第六章 水库诱发地震活动的工程地质分析
6·1 基本概念及研究意义
在一定条件下，人类的工程活动可以诱发地震，诸如修建水库，城市或油田的抽水或注水，
矿山坑道的崩塌，以及人工爆破或地下核爆炸等都能引起当地出现异常的地震活动，这类地震活动统称为 诱发地震（ induced earthquake ） 。
其形成 一方面 依赖于该区的地质条件、地应力状态和有待释放的应变能积累程度等因素； 另一方面 也与工程行为是否改变了一定范围内应力场的平衡状态密切相关。
一般说来诱发地震的震级比较小，震源深度比较浅，对经济建设和社会生活的影响范围也比较小。但是水库诱发地震则曾经多次造成破坏性后果，更有甚者，水库诱发地震还经常威胁着水库大坝的安全，甚至可能酿成远比地震直接破坏更为严重的次生地质灾害，因此对水库诱发地震发生的可能性应予以高度重视。
水库诱发地震活动发现于本世纪 30年代。最早发现于希腊的马拉松水库．伴随该水库蓄水、
1931年库区就产生了频繁的地震活动。此后，发现有相当一部分水库蓄水过程中伴随有水库诱发地震现象。
60年代以来出现了一些新的情况：
一方面是几个大水库相继产生了 6级以上的强烈地震，造成大坝、附近建筑物的破坏和人员的死伤；
另一方面是发现了深井注水 (美国 )可以诱发地震，为水库诱发地震的形成机制提供了有价值的资料。于是这方面的研究重新活跃起来。
6.2 水库诱发地震活动性变化的几种典型情况
自 1975年第一届国际诱发地震会议以来，经过研究的与水库蓄水有关的地震活动性变化的事例迅速增多。其中有的是活动性 (频度、强度 )增加，这类事例公认的约有百余例；活动性减弱的事例也有 4例，绝大多数水库蓄水后地震活动性没有变化。下面分别介绍各种典型情况，而以水库活动性增强为着重点。
6.2.1 蓄水后地震活动性增强
6.2.1.1 卡里巴 — 科列马斯塔型
地震活动性的主要变化主要发生在 1963年 6月水库蓄水位超出正常高水位之后，尤以 1963年 8月库水位超出正常高水位 2.9m之后为最强烈，此时水头增值仅为 2％，以此作为地震活动性强烈变化的诱因是缺乏说服力的。可是在正常高水位附近，
水位波动几米库容变化却很大，显然库底岩石所承受的水库附加荷载以及附加荷载的影响深度都随之产生较大变化，水库底部承受附加应力超出一定值的岩石的体积也会产生很大变化。
美 国胡佛坝（米德湖）
希 腊科列玛斯塔坝赞比亚卡里巴坝坝型及坝高（ m) 重力拱坝,222 心墙堆石坝,165 双曲拱坝,127
库容 （亿 m3 ） 367 47.5 1604
开始蓄水及满库时间
1935； 1938.7 1965.7.21； 1966.2 1958.12； 1963.8
地震活动特征第一次地震时间
1936.9 1965.8 1961.7
地震次数
（起止时间）
6000次（ 1936－ 1945）
10000次（ 1936－ 1971）
M≥2.0 的前震 740次，
余震 2580次（ 1966－ 1968）
M≥2.0,1397次
(1959.6－ 1968.12）
主震震级
（时间）
5.0（ 1939.5.4） 6.3（ 1966.2.5） 6.1（ 1963.9.23）
较大地震震级
（时间）
4.1（ 42.8.11）； 4.4
（ 42.9.9）；
5.0（ 66.3.8）； 5.0
（ 66.4.3）；
5.5（ 66.5.4）； 5.5
（ 66.6.11）；
4.5（ 66.12.12）
5.6（ 63.9.23）； 5.8
（ 63.9.23）；
5.5（ 63.9.24）； 6.0
（ 63.9.25）；
5.3（ 63.10.5）； 5.8
（ 63.11.8）；
4.2（ 66.4.5）； 5.5
（ 67.4.20）
地震活动与水库蓄水的时空相关性及其它特征水库水升高到 100m以上时发生地震，随水位进一步增高地震活动加强，库水达到正常高水位并继续上升时发生主震,95％以上的地震发生在距水库 32km之内，震中沿断层分布充水开始后六个月水深仅 120m即发生 6.3级主震。 1967－ 1972仅有宏观记录，地震活动频率与水位高度正相关。
地震活动限于水库区小范围内地震活动与库水位的变化对应关系不明显，但与库底岩石中附加剪应力超过 1
巴的岩石体积 Vτ 正相关。
确切定位的 159次地震大多数位于水库范围内，且绝大部分位于坝附近库水最深的盆地中表 6－ 1 水库诱发地震活动重要实例印度科因纳坝中国新丰江坝中国丹江口坝塔吉克斯坦努列克坝块石混凝土重力坝,103 单支墩大头坝,105 宽缝重力坝,97 土石坝,305m
27.08 115 160.5 105
1962.6； 1964.8 1959.10.20； 1961.9.23 1967.11 1972（ 105m）； 1976（ 205m）； 1981
（ 305m）
1963年地震频率明显增高 1959.10，广州台记录到来自库区方向的 2－ 4级地震三次；
1960.7的 4.3级地震才引起重视
1968.3（ Ms ≥2 ） 1971较集中的出现于水库西南 10－
15km
1972.10水库主体之下出现地震
M ≥1.0,25000次
（ 1963－ 1971）
M ≥3.0,450次
（ 1963－ 1970）
M ≥4.0,35次
（ 1969－ 1974）
ML ≥0.4,297035次
（ 1961.9－ 1977.12）
其中 ML ≥1.0,12862次
Ms≥0.6,33761次
（ 1960.10.13－ 1987.12.11）
Ms ≥1.0,13643次
Ms ≥0.5 约 110次
Ms ≥2.0 53 次
（ 1968.3－ 1977.4）
1800次 （ 1971－ 1979）
1.4＜ M＜ 4.6
6.5（ 1967.12.10） 6.1（ 1962.3.19） 4.7（ 1973.11.29） 4.6（ 1972.11）
5.8（ 67.12.11）；
5.4（ 67.12.12.06）；
5.9（ 67.12.12.15）；
5.5（ 67.12.13.05）；
5.6（ 67.12.13）；
5.4（ 67.12.24）；
5.0（ 68.3.8）； 5.4
（ 68.10.29）；
5.1（ 73.10.17）
4.9（ 62.4.5）； 5.1（ 62.7.29）；
4.3（ 63.12.6）； 5.3（ 64.9.23）；
4.5（ 72.12.18）；
4.5（ 73.12）； 4.3（ 75.7.25）；
4.7（ 77.5.12）； 4.3（ 75.7.25）；
4.3（ 81.5.4）；
4.6（ 87.9.15）
4.2（ 73.11.29）；
4.6（ 73.11.30）
4.2（ 1971.12） 4.6（ 1972.11）
4.3（ 1972.11） 4.1（ 1975.3）
4.1（ 1975.12） 4.1（ 1976.9）
地震频率与水位高度正相关，但地震活动性明显的滞后于高水位，一般 3－ 6个月。
震中集中分布于以坝为中心的 25km为半径的范围内，
且以 10km为半径的范围内最为密集水库蓄水之后地震活动的频率和强度立即有明显提高，在 1970年以前，地震频率特别是强度与水位高度正相关，但比水位高峰时间滞后 2－ 4个月,70年后相关性减弱。
地震主震分布于水库主体中轴线两端，以大坝附近峡谷区最密集，
呈 N30° W的密集带和 N70° E的密集带，主震震中的两带交汇处，距大坝 1.1km
库水深达 50米后（ 1969.12）
开始有明显地震活动，地震频率和强度与水位间有明显的同步变化，频率峰值滞后于水位峰值约
3个月，库容急增至最大之后 1.5
个月发生了较强震动。
地震活动集中于丹库主体南北两端的灰岩峡谷区，库区外围本世纪内曾有 6级地震，蓄水后地震活动向库区集中蓄水后地震活动超过蓄水前年平均发生率的四倍，最强的两次暴雨与 1972年和
1976年水位分别达到 105m和 205m相伴。所有大地震和多数地震活动都由水库充水速率下降所引发，地震活动性对充水速率降低反映迅速，滞后一般 1－ 4日。
1970年前地震分散地发生于库周附近，
1972年后向水库主体集中，随库区水位增高上游充水，地震震中也向上游转移图 6－ 3 水库诱发地震的两类震源机制
6.2.1.2 科因纳 — 新丰江型
1．科因纳水库诱发地震
科因纳水库诱发地震之所以具有典型意义，
就在于它是迄今为止最强的水库诱发地震 (0.5级，
地震序列中大于 5.0级的达 15次 )，而又是产生在构造迹象最不明显、岩层产状基本水平、近 200 a
附近没有明显地层活动的印度地盾德干高原之上。
库、坝区均位于厚达 1500m、产状水平、自古至始新世喷发的玄武岩层之上，由致密块状玄武岩与凝灰岩及气孔状玄武岩互层，凝灰岩中夹有红色粘土，渗透性不良 (图 6-7)。
6.3 水库诱发地震的共同特点
从以上典型实例描述可知，水库诱发地震不同类型虽各有其特性，但概括起来它们却有很多共性。这主要是这类地层的 产生空间和地震活动随时间的变化与水库所在空间和水库水位或荷载随时间的变化密切相关,表示介质品质的地震序列有其固有特点和震源机制解得出的 应力场与同一地区产生天然地震的应力场基本相同 。
6.3·1 地震活动与水库的空间联系
6.3.1.1 震中密集于库坝附近
通常主要是密集分布于水库边岸几 km到十几 km范围之内。
或是 密集于水库最大水深处及其附近 (卡里巴、科因纳 )，
或是 位于水库主体两侧的峡谷区 (新丰江见图 6-12，
丹江口如图 6-25)。
如库区及附近有断裂，则精确定位的震中往往沿断裂分布。
有的水库诱发地层初期距水库较远而随后逐渐向水库集中 (丹江口、苏联的努列克 )。
图 6-25 丹江口水库附近震中分布图（ 1969－ 1975年）
1,2,3,4－蓄水前天然地震，圆圈大小表示震级； 5－蓄水后诱发地震； 6－水库边界
6.3.1.2 震源极浅、震源体小
水库诱发地震主要发生在库水或水库荷载影响范围之内，所以震源深度很浅。一般多
在地表之下 10km之内，以 4-7km范围内为最多，且有初期浅随后逐步加深的趋势。例如我国新丰江水库诱发地震 1962年至 1965年 5月震源深度分布有如图 6-26所示。
由于震源浅，所以面波强烈，震中烈度一般较天然地层高，零点几级就有感,3级就可以造成破坏。 我国天然地震震级与震中烈度之间，有如下的关系式
M＝ 0.58I0 +1.5
其中,M为震级； I0为震中烈度。
由于震源极浅，水库诱发地震往往伴有地声。
我国有地声的水库诱发地震有新丰江、丹江口、
南冲、佛子岭。国外报导有地声者有蒙太纳、格朗格瓦尔、科列马斯塔、康特拉、福达溪坝等等。
由于震源浅且震源体小，所以地震的影响范围小，等震线衰减迅速．其影响范围多属局部性的。
6.3.2 诱发地震活动与库水位及水荷载随时间变化的相关性
这种相关性已被广泛用以判别地震活动是否属水库诱发地震。一般是水库蓄水几个月之后为微地震活动即有明显的增强，随后地震频度也随水位或库容而明显变化，但地震活动峰值在时间上均较水位或库容峰值有所滞后。
我国几个水库诱发地震蓄水开始与微震活动加强有如表 6-3所示的关系。
水库名称震级
（ Ms）
震源深实际震中烈度计算震中烈度造成的破坏丹江 4.7 9 Ⅶ Ⅵ - 损坏房间 1904间，倒墙
305处前进 3.0 3 Ⅴ Ⅲ - 有掉瓦现象南冲 2.8 6 Ⅴ Ⅱ + 掉瓦，个别房屋裂缝表 6-2 我国某些水库诱发地震震中烈度比较水库名称 蓄水时间 地震活动加强时间间隔时间新丰江丹江口前 进南 冲柘 林佛子岭
1959.10
1967.11
1970.5
1967.7
1972.1
1954.6
1959.11
1970.1①
1971.10
1967.8
1972.10
1954.12
1
24
17
1
9
6
① 1970.1是根据三峡站记录地 Ma ≥1.2 的地震。较小地震因库区无台未能测得，此值不可靠据另一种资料最早为
1968.3.则间距为 4月。
表 6－ 3
水位的急剧上升与急剧下降，特别是急剧下降，往往有较强地震产生。例如丹江口的 4.7级地震即产生在水位急剧上升后的急剧下降期，新丰江水库 1977年的 4.7级震也产生在水位急剧下降期
(见图 6一 11)。
6.3.3 水库诱发地震序列的特点
既然水库诱发地震有水的活动和水库荷载参与，这一特点必然在地震序列中有所反映。根据多个水库诱发地震序列的研究，它们的特点如下：
(1)水库诱发地震以前震极丰富为特点,属于前震余震型 (茂木 2型 )，而相同地区的天然地震往往届主震余震型 (茂木 1型 )(图 6— 27)。以新丰江水库诱发地震为例，从蓄水到主震发生的 39个月内，共记录到从＞ o,4的前震 81719次。
过去认为天然的大地震都是突然发生的属主震余震型，近来以高倍率地震仪测知，大地震都是有前震的，只是前震小而少，因而常被忽略。与水库诱发地震相比，天然地震前震小而少就很突出了。茂木 2型地震序列表明介质不均匀，被断裂切割为多个块体，且应力分布也是不均匀的，这是由于水库蓄水使岩体弱化所致 。
(2)水库诱发地震余震活动以低速度衰减,例如我国新丰江水库诱发地震,1960年 10月 18日新丰江水库设立第一个地层台开始至 1987年 12月 31日止，已记录到从＞ 0.6级地震 337461次，活动时间持续至今，整个活动期已 30余年，科因纳水库地震活动迄今仍未停止。
主震 t天后，余震次数 n（ t）可以下式表示：
n（ t） = n1t-p （ 6－ 2）
其中 n1为常数,p表示衰减速度。
所有天然地震 p＞ 1.3，而水库诱发地震则总是小于 1.3且一般情况下小于 l。例如我国新丰江水库诱发地震 p＝ 0.9；又如我国丹江口水库诱发地震活动的 p值为 1.1，相同地区的天然地震少值高达 1.92。
(3)频度震级关系式中 b值高和最大余震与主震震级比值高，主震震级不高，已有实例小于或等于 6.5。
天然地震的前震，其额度与震级关系式 (1gN=a-
bM)中 b值都低，一般为 0.3一 0.5，表明介质为高强度．以脆性破坏方式发震。同一个地震序列的余震则有所不同,b值总是较前层 b值为高，表明主震后介质因破裂而强度降低，破坏方式为粘滑。水库诱发地震与天然地震不同 的是前震、余震 b值极其相近，
且一般都大干 1，大大高于同区的天然地震的 b值 (表
6-4)。所以整个水库诱发地震序列近似于,余震,
的系列，其 b值表明介质强度甚至比天然地震余震者还低，可以认为是库水的作用使介质的强度进一步降低所致，表 6-4中最大余震 Ms与主震 Mm
之比值近于 1,Mm-Ma＜ 1均表明介质的不均质和强度低的特点。介质强度甚至比天然地震余震者还低。
应该指出，在天然地震为高 b值的地区，水库诱发地震却可出现低 b值。例如美国加州天然地层序列 b值高达 0.8— 1.02，而可能用于水库诱发地震的奥洛维尔 1975.8.1的 5.7级地震序列部 b值仅为 0.55；安德逊水库的地震间隙处 1973.8.3发生的 4,7级地层序列 b值也较该处天然地层序列 b值低 40％。
6.3.4 水库诱发地震的震源机制解
根据所有研究过的水库诱发地震的震源机制服应指出以下值得注意的两点：
(1)由震源机制解得出的应力场，与天然地震应力场或根据当地地质特征判定的应力场相同。
(2)水库诱发地震震源机制主要为走向滑动型和正断型两种，且前者多于后者。属于逆冲型机制者极共少见，苏联努列克水库南侧的诱发地层为逆冲断层型的少数实例之。
据新丰江水库诱发地层余震的震源力学研究，
该处水库诱发地层震源机制以沿北北西向断裂的走向滑动为主，而后期则以北北西向断裂带上的正断型倾向滑动为主，表明区域构造应力经主震释放之后，库水荷重在诱发中占了主导地位。
6,4 水库诱发地震的诱发机制
水库诱发地震的确切诱因现在尚未完全查明，
但已有震例已经以充分资料证明，这类地震不是由于水库荷载直接造成的．而是水库的某种作用间接诱发的 (indirectly induced)。亦即水库的某种作用迭加于已有的天然应力场之上，使水库蓄水前由于自然作用积累起来的应变能较早地以地震的方式释放出来。
这方面的证据最主要的有以下两点：
(1)根据水库诱发地震震源机制解得出的应力场与该区天然地震应力场或根据近期
活动构造所得出的区域应力场完全一致．说明产生地震的应力场并非是由于水库荷载产生的，而是近期构造活动天然形成的。
(2)震源区由于水库荷载而产生的应力增量一般是很小的，单独不足以使岩体破坏或使岩体中已有断裂面的两侧产生相互错动。
6,4,2 水库蓄水对库底岩体的各种效应
概括说来，水库蓄水以后对库底岩体可以产生以下三方面的效应。
6.4.1.1 水的物理化学效应
这种效应使岩体断裂面及其充填物软化和泥化，从而降低了它的抗剪强度。只有当水
库蓄水前库底岩体是干的才会出现这种效应，而天然情况下河谷下的断裂面上一般是含水的．可见这类效应并非是经常部起作用的。
6.4.1.2水库的荷载效应
水库对库底岩石的荷裁效应是最易理解的．并可根据水深计算共压强。这个荷载会在岩体内造成附加应力，从而恶化断裂面的应力条件。
6.4.1.3 空隙水压力效应
丹佛废液处理并的诱发地震是空隙水压力效应的极好实例。在这里没有荷裁效应，而只是因水的注入使裂隙中的空隙水压力增加了 120x105Pa，
相应地降低了作用在裂隙面上的有效正应力，从而按下式降低抗剪强度
τ ＝ C十 (σn 一 pw)tgψ (6 -3）
式中,τ 为抗简强度； c为内聚力； σn 为正应力； pw为空隙水压力,ψ 为内内摩擦角。
6.4.2 各种天然应力状态下的诱发机制
既然水库蓄水仅能起诱发作用，那么要产生水库诱发地震必须是岩体之内预先存在着最大最小应力差相当大的天然应力场。在水库的荷载效应和空隙水压力效应联合作用下使岩体内产生错动而诱发地震。
假定水库水体为无限延伸的，现在让我们分别讨论各种天然应力状态下诱发地震活动的情况。
天然地应力状态有潜在正断型、潜在走沿型和潜在逆冲型三种情况。
水库荷载应力的主要分量是垂直的 (σ v)．与此同时在水平方向由于侧压力效应使水平应力亦有所增加，其增量为 σ H＝ (μ/(1 - μ)) σ v，如波松比 μ 取 0.3，则 σ H ＝ 0.43σ v 。显然，上述三种应力状态下荷载效应所造成的后果是不同的。
如图 6— 32所示，正断型时由于 σ v与垂直方向的最大主应力迭加，侧压力效应使水平的最小主应力增值仅为 0.43 σ v,莫尔园加大并稍向右移，
结果是更接近于包络线，即稳定条件有所恶化。
潜在走向滑动型 σ v迭加于垂直的中间主应力之上，
莫尔因大小没有变化，但水平的最大、最小主应力同时都增加了 0.43σ v,致使莫尔园右移，使稳定状况稍有改善。
潜在逆冲型则由于 σ v与垂向的最小主应力迭加，
而水平的最大主应力的增量仅为 0.43 σ v,结果是莫尔园减小并右移，稳定状况大为改善。
总之 荷载效应仅使潜在正断型的稳定状况有所恶化，而使走向滑动型与逆断型两者在不同程度上有所改善。
图 6－ 32假定无限延伸的水库位于有大间距裂隙的坚硬岩石介质之上，当区域应力场类型不同时，荷载效应和空隙水压力效应所引起的震源体稳定性的变化
据斯诺（ Snow）,1976?
中间表示三向应力状态（ σ 1,σ 2,σ 3的方位）；右侧表示可能的错断方式；左侧表示稳定性的变化，下角标 V,H分别代表垂直与水平； a,b分别代表荷载和空隙水压力的影响
1－蓄水前的应力状态； 2－叠加了荷载效应（瞬时的）的应力状态； 3－叠加了荷载和空隙水压力效应后的应力状态（最终状态）
空隙水压力效应同时使最大最小主应力减小一个空隙水压力增值。令其值近似等于 γh(γ 为水的容重,A为水库水深 )，则其值近似等于 σ v 。
其结果是在三种应力状态下都使莫尔圆大为左移，
亦即大大接近于包络线，即使震源岩体稳定性恶化。
上述两种效应迭加后，震源岩体稳定性最终变化如下,潜在正断型强烈恶化，走向滑动型因为荷载效应使莫尔圆离开包络线的距离小于空隙水压力效应使之接近包络线的距离，故最终结果是有所恶化。
潜在逆冲型的莫尔圆因荷载效应使之离开包络线的距离大致等于空隙水压力效应使之接近包络线的距离，但是荷载效应使改变了的莫尔圆小于原始莫尔圆，所以最终稳定程度稍有改善。
已有的地应力测定结果的 75％属水平应力大于垂直应力的情况，这也就是绝大多数水库蓄水后地震活动性没有明显变化的原因。甚至可以有天然应力状态下有地震活动．蓄水后地震活动反而减小的情况。
6.4.3 水库范围有限且水位变动时水库荷载效应及空隙水压力效应的变化
根据土力学原理，有限延伸的水库所不同于无限延伸水库的是荷载造成的附加应力随
远离加荷中轴而迅速减小。图 6— 33图解表示了无限延伸水库 (a)及有限延伸水库 (b)的荷载应力及空隙水压力的不同。无限延伸水库荷载应力无空间上的变化，表示荷载应力和空隙水压力的线都是水平的。水位上升立即使荷载应力增高如图中 L
线所示。由于空隙水压力的升高需要有一个渗入时间，所以水位升高后空防水压力是逐步升高．
图 6－ 33 无限延伸水库（ a）和有限延伸水库（ b）的荷载应力（ L）和空隙水压力的 水平方向变化示意图
（据辛普森 Simpson,1976）
空隙水压力用随渗入时间的增长（ t1－ tn）不断升高的线以（ ptw1－ ptwn）
表示； M1－ Mn分别代表 t1－ tn时空隙水压力与荷载应力相等的点
由于荷载效应是 瞬时 效应空隙水压力效应是滞后 效应，所以水位变化特别是突变会改变这两种应力的比。持续高水位以后水位突然降落最应引起注意。长时期保持高水位将使空隙水压力增高到接近荷载应力的级别，水位急剧下降使对潜在定向滑动型及逆冲型应力状态起稳定作用的荷载应力突然消失，而空隙水压力则保持高水平，
于是往往诱发较强地震，我国水库诱发地震中是不乏此类震例的。为了减弱水库诱发地震活动而放空水库时，必须考虑到迅速放空有可能增强地震活动。
6,5 产生水库诱发地震的地质条件
6.5.1 大地构造条件
（ 1)板块俯冲、碰撞带届于潜在逆冲型的应
力状态，产生诱发地震的可能性很小。例如环太平洋地震带除美国西海岸一带及新西兰的一大部分外均属于板块俯冲带，在这带内水库诱发地层的震例极少。
(2)转换断层及大的平移断层，诸如美国加州圣安德烈期断层、新西兰阿尔卑斯断层、土耳其安纳托利亚断层等的附近地带，由于属潜在走向滑动型应力状态，有产生诱发地震的可能性。
(3)潜在正断型应力场产生水库诱发地震的可能性最大．但在大陆上属于此种应力状态者限于东非断裂谷型地堑带或其它大断陷盆地，典型震例为卡里巴。
除了应力状态的类型而外，水库诱发地震还需要有相当高的天然地应力和一定的应变速率条件。这也可从大地构造条件反映出来。
(1)在应变积累速度很高的天然地震区，水库诱导所产生的应力变化，相对于天然应力变化要小得多。所以，水库诱发作用也就小得多。现有的高震级的水库诱发地震，一般均不位于天然高地震区。
(2)在应变积累速度中等到较高的地区，也就是天然强地震区的外围，特别是蓄能条件良好、
应力集中程度较高的地区，最有利于水库诱发地震的产生。我国的新丰江就是很好的例证。
(3)在应变积累速度很低的稳定地块内部，如俄罗斯地台、西伯利亚地台、加拿大地盾、非洲地盾等地，产生诱发地震的可能性很低，在这些地方有很多高坝、大库，均无明显的水库诱发地震。
6.5.3 区域地质条件
区域地质条件中能够用以判定诱发地震潜在可能性的，有近期构造活动迹象、地热流特征、
介质品质及有利于空隙水压力活动的水文地质条件等方面。
明显的新构造活动迹象是天然地震也是水库诱发地震的必要条件，有关活动迹象于前面章节有所论述。这里值得特别强调的是要判定对诱发地震产生有决定意义的近期地应力状态。
地热流高是已有水库地震震例一般都具有的条件。它表明新构造活动影响到地壳深部或达到地幔。
反映地热流高的现象是近期火山活动和温泉。地温异常可加速库水向深部渗入。
岩体强度高反比较完整有利于积蓄应变能，
如其它条件有利会产生高震级的诱发地震如我国新丰江水库，印度的科因纳水库。岩体强度低或比较破碎则不能积蓄高应变如有诱发地震多属低震级的频繁小震，如果部川第四库。
原始地下水位低以及蓄水后具有利于库水向深部渗入的通道，是有利于空隙水压力效应的良好水文地质条件。地面上和掩埋的喀期特地貌有利于库水的入渗和扩散，是易于发生水库地震的条件，高渗透性岩石、可渗水的垂直裂隙、产状较陡的活动断层等都可促进浅层库水渗入深部。
6·6 水库诱发地震工程地质研究的基本原则
坝高 (＞ 100m)库容大 (＞ 20 x108m3)的水库，
在建坝前的工程地质调查中，水库诱发地震产生的可能性作为专门研究项目之一。
6.6.2 可行性阶段的研究
目的是初步判定产生可能性，因之进行下列研究是必要的。
(1)区域地质及地应力状态研究。主要是查明是否存在有利于水库诱发地震产生的上述大地构造及区域地质条件。根据大地构造部位、天然地震层源机制及近瑚活断层错动机制，
判定现代地应力场的基本特征，还需要判定近期活动断层的空间方位、水库位臵及附加应力是否有利于断层活动。
(2)地震历史研究：历史地震及近期地理的震级、烈度、震中分布、震源深度、震源机制及与近期活动断层间的关系。
汪雍熙等参照地震危险性分析方法，考虑到水库诱发地震研究的最新进展和水库诱发地震的特殊规律，提出了一套逻辑上比较严密、工作步骤上充分程式化的水库地震危险性初步评价方法，
使获得的成果能与天然地震危险性评价具有可比性和相近的可信度，
从而能在坝址地震危险性评价中综合考虑天然地震与水库诱发地震的联合作用。其工作框图如图 6— 35
所示。 图 6－ 35 水库诱发地震危险性初步评价工作框图
6·6·2 初步设计阶段的研究及蓄水的监测
早期研究如判定有水库诱发地震可能性且预计烈度大于基本烈度，应在选坝后进行以
下详细研究以进一步判定可能性。
(1)水库及坝区地质地貌及构造新活动性的详细勘察；
(2)设臵固定地震台网进行地震监测；
(3)进行地应力测量确定构造应力量值及方向，
以及它们随深度的变化；
(4)测定有可能活动的断层带上下盘的透水性和断层带的地下水位；
(5)在水库附近布设精密水准测量网，进行定期量测，以便了解蓄水前后的地形变，
(6)对伴有地震活动的活断层埋设仪器，以便进行蓄水前后活动性的对比。
6.6.3 建库发震后的工程地质研究
水库建成蓄水后地震活动频繁，应进行以下专门研究：
(1)增设流动台站进行精确测震工作．测定震源位臵，参数，研究地震序列，确定它与断裂的关系
(2)装臵地应力测试装臵观测地应力变化．装臵倾斜仪等以观察地形变；
(3)定期进行精密水准测量与跨断层短基线三角测量，特别是较高震级的地震发生要立即测量并与地震前对比；
(4)研究库水位变动、库容增减及水库充水速率变化与地震频度、震级之间的关系；
(5)研究较强诱发地震的震害及地震影响场特征；
(6)对库区主要岩石类型进行岩石力学测试，
测定它们的力学参数；
(7)对诱发地震的发展趋势作出评价与预测；
(8)配合设计、施工人员，对震害防治与处理措施提出建议。
6·1 基本概念及研究意义
在一定条件下，人类的工程活动可以诱发地震，诸如修建水库，城市或油田的抽水或注水，
矿山坑道的崩塌，以及人工爆破或地下核爆炸等都能引起当地出现异常的地震活动，这类地震活动统称为 诱发地震（ induced earthquake ） 。
其形成 一方面 依赖于该区的地质条件、地应力状态和有待释放的应变能积累程度等因素； 另一方面 也与工程行为是否改变了一定范围内应力场的平衡状态密切相关。
一般说来诱发地震的震级比较小，震源深度比较浅，对经济建设和社会生活的影响范围也比较小。但是水库诱发地震则曾经多次造成破坏性后果，更有甚者，水库诱发地震还经常威胁着水库大坝的安全，甚至可能酿成远比地震直接破坏更为严重的次生地质灾害，因此对水库诱发地震发生的可能性应予以高度重视。
水库诱发地震活动发现于本世纪 30年代。最早发现于希腊的马拉松水库．伴随该水库蓄水、
1931年库区就产生了频繁的地震活动。此后，发现有相当一部分水库蓄水过程中伴随有水库诱发地震现象。
60年代以来出现了一些新的情况：
一方面是几个大水库相继产生了 6级以上的强烈地震，造成大坝、附近建筑物的破坏和人员的死伤；
另一方面是发现了深井注水 (美国 )可以诱发地震，为水库诱发地震的形成机制提供了有价值的资料。于是这方面的研究重新活跃起来。
6.2 水库诱发地震活动性变化的几种典型情况
自 1975年第一届国际诱发地震会议以来，经过研究的与水库蓄水有关的地震活动性变化的事例迅速增多。其中有的是活动性 (频度、强度 )增加，这类事例公认的约有百余例；活动性减弱的事例也有 4例，绝大多数水库蓄水后地震活动性没有变化。下面分别介绍各种典型情况，而以水库活动性增强为着重点。
6.2.1 蓄水后地震活动性增强
6.2.1.1 卡里巴 — 科列马斯塔型
地震活动性的主要变化主要发生在 1963年 6月水库蓄水位超出正常高水位之后，尤以 1963年 8月库水位超出正常高水位 2.9m之后为最强烈，此时水头增值仅为 2％，以此作为地震活动性强烈变化的诱因是缺乏说服力的。可是在正常高水位附近，
水位波动几米库容变化却很大，显然库底岩石所承受的水库附加荷载以及附加荷载的影响深度都随之产生较大变化，水库底部承受附加应力超出一定值的岩石的体积也会产生很大变化。
美 国胡佛坝（米德湖）
希 腊科列玛斯塔坝赞比亚卡里巴坝坝型及坝高（ m) 重力拱坝,222 心墙堆石坝,165 双曲拱坝,127
库容 （亿 m3 ） 367 47.5 1604
开始蓄水及满库时间
1935； 1938.7 1965.7.21； 1966.2 1958.12； 1963.8
地震活动特征第一次地震时间
1936.9 1965.8 1961.7
地震次数
（起止时间）
6000次（ 1936－ 1945）
10000次（ 1936－ 1971）
M≥2.0 的前震 740次，
余震 2580次（ 1966－ 1968）
M≥2.0,1397次
(1959.6－ 1968.12）
主震震级
（时间）
5.0（ 1939.5.4） 6.3（ 1966.2.5） 6.1（ 1963.9.23）
较大地震震级
（时间）
4.1（ 42.8.11）； 4.4
（ 42.9.9）；
5.0（ 66.3.8）； 5.0
（ 66.4.3）；
5.5（ 66.5.4）； 5.5
（ 66.6.11）；
4.5（ 66.12.12）
5.6（ 63.9.23）； 5.8
（ 63.9.23）；
5.5（ 63.9.24）； 6.0
（ 63.9.25）；
5.3（ 63.10.5）； 5.8
（ 63.11.8）；
4.2（ 66.4.5）； 5.5
（ 67.4.20）
地震活动与水库蓄水的时空相关性及其它特征水库水升高到 100m以上时发生地震，随水位进一步增高地震活动加强，库水达到正常高水位并继续上升时发生主震,95％以上的地震发生在距水库 32km之内，震中沿断层分布充水开始后六个月水深仅 120m即发生 6.3级主震。 1967－ 1972仅有宏观记录，地震活动频率与水位高度正相关。
地震活动限于水库区小范围内地震活动与库水位的变化对应关系不明显，但与库底岩石中附加剪应力超过 1
巴的岩石体积 Vτ 正相关。
确切定位的 159次地震大多数位于水库范围内，且绝大部分位于坝附近库水最深的盆地中表 6－ 1 水库诱发地震活动重要实例印度科因纳坝中国新丰江坝中国丹江口坝塔吉克斯坦努列克坝块石混凝土重力坝,103 单支墩大头坝,105 宽缝重力坝,97 土石坝,305m
27.08 115 160.5 105
1962.6； 1964.8 1959.10.20； 1961.9.23 1967.11 1972（ 105m）； 1976（ 205m）； 1981
（ 305m）
1963年地震频率明显增高 1959.10，广州台记录到来自库区方向的 2－ 4级地震三次；
1960.7的 4.3级地震才引起重视
1968.3（ Ms ≥2 ） 1971较集中的出现于水库西南 10－
15km
1972.10水库主体之下出现地震
M ≥1.0,25000次
（ 1963－ 1971）
M ≥3.0,450次
（ 1963－ 1970）
M ≥4.0,35次
（ 1969－ 1974）
ML ≥0.4,297035次
（ 1961.9－ 1977.12）
其中 ML ≥1.0,12862次
Ms≥0.6,33761次
（ 1960.10.13－ 1987.12.11）
Ms ≥1.0,13643次
Ms ≥0.5 约 110次
Ms ≥2.0 53 次
（ 1968.3－ 1977.4）
1800次 （ 1971－ 1979）
1.4＜ M＜ 4.6
6.5（ 1967.12.10） 6.1（ 1962.3.19） 4.7（ 1973.11.29） 4.6（ 1972.11）
5.8（ 67.12.11）；
5.4（ 67.12.12.06）；
5.9（ 67.12.12.15）；
5.5（ 67.12.13.05）；
5.6（ 67.12.13）；
5.4（ 67.12.24）；
5.0（ 68.3.8）； 5.4
（ 68.10.29）；
5.1（ 73.10.17）
4.9（ 62.4.5）； 5.1（ 62.7.29）；
4.3（ 63.12.6）； 5.3（ 64.9.23）；
4.5（ 72.12.18）；
4.5（ 73.12）； 4.3（ 75.7.25）；
4.7（ 77.5.12）； 4.3（ 75.7.25）；
4.3（ 81.5.4）；
4.6（ 87.9.15）
4.2（ 73.11.29）；
4.6（ 73.11.30）
4.2（ 1971.12） 4.6（ 1972.11）
4.3（ 1972.11） 4.1（ 1975.3）
4.1（ 1975.12） 4.1（ 1976.9）
地震频率与水位高度正相关，但地震活动性明显的滞后于高水位，一般 3－ 6个月。
震中集中分布于以坝为中心的 25km为半径的范围内，
且以 10km为半径的范围内最为密集水库蓄水之后地震活动的频率和强度立即有明显提高，在 1970年以前，地震频率特别是强度与水位高度正相关，但比水位高峰时间滞后 2－ 4个月,70年后相关性减弱。
地震主震分布于水库主体中轴线两端，以大坝附近峡谷区最密集，
呈 N30° W的密集带和 N70° E的密集带，主震震中的两带交汇处，距大坝 1.1km
库水深达 50米后（ 1969.12）
开始有明显地震活动，地震频率和强度与水位间有明显的同步变化，频率峰值滞后于水位峰值约
3个月，库容急增至最大之后 1.5
个月发生了较强震动。
地震活动集中于丹库主体南北两端的灰岩峡谷区，库区外围本世纪内曾有 6级地震，蓄水后地震活动向库区集中蓄水后地震活动超过蓄水前年平均发生率的四倍，最强的两次暴雨与 1972年和
1976年水位分别达到 105m和 205m相伴。所有大地震和多数地震活动都由水库充水速率下降所引发，地震活动性对充水速率降低反映迅速，滞后一般 1－ 4日。
1970年前地震分散地发生于库周附近，
1972年后向水库主体集中，随库区水位增高上游充水，地震震中也向上游转移图 6－ 3 水库诱发地震的两类震源机制
6.2.1.2 科因纳 — 新丰江型
1．科因纳水库诱发地震
科因纳水库诱发地震之所以具有典型意义，
就在于它是迄今为止最强的水库诱发地震 (0.5级，
地震序列中大于 5.0级的达 15次 )，而又是产生在构造迹象最不明显、岩层产状基本水平、近 200 a
附近没有明显地层活动的印度地盾德干高原之上。
库、坝区均位于厚达 1500m、产状水平、自古至始新世喷发的玄武岩层之上，由致密块状玄武岩与凝灰岩及气孔状玄武岩互层，凝灰岩中夹有红色粘土，渗透性不良 (图 6-7)。
6.3 水库诱发地震的共同特点
从以上典型实例描述可知，水库诱发地震不同类型虽各有其特性，但概括起来它们却有很多共性。这主要是这类地层的 产生空间和地震活动随时间的变化与水库所在空间和水库水位或荷载随时间的变化密切相关,表示介质品质的地震序列有其固有特点和震源机制解得出的 应力场与同一地区产生天然地震的应力场基本相同 。
6.3·1 地震活动与水库的空间联系
6.3.1.1 震中密集于库坝附近
通常主要是密集分布于水库边岸几 km到十几 km范围之内。
或是 密集于水库最大水深处及其附近 (卡里巴、科因纳 )，
或是 位于水库主体两侧的峡谷区 (新丰江见图 6-12，
丹江口如图 6-25)。
如库区及附近有断裂，则精确定位的震中往往沿断裂分布。
有的水库诱发地层初期距水库较远而随后逐渐向水库集中 (丹江口、苏联的努列克 )。
图 6-25 丹江口水库附近震中分布图（ 1969－ 1975年）
1,2,3,4－蓄水前天然地震，圆圈大小表示震级； 5－蓄水后诱发地震； 6－水库边界
6.3.1.2 震源极浅、震源体小
水库诱发地震主要发生在库水或水库荷载影响范围之内，所以震源深度很浅。一般多
在地表之下 10km之内，以 4-7km范围内为最多，且有初期浅随后逐步加深的趋势。例如我国新丰江水库诱发地震 1962年至 1965年 5月震源深度分布有如图 6-26所示。
由于震源浅，所以面波强烈，震中烈度一般较天然地层高，零点几级就有感,3级就可以造成破坏。 我国天然地震震级与震中烈度之间，有如下的关系式
M＝ 0.58I0 +1.5
其中,M为震级； I0为震中烈度。
由于震源极浅，水库诱发地震往往伴有地声。
我国有地声的水库诱发地震有新丰江、丹江口、
南冲、佛子岭。国外报导有地声者有蒙太纳、格朗格瓦尔、科列马斯塔、康特拉、福达溪坝等等。
由于震源浅且震源体小，所以地震的影响范围小，等震线衰减迅速．其影响范围多属局部性的。
6.3.2 诱发地震活动与库水位及水荷载随时间变化的相关性
这种相关性已被广泛用以判别地震活动是否属水库诱发地震。一般是水库蓄水几个月之后为微地震活动即有明显的增强，随后地震频度也随水位或库容而明显变化，但地震活动峰值在时间上均较水位或库容峰值有所滞后。
我国几个水库诱发地震蓄水开始与微震活动加强有如表 6-3所示的关系。
水库名称震级
（ Ms）
震源深实际震中烈度计算震中烈度造成的破坏丹江 4.7 9 Ⅶ Ⅵ - 损坏房间 1904间，倒墙
305处前进 3.0 3 Ⅴ Ⅲ - 有掉瓦现象南冲 2.8 6 Ⅴ Ⅱ + 掉瓦，个别房屋裂缝表 6-2 我国某些水库诱发地震震中烈度比较水库名称 蓄水时间 地震活动加强时间间隔时间新丰江丹江口前 进南 冲柘 林佛子岭
1959.10
1967.11
1970.5
1967.7
1972.1
1954.6
1959.11
1970.1①
1971.10
1967.8
1972.10
1954.12
1
24
17
1
9
6
① 1970.1是根据三峡站记录地 Ma ≥1.2 的地震。较小地震因库区无台未能测得，此值不可靠据另一种资料最早为
1968.3.则间距为 4月。
表 6－ 3
水位的急剧上升与急剧下降，特别是急剧下降，往往有较强地震产生。例如丹江口的 4.7级地震即产生在水位急剧上升后的急剧下降期，新丰江水库 1977年的 4.7级震也产生在水位急剧下降期
(见图 6一 11)。
6.3.3 水库诱发地震序列的特点
既然水库诱发地震有水的活动和水库荷载参与，这一特点必然在地震序列中有所反映。根据多个水库诱发地震序列的研究，它们的特点如下：
(1)水库诱发地震以前震极丰富为特点,属于前震余震型 (茂木 2型 )，而相同地区的天然地震往往届主震余震型 (茂木 1型 )(图 6— 27)。以新丰江水库诱发地震为例，从蓄水到主震发生的 39个月内，共记录到从＞ o,4的前震 81719次。
过去认为天然的大地震都是突然发生的属主震余震型，近来以高倍率地震仪测知，大地震都是有前震的，只是前震小而少，因而常被忽略。与水库诱发地震相比，天然地震前震小而少就很突出了。茂木 2型地震序列表明介质不均匀，被断裂切割为多个块体，且应力分布也是不均匀的，这是由于水库蓄水使岩体弱化所致 。
(2)水库诱发地震余震活动以低速度衰减,例如我国新丰江水库诱发地震,1960年 10月 18日新丰江水库设立第一个地层台开始至 1987年 12月 31日止，已记录到从＞ 0.6级地震 337461次，活动时间持续至今，整个活动期已 30余年，科因纳水库地震活动迄今仍未停止。
主震 t天后，余震次数 n（ t）可以下式表示：
n（ t） = n1t-p （ 6－ 2）
其中 n1为常数,p表示衰减速度。
所有天然地震 p＞ 1.3，而水库诱发地震则总是小于 1.3且一般情况下小于 l。例如我国新丰江水库诱发地震 p＝ 0.9；又如我国丹江口水库诱发地震活动的 p值为 1.1，相同地区的天然地震少值高达 1.92。
(3)频度震级关系式中 b值高和最大余震与主震震级比值高，主震震级不高，已有实例小于或等于 6.5。
天然地震的前震，其额度与震级关系式 (1gN=a-
bM)中 b值都低，一般为 0.3一 0.5，表明介质为高强度．以脆性破坏方式发震。同一个地震序列的余震则有所不同,b值总是较前层 b值为高，表明主震后介质因破裂而强度降低，破坏方式为粘滑。水库诱发地震与天然地震不同 的是前震、余震 b值极其相近，
且一般都大干 1，大大高于同区的天然地震的 b值 (表
6-4)。所以整个水库诱发地震序列近似于,余震,
的系列，其 b值表明介质强度甚至比天然地震余震者还低，可以认为是库水的作用使介质的强度进一步降低所致，表 6-4中最大余震 Ms与主震 Mm
之比值近于 1,Mm-Ma＜ 1均表明介质的不均质和强度低的特点。介质强度甚至比天然地震余震者还低。
应该指出，在天然地震为高 b值的地区，水库诱发地震却可出现低 b值。例如美国加州天然地层序列 b值高达 0.8— 1.02，而可能用于水库诱发地震的奥洛维尔 1975.8.1的 5.7级地震序列部 b值仅为 0.55；安德逊水库的地震间隙处 1973.8.3发生的 4,7级地层序列 b值也较该处天然地层序列 b值低 40％。
6.3.4 水库诱发地震的震源机制解
根据所有研究过的水库诱发地震的震源机制服应指出以下值得注意的两点：
(1)由震源机制解得出的应力场，与天然地震应力场或根据当地地质特征判定的应力场相同。
(2)水库诱发地震震源机制主要为走向滑动型和正断型两种，且前者多于后者。属于逆冲型机制者极共少见，苏联努列克水库南侧的诱发地层为逆冲断层型的少数实例之。
据新丰江水库诱发地层余震的震源力学研究，
该处水库诱发地层震源机制以沿北北西向断裂的走向滑动为主，而后期则以北北西向断裂带上的正断型倾向滑动为主，表明区域构造应力经主震释放之后，库水荷重在诱发中占了主导地位。
6,4 水库诱发地震的诱发机制
水库诱发地震的确切诱因现在尚未完全查明，
但已有震例已经以充分资料证明，这类地震不是由于水库荷载直接造成的．而是水库的某种作用间接诱发的 (indirectly induced)。亦即水库的某种作用迭加于已有的天然应力场之上，使水库蓄水前由于自然作用积累起来的应变能较早地以地震的方式释放出来。
这方面的证据最主要的有以下两点：
(1)根据水库诱发地震震源机制解得出的应力场与该区天然地震应力场或根据近期
活动构造所得出的区域应力场完全一致．说明产生地震的应力场并非是由于水库荷载产生的，而是近期构造活动天然形成的。
(2)震源区由于水库荷载而产生的应力增量一般是很小的，单独不足以使岩体破坏或使岩体中已有断裂面的两侧产生相互错动。
6,4,2 水库蓄水对库底岩体的各种效应
概括说来，水库蓄水以后对库底岩体可以产生以下三方面的效应。
6.4.1.1 水的物理化学效应
这种效应使岩体断裂面及其充填物软化和泥化，从而降低了它的抗剪强度。只有当水
库蓄水前库底岩体是干的才会出现这种效应，而天然情况下河谷下的断裂面上一般是含水的．可见这类效应并非是经常部起作用的。
6.4.1.2水库的荷载效应
水库对库底岩石的荷裁效应是最易理解的．并可根据水深计算共压强。这个荷载会在岩体内造成附加应力，从而恶化断裂面的应力条件。
6.4.1.3 空隙水压力效应
丹佛废液处理并的诱发地震是空隙水压力效应的极好实例。在这里没有荷裁效应，而只是因水的注入使裂隙中的空隙水压力增加了 120x105Pa，
相应地降低了作用在裂隙面上的有效正应力，从而按下式降低抗剪强度
τ ＝ C十 (σn 一 pw)tgψ (6 -3）
式中,τ 为抗简强度； c为内聚力； σn 为正应力； pw为空隙水压力,ψ 为内内摩擦角。
6.4.2 各种天然应力状态下的诱发机制
既然水库蓄水仅能起诱发作用，那么要产生水库诱发地震必须是岩体之内预先存在着最大最小应力差相当大的天然应力场。在水库的荷载效应和空隙水压力效应联合作用下使岩体内产生错动而诱发地震。
假定水库水体为无限延伸的，现在让我们分别讨论各种天然应力状态下诱发地震活动的情况。
天然地应力状态有潜在正断型、潜在走沿型和潜在逆冲型三种情况。
水库荷载应力的主要分量是垂直的 (σ v)．与此同时在水平方向由于侧压力效应使水平应力亦有所增加，其增量为 σ H＝ (μ/(1 - μ)) σ v，如波松比 μ 取 0.3，则 σ H ＝ 0.43σ v 。显然，上述三种应力状态下荷载效应所造成的后果是不同的。
如图 6— 32所示，正断型时由于 σ v与垂直方向的最大主应力迭加，侧压力效应使水平的最小主应力增值仅为 0.43 σ v,莫尔园加大并稍向右移，
结果是更接近于包络线，即稳定条件有所恶化。
潜在走向滑动型 σ v迭加于垂直的中间主应力之上，
莫尔因大小没有变化，但水平的最大、最小主应力同时都增加了 0.43σ v,致使莫尔园右移，使稳定状况稍有改善。
潜在逆冲型则由于 σ v与垂向的最小主应力迭加，
而水平的最大主应力的增量仅为 0.43 σ v,结果是莫尔园减小并右移，稳定状况大为改善。
总之 荷载效应仅使潜在正断型的稳定状况有所恶化，而使走向滑动型与逆断型两者在不同程度上有所改善。
图 6－ 32假定无限延伸的水库位于有大间距裂隙的坚硬岩石介质之上，当区域应力场类型不同时，荷载效应和空隙水压力效应所引起的震源体稳定性的变化
据斯诺（ Snow）,1976?
中间表示三向应力状态（ σ 1,σ 2,σ 3的方位）；右侧表示可能的错断方式；左侧表示稳定性的变化，下角标 V,H分别代表垂直与水平； a,b分别代表荷载和空隙水压力的影响
1－蓄水前的应力状态； 2－叠加了荷载效应（瞬时的）的应力状态； 3－叠加了荷载和空隙水压力效应后的应力状态（最终状态）
空隙水压力效应同时使最大最小主应力减小一个空隙水压力增值。令其值近似等于 γh(γ 为水的容重,A为水库水深 )，则其值近似等于 σ v 。
其结果是在三种应力状态下都使莫尔圆大为左移，
亦即大大接近于包络线，即使震源岩体稳定性恶化。
上述两种效应迭加后，震源岩体稳定性最终变化如下,潜在正断型强烈恶化，走向滑动型因为荷载效应使莫尔圆离开包络线的距离小于空隙水压力效应使之接近包络线的距离，故最终结果是有所恶化。
潜在逆冲型的莫尔圆因荷载效应使之离开包络线的距离大致等于空隙水压力效应使之接近包络线的距离，但是荷载效应使改变了的莫尔圆小于原始莫尔圆，所以最终稳定程度稍有改善。
已有的地应力测定结果的 75％属水平应力大于垂直应力的情况，这也就是绝大多数水库蓄水后地震活动性没有明显变化的原因。甚至可以有天然应力状态下有地震活动．蓄水后地震活动反而减小的情况。
6.4.3 水库范围有限且水位变动时水库荷载效应及空隙水压力效应的变化
根据土力学原理，有限延伸的水库所不同于无限延伸水库的是荷载造成的附加应力随
远离加荷中轴而迅速减小。图 6— 33图解表示了无限延伸水库 (a)及有限延伸水库 (b)的荷载应力及空隙水压力的不同。无限延伸水库荷载应力无空间上的变化，表示荷载应力和空隙水压力的线都是水平的。水位上升立即使荷载应力增高如图中 L
线所示。由于空隙水压力的升高需要有一个渗入时间，所以水位升高后空防水压力是逐步升高．
图 6－ 33 无限延伸水库（ a）和有限延伸水库（ b）的荷载应力（ L）和空隙水压力的 水平方向变化示意图
（据辛普森 Simpson,1976）
空隙水压力用随渗入时间的增长（ t1－ tn）不断升高的线以（ ptw1－ ptwn）
表示； M1－ Mn分别代表 t1－ tn时空隙水压力与荷载应力相等的点
由于荷载效应是 瞬时 效应空隙水压力效应是滞后 效应，所以水位变化特别是突变会改变这两种应力的比。持续高水位以后水位突然降落最应引起注意。长时期保持高水位将使空隙水压力增高到接近荷载应力的级别，水位急剧下降使对潜在定向滑动型及逆冲型应力状态起稳定作用的荷载应力突然消失，而空隙水压力则保持高水平，
于是往往诱发较强地震，我国水库诱发地震中是不乏此类震例的。为了减弱水库诱发地震活动而放空水库时，必须考虑到迅速放空有可能增强地震活动。
6,5 产生水库诱发地震的地质条件
6.5.1 大地构造条件
（ 1)板块俯冲、碰撞带届于潜在逆冲型的应
力状态，产生诱发地震的可能性很小。例如环太平洋地震带除美国西海岸一带及新西兰的一大部分外均属于板块俯冲带，在这带内水库诱发地层的震例极少。
(2)转换断层及大的平移断层，诸如美国加州圣安德烈期断层、新西兰阿尔卑斯断层、土耳其安纳托利亚断层等的附近地带，由于属潜在走向滑动型应力状态，有产生诱发地震的可能性。
(3)潜在正断型应力场产生水库诱发地震的可能性最大．但在大陆上属于此种应力状态者限于东非断裂谷型地堑带或其它大断陷盆地，典型震例为卡里巴。
除了应力状态的类型而外，水库诱发地震还需要有相当高的天然地应力和一定的应变速率条件。这也可从大地构造条件反映出来。
(1)在应变积累速度很高的天然地震区，水库诱导所产生的应力变化，相对于天然应力变化要小得多。所以，水库诱发作用也就小得多。现有的高震级的水库诱发地震，一般均不位于天然高地震区。
(2)在应变积累速度中等到较高的地区，也就是天然强地震区的外围，特别是蓄能条件良好、
应力集中程度较高的地区，最有利于水库诱发地震的产生。我国的新丰江就是很好的例证。
(3)在应变积累速度很低的稳定地块内部，如俄罗斯地台、西伯利亚地台、加拿大地盾、非洲地盾等地，产生诱发地震的可能性很低，在这些地方有很多高坝、大库，均无明显的水库诱发地震。
6.5.3 区域地质条件
区域地质条件中能够用以判定诱发地震潜在可能性的，有近期构造活动迹象、地热流特征、
介质品质及有利于空隙水压力活动的水文地质条件等方面。
明显的新构造活动迹象是天然地震也是水库诱发地震的必要条件，有关活动迹象于前面章节有所论述。这里值得特别强调的是要判定对诱发地震产生有决定意义的近期地应力状态。
地热流高是已有水库地震震例一般都具有的条件。它表明新构造活动影响到地壳深部或达到地幔。
反映地热流高的现象是近期火山活动和温泉。地温异常可加速库水向深部渗入。
岩体强度高反比较完整有利于积蓄应变能，
如其它条件有利会产生高震级的诱发地震如我国新丰江水库，印度的科因纳水库。岩体强度低或比较破碎则不能积蓄高应变如有诱发地震多属低震级的频繁小震，如果部川第四库。
原始地下水位低以及蓄水后具有利于库水向深部渗入的通道，是有利于空隙水压力效应的良好水文地质条件。地面上和掩埋的喀期特地貌有利于库水的入渗和扩散，是易于发生水库地震的条件，高渗透性岩石、可渗水的垂直裂隙、产状较陡的活动断层等都可促进浅层库水渗入深部。
6·6 水库诱发地震工程地质研究的基本原则
坝高 (＞ 100m)库容大 (＞ 20 x108m3)的水库，
在建坝前的工程地质调查中，水库诱发地震产生的可能性作为专门研究项目之一。
6.6.2 可行性阶段的研究
目的是初步判定产生可能性，因之进行下列研究是必要的。
(1)区域地质及地应力状态研究。主要是查明是否存在有利于水库诱发地震产生的上述大地构造及区域地质条件。根据大地构造部位、天然地震层源机制及近瑚活断层错动机制，
判定现代地应力场的基本特征，还需要判定近期活动断层的空间方位、水库位臵及附加应力是否有利于断层活动。
(2)地震历史研究：历史地震及近期地理的震级、烈度、震中分布、震源深度、震源机制及与近期活动断层间的关系。
汪雍熙等参照地震危险性分析方法，考虑到水库诱发地震研究的最新进展和水库诱发地震的特殊规律，提出了一套逻辑上比较严密、工作步骤上充分程式化的水库地震危险性初步评价方法，
使获得的成果能与天然地震危险性评价具有可比性和相近的可信度，
从而能在坝址地震危险性评价中综合考虑天然地震与水库诱发地震的联合作用。其工作框图如图 6— 35
所示。 图 6－ 35 水库诱发地震危险性初步评价工作框图
6·6·2 初步设计阶段的研究及蓄水的监测
早期研究如判定有水库诱发地震可能性且预计烈度大于基本烈度，应在选坝后进行以
下详细研究以进一步判定可能性。
(1)水库及坝区地质地貌及构造新活动性的详细勘察；
(2)设臵固定地震台网进行地震监测；
(3)进行地应力测量确定构造应力量值及方向，
以及它们随深度的变化；
(4)测定有可能活动的断层带上下盘的透水性和断层带的地下水位；
(5)在水库附近布设精密水准测量网，进行定期量测，以便了解蓄水前后的地形变，
(6)对伴有地震活动的活断层埋设仪器，以便进行蓄水前后活动性的对比。
6.6.3 建库发震后的工程地质研究
水库建成蓄水后地震活动频繁，应进行以下专门研究：
(1)增设流动台站进行精确测震工作．测定震源位臵，参数，研究地震序列，确定它与断裂的关系
(2)装臵地应力测试装臵观测地应力变化．装臵倾斜仪等以观察地形变；
(3)定期进行精密水准测量与跨断层短基线三角测量，特别是较高震级的地震发生要立即测量并与地震前对比；
(4)研究库水位变动、库容增减及水库充水速率变化与地震频度、震级之间的关系；
(5)研究较强诱发地震的震害及地震影响场特征；
(6)对库区主要岩石类型进行岩石力学测试，
测定它们的力学参数；
(7)对诱发地震的发展趋势作出评价与预测；
(8)配合设计、施工人员，对震害防治与处理措施提出建议。
