近几十年来，随着工业、生活用电需求激增，以水力发电为目的的大型水库项目在国内外不断兴建.在世界范围内有多个水库在蓄水后记录到破坏性地震的发生，如中国广东新丰江水库于1959年10月20日开始蓄水后一个月就记录到地震活动，1962年3月19日水库水位为110.5 m时发生了M6.1的强震，震源深度约为5 km(秦嘉政等，2009)；印度柯依纳水库1962年建成开始蓄水后，在极少有地震活动的大坝附近地区就连续不断发生地震，水库蓄水保持4个月高水位(约70 m，Lee and Raleigh，1969)后发生了1967年12月11日M6.3地震(Gupta，2002).因水库蓄水导致的水库地震，由于震中位置一般邻近重要水利工程设施，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(周斌等，2010)，因此水库诱发地震(水库触发地震)一直是地震学研究的重要课题之一.考虑到水库蓄水所导致的应力变化，远小于地震释放的应力降，国际上已逐渐改用更为恰当的水库触发地震(reservoir-triggered seismicity，RTS)来描述(Gupta，2002)，本文统一采用水库触发地震一词来替代国内常用的水库诱发地震提法.国内外研究人员对我国的广东新丰江水库、三峡库区、广西龙滩水库等触发地震，从库区触发地震的震源位置及地震活动性、库区深部的速度结构和构造分布等多方面进行了探索研究(如胡毓良和陈献程，1979；Gupta，2002；陈翰林等，2009；廖武林等，2009；马文涛等，2013)，为系统认识水库触发地震机理提供了丰富的约束信息.

云南小湾水库是滇西澜沧江中下游河段梯级电站的龙头水库，水库最大坝高约为292 m，正常蓄水水位高程为1242 m，总库容约149×10⁸ m³；水库库区跨越大理、临沧、保山三个地区，由西支干流澜沧江和东支支流黑惠江组成，库长分别约为178 km和124 km；水库靠近库坝的区域最高海拔约为1160 m，靠近库尾及库区正北的黑惠江流域最高海拔约为1210 m，总体上呈东南低、西北高的地形特点.小湾水库于2008年12月16日开始蓄水，2009年7月水位由蓄水前的996 m上升到1100 m，2010年10月水位上升至1210 m，这两次水位快速上升过程中，库区内部分区域的地震活动频次明显增多(参见图 1).随后小湾水库水位以年为周期在1200 m至1250 m之间周期性变化，库区及水库周边地区保持着较频繁的地震活动.而小湾水库处于构造活动较强烈的地区，库区周边地区时有5级以上破坏性地震活动，距离坝址仅75 km有着7级强震(1652年)的活动记录，库区蓄水以来云南固定地震台网记录到的2012年9月施甸M4.9地震距离库边约50 km.

图 1

Fig. 1

图 1 小湾水库周边活动断裂、地震台站分布及地震活动统计 (a)小湾地震台网记录的震中分布;(b)库区及周边地区震级-频次统计直方图;(c)1965年以来库区地震活动频次;(d)库区M-t关系图(M≥1.0) .图中红色和蓝色圆点表示地震事件，蓝色三角形和正方形分别表示小湾水库台网地震台和云南台网固定地震台，蓝实线为小湾水库库区边界，绿实线为河流，紫线为活动断裂： F1 澜沧江断裂； F2 维西—乔后南支断裂； F3 维西—乔后北支断裂； F4 无量山断裂； F5 昌宁断裂； F6 蒲漂—施甸断裂； F7 柯街断裂； F8 龙陵—瑞丽断裂； F9 怒江断裂； F10 腾冲断裂； F11 龙陵—澜沧断裂； F12 南汀河断裂； F13 红河断裂； F14 大田山断层； F15 水井—功果桥断层. Fig. 1 Distribution of active faults，seismic stations and earthquakes around the Xiaowan reservoir (a)Distribution of epicenters recorded by the Xiaowan Seismic Networks(XSN);(b)Frequency-magnitude distribution from the XSN catalogue;(c)Variation of the frequency of seismicity within the Xiaowan reservoir area since 1965;(d)Magnitude-time relation within the reservoir area(M≥1.0) . The red and blue dots are the recorded earthquakes; the blue lines are the boundaries of the Xiaowan reservoir; the green lines are the rivers in the reservoir area. Active faults: F1 Lancangjiang fault; F2 Weixi-Qiaohou South fault; F3 Weixi-Qiaohou North fault; F4 Wuliangshan fault; F5 Changning fault; F6 Pupiao-Shidian fault; F7 Kejie fault; F8 Longling-Ruili fault; F9 Nujiang fault; F10 Tengchong fault; F11 Longling-Lancang fault; F12 Nantinghe fault; F13 Honghe fault; F14 Datianshan fault; F15 Shuijing-Gongguoqiao fault.

前人研究总结出水库触发地震的主要特征包括地震震级较小，一般不超过5.0级，全球仅有不到20例发生M≥5.0级的水库地震记录；震中分布一般不超过库边10、震源深度一般不超过10 km；地震活动与水库蓄水过程密切相关，最大触发地震多发生在首次达到最高水位之前或之后的2~3个蓄水周期内；水库触发地震的b值相对于本区域构造地震的b值较高(Mekkawi et al.，2004; Do Nascimento et al.，2004; 胡毓良等，1979；丁原章，1989；廖武林等，2009；马文涛等，2013).Simpson等(1988) 根据水库地震和水库水位变化之间的时间关系，将水库触发地震分为快速响应型和滞后响应型二类.水库库区及周边发生的地震活动属于构造地震还是水库触发地震的判定，尤其是位于构造活跃地区的水库周边地震活动的属性判断，如紫坪铺水库(蓄水/放水)与2008年汶川大地震发生的关系问题(如Kerr and Stone，2009；陈颙，2009)，至今仍是个普遍关注和有待解决的科学问题(程惠红等，2012).

鉴于震源深度是确定水库触发地震的重要基础，故本文将对蓄水已长达7年并在高水位运维多个周期的小湾水库，采用近年来广泛应用的双差相对定位方法(Waldhauser and Ellsworth，2000; Yang et al.，2005; Waldhauser and Schaff，2008; Balfour et al.，2012; Diehl et al.，2013; Fang et al.，2015a，2015b；朱艾斓等，2005；李乐等，2007；陈翰林等，2009)，对小湾库区及周边地区的中小地震进行精定位分析.为尽量消除由于人工拾取震相误差对地震定位精度的影响(Schaff et al.，2004)，我们采用结合波形互相关的双差地震定位法来获得高精度的震源位置，并结合地震活动性分析来探讨构造活跃区的水库蓄水与库区周边地震活动的关系，分析库区及周边地区的地震活动特征以及相应的发震机理.

小湾水库库区及周边地区地质构造复杂，活动断裂分布广泛，并伴有相应的岩浆作用及地震活动(参见图 1a).库区出露的地层甚为复杂，其中澜沧江主干流库区出露的地层主要是古生代和中生代沉积岩、变质岩和岩浆岩；黑惠江库区主要出露中生代岩层，在瓦屋一带有大面积三叠系灰岩出露，瓦屋以北主要出露侏罗系和白垩系泥岩、砂岩(毛玉平等，2004).澜沧江断裂带(F1) (任金卫，1993)是库区内的主要断裂构造，按断层走向可分为主要的两段：坝址西永新以北至功果桥为北北西走向，坝址附近为近东西走向；断裂倾向变化较大，总体西倾，倾角70°~80°.澜沧江断裂具有压扭性质，以挤压逆冲为主，破碎强烈，错动、变质现象极为普遍，破碎带宽50~150 m；断裂两侧岩层褶皱强烈，多直立倒转，并且两侧发育有一系列规模不大的北东向张性断层，断层测年结果显示，第四纪以来澜沧江断裂带活动强度逐渐减弱，沿此断裂带无强震发生的历史记录.除了澜沧江断裂以外，通过小湾库区及其附近的主要断裂(邓起东等，2002；及内部资料¹⁾ (1) 北京中震创业工程科技研究院.2009.云南澜沧江小湾水电站工程场地地震安全性评价复核报告.))有：维西—乔后南支断裂带(F2) 、维西—乔后北支断裂带(F3) 、无量山断裂北段(F4) 、昌宁断裂(F5) 、蒲漂—施甸断裂(F6) 、柯街断裂(F7) 、瑞丽—龙陵断裂带(F8) 、怒江断裂带(F9) 、腾冲断裂(F10) 、龙陵—澜沧断裂(F11) 、南汀河西支断裂带(F12) 、红河断裂带(F13) 、大田山断层(F14) 以及水井—功果桥断层(F15) ，断裂构造具体分布见图 1.

为了监测小湾库区及周边地区的地震活动，小湾电站水库地震监测台网于2005年5月建成并先后投入使用(图 1a)，台网共由16个短周期地震台组成，每个台站均安装了24位三分量数字采集器，采样频率100 Hz，数量丰富的台站可以有效地记录库区及附近地区的中小地震活动(邬成栋等，2010)；但这些台站主要沿澜沧江和黑惠江布设在靠近库坝的库区内部，库尾地区及库区外地震活动频繁的巍山及施甸地区台站分布较少，因此我们增加了库区附近的保山台(BAS)、云县台(YUX)及团山台(TUS)等10多个宽频带固定地震台记录的数据以更好地约束定位结果.2008年12月18日小湾水库开始蓄水后，小湾台网记录到的M>0地震数量显著增多，库区内发生的最大地震为2012年9月15日发生于库区北段黑惠江库区的M3.9地震.根据云南省地震局记录的1965年以来小震目录，我们统计了库区内部的地震活动频次(图 1c)和M-t关系(图 1d)，统计结果表明水库开始蓄水后，库区内地震活动频次显著增多，并且在2010—2012年达到高峰.小湾台网及固定台网记录到水库蓄水前后(2005年7月—2014年12月)库区及周边地区(24.5°N—25.5°N，99.0°E—100.5°E)的M>0地震共36836次，其中地震记录基本完整的M≥1.0地震共12481次，最大地震为2012年9月11日发生在库区外大理巍山的M4.9地震(图 1d).小湾地震台网记录的地震震中分布显示，库区附近的保山施甸和大理巍山地区地震活动尤其频繁，而库区内的地震活动主要沿着澜沧江和黑惠江河谷分布.表 1 是我们根据小湾台网和云南台网地震目录分别给出的小湾水库蓄水前(2005年7月至2008年12月)和蓄水后(2009年1月至2014年12月)库区内的M≥0.0、1.0、2.0地震活动频次、年平均频次、最大地震震级统计结果，可以看出蓄水后库区内地震活动频次大约增加了2至4倍.

表 1(Table 1)

表 1 小湾库区蓄水前后的地震活动统计 Table 1 Statistics of seismicity within the Xiaowan reservoir before and after impounding 震级下限 M≥0.0 蓄水前(蓄水后) M≥1.0 蓄水前(蓄水后) M≥2.0 蓄水前(蓄水后) 地震频次 4483(21970) 2112(7138) 98(705) 年均频次 1281(3662) 603(1190) 28(118)

表 1 小湾库区蓄水前后的地震活动统计 Table 1 Statistics of seismicity within the Xiaowan reservoir before and after impounding

小湾库区所处的滇西地区地壳结构横向变化剧烈，而小湾地震台网采用一维速度模型的单事件定位方法给出的地震定位结果，存在较大的定位误差.Waldhauser和Ellsworth(2000) 提出的双差定位法是一种多事件相对定位法，由于利用空间距离相近的两个地震事件到同一台站的震相走时差数据进行定位，可以在一定程度上消除由速度模型偏差引起的定位误差.此外，应用波形互相关分析可计算得到两个空间距离接近、震源机制相似的地震事件到相同台站的高精度走时差，将这些高精度数据用于双差定位，既提高了参与定位的双差数据质量，又增加了参与定位的走时差数据，可以有效地提高地震定位精度.

波形互相关是利用了“发震机理相同且传播路径相似的地震具有相似的波形”的原理，通过计算一对空间距离较近的地震到同一台站的地震波形的互相关系数，计算地震对相同震相的走时差.波形互相关技术可使部分震相走时差精度达到波形数据采样间隔的精度(一般为百分之一秒)(Schaff and Richards，2004; 黄媛，2008).互相关分析得到的双差数据的应用，很大程度上可以解决传统定位方法中由于速度结构不够准确而造成地震定位的矢量分散问题.

我们对有波形记录的12165次M≥1.0地震的波形数据进行了P、S波震相互相关分析.在计算互相关系数之前，首先对波形记录在1~10 Hz频率范围内进行带通滤波，然后截取时间窗长度为1.5 s的Pg波震相(Pg波到达之前0.5 s，到达之后1.0 s)及时间窗长度为2.5 s的Sg波震相(Sg波到达之前0.5 s，到达之后2.0 s)分别进行互相关分析.为了获得更加精确可靠的走时差数据，我们选取同时具有3个台站以上(包括3个)的地震对走时差数据用于双差定位.本研究最终获得了7030次M≥1.0地震的波形互相关系数大于0.8的272162条P波走时差数据及155722条S波走时差数据.图 2是永新台(YXT)记录到的多个空间距离很近的地震(左图，红色圆)和模板事件(蓝色圆)的P波互相关系数大于0.8的波形记录(右图)，不同地震事件在同一台站记录的波形具有很高的相似性.

图 2

Fig. 2

图 2 永新台(YXT)记录的部分地震事件波形互相关分析示意图 (a)互相关地震事件和台站分布;(b)互相关系数大于0.8的地震波形;(c)全部波形(浅灰)和叠加波形(黑)，红色波形表示互相关窗长. Fig. 2 Cross-correlation analysis of waveforms for part seismic events recorded at Yongxin(YXT)station (a)Distribution of events and stations;(b)Waveforms of Z component with cross-correlation CC>0.8;(c)All waveforms(light gray)and stacked waveform(black)，the time window of cross-correlation analysis is marked by red.

我们对小湾地震台网正式运行期间的2005年7月至2014年12月记录完整的12481次M≥1.0地震的观测报告震相数据，联合波形互相关分析得到的走时差数据及云南固定台网的震相记录进行双差地震定位.双差地震定位程序采用的是Waldhauser于2013年发布的HypoDD2.1b程序包，该程序相对于早期的HypoDD定位程序的优点主要有：1) 充分考虑到台站高程导致的震相走时变化；2) 速度结构模型中更好地兼顾P波和S波的变化而使用不同的波速比值；3) 不同的台站可采用不同的一维层状速度模型；4) 可采用区域三维速度模型进行定位.针对小湾库区的地壳结构横向变化明显的情况，我们在定位过程中考虑台站高程并采用CRUST1.0速度模型(Laske et al.，2013)，根据台站位置采用不同的一维速度模型进行定位，这样可以较好地消除由于速度模型偏差引起的定位误差.

定位之前我们根据观测报告给出的震中距-走时分布，去除明显错误的震相走时数据后，共得到了432079条P波和258587条S波走时差数据，并且联合互相关分析得到的P波和S波走时差数据进行定位.双差定位法可同时使用目录走时差和互相关走时差数据进行定位，但如果某一地震对在同一台站既有目录走时差数据也有互相关走时差数据且两者相差较大时，容易造成双差定位结果的不稳定或较大的误差.为了避免这种情况，考虑到波形互相关提取的走时差数据精度更高，我们在定位过程中采取以互相关走时差数据为主目录走时差数据为辅的策略.在去除了目录走时差数据中与互相关走时差重复的数据后，最终得到了416476条P波及252317条S波观测报告走时差数据进行双差定位.

在震相预处理执行过程中，为了保证定位结果的准确性及稳定性，我们选取当地震对的震相“链接”条数大于8条时才被定义为“强链接”地震对，只有“强链接”地震对才参与双差定位，因此在库区边缘及地震震源分散的地区有较多的地震对由于无法形成“强链接”而没有参与双差定位(约1900次地震在预处理过程中失去“链接”)，实际参加定位的地震约为10580次.定位过程中赋予P波数据1.0的权重，S波数据0.5的权重，采用共轭梯度法(LSQR)进行两轮共15次迭代求解，共得到了8869次地震的重定位结果，约占实际参与定位的地震数目的84%.观测报告走时差均方根残差(RMSCT)平均值由定位前的0.329 s下降为定位后的0.055 s；波形互相关走时差均方根残差(RMSCC)平均值由定位前的0.181 s下降为定位后的0.044 s.重定位结果(图 2a、图 3)显示震中位置由定位前的棋盘式分布变为更加集中，震源深度分布相对连续，且超过90%的地震震源深度小于15 km；库区内的震源主要沿着澜沧江断裂和通过黑惠江库区的维西—乔后南支断裂分布，少数地震分布在库坝及库边附近；库区外发生的地震主要分布在保山施甸和大理巍山地区，并且震源深度大于15 km的地震也主要分布在这两个地区.此外，重定位后库区及周边地区有少量微小地震震源深度小于1 km，考虑到这可能是由于CRUST1.0模型的浅层速度模型不准确引起的定位偏差，我们另外选择了由深地震测深滇西86-87工程资料得到的库区范围内两个不同炮点(景云桥南和景云桥北)的一维速度模型，这两个速度模型与CRUST1.0模型在地壳浅部有较大不同(图 4).我们采用相同的定位参数分别进行双差定位，两种模型得到定位结果和由CRUST1.0模型得到的震源位置分布在整体上基本相似，同样有少数小震的震源深度小于1 km，也存在少数震源深度超过20 km的地震，说明在我们的研究区域可能确实存在少量震源深度较浅(~1 km)和较深(>20 km)的小震活动.三种不同模型重定位得到了8117次相同地震的震源位置，表 2给出了这8117次地震的重定位震源位置和初始震源位置的偏移在水平方向(括号外)和垂直方向(括号内)的最大值、平均值、中值以及二倍标准差(2σ)，统计结果表明，三种模型重定位得到的震源位置基本在误差范围内，双差定位法能够有效地消除速度模型偏差带来的定位偏差.

图 3

Fig. 3

图 3 双差定位前后的震源位置对比 (a)小湾地震台网给出的初始定位结果，蓝色圆点表示震源深度大于15 km的地震;(b)利用波形互相关和双差定位法给出精定位结果. Fig. 3 Comparison of hypocenters before and after DD locating (a)Initial locations from XSN. Blue dots are earthquakes with focal depths larger than 15; (b)DD locations with waveform cross-correlation data.

图 4

Fig. 4

图 4 双差定位中3种不同的一维速度模型 Fig. 4 Three different 1-D velocity models employed in DD locating

表 2(Table 2)

表 2 三种不同模型下的水平(垂直)方向定位偏差统计 Table 2 Statistics of shift of DD location in horizontal(vertical) direction on three velocity models CRUST1.0 景云桥南 景云桥北 最大值(km) 4.98(8.35) 4.93(7.43) 5.10(7.64) 平均值(km) 1.61(2.43) 1.60(2.00) 1.64(2.07) 中值(km) 1.37(1.72) 1.36(1.42) 1.40(1.47) 2σ(km) 2.20(5.75) 2.17(4.16) 2.22(4.24)

表 2 三种不同模型下的水平(垂直)方向定位偏差统计 Table 2 Statistics of shift of DD location in horizontal(vertical) direction on three velocity models

定位误差是判定定位结果好坏的一个重要指标，同时也是比较定位方法优劣的一把标尺，因此定位不确定性分析是地震定位工作中很重要的一环.考虑采用LSQR的双差定位法给出的误差并不具有实际意义(Waldhauser and Ellsworth，2000)，可能低估定位结果的不确定性(Hardebeck，2013)，故我们参照Hardebeck(2013) 的方法来分析相对定位误差.即从实际观测报告中选取一定数量的地震作为震源位置确切已知的“理论地震”，分别计算各“理论地震”到观测报告中记录该事件台站的理论走时，并给理论走时添加一定误差，该误差主要由震中距和震级所决定，震级越小且震中距越大的走时误差越大；另考虑到双差定位得到的震源位置相对于初始位置在震中和深度方向上的定位偏差2倍标准差分别为1.0 km和1.7 km，我们对初始震源参数也加上相应的扰动(震中方向1.0 km，深度方向2.0 km)；并对速度模型加上±5%的随机扰动，采用3.2节所述的同样参数进行“理论地震”的双差定位，进而可以得到重定位结果和理论值的误差值.如此重复400次，每个“理论地震”大约有400个不尽相同的重定位结果，初步分析表明“理论地震”的相对定位误差基本满足正态分布，因此可以得到每个“理论地震”的误差椭圆和定位置信区间.图 5示例给出了位于小湾水库库尾区的一丛地震的定位误差分析结果，统计显示在95%置信水平下定位误差椭圆长轴基本不超过2 km，水平方向和垂直方向定位误差的2倍标准差分别为0.9 km和1.7 km，并且定位结果具有较好的稳定性.通过不确定分析，可以确认我们得到的小湾水库及其周边地震的双差定位结果的震中误差和深度误差分别在1.0 km和2.5 km范围内.

图 5

Fig. 5

图 5 “理论地震”双差定位的不确定性分析示例 (a)双差定位震中及95%置信水平的误差椭圆分布;(b)水平方向误差统计直方图;(c)垂直方向误差统计直方图. Fig. 5 An example of DD location uncertainty determined from “synthetic” events (a)Distribution of DD epicenters and 95% confidence ellipses of DD location errors;(b)Histogram of horizontal DD location errors;(c)Histogram of vertical DD location errors.

双差定位结果显示地震震源呈丛状，主要分布在澜沧江和黑惠江流域以及库区附近的保山施甸和大理巍山地区.为了更好地分析图 3b所示水库库区及水库外地震聚集的A—H区的地震活动与水库蓄水过程的关联性，并考虑到小湾水库库区地形的差异，我们扣除库区内A—F区中心的高程值得到各区水库蓄水水位的相对变化，对位于水库外部的G和H区则未对水库水位作地形校正.由图 6展示的A—H区M≥1.0地震活动频次、地震震级和水库水位随时间的变化关系，可见沿黑惠江(A)和澜沧江(B、C)的A—C 3个区在水库蓄水前地震活动频次相对不高，水库水体回水至各区域后地震活动频次开始增多，并且随着水库水位涨落而增多或减少，地震活动和水库水位之间有较为明显的对应关系；库区内D和F区的地震活动频次在水库蓄水前后基本上没有明显变化，E区甚至出现有所减少的迹象；而库区外的巍山县北部G区和施甸县城东北H区的地震活动虽有着短期内突然增强的现象，但地震活动频次与水库蓄水前后的水位变化没有什么相关性，没有出现如A—C区似的随蓄水水位涨落的关联变化.

图 6

Fig. 6

图 6 图 3b所示A—H区的ML≥1.0地震活动频次(N)、震级及水库水位随时间变化关系 Fig. 6 Variation of earthquake frequency(N)and magnitude with ML≥1.0 and water level with time in 8 subareas shown in Fig. 3b in the Xiaowan reservoir area

进一步观察蓄水前后各区M≥1.0地震震级随时间的变化(图 6，黑色直线)，可见水库水体回水至A区后，各级地震活动的频次迅速增多，在2011—2013年的前3个蓄水期内尤其显著，在此期间(2012年9月15日)该区发生了水库蓄水后的M3.9最大地震；但就震级水平而言，蓄水后的A区地震活动强度较蓄水前的变化不大，并没有超出蓄水前的活动强度(M≤4.0，参见图 1d).B区和C区在水库蓄水后，各级地震活动的频次也有所增多，B区在2010—2013年蓄水期内较为显著，而C区则似乎在达到最高蓄水水位的2013年以后表现的更明显些；B区和C区地震活动的震级在蓄水前后也差异不大，最大地震基本发生在最高水位前后，分别为发生于2012年11月16日的M3.3和2013年2月1日的M3.5地震.D、E、F 3个区的地震活动次数较少且震级较小，地震活动和水库水位没有明显的对应关系.G区显示出在水库蓄水前的2007年8月发生了一个最大震级为M4.5的地震序列活动，该序列活动结束后此区的地震活动水平相对平静且不随水库水位变化.H区则随着2010年6月1日和2012年9月11日分别发生的M4.8和M4.9的地震序列活动而出现密集活动的图像，但类似的图像在水库蓄水前也有出现，且上述2次地震震中距离库边约50 km，如此远的距离也表明该区的地震活动与水库蓄水基本没有关系.结合研究区的断层分布以及历史地震活动，分析认为G区和H区的地震活动很可能是属于活动断层引起的构造地震.

震源深度是分析判断水库触发地震的重要参考指标，小湾水库周边的双差地震定位结果显示，库区内震源深度基本不超过10 km(占82.6%，参见表 3)，库区外震源深度相对较深，其中巍山县北部(G)和施甸县城东北(H)区域有相当数量的地震震源深度超过15 km(参见图 3和表 3).我们还计算了A—H区域内地震的平均深度，震源深度平均值分别为7.2 km、6.1 km、8.7 km、7.2 km、5.2 km、6.9 km、12.7 km和10.8 km，震源深度小于10 km的地震数分别占各区地震总数的79%、98%、59%、79%、97%、81%、30%和43%.人工地震测深结果表明(胡鸿翔等，1986；林中洋等，1993；白志明和王椿镛，2003；张智等，2006；杨婷等，2014)，云南滇西北地区地壳厚度相对较厚，上地壳厚度超过15 km.一般来说，较厚的地壳意味着该区域天然地震震源深度也相对较深.张国民等(2002) 统计分析了中国大陆1970年1月至2000年5月31282次M≥2.0有测定深度的浅源天然地震(1类和2类定位精度)震源深度分布特征，结果表明中国西部地区(107°E以西)的震源深度相对较深，约有90%的地震震源深度在5~34 km范围内，峰值深度段为10~24 km，平均深度为18±8 km.但杨智娴等(Yang et al.，2005)利用双差定位法对1992—1999年期间发生于中国中西部(21°N—36°N，98°E—112°E)的10057次地震进行重新定位后，得到的6496次地震重定位结果显示：构造地震的平均震源深度为11 km，震源深度在0~15 km(0~20 km)范围内的地震比例为77%(91%)；而杨智娴等(2004) 在中西部地区(21°N—36°N，98°E—112°E)三维地震波速度结构反演基础上，对1992—1999年间的6459次构造地震事件进行了重新定位，精定位后震源深度在0~10 km(0~15 km、0~20 km)内的地震占事件总数的52％(71%、82%).而我们统计得出的库区外G和H区重定位地震的平均震源深度分别为12.7 km和10.8 km，库区外震源深度在0~15 km范围内的比例约为75%(见表 3)，与杨智娴等(Yang et al.，2005)的研究结果较为一致，结合前述与水库蓄水的相关性分析，可以确认G区和H区的地震属于常见的构造地震活动.但对比水库蓄水前后库区内外0~10深度的地震比例数与天然构造地震的深度结果(张国民等，2002；杨智娴等，2004；Yang et al.，2005)，可见库区内存在明显的水库触发地震活动，尤其是A、B、C区.

表 3(Table 3)

表 3 库区内外重定位震源深度统计 Table 3 Statistics of relocated focal depths within and outside of the reservoir area 震源深度h(km) 库区内的地震数目(比例) 库区外的地震数目(比例) 0 ≤h<5 1287(27.6%) 402(13.2%) 5 ≤h<10 2563(55.0%) 772(25.4%) 10 ≤h<15 704(15.1%) 1115(36.7%) 15 ≤h<20 97(2.1%) 616(20.2%) h≥20 9(0.2%) 137(4.5%)

表 3 库区内外重定位震源深度统计 Table 3 Statistics of relocated focal depths within and outside of the reservoir area

对地震活动和水库蓄水水位明显相关的A、B、C区，从图 7给出的2005—2014年发生地震的震源深度随时间的分布可以看出，这3个区在水库蓄水之前均存在不属于水库触发的天然构造地震活动，蓄水前后A、B区的地震活动深度范围没有明显变化，在水库水体回水之前都有少量震源深度小于5 km的地震发生，不同的是A区地震活动频次相对较高并且震源深度较深(最深可达20 km).水库水体回水至A、B区后，两个区域的地震活动在各个深度上均有显著增多.统计小湾地震台网开始运行至2014年底的重定位地震，对比震源深度范围在0~5 km、5~10 km、10~15 km内和>15 km的地震数在蓄水前后的变化(表 4)，可见水库蓄水对A区10 km深度范围内的地震活动有显著影响(地震频次约增加20倍)，对10~15 km深度范围内的地震活动有一定影响(地震频次约增加5倍)，而深度超过15 km的影响有限(地震频次约增加2倍)，蓄水后B区震源深度在0~10 km内的地震频次约增加45倍，但蓄水对B区的影响深度基本不超过10 km.C区在蓄水前后的地震活动和A、B区有所不同(见图 7和表 4)，蓄水前几乎没有震源深度小于10 km的地震发生(地震震源深度基本在10~20 km范围内)，2010年库水回水至C区后有大量震源深度小于10 km的地震发生，震源深度在0~10 km内的地震频次相对蓄水前增加近35倍，蓄水后震源深度范围在0~5 km、5~10 km和10~15 km内的地震数占同期总地震数的比例分别为19%、50%和28%，相反只有极少数地震(12次，约占同期总地震数的3%)的震源深度超过15 km.C区蓄水前后差别明显的震源深度分布，清晰地展现出水库水体渗透作用引起该区地壳浅部的应力扰动，进而触发震源深度较浅的地震活动，至于为何C区在蓄水后震源深度超过15 km的地震相对蓄水前减少，我们目前还无法给出确切的解释，还有待更多的观测资料积累和进一步的研究.另外值得注意的是在水库最高水位由第一、二蓄水期的1218 m上升到1240 m的第三个蓄水周期内(2012年7月至2013年6月)，A、B、C区的地震活动均较第二蓄水期有显著增多；在接下来的最高水位相同的第四个蓄水周期内，地震活动又都明显减少，再次说明了A、B、C区地震活动与水库蓄水密切相关性.

图 7

Fig. 7

图 7 区域A、B、C震源深度和水库蓄水水位随时间的分布(2005—2014) 图(A)、(B)、(C)分别对应区域A、B、C. Fig. 7 Distribution of focal depths and water levels from 2005—2014 in subareas A，B and C (A)，(B)and(C)correspond to subareas A，B and C，respectively.

表 4(Table 4)

表 4 A、B、C区重定位后震源深度统计 Table 4 Statistics of relocated focal depths in subareas A，B and C 震源深度h(km) A区蓄水前(蓄水后) B区蓄水前(蓄水后) C区蓄水前(蓄水后) 0≤h<5 22(617) 9(174) 3(75) 5≤h<10 59(1046) 9(676) 5(200) 10≤h<15 73(347) 4(14) 35(110) h≥15 14(30) 0(0) 33(12)

表 4 A、B、C区重定位后震源深度统计 Table 4 Statistics of relocated focal depths in subareas A，B and C

进一步观察水库蓄水响应地震活动最明显的A区地震震源深度分布，分析发现在2010—2013年的前3个蓄水期内，震源深度随着水体变化似乎有逐渐向下“迁移”的趋势(图 8).A区在2010年7月至2013年6月三年内震源深度超过10 km的地震数量占当年地震总数的比例分别为8.2%，17.8%和26.4%，并且在每个蓄水周期内，震源深度和水库水位变化有一定的对应关系：每年7至9月份水位明显升高期间，0~15 km深度范围内的地震数量相对增多；10至12月份保持在最高水位期间，震源深度较深的地震相对多，最深大约为15 km；次年1至6月份，随着水位逐渐下降，0~5 km深度范围内的地震逐渐减少.若对水库水位上升和下降期间的地震震源深度给出变化趋势线(图 8虚线)，可见三个蓄水期内的震源深度变化趋势基本一致，并可观察到随着时间推移震源深度有整体加深的趋势.由图 9给出的在第一个蓄水周期A区地震活动最频繁的8个月(2010年8月至2011年3月)发生的地震震中和震源深度剖面随时间演化的分布，可以发现在水库水体回水至A区初期，地震主要发生在黑惠江河谷和维西—乔后南支断裂附近，随着水位的升高和水体的向下渗透，离河谷和断裂稍远的地方逐渐开始发生地震，这一现象在河谷上游与断裂几乎相重合地段尤其明显.震源沿A₁-A₂剖面的深度分布表明，A区内维西—乔后南支断裂东南较浅，向西北方向逐渐加深，结合地震震中分布情况看水库水体有可能沿着断裂从东南往西北方向向下渗透；地质调查表明维西—乔后南支断裂倾角为50°~75°，倾向东北，我们根据震源沿A₃-A₄剖面的深度分布可以看出断裂向东北方向逐渐下倾，计算得到的断层倾角大约为60°(图 9c)，与地质调查结果基本一致.我们在第二、三个蓄水周期内似乎亦可观察到A区震源随时间在震中和深度方向上的“迁移”现象(图 8)，但由于地震数量相对较少(第二周期)以及A区岩层孔隙内水体可能已经基本饱和(第三周期)，震源深度的“迁移”现象并不如刚蓄水时明显.

图 8

Fig. 8

图 8 区域A三个蓄水周期内震源深度-时间分布 Fig. 8 Focal depths versus time in subarea A from July 2010 to June 2013

图 9

Fig. 9

图 9 2010年8月至2011年3月间A区地震震中及震源深度分布随时间演化 (a)震中分布;(b)震源深度沿A1-A2剖面的分布;(c)震源深度沿A3-A4剖面的分布. Fig. 9 Distribution of epicenters and focal depths of earthquakes in subarea A from August 2010 to March 2011 (a)Distribution of epicenters;(b)Distribution of focal depths along profile A1-A2;(c)Distribution of focal depths along profile A3-A4.

地震活动性分析中常用的古登堡-里希特(G-R)震级-频次关系式(logN=a-bM)中的b值，也是用于水库触发地震分析的重要参数，水库触发地震的b值较天然构造地震的b值偏高.岩石实验结果表明，b值与环境应力的大小成反比，低b值区反映了较高的应力水平(Schorlemmer et al.，2005).

我们基于小湾台网及云南固定台网地震目录，采用最小二乘拟合分别统计计算了A、B、C、G和H共5个区内M≥1.0地震的b值(图 10a)，得到库区内A、B、C区的b值及拟合误差分别为1.208±0.098、1.398±0.122、1.253±0.081，库区外部的G和H区的b值相对较低，分别为0.904±0.070和0.998±0.067.我们得到的G区和H区的b值，与陈培善等(2003) 分别利用1977—2001年1 月的全球地震矩张量资料和1988—2000年的中国地震基本台网资料及李涛等(2010) 利用1970—2009年的云南地区地震目录计算得到的G区和H区所属区域b值基本一致，进一步确认了库区外G区和H区的地震属于构造地震活动的认识.

图 10

Fig. 10

图 10 利用小湾台网和云南固定台网目录计算得到的A、B、C、G和H区域的b值 (a)b值；(b)蓄水前的b值；(c)蓄水后的b值. Fig. 10 b values of subareas A，B，C，G and H around the Xiaowan reservoir，calculated using catalogue from the XSN and YSN (a)b-value;(b)b-value before the impounding of the Xiaowan reservoir;(c)b-value after the impounding of the Xiaowan reservoir.

此外，我们还利用小湾台网地震目录分别计算了各区蓄水前后的b值(图 10b，10c)，得到A、B、C、G、H 共5个区蓄水前(后)的b值分别为1.114±0.091(1.214±0.101) 、1.044±0.090(1.408±0.119) 、1.171±0.075(1.273±0.101) 、0.884±0.068(0.987±0.101) 和1.037±0.074(0.889±0.066) .库区外的G和H区的正常构造地震活动的b值，蓄水前后相对变化不大，与所属区域的b值相当.而库区内A、B、C区蓄水前的b值与库区外G和H区的b值也相差有限，仍属于正常构造地震活动的b值范围，但A、B、C区蓄水后的b值相对蓄水前有所增大，尤其是B区特别明显(约增加0.4) ，这极可能是由于库水在裂隙渗流过程中产生的扩散孔隙压力改变了附近的介质强度或者减小了断层摩擦力而触发较多的微小地震(陈翰林等，2009)，致使b值也相应有所增大.库区内外与蓄水前后的b值变化情况，可能反映了不同的发震机制，即库区内蓄水后的地震主要是由于蓄水水体的渗透作用而触发，而库区外及库区内蓄水前的地震主要是由于构造应变积累导致的构造地震.

已有研究认为，与天然构造地震相比，水库触发地震中的库水加卸载过程显然是一个重要因素，但当今已建水库绝大多数并未触发较大地震这一事实说明水体并不是触发较大地震的决定性因素，只有水体和库区适当的地质构造条件、水文地质条件、岩性条件、应力条件等因素相结合，才有可能触发较大的地震(丁原章，1989；任金卫，1993).水库水体的加载和渗透主要对库底岩石及断层产生3种作用：弹性效应、孔隙压变化及断层弱化作用，其中水库蓄水载荷导致断层面上正应力和剪应力增大，正应力增加使得深部断层增强，而剪应力增加时，断层变弱还是变强则取决于断层走向及区域应力场的方向之间的关系(陈翰林等，2009)，一般来说剪应力的增大有利于正断型地震的发生.Beck(1976) 通过对Oroville水库1975年M5.7水库触发地震的研究，发现载荷产生的最大剪应力发生在库体下方约1处，表明水体载荷影响深度非常浅；而载荷及渗透引起的孔隙压变化，则将首先增加较浅部的孔隙压，并导致孔隙压向更深部位扩散，从而改变介质强度或断层的摩擦阻力(陈翰林等，2009)，加速断层的滑动或岩体破裂，进而触发地震，这极可能是A、B、C区蓄水后0~5 km地震增多的主要原因.

库区岩性条件是水库触发地震的另一重要因素，杨清源等(1996) 对国内外120余座水库触发地震库区岩性的分析显示：灰岩溶岩区水库触发地震发生的概率大于其他岩性区域；Hu等(1995) 指出溶岩作用通过改变饱和度与孔隙压力及弱化间断面来触发水库地震；马文涛等(2013) 对全球水库触发地震的150震例和中国532座未发震水库的数据统计结果表明，可溶岩的发震概率占67.1%，花岗岩占37.7%，碎屑岩占10.1%.本文研究的小湾水库库区内的A区内有右旋走滑兼拉张型的维西—乔后南支断裂直接通过，主要出露有侏罗系和白垩系泥岩、砂岩，水库蓄水触发的地震主要分布在黑惠江和维西—乔后南支断裂两侧，蓄水初期的库水载荷作用可能会触发A区部分浅层地震，但较深的震源深度并且在蓄水初期出现地震震源向深处“迁移”的现象，表明库水渗透及断层活动可能是该区域水库触发地震的主要控制因素.B区有属于澜沧江断裂的大田山断层(图 1a，F14) 穿过，该区的澜沧江两侧出露有大面积的灰岩，结合其震源深度多在10内，分析认为水库蓄水引起的溶岩作用和渗透作用及断层活动可能是该区水库触发地震的主控因素.C区有澜沧江和柯街两条断裂通过，地层岩性主要是三叠系的碳酸盐岩，有白云岩和灰岩，间夹碎屑岩(李鹏岳，2011)，该区的震源深度较B区深，与A区较为接近，水库地震的诱因可能与A区更为接近.D区地层岩性和A区相似，主要出露侏罗系和白垩系泥岩、砂岩；E区位于坝址附近，岩性主要为变质砂岩、板岩以及片麻岩等；F区的澜沧江左岸主要发育侏罗系和白垩系泥岩、砂岩，右岸主要出露时代不明的变质岩系、混合岩及片麻岩等(任金卫，1993；毛玉平等，2004)，另外D区有无量山断裂通过，E和F区有澜沧江断裂通过，并且这三个区和库区内的A、B、C区在蓄水前的地震活动水平基本相同，但D、E、F区为何在蓄水后没有明显的水库触发地震活动，我们目前还无法给出确切的解释，是否与深部介质结构的差异有关，还有待更多深入的研究.

同样是水库触发地震明显的A、B、C区，地震活动持续时间也有所差异，B区相对A和C区维持高频次的地震活动时间更长，A和C区的活动蓄水后衰减比B区要快，这可能与各个区的深部介质结构差异也有一定的关系.但从三个区的地震活动特征看，位于构造相对活跃区的水库，由于蓄水作用和断层活动，极可能发生水库触发地震和正常的构造地震活动，与蓄水有关的触发地震震源深度可能会因断层的存在而加深，可能不会局限在前人有关水库触发地震震源深度在10内的认识.但如何区分混杂的水库触发地震活动和正常的构造地震活动，仍是有待深入研究解决的难题.

我们采用结合波形互相关的双差定位结果虽仍存在一定的不确定性，但双差定位方法易于高精度地获得丛集地震的相对震源位置，以及分析得到相对较小的误差(震中误差和深度误差分别控制在1.0 km和2.5 km范围内).通过对结合波形互相关的小湾水库库区及周边地区的双差地震重定位处理，以及地震活动和水库蓄水水位间的研究和讨论，本文得出以下主要结论：

(1) 小湾水库及周边地区的地震活动明显成丛分布，库区内外的地震震源深度差别显著，库区外部震源主要分布在大理巍山和保山施甸等构造地震活动频繁的地区.

(2) 水库蓄水后库区内的地震活动显著增多，存在明显的水库触发地震活动，触发地震类型属于快速响应型.库区内的最大地震均发生在最高水位首次回水触发活动区之后的2~3个蓄水周期之内，这种延迟特点也符合流体孔隙压力扩散的特征(刘耀炜等，2011).库区外的地震活动与水库蓄水前后的水位变化没有什么相关性，分析认为很可能是属于正常的构造地震活动，库区外的地震活动b值较库区内的低.

(3) 对水库蓄水响应地震活动最明显的A区，存在着明显随水库蓄水水位升高和水体向下渗透而发生地震的现象，且震源深度沿着黑惠江河谷和维西—乔后南支断裂也有随着时间而逐渐加深的趋势，这种“迁移”活动现象可能体现了水库水体在该丛集区的渗透过程.

(4) 位于构造活跃区的小湾水库库区内的地震活动特征较为复杂，存在着与蓄水关系不大的可能属于正常构造地震活动的丛集区，也存在着与蓄水相关的混杂着水库触发地震和正常构造地震活动的丛集区.分析认为水库蓄水引起的溶岩作用和渗透作用及断层活动可能是该水库发生触发地震的主控因素；而库区内蓄水后没有明显触发水库地震活动的原因，是否与具体的深部构造和介质差异有关，还有待更多的观测资料积累和进一步的研究.

本研究得到了发生于小湾库区及周边地区地震高精度的震源位置，并根据各子区的地震活动与水库水位之间的关系以及水库蓄水前后的b值变化，给出了A、B、C、G、H区的发震机制的初步解释，研究结果对于水库触发地震特别是位于构造活跃区的水库触发地震的发震机制、地震活动特征等研究工作具有重要参考意义.本文仅根据双差精定位得到的震源分布、地震活动性与水库水位之间的关系、地质构造及岩性条件等因素作了初步探讨，小湾水库各区的触发地震发震机理尚待结合水库的载荷渗透作用和深部的精细结构进行更为细致的研究.