水化作用下，岩矿相变，体积膨胀，结果使其上覆地层产生横向拉伸、破裂而诱发地震。阿尔及 利亚的乌德福达水库地震可能属于此类型。该水库位于新生代褶皱带中，上部为裂隙灰岩，下部 为石膏和岩盐层，构造岩溶发育。该区原无地震记载，水库蓄水一个月后出现频繁的小震，最大 震级约 5 级。 二、外动力地质因素诱发型 由于人类活动改变了外动力地质作用条件，引起地壳表层(数百米深度内)局部范围内不良地 质作用的活跃，导致岩体破裂或相对位移而伴生的地震现象(或称为外力型诱发地震)。根据已发 现的地震实例可分为以下类型: 1. 采矿诱发地震型 由于地下矿洞或采空区围岩变形、脆性破裂、顶板岩层冒落、塌陷等岩石碎裂作用，引起岩 体应力和应变能的集中释放，并产生弹性波传播所形成的地震现象，简称矿震。其中以顶板崩塌 型地震威胁最大。据山西大同煤矿资料，矿震主要发生在具有坚硬顶板的开采区，采空面积可达 2－4×10 m ，最大 8－13×10 m ；矿柱与采掘面积比 α<30％；矿震发生前，顶板下沉速率急 剧增加到 85mm／d。因此，矿震震级与顶板岩层坚硬程度、采空区面积为正相关关系。 大同煤矿矿震特征是：①震中分布范围小，局限于采矿区范围内。②震源浅，大多数在开采 水平以上(<300m)；震级小(Ms≤4)；烈度高，震中烈度可达Ⅶ度，井下烈度高于地面。③震型有 主震型和震群型两类，并以主震型为主。采矿场围岩积累的大部分能量在主震中释放，主震后余 震衰减很快(图 10－2)。震群型则以多次相近的频度释放矿场围岩积累的能量(图 9－3)。④矿震 震相具有波形筒单、周期较大，面波清晰、衰减快等特征，与构造地震波形不同(图 9－4)。⑤地 震时，伴随声响和空气冲击波，对地下巷道可造成严重破坏。震中附近地表可能出现裂缝和沉陷 区。
    4 2 4 2
    2. 岩溶塌陷气爆型 这种类型是外动力地质因素诱发地震的一种重要类型。 在碳酸盐岩类分布地区， 由于大型岩 溶洞穴的自然塌陷或因暴雨或水库蓄水造成岩溶管道充水， 洞穴中封闭的空气压缩而产生围岩爆 裂，可导致中等强度的地震。随着在碳酸盐岩类地区水库工程数量的增加，岩溶塌陷气爆型诱发 地震的震例也不断发现。据研究世界上 69 座发震水库中，震中区岩性为碳酸盐岩类的有 32 座， 占总数 46 场；中国的 14 例中，属碳酸盐岩类的 11 座，占总数 79％(图 9－5a)。从碳酸盐岩地 区水库地震强度的统计资料来看，主震震级的分布曲线出现两个峰值，一个在 Ms=4.5－5.0 范 围内，另一个为 Ms<3.0(图 9－5b)。 由地质条件及发震成因分析表明:震级较大的属于断裂活化型诱发成因；震级较小的则与断 裂活动无关，而与水库地区岩溶洞穴系统的分布密切相关，属于岩溶塌陷气爆型诱发成因。
    产生岩溶塌陷气爆型地震的地质环境有以下特点:①碳酸盐岩类出露条件好，岩溶发育，具 备明显的岩溶洞穴和管道连通系统。 ②震源一般位子厚度大而质纯的块状灰岩中， 该岩体坚硬而 具脆性破裂特性。③岩溶系统顶、底部有产状平缓之相对隔水层，对岩溶水向深部的渗漏具较强 的限制作用。④区域断裂构造并不具有活动性，但往往控制着岩溶系统及暗河的发育。⑤有天然 岩溶塌陷地震历史。 这类地震活动具有以下特征:①地震与库水位的相关性明显，滞后时间短，岩溶塌陷发震的 敏感区被水淹没后随即有震。 水库放空时， 由库水位急剧下降而产生之地下水位高水力坡降和动 水压力也可导致新的塌陷地震。当水位全面低于某一临界高程后，地震随即停止。因此，在连续 暴雨季节， 水库或地表水及地下水位急剧变化季节容易发震。 ②震级低， 震源浅， 震中烈度偏高， 震感强。Ms2.0 级地震烈度可达 V 度并造成轻微破坏，Ms1.0 级地震就可以感到上下颤动，有 声响。大多数地震震级在 Ms3.0 以下③多属单发性地震型，没有明显的前震，主震后有零星小 震，但不构成余震系列。④地震往往在原地重复发生，没有明显的迁移，影响范围较小。
    目前， 对岩溶塌陷气爆型地震的机制有以下几种解释(参见图 9－6)： ①在水库或地表水体水 位急剧上升的条件下， 某些岩溶管道系统出口被迅速淹没， 造成水和被封闭的气体在洞穴空间振 荡，引起局部地段岩体突然爆裂，岩溶洞穴顶板塌落或围岩倒塌，并同时产生地震效应。②在长 期高水位条件下，岩溶管道及围岩中饱和充水。当库水位或地面水体水位急剧下降时，由于管道 内外排水速度不同，形成管道外高内低的水压力差，导致管道围岩坍塌。③由于大暴雨和库水或 地表水位猛涨的同时作用，近库岸的岩溶管道中产生水击效应，促使管壁崩塌或爆裂。 我国贵州高原一带天然岩溶塌陷地震烈度最大可达Ⅵ度，震级均在 Ms4.0 左右。据此，岩 溶塌陷气爆型诱发地震的极限震级可取 Ms4.0，或取该地区最大的天然塌陷地震的震级。 3. 滑坡崩塌型 大型滑坡或山体崩塌一般均伴随一定程度的地震效应。 这是由于斜坡岩体变形阶段所积蓄的 应变能在岩体稳定平衡状态受到破坏的一瞬间，突然释放所引起的。例如，1985 年长江两陵峡 的新滩滑坡，l983 年湖北远安盐池河磷矿区的大型山崩。均伴随着一定程度的地震效应。 这类地震的特点是震级低，一般为 1－2 级，影响范围小，与滑坡、崩塌本身的巨大灾害性 相比，地震的危害性较小。但是，对滑坡、崩塌前的微震信号的监测，有助于对滑坡、崩塌灾害 的即时预报。正确识别地震信号的性质及其精确定位，也有助于鉴别诱发地震的类型和趋势，从 而制订相应的对策。 4. 易溶岩溶解塌陷型 由于地下某些易溶岩类受到人工注水或水库渗入水的溶解作用导致地下空穴塌陷型地震， 其 实例常见于岩盐采区。如四川自贡盐井区，有岩盐矿层的水库区等。在某些大型水库诱发地震的
    实例中， 易溶盐岩的溶解作用也是重要诱发因素之一。 如斯诺对克里马斯塔水库地震的分析认为， l966 年 2 月 5 日该区出现的主震(Ms6.2)震源深达 20km，与其它较弱地震震源深度 4.5km 相差 较大的原因，可能是库水渗入溶解了深达 4000m 的蒸发岩，并形成封闭水循环系统把 NaCl 成 分带到温泉中去， 由于对岩盐的溶解使库水穿过盐岩层而与基底构造连通， 产生震源较深的强震。 与上例相对， 安德森认为， 米德湖的维尔京盆地中地震活动较弱的原因可能与盆地下面较浅部的 厚达数千米的第三系岩盐和石膏层及泥质河湾建造阻隔了库水与深部构造的水力联系有关。 而博 尔德盆地中因无岩盐层和泥质层， 库水渗入可渗透的沉积层和断裂达到深部层位， 引起较强的地 震。 易溶岩溶解塌陷型诱发地震，因与人工注水、溶矿采盐和水库蓄水等多种作用有关，积累和 释放的应变能有可能超过天然陷落地震。 夏其发等建议对该类诱发地震最大震级取 Ms4.0－4.5。 5. 冻裂型 存寒冷地区或高海拔地区修建水库，由于库岸岩体浅部裂隙充水，冷冻膨胀，岩体破裂而导 致地震。已报导过奥地利、瑞士、罗马尼亚及意大利的七座高山水库发生过此类地震。 冻裂型地震的主要特征有： ①冻裂地震往往发生在坝区附近岸坡地带及大坝上游面上； ②震 源极浅并伴有破裂声，强度弱，震级< Ms2.0，不致产生破坏作用；③地震活动峰值与库水位急 剧下降对应；④在严寒气候条件下，有明显的时间分布特征，即在当地时间上午 0－10 时冻裂 地震活动最强、中午前后最弱。 第三节 水库诱发地震的基本特征 本节概述 本节重点讨论因水库蓄水或类似工程活动所引起的地震活动的基本特征。 一、地震活动的空间分布特征 水库诱发地震活动的出现与发震地区的内、 外动力地质条件有关， 其空间分布特征与诱发地 震的成因有着密切联系。 1.震中分布与水库水域及诱发成因有关 表 9－2 新丰江水库区地震分区活动情况
    震中密集区面 积（km ）
    2
    震区 A1 A2 B C D
    地震活动时间 1959 年 11 月—现在 1962 年 3 月—现在 月 月
    地震活动高潮期
    震中密集区 震中密集区 震源密集带 长轴方向 北北西 北东东 北北西 北北西 北东东 密集程度 57.2 28.3 4.0 15.7 7.9
    。
    深度（km） 4—6 4—8 8—11 9—11 4—7
    1961 年 11 月—1962 年 5 21 月 22 37
    1961 年 10 月—1962 年 6 1962 年 3 月—4 月 1961 年 11 月—1964 年 1 月 1962 年 5 月—6 月 1962 年 4 月—1963 年 1 月 1962 年 7 月—8 月
    1961 年 11 月—1962 年 1 12 5
    ·指每平方公里面积内 2．0 级以上地震的次数。
    图 9—7
    新丰江水库地震震中密集程度分布图
    (1961 年 7 月—1964 年 1 月) 1—地震台；2—2.0—2.9 级地震；3—3.0—3.9 级地震； 4—4.0—级地震；5—5.0—5.9 级地震；6—6.0—6.9 级地震 (据肖安予，潘建雄，1984) 统计结果表明， 无论在天然地震区或无震区， 所发生的水库地震震中多分布于库坝区或其外 围邻近地区 25－40km 范围内。发震区单位面积内震点数量与其距水库的距离成负相关，即距 水库越近，震点数愈高。其次，震中的分布与诱发成因有密切联系。断裂活化型水库地震震中分 布通常反映该区发震断裂构造的位置， 如新丰江水库地震震中分布主要集中于水库深水区及其邻 近地区，并呈带状或块状分布(表 9－2 及图 9－7)。岩溶塌陷气爆型水库地震震中的空间分布则 位于库区岩溶发育部位或断裂构造与岩溶裂隙带的复合部位。 如我国黄石水库、 南冲水库和丹江 口水库等地震活动出现于水库上游的峡谷区或库尾。 2.震源深度和震中烈度与当地天然地震有明显差别 水库诱发地震主要发生在水体或水荷载影响范围之内，震源体深度较浅，属于浅源地震。计 算分析资料表明，绝大多数内生成因水库地震震源深度在 2－10km 范围内，外生成因水库地震 或其它诱发地震震源深度则常在 2km 以内的地壳表层；且震源体较小，与当地天然地震的震源 深度有明显不同。 此外，震源深度与水库容量呈趋势性相关，库容小的水库地震震源较浅，库容大的水库震源 较深。某些大型水库地震震源深度有随时间自浅部向较深部发展的趋势。图 9－8 表示了新丰江 水库地震震源深度随时间的变化趋势。 由于震源浅，面波强烈，震中烈度较相同震级天然地震高。一般 Ms2.0 地震的震中区就强 烈有感，Ms3.0 以上地震就可能造成破坏，Ms5.0 地震震中实际烈度可超过Ⅷ度，可能造成强烈 破坏。 由于震源浅，震源体小，等震线衰减迅速，所以地震影响范围较小。
    图 9—8
    新丰江水库地震震源深度随时间的变化
    ① 1961 年 7 月—9 月； ② 1961 年 10 月—1962 年 2 月； ③ 1962 年 4 月—1976 年 6 月；④ 1976 年 7 月—1981 年 1 月 二、地震活动与库水位的相关性 世界 70 个水库地震实例说明，水库地震的频度和强度与水库蓄水后的水位高度及其变化有 明显的相关性。统计结果表明，绝大多数内生因素诱发的水库地震活动与库水位呈正相关，即地 震活动随库水位的升高而增强，在达到或经过几个高水位后发生主震。印度柯伊纳、希腊克里马 斯塔、我国新丰江和丹江口等水库的地震活动都具有这种规律。图 9－9 详细对比了柯伊纳水库 进水量、库水位及地震频度之间的关系，每次高水位后几乎部伴随着地震频度的升高，最强的 6.5 级主震出现在第五个高水位期(1967 年 12 月 10 日)。 水库水位和地震频度的相关性可在概率 化模型曲线的基础上用相关系数表示。日本里部－3 水库的库水位与地震频度相关系数公式如 下：
    (9－1)
    图 9—9
    印度柯伊纳水库进水过程、库水位与该区诱发地震活动的比较
    （据古哈等，1968） t 根据地震频度与水压力的峰值时间差确定； 式中： i 为第 i 个月地震次数； 为时间滞后(月)， n li+t 为 7 个月后的水库水位； 为 ni 的平均值； 为 li+t 水位平均值；rt 为相系数。
    图 9—10 3 个月平均水位和地震频度时序曲线 a—柯伊纳水库(1964—1968)；b—卡里巴水库(1959—1968) c—克里马斯塔水库(1965.７—1966.６) 图 9－10 表示了柯伊纳、卡里巴和克里马斯塔三个著名水库地震实例的概率化相关曲线， 其相关系数分别为+0.93，+0.74 和+0.69。我国新丰江和丹江口水库分别为+0.74 和+0.60。滞 后时间(t)一般为 1－6 个月，最短为 5－10 天，滞后时间较长者可达一年以上。 地震活动与水库水位上升的量值、上升速度、高水位持续的时间有关，较强的地震常发生在 库水位上升速度加快后的高水位期(如柯伊纳、新丰江等)，或出现在持续高水位后的水位急剧下 降期(如丹江口、新丰江等)。 与以上论述相对立，少数水库的地震活动随着水位的升高而减弱，如巴基斯坦塔贝拉水库、 美国安德逊水库、 苏联的努列克水库和我国台湾曾文水库等。 这显然与其地质构造环境的特殊条 件有关。 此外， 前已述及的岩溶塌陷气爆型地震活动只有在库水位达到某一特定高度时才突然增 强，并随之发生主震。 三、水库地震的序列特征 水库地震序列有以下主要特点。 1. 震型 内生成因水库地震序列以前震－余震型为主，前震及余震序列明显，偶尔见有震群型。外生 成因水库诱发地震或其它人工诱发地震常属单发式主震型或多发式震群型， 且序列短。 天然构造 地震序列往往属于主震余震型，其前震极微弱，因而与人类活动诱发地震序列有明显的区别。
    图 9—11a 表示了印度半岛哥达瓦里河谷 1969 年 4 月的天然地震序列，主震后有一系列余 震。图 l0-11b 表示柯伊纳水库 l967 年 l2 月 10 日主震前后的地震序列。由于水库蓄水及渗入导 致发震带物质结构和外应力分布的不均一性、呈现了前震－余震型序列特点。卡里巴、克里马斯 塔及新丰江水库地震序列同样证明了这一特点。 2. 水库地震频度与震级的关系 (1) 地震频度与震级的关系式可表示为: logN=a-bM 为震频与震级线性关系式斜率，由于津提出的经验表示式为 (9-2) 式中：N 为震级≥M 的地震数；a 为与观测周期，观测区大小和地震活动水平有关的常数；b
    (9-3) 式小：m 为地震总次数；Mmin 为最小震级值。 b 值受震源深度、震源体介质均一性和应力条件的控制，变化范围在 0.5－1.5 之间。天然 地震 b 值较低，表明震源介质强度高，以脆性破裂为主，震源深。水库地震 b 值较当地同震级 的天然地震 b 值高，前震 b 值一般略高于余震 b 值，且多数 b≥l(表 9－3)。这表明震源介质强度 较低，且由于水的作用，介质强度进一步降低所致。 (2) 主震与最大余震的震级关系 主震发生后，其余震最大震级 M1 与主震震级 M0 有一定 关系。据统计，对于浅源火震 M1-M2=1.2。由于 M1-M2 这一震级差值与地震区应力状态和介质 的不均一性有关，水库荷载的增加改变了外应力的分布，水的作用又降低了发震岩体的强度，因 此水库地震序列中 M0-M1 小于 1，M1／M0 近于 1(表 9－3)。 表 9—3
    工 地 程 区
    水库地震序列的震级及 b 值
    主震震级 M0 6.5 6.2 6.1 6.1 5.0 4.9 3.5 最大余震 震级 M1 5.9 5.5 5.3 6.0 4.4 4.5 3.3 M0 － M1 0.6 0.7 0.8 0.1 0.6 0.4 0.2 M1 / M0 0.9 0.89 0.87 0.98 0.88 0.92 0.94 水库地震 b 值 区域构造 前震 余震 1.87 1.09 1.41 1.12 1.12 1.04 1.18 1.02 1.40 0.72 0.96 地震 b 值 0.47 0.82 0.72 0.53
    柯伊纳 克里马斯塔 新丰江 卡里巴 米德湖 蒙大纳 曼格拉
    四、内生成因水库地震的震源机制解 根据对水库地震震源机制解已有研究成果，可指出下列几点重要特征： (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构造条件判定的应力场 相同。
    图 9－12 水库诱发地震的两类震源机制 (2) 水库诱发地震震源机制以走向滑动型和倾滑正断型为主(图 9－12)，且前者多于后者。 属逆冲型机制者极少，目前仅发现苏联努列克水库南侧的诱发地震为逆冲断层型。 (3) 随水库地震序列的发展，震源机制解可能由走滑型向倾滑型机制变化。当走滑型机制减 少，倾滑型机制居优势时，则表明区域构造应力已经释放，库水荷载在诱发因素中占主导地位， 地震活动已进入后期。 如新丰江水库地震前期以沿北北西向断裂的走向滑动为主， 而后期则以同 一断裂带上的倾滑正断为主，就很好地证明了这一点 第四节 诱发地震的地质背景 本节概述 前已述及，诱发地震具有多种成因，不同成因类型的诱发地震产生于不同的地质背景中。一 般说来， 较强地震的发生条件与地震区的构造体系， 区域构造应力状态和应变积累速率以及地质、 水文地质条件关系密切；较弱地震的发生则往往与地壳局部形态、岩体结构、外动力地质作用有 关。因此，对于诱发地震的地质背景条件不能一概而论，而应结合诱发地震的成因类型加以具体 分析。以下就诱发地震的区域地质背景和地质条件两方面进行讨论。 一、区域地质背景 1. 地质背景的多样性 从大量实例可看出， 诱发地震活动出现于包括地台、 褶皱带、 地槽等不同大地构造单元体内， 或者出现于包括板块边缘挤压区或世界主要地震带附近， 板块内的新生裂谷或活动带， 以及历史 上的无震区或稳定区等地壳稳定性不同的部位。 这些事实说明了诱发地震的地质背景的多样性和 复杂性。 诱发地震在震中部位、震源深度、震级、地震序列等一系列重要特征上存在着较大差异，这 也反映了诱发地震可能产生于多种地质背景上。 2. 区域构造背景与强震的相关性 产生强烈诱发地震活动的地质背景具有专属性。据统计，发生 Ms4.0 以上地震的水库，几 乎全部位于构造活动区内。这些地区新构造运动较活跃，常处于天然地震区的外围，存在着断裂 活化的可能性，构造应力场中应变积累速率中等或较高。活动区内的天然构造应力值。可达 10
    3
    －10 bar，较“平静”区或低活动区的应力值高 3－4 倍。因此，容易产生较强的地震，也说明较 强的诱发地震与区域构造背景有着明显的依存关系。 在区域构造背景条件中，构造应力场的初始状态或型式对诱发地震的发生有决定性意义:一 般说来， 位于大陆断陷盆地或地堑、 裂谷边缘的潜在正断型应力场产生水库诱发地震的可能性最 大(典型震例为卡里巴水库)；位于大型平移断层及转换断层附近的潜在走滑型应力状态产生诱发 地震的可能性较高(如新丰江、柯依纳等水库)；位于板块俯冲、碰撞带附近属于潜在逆冲型应力 场的区域，产生诱发地震的可能性较小，位于这种应力场中的一些水库蓄水后，地震活动反而减 弱(如塔贝拉、曼格拉水库)。 从地球物理场的角度进行的研究表明，区域性重力梯级带常构成水库诱发地震的地质背景。 中国东部重力梯级带两侧地壳厚度有着明显的差异， 基底面向西倾斜， 基底断块及张性断裂发育 且稳定性较差，构成了有利于断块差异运动的环境。地壳的垂向差异运动，必然导致水平向物质 的再分配及应变能的积累，构成诱发地震的地质背景。我国 15 座发震水库中有 5 座位于东部北 北东向重力梯级带上(图 9－13)。
    4
    图 9—13 中国东部重力 梯级带与水库地震关系图 (据国家地震局地震研究所) 3. 发震区应变能积累程度及速率 震源区岩体应力集中或应变能积累程度与岩体破裂极限所需应变能的差值， 是控制诱发地震 的时间滞后的主要因素。应变能积累差值小，表明震源区岩体的应变积累已接近岩体破裂极限， 只要稍加外力(诱发力)即可使岩体破裂而发震，因而地震滞后时间短；应变积累差值愈大，则通 过水、地热流等诱发因素使应力场调整的过程较长，因而地震滞后时间也较长。据对 48 个水库 震例统计结果，自水库蓄水至诱发主震出现的时间在 1 年内者有 l2 例，占 25％；1－5 年者 24 例，占 50％；5 年以上者 12 例，占 25％。
    天然构造应力场的应变能积累速率也是产生诱发地震的重要背景之一。 应变积累速率很高的 天然强震区，诱发因素所起的作用远较天然应力变化幅度小，因而不易诱发较强的地震。在应变 积累速率为中等到较高的地区，即天然强震区外围，特别是蓄能条件良好，应力集中程度较高的 地区， 是易于诱发地震的地区。 在应变积累速率很低的稳定地块中， 产生诱发地震的可能性较低。 二、发震区地质条件 在具备了产生诱发地震的区域地质背景的地区， 诱发地震活动是否必定产生， 还取决于该地 区是否存在着必要的岩性、构造、水文地质条件及外动力地质作用等具体因素。 1. 构造条件 这是断裂活化型诱发地震的必要条件。 应考虑的构造条件包括新构造活动迹象， 活断裂及其 应力集中部位(拐点、交汇点)，断裂面的产状及力学特征，有无容许断块运动的构造空隙、破碎 带等自由空间， 以及构造因素对地下水运动、 地热迁移的影响等。 其中断裂带的规模、 空间位置、 断裂面的性质与渗漏特性、可能错动形式等是重要的控制因素。 2. 岩性条件 这是诱发地震的重要条件， 发震机率与岩石性质有关， 震级大小与岩石强度有关。 各类灰岩、 硬砂岩、火成岩及变质中的坚硬岩类强度高，完整性好，有利于应变能的积蓄，以脆性破裂为主 要破坏形式，可产生较高震级的诱发地震。表 9－4 根据世界 60 例水库地震(其中我国 14 例)资 料对比了发震机率、强度与岩性的关系。从表中看出，碳酸盐岩类的发震机率最高，Ms4.9－4.0 及 Ms<3 两个区段峰值明显， 表明该类岩性中可能包括断裂活化及岩溶塌陷两种成因的震例。 从 发震强度看，以火成岩的震级最高，Ms6.0 以上的强震就有 2 例，占同震级各种岩性中的 50％。 表明岩体力学强度对地震强度的影响。 表 9－4 发震机率、强度与岩性关系 (据夏其发等，1984)
    不同震级区段中发生地震的水库数 岩性 ≥6.0 火成岩 变质岩 沉积岩 2 0 1 5.9—5.0 2 0 1 3 4.9—4.0 2 3 1 10 3.9—3.0 2 2 2 3 < 3.0 微震 2 1 1 8 3 4 3 3 总计 13 10 9 28 占地震水库 总数的比例 21.7 16.7 15.0 46.7
    碳酸盐岩 1
    弱胶结的砂岩、粘土岩、风化的火成岩或变质岩均属于软弱岩类，不利于应变能的积累，因而不 具备产生诱发地震的条件。水库蓄水后反而引起地震活动的减弱。 3. 水文地质条件 水文地质条件是控制水库诱发地震的重要因素， 它决定着诱发地震的机制。 在水文地质条件 中， 重点在于有无通向深部孕震构造带的集中渗漏途径以及其透水性能。 原始地下水位低以及存 在着库水向深部渗入的通道是产生空隙水压力效应的必要条件。 震源区水文地质单元体的组合可 构成地下水活动的封闭环境， 以利于产生较大的水力坡降和水对岩体裂隙的楔裂作用， 加速岩体 扩容过程中裂隙的发展。此外，水向深部渗入活动还将引起岩体软化、润滑作用，降低断裂面上 的力学强度。当区内有沿断裂带分布的温泉出露时，表明地热流高，水循环可能影响到深部基底 断裂。 4. 外动力地质作用 外动力地质作用的类型和发育程度及其在人类工程活动条件下所可能产生的变化， 是外生成 因诱发地震的控制因素。有关成因类型及诱发机制在第二节中已作论述，不再重复 第五节 与水有关的诱发地震机制分析 一、水对岩体的各种作用
    1. 降低岩体及结构面强度 水渗入岩体后通常产生软化、泥化和润滑作用。 水对岩石的软化作用表现为岩石浸水后强度的降低。 对于含泥质及亲水矿物较多的岩石或破 碎带，水的软化作用最为明显。 泥化作用一般产生于岩体的断裂错动带和软弱结构面上。 泥化作用发展速度取决于泥化层的 成分、结构及其对水的敏感性。泥化作用与水的润滑作用相拌可导致断裂面上抗剪强度的降低， 有利于断裂面两侧断块或岩块的相对错动。 2. 促进岩体中断裂的生长
    图 9－14 率得出的石英
    从裂缝增长速度得出的石英
    图 9－15 中应力腐蚀的证据
    从微破裂事件的速
    中应力腐蚀效应的证据 (NMarfin.1972) 中承受 l8.25 巴的应力，
    试样最初是在 25℃的空气 在 t=600s 时加水(据 Sohcl，1972)
    (1) 应力腐蚀作用