广西龙滩水库位于桂西北和黔西南交界的红水河上游，大坝位于红水河与布柳河交汇口下游1 km，坝高216.5 m，库容272.7亿立方米，装机容量630万千瓦，是一座典型的高坝大库容水库 (刘京一, 2007；余宗翔和姚宏, 2009; 杨超英和姚宏，2010).龙滩水库2001年7月正式开工建设，2006年9月开始蓄水，蓄水后库区地震活动明显增强，到2013年7月共记录到地震4480多次，其中M_L≥4.0地震3次，即2007年3月的罗妥M_L4.0地震、2007年7月的天鹅M_L4.5地震和2010年9月的罗妥M_L4.8地震.龙滩水库地震的频繁发生造成了一定的社会影响并引起了水库地震工作者的广泛关注.郭培兰等 (2006)分析了龙滩库区的地震危险性，认为龙滩库区有发生6级地震的可能.陈翰林等 (2009)对龙滩库区地震进行了地震精定位，分析了蓄水前后的地震活动特征，认为地震活动与水库蓄水过程和库区水的渗透密切相关.Zhou等 (2011, 2012) 反演了龙滩库区P波三维速度和衰减结构，发现水库地震主要发生在河道下方及周围地区的低速、低Q值区内，可能与水的浸入有关.周斌等 (2014)利用三维孔隙弹性有限元数值模拟方法计算了龙滩库区蓄水过程中的应力变化，发现地震丛集区是库区水加卸载及渗透过程中ΔCFS增加最明显的区域，推测水库地震的可能诱发机制为重力荷载、孔隙压力扩散和水的浸润弱化作用.

已有的研究显示，龙滩水库地震活动与水的渗透密切相关，而地方震散射尾波对流体非常敏感，因此，利用尾波资料研究库区的非均匀结构是一个切实可行的方法.Asano和Hasegawa (2004)利用尾波包络线方法反演了2000年日本鸟取M7.3地震区的散射系数空间分布，发现15~20 km深度的高散射系数条带与充满水的低阻带一致.1962年宫城M6.5地震区的三维散射系数研究显示 (Asano et al., 2004)，高散射系数条带是下地壳向上地壳的供水通道.Nishigami (2000)利用地方震尾波能量波动方法研究了美国加州中部圣安德烈斯断层系的非均匀结构，发现6级以上地震的震源区是弱散射区，震源区两侧为强散射区，强散射区小震活跃，是障碍体之间富含水的破碎带.Niu等 (2003)通过对帕克菲尔德地区重复地震尾波的研究，发现了与1993年无震瞬时事件有关的强散射体 (流体) 的迁移.张金川 (2014)利用重复地震尾波干涉法，发现了龙滩库区蓄水前后和蓄水过程中由于水的渗透引起的地壳介质的变化.本研究拟使用龙滩库区地震波形数据，采用尾波包络线反演方法，研究龙滩库区下方地壳的散射系数结构，进而分析库区水的渗透特征和水库地震的孕震环境.

龙滩水库是一座高山峡谷型水库，由北盘江、南盘江、红水河、布柳河、油拉河、蒙江、坝王河和牛河等组成.本文研究区为地震集中发生的库首区 (图 1)，区内经历了华力西、印支—燕山和喜马拉雅三个大的构造阶段：华力西期以沉降凹陷为主，区内沉积了厚约5000 m的碳酸盐岩建造和碎屑岩建造，局部夹海底火山碎屑岩.其间地壳振荡运动较为频繁，在泥盆纪、石炭纪和早二叠纪末局部地区曾有过短暂的侵蚀间断，形成上下地层平行不整合现象；印支—燕山期是区内构造形成阶段，早期 (三叠纪) 仍基本保持着华力西构造阶段的特点，地壳继续下沉，沉积了厚几千米的似复理石建造.其后发生强烈的印支—燕山运动，全区岩层产生剧烈褶皱和断裂.印支—燕山运动结束了本区海相沉积的历史，地壳隆升，遭受剥蚀，缺失侏罗、白垩系及第三纪沉积，在北西向为主的挤压作用下区内形成了NNW和近SN向的褶皱及NNE、NNW和近SN向三组断裂构造；喜马拉雅构造阶段，区内地壳不断上升，形成多达3级的剥夷面和6~7级河流阶地 (周庆, 2010；潘建雄，1989；潘建雄和黄日恒，1982).

图 1

Fig. 1

图 1 龙滩库区地质构造背景及地震台站分布图 图中蓝线是河流，研究区内有红水河、布柳河、油拉河、蒙江、坝王河和牛河.黑线是断层，包括望谟—罗西断裂F1、巴鱼断裂F2、八南断裂F3、车赖—上甲断裂F4、党明—桂花断裂F5、八腊断裂F6、天峨—金谷断裂F7、达恒—达良断裂F8、八茂断裂F9和罗甸—沫阳断裂F10.黄线覆盖区是碳酸盐地层出露区.绿色三角是固定台站，十字是临时台站，红点为地震，黑色粗线段为大坝. Fig. 1 Geological tectonic background in Longtan reservoir area and distribution of seismic stations Blue solid lines denote rivers, incluing Hongshui river, Buliu river, Youla river, Mengjiang river, Bawang river and Niu river. Black solid lines denote faults, including the Wangmo-Luoxi fault (F1), Bayu fault (F2), Banan fault (F3), Chelai-Shangjia fault (F4), Dangming-Guihua fault (F5), Bala Fault (F6), Tian′e-Jingu fault (F7), Daheng-Daliang fault (F8), Bamao fault (F9), Luodian-Moyang fault (F10). The covering area of yellow lines are the outcropped area of carbonate formations. Permanent stations are shown as green triangles. Temporary stations are shown as crosses. Red dots denote the earthquakes. Thick black line represents the dam.

研究区内三叠纪岩层分布最广，岩性以砂页岩为主.古生代碳酸盐地层主要在天鹅背斜、达良—新开滩背斜、长里—八南背斜的轴部及两翼和沫阳弧隆起区出露地表.研究区内有10条主要断裂 (图 1)，其中望谟—罗西断裂 (F1)、巴鱼断裂 (F2)、八南断裂 (F3)、车赖—上甲来断裂 (F4)、党明—桂花断裂 (F5)、八腊断裂 (F6)、天峨—金谷断裂 (F7)、八茂断裂 (F9) 和罗甸—沫阳断裂 (F10) 为早、中更新世断裂，达恒—达良断裂 (F8) 为前第四纪断裂 (徐学宗等，1989；常宝琦，1986).巴鱼断裂 (F2)、八南断裂 (F3) 和车赖—上甲断裂 (F4) 位于长里—八南背斜的轴部和两翼.巴鱼断裂和八南断裂发育在二叠纪灰岩中，表现为劈理密集带和柔褶变形带，1983年在巴鱼地区发生了M_S4.6地震震群 (潘建雄，1989).车赖—上甲断裂发育在二叠纪与下三叠纪地层之间.党明—桂花断裂 (F5) 发育在中三叠纪板纳组地层中，断面西倾.八腊断裂 (F9) 在水库大坝以东，横切红水河，该断裂发育于三叠纪砂页岩与二叠纪碳酸盐岩地层之间，属印支—燕山期褶皱形成的天峨箱状背斜西翼的一条近南北向正断层.天峨—金谷断裂 (F7) 位于天峨背斜的东翼，断裂东盘为中三叠纪泥岩粉砂岩，西盘为石炭和二叠纪灰岩、矽质灰岩.达恒—达良断裂 (F8) 位于库区红水河东段，也是水位最深的河段，该断裂发育在达良—新开滩背斜东西两翼，由两条正断裂组成，是与印支—燕山期褶皱相伴产生的基岩断裂，基岩岩性为石炭纪灰岩.八茂断裂 (F9) 横切油拉河，向西南延伸到红水河河谷，该断裂切割二叠纪和三叠纪地层，有燕山期的辉绿岩侵入，破碎带发育.研究区断裂除达恒—达良断裂、八腊断裂和八茂断裂为正断层外，其他均为逆冲断裂，且普遍存在几米至几十米的挤压破碎带 (周庆，2010).

本研究采用尾波包络线反演方法计算龙滩库区的散射系数空间分布，该方法以单次散射理论 (Sato，1977)、双力偶震源和一维线性速度模型为基础计算理论包络线，通过尾波归一化方法 (Aki, 1980) 把理论与观测包络线结合起来形成观测方程，用迭代最小二乘方法反演龙滩库区散射系数三维分布 (Asano and Hasegawa, 2004; 王勤彩等, 2009).根据研究方法的需要, 对龙滩库区固定和临时台网的观测数据进行分析和挑选.

龙滩水电站数字遥测地震台网2006年1月开始运行，台网共有10个地震子台，均为三分量速度型地震计，其中9个为短周期地震计，仪器型号FSS-3B，数采型号EDAS-24L3，幅频响应平坦段1~40 Hz.天鹅台为宽频带地震计，仪器型号CMG-3EEPC，数采型号EDAS-24IP，幅频响应平坦段50 s~60 Hz，10个台的采样率均为100 Hz (姚宏等，2008).借助“十一五”科技支撑重点项目的资助，2009年4月广西壮族自治区地震局和郑州物探中心在龙滩库区布设了15个临时台站，均使用三分量速度型地震计.其中12个台的地震计型号为CMG-40T，数采型号为REFTEK130B，幅频响应平坦段2 s~100 Hz，采样率为200 Hz，3个台的地震计型号为FSS-3M，数采型号为EDAS-24IP，幅频响应平坦段1~40 Hz，采样率为100 Hz.龙滩库区固定和临时台站共有25个，其中PSZ台 (固定台站) 在研究区外，舍去该台站，共整理、分析了24个台站的波形数据 (图 1).陈翰林等 (2009)、陈翰林和陈阳 (2012)利用双差定位方法对龙滩库区的地震进行了精定位，波形挑选和反演计算中地震震源位置使用精定位结果.

尾波包络线反演方法使用了单次散射模型，为防止前向散射和多次散射的影响，计算所用的尾波流逝时间窗长一般为1.5倍S波走时至30 s.与地震序列相比，水库地震的震级偏低，通过分析龙滩水库的噪声水平，发现1.0级地震有部分波形能满足信噪比要求，即流逝时间小于30s时信号大于噪声，因此本研究选取的地震震级下限为1.0.2006年10月1日至2010年5月14日，龙滩遥测台网共记录到1.0级以上地震809次，波形24270条.在使用的9个固定台站中，LD、LN、RD、BG、XMP和JL 6个台站波形记录质量较好，其他3个台站波形记录质量稍差，其中TE台存在长周期干扰，PHD和LFA台波形记录背景噪声较大.对波形逐条检验，剔除掉背景噪声过大不能满足信噪比要求、尾波部分有干扰和断数的波形，共获得399个地震，5784条三分量高质量波形.对挑选出来的三分量速度记录，以地震目录中的发震时刻为依据对波形数据进行截取，使波形的开始时间为发震时刻；将截取后的三分量记录中的每个分量分别去倾、去平均，然后进行带通滤波，滤波频带4~8 Hz；将滤波后的三分量波形中每个分量的数据点求平方，然后求对应时间点的三分量幅值的平方平均值，再自发震时刻开始，求每秒内数据点的平方平均值.由尾波包络线反演方法可知 (Asano and Hasegawa, 2004; 王勤彩等，2009)，使用尾波归一化方法后，尾波观测能量密度包络线中介质密度、场地因子的影响可以消除，所以观测包络线可用三分量幅值的平方平均值来表示.图 2为地震波形包络线的合成过程图.

图 2

Fig. 2

图 2 观测地震波形包络线计算过程 (a) 原始波形；(b) 滤波后的波形，带宽4~8 Hz；(c) 自发震时刻起每个时间点上的三分量波形幅值的平方平均值；(d) 自发震时刻起每秒钟内三分量波形幅值的平方平均值. Fig. 2 Envelope computation process of the observed seismic waveform (a) Original waveform; (b) Waveform filtered from 4 to 8 Hz; (c) The average squared of the three-component amplitude at each time points since original time; (d) The average squared of three-component amplitude in every second since original time.

2009年4月4日—2010年5月14日增加了15个临时台站，记录到1.0级以上地震58个，波形4350，从中挑选出满足要求的地震40个，三分量波形2472条，计算得到824条包络线.重新检查包络线数据，剔除形态明显异常的包络线，按照射线尽可能均匀分布的原则，最终选择2102条包络线进行三维散射系数的反演.图 3是龙滩库区三维散射系数反演所用的台站和地震分布及射线覆盖图.

图 3

Fig. 3

图 3 龙滩库区地震射线分布图 图中三角是固定台站，十字是临时台站，灰点是反演计算所使用的地震. Fig. 3 Distribution of seismic ray coverage in Longtan reservoir area Permanent stations are shown as triangles. Temporary stations are shown as crosses. Gray dots denote the earthquakes which are used for inversion.

龙滩库区研究区范围为80 km×100 km.设置研究区内网格水平和深度间隔分别为5 km和4 km, 外围区域水平和深度间隔分别为10 km和8 km, 则研究区及外围区域的网格数总数为4758，块体总数为3808(图 4).为保证后尾波部分散射壳的完整性，需要将研究区向外围扩展，龙滩库区水平方向向外扩展了30 km，垂直方向扩展了24 km.反演计算使用一维线性速度模型，该模型参考了华南地区速度结构的研究结果 (郑圻森等，2003)，S波一维线性速度模型为V_s=2.63+0.037Z, Z为深度 (km).吸收衰减和散射系数初值的选择参照Sato和Fehler (1998)给出的范围，不断调整散射系数和吸收衰减且取中心频率f为6 Hz计算理论尾波包络线，当理论与观测包络线的拟合残差最小时, 吸收衰减Q_int(f)^-1为0.003、散射系数g_o=0.005，将0.005作为反演计算的初值.

图 4

Fig. 4

图 4 龙滩库区散射系数反演所用的网格设置 (图中符号与图 3同) Fig. 4 Grid configuration for scattering coefficient inversion in Longtan reservoir area (The symbols have the same meanings as in Fig. 3)

用实际观测数据计算前，先用棋盘格分辨率检验 (CRT) 分析目前的反演方法对研究区散射系数空间分布的分辨程度.我们假设散射系数为0.012 km^-1的10 km×10 km×8 km的块体与散射系数为0.001 km^-1的同样大小的块体形成棋盘格结构，存在于散射系数为0.005 km^-1的背景介质中，同时取吸收衰减Q_int(f)^-1为0.003，滤波频带中心频率f为6 Hz，由理论尾波能量密度公式计算产生2102条含随机噪声的理论尾波包络线 (Asano and Hasegawa, 2004；王勤彩等，2009).由背景散射系数作为初始值，利用理论包络线反演网格点上的散射系数，并分析棋盘格的恢复程度.定义第n次迭代的残差平方和为misfit⁽ⁿ⁾=|Cd-CF(g⁽ⁿ⁾)|(Asano and Hasegawa, 2004)，C是权重因子，d是数据矢量，g是模型矢量，5次迭代后，残差平方和明显减小，因此选择5次迭代后的模型矢量值作为最终结果.结果显示，在0、4、8、12 km深度上棋盘格图形恢复很好 (图 5)，但更深的切片上恢复变差，直至完全不能恢复.

图 5

Fig. 5

图 5 龙滩库区不同深度上的CRT分辨率检测结果 (图中符号与图 3同) Fig. 5 Results of checkerboard resolution test at different depth levels in Longtan reservoir area (The symbols have the same meanings as in Fig. 3)

棋盘格恢复程度和理论与观测包络线的拟合程度决定了散射系数反演结果的可靠性.为消除震源辐射能量、介质密度和场地因子的影响，在三维散射系数反演过程中，要对数据进行尾波归一化，即用后面的尾波归一化前面的尾波.图 6中的理论包络线与观测包络线均为无量纲数据，图中可见，在反演使用的波形时间段 (红色线所在时间段)，理论与观测包络线形态一致，能较好地拟合在一起.0~12 km深度棋盘格图形恢复很好，说明这个深度范围内的反演结果是可靠的.

图 6

Fig. 6

图 6 DPD台理论与观测包络线的拟合图 Fig. 6 The fitting of the oretical and observed envelopes at station DPD

图 7是龙滩库区不同深度的散射系数分布图像.图中显示，龙滩库区下方地壳中存在明显的非均匀结构.研究区最明显的高散射系数区是大坝附近布柳河与红水河交汇处至三江 (红水河、油拉河和牛河) 交汇处的河段下方地区，该河段也是库区水最深的河段.在浅层，该高散射系数区向库岸外扩展10 km左右；在8 km深度，高散射系数区范围明显减小，三江交汇处和布柳河与红水河交汇处的两个高散射系数区不再贯通；在12 km深度，该高散射系数区几乎消失.除此之外，八腊断裂周围和八茂断裂两端也存在小范围的高散射系数区.远离主干河流的区域多表现为低散射系数.深度剖面显示 (图 8)，三江交汇处至布柳河与红水河交汇处的高散射系数区向下延伸不超过10 km.沿八腊断裂分布的高散射系数条带延伸深度约8 km左右.八茂断裂西端的高散射系数区向下延伸约10 km，东端向下延伸约8 km.散射波对流体非常敏感，含有流体的介质表现为高散射系数，由此可以推断，龙滩库区水域附近的高散射系数区与水的渗透有关，库区水向下渗透的深度不超过10 km，向库岸两侧渗透约10 km.

图 7

Fig. 7

图 7 龙滩库区不同深度上的散射系数分布图像 图中白线为河流，黑线为断层，三角为固定台站，十字为临时台站. Fig. 7 Distribution of scattering coefficient at different depths in Longtan reservoir area White solid lines denote rivers. Black solid lines represent faults. Permanent stations are shown as triangles. Temporary stations are shown as crosses.

图 8

Fig. 8

图 8 沿经度和纬度剖面上的散射系数分布图像 Fig. 8 Distribution of scattering coefficient in vertical depth section along the longitude and latitude

把不同深度切片上下2 km的地震投影在图 7的散射系数分布图上，同时把深度剖面附近的地震投影在图 8沿经度和纬度的深度剖面上，可以看出，地震基本分布在高散射系数区内或其边缘，高散射系数分布与地震震源位置有很好的一致性.

Zhou等 (2011, 2012) 利用龙滩库区2006年10月1日—2010年5月14日固定台网和2009年4月4日—2010年5月14日临时台网记录的地震震相和波形数据，反演了库区下方的速度结构和衰减结构，发现低V_p、低Q_p和低Q_s分布在库区主要河流下方和断层附近，这个结果与高散射系数分布有很好的一致性，反映了库区水渗透对介质结构的影响和库水易于沿河流和断层渗透的特征.但由于速度结构和衰减结构反映了介质的物性特征，而散射系数结构反映了非均匀结构对地震波的散射强弱，因此，他们之间也存在一定的差异，比如低V_p、低Q_p和低Q_s沿八茂断裂分布，高散射系数仅分布在八茂断裂与河流的交汇处附近，说明散射波对流体更为敏感，能更好地反映库区水的渗透特征及水的运移和汇聚.

研究区最明显的高散射系数区位于大坝附近布柳河与红水河交汇处至三江交汇处的河段下方, 也是达良—新开滩背斜所在的区域.达良—新开滩背斜轴部和两翼为石炭纪和二叠纪碳酸盐地层，岩溶发育，与之接壤的区域为透水性较好的砂页岩 (潘建雄和黄日恒，1982；Zhou et al., 2012).达恒—达良断裂发育在达良—新开滩背斜东西两翼碳酸盐地层中，由两条正断层组成，沿红水河东段近南北向延伸 (图 1).水库蓄水后，荷载作用使库岸附近产生垂直和侧向应力，垂直应力使库区沉降，侧向应力产生拉张作用.库区各点的沉降差异也会产生不同程度的水平位移，水域边缘的水平位移量最大 (丁原章，1989).侧向拉张和水平位移共同作用使水域边缘的达恒—达良正断层向两端进一步扩展.断裂带中的灰岩角砾岩和方解石脉抗压强度低且可溶性大于灰岩，水库蓄水后的断层活动易使断裂带中的岩石再一次破碎, 断裂带渗透强度增大, 成为库区水向地下深处渗透的输水通道.可以推测，蓄水后的岩溶作用和断层活动导致的水的渗透使布柳河与红水河交汇处至三江交汇处的河段下方表现为高散射系数.除大坝至三江交汇处的高散射系数区外，八茂断裂东西两端和八腊断裂周围也存在小范围的高散射系数区.八茂断裂发育在碳酸盐地层中，八腊断裂发育在二叠纪碳酸岩与三叠纪沙砾岩之间，两条断层均与河流相交，可见，断层附近的高散射系数分布也与岩溶作用和库水渗透有关.

龙滩库区深部的高散射系数区可能还与埋藏的古岩溶水有关，早晚二叠纪间，研究区内有一次上升运动——东吴运动，驱使本区海退成陆.根据区内晚二叠纪中铝土矿和高锰层的富集，可以推断当时气候温暖湿润，易进行强烈的岩溶作用，形成裂隙溶洞、管道溶洞等所构成的地下河网.而后地壳下沉，已形成的古溶洞和赋存其中的地下水为上覆的三叠纪复理石建造所封存.后期的燕山运动使岩层发生褶皱和断裂，打破了封存古岩溶水的压力平衡而使岩溶水上升，由于上升过程中温度和压力的降低，使古岩溶水发生分异结晶，形成方解石脉及晶洞.这种类型的水晶矿床广泛分布在库区及邻近地区 (潘建雄和黄日恒，1982).水晶方解石脉填充封闭了裂隙和断裂带，残存的古岩溶水得以部分保留.在燕山运动后期乃至新构造期的多次构造活动中，充填在断裂带中的方解石脉发生多次破裂，成为最软弱的地带.一旦水库蓄水增压，库区水首先沿这些薄弱地带向深部运移，并和深部保留下来的古岩溶水串通一体.断裂带深处是水的渗透和集中带，地下水将滞留于深部断裂带中的某些特殊构造部位.8 km深度上的散射系数分布显示 (图 7)，在达良—新开滩背斜的两端和八茂断裂东西两端仍存在明显的高散射系数区，这些高散射系数区可能与流体的渗透和滞留有关，且浅部高散射系数区与深部具有贯通性，高散射系数区可能是库水的渗透通道，也是与古岩溶水联系的通道.

龙滩库区地震主要集中在7~10 km深度的高散射系数区内 (陈翰林等，2009)，与其他发生水库诱发地震的水库相比 (钟羽云等，2010；杨贵等，2012；李海鸥等，2010)，震源深度偏深，这可能与该区的地质构造特殊性有关.龙滩库区在石炭纪和二叠纪碳酸盐地层上覆盖了几公里厚的三叠纪似复理石建造，封存了古生代溶洞中的岩溶水，燕山运动时复理石建造发生破坏.水库蓄水后，水沿断裂向下渗透，与下覆古岩溶水建立水力联系，强化了深层水的活动性，降低了断裂带的抗剪强度，引发了较深部位的水库地震.这种现象与希腊克里马斯塔水库诱发地震极为相似，克里马斯塔库区地壳中存在可溶性白垩纪灰岩被新生代复理石掩埋而形成的古岩溶水，为库水渗透和地下水的循环创造了有利的条件，也对克里马斯塔库水库地震的发生起到了促进作用.该水库1965年7月截流蓄水，1966年2月水深120 m时发生了6.2级地震 (薛佳谋，1981).

以上分析可以看出，龙滩库区高散射系数区与库区岩性、地质构造和库区水渗透有着密切的关系.高散射系数主要分布在岩溶发育的碳酸盐地层及与之接壤的透水性较好的砂页岩中，并且主要位于主干河流附近，河流和断层交汇处及与河流相交的断层附近，与水的渗透密切相关.高散射系数区向库岸外扩展约10 km左右，延伸深度不超过10 km.龙滩库区地震集中分布在7~10 km深度的高散射系数区内，震源明显偏深，可能与库区水渗透引起的古岩溶水活化有关.

由2006年10月1日至2010年5月14日固定台网和2009年4月4日至2010年5月14日临时台网记录的1级以上地震波形资料，挑选了399个地震的6306条高质量三分量波形数据，并计算出2102条尾波能量密度包络线.采用尾波包络线反演方法得到了龙滩库区散射系数三维分布，通过对反演结果的分析和讨论, 我们得到如下结论：

(1) 龙滩水库下方地壳中存在明显的非均匀结构.由大坝附近布柳河与红水河交汇处至三江 (红水河、油拉河和牛河) 交汇处的河段下方区域是研究区最明显的高散射系数区，高散射系数延伸深度达10 km，但在8 km以下高散射系数范围明显减小.除此之外，八茂断裂东西两端和八腊断裂周围也存在小范围的高散射系数区.

(2) 龙滩库区高散射系数主要分布在碳酸盐地层及与之接壤的透水性较好的砂页岩中，并且主要位于主干河流附近、河流和断层交汇处附近及与河流相交的断层附近，高散射系数分布与水的渗透密切相关.库区水向河流两岸的渗透宽度约为10 km左右，深度不超过10 km.

(3) 龙滩库区地震主要集中在7~10 km深度的高散射系数区内，在水库地震中震源明显偏深，可能与库区水渗透引起的古岩溶水活化有关.

感谢中国地震局地震预测研究所陈翰林为整理数据资料和基础资料所付出的努力.感谢二位匿名文章审稿人对本文提出的宝贵意见.