Determination of the source parameters of the northeast Lingshan, Guangxi, M6 ¾ earthquake on April 1, 1936
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摘要: 本文收集了1936年4月1日2时至3时(UTC)全球168个台站的仪器记录, 根据1936年4月1日广西灵山县东北部M6 ¾地震的宏观震中(22.5°N，109.4°E)和计算所得各台站初至P波的到时残差，将168个台站的数据与灵山主震进行关联或相关性分析.最终有13个台站的数据与灵山主震关联成功，其中7—8个台站的到时数据参与了定位计算.分别利用我国国家测震台网的常规定位方法和技术以及ISC的定位方法和技术对灵山主震进行重新定位，两种重定位方法得到的灵山主震震中相距47.6 km，经过比较，我国国家测震台网的定位方法和技术更适合灵山主震的数据特点.Abstract: The records of 168 global seismographic stations from 2 to 3 o′clock (UTC) on April 1, 1936 have been collected in order to locate the strong earthquake M6 ¾ occurred in northeast Lingshan of Guangxi. The station readings were grouped and associated based on the macro-epicenter of Lingshan mainshock (22.5°N, 109.4°E) and the initial P wave residuals of the seismic stations. Finally records of thirteen stations were successfully associated to Lingshan mainshock, and phase arrivals of 7--8 stations contributed to the event relocation. The routine location method and model of China National Seismic Network Center and ISCloc have been used to relocate the Lingshan mainshock, and the relocation results show that the distance between the two relocated epicenters is about 47.6 km. By comparison, the routine location method and model of China National Seismic Network Center are more suitable for the data with the poor observational conditions of Lingshan mainshock.
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引言
糯扎渡水电站位于云南省普洱市思茅区（左岸）与澜沧县（右岸）交界处的澜沧江南北向峡谷地段，最大坝高为262.5 m，正常蓄水位高程为812 m，水库总库容为23.703亿m3，库长为214 km，此外还有小黑江、黑河和黑江等3条较大支流，其库长分别为37，32，100 km。水库回水与上游的大朝山水电站衔接，下游与景洪水电站相连，是澜沧江中下游梯级规划中工程规模、调节库容、装机容量和发电量最大的电站，于2011年11月29日开始蓄水（曹颖等，2014）。糯扎渡水库建在云南地震多发区，库区内断层发育，地震构造错综复杂，蓄水前后地震活动非常频繁。曹颖等（2015）对糯扎渡水库蓄水前后地震活动性的分析结果显示，该水库蓄水后库区地震大量增加，且地震频度及强度的变化与水库水位的变化呈一定的对应关系；孟令飞（2016）关于糯扎渡水库蓄水前后地震活动及剪切波分裂的研究也同样表明，蓄水前后库区内的地震活动发生了显著变化，剪切波慢波时延与水位的变化有较好的相关性，库区大坝和库尾两个区域是水库蓄水引起地下应力变化最大的区域。
使用层析成像方法探测地壳速度结构的特征，结合地震震源分布进而揭示地下介质的特征，可以为研究水库诱发地震的形成机制提供新的途径。郭贵安和冯锐（1992）运用新丰江遥测台网数据的研究显示，速度图像中的低速区对应于地表的破碎区，即地震带区域，也是该区重磁异常急剧变化的区域，而高速区内地震较少，这种情况与水的渗透作用密切相关。叶秀薇等（2016）对新丰江地区地壳P波三维速度结构及活动构造的研究结果则显示，库区大坝至东源锡场之间的中上地壳存在4个大小不等的高速体，沿SE−NW方向新丰江库区断裂深度呈逐渐增大的趋势。此外，层析成像结果也能反映出水库地区受到水库渗透作用的影响范围，例如：王亮等（2015）利用紫坪铺水库地震的震相观测报告研究地下结构，得到紫坪铺水库西南端的水库渗透作用最大深度不超过8 km，未深至汶川主震所在深度，即水库渗透作用对汶川地震的发生并未产生直接作用；钟羽云等（2010）的研究表明，珊溪水库研究区存在一个P波低速异常区，该低速区位于水库淹没区内多组断裂的交会部位，地震大多发生于此，而且这可能与水库蓄水后库水下渗有关。前人关于糯扎渡水库地区的研究均未对其速度结构进行深入分析，因此，对蓄水后地震活动活跃的糯扎渡水库的速度结构进行研究，对比蓄水前后的P波速度结构变化，对糯扎渡水库地区地壳介质和发震机理等的认识具有重要意义。
双差地震层析成像方法（double difference seismic tomography，简写为tomoDD）最初由Zhang和Thurber （2003，2006） 提出，是基于hypoDD （Waldhauser，Ellsworth，2000，2002；Waldhauser，2001）开发出来的一种适用于震源密集区附近的有效反演速度结构的方法，该方法利用观测走时、走时差和波形互相关技术获得的走时差进行地震定位和速度结果联合反演，能够有效地提高震源区的反演精度，也正因为此，双差层析成像方法被广泛应用于诸如断层（Zhang，Thurber，2003；Zhang et al，2009b）、油气（Zhang et al，2009a）及俯冲带（Zhang et al，2004）等不同类型的精细速度结构研究（Okada et al，2005；Thurber et al，2009；Pei et al，2010），而且在我国也有广泛的应用（于湘伟等，2010；李海鸥等，2011；邓文泽等，2014；王小娜等，2015；吕子强等，2016）。在双差地震层析成像方法中，通过使用精确的互相关相对到时数据，能够刻画更为精细的速度结构，尤其是震源区附近的。正如Zhang 和Thurber （2003）所讨论的，到时的拾取误差一般由相关的和随机的因素组成，相关的误差包括与模型或速度结构误差有关的部分及拾取偏差，使用互相关技术得到的相关误差和随机误差比由绝对到时得到的到时差的相关误差和随机误差都要小，因此本文采取波形互相关技术计算地震对的相对到时并参与反演，以避免一些人为因素所引起的震相拾取误差。
本文旨在利用糯扎渡水库台网及景洪水库台网联合记录到的事件波形、地震目录和地震观测报告，使用双差地震层析成像方法（tomoDD）联合绝对到时、相对到时和波形互相关得到的相对到时获取澜沧江中下游糯扎渡水库地区在水库蓄水前后的三维速度结构，以分析水库蓄水前后该区域P波速度结构的时空变化特征和该区域由于蓄水变化所导致的地下介质变化及其所产生的影响，以期深入认识流体侵入对地震活动及介质性质的影响。
1. 方法与数据
1.1 双差地震层析成像方法
从地震事件i到地震台站k的体波走时T用射线理论作一个路径积分：
$$T_k^i {\text{＝}} {\tau ^i} {\text{＋}} \int_i^k {u{\rm{d}}s}{\text{，}} $$ (1) 式中τi为事件i的发震时刻，u为慢度场，ds为路径长度的线元。
对于地方震层析成像，源坐标（x1，x2，x3）、发震时刻、射线路径及慢度场均未知，走时与事件位置之间的关系为非线性，因此可通过泰勒展开式使式（1）线性化。同时用三维网格来离散速度模型，即可得一个线性等式：
$$r_k^i {\text{＝}} \mathop \sum \limits_{l {\text{＝}} 1}^3 \frac{{\partial T_k^i}}{{\partial x_l^i}}\Delta x_l^i {\text{＋}} \Delta {\tau ^i} {\text{＋}} \mathop \sum \limits_{m {\text{＝}} 1}^{{M_{ik}}} \mathop \sum \limits_{n {\text{＝}} 1}^N {w_{mn}}\Delta {u_n}\Delta {s_m}{\text{，}}$$ (2) 式中Mik表示从事件i到台站k的射线路径的线元个数，wmn是在长度为Δsm的第m个线元中点上的第n个网格节点的插入权重系数。同样的方法用于台站k所观测到的事件j的走时残差，也可写成与式（2）相似的式子，因此有
$$\begin{array}{l} r_k^i {\text{－}} r_k^j {\text{＝}} \displaystyle\mathop \sum \limits_{l {\text{＝}} 1}^3 \frac{{\partial T_k^i}}{{\partial x_l^i}}\Delta x_l^i {\text{＋}} \Delta {\tau ^i} {\text{＋}} \mathop \sum \limits_{m {\text{＝}} 1}^{{M_{ik}}} \mathop \sum \limits_{n {\text{＝}} 1}^N {w_{mn}}\Delta {u_n}\Delta {s_m} {\text{－}} \mathop \sum \limits_{l {\text{＝}} 1}^3 \frac{{\partial T_k^j}}{{\partial x_l^j}}\Delta x_l^j - \Delta {\tau ^j} {\text{－}} \displaystyle\mathop \sum \limits_{m {\text{＝}} 1}^{{M_{jk}}} \mathop \sum \limits_{n {\text{＝}} 1}^N {w_{mn}}\Delta {u_n}\Delta {s_m}{\text{，}} \end{array}$$ (3) rki－rkj即称为双差（Waldhauser，Ellsworth，2000），这是两个事件的观测走时差与理论走时差之间的差，也可写为
$$r_k^i {\text{－}} r_k^j {\text{＝}} {({T_k^i {\text{－}} T_k^j} )^{\rm obs}} {\text{－}} {({T_k^i {\text{－}} T_k^j} )^{\rm cal}}{\text{.}}$$ (4) 这样，观测走时差
${({T_k^i {\text{－}} T_k^j} )^{\rm obs}}$ 能够通过波形互相关技术和绝对目录走时计算出来。当地震事件间距大于慢度场变化尺度时，利用双差定位算法获得的地震位置会出现偏差。为了克服此情况，直接使用到时差数据和式（3）。由于地震事件的震中位置与速度结构之间存在耦合效应（Thurber，1992），最后得到的不仅有相对地震事件位置，还有绝对位置和速度结构。
1.2 波形互相关双谱技术
当两个相似的波形系列被相关的噪声源所影响，用波形互相关技术所计算的这两个相似波形之间的时间延迟很可能不可靠。一个台站的噪声对于不同的地震事件可以认为是部分相关或随机相关，双谱（bispectrum，简写为BS）技术（Du et al，2004）能够消除两个相似波形的相关高斯噪声并能获得两个相似波形之间的相对时间延迟，简要描述如下：
1） 将两个时间系列均分割为K个部分重叠的数据元，每个单元有M个取样点；
2） 对于第i个数据元xi（n）和yi（n）（0≤n≤M－1），计算其第三阶的累积量
$$ \begin{split} &\quad\quad\quad\quad \hat r_{xxx}^i\left({\tau{\text{，}} \rho } \right) {\text{＝}}\displaystyle\frac{1}{M}\mathop \sum \limits_{k {\text{＝}} {k_1}}^{{k_2}} {x^i}\left(k \right){x^i}\left({k {\text{＋}} \tau } \right){x^i}(k {\text{＋}} \rho){\text{，}} \\ &\quad\quad\quad\quad \hat r_{xyx}^i\left({\tau{\text{，}} \rho } \right) {\text{＝}} \displaystyle\frac{1}{M}\mathop \sum \limits_{k {\text{＝}} {k_1}}^{{k_2}} {x^i}\left(k \right){y^i}\left({k {\text{＋}} \tau } \right){x^i}\left({k {\text{＋}} \rho } \right){\text{，}}\\ & {k_1} {\text{＝}} {\rm{max}}\left({0{\text{，}} {\text{－}} \tau{\text{，}} {\text{－}} \rho } \right){\text{，}} {k_2} {\text{＝}} {\rm{min}}\left({M {\text{－}} 1{\text{，}} M {\text{－}} 1 {\text{－}} \tau{\text{，}} M {\text{－}} 1 {\text{－}} \rho } \right){\text{；}} \end{split} $$ (5) 3） 将两个累积量平均到K个数据元；
4） 对两个平均累积量作二维傅里叶变换，得到自动双谱
${\hat B_{xxx}}\ \left({{\omega _1}{\text{，}} {\omega _2}} \right)$ 和互相关双谱${\hat B_{xyx}}\left({{\omega _1}{\text{，}} {\omega _2}} \right)$ ：$$\begin{split} &{B_{xxx}}\left({{\omega _1}{\text{，}} {\omega _2}} \right) {\text{≡}} E\left[ {{{X}}\left({{\omega _1}} \right){{X}}\left({{\omega _2}} \right){X^*}\left({{\omega _1} {\text{＋}} {\omega _2}} \right)} \right] {\text{＝}} {B_{\rm sss}}\left({{\omega _1}{\text{，}} {\omega _2}} \right){\text{，}}\\ &{B_{xyx}}\left({{\omega _1}{\text{，}} {\omega _2}} \right){\text{≡}} E\left[ {Y\left({{\omega _1}} \right){{X}}\left({{\omega _2}} \right){X^*}\left({{\omega _1} {\text{＋}} {\omega _2}} \right)} \right] {\text{＝}} {B_{\rm sss}}\left({{\omega _1}{\text{，}} {\omega _2}} \right){{\rm e}^{{\rm i}{\omega _1}D}}{\text{；}} \end{split} $$ (6) 5） 得到震相谱
${\hat \varPsi _{xxx}}\left({{\omega _1}{\text{，}} {\omega _2}} \right)$ 和${\hat \varPsi _{xyx}}\left({{\omega _1}{\text{，}} {\omega _2}} \right)$ ，并计算$$\hat I\left({{\omega _1}{\text{，}} {\omega _2}} \right) {\text{＝}} {\rm{exp}}\left\{ {{\rm{i}}\left[ {{{\hat \varPsi }_{xyx}}\left({{\omega _1}{\text{，}} {\omega _2}} \right)} \right]{\text{－}} {{\hat \varPsi }_{xxx}}\left({{\omega _1}{\text{，}} {\omega _2}} \right)} \right\}{\text{；}}$$ (7) 6） 沿ω2将
$\hat I({{\omega _1}{\text{，}} {\omega _2}} )\ $ 作总和，再作一维傅里叶变换，即可得到双谱相关系列λxy（t）：$${\lambda _{xy}}\left({{t}} \right) {\text{＝}} {F^{ - 1}}\left[ {\sum\limits_{{\omega _2}} {\hat I\left({{\omega _1}{\text{，}}{\omega _2}} \right)} } \right]{\text{，}}$$ (8) 则两个时间系列的时间延迟就能通过确定λxy（t）的最大值所对应的点来获得。
1.3 地震资料
本文的研究区域主要沿澜沧江分布，台站主要分布区域如图1中的黑框所示，该范围包含糯扎渡水库台网的12个台站和景洪水库台网的5个台站。数据选取研究区内6个以上台站记录到的地震事件，时间间隔为糯扎渡水库台网与景洪水库台网并行后数据质量较好的时段即2009年11月至2014年9月。根据上述条件共筛选出地震事件5 247个（图1），震级范围为ML−0.5—4.8，初始震源深度分布于0—28 km，并产生人工拾取的37 270个P波绝对到时，最后去除走时曲线中离散较大的震相后得到用于反演的震相数据，如图2所示。
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图 1 研究区域地质构造、所用台站及网格节点划分分布图F1：南汀河断裂；F2：汗母坝断裂；F3：澜沧江断裂；F4：谦六断裂；F5：平掌寨断裂；F6：白马山断裂；F7：酒房断裂；F8：李子箐断裂；F9：麻栗坪断裂；F10：肖塘断裂；F11：帮东断裂；F12：无量山断裂；F13：把边江断裂；F14：阿墨江断裂；F15：木戛—谦迈断裂；F16：澜沧—勐遮断裂；F17：孟连断裂；F18：万达包断裂；F19：南麻断裂；F20：窝拖寨断裂Figure 1. Geological tectonic settings，seismic stations used in this study and grid nodes division in the studied areaF1：Nantinghe fault；F2：Hanmuba fault；F3：Lancangjiang fault；F4：Qianliu fault；F5：Pingzhangzhai fault；F6：Baimashan fault；F7：Jiufang fault；F8：Liziqing fault；F9：Maliping fault；F10：Xiaotang fault；F11：Bangdong fault；F12：Wuliangshan fault；F13：Babianjiang fault；F14：Amojiang fault；F15：Muga-Qianmai fault；F16：Lancang-Mengzhe fault；F17：Menglian fault；F18：Wandabao fault；F19：Nanma fault；F20：Wotuozhai fault考虑到糯扎渡水库的蓄水情况（图3），本文选取2009年11月1日至2011年11月29日、2011年11月30日至2012年12月31日、2013年1月1日至2014年9月30日这3个时段研究水库地区的精细地壳速度结构和震源参数。3个时段分别为蓄水前、蓄水后水位上升较快的第一年以及第二年蓄水至最高水位后缓慢下降的时段，下文分别将其简称为蓄水前、蓄水后第一阶段和蓄水后第二阶段。图4为研究区内地震在3个时段内的二维射线分布图，可见，蓄水前的地震分布比较分散，基本整个研究区均有分布，但是蓄水后两个时段的地震分布主要集中在糯扎渡水库库区及库区中段，这些区域的台站分布也相对密集，所以蓄水后的糯扎渡水库库区及库区中段的射线分布比较密集，而研究区边界射线分布稀疏。景洪水库库区的地震事件比较少，射线较为稀疏。
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图 4 蓄水前后3个时段P波二维射线分布图（a） 蓄水前；（b） 蓄水后第一阶段；（c） 蓄水后第二阶段Figure 4. Distribution of 2-D P wave ray paths for the three intervals（a） Before the water storage in reservoir；（b） The first stage after water storage；（c） The second stage after water storage利用这些P波到时进行地震事件匹配时，选择地震对之间最大距离为10 km，每个地震事件最多可以与20个地震事件组成地震对，构建出相关到时数据；3个时段中有连接的事件对之间的平均距离均为8—9 km，尽量靠近网格的距离。若地震对有5个符合以上条件的震相对则认为是“强匹配地震对”，其平均空间距离为6—7 km。这样，最终构建出的P波相对到时为：蓄水前529 529条；蓄水后第一阶段454 427条；蓄水后第二阶段408 363条。本文中不仅使用目录相对到时，同时也基于波形数据采用互相关技术构建互相关到时，3个时段构建的互相关P波到时对分别为58 757条、27 450条和130 189条。
1.4 反演网格和初始速度模型
考虑到研究区的区域范围，反演中选取坐标原点为（21.5°N，100.5°E），坐标系统的方位角为−26.57° （图1）。根据台站和地震分布来划分网格，在糯扎渡水库库区附近地震分布较多且台站分布也比较集中的区域内网格分布就更加密集，在x和y方向上网格间距分别设置为12.44 km和16.58 km；在研究区南北两端的地震分布较少，网格分布较稀疏，在x和y方向上网格间距分别设置为12.44 km和27.65 km （图1）。由于水库区域地震分布的深度基本不太深，所以垂直向的网格节点设为0，2，5，7，10，12，15，17，20，25，30 km。初始速度模型是从陈飞（2017）提供的使用重力数据与面波数据联合反演得到的全国最新三维速度结构数据中截取本文研究区域的结构数据，然后进行平均得到一维模型，如表1所示。
表 1 一维P波速度模型Table 1. 1-D P wave velocity model深度/km vP/（km·s−1） 0 4.746 2 5.243 5 5.629 7 5.826 10 5.915 12 6.014 15 6.181 17 6.301 20 6.370 25 6.483 30 6.710 对3个时段的数据经过17次迭代后，蓄水前的数据在最后一次反演中，拾取的到时残差从0.24 s降至0.13 s，互相关得到的相对到时残差从0.16 s降至0.03 s；蓄水后第一阶段的数据在最后一次反演后，拾取的到时残差从0.23 s降至0.08 s，互相关得到的相对到时残差从0.17 s降至0.004 s；蓄水后第二阶段的数据在最后一次反演后，拾取的到时残差从0.2 s降至0.07 s，互相关得到的相对到时残差从0.13 s降至0.004 s。由此可知，人工拾取的到时数据的精度不及互相关得到的相对到时数据的精度，因此反演中，使用互相关得到的相对到时数据能使反演结果更加精确。图5为3个时段的残差变化，对比了初始1D模型到最后的3D模型的所有地震事件的均方根残差变化，可看出，最后的3D模型相对于初始1D模型基本对称地分布于0的两侧，表明最终的模型能更好地拟合数据。
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图 5 蓄水前后3个时段不同模型下的观测走时与理论走时的均方根拟合差变化（a） 蓄水前；（b） 蓄水后第一阶段；（c） 蓄水后第二阶段Figure 5. The root-mean-square misfit improvement between observation travel times and theoretical ones based on 1D model (upper panels) and 3D model (lower panels)（a） Before the water storage in reservoir；（b） The first stage after water storage；（c） The second stage after water storage对不同的平滑权重和阻尼参数进行权衡分析，取3个时段的平滑权重和阻尼参数的搜索范围分别为0—600和10—2 000，相应的均衡曲线图如图6所示，可以看出，对于不同的平滑权重的最佳阻尼参数均约为450，右上角小图给出了阻尼参数为450时一系列平滑权重的数据方差与速度模型方差的均衡曲线，得到的最优平滑权重均约为70。
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图 6 蓄水前后3个时段内不同平滑权重和不同阻尼参数的权重曲线各子图分别为相应时段内，不同平滑权重（红色数字）和不同阻尼参数（蓝色数字）的解的方差和数据方差的均衡曲线。右上角小图分别为相应时段内，阻尼参数为450时，使用不同平滑权重参数得到的模型方差与数据方差的均衡曲线 （a） 蓄水前；（b） 蓄水后第一阶段；（c） 蓄水后第二阶段Figure 6. Trade-off curves of smoothing weight parameters and damping parametersThe sub-figures are are trade-off curves of solution variance and data variance for different smoothing weight parameters （red numbers） and damping parameters （blue numbers）in corresponding intervals. The insets at the top-right corner are trade-off curve of slowness model variance and data variance for a set of smoothing weight parameters in the case of damping parameter 450 in corresponding intervals （a） Before the water storage in reservoir；（b） The first stage after water storage；（c） The second stage after water storage2. 结果
2.1 重定位结果
图7所展示的是蓄水前后3个时段内重定位后的地震事件分布图。可以看出，蓄水前的地震呈天然的零散分布，虽然在库区和左岸支库黑江处的小震也较多，但是这些基本属于水库建设时每天都进行的爆破，而蓄水后糯扎渡水库库区及水库中段的地震明显增多，且库区ML1.0以上地震增多，这不仅仅是爆破，如曹颖等（2015）所讨论的，蓄水后发生于糯扎渡水库库区中段即景谷—双江小震群是与蓄水有关的构造地震群，而水库库区增加的地震与水位变化存在对应关系，表明蓄水后库区有水库诱发地震发生，而其它区域的地震仍然呈零散分布。孟令飞（2016）对糯扎渡水库蓄水前后活动性的研究也同样表明，库区内，蓄水前后地震活动发生了显著的变化，蓄水后地震活动较蓄水前呈明显的增加，且蓄水后库区内的地震活动与水位变化有较好的相关性。
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图 7 蓄水前后3个时段重定位后的地震分布图（a） 蓄水前；（b） 蓄水后第一阶段；（c） 蓄水后第二阶段Figure 7. Distribution of relocated events for the three intervals（a） Before the water storage in reservoir；（b） The first stage after water storage；（c） The second stage after water storage由于重定位后地震分布呈现丛集状态，为了便于甄别每个地震丛集（图7）的活动性质，本文分别讨论每个地震群蓄水前后的变化。由图7所示的震群分区可见：蓄水前（图7a） 1区（库区段）、4区（左岸支库黑江段）和5区（窝拖寨断裂与澜沧江断裂交会处）这3个区域的地震较少且震级很小；而蓄水后第一阶段（图7b） 1区和5区的地震明显增多；蓄水后第二阶段1区和5区的地震分布仍然很多，同时左岸支库黑江段即4区的地震明显增多，并且延至威远江和小黑江，威远江和小黑江的地震虽然不是很密集，但ML1.0以上地震明显增多，1区库区回水至库区中段的澜沧江段的地震也明显增多；2区和3区在历史上属于地震多发区，蓄水前后这两个区域的地震均很多，且均呈丛集状态。孟令飞（2016）对糯扎渡水库库区内的地震活动性研究也得到相同的结果，而且1，4，5区的地震活动与水位的变化有一定的对应关系。
由重定位后的地震沿经度、纬度剖面的分布情况（图7）也可以观察到：蓄水前的地震主要分布于0—20 km内；蓄水后第一阶段，在地震增多的1区内，震源深度主要分布于0—15 km，大多数集中在0—10 km内，5区内的震源深度基本在0—10 km内；蓄水后第二阶段，1区和5区内的地震基本位于0—10 km内，左岸支库黑江段即4区至威远江和小黑江的地震也基本处于0—10 km深度内，库区回水至库区中段的澜沧江段的地震也基本位于0—10 km深度内；无论蓄水前还是蓄水后，2区和3区的地震震源深度均处于0—20 km内。孟令飞（2016）的研究结果也表明，库区内震源深度分布较浅，近79%的地震震源分布于0—10 km深度范围内，近99%的地震震源分布于0—15 km深度范围内。所以根据水库地震的“双十”特征①，在糯扎渡水库蓄水后，水库库区所增加的大量地震大多与水库蓄水有关。随着蓄水时间的增长，地震增多区域延伸至左岸支库黑江和库区回水至库区中段的澜沧江段，并进一步向威远江和小黑江延伸，这是由于库水沿断层渗透而使孔隙压力产生变化所致；而库区中段的地震根据曹颖等（2015）的研究，是属于与蓄水有关的构造地震。位于2区和3区的地震在蓄水前后的密集程度相同，并且由其震源深度特征可以判断，这些地震与水库蓄水无关。
2.2 模型验证
对3个时段的反演结果的分辨率进行棋盘测试，由于17，20，25，30 km深度处的反演结果基本为空白或失真，所以仅选取0，2，5，7，10，12，15 km剖面进行分辨率测试。图8为3个时段的P波速度的棋盘测试结果，可看出蓄水前的P波速度恢复结果要优于后两个时段，蓄水后两个时段的P波速度恢复较好的区域均位于糯扎渡水库库坝区及其附近。蓄水前每个剖面的P波速度恢复情况均较好，而蓄水后两个时段12 km和15 km深度剖面的速度恢复情况不是很理想，这是因为蓄水后水库区域地震分布的深度基本不会太深。所以我们仅讨论糯扎渡水库库坝区及其附近0，2，5，7，10 km深度剖面的P波三维速度结构。
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图 8 蓄水前后3个时段不同深度z处的P波速度棋盘测试结果（a） 蓄水前；（b） 蓄水后第一阶段；（c） 蓄水后第二阶段Figure 8. Checkboard resolution test of P wave velocity at different depth z for the three intervals（a） Before the water storage in reservoir；（b） The first stage after water storage；（c） The second stage after water storage2.3 P波三维速度结构
图9为3个时段0—10 km深度范围内不同深度的P波速度分布，可以看出：蓄水前0 km深度处的P波速度在糯扎渡水库库区两边至左岸支库黑江的右岸区域均为高速区，这个高速区与其山脉地形特征有关，但是澜沧江与左岸支库黑江所形成的交叉区域有一个很明显的低速区；蓄水后第一阶段，澜沧江与右岸支流黑河形成的交叉区域由蓄水前的高速区变为低速区；到第二阶段，低速区扩大至整个糯扎渡水库库区。3个时段0 km深度处的地震分布集中区域基本相同，均为水库库区和左岸支库黑江，这两个地震集中区内由于水库建设每天施行爆破。
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图 9 蓄水前后3个时段不同深度z的P波速度和地震分布（a） 蓄水前；（b） 蓄水后第一阶段；（c） 蓄水后第二阶段Figure 9. Distribution of P-wave velocity and earthquakes at different depths z for the three intervals（a） Before the water storage in reservoir；（b） The first stage after water storage；（c） The second stage after water storage蓄水前2 km深度处，糯扎渡水库库区至左岸支库黑江的右岸区域的高速区和澜沧江与左岸支库黑江所形成的交叉区域的低速区仍然存在；蓄水后第一阶段的水库库区左岸至左岸支库黑江的右岸区域为高速区，水库库区右岸为低速区，而澜沧江与左岸支库黑江所形成的交叉区域的速度较蓄水期速度增大，澜沧江与右岸支流黑河形成的交叉区域为高速区；蓄水后第二阶段的P波速度分布情况与第一阶段差不多。3个时段2 km深度处的地震分布集中区域基本相同，均为水库库区和左岸支库黑江。
蓄水前5 km深度处，水库库区和库区左岸至左岸支库黑江的右岸区域也为高速区，库区右岸为低速区，澜沧江与左岸支库黑江所形成的交叉区域的P波速度大约为5.5 km/s，这个区域范围较2 km深度处的高速区要小，澜沧江与右岸支流黑河的交叉区域也为高速区。这个深度的地震分布较分散，无人工爆破发生。蓄水后第一阶段的水库库区为高速区，P波速度与蓄水前相当，库区左岸至左岸支库黑江的右岸区域仍为高速区，左岸支库黑江上的低速区扩大，澜沧江与右岸支流黑河的交叉区域为高速区。这一时段这一深度的地震在库区分布较集中，这些地震均与蓄水有关。蓄水后第二时段，库区左岸至左岸支库黑江的右岸区域以及澜沧江与右岸支流黑河的交叉区域均为高速区，这一时段这一深度的地震在库区、库区中段、库区向上回水的澜沧江段分布得比较集中，沿酒房断裂、李子箐断裂、肖塘断裂和麻栗坪断裂也有分布。
蓄水前7 km深度处，库区右岸和支库黑江的右岸为低速区，并延伸至威远江和小黑江，地震分布较分散；蓄水后第一阶段，左岸支流的低速区范围扩大，且P波速度降低，地震在库区分布较多；蓄水后第二阶段，左岸支流的低速区范围持续扩大，地震分布以库区、库区回水段和库区中段较多。
蓄水前10 km深度处，左岸支库黑江上出现低速区，库区处于其边缘，地震分布较分散；蓄水后第一阶段，左岸支库黑江的低速区从库区延伸至黑江左岸，P波速度升高，地震在库区分布较密集；蓄水后第二阶段，左岸支库黑江的低速区范围变小，库区、库区右岸和库区回水段均为高速区，地震分布以库区和库区中段较多。
为了对比3个时段的P波速度差异，将蓄水后第一阶段的P波速度结构减去蓄水前的P波速度结构，并将蓄水后第一阶段的地震投影至速度差异分布图上；同理，也将蓄水后第二阶段的P波速度结构减去蓄水后第一阶段的P波速度结构，并将蓄水后第二阶段内发生的地震投影至速度差异图上，结果如图10所示。可见：在0 km和2 km深度处，由于受蓄水的影响，糯扎渡水库库坝区即1区的P波速度下降，图10a中的0 km深度处1区的P波速度变化较大，图10b中1区的P波速度仍然下降，下降幅度不及图10a，但其范围在扩大；2 km深度处，图10b中1区的P波速度下降范围扩大至左岸支库即4区，地震分布也扩大至4区；到5 km深度及以下，P波速度不再受到地表地形和水域的影响，图10a中1区的速度上升，说明蓄水后第一阶段，蓄水影响还未至5 km深度，而图10b中1区的速度下降，并且也扩大至4区，地震也同样是1区和4区分布较多；至7 km和10 km深度，速度差异在1区表现得均不明显。此外，图10a和10b中5区的P波速度在0，2，5，7，10 km深度处基本无变化。
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图 10 不同时段不同深度z的P波速度差变化（a） 蓄水后第一阶段的P波速度减去蓄水前的P波速度；（b） 蓄水后第二阶段的P波速度减去第一阶段的P波速度Figure 10. The P-wave velocity difference at different depth z for different intervals（a） The P-wave velocity difference between intervals 2 and 1；（b） The P-wave velocity different between ntervals 3 and 2为了进一步分析库区的P波速度结构和地震分布情况，我们设置了4个垂直剖面，其位置如图1中所示，其中剖面AA′基本沿澜沧江的走向，剖面BB′，CC′和DD′则依次从水库库坝区的南端至北端横切澜沧江。图11为3个时段的P波速度沿垂直剖面的分布图，由这3个时段的AA′垂直剖面可看出：蓄水前，库区以下至5 km深度存在一个高速区，库区的南北两段均为低速区；蓄水后第一阶段，库区以下1 km深度为低速区，并与库区南北两段的低速区连接起来，1 km以下又过渡到高速区；蓄水后第二阶段，库区以下的低速区深度增大，且速度降低，低速区与高速区的过渡带变宽，高速区范围变小。BB′剖面横穿库区南部，蓄水前该剖面的水库库区澜沧江段的低速区深度在1 km以内，在剖面80—100 km水平距离之间存在一个深度在5 km以内的低速区，地震主要发生在该低速区与高速区的交界带附近，该区域对应于地表的酒房断裂、肖塘断裂及李子箐断裂南端的区域。由这3个时段的BB′垂直剖面可看出：蓄水后第一阶段，水库库区澜沧江段的低速区深度不变，剖面水平距离80—100 km之间的低速区范围变大，但速度不连续；蓄水后第二阶段，水库库区澜沧江段的低速区分布深度基本不变，该剖面60—100 km水平距离之间存在一个大范围的低速区，深度至8 km。CC′剖面穿过水库库区与水库蓄水相关的地震丛集区，由图11可见：蓄水前该剖面在水库库区下方5 km深度以内存在一个高速区，地震基本位于该高速区内；蓄水后第一阶段，库区下方出现低速区，深度在2 km以内，大量地震位于该低速区下方的高速区内；蓄水后第二阶段，库区下方的低速区扩大至3 km深度，大部分地震发生在高低速区的交界处，但仍然有很多地震发生在下方的高速区内。DD′剖面横穿过库区北段的澜沧江，蓄水前该剖面的澜沧江段下方主要为低速区，左岸支库黑江的下方存在一个高速区，没有地震丛集现象；蓄水后第一阶段，澜沧江段的低速区速度变小，地震主要发生在下方的高速区内；蓄水后第二阶段，地表的低速区范围扩大，左岸支库黑江下方的高速区速度变小，澜沧江段下方的地震主要发生在高低速区过渡带内，左岸支库下方的地震增多，主要发生在速度变小的高速区内。
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图 11 蓄水前后3个时段的P波速度沿垂直剖面AA′，BB′，CC′，DD′的分布图（剖面位置见图1）（a） 蓄水前；（b） 蓄水后第一阶段；（c） 蓄水后第二阶段Figure 11. P-wave velocity distribution along the cross sections AA′，BB′，CC′，DD′ for the three intervals（a） Before the water storage in reservoir；（b） The first stage after water storage；（c） The second stage after water storage3. 讨论与结论
本文利用糯扎渡水库台网17个台站记录到的2009年11月至2014年9月期间的地震数据（事件波形、地震目录和地震观测报告），使用双差地震层析成像方法联合绝对到时、相对到时和波形互相关得到的相对到时得到了糯扎渡水库库区在水库蓄水前后3个时段内的三维P波速度结构和地震重定位结果，并尝试探讨了水库蓄水的影响。由已有的认识可知：
蓄水后，1区即库坝区的地震大量增加且P波速度大幅降低，随着蓄水时间的增长，速度持续减小，且地震增多、P波速度下降的范围扩大至4区即左岸支库黑江；1区和4区所增加地震的震源深度在0—10 km范围内显著分布，重定位后这两个区域的地震重定位结果与孟令飞（2016）相一致。库区内沉积岩、岩浆岩、变质岩等三大类岩石均有分布，沉积岩主要为沉积碎屑岩，岩浆岩主要为华力西晚期至印支期花岗岩和印支期喷出的玄武岩，变质岩以深变质岩的绢云微晶片岩、石榴绿泥云英片岩为主（夏磊，2014），在左岸黑江中尚分布有上石炭统火山碎屑岩（魏植生，1993），上述岩石具有透水或弱透水性，由此推测可能是随着蓄水时间的增长，库水在库坝区沿岩石破碎带向下及四周渗透，逐渐影响到左岸支库黑江及库区回水澜沧江段，但由于7 km深度处P波速度变化较小，所以库水的渗透深度未超过7 km，库水对地下介质的影响也未超过7 km深度。
蓄水前，库区以下至5 km深度以内存在一个高速区；蓄水后第一阶段库区以下2 km深度为低速区；随着时间的推移，低速区深度深至4 km，速度降低，低速区与高速区的过渡带变宽，高速区范围变小，进一步说明库水渗透对P波速度具有较大影响。
蓄水后，5区即库区中段的地震明显增多，但P波速度基本无变化，说明地震增多并非库水渗透作用所致，由曹颖等（2015）对该区域的研究可知该区域增多的地震属于与水库蓄水有关的构造地震；2区和3区的地震活动在蓄水前后均较活跃，P波速度变化无规律，这两个区域的地震均属构造地震，与孟令飞（2016）的研究结果相符合。
水库诱发地震的发生与孔压扩散及水的渗透密切相关，即库区的构造环境是产生水库诱发地震的先决条件。一般认为，在岩石破碎、有渗透通道和应力易于集中的正断层和走滑断层的环境中，水库诱发地震容易发生（Simpson，1986），所以对水库蓄水前后地下速度结构及地震分布的研究有助于我们深入了解库水渗透的过程及范围，但是应该结合水库的水文条件及地质构造来分析。在后期的研究中，将利用更多的地震地质资料进一步完善研究区的地壳介质结构的研究。
中国地震台网中心刘杰研究员和审稿专家对本文提出了宝贵的修改意见，作者在此表示感谢。
感谢两位审稿专家提出的宝贵意见.河北省地震局刁桂苓研究员、中国地震局地球物理研究所陈培善研究员和金严研究员对本文的研究工作提出了建议；匈牙利科学院István Bondár博士和ISC Domenico Di Giacomo博士帮助调试软件和收集数据；中国地震局地球物理研究所赵荣国高工和李学勤副研究馆员、上海市地震局时军高工、寿海涛高工和蔡旭荣高工帮助查阅文献和分析地震图, 作者在此一并表示感谢. -
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图 1 1936年4月1日灵山M6 ¾地震的等震线图
(引自中国地震局震害防御司，1999)
Figure 1. The isoseismal map of Lingshan M6 ¾ earthquake on April 1, 1936
(after Department of Earthquake Disaster Prevention, China Earthquake Administration, 1999)
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图 2 灵山主震宏观震中和可收集到1936年4月1日2时至3时数据的全球168个台站的分布
Figure 2. The distrubution of the macro-epicenter of Lingshan mainshock and 168 global stations which could record the information during 02:00--03:00 on April 1, 1936
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图 3 灵山主震震中和相应的全球台站分布
Figure 3. Location of the epicenter of Lingshan mainshock and distribution of the corresponding global stations used for location
Green triangles stand for 13 global stations associated to Lingshan mainshock successfully, and blue triangles for seven global stations used for the relocation with the routine location method and model of China National Seismic Network Center, and red triangles for eight global stations used for the relocation with ISCloc
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图 4 灵山主震宏观震中及CENC和ISCloc重新定位后的灵山主震震中
Figure 4. The macro-epicenter of Lingshan mainshock (green dot), and the epicenters of Lingshan mainshock relocated by CENC (orange dot) and ISCloc (blue dot)
表 1 CENC和ISCloc的主要差别
Table 1 The main differences of location methods of CENC and ISCloc
方法 走时模型 定位所用数据类型 走时误差 CENC J-B 初至P波震相 不相关(各自独立) ISCloc AK135 多种震相 相近的传播路径上相关 注：CENC表示我国国家测震台网常规的定位方法和技术，ISCloc表示ISC的定位方法和技术，下同. 
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表 2 两种方法和技术对灵山主震参数测定的结果
Table 2 The parameters of Lingshan mainshock determinated by two different methods and techniques
方法 发震时刻
时：分：秒发震时刻误差/s 走时均方差/s 震中 震中误差椭圆 震源深度
/km深度误差
/km台站数 Gap
/°最小震中距
/°最大震中距
/°MS 北纬/° 东经/° 长半轴
/km短半轴
/km长轴走向/° CENC 02:12:20.10 3.64 3.49 22.61 109.34 45.1 32.9 0 9 27.4 7 185 12.60 120.40 7.0 ISCloc 02:12:17.88 1.88 3.64 22.37 109.70 47.6 22.0 162 10.0f - 8 185 13.66 120.54 - 注：深度数据中的“f”表示默认(缺省)值，Gap为台站最大空隙角.
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