引言

水库的蓄水和排水通常会改变所在地的地壳应力状态，当地壳应力积累到一定程度时，应力释放会引发地震（秦嘉政等，2009）. 多数水库地震发生在地质构造相对复杂的地区，且与断层活动有关. 水库水位变化多会诱发地震，特别是在水库蓄水量达到一定程度后. 虽然水库地震的震级大多较低，但由于震中位置通常靠近重要的水利工程设施，且震源较浅，故造成的破坏较大；另外，水库地震引起的滑坡、坍塌等一系列次生地质灾害可能危及水库下游的安全，因此针对水库地区的地震学研究显得极为重要. 目前对于水库地震的成因机理研究仍处于资料积累和理论探索阶段. 已有研究表明，许多大型水库蓄水前后的地震活动水平和活动特征明显不同，特别是大规模连续蓄水后地震活动性明显增强，地壳应力场等也随之发生一系列变化（陈翰林等，2009；钟羽云等，2013）.

已有观测结果表明：地壳中广泛存在各向异性，快剪切波偏振方向与地壳中定向排列的微裂隙平行，与原地最大主压应力的方向一致，慢剪切波的偏振方向则垂直于快剪切波（Gao et al，1998 ，2011；Crampin et al，2002 ；刘莎等，2014）. 由于剪切波分裂现象对区域主压应力环境的变化非常敏感，因此剪切波分裂参数能够很好地反映区域应力状态，尤其是对小尺度应力环境特征的分析非常有效（Gao，Crampin，2004；赖院根等，2006），剪切波分裂参数还可以静态和动态的方式描述相关各向异性参数（高原等，1999）. 在水库地区，由于水库蓄水，库区压力加载，引起孔隙扩张进水，进而导致快慢剪切波通过微裂隙的时间差变大；而当水库排水后，库区压力卸载，孔隙变得相对紧密，快慢剪切波通过所需的延迟时间缩短，因此慢剪切波延迟时间变化与水库水位变化具有相关性（张永久等，2010；刘莎等，2015）. 库区地震台站附近较大区域内的偏振方向主要反映了整体区域应力场的作用方向，但局部构造和断层会控制或影响该台站的快剪切波偏振优势方向.

四川雅砻江锦屏二级水电站位于四川冕宁县、盐源县、木里县和九龙县境内，是雅砻江干流下游河段的控制型水库梯级电站（图1），是我国西电东送的标志性工程，也是我国西部水能资源开发的重点工程之一. 锦屏水电站所在地区构造复杂，有多条断裂带交会，地震频发. 断裂分布以北东向展布的锦屏山—小金河断裂为主，同时也分布北东向或北西向的次级断裂. 水电站周围有木里台（MLI），泸沽湖台（LGH）和盐源台（YYU）等地震台站分布. 截止目前，锦屏水电站经历了3次大规模蓄水，本文拟通过分析锦屏水电站地区这3次蓄水前后的地震活动性，计算木里台的剪切波分裂参数，以期获得研究区域剪切波分裂参数的变化特征，进而根据水电站的水位变化探讨水电站蓄水对地震活动和地壳应力变化的影响.

图  1  研究区域内构造背景、地震和台站分布图

Figure  1.  Tectonic settings，earthquakes distribution and seismic stations in the studied area

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1.   构造背景和地震活动

1.1   构造背景

松潘—甘孜地槽褶皱系和扬子准地台以锦屏山—小金河断裂为界，雅砻江锦屏水电站正好跨越这两个构造单元（杜方，吴江，2008）. 锦屏山—小金河断裂是青藏高原东南缘与川西高原的分界线，该断裂带与其东北向的龙门山断裂带曾是青藏高原东南缘的重要推覆构造带. 在现今活动断裂构造的格局下，研究区域正好位于鲜水河断裂带、安宁河断裂带、则木河—小江断裂带及金沙江—红河断裂带所构成的“川滇菱形地块”的东部. 在该地块内部，以金河—箐河断裂为界划分为雅江—稻城断块和攀枝花—楚雄断块，锦屏水电站位于雅江—稻城断块内被理塘—前波断裂分割的雅江—九龙断块上（唐荣昌，韩渭宾，1993）.

研究区域内地质构造复杂，有锦屏山—小金河断裂、木里断裂、盐源断裂、大具断裂、宁蒗断裂等多条交错复杂的活动断裂发育，走向以北东向和北西向为主. 该地区地震主要分布于锦屏山—小金河断裂与木里断裂之间（图1）. 锦屏山—小金河断裂是滇西北地区走向北东以左旋走滑为主的活动断裂（向宏发等，2002），属龙门山—玉龙雪山北东向大断裂带的一部分，在石棉一带与安宁河断裂相交会.

1.2   水库蓄水与地震活动

锦屏水电站自建成以来进行过3次较大规模的蓄水（图2a），第一次蓄水于2012年11月30日右岸导流洞下闸后开始，12月5日水电站库水位从1 650 m升高到1 700 m，12月7日库水位达到1 706.67 m，之后至2013年5月底一直保持在该水位高度；第二次蓄水于2013年6月16日开始，水位上升速度控制在4 m/d，6月30日零时水位蓄至1 760 m，7月4日开始继续蓄水，水位上升速度控制在3 m/d，7月18日23时蓄至死水位1 800 m；第三次蓄水自2013年9月24日开始，10月15日到达1 839.59 m，之后水位逐渐消落至1 800 m左右.

图  2  锦屏水电站水位变化（a）和地震活动（b）对照图

Figure  2.  Water level change （a） corresponding to seismic activity （b） in Jinping hydro-power station

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本文选取锦屏水电站地区自2012年1月至2013年12月期间的地震数据（图2b），这段时间地震震级也有所差别，最大为M_L4.1，最小为M_L0.1. 从图2b可以看出，研究时段内地震活动有所变化：2012年5—7月有零星地震发生，且M_L≤3.0；2012年9—12月无地震发生，2013年1—6月仅有零星小震，且M_L≤2.0；自2013年7月起，地震开始频繁发生，特别是2013年9—12月，地震发生的频率大大增加，且M_L≤4.0. 图2a与图2b对比分析可知，水位的变化与地震活动有明显关系：2012年12月第一次蓄水后，地震活动无变化；2013年6—7月第二次蓄水后，地震活动明显增强；2013年9月第三次蓄水后，地震活动进一步增强，而且地震多数为M_L≤3.0. 10月15日蓄水结束之后水位有所回落，10月底地震频率稍有减小，11月中旬以后地震活动仍保持在较高水平. 由此可见，锦屏水电站第二次和第三次蓄水之后，使得库区地震活动大大加强，而且地震震级也稍有增大. 第三次蓄水之后，水位保持在较高水平，地震活动也相对较强.

2.   剪切波分裂方法和计算结果

本文采用偏振分析法获得剪切波分裂参数：快剪切波偏振方向和慢剪切波延迟时间. 该方法能够全面细致地展示剪切波分裂现象，而且计算结果较为可靠（Crampin et al，2002 ）.

采用剪切波分裂方法研究地壳各向异性时需要选择适当的剪切波波形数据，选取的地震事件必须处于剪切波窗口内，并且要有较高的信噪比. 为获得可靠的剪切波分裂结果，本文重新读取了剪切波震相的到时， 选出S波与P波到时之差小于5 s的波形数据，从中筛选剪切波信噪比大于7.0的数据. 剪切波分裂分析结果对剪切波段的截取具有较强的依赖性（刘莎等，2014）. 通常情况下，若不能准确提取剪切波到时，则会影响到剪切波分裂参数结果的准确性（刘莎，吴朋，2015）. 为了分析P波对S波偏振方向的影响，并准确地确定慢剪切波的到时，本文选取木里台剪切波到时的前10个采样点和后20个采样点的一段波形数据的质点偏振图进行分析（图3）. 根据剪切波质点偏振图的线性特征来挑选快慢波的到时，从而计算剪切波分裂参数.

图  3  木里台剪切波分裂分析示意图

（a） 地震波三分向记录，两条红色竖线是图（b）和（c）中截取的剪切波数据段；（b） 水平向剪切波质点偏振图；（c） 快（F）、慢（S）剪切波的质点偏振图

Figure  3.  The shear-wave splitting analysis of the seismic data recorded by station MLI

（a） Three-component waveform，where two red vertical lines mark the cut shear-wave section in Figs. （b） and （c）；（b） Trail of particle of the shear-wave； （c） Trails of particle of the fast and slow waves

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由于锦屏水电站地震事件分布较为集中（见图1），地震波形记录位于剪切波窗口内且较为清晰的台站仅有木里台（MLI），因此本文仅对该台记录的地震事件进行剪切波分裂计算. 选取木里台2012年1月至2013年12月记录的符合剪切波分裂计算的地震事件，其震级分布在M_L0.1—4.1范围内. 经过剪切波分裂分析，本文获得了755对参数结果. 木里台快波偏振方向有北东向和北西向，优势取向较明显为北西向（图4）. 北西向上有614个结果，均值为155°±15.4°；北东向上有141个结果，均值为35°±21.7°，可见木里台下方地壳各向异性方向主要为北西向，而且从误差来看，北东向的快波偏振方向较北西向的结果更为离散. 木里台的慢波延迟时间在分析时段内的平均值为（3.78±1.20）ms/km.

图  4  木里台快波偏振方向等面积投影玫瑰图

Figure  4.  Lower hemispherical projection rose diagram of the fast shear-wave polarizations at MLI

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3.   快波偏振方向结果的讨论

水库蓄水产生的库水荷载效应、渗透效应和库水对库区岩体的物理和化学作用使得库区周围地壳应力环境发生迅速变化，尽管应力的变化是暂时的，但通常会引发地震（Tang et al，2005 ）. 快剪切波偏振方向代表了研究区域的区域应力场方向，进一步反映着区域应力状况和地壳应力的变化特征. 因此通过分析锦屏水电站蓄水前后快剪切波偏振方向的特征性变化，可以获得研究区域地壳应力的特征，并探讨水位的变化对地壳应力场的影响.

为了分析锦屏水电站3次较大强度蓄水对地壳应力产生的影响，本文根据锦屏水电站3次蓄水时间，将木里台的快剪切波偏振方向结果分为4个阶段，如图5所示，在这4个阶段中木里台快波偏振方向发生了较明显的变化.

图  5  不同蓄水时期木里台站快剪切波偏振方向等面积投影玫瑰图

Figure  5.  Lower hemispherical projecton rose diagrams of the fast shear-wave polarizations at MLI station during different water storage periods

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从2012年1月至2012年11月水电站蓄水之前，木里台站快波偏振方向为北东向和南东向，但是其优势取向为北东向，这主要是因为木里台位于北东向锦屏山—小金河断裂与北西向木里断裂交会处，该台站下方地壳应力场受到锦屏—小金河断裂与木里断裂的共同影响. 位于木里台站西南方向的泸沽湖台，其快波偏振方向为北东向和南东向（刘莎等，2015），与木里台的快波偏振方向一致，表明该地区的区域主压应力场方向主要受到断裂构造的控制. 2012年12月水电站第一次蓄水之后，2012年12月至2013年6月期间的木里台站快波偏振方向较为分散，无优势取向. 其主要原因为锦屏水电站第一次蓄水使得地壳应力发生变化，但是快波偏振方向较为分散，这表明地壳孔隙压力的变化使得区域小范围的应力发生了调整. 锦屏水电站第二次蓄水期间（2013年6月16日至7月18日），水位达到1 800 m，随后快波偏振方向发生了明显的偏转，大部分的快波偏振方向转为南东向，较第一次蓄水之前的北东向偏转了近90°，其它有极个别的结果依然为北东向. 该现象反映了木里台站所在区域地壳应力场方向随着水电站蓄水发生了明显变化. 第三次蓄水之后，自2013年10月开始，快波偏振方向一致表现为南东向，表明该区域应力场的方向发生了90°偏转，水库蓄水之后区域小范围的应力场方向调整为南东向.

从锦屏水电站3次蓄水前后剪切波分裂结果可以看出，快波偏振方向在每一次蓄水之后均发生了变化，特别是在第二次蓄水之后. 快波偏振方向发生偏转的现象在以往的地震和火山喷发研究中均有观测到（高原等，1999；Miller，Savage，2001；Gerst，Savage，2004）. 水库蓄水之后，木里台周围上地壳的构造应力场进行调整，在一定程度上改变或扰动了库区的局部应力状态. 库区蓄水产生的流体荷载作用通过水体对库区地下岩体进行应力加载，使得岩体的孔隙减小引起孔压变化，但是这种由流体压力变化引起的应力场调整是蓄水作用所产生的暂时变化，而由断裂构造所主导的大范围内的区域主压应力场并未发生大的变化. 快波偏振方向的快速变化直接反映了原地小范围地壳应力场的快速变化，这样的变化只是暂时的，通常发生在孔隙流体压强高的地区. 虽然区域主压应力场未发生多大变化，但是构造区域内发生的较小变化就可能造成局部的较大反应. 在地震活跃的复杂构造地区，应力场的变化可能造成很小范围内应力方向的迅速改变，正如本研究中快剪切波偏振方向的较大偏转，地壳介质的剪切波分裂现象会对地下介质的变化非常敏感，对应力的变化产生了快速的响应，因此剪切波分裂参数的变化是监测地壳应力变化的一种有效手段.

4.   慢波延迟时间

慢剪切波延迟时间对地壳中微裂隙的几何形态较为敏感，在一定程度上反映了地壳应力的分布特点（Gao，Crampin，2008；Liu et al，2014 ）. 为了分析锦屏水电站3次大规模蓄水所导致的地壳应力的变化，本文将慢剪切波延迟时间的结果分为4个阶段. 第一次蓄水之前慢剪切波延迟时间均值为（5.37±2.61） ms/km，第一次蓄水之后为（4.18±2.49） ms/km；第二次蓄水之后，（3.76±1.38） ms/km，第三次蓄水之后慢剪切波延迟时间均值变为（3.03±1.14） ms/km. 可见在每一次蓄水之后慢剪切波延迟时间的平均值均有所下降.

为了更加细致地描述慢剪切波延迟时间的变化特征，本文对慢剪切波延迟时间进行7点滑动平均计算，如图6所示. 从滑动平均曲线可以看出木里台的慢剪切波延迟时间变化较为明显. 第一次蓄水之前，慢剪切波延迟时间处于一个高的值范围，但是有下降的趋势；第一次水电站蓄水之后，慢剪切波延迟时间渐渐有所增加；第二次蓄水期间，慢剪切波延迟时间有较大程度的降低，蓄水之后稍有升高；但是第三次蓄水之后，从滑动平均曲线上看变化并不大. 由此可见，慢剪切波延迟时间变化较大的是在锦屏水电站第二次蓄水前后，进一步说明了水电站的第二次大规模蓄水造成了地壳应力较大程度的释放.

图  6  木里台慢剪切波延迟时间变化结果

黑点为慢剪切波延迟时间计算值，红色曲线为7点滑动平均值

Figure  6.  The delay time change of slow shear wave at the seismic station MLI

The black dots are values of delay time，red line is the result of 7 point moving average

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5.   讨论与结论

本文通过分析锦屏水电站在3次蓄水前后地震活动和剪切波分裂参数（快剪切波偏振方向和慢剪切波延迟时间）的变化，获得了锦屏水电站大规模蓄水对库区地震活动和地壳应力的影响.

自2012年1月至2013年12月，锦屏水电站地区的地震活动在3次蓄水前后有较明显的变化. 水电站第一次蓄水前后，地震活动程度较低，没有特别明显的变化；第二次蓄水之后，地震活动性明显增强，地震震级并无明显变化；第三次蓄水之后，地震活动继续增强，直到2013年12月始终保持在较高水平. 剪切波分裂结果显示，木里台快剪切波偏振方向在锦屏水电站3次蓄水前后表现出明显的变化. 锦屏水电站在蓄水之前，木里台快波偏振方向优势取向为北东向，与区域主压应力方向一致；第一次蓄水之后，快波偏振方向较为分散，无明显的优势取向；第二次蓄水之后，快波偏振方向发生偏转，表现为南东向，也有少量结果显示为北东向；第三次蓄水之后，快波偏振方向一致表现为南东向. 慢剪切波延迟时间在锦屏水电站三次蓄水前后均有变化，其在各个蓄水阶段的平均值都有所下降，尤其是第二次蓄水前后慢波延迟时间变化较大，表明地壳应力的释放程度相对较大. 由此可见，锦屏水电站库区地震活动和地壳应力场都在第二次蓄水之后发生了较大变化. 而且，库区地震活动明显增强，也伴随了地壳应力场的相应变化.

水库的蓄水与排水通常会引起地壳流体压力的变化，慢剪切波延迟时间可能会由于地壳应力的微小变化而产生显著的变化，该结论也与Crampin和Zatsepin （1997）所提出的各向异性孔隙弹性理论相吻合. 锦屏水电站地区地震活动、快波偏振方向和慢波延迟时间发生显著变化都是在第二次蓄水之后. 水电站第二次蓄水之后，库区地震活动明显增强，构造区域原地小范围内的地壳应力状态发生迅速改变. 由于水电站大规模蓄水导致了地壳中孔隙压力的扩散，进而促使地壳裂隙孔隙压强减小的同时微裂隙的定向排列也发生变化，进而观测到快剪切波偏振方向的突然偏转以及慢剪切波延迟时间的降低（Talwani，1997；陶玮等，2014）. 由此可见，剪切波分裂参数对地壳应力的变化相当敏感，其可用于监测大型水电站的蓄水排水对地壳应力产生的影响.

四川省地震局提供了地震数据资料，两位审稿专家为本文提出了非常有益的意见，作者在此一并表示感谢.