1 引言

水库诱发地震(Reservoir-induced seismicity，简称RIS)是由于水库蓄水或排水过程引发的在一定时间内库区及其周边不大区域范围内发生的地震活动(秦嘉政等，2009)．迄今为止，全球已报道的RIS确切震例有130余例，其中，大于M_S6.0级的有4例，M_S5.0～5.9级的有16例，其余占85%以上的均小于M_S5.0级．虽然大部分RIS的震级不高，但由于其震中位置一般邻近重要的水利工程设施，且震源浅、震中烈度高，往往具有很大的破坏性，可造成大坝及附近建筑物的破坏和人员伤亡，甚至会引起滑坡、坍塌等严重的次生灾害危及下游安全．

20世纪60年代全球接连发生水库诱发6级以上强震以后，RIS很快引起社会各界的广泛关注，一些学者分别从RIS的地震学特征(Gupta et al., 1972; Hainzl and Ogata， 2005)、易于诱发地震的地质构造条件(Rothé，1970; Nikolaev，1974; 李祖武，1981)、诱震机理及预测评价方法(Packer，1979; Chang，1987)等方面开展了研究，取得了许多重要的认识．近年来的研究则更加注重通过对数字地震观测资料的精细分析，认识水库地震与天然地震震源特征等方面的差异，并寻找其前兆特征(Ross et al., 1999; 华卫等，2012)．RIS实质上是在库水加卸载及渗透过程中，地下岩石介质变形与流体渗流耦合作用造成的岩体失稳问题，需要在一个综合考虑构造应力场、渗流场与岩体变形、失稳相 互关系的地质力学框架体系内进行定量的研究． 在 此方面，一些学者(Talwani and Acree， 1984; Roeloffs，1988; Simpson et al., 1990)通过计算水库蓄水对断层和震源处应力场的影响，分析了水库荷载与诱发地震的关系；Bell和Nur(1978)基于Boit多孔介质经典理论，计算了二维半无限空间均匀介质和含断层介质在库水作用下强度的变化，发现岩石渗透率和水位变化在RIS中起着重要作用．沈立英(1989)用同一方法计算了新丰江水库蓄水后的孔隙压力扩散，认为RIS主要是应力和孔隙压力耦合作用的结果．2008年汶川地震以后，大地震发生是否与紫坪铺水库蓄水有关成为争论的焦点，一些学者通过解析解和数值模拟方法定量计算了震源处库伦应力的变化，但结果和认识并不一致(Ge et al., 2009; Lei，2010; Gahalaut and Gahalaut， 2010; Zhu et al., 2011; 孙玉军等，2012)．总之，虽然当前RIS定量研究已经取得了长足的进步，但对于水库水位变化过程中，诱发地震活动在不同时、空尺度上对库体荷载及水库附加水头压力扩散的动态响应机制问题，目前仍少见报道．前期我们以紫坪铺水库为例开展了此方面尝试性的研究(周斌等，2010)，但由于建立的是二维有限元模型，对于有限分布的水库载荷来说，这会扩大水库的作用，尤其是库体重力荷载的作用．因此，建立切合实际的三维地质构造模型，基于渗流场－应力场耦合理论进行有限元数值模拟，并通过与监测结果对比分析，依此探讨RIS动态响应机制这一科学问题将是一条有效的途径．

广西龙滩水库位于珠江干流红水河上游的广西天峨县境内，坝高220 m，正常蓄水位400 m，总库容273亿立方米，属于高山峡谷型高坝大库容水库，库区地势西高东低，水库主要由红水河、布柳河、南盘江、北盘江、蒙江及曹渡河汇聚而成．龙滩水电站于2001年7月正式开工建设，2006年9月30日下闸蓄水，电站安装9台70万千瓦的水轮发电机组，总装机容量630万千瓦，年均发电量187亿千瓦时，是国内在建的仅次于长江三峡及金沙江溪洛渡的特大型水电工程．龙滩水库蓄水后，伴随着库水位的急速上升，库区地震开始活跃，之后库区地震活动随库水位季节性波动而起伏变化．到底是何原因致使库区地震活动出现这一动态响应的形态？其物理力学机制又是什么？这些问题尚有待结合水库荷载作用与渗透作用进行细致的定量研究(陈翰林等，2009)．本文以龙滩水库为例，根据库区地质构造、深部速度结构及数字地面高程，建立了库区三维有限元模型，基于孔隙弹性理论计算了水库蓄水过程中库底断层和围岩体孔隙压力、有效附加正应力、剪应力和库伦应力的动态变化，并结合水库蓄水后库区地震活动时空分布的特征，讨论了RIS时空演化与库水加卸载及渗透过程的动态响应关系及其可能的成因机制．本研究成果不仅有助于拓宽RIS孕育发生机理研究的思路，同时对于区域稳定性评价及RIS预测也有重要的指导意义．

RIS实质上是在库水加卸载及渗透过程中，地下岩石介质变形与流体渗流耦合作用造成的岩体失稳问题．RIS的震源深度一般处于上地壳脆性变形域，可在弹性力学范畴内讨论其应力与变形响应问题(欧作畿，2005；周斌等，2010)，同时考虑到研究问题尺度与表征单元体(Representative Elementary Volume)的关系，因此可将RIS相关的岩石介质简化为孔隙弹性连续介质．同时假设，孔隙弹性介质岩石骨架变形为稳态的小位移变形，流体运动符合Darcy渗流定律．按照弹性力学的约定，拉应力为正．

(1)连续性方程

由质量守恒定律可导出孔隙弹性介质岩石骨架的连续性方程为

若假设岩石颗粒的密度不变，在岩石骨架为稳态小位移变形的条件下，上式可进一步简化为(薛世峰等，1999)

(2)本构方程

本构方程用张量形式表示为

(3)平衡方程

基于连续介质力学理论和多孔介质有效应力定律，当忽略惯性力作用时，岩石骨架变形平衡方程可用位移的形式表示为(Bell and Nur， 1978; Biot， 1941，1956，1972)

(1)连续性方程

对于饱和流体渗流，若忽略源汇相影响，则流体渗流连续性方程为

(2)流体渗流方程

饱和流体的运动方程为

由发震断层的空间几何参数和滑动方向(走向φ、倾角δ和滑动角λ)，可求出断层面法向单位矢量n_i(i=1，2，3)和滑移方向单位矢量s_i(i=1，2，3)．若受水库地表水体荷载作用和附加水头压力扩散作用的影响，水库蓄水后比蓄水前有效应力张量变化了Δσ′ _ij，则Δσ′ _ij在断层面法向上的投影分量Δσ′ _n和滑动方向上的投影分量Δτ′ _n分别为

经张量计算可以求出水库蓄、放水造成断层上库伦应力的变化量ΔCFS(Okada，1992；Harris and Simpson， 1992; 石耀霖和曹建玲，2010)，其表达式为

龙滩库区横跨广西天峨县和贵州罗甸县，地处云贵高原南缘向桂西北山区与丘陵过渡的斜坡地带．在大地构造上，库区及邻近区域位于华南褶皱系的二级构造单元右江褶皱带内．印支—燕山运动奠定了本区的基本构造格架，新构造期不同方向的断裂构造亦呈现不同程度的差异活动(李伟琦，1989)．根据野外地质地貌和地震地质调查，研究区范围(24.8°N—25.5° N；106.5°E—107.3° E)内发育有NW、NNW、NE和近SN向4组断裂(图 1)，它们多属于与印支期褶皱相伴形成的断裂构造，局限在褶皱的两翼或核部，倾角陡立，延伸不远，规模较小．库坝区附近的主要构造有天峨箱状背斜及其西翼呈NNE走向的龙凤—八腊断裂(F9)，该断裂发育于三叠系与二叠系间，区内长约25 km，为一高角度向西倾斜的正断层．在库坝区的西南部，主要分布有NNW向的望谟—逻西断裂(F7)和NW向的长 里—八南断裂(F8)、党明—桂花断裂(F6)，其中：望谟—逻西断裂呈左阶斜列式展布，由多个次级小断层和基岩断裂破碎带组成，区内长约28 km；长里—八南断裂为二叠系灰岩中发育的劈理密集带和柔褶变形带，倾向SW，逆断走滑运动性质；党明—桂花断裂发育在中三叠统砂泥岩地层中，亦具逆断走滑运动性质．在库区西北部，主要分布大体呈NE走向的罗甸—望谟断裂(F1)、高圩—八茂断裂(F2)和凤亭—下老断裂(F3)，其中：罗甸—望谟断裂东北段为古生界与中生界的分界，西南段插入中生界地层中，区内长约26 km；高圩—八茂断裂和凤亭—下老断裂切割二叠系及三叠系，断裂破碎带发育，宽达30～100 m，断面呈舒缓波状，以右旋走滑运动为主．在大坝正北面，主要构造有达良背斜及其东西两翼呈近SN走向的马耳—拉浪断裂(F4)和达恒—达良断裂(F5)，2条断裂倾向相反，均为正断走滑运动性质．根据构造地貌、地质剖面揭露的断裂活动性以及所获得的年代学证据，除F1、F5和F7为前第四纪活动断裂外，其余断裂在早—中更新世均有过不同程度的活动，断裂破碎带发育，裂隙和岩溶裂隙泉沿断裂带呈线状分布(向宏发和周庆，2006；郭培兰等，2006)．

图 1

Fig. 1

图 1 龙滩水库地质构造及地震震中分布图 (1)红水河；(2)濛江；(3)油拉河；(4)曹渡河；(5)牛河；(6)布柳河；F1：罗甸—望谟断裂；F2：高圩—八茂断裂；F3：凤亭—下老断裂； F4：马耳—拉浪断裂；F5：达恒—达良断裂；F6：党明—桂花断裂；F7：望谟—逻西断裂；F8：长里—八南断裂；F9：龙凤—八腊断裂． Fig. 1 Structural outline and earthquake epicenter distribution map of the Longtan reservior and its adjacent areas (1)Hongshui River;(2)Meng River;(3)Youla River;(4)Caodu River;(5)Niu River;(6)Buliu River; F1: Luodian-Wangmo Fault; F2: Gaoxu-Bamao Fault; F3: Fengting-Xialao Fault; F4: Ma′er-Lalang Fault; F5: Daheng-Daliang Fault; F6: Dangming-Guihua Fault; F7: Wangmo-Luoxi Fault; F8: Changli-Banan Fault; F9: Longfeng-Bala Fault.

根据区域构造沉积演化历史、地层沉积环境及发育特征，同时考虑到便于建立有限元模型，将研究区地层划分为基底和盖层两大部分．基底地层形成于中－新元古代时期的四堡运动和雪峰运动，为一套半深海—深海相碎屑岩夹多层枕状细碧角斑岩和火山碎屑岩建造，普遍经受区域变质，属浅变质的绿片岩相(广西壮族自治区地质矿产局，1985；王祖伟等，1997)．沉积盖层分为三大地层序列，即：(1)震旦纪—早古生代地槽型沉积序列．主要为震旦系冰海相含砾砂泥岩和寒武—志留系碳酸盐岩建造．(2)晚古生代准地台型沉积序列．其中，中—下泥盆统为砂岩、泥岩、泥质灰岩等碎屑岩和碳酸盐岩建造，上泥盆统—下二叠统为连续的碳酸盐岩沉积，上二叠统为硅质灰岩、硅质页岩夹砂岩、页岩等碎屑岩和碳酸盐岩建造．(3)中、新生代再生地槽—陆缘活动带盆地型沉积序列．其中，中—下三叠统为砂岩、泥岩、页岩、泥质灰岩等类复理石沉积，上三叠统—古近系为厚层状砾岩、含砾砂岩、页岩等陆相碎屑岩沉积，第四系为松散物质组成的冲积、坡积、残积层(广西壮族自治区地质局， 1968，1972；常宝琦，1986；罗允义等，2004)．研究区范围内主要出露泥盆系、石碳系、二叠系、三叠系、古近系和第四系沉积地层(图 1)，根据各地层的主要岩性性质可知，泥盆系—二叠系地层绝大部分为碳酸盐岩建造，岩溶、裂隙发育程度较高，渗透性较好；三叠系及以上地层主要为类复理石和陆相碎屑岩建造，渗透性相对较差(广西壮族自治区地质局， 1968，1972)．

基于上述分析，并结合龙滩库区深部速度结构反演结果(蒋海昆等，2014)，建立了库区三维有限元模型．模型地表面采用SRTM 90 m 高程数据(http: //dds.cr.usgs.gov/srtm/[2014-01-28])，延伸到海拔-20 km．深部分成4个水平地层，分别对应研究区基底地层及3套沉积盖层．其中，基底浅变质岩地层厚8 km，震旦系—下古生界以碳酸盐岩为主的地层厚4 km，上古生界以碳酸盐岩为主的地层厚4 km，三叠系—第四系类复理石和碎屑岩沉积地层从地表面延伸到海拔-4 km(厚4.2~5.6 km不等)．模型中的主要断裂全部从地表延伸至海拔-12 km． 本文按四面体单元划分网格，在库体和断裂所在位置进行适当的加密，整个模型节点总数38167，单元总数202260(图 2a)．为观察水库加卸载及渗透过程中的孔隙压力响应及断层稳定性的变 化，在部分断裂的不同部位分别设置了观察点(图 2b)．

图 2

Fig. 2

图 2 龙滩水库三维有限元模型及不同断层上设置的观察点 (a)龙滩水库三维有限元模型；(b)不同断层上设置的观察点．F1：罗甸—望谟断裂；F2：高圩—八茂断裂；F3：凤亭—下老断裂；F4：马耳—拉浪断裂； F5：达恒—达良断裂； F6：党明—桂花断裂；F7：望谟—逻西断裂；F8：长里—八南断裂；F9：龙凤—八腊断裂；S1-S10为不同断层上设置的观察点． Fig. 2 The three-dimensional finite element model of Longtan Reservoir and observation points in different faults F1: Luodian-Wangmo Fault; F2: Gaoxu-Bamao Fault; F3: Fengting-Xialao Fault; F4: Ma′er-Lalang Fault; F5: Daheng-Daliang Fault; F6: Dangming-Guihua Fault; F7: Wangmo-Luoxi Fault; F8: Changli-Banan Fault; F9: Longfeng-Bala Fault; S1-S10 expresses different observation points in different faults.

在确定地质体力学参数与物性参数时，主要参考了龙滩水库及其邻近的岩滩水库、大化水库在建 库时所做的岩石力学和物性参数现场测试数据(水利水电科学研究院等，1991)，同时项目组赴龙滩水库现场采集了部分岩石样品，在中国石油大学(华东)岩石力学实验室补充开展了岩石力学和物性参数测试工作．在此基础上，考虑到岩体与岩石之间力学性质和渗透性的差异，对参数进行了适当的调整，确定了各地质体在数值模拟中使用的参数值(表 1)．断层产状参数主要依据已有地质资料(广西壮族自治区地质局， 1968，1972；向宏发和周庆，2006)和现场地震地质调查数据，并参考了近期我们对龙滩库区各断裂附近的小震综合节面解计算结果(成果将另文发表)和陈翰林等(2009)的震源机制研究结果综合确定(表 2)．

表 1(Table 1)

表 1 地质体力学参数与物性参数 Table 1 The mechanics parameters and physical properties of geologic bodies 序号 地质体 弹性模量(GPa) 泊松比 静摩擦系数 等效孔隙度(%) 等效渗透率(10-3μm2) Biot系数 1 三叠系及以上地层 20 0.30 0.8 5 20 0.85 2 上古生界地层 50 0.27 0.8 6 60 0.85 3 震旦系—下古生界地层 60 0.25 0.8 4 60 0.85 4 基底地层 50 0.23 0.8 1 5 0.85 5 罗甸—望谟断裂(F1) 0.8 0.30 0.6 － 300 1.0 6 高圩—八茂断裂(F2) 1.5 0.30 0.6 － 1500 1.0 7 凤亭—下老断裂(F3) 1.5 0.30 0.6 － 1500 1.0 8 马耳—拉浪断裂(F4) 1.5 0.30 0.6 － 1500 1.0 9 达恒—达良断裂(F5) 1.2 0.30 0.6 － 500 1.0 10 党明—桂花断裂(F6) 1.2 0.30 0.6 － 1000 1.0 11 望谟—逻西断裂(F7) 0.8 0.30 0.6 － 300 1.0 12 长里—八南断裂(F8) 1.5 0.30 0.6 － 1000 1.0 13 龙凤—八腊断裂(F9) 1.5 0.30 0.6 － 1500 1.0

表 1 地质体力学参数与物性参数 Table 1 The mechanics parameters and physical properties of geologic bodies

表 2(Table 2)

表 2 研究区主要断层产状参数 Table 2 Occurrence parameters of the main faults in the study area 断层名称 走向φ /(°) 倾角δ /(°) 滑动角γ/(°) 罗甸—望谟断裂(F1) 55 90 180 高圩—八茂断裂(F2) 30 65 -150 凤亭—下老断裂(F3) 210 73 -150 马耳—拉浪断裂(F4) 353 70 -35 达恒—达良断裂(F5) 178 75 -35 党明—桂花断裂(F6) 155 75 40 望谟—逻西断裂(F7) 110 90 0 长里—八南断裂(F8) 125 70 35 龙凤—八腊断裂(F9) 203 65 -55

表 2 研究区主要断层产状参数 Table 2 Occurrence parameters of the main faults in the study area

边界条件的设定为：模型底边界、侧边界固定法向位移，切向可自由滑动；上表面为自由表面，在水库蓄水时，各蓄水单元正应力为每一时间步长水体重力产生的压应力．孔隙压力场初始条件假定处于水饱和且静水压力平衡状态，侧边界和底边界为渗流封闭边界．依据2006年9月30日—2013年5月26日期间龙滩水库坝前水位变化资料，将相对于2006年9月30日基准水位(海拔高度约225.6 m)的水位变化用分段直线或二次多项式加载函数在库体处施加动水头边界和动荷载边界(图 3)，计算时共设置了27个计算步，每步历时90天．

图 3

Fig. 3

图 3 龙滩水库坝前水位变化及有限元模拟动水头边界和动荷载边界条件 蓝色线为相对于2006年9月30日基准水位(海拔高度约225.6 m)的坝前水位变化；黑色虚线为分段直线或二次多项式加载函数． Fig. 3 The change of water level in front of Longtan Reservoir Dam and boundary conditions of the moving water head and the dynamic loading in finite element simulation The blue line expresses water level changes in front of the dam compared with the baseline level(altitude 225.6 m)in September 30，2006; The black dashed line expresses piecewise linear or polynomial of degree two loading function.

根据岩石介质变形与流体渗流耦合数学模型控制性方程，推导了“弱积分”形式的Galerkin有限元公式，并利用有限元程序自动生成软件FEPG编写了计算程序(周斌，2010)．由于目前尚难以测定震源处构造应力的大小，并考虑到应力场叠加的等效性，本文没有涉及初始重力场和构造应力场，而是直接计算了在库体附加重力荷载和附加水头压力扩散耦合作用下孔隙压力场、有效附加应力场和断层稳定性的变化．

由于仅从地表观察无法准确判断深部岩体和断层的渗透性能，因而对于地表水体和深部流体之间联系的通道、强弱以及地表水体向深部循环所能影响的范围等问题一直是困扰着水文地质界的一个难题．近年来，一些学者对含油气盆地流体输导体系的 研究发现，断裂构造带是地下流体运移的主要通道(解习农等，2004)，其输导性能又与断裂渗透性能密切相关．李明诚认为(李明诚，2000；赵密福，2004)，断裂的新构造活动性是控制其渗透性能的一个重要因素，无论是张性正断层，还是压性逆断层，只要它们处在活动中，就具有通道性．上文述及，研究区内除F1、F5、F7为前第四纪活动断裂外，其余断裂在早—中更新世均有过不同程度的活动，断裂破碎带发育，不同程度地具有使地表水体向深部渗流的通道性．

依据2006年9月30日—2013年5月26日期间龙滩水库坝前水位资料，可将库水位变化划分为5个时段，分别是2006年9月30日—2008年5月20日、2008年5月21日－2009年6月27日、2009年6月28日—2010年6月1日、2010年6月2日—2011年6月7日和2011年6月8日—2013年5月26日．在这5个时段中，除水库蓄水初期库水位快速上升及2011年6月—2012年4月期间库区上游干旱少雨，库水位变化幅度较小外，其余时段基本上反映了库水位随枯水期和丰水期季节性波动的年变过程(图 3)．为分析龙滩水库蓄水后，地表水体附加水头压力向深部扩散的深度和范围，我们选择第5、9、13、16、24个计算时步(相当于自2006年9月30日起，第450、810、1170、1440、2160天)的孔隙 压力扩散计算结果进行分析，这5个计算时步均位 于上述5个蓄水时段中库水位季节性波动的峰值附 近，相对于海拔225.6 m基准水位分别抬升了115.7、 146.8、127.5、140.5 m和143.3 m，具有一定的代表性．

图 4

Fig. 4

图 4 5个典型计算时步地表水体附加水头压力向深部扩散的云图 (a)、(d)、(g)、(j)、(m)分别为海拔-4 km平面及其以上断层面在5个典型计算时步的孔隙压力响应；(b)、(e)、(h)、(k)、(n)分别为海拔-8 km平面及其以上断层面在5个典型计算时步的孔隙压力响应；(c)、(f)、(i)、(l)、(o)分别为海拔-12 km平面及其以上断层面在5个典型计算时步的孔隙压力响应． Fig. 4 Cloud picture of the additional surface water head pressure diffusion to the deep in 5 typical calculation time steps (a)、(d)、(g)、(j)、(m)respectively expresses the pore pressures response in horizontal plane of -4 km level and in fault planes above that level during 5 typical calculation time steps;(b)、(e)、(h)、(k)、(n)respectively expresses the pore pressures response in horizontal plane of -8 km level and in fault planes above that level during 5 typical calculation time steps;(c)、(f)、(i)、(l)、(o)respectively expresses the pore pressures response in horizontal plane of -12 km level and in fault planes above that level during 5 typical calculation time steps.

图 4是5个典型计算时步地表水体附加水头压力向深部扩散的云图，由该图可以看出：

(1)在水库蓄水过程中，与水库有直接水力联系的断裂成为地表水体附加水头压力向深部扩散的优势通道，其孔隙压力响应受断层渗透能力及其与地表水体连通程度的控制．F2、F3、F4、F6、F8断裂穿越水库蓄水后的淹没区(图 1)，且渗透性较好，它们受附加水头压力扩散的影响程度较大；F1、F5和F7断裂的渗透能力相对较弱，相应受附加水头压力扩散的影响程度也较小；F9断裂虽然渗透性较好，但距离水库淹没区较远，其间没有建立直接水力联系的通道，孔隙压力响应并不明显．

(2)在水库蓄水初期，随着库水位的快速抬升，地表水体附加水头压力沿断层面向深部快速扩散，大致在蓄水810天后(第9个计算时步)，附加水头压力扩散影响的最大深度达到海拔-12 km左右(约地表以下13 km)，此后随着库水位的变化，断层面孔隙压力发生响应性的变化，而最大影响深度几乎无改变(图 4中f、i、l、o)．

(3)深部地层中的孔隙压力响应主要与库底先存断裂的渗透性能、断裂与围岩的组合形式及围岩体的渗透不均匀性有关．在渗透性低的F1、F5和F7断裂附近的围岩体中及与库底无直接水力联系的F9断裂附近的围岩体中，孔隙压力响应微弱；在海拔-12 km以下的低渗透基底地层中，几乎没有孔隙压力响应；在海拔-4～-12 km(相当于地表以下5～13 km)以碳酸盐岩为主的高渗透地层与渗透性高的F2、F3、F4、F6、F8断裂交汇的区域，孔隙压力响应比较显著，且随着地表水体附加水头压力的变化，孔隙压力扩散的峰面不断向断裂与围岩体交汇处的周围扩展(图 4中a、d、g、j、m和b、e、h、k、n)，对于同一计算时步而言，孔隙压力扩散峰面影响的范围由浅到深不断变小、孔隙压力响应的幅度自上而下逐渐降低．这表明龙滩水库蓄水后，地下5～13 km以碳酸盐岩为主的震旦系—古生界地层 成为地表水体附加水头压力向深部扩散的主体层位．

根据广义有效应力定律(Biot， 1941，1956)，在水库加卸载及渗透过程中，库底岩体和断层的宏观力学响应可以由有效应力张量σ′ _ij的变化来描述．通过有限元数值计算，我们可以获得每个节点在水库蓄水前后有效附加应力张量的变化量Δσ′ _ij，结合库区主要断层的产状参数，并选取断层面上的摩擦系数为0.6，由公式(8)和(9)可以计算出断层面有效 附加正应力变化量Δσ′ _n、有效附加剪应力变化量Δτ′ _n 及库伦应力变化量ΔCFS．Δσ′ _n和Δτ′ _n对断层稳定性的影响可以通过ΔCFS进行定量描述，若ΔCFS为正值，则表明断层滑动危险性增大；反之，则表明断层趋于稳定，更加安全．

图 5为5个典型计算时步库区主要断裂有效附 加正应力、剪应力和库伦应力变化的云图，可以看出：

(1)Δσ′ _n变化显著的区域主要分布在连通库底且渗透性较好的F2、F3、F4、F6、F8断裂上(图 5中a、d、g、j、m)，在F2断裂中段与油拉河交汇、F3断裂南端与红水河交汇、F4断裂与红水河和牛河交汇、F6和F8断裂与布柳河交汇的段落的下方(图 1、图 5)，沿断裂的倾向由浅及深，Δσ′ _n随水库的不断蓄水逐渐由压应力状态转变为张应力状态，其时空演化与图 4中地表水体附加水头压力沿断裂面向深部扩散的图像相似，表明孔隙压力扩散对这些断裂Δσ′ _n的变化产生了重要的影响；F9断裂分布在水库淹没区以外，没有与库底建立直接的水力联系，其孔隙压力响应相对微弱，但是水库蓄水后，坝首—达良—坡结库段的淹没区恰好位于该断裂中北段的断层上盘，在水库蓄水过程中主要受库体重力荷载作用的控制，该断裂中北段Δσ′ _n呈现出压性变化的状态；在渗透性弱的F1、F5、F7断裂穿过水库淹没区的部位，Δσ′ _n呈现断裂浅部张性变化、深部压性变化的状态．

图 5

Fig. 5

图 5 5个典型计算时步有效附加正应力(左列)、剪应力(中间列)和库伦应力(右列)变化云图 Fig. 5 Cloud picture of the effective additional normal stress(left column)，shear stress(middle column) and Coulomb failure stress(right column)in 5 typical calculation time steps

(2)Δτ′ _n主要与库体重力荷载作用的强弱及断裂的运动性质有关．F2、F3、F4断裂以走滑运动为主，兼有正倾滑运动分量，Δτ′ _n在穿越库水淹没区的断裂段明显增大，最大可以影响到地下十几km，并随深度的增加影响范围逐渐向横向拓展；F9断裂以正倾滑运动为主，受坝首—达良—坡结库段库体荷载作用的控制，该断裂中北段Δτ′ _n明显增大；F6、F8断裂为逆断走滑运动性质，单纯库体荷载作用会抑制断裂的错动，Δτ′ _n相应为负的变化(图 5中b、e、h、k、n)．

(3)ΔCFS的时空演化受Δσ′ _n和Δτ′ _n的控制．在空间分布上，F2断裂中段与油拉河交汇、F3断裂南端与红水河交汇、F4断裂与红水河和牛河交汇的断裂段ΔCFS变化最为显著，这些区域也恰恰是Δσ′ _n张性变化区和Δτ′ _n增加区的叠合部位；F6和F8断裂与布柳河交汇断裂段的下方为Δσ′ _n张性变化区和Δτ′ _n减小区，F9断裂中北段的下方为Δσ′ _n压性变化区和Δτ′ _n增加区，这些断裂段ΔCFS变化相对较弱，但仍为ΔCFS增加的区域；库区其他断裂 Δσ′ _n和Δτ′ _n变化均较弱，ΔCFS变化也不明显．此外，不同断裂ΔCFS变化较大的区域的分布形态亦有所差异，F2、F3、F8断裂呈现上宽下窄“V”字形，F4断裂横向变化不大、纵向随深度的增加而衰减，F9断裂中北段自上而下变化不大(图 5中c、f、i、l、o)．在时间演化上，孔隙压力响应比较显著的F2、F3、F4、F6、F8断裂，ΔCFS随附加水头压力沿断层面向深部的扩散而快速升高，大致在蓄水810天后(第9个计算时步)，ΔCFS影响的深度达到断裂最深处(地下13 km左右)，此后ΔCFS影响的范围和深度没有大的变化；在水库蓄水过程中，F9断裂中北段ΔCFS仅表现出不同加卸载时间步数值上的变化，而ΔCFS影响的范围和深度几乎无变化(图 5中c、f、i、l、o)．

为进一步分析不同断裂孔隙压力、有效附加正应力、剪应力和库伦应力响应的时序特征，我们分别在F2、F3、F4、F8和F9断裂上设置了观察点S1—S10，其中：S1、S3、S5、S7、S9观察点埋藏在地下 3 km左右，S2、S4、S6、S10观察点大致位于地下7 km，S8观察点的埋藏深度大致为6.5 km(图 2b)．

图 6a为不同观察点孔隙压力响应的时序曲线，可以看出：(1)位于连通库底且渗透性较好的F2、F3、F4、F8断裂浅部的观察点(S1、S3、S5、S9)，在水库蓄水初期孔隙压力响应迅速，随库水位的抬升而快速升高，大致在蓄水后900天(第10个计算时步)，S1、S3、S5、S9观察点的孔隙压力值分别达到0.39、0.57、0.44 MPa和0.31 MPa，此后随库水位的季节性波动而起伏变化；相比而言，这些断裂深部观察点(S2、S4、S6、S10)的孔隙压力响应幅度明显降低，整体呈对数型上升变化，在蓄水1710天之前(第19个计算时步)的时段，孔隙压力 上升速率相对较快，此后，S2、S4、S6、S10观察点的 孔隙压力值分别维持在0.15、0.24、0.23 MPa和0.16 MPa的水平上，没有明显的上升．(2)由于F9断裂没有与库底建立直接的水力联系，其浅部观察点S7和深部观察点S8的孔隙压力响应均不明显，最大值仅为0.03 MPa和0.01 MPa．(3)各观察点孔隙压力变化的另一个重要特征是滞后于附加水头的变化，距离库底越远，滞后现象就越突出．

图 6

Fig. 6

图 6 不同观察点孔隙压力、有效附加正应力、有效附加剪应力和库伦应力变化曲线 a: 孔隙压力； b: 有效附加正应力； c: 有效附加剪应力； d: 库伦应力． Fig. 6 The change of pore pressure，effective additional normal stress，effective additional shear stress and Coulomb failure stress in different viewpoints a: Pore pressure; b: Effective additional normal stress; c: Effective additional shear stress; d: Coulomb failure stress.

图 6b为不同观察点有效附加正应力的时序变化曲线，可以看出：(1)各观察点Δσ′ _n变化不同程度地受孔隙压力变化的控制．位于F2、F3、F4、F8断裂浅部的观察点(S1、S3、S5、S9)，在水库蓄水初期，Δσ′ _n伴随着孔隙压力的升高而升高，大致在蓄水后 900天(第10个计算时步)，其数值分别达到0.035 MPa、 0.018 MPa、-0.066 MPa和0.047 MPa，此后基本维持在这一应力水平上，没有明显的升高；这些断裂深部的观察点(S2、S4、S6、S10)，孔隙压力响应相对较弱，Δσ′ _n随时间持续上升的趋势也相应变弱，研究时段内大都维持在压应力状态．F9断裂孔隙压力响应微弱，故无论是其浅部的观察点S7还是深部的观察点S8，Δσ′ _n均未表现出随时间上升变化的趋势．(2)各观察点Δσ′ _n均表现出随库水位升降(图 3)同步反向变化的形态，表明Δσ′ _n变化同时受到库体荷载作用的影响，库体重力荷载越大，Δσ′ _n压性变化的幅度就越大；反之，压性变化的幅度就越小．(3)Δσ′ _n变化幅度与观察点埋藏深度有关，观察点埋藏深度越浅，受地表水体加卸载和渗透作用的影响就越大，Δσ′ _n变化的幅度就越大；反之，Δσ′ _n变化的幅度就越小．

图 6c为不同观察点有效附加剪应力的时序变化曲线，可以看出：(1)Δτ′ _n表现出与库体重力荷载同步变化的趋势，没有因为孔隙压力的持续升高而发生趋势性的变化，这表明Δτ′ _n变化主要受库体重力荷载作用的控制，与断层孔隙压力响应没有直接的联系．(2)Δτ′ _n变化形态与断裂运动性质有关．F2、F3、F4、F9断裂具有正倾滑运动的分量，库体荷载作用会有利于断裂的正断错动，这些断裂上的观察点(S1—S8)，Δτ′ _n均为正值，与库体重力荷载同步同向变化；F8断裂具有逆倾滑运动的分量，库体荷载作用会抑制这些断裂的逆断错动，该断裂上的观察点(S9、S10)，Δτ′_n均为负值，与库体重力荷载变化方向相反．(3)若将27个计算时步Δτ′ _n的平均值作为评价观察点处断层面剪应力变化大小的指标，浅部观察点(S1、S3、S5、S7、S9)剪应力的变化量分别 为0.087、0.093、0.116、0.124、-0.008 MPa，深部观察点(S2、S4、S6、S8、S10)剪应力的变化量分别为0.072、0.089、0.112、0.118、-0.004 MPa，表明Δτ′ _n随观察点埋藏深度的增加而衰减，但库体下方3～7 km范围内的衰减并不显著．

图 6d为不同观察点库伦应力的时序变化曲线，可以看出：(1)ΔCFS变化受观察点处库体重力荷载作用强弱及孔隙压力响应大小的控制，并与断裂的运动性质有关．F2、F3、F4断裂的孔隙压力响应水平较高，且具有正倾滑运动的分量，无论是库体重力荷载作用还是地表水体附加水头压力扩散作用，均有利于ΔCFS的增加，故分布于这些断裂上的观察点(S1—S6)均表现出ΔCFS总体变化趋势与孔隙压力响应一致，局部起伏变化形态与Δτ′ _n同向同步的特点；F8断裂的孔隙压力响应水平也比较高，但是具有逆倾滑运动的分量，单纯库体重力荷载会抑制断裂的错动，故S9、S10观察点ΔCFS总体变化趋势与孔隙压力响应一致，局部起伏变化形态与Δτ′ _n同步反向；F9断裂以正倾滑运动为主，孔隙压力响应微弱，ΔCFS主要受库体荷载作用的控制，S7、S8观察点仅表现出与Δτ′ _n同向同步起伏变化的形态．(2)位于连通库底且渗透性较好的F2、F3、F4、F8断裂上的观察点，ΔCFS变化趋势与孔隙压力响应曲线相似，具有“先快后慢”的特点．这些断裂浅部的S1、S3、S5、S9观察点，在水库蓄水初期ΔCFS上 升快，大致在蓄水后900天(第10个计算时步)ΔCFS 分别达到0.113、0.111、0.086和0.021 MPa，此后升速明显变缓；断裂深部观察点的ΔCFS在蓄水1710天(第19个计算时步)之前的时段升速较快，分别达 到0.068、0.067、0.080和0.029 MPa，之后逐渐变缓．

在龙滩水库加卸载及渗透过程中，库区主要断裂的孔隙压力、有效附加正应力、剪应力和库伦应力都发生了不同程度的变化，这些变化到底会对库区地震活动产生何种影响？为研究此问题，有必要首先了解龙滩水库蓄水前后库区地震活动的特征．

据历史记载，自公元19世纪到1969年，龙滩库区共发生M_S3.0级以上地震7次，最大为1875年6月8日乐业6 ¹/ ₂级地震，此次地震震中距坝址约56 km(史水平等，2009)．自1970年有仪器记录地震以来至2002年，区域发生的地震基本上分布在库区外围，其中1983年乐业县马庄乡发生了一次震群活动，最大地震为M_S4.6级．2003年至2005年期间发生的地震主要集中在大坝周围，由于龙滩水库于2003年开始截流施工，推测这些地震很可能是大坝建设工程施工放炮或大坝建设过程导致的，由于当时水库周围没有地震台站，这种推测需要更多的调查来证实(陈翰林等，2009)．2006年9月30日龙滩水库开始蓄水，伴随着水位的快速上升，库区开始出现频繁的小震活动，截至2013年5月26日，共记录M_L0.0级以上地震3682次，其中，M_L1.0～1.9级837次，M_L2.0～2.9级128次，M_L3.0～3.9级8次，M_L4.0～4.9级3次，分别是2007年3月7日罗妥M_L4.0级、2007年7月17日天峨M_L4.5级和2010年9月18日罗妥M_L4.8级地震．我们利用龙滩水库数字遥测地震台网(包括12个固定地震台站和1个中继站)的记录波形数据，采用双差法与波形互相关技术，对2006年9月30日至2013年5月26日库区发生的地震进行了精确定位，共获得精定位地震3074个，占地震总数83.5%．从精定位结果来看，水平向最大误差为76.6 m，垂直向最大误差为88.8 m，明显优于台网定位结果．图 1是根据精定位结果绘制的库区地震震中分布图，可以看出，龙滩水库蓄水后地震活动呈现出明显的丛集性，主要分布在罗妥(丛Ⅰ)、八茂(丛Ⅱ)、拉浪(丛Ⅲ)、坝首(丛Ⅳ)和布柳河(丛Ⅴ)5个水库蓄水后淹没的深水区．其中：地震丛Ⅰ分布于红水河流域罗妥至下老一带，F3断裂沿NNE向穿过该丛，地震优势走向NW，库区蓄水以来发生的3次M_L4.0级以上地震中有两次位于该丛，最大为2010年9月18日M_L4.8级地震，也是水库蓄水以来迄今为止最大的地震；地震丛Ⅱ分布于F2断裂与油拉河交汇处的八茂附近，呈NW向优势展布，小震众多，最大为2008年6月20日M_L3.2级和2010年10月7日M_L3.2级地震；地震丛Ⅲ分布于拉中—纳沙一带，F4断裂穿过该丛，并被蓄水后的牛河水域所淹没，该丛地震呈NEE向优势展布，小震也比较多，最大为2010年1月25日M_L3.0级地震；地震丛Ⅳ分布于拉当—坡结一带，靠近F9断裂及龙滩大坝，距坝址最近，最大地震为2007年7月17日M_L4.5级地震，自蓄水开始，该带地震一直非常活跃，地震分布走向与F9断裂走向一致；地震丛Ⅴ分布于大坝以南布柳河河面较为宽阔的纳宜西岸，F8断裂与布柳河交汇处附近，1983年12月5日乐业县马庄乡M_L4.8级地震以北，该丛地震分布与F8断裂的走向吻合，无论频度还是强度均为5个地震丛中最弱的一丛，最大为2007年6月21日M_L2.8级地震(图 1)．

由数值模拟结果可知，F2断裂中段与油拉河交汇、F3断裂南端与红水河交汇、F4断裂与红水河和牛河交汇、F6和F8断裂与布柳河交汇的断裂段及F9断裂中北段，是龙滩水库蓄水后ΔCFS增加最明显的断裂段(图 6)．通过与图 1的对比不难发现，这些断裂段恰恰是水库蓄水后地震活动最为密集分布的部位，而ΔCFS的影区和增幅较小的断裂或断裂段几乎没有地震发生，这表明库区地震活动与水库加卸载及渗透过程中库底断层稳定性的变化密切相关．前期研究表明，RIS的发生不仅与库底先存断裂等大型结构面有关，而且还受控于断裂与围岩的组合形式，以及围岩体中裂隙发育程度、岩性变化等反映的岩体力学性质与渗透性能不均匀性(周斌，2010)．龙滩水库蓄水后，围岩体的稳定性到底发生了怎样的变化？这种变化又与地震活动之间存在何种关系呢？由于目前尚难对库区地下岩体中裂隙、节理、劈理、层理等低级别结构面的几何参数做出准确的统计，本文设定一种比较理想的模型进行计算．我们对龙滩库区中、小地震震源机制的求解结果和陈翰林等(2009)的研究结果均显示，现今龙滩库区整体上处于以剪切为主的构造应力环境中，主压应力以NWW-SEE向为主，可以假设在现今构造应力环境中，库底岩体中处处存在着走向230°、倾角80°、滑动角-165°的次级结构面．图 7a是第24个计算时步(水库蓄水后第2160天)海拔-3 km水平面累积ΔCFS变化的图像，图 7b是该计算时步海拔-7 km水平面的累积ΔCFS变化图像；同时，我们 把水库蓄水2160天之前震源深度小于等于5 km和大于5 km的地震分别投影到图 7a和图 7b中．可以看出，无论浅部还是深部，F2断裂中段与油拉河交汇、F3断裂南端与红水河交汇、F4断裂与红水河和牛河交汇、F6和F8断裂与布柳河交汇的断裂段附近的岩体中，以及F9断裂中北段位于断层上盘的岩体中，ΔCFS增加显著，如果库底同一深度岩体的初始应力积累水平大致相同的话，无疑这些ΔCFS增加显著的岩体中的次级结构面就更易破裂失稳．从库区浅部和深部(以地下5 km为界限)地震发生的实况来看，水库蓄水后围岩体(次级结构面)ΔCFS显著增加的区域也恰恰是地震活动最密集的区域，这就进一步印证了水库蓄水后ΔCFS变化在诱发库区地震活动方面发挥了重要的作用．

图 7

Fig. 7

图 7 龙滩库区深、浅部地震分布与库伦应力变化(第24个计算时步)的关系 (a)震源深度小于等于5 km地震分布与海拔-3 km水平面ΔCFS变化的图像；(b)震源深度大于5 km地震分布 与海拔-7 km水平面ΔCFS变化的图像；(1)—(6)、F1-F9同图 1． Fig. 7 Relationship between earthquake distribution in deep and shallow stratums and coulomb stress changes in twenty-fourth time step in the Longtan Reservoir areas (a)Earthquake distribution of focal depth less than or equal to 5 km and ΔCFS change image on elevation of -3 km level;(b)Earthquake distribution of focal depth more than 5 km and ΔCFS change image on elevation of -7 km level;(1)—(6) and F1—F9 is same as notes in Fig. 1.

从龙滩水库蓄水后库区地震震源深度分布来看，地震丛Ⅰ至地震丛Ⅴ的震源深度分布范围分别为0.3~11.3 km、0.1~10.2 km、0.2~11.7 km、0.6~12.7 km、0.8~9.4 km，优势深度分别为6~9 km、4~9 km、5~9 km、5~9 km和6~8 km(图 8b—f)．尽管不同地震丛震源深度分布的范围和优势深度稍有差异，但地震全部发生在地下13 km以内，并总体优势分布在地下5~10 km的层位却是存在的事实(图 8a)．由上文数值模拟结果分析可知，在龙滩水库蓄水过程中，地表水体附加水头压力向深部扩散的最大影响深度为13 km，震旦系—古生界以碳酸盐岩为主的地层为附加水头压力扩散的主体层位．对比发现，附加水头压力扩散的最大深度和主力层与震源深度分布的实际情况基本一致，这意味着孔隙压力扰动对控制水库地震的发生起到了重要的作用，由于孔隙压力的存在降低了岩石的抗剪强度，同时部分抵消了围压的影响，致使岩体易于产生脆性破坏从而诱发库区地震活动．当然，这一可能的解释并不是对所有地震丛都是适用的，地震丛Ⅳ深部的岩体没有通过渗透性高的断裂与地表水体建立直接的水力联系，孔隙压力响应相对微弱，显然该丛地震的发生与附加水头压力扩散关系不大．此外，通过对比图 7a和图 7b还可以看出：地下5 km以内发生的地震，震级均小于M_L3.0级，且主要分布在ΔCFS增幅大于0.06 MPa的区域；震源深度5～13 km的地震，绝大多数位于ΔCFS增幅大于0.01 MPa的区域，且震级大于M_L 3.0级的地震均位于F2、F3、F4、F9断裂在深部延展的位置附近(图 7b)，为何会出现这种现象，我们将在下文做进一步的讨论．

图 8

Fig. 8

图 8 龙滩水库蓄水后库区地震震源深度分布图 (a)全部地震；(b)地震丛Ⅰ；(c)地震丛Ⅱ；(d)地震丛Ⅲ；(e)地震丛Ⅳ；(f)地震丛Ⅴ． Fig. 8 Focal depth distribution map of earthquakes taken place after water storage in the Longtan Reservoir areas (a)Total earthquakes;(b)Earthquake clusters Ⅰ;(c)Earthquake clusters Ⅱ;(d)Earthquake clusters Ⅲ; (e)Earthquake clusters Ⅳ;(f)Earthquake clusters Ⅴ.

为分析龙滩水库蓄水后，库区不同深度地震活动的时间演化规律及其与水库加卸载及渗透过程的关系，我们分别绘制了5个地震丛浅部(地下5 km以内)和深部(地下5~13 km)地震时间序列M-T图、各丛地震对应主要断裂的浅部观测点(图 2b中S1、S3、S5、S7、S9)和深部观测点(图 2b中S2、S4、S6、S8、S10)ΔCFS动态变化曲线及库水位动态变化曲线(图 9)．

图 9

Fig. 9

图 9 各地震丛集区深、浅部地震M-T图与对应观测点库伦应力变化曲线 蓝色线为相对于2006年9月30日基准水位(海拔高度约225.6 m)的坝前水位变化；红色线为ΔCFS变化；墨绿色线为M-T图中的地震震级；(a)、(c)、(e)、(g)、(i)分别为地震丛Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ、Ⅳ、Ⅴ中震源深度小于等于5 km地震的M-T图及与之对应S1、S3、S5、S7、S9观测点的ΔCFS时序变化曲线；(b)、(d)、(f)、(h)、(j)分别为地震丛Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ、Ⅳ、Ⅴ中震源深度大于5 km地震的M-T图及与之对应S2、S4、S6、S8、S10观测点的ΔCFS时序变化曲线． Fig. 9 M-T diagram of the earthquakes respectively taken place in each earthquake cluster and respectively distributed in deep and shallow stratums， and the sequential variation curve of coulomb stress in the corresponding observation point The blue line expresses water level changes in front of the dam compared with the baseline level(altitude 225.6 m)in September 30，2006; The red line expresses sequential variation of ΔCFS; The blackish green line expresses earthquake magnitude in M-T diagram;(a)，(c)，(e)，(g)，(i)respectively includes M-T diagram of the earthquakes taken place in the Earthquake cluster Ⅰ，Ⅱ，Ⅲ，Ⅳ，Ⅴ and focal depths less than or equal to 5 km， and also respectively includes sequential variation of ΔCFS in the corresponding observation point S1，S3，S5，S7，S9;(b)，(d)，(f)，(h)，(j)respectively includes M-T diagram of the earthquakes taken place in the Earthquake cluster Ⅰ，Ⅱ，Ⅲ，Ⅳ，Ⅴ and focal depths more than 5 km， and also respectively includes sequential variation of ΔCFS in the corresponding observation point S2，S4，S6，S8，S10.

由图 9中不同深度地震时间序列M-T图可以看出：库区浅部小震活动总体上表现出对水库加卸载及渗透作用滞后响应的特征，除地震丛Ⅳ外，其他4丛地震主要发生在第2个蓄水时段(2008年5月21日－2009年6月27日)，该时段坝前水位达到蓄水以来迄今为止的最高值，之后地震强度和频次均缓慢衰减．相比而言，库区深部地震活动对水库加卸载及渗透作用的响应速度更快、强度也更大，除丛Ⅲ外，其余4丛在水库蓄水后不久就发生了响应性地震，丛Ⅰ和丛Ⅳ分别发生了2007年3月7日罗妥M_L4.0级和2007年7月17日天峨M_L4.5级地震；从深部地震序列时间分布来看，除丛Ⅳ外，其它4丛地震主要发生在前4个蓄水时段(2006年9月30日—2011年6月7日)，在每个蓄水时段中库水位的峰值附近，地震活动强度相对较大，频度也较高，最后一个蓄水时段(2011年6月8日—2013年5月26日)，无论是地震频度还是强度都有明显的衰减． 丛Ⅳ无论是浅部还是深部，地震活动随时间逐渐衰减的现象较其他4丛表现的更为不明显．分析认为，库底深、浅部地震活动之所以会表现出上述差异，可能与不同深度岩体孔隙压力响应的强弱有关．由上文数值模拟计算结果可知，位于地震丛Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ、Ⅴ浅部的观察点(S1、S3、S5、S9)，在前2个蓄水时段孔隙压力响应迅速，第2个蓄水时段结束后孔隙压力并无显著的抬升；位于地震丛Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ、Ⅴ深部观察点(S2、S4、S6、S10)的孔隙压力响应相对滞后，在前4个蓄水时段孔隙压力抬升速率较快，最后一个蓄水时段孔隙压力总体上无明显的变化．丛Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ、Ⅴ不同深度岩体中的孔隙压力响应特征与对应深度范围内地震时间分布特征非常吻合，这可能表明与水库存在直接水力联系且渗透性较好的岩体中，孔隙压力响应在一定程度上控制了地震活动的时间演化，孔隙压力快速抬升的时段，地震随之密集发生，孔隙压力响应减缓的时期，地震活动随之衰减．

上文分析表明，龙滩水库蓄水后，各地震丛所在区域不同深度岩体中ΔCFS的增幅存在着较大的差异，海拔-3 km(大致相当于地表以下4 km)浅部岩体中的小震活动主要分布在ΔCFS增幅大于0.06 MPa的区域，海拔-7 km(大致相当于地表以下8 km)深部岩体中的中、小地震大多位于ΔCFS增幅大于0.01 MPa的区域，由图 9中也可以看出，在同一蓄水时刻各地震丛浅部ΔCFS的增幅也明显高于深部；但对比地震发生的实况来看，浅部岩体比深部岩体中地震活动的频度和强度反而低，地震响应速度也明显滞后，这又是为什么呢？我们如果不考虑构造应力场，仅涉及重力场，并假设地下岩石均质各向同性，岩石密度为2.3 g·cm^-3，泊松比为0.25，则在上覆岩层重力作用下，地下4 km的垂直 向和水平向地应力分别为90.16 MPa和30.05 MPa，地下8 km的垂直向和水平向地应力分别为180.32 MPa和60.11 MPa．中国大陆科学深钻内测得的钻孔地 应力显示，在5 km深度最大主应力值为160.5 MPa(王连捷等，2006)．相比而言，即使在蓄水水位最高时，库底ΔCFS的变化量也远低于背景应力值．换言之，库区应变能积累已达到临界状态是诱发地震活动的必要条件，库伦应力增加大的地方，如果原来的应力水平较低，未必就是未来发生地震的地方；库伦应力增加虽然不太大，但是原来应力水平已经很高，则也可能是未来的震源(程惠红等，2012)．下面来看一下龙滩水库的情况：首先，就岩体力学性质而言，库区地下5～13 km范围内主要沉积了震旦系—上古生界以碳酸盐岩为主的脆性岩体，地下5 km以上主要沉积了三叠系—第四系类复理石和碎屑岩等延性岩体．脆性岩体较延性岩体更容易聚集弹性应变能，原位地应力高于延性岩体，特别是对于脆性岩体中的先存断裂等结构面，在构造应力积累过程中最易达到临界状态，这样在较小的应力扰动下就可能引发脆性破裂，释放掉较大的地震应变能，故水库蓄水后库区发生的M_L3.0级以上地震均位于被深部脆性岩体所围限的主要断裂附近；相比之下，延性岩体要达到破裂失稳条件就需要更高的累积库伦应力增量，地震响应时间也相对要滞后．其次，就岩体渗透性而言，深部脆性岩体构造节理、裂隙发育，渗透性能较好且表现出非均一性和各向异性，特别是脆性岩体中导水性断裂构造的发育为水的渗透循环创造了更为有利的条件，这样在库水附加水头压力扩散作用下，容易引起孔隙压力特定方向和特定部位的增高，从而诱发地震活动．此外，岩溶地层中水的化学作用对水库诱发地震起到了重要的作用(Chen et al., 1998; Hu， et al.， 1995)，我们在数值模拟计算时没有考虑水的弱化作用，实际上岩溶作用可以通过弱化间断面来降低断层摩擦系数，致使实际ΔCFS增量值高于计算值，这也可能是深部岩体中地震活动频度和强度相对较高、地震响应速度相对较快的原因之一．

理论推导和室内岩石力学实验证实，加载速率对岩石材料的破坏模式及声发射率有着重要的影响，随着加载速率的增加，破坏了低应变速率下材料破损优势剪切带的发展，使得剪切破坏范围不断扩大，裂纹更容易实现失稳扩展，声发射活动也更加强烈(席道瑛等，1994；万志军等，2001；尹小涛等，2010)．目前，针对这一理论国内外尚少见野外大尺度现场试验的验证．从龙滩水库各丛地震时间序列演化与深、浅部观测点ΔCFS动态变化曲线(图 9)的对比分析来看，无论是深部还是浅部，各丛地震密集发生的时段绝大部分与相应深度观察点处ΔCFS加速升高或阶段性高值时段相重叠，也就是说，在库水位快速抬升或阶段性高值时段，受外部荷载加载速率快速升高的影响，库底岩体和断层、裂隙等结构面更容易实现失稳扩展，更易诱发地震活动，这一观测事实也从更大尺度上印证了加载速率变化对岩石(体)破坏失稳的重要作用．关于水库水位变化率与库区诱发地震活动之间的关系问题，早在20世纪80年代，Gupta等(1983)就提出水位增加速率与高水位持续时间可能是水库地震活动诱因的观点；Pandey和Chadha(2003)通过对印度柯依纳库区孔隙压力传播的模拟，提出水位变化速率达到5天内升高1ｍ，则5%～15%的附加水头压力(约0.075～0.225 MPa)将能够沿着垂直断层传播到震源处，在原本存在预应力断层的柯依纳地区，这些小的应力扰动足以诱发地震．因此，库水位快速抬升或阶段性高值时段是最易诱发水库地震活动的时段，其实质是外部荷载加载速率的升高使得库底岩体ΔCFS加速变化，岩体剪切破坏范围随之不断扩大，更易实现失稳扩展，这一认识对于科学指导水库地震预测预报具有重要的意义．由于建库后，库水的加卸载及渗透作用改变了原处于动态平衡中的自然条件，产生了新的不平衡，要达到新的平衡就必然产生调整，这个调整过程就是一个地震孕育过程．由图 9也可以看出，经过多年的调整，龙滩水库库底岩石介质的孔隙压力响应和ΔCFS变化已趋于稳定，如果没有库水位快速的变化，未来一段时间库区发生更大级别地震的可能性不大．

从国内外已有的研究成果来看，一般把RIS诱震机制归纳为水库重力荷载作用、孔隙压力扩散作用和库水浸润弱化作用三个方面，其中：水库重力荷载作用使库底岩体发生弹性位移，从而改变了断层面上的正应力和剪应力，这种变化有利于正断类型地震的发生，而对逆断型地震的发生起抑制作用，对走滑型地震的发生影响不大(Grouph and Gouph， 1970; Kanamori and Rivera， 2004)；地表水体水头压力向深部的扩散作用会造成断层面上孔隙压力的改变，此变化对剪应力并无直接影响，但孔隙压力的增加会降低断层面上的法向有效应力，从而降低了断层的抗剪强度，促使断层破裂失稳(Bell and Nur， 1978; 沈立英，1989; 周斌等，2010)；库水浸润弱化作用会降低浸水后岩石的强度和断层的摩擦系数，致使岩石更易破裂失稳(Hu et al., 1995; 秦四清和张倬元，1995; Chen et al., 1998)．以上三种作用是相互关联的，但对不同水库库区，甚至同一库区的不同地点，各自的作用可能有别．从国内外的情况看，虽然许多水库蓄水后诱发了地震，但也有不少水库蓄水后未诱发地震，即使诱发了地震，其特征往往有别，这表明论及水库诱发地震的机理离不开水库本身的情况．

鉴于不论是从龙滩库区地震活动的时空分布与蓄水过程的关系，还是从有限元数值模拟结果的分析来看，蓄水后所发生的大量地震是由水库蓄水所诱发的，这是肯定的．但其诱发的机理比较复杂，可能并非一些学者(陈翰林等，2009；刘耀炜等，2011；华卫等，2012；Zhou et al， 2011，2012)提出的孔隙压力扩散作用和库水浸润弱化作用就能够完全解释．首先，本项目组及陈翰林等(2009)对龙滩库区中、小地震震源机制的研究结果显示，现今库区最大主应力方向以NWW-SEE为主，倾角接近水平，而最小主应力及中间应力轴的分布则不一致，显示出在近水平的主压应力背景下，龙滩库区局部应力场的非一致性．在此构造应力环境下，库区断裂构造总体呈现出以走滑为主，局部伴生不同程度逆倾滑或正倾滑分量的运动性质．现场地震地质调查也证实，5个地震丛所在区域主要断裂的运动性质存在差异，F2、F3、F4断裂以正断走滑为主，F6、F8断裂以逆断走滑为主，F9断裂以正倾滑为主、兼有走滑运动的分量．因此，水库蓄水后，库体附加重力荷载对库底不同运动性质断裂的作用效果会存在差异．其次，库区不同部位深部岩体的孔隙压力响应亦存在差异．丛Ⅰ、丛Ⅱ、丛Ⅲ、丛Ⅴ深部的岩体可以通过渗透性较高的断裂与地表水体建立直接的水力联系，孔隙压力响应比较显著，而丛Ⅳ深部的岩体没有与地表水体建立直接水力联系的通道，孔隙压力响应并不明显，这一点从近期詹艳等(詹艳等，2012；王立凤等，2010)在龙滩库区开展的大地电磁探测结果也可以得到进一步的佐证．第三，从本文有限元数值模拟的结果来看，水库重力荷载作用对丛Ⅰ、丛Ⅱ、丛Ⅲ、丛Ⅳ地震的发生起到了不同程度的促进作用，对丛Ⅴ地震的发生起到了一定程度的抑制作用；孔隙压力扩散作用促进了丛Ⅰ、丛Ⅱ、丛Ⅲ、丛Ⅴ地震的发生，而对丛Ⅳ影响不大．综上所述，由于龙滩库区不同部位的局部地应力环境、断裂构造、地层岩性、渗透条件等方面的差异，各丛地震诱发的物理力学机制有所不同．丛Ⅰ、丛Ⅱ、丛Ⅲ地震的诱发可能与库体重力荷载、孔隙压力扩散和库水浸润弱化3种作用都有关；丛Ⅳ地震的诱发主要受控于库体重力荷载作用，孔隙压力扩散和库水浸润弱化不起主导作用；丛Ⅴ地震的诱发主要受孔隙压力扩散和库水浸润弱化作用的影响，库体重力荷载作用一定程度上抑制了地震的发生．

(1)在大地构造上，龙滩库区及邻近区域位于华南褶皱系的二级构造单元右江褶皱带内．库区范围内发育有NW、NNW、NE和近SN向4组断裂，多数在早-中更新世有过活动，断裂破碎带发育，不同程度地具有使地表水体向深部渗流的通道性．库区地层发育较为复杂，可划分为基底和盖层两大部分，基底为浅变质的绿片岩相，盖层包括震旦纪—早古生代地槽型沉积、晚古生代准地台型沉积、中新生代再生地槽—陆缘活动带盆地型沉积3大序列．震旦系—古生界地层绝大部分为碳酸盐岩建造，岩溶、裂隙发育程度较高，渗透性较好；三叠系及以上地层 主要为类复理石和陆相碎屑岩建造，渗透性相对较差．

(2)利用龙滩水库数字遥测地震台网记录波形数据，采用双差法与波形互相关技术，对2006年9月30日至2013年5月26日期间库区发生的地震进行了精确定位，结果显示：在空间分布上，龙滩水库蓄水后地震活动呈现出明显的丛集性，主要分布在罗妥(丛Ⅰ)、八茂(丛Ⅱ)、拉浪(丛Ⅲ)、坝首(丛Ⅳ)和布柳河(丛Ⅴ)5个水库蓄水后淹没的深水区；震源深度均小于13 km，并优势分布在5~10 km的范围内．在时间演化上，以地下5 km为界，库区深、浅部地震活动存在差异，浅部小震活动滞后性响应明显，主要发生在第2个蓄水时段；深部地震活动响应速度更快、频度更高、强度更大，并集中发生在前4个蓄水时段，在最后一个蓄水时段，无论是地震频度还是强度都有明显的衰减．

(3)在水库蓄水过程中，与水库有直接水力联系且渗透性较好的断裂成为地表水体附加水头压力向深部扩散的优势通道，沿此通道附加水头压力扩散影响的最大深度达到地下13 km左右．深部地层中的孔隙压力响应主要与库底先存断裂的渗透性能、断裂与围岩的组合形式及围岩体的渗透不均匀性有关，震旦系—古生界以碳酸盐岩为主的地层成为地表水体附加水头压力向深部扩散的主体层位，由于孔隙压力的存在降低了岩石的抗剪强度，同时部分抵消了围压的影响，致使该层位的岩体易于产生脆性破坏从而诱发地震活动．此外，无论是断裂面上还是围岩体中，ΔCFS增加最明显的区域也恰恰是水库蓄水后地震活动最为密集分布的部位，而ΔCFS的影区和增幅较小的断裂或断裂段几乎没有地震发生，这表明库区地震活动与水库加卸载及渗透过程中ΔCFS的变化密切相关．

(4)从孔隙压力响应来看，地震丛Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ、Ⅴ所在区域不同深度孔隙压力响应存在差异，浅部在前2个蓄水时段响应迅速，之后逐渐趋向稳定，深部在前4个蓄水时段响应速度较快，最后一个蓄水时段总体上无明显的变化，这一孔隙压力响应特征与以上各丛地震时间演化的实况相吻合，表明与水库存在直接水力联系且渗透性较好的岩体中，孔隙压力响应在一定程度上控制了RIS的时间演化；进一步分析认为，深、浅部地震响应时间、活动频度和强度的差异可能与不同层位岩体力学性质与渗透性能不均匀性有关．从库伦应力变化来看，ΔCFS受库体重力荷载作用强弱及孔隙压力响应大小的控制，并与断裂的运动性质有关；通过与各丛地震时间序列M-T图对比分析发现，地震密集发生的时段绝大部分与相应深度ΔCFS加速升高或阶段性高值时段相重叠，可能说明在库水位快速抬升或阶段性高值时段，受外部荷载加载速率快速升高的影响，库底岩体和断层、裂隙等结构面更容易实现失稳扩展，这一认 识对于科学指导水库地震预测预报具有重要的意义．

(5)由于龙滩库区不同部位的局部地应力环境、断裂构造、地层岩性、渗透条件等方面的差异，各丛地震诱发的物理力学机制有所不同．丛Ⅰ、丛Ⅱ、丛Ⅲ地震的诱发可能与库体重力荷载、孔隙压力扩散和库水浸润弱化3种作用都有关；丛Ⅳ地震的诱发主要受控于库体重力荷载作用，孔隙压力扩散和库水浸润弱化不起主导作用；丛Ⅴ地震的诱发主要受孔隙压力扩散和库水浸润弱化作用的影响，库体重力荷载作用一定程度上抑制了地震的发生．

建立符合实际的地质构造模型是有限元模拟工作成功与否的关键．尽管为建立龙滩库区地质构造模型，我们广泛收集了库区及邻区地质构造、地震地质、水文地质与工程地质及深部地球物理反演等方面的成果资料，并赴现场开展了地质调查工作，但由于以往该区域没有开展过深部地球物理探测工作，我们建立的模型仍比较理想化．因此，在有后续资金支持的情况下，有必要开展库区高分辨率深部地球物理探测，建立更为合理的三维地质构造模型，开展进一步的数值模拟研究．