金寨震群震源深度确定及成因初步分析

汪小厉 李玲利 杨源源

1）安徽省地震局，合肥市长江西路558号 230031

2）蒙城地球物理国家野外科学观测研究站，安徽蒙城 233500

0 引言

自2014年8月22日起，在安徽金寨地区发生了一个震群。该震群位于安徽省六安市金寨县关庙乡，区域内断裂构造复杂（姚大全等，2006），分布有NW向的磨子潭-晓天断裂、NE向的土地岭-落儿岭断裂和团凤-温泉断裂、WNW方向的梅山-龙河口断裂（图1），其中磨子潭-晓天断裂距离震群最近，约2km（倪红玉等，2015）。此次震群自2014年8月22日开始活跃，2015年8月15日结束，期间共发生ML≥0.0地震625次，其中ML≥3.0级地震15次，最大为ML3.9级地震。从金寨震群震中分布图（图1）和M-T图（图2）可以看出，该震群在空间分布上较为丛集，时间上较为紧密。而从该地区1970年以来的ML≥3.0地震活动（图3）来看，震群周边（100km范围内）的地震活动相对较弱，在震群周围50km范围内仅在1991、1981、1994、2005年发生4次ML≥3.0地震，最大为1971年2月5日ML3.5地震。值得注意的是，据震区群众反映，对ML≥1.0地震均有感，并伴随有地声现象，可能与震源深度较浅有关。而震源深度是一较难准确测定的参数，台网给出的结果可能存在一定的误差，因此对震群震源深度的准确测定具有必要性。同时，现场调查发现金寨震群周边存在多个水库，包括响洪甸、梅山、磨子潭和佛子岭4个大型水库与黄谷滩和关庙2个小型民用水电站，其中2座小型水电站距震群仅3km。而根据前人的研究表明（杨晓源，1999；廖武林等，2009；杨志高等，2010；周斌等，2014），与水库蓄水有关的地震通常震源深度较浅，发震时间紧密，空间丛集，金寨震群具有这些特征，且震区历史地震活动相对较弱，震区周边存在多个水库，因此有必要对该震群是否由水库诱发进行研究。

图1 金寨震群震中、断裂及台站分布

图2 金寨震群M-t图

自1931年希腊马拉松（Marathon）水库首次发生地震以来，对水库诱发地震的研究已有80多年的历史（王博等，2012）。Talwani等（1984）利用水压力扩散原理，分析了水库诱发地震的成因；Simposon等（1988）基于水库地震与蓄水时间的响应关系对水库诱发地震进行了分类；丁原章（1989）对我国13座水库诱发地震的分布、地质构造背景和诱发地震类型进行了分析讨论；Talwani等（2007）基于我国水库诱发地震的震例给出了对应区域地壳介质的孔隙压力扩散系数；陈翰林等（2012）对新丰江和龙滩水库诱发地震进行了重定位，并结合水库蓄水资料对其地震活动性进行了讨论；蒋海昆等（2012）基于ETAS模型讨论了不同时期水库诱发地震的影响因素。前人对水库诱发地震的研究较为丰富，但多数研究是在地震已被确定为水库诱发基础上进行的。那么当有地震发生于水库附近时，如何判断地震是否为水库诱发是关键。马文涛等（2013）基于水库诱发地震的空间、时间、强度、震源环境等方面的特征及与库水位变化的关系，认识水库诱发地震的基本特点，并给出水库诱发地震与天然地震的主要区别。一般来说，水库诱发地震震中离库岸距离多在5～10km，与天然构造地震相比，其震源深度较浅（杨晓源，1999；廖武林等，2009；杨志高等，2010）；水库诱发地震活动的频次和震级与库水水位变化有关（马文涛等，2013）；水库诱发地震序列一般多为“前震—主震—余震”或“前震—震群—余震”型（袁曲等，2005），以1～3级微震居多，中强地震较少（马文涛等，2013）；水库诱发地震具有较高的震中烈度（马文涛等，2013）；相比于同一震级的构造地震（Ross et al，1999），水库诱发地震具有较大的非力偶分量和明显较小的应力降值（Fehleretal，1991；Abercrombieetal，1993；华卫等，2012）。当我们确定某震群具有这些特征时，则可初步判定该震群为水库诱发。对于地震活动的频次、震中烈度、应力降等参数，可以通过地震M-t图、现场调查、地震波形等方法计算得到较为准确的结果，但震源深度是一个较难准确测定的参数，在测震台网稀疏地区，其结果误差一直较大。因此，在水库诱发地震的研究中，震源深度的准确测定较为重要。

图3 金寨震群周边1970年以来M L≥3.0历史地震分布

一般来说，地震学中主要是基于走时和波形、大地测量等数据研究震源深度（汪小厉，2015）。基于走时测定震源深度的方法是利用P、S波的到时及到时差数据来计算震源深度，如Hypo2000、hypoDD程序（Klein，2007）等。但基于走时数据计算得到的震源深度的精度对台站的密集程度具有较高的依赖性，而地震波形中则含有对深度敏感的信息，如不同震相的振幅、频谱等信息，可以利用这些信息确定震源深度。一般来说，深度震相方法、面波与体波振幅比方法等较为常用。利用深度震相方法确定地震的震源深度可以弥补实际台站分布稀疏的不足，减小三维速度结构的影响，且利用到时差的形式避免了发震时刻引起的误差，具有较高精度（罗艳，2013）。目前常用的深度震相有sPL、sPg、sPn、sPmP等，在国内外也有了较好地应用（Bock et al，1996；Saikia，2000；Langston，1987；Bent et al，2002；高立新等，2007；崇加军等，2010），其中sPL震相为近震深度震相，一般在30～50km附近发育较好（崇加军等，2010），可以用来确定中小地震的震源深度。金寨震群以中小地震为主，且周边100km范围内台站较多，如JZA台、SC台。因此，本文主要使用近震sPL深度震相进行震源深度的研究。

本文主要基于近震深度震相sPL计算震群ML≥2.5地震的震源深度，最终得到16个地震的震源深度，均在5km以内，相比周边的霍山MS4.3地震、桐城MS3.6地震的震源深度浅。同时，本研究还利用hypoDD方法对该震群进行重定位，计算得到震群的扩展系数。震群扩展系数的计算结果显示，其扩展系数D为0.27m2／s，与刘耀伟等（2011）计算的龙滩水库、刘远征（2014）计算的小浪底水库的结果接近，与刘远征等（2015）计算得到天然地震的扩展系数相差较大。考虑到该震群具有发震时间紧密，空间丛集等特征，初步判定该震群可能由水库诱发。

1 方法和数据

1.1 方法

考虑到金寨震群以为中小地震为主，周边100km范围内台站较多，而近震深度震相sPL在震中距为30～50km附近发育较好，因此可以用近震深度震相sPL来确定震群的震源深度。sPL震相是由震源出发上行的SV波在地表发生全反射转换成P波后沿地表传播所形成的震相。一般来说，sPL震相在径向分量上能量较强，垂向分量能量较弱，而切向分量能量则很弱，且含有较多的低频成分，波形一般没有P波尖锐（崇家军等，2010；包丰等，2013）。

包丰等（2013）基于sPL震相的形成原理，得到均匀半空间模型下sPL与直达P波的到时差Δt与震源深度H、P波速度Vp、波速比α及震中距D的关系

由式（2）可知，当震中距满足一定条件时，sPL震相与P波的到时差与震源深度呈线性关系，与震中距的相关性不大，因此可以利用sPL震相与P波的到时差来确定震源深度。包丰等（2013）给出sPL与P波理论到时差随震中距及震源深度的变化曲线，结果显示当震中距大于3倍震源深度时，sPL震相与P波的到时差与震源深度呈线性关系，且不随震中距变

当H远小于D时，则H2＋D2的值趋于D2，则上式可以近似为化而变化，此时可以利用到时差进行震源深度的测定。

1.2 数据

本文波形数据来自于安徽地震台网中心。在数据处理前，首先根据地震目录挑选ML≥2.5、震中距≤100km的波形数据，再进行数据处理。挑选出地震波形数据后，将原始波形解压并去除仪器响应，进行大圆弧路径旋转得到Z-R-T三个分量，再进行滤波，最终进行sPL震相的挑选。

在数据挑选过程中，发现多数地震事件在安徽金寨台（JZA，震中距42km）和河南商城台（SC，震中距33km）波形中能看到清晰的sPL震相，再根据识别到的sPL震相读取其与P波到时差。在计算过程中，VP选取研究区的地表速度，本研究中的地表P波波速为金寨地震台表层岩石实验室测试结果的平均值，为4.98km／s（刘泽民等，2015）。

2 结果和分析

2.1 震源深度结果及可靠性

在本研究中，共识别出16个事件的sPL震相。图4给出了处理后（带通滤波范围0.01～2Hz）的金寨台（JZA）和商城台（SC）记录的2014年10月26日ML3.7、2014年11月11日ML3.7两个地震位移波形图。从图4可以看出，这2台站记录到的sPL震相较为清晰，sPL与P波到时差均为1.0s。根据公式（2）可以计算得到这两次地震事件的震源深度为3.5km。图5给出可识别sPL震相的16个地震事件在商城台（SC）和金寨台（JZA）的sPL震相与P波到时差的统计结果。由图5可知，这16个地震事件的sPL震相与P波的到时差为0.9～1.4s，且其中13个地震均能在金寨台（JZA）和商城台（SC）识别出sPL震相，2个台站的到时差之差小于0.1s，说明我们识别到的sPL震相是较为可靠的。根据式（2）可计算得到这16个地震事件的震源深度主要分布在3.2～4.9km范围内。而根据对金寨地区的走访了解，人们普遍反映地震发生时，地声明显，小地震震感强烈，可能是震源深度较浅的原因，这也与本文的结果较为一致。

上述震源深度结果是基于均匀半空间模型下的经验公式计算得到的，可能存在一定的误差。为了验证这一结果的准确性，我们利用黄显良等（2015）的速度结构（表1）计算了理论格林函数，并基于理论波形读取P与sPL的理论到时，再得到其理论到时差，从而验证计算得到的震源深度的可靠性。前文中提到，该震群距离商城台（SC）和金寨台（JZA）分别为33km和42km，且16个地震事件的sPL震相多数能在这2个台站记录到，因此图6给出震中距分别为33km、42km的sPL与直达P波理论到时差与震源深度关系模板。由这一关系可知，sPL与P波到时差几乎与震源深度呈线性变化，到时差为0.9～1.4s对应的震源深度为3.0～4.7km。这一结果与倪红玉等（2015a、2016b）利用PTD方法计算结果一致，与黄显良等（2015）的结果一致，说明本研究中的计算结果较为准确。

2.2 对比分析

前文中提到，金寨震群距离磨子潭-晓天断裂较近，约2km。在2014年4月20日，在该断裂上金寨震群西侧约60km处发生霍山MS4.3地震。同样，在安徽其它地区也发生过多次中等地震，如2011年6月7日桐城MS3.6，此次地震距离金寨震群约160km。对于霍山MS4.3地震事件，我们在JZA台识别出清晰的sPL震相，其与P波到时差为2s（图7（a））。同样，对于桐城MS3.6地震，我们也在ANQ台识别出清晰的sPL震相，其与P波的到时差为2.1s（图7（b））。考虑到这2次地震事件距离金寨震群较近，在利用式（2）计算深度时取与前文计算金寨震群震源深度相同的P波速度，可得到这两次地震的震源深度分别为7.0km、7.3km，这比金寨震群的震源深度要深。

图4 2014年10月26日M L 3.7（a）和2014年11月11日M L 3.7（b）事件在金寨台（JZA）和商城台（SC）的三分量位移记录

表1 金寨地区分层地壳模型

2.3 成因的初步分析

前人基于水库诱发地震与蓄水时间的响应关系将水库诱发地震分为2类，一种是由水库载荷直接诱发，但在某些地区，地震并非由水库荷载直接诱发，主要是由于地下流体渗透引起的（Simposon et al，1988）。对于水库载荷直接诱发的地震，震群活动可能与蓄水时间明显相关，而对于地下流体渗透引起的地震，其地震活动与蓄水相关性相对较弱。对于金寨震群，周边存在4个大型水库和2座小型水电站，其中4座大型水库均建于上世纪，其蓄水时间与此次震群活动时间相差较远，且这4座水库与震中存在一定距离，震群活动前水位变化幅度与往年基本相同（黄显良等，2015），因此认为此次震群活动可能与这4个水库相关性较小。据震区政府介绍，震群活动前后两座小型水电站处于正常发电水平，水位变化幅度相对较小，但考虑到这2处小型水电站距离震群仅3km，其中关庙水电站于2012年建成蓄水，蓄水活动与震群活动相关性不显著，且库容较小，因此金寨震群活动是否由关庙水电站库水下渗诱发？如何确定该震群是否由库水下渗引起是本研究的关键问题，前文中提到，水库诱发地震具有区别于天然地震的特征，可以根据这些特征因素来进行判定，主要包括震源深度浅、发震时间紧密、空间丛集、震区距离库区较近等。

图5 可识别sPL震相的16个地震事件的sPL与P波理论到时差

图6 金寨台（a）和商城台（b）tsPL-tP与震源深度关系

一般来说，流体在断裂带中主要以裂隙渗流和孔隙渗流的方式运移，当其通过裂隙进入断层时产生孔隙压（Turcotte et al，1982）。在某一断裂发育区域，若存在注水活动或水库的库水下渗时，可能会导致孔隙压增大，从而使断层面上积累的剪切力增大，当增大至剪切力大于断层面抗剪切强度时，断层两盘快速剪切错动引发地震（缪淼等，2012）。刘远征等（2014）等基于注水诱发地震模型研究，认为诱发地震首先发生在注水点附近，即注水点与首发地震位置是一致的。而水库诱发地震与注水诱发地震均为流体诱发地震，其机理相似，则可以假设水库诱发地震第一个发震位置为可能的虚拟“注水点”。刘远征等（2014）基于此种假设，对三峡水库、小浪底水库诱发地震进行了分析研究。刘耀炜等（2011）基于Shapiro提出的注水触发地震评价孔隙压力扩散系数的方法计算了龙滩水库诱发地震的扩散系数。刘远征（2014）基于Shapiro点源注水触发地震活动的方法，描述了中强地震余震的分布过程，并计算出与注水、水库诱发地震扩散系数类似的参数，称为扩展系数。刘远征（2014）计算了意大利Umbria-Marche地区MW6.0、L'AquilaM6.3、青海德令哈MS6.6、青海海西MS6.8、九江MS6.7等地震序列的扩展系数，从扩展系数与三峡、小浪底水库诱发地震扩散系数的差异中可以发现地震的不同成因，这个结果有助于分析地震类型。一般来说，注水地震和水库地震扩散系数很小，中强地震余震扩展系数较小，而强天然地震的扩展系数大（刘远征等，2015）。

图7 2014年4月20日霍山M S4.3（a）、2011年6月7日桐城M S3.6（b）的三分量位移记录

在本研究中，可以通过计算金寨震群的扩展系数作为其是否为水库诱发地震的判断标准。我们利用hypoDD方法对震群进行重定位，在此基础上计算该震群的扩展系数。前文中提到，我们利用sPL深度震相对金寨震群部分地震的震源深度进行了计算，得到这16个地震的震源深度主要分布在3.0～4.7km范围内。考虑到利用深度震相sPL测定震源深度具有较高的精度，在利用hypoDD对震群重定位时，将利用深度震相sPL测定的结果作为这一系列事件的初始震源深度。在具体计算过程中，我们假设第一个地震发生的位置为虚拟注水点。同时，根据时间连续原则和空间集中原则来划分诱发地震活动区域（Shapiro et al，1999；刘耀炜等，2011）。时间连续原则即要求所有的地震事件均发生在相对连续的时间窗内，空间连续原则即所有的地震事件发生在相对集中的某个区域。基于上述假设和要求，进行扩散系数的计算，计算得到扩展系数D为0.27m2／s（图8），这与刘耀炜等（2011）对龙滩水库地震计算得到的扩散系数（0.04～0.65m2／s）、刘远征等（2014）计算的三峡水库地震扩散系数（0.32m2／s）接近，均小于天然地震强余震的扩展系数。由此说明，金寨震群可能为水库诱发。从hypoDD得到的震源深度结果来看，多数事件的震源深度在5km左右，与我们利用深度震相sPL得到的结果较为接近。但相比于hypoDD计算得到的震源深度结果，深度震相sPL具有更高的精度，在本研究中震源深度主要采用深度震相sPL测定得到的结果。

图8 金寨震群的扩展系数

3 讨论与结论

通过对金寨地区16个地震震源深度的计算，得到这一系列地震较为准确的震源深度分布在3.0～4.7km范围内，比周边的霍山MS4.3地震、桐城MS3.6地震的震源深度浅。从震中周边50km范围内的地震活动来看，仅发生4次ML≥3.0地震，而此次震群活动在短时间内就发生15次ML≥3.0地震，且震群发展在时间上密集、空间上丛集，同时在震群周边还存在多处小型水库。综合上述特征，推测震群可能由周边水库诱发。然而，由图5可知，震群的震源深度并未随时间出现向下迁移的现象，且该震群周围水库容量较小，推测该震群受水库库容载荷诱发可能性较小，可能是与库水下渗有关。因此，在前人的研究基础上，根据hypoDD定位结果计算震群的扩展系数，扩展系数的计算结果与刘耀炜等（2011）对龙滩水库地震计算得到的扩散系数（0.04～0.65m2／s）、刘远征等（2014）计算出的三峡水库地震扩散系数（0.32m2／s）接近，小于天然地震强余震的扩展系数。

综合震源深度较浅、发震时间紧密、空间丛集、历史地震活动性较弱及扩展系数来看，该震群可能与当地水电站库水下渗有关。然而，在本研究中，由于黄谷滩电站和关庙电站为小型民用水电站，无水位记录，故尚无法给出震群活动时间与水电站蓄水间的联系。