India.PureAppl.Geophys.，1995，145，109-122.

8.Rajendran，K.and Rajendran，C.P.，Low-moderate seismicity in the vicinity of Palghat Gap，South India，and its implications.Curr.Sci.，1996，70，303-307.

9.Rastogi，B.K.，Erattupettah earthquake of 12 December 2000 and seismicity of Kerala.J.Geol.Soc.India，2001，57，27-274.

10.Bhattacharya，S.N.and Dattatrayam，R.S.，Earthquake sequence in Kerala during December 2000 and January 2001.Curr.Sci.，2002，82，1275-1278.

11.Guha，S.K.，Padale，J.G.and Gosavi，P.D.，Probable risk estimation due to reservoir-induced seismicity.InDamsandEarthquakes，Institution of Civil Engineers，London，1981，pp.297-305.

12.Harendranath，L.，Rao，K.C.B.，Balachandran，V.and Rajagopal，G.，Recent significant earthquakes in quick succession in Kottayam Idukki region，Kerala-a macroseismic study.J.Eng.Geol.，2005，32，31-35.

13.Rajendran，K.，John，B.and Rajendran，C.P.，Report on the microseismic activity around Idu-kki and Idamalayar reservoirs，for the period July-September 1997.Report submitted to KSEB，Government of Kerala，1999，p.11.

14.Rao，P.S.，Some aspects of structure and tecto-nics of Kerala region，India and related mineralization.Geol.Surv.India，1978，19(3)，p.53.

15.Katz，M.B.，Tectonic evolution of Archean granulites facies belt of Sri Lanka-South India.J.Geol.Soc.India，1978，19(5)，185-205.

16.Haskov，J.and Ottermoller，L.，SEISAN：the earthquake analysis software，version 8.1.1.Institute of Solid Earth Physics，University of Bergen，Norway，2013.

17.Lineart，B.R.E.and Havskov，J.，A computer program for locating earthquakes both locally and globally.Seismol.Res.Lett.，1995，66，26-36.

18.Hutton，L.K.and Boore，D.M.，The ML scale in southern California.Bull.Seismol.Soc.Am.，1987，77，2074-2094.

19.Alsaker，A.，Kvamme，L.B.，Hansen，R.A.and Dahle，A.，TheMLscale in Norway.Bull.Seismol.Soc.Am.，1991，81，379-398.

20.Reasenberg，P.A.and Oppenheimer，D.，FPFIT，FPPLOT and FPPAGE；Fortran computer programs for calculating and displaying earthquake fault plane solution.US Geological Survey Report，Open-File Report，1985，pp.85-739.

21.Aki，K.and Richards，P.G.，QuantitativeSeismology，W.H.Freeman，New York，1965.

22.Rajendran，K.，Thulasiramanand，K.and Sreekumari，K.，Microearthquake activity near the Idukki Reservoir，South India：a rare example of renewed triggered seismicity.Eng.Geol.，2013，153，45-52.

23.Rajendran，K.，Sensitivity of a seismically active reservoir to lowamplitude fluctuations：observations from Lake Jocassee，South Carolina.PureAppl.Geophys.，1995，145，87-95.

24.Deng，K.，Zhou，S.，Wang，R.，Robinson，R.，Zhao，C.and Cheng，W.，Evidence that the 2008MW7.9 Wenchuan earthquake could not have been induced by the Zipingpu Reservoir.Bull.Seismol.Soc.Am.B，2010，100，2805-2814.

译 者 简 介

任家琪(1992—)，男，成都理工大学地球物理专业本科，主要从事宁夏地震局监测工作。E-mail：626130555@qq.com。

Utpal Saikia，S.S.Rai，M.Subrahmanyam，Satyajit Dutta，Somasish Bose，Kajaljyoti Borah，Rishikesh Meena.2014.Accurate location and focal mechanism of small earthquakes near Idukki Reservoir，Kerala：implication for earthquake genesis.ResearchCommunicationsCurrentScience.107(11)：1885-1891

任家琪 译.2016.印度喀拉拉邦伊都基水库附近小震的精确定位和震源机制：地震成因的启示.世界地震译丛.47(3)：177-187.doi：10.16738/j.cnki.issn.1003-3238.201603001

论文

宁夏地震局任家琪译

中国地震局地球物理研究所李艳娥校