2011, Vol. 54
目前国际上关于水库诱发地震机理的研究仍处在定性与半定量的探索中，有关流体孔隙压力与水库诱发地震的关系是其中研究的热点之一.Gregory等[1， 2]利用统计的方法研究指出，水库诱发地震与蓄水深度、蓄水量具有很好的相关性.在地壳的某些部位，岩石处于应力破坏的临界状态，因此孔隙压力的微小改变引起的有效应力就可能导致地震的发生.Ramesh[3]认为应力与孔隙压力在天然状态下已经积累达到断层新的破裂与位错的临界状态，而水库蓄水扰动产生的应力与孔隙压力的扰动加速了这种破裂，以致引发或诱发地震.Chen等[4]研究认为，花岗岩岩层中水库诱发地震与孔隙压力扩散有关，而岩溶地层中水的化学作用对水库诱发地震起主要作用.Hu等[5]指出岩溶作用通过改变饱和度与孔隙压力及弱化间断面来诱发地震.同时指出，存在着应力的微小变化诱发水库地震的可能机理，这意味着孔隙压力的扰动对控制水库诱发地震的发生时间起重要作用.但以上研究均缺少对岩石流体孔隙压力特征的具体描述.
近10年来，Shapiro [6~8]和Audigane[9]等提出了在各向异性和不均匀的孔隙弹性介质中，由于孔隙压力扩散而诱发的地震时空演化特征，其中主要包括抛物包络线特征和延迟特征.随着研究的深入，孔隙压力与诱发地震的关系也朝着定量化的方向发展.Talwani和Acree[10]研究了美国卡洛来纳州一系列水库诱发地震震例，提出这些地震是由于流体孔隙压力扩散使孔隙压力峰面达到震源处而发生，并且发现水库诱发地震的时间与空间特征可以通过具有流体动力特征的孔隙压力扩散的力学作用来解释，并计算了22 个震例的孔隙压扩散系数值为0.5~50m2/s.Talwani[11]认为在水库周围蓄水短期内会引起直接不排水反应，也就是一些随机的地震活动之后，由于孔隙压力扩散引起的延迟反应，触发了一系列水库地震.
综上所述，流体孔隙压力扩散作用已成为解释水库诱发地震的主要机制之一.水库诱发的地震活动一般与蓄水过程密切相关，而水库诱发的最大地震大多数都是蓄水后几个月或是几年之内发生，这种延迟特点也符合流体孔隙压力扩散作用的特征.孔隙压扩散系数作为描述孔隙压力扩散的参数，可以反映不同地块的水文、地质条件.同时，了解特定区域流体孔隙压力扩散作用与诱发地震的关系，有利于分析该区可能发生的最大地震震级和地点，为定量判定水库诱发地震危险性提供科学依据.
本文以广西龙滩水库2006年6月~2007年12月蓄水过程中的地震精定位资料[12]为基础，计算了不同地震活动区孔隙压扩散系数，结合地质与构造条件，分析了各地震活动区孔隙压扩散系数之间的差异性，讨论了孔隙压力扩散的持续时间、最大扩散距离等与孔隙压扩散系数之间的关系，对可能影响孔隙压力扩散特征的因素进行了分析，探讨了孔隙压扩散系数大小与可能诱发较大地震之间的关系.
2 孔隙压力扩散触发机制 2.1 孔隙弹性扩散方程根据Shapiro 等[6~8]的研究结果，在动态过程中相互作用的流体流动和岩石形变由孔隙弹性理论来描述.以Biot方程为基础，可以用非均一扩散方程来描述孔隙弹性介质的平均应力σkk与孔隙压力p之间的关系.
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(1) |
式中，B为Skempton′s系数，σkk=σ11+σ22+σ33 表示平均应力，k为渗透系数，μ 为流体的黏滞系数，Sσ 为无压单位储水系数，t为时间.对于一个无旋的位移场，这里假设流体注射近似地有效，方程(1)在数学上是和静力平衡方程相互独立的，即孔隙压力扰动传播不依赖于应力的变化:
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(2) |
式中，D为孔隙压扩散系数.岩石的孔隙压扩散系数D一般认为在10- 4~10m2/s之间[10].
在方程(2)中，介质被认为是具有均匀各向同性的弹性水力学特性；渗透性k和扩散系数有关，即D=k/(μS)，其中S为单轴单位储藏系数.
Shapiro[6~8]基于孔隙压力扩散机制发展了一种分析地震事件的方法，用来刻画地震活动区的孔隙流体动力学特征，即抛物包络线特征和延迟特征.
2.2 抛物包络线特征假设在一个无限各向同性的饱和孔隙弹性介质中，给定一个阶梯函数型的点压力源对方程(2)求解，估算从源(也就是注射点)到孔隙压力扰动传播的前包络面的距离r，表达如下:
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(3) |
式中，t为注射流体的开始时间，D为区域性的孔隙压扩散系数，r为前包络面半径(在三维空间上为球半径).式(3)在r-t图中描述的抛物线特征是分析由孔隙压力扩散触发地震群的重要理论基础.
图 1给出了Shapiro等[6]应用该特征研究在法国干热岩石注入流体之后触发地震实验的实例，曲线1为外包络线，描述流体孔隙压力扩散触发地震的前缘特征，曲线2为内包络线，描述流体停止注入后孔隙压力扩散的延迟特征，t0 为流体注入停止的时间.应用外抛物包络线特征估算出孔隙压扩散系数D=0.05m2/s.
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图 1 法国1993年在Soultz干热岩石实验的r-t曲线(1外包络线，2延迟曲线)[6] Fig. 1 Shcematic map of r-t for the Hot Dry Rock experiment in Soultz, France (1 represents the envelop line, while 2 denotes the delay line)[6] |
在注入流体期间或停止注入流体之后，触发的地震过程可能持续几天甚至更长时间，这就是孔隙压力扩散的时间延迟特征.Parotidis等[13]通过用延迟特征拟合相同扩散率数据，进一步证实了估计值D的合理性.该研究中，Parotidis等从方程(1)中推出三维延迟方程:
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(4) |
方程(4)描述了在注入结束后注射点附近地震平静的情况.使用与抛物包络线相同的扩散系数数据，就得到了图 1 中的延迟曲线2.式(4)也可以表示为二维的延迟方程，但在二维情况下方程(4)中的常数6用4代替.
当孔隙压力扩散是地震触发的主要机制时，那么延迟曲线就是一个重要的自然现象，而这种现象可作为估计地震活动区的孔隙压扩散系数D的又一方法，也可以验证抛物包络线特征中估计孔隙压扩散系数的正确性.另外，通过延迟曲线还可以粗略估计孔隙压力源停止注入的时间t0.
当然，不是在所有扩散过程中都可以观察到延迟曲线2，这是因为地震活动的不确定性以及可能受到的数据长度的限制，不能很好地描述整个孔隙压力扩散的过程.但这些问题并不能妨碍通过对震群前缘边界的分析，估算孔隙压扩散系数，并通过分析孔隙压扩散系数特征与震群发生区地质构造、库区岩性以及水文地质条件等的关系，判定水库诱发地震的危险性.
3 龙滩水库诱发地震活动的孔隙压力扩散特征 3.1 龙滩水库概况龙滩水电站位于广西壮族自治区天峨县境内，红水河上游(图 2)，水库岩性以石灰岩为主.水库处在高山峡谷地区，河谷呈狭窄“V"字型，在河流的长期溶解下，沿途溶洞、溶沟、溶槽随处可见.库区逆冲断层发育，断层间存在有挤压破碎带，且岩石中裂隙颇为发育，有利于库水渗透和孔隙压力传递.库区位于广西西北的地震区西北缘，有关资料显示历史记载的大于ML3地震共42次[14]，有仪器记录能确定震中的小于ML3的地震210次.在大坝50km 范围的天峨县境内布柳河一带，发生过3次大于ML3的地震[15].
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图 2 广西龙滩水库区域构造概图(据文献[12]修改) 主要断裂名称及编号:① 平腊断裂；② 八南断裂；③ 巴鱼断裂；④ 望谟-逻西断裂；⑤ 八腊断裂；⑥ 天峨-金谷断裂；⑦ 里落-浪全西段断裂；⑧ 八茂断裂；⑨ 沫阳罗甸断裂；⑩ 里落塘豪断裂；⑪ 乐业-甘田断裂. Fig. 2 Geologic structures around the Longtan reservoir(Revision according to Ref.[12]) MainFaults name and serial number:① Pingla fault；② Banan fault；③Bayu fault；④Wangmo-Luoxi fault；⑤ Bala fault；⑥ Tian’e-Jingu fault ；⑦ Liluo-Langquan West fault ；⑧ Bamao fault ⑨Moyang-Luodian fault；⑩Liluo-Tanghao fault； ⑪Leye-Gantian |
龙滩数字遥测地震台网2006 年3 月开始正式运行，由布设在龙滩库水周围的仁项、天峨、里纳等10个高灵敏度观测台站以及2 个信号中继站和1个台网中心组成，观测仪器采样率为100 Hz.台网网径在东西方向约90km, 南北约73km.在主要库水区地震监测能力为1.0，定位精度满足本研究的要求[16].
本文研究使用了2006年10月至2007年12月间的精定位地震目录[12]，期间龙滩水库进行了两次蓄水.第一次蓄水是在2006年10月1日，库区水位在一个月内从原来的220 m 急速上升到320 m；第二次是在2007年6月1日，从320m 上升至350m.第一次蓄水后，2007年3月，库区发生了一次ML4.0地震，而第二次蓄水后，地震活动的强度和频度都增大，发生了2007 年7 月17 日ML4.2 地震.从图 3可以看出，在两次蓄水过程，库区地震活动水平明显大于蓄水之前的水平，小震活动频次与蓄水过程关系密切，表明这些地震活动应为水库蓄水诱发产生的.
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图 3 龙滩水库蓄水水位变化与小震活动M-t图 Fig. 3 The change of water level of Longtan reservoir and microseismic events sequences M-t |
首先分析一下龙滩水库诱发地震是否存在单一的流体孔隙压力扩散特征.假设蓄水后诱发的第一个小震(或震群)是初始的流体孔隙压力注入点(25.11°N，106.95°E)，则后续发生的一系列小震与该区域孔隙压力的扩散有关，这样就获得一个单一触发模式的r-t图(图 4).
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图 4 基于单孔隙压力源触发所有震群的情况，对龙滩水库地震群所作的三维r-t曲线 Fig. 4 Plot of r-t for microseismic events sequences ofLongtan reservoir for the case of a single pore pressure source triggering all swarms |
从图 4中看到，在假定单点注入流体模式下震群活动没有出现显著的抛物包络线特征，而是随着时间的持续，在距假定注入点的几个相对固定的区域持续有相对密集地震发生.这说明在两次蓄水过程中，小震活动限于在水库附近的几个区域内，而且不同区域中的地震加速活动的时间和演化过程是不同的.这种在大区域分散而在小区域中集中的现象体现出了孔隙压力作用下的地震群簇发生的空间分布特点.
假设各区是相对独立的地震活动区域，并受控于不同地质构造环境、水文地质条件或基地岩性条件，水库诱发地震震群发生应具有各自特点.从图 5给出的龙滩水库地震的空间分布来看，比较符合多点注入的孔隙压力扩散触发地震机制.
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图 5 龙滩水库小震空间分布图(据文献[12]修改) 主要断裂名称及编号:① 平腊断裂；② 八南断裂；③ 巴鱼断裂；④ 望谟-逻西断裂；⑤ 八腊断裂；⑥ 天峨-金谷断裂；⑦ 里落-浪全西段断裂；⑧ 八茂断裂.圆点为震级，图例中震级后面括号中的数字为测到的地震数目. Fig. 5 The spacial distribution of microseismic events sequences of Longtan Reservoir (Revision according to Ref.[12]) MainFaultsnameandserialnumber:①Pinglafault；② Banan fault；③Bayu fault；④Wangmo-Luoxi fault；⑤ Bala fault；⑥Tiane-Jingu fault；⑦Liluo-LangquanWest fault；⑧ Bamaofault. |
为了客观分析各分区的水库诱发地震特征，通过时间连续原则和空间集中原则来划分诱发地震活动区域[6].
(1) 时间连续原则.所有的地震群事件均发生在相对连续的时间窗之内，也就是说同一个地震群内的事件在时间上应该是连续的.根据这条依据，在龙滩水库地震活动的分析中，去除了一些不连续、可能由其他原因引起的地震事件.譬如，水库蓄水后可能由于附加荷载直接引起的地震，或是区域应力加强随机发生的构造地震等.
(2) 空间集中原则.所有的地震事件发生在相对集中的某个区域.孔隙压力扩散影响的范围是有限的，其群簇性是一个常见的特点.因此，一定区域内的地震群可以认为是同一触发源触发，而区域之外的地震事件有可能是其他因素造成的.在龙滩水库地震活动的分析中，把每个地震相对集中区域作为一个相对独立的地震区，这样有利于分析不同震群区流体孔隙压力扩散特征及其与地质构造等因素之间的关系.
应用以上的判别准则，本文将龙滩水库蓄水后的地震事件划分为5 个区域(A 区~E 区).从图 5中可以看出，A 区和B 区地震分布范围较大，地震相对分散，C 区范围相对较小而地震分散，D 区和E区地震相对集中且分布范围小.以上区域表现出的流体孔隙压力扩散作用特征，以及地质构造条件、岩性特征等与孔隙压力扩散特征之间的关系，将通过以下分析进行讨论.
3.3 各分区孔隙压力扩散特征 3.3.1 A 区如图 5所示，A区位于八腊断裂的东侧.该区地层岩性属三叠纪中统，上部两、三千米厚度为砂岩、粉砂岩或粘土岩，其中砂岩渗透性较好，页岩渗透性相对较弱；下部为含有数百米厚度的夹杂砂岩页岩的灰岩、白云岩，渗透性较好.
A 区小震活动优势方向为北东向，并且穿过了龙滩水库大坝，小震活动主体与八腊断裂走向一致.在八腊断裂东南方向有少量地震分散分布，推测认为这可能与八腊断裂倾向为北西向有关.根据流体孔隙压力扩散区划分原则，本文选取主体地震群为研究对象.
A 区小震最早发生于2006年10月13日，也就是水库第一次蓄水的初期，之后的两个月只发生了4个小于ML1的地震.从12月份开始，地震开始密集发生，到2007 年5 月，A 区共发生231 次小震.2007年6月初第二次水库蓄水之后，小震活动又进入一个密集发生期，这说明是再次蓄水触发了新一轮的地震活动，其中A 区的最大的ML4.2 级地震发生在第二次蓄水后的2007年7月17日.因此，本文认为A 区至少发生过两次孔隙压力扩散过程:第一次地震活动的触发源为12月4日的小震活动区，起始时间为这组小震发生的时间，这组地震触发了此后6个月的小震活动；第二次蓄水触发源位置与第一次触发源的位置基本一致，这是因为水库诱发地震的触发源往往具有在同一地点重复作用的特点.本文使用式(4)和式(5)得到A 区小震活动的r-t图(图 6a).
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图 6 Ⅰ型(A 区(a)和B区(b))地震群的r-t图(扩散距离和时间)和M-t图(震级和时间) Fig. 6 Plots of r-t (distance and time) with estimated hydraulic diffusivities Dand corresponding parabolic envelopesfor type I (swarm A (a) and swarm B (b)) and corresponding M-t(Magnitude and time) |
从图 6a中可以看出，第一次蓄水触发地震估计的孔隙压扩散系数D为0.55 m2/s, 第二次蓄水触发地震估计的孔隙压扩散系数D为0.65 m2/s.实际上第二次蓄水后地震活动的延迟时间比较短，并且估计出的孔隙压扩散系数较第一次蓄水的值稍大，这是可能由于第一次蓄水诱发的地震活跃已经造成了介质的微破裂形成，第二次蓄水后孔隙压力扩散速度较第一次蓄水略快，但总体特征是一致的.由此可见，较高孔隙压扩散系数可能预示着诱发地震能量增大的危险.
A 区两次孔隙压力扩散过程的最大距离都是约10km, 但扩散的方向是不均一的，其中沿八腊断裂的方向明显要大于垂直于断裂的方向，两次流体孔隙压力扩散的时间共持续了370天.
3.3.2 B区B区位于坝王河与蒙江交汇处，岩性从地表往下分别是二叠系粘土岩夹粉砂岩、灰岩夹白云岩和玄武岩等.八茂断裂沿北东向穿过该区，蓄水后的小震活动未沿八茂断裂的走向优势分布.
第一次快速大幅度蓄水后，B 区开始只有少量地震活动，但2007年7月第二次蓄水后的地震活动有显著加强.总体来看，B 区地震活动相对于A 区较弱，只有110次地震事件，其中最大震级为ML2.6，发生在第二次蓄水后的2007年9月3日.
选择2007年3月23日发生的地震为B区孔隙压力注入源，并绘制出该区流体孔隙压力扩散r-t图(图 6b).从图 6b中可以看出，第一次蓄水B 区的孔隙压力触发作用有限，但第二次蓄水后明显出现孔隙压力扩散过程，并触发了一系列小震活动.该区孔隙压扩散系数为0.45 m2/s, 最大扩散距离约达到10km, 孔隙压力扩散的持续时间为280天.
从图 6b的r-t图中还可以看出，B 区孔隙压力扩散过程有一定阶段性，在第一次蓄水后100 天左右，孔隙压力扩散范围停滞在5km 内，直到第二次蓄水后流体孔隙压力继续向外扩散，这表明孔隙压力扩散过程区域介质和应力环境的影响，扩散速度是不均一的.其中，流体孔隙压力在扩散过程中能量会逐渐消耗，只有再次的积蓄能量才能促使孔隙压力的继续扩散.
3.3.3 C 区C 区位于红水河流域罗妥附近，分布有小尺度的北东和北西向断裂，岩性与B 区相同.从图 7 的M-t图中可以看出，C 区在2 次蓄水过程中发生小震81次，在第一次蓄水后的3个月中仅有零星几次小震活动，但自2007年3月中下旬开始，快速触发了一系列小震活动，分布范围相对集中，其中包括2007年3月17日罗妥ML4.0地震.2007年6月初第二次蓄水后，又触发了新一轮小震活动，持续到2007 年11月后地震活动才显著减少.
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图 7 Ⅱ型(C 区)地震群的r-t图和M-t图 Fig. 7 Plots of r-t(Distance and Time) with estimated hydraulic ditfusivities D and corresponding parabolic envelopes for type I (swarm C) and corresponding M-t (Magnitude and Time) |
C 区孔隙压力注入源位置选在2007年3月17日的小震活动区，计算出该区孔隙压扩散系数为0.25m2/s, 扩散持续时间约为240 天，扩散的最大距离为6km.本区的扩散特征类似于B 区，扩散速度也不均一.
本区最大震级地震发生于孔隙压力扩散初期，在第一次蓄水后三个月内发生的地震很少，但在第二次蓄水之前地震数量突然增多，这可能是第一次蓄水后流体孔隙压力扩散的延迟作用导致能量的快速释放.第二次蓄水后孔隙压力扩散过程继承了第一次扩散的特征，因而后期小震活动水平有所增强，但增强趋势不明显.
3.3.4 D 区D 区位于大坝以南布柳河的纳宜西岸，该区岩性与C 区相同，附近有北西向的巴南断裂和巴鱼断裂.该区地震分布比较集中，处在两个断裂之间，优势分布方向与附近的北西向的八鱼断裂和八南断裂近一致.
该区诱发的地震数目较少，两次蓄水中只发生了42次小震，其中第一次蓄水后发生了13次，最大震级为ML2.0，第二次蓄水后发生29次，最大震级为ML2.8.
从图 8a的M-t图中可以看出，第一次蓄水后地震样本很少，不满足估计孔隙压扩散系数的要求.第二次蓄水后的地震活动有显著增强，以2007年5月29日的小震活动区位为注入源，得到的二次蓄水后的孔隙压扩散系数为0.08 m2/s, 最大扩散距离为3km, 扩散持续时间为190 天.D 区在两次蓄水过程中地震活动均表现出快速响应，水位稳定后地震活动迅速减少.这说明该区的应力释放是很快的，能量不易积累，因而没有触发较大地震.
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图 8 Ⅲ型(D 区(a)和E 区(b))地震群的r-t图和M-t图 Fig. 8 Plots of r-t (Distance andTime) with estimated hydraulic diffusivities D and corresponding parabolic envelopesfor type I (swarm D (a)，E (b)) and corresponding M-t (Magnitude and Time) |
E 区位于红水河、布柳河、江及曹渡河的交汇处，岩性同A 区.地震活动分布范围非常集中，无明显的优势分布方向，但地震频次较高.E 区共发生321次小震，其中最大震级为ML3.5，发生于第二次蓄水后的2007年8月10日.
从图 8b的M-t图中可以看到，E 区地震活动非常特殊，在第一次蓄水过程中只有零星地震，第二次蓄水后地震活动水平显著增强，之后该区成为龙滩库区地震最为活跃的地区.由于第一次蓄水后发生的小震活动较少，并且在时间上不连续，E 区注入源的位置本文选择为2007年6月5日的小震活动区，初始时间为该小震的发生时间，估算出孔隙压扩散系数为0.04m2/s, 持续时间约为210天(截止到地震目录时间)，最大扩散距离约为3km(图 8b的r-t图).推测认为，本区的地质构造条件可能不利于孔隙压力扩散过程的发展.
4 不同区域震群孔隙压力扩散特点根据龙滩水库不同区域诱发地震的孔隙压扩散系数，将5 个地震活动区分为3 种类型:Ⅰ 型为A区和B区，扩散系数为0.45~0.65m2/s, Ⅱ型为C区，扩散系数为0.25 m2/s, Ⅲ 型为C 区和D 区，扩散系数为0.04 ~0.08 m2/s.表 1 给出了3 个分区类型的特征参数，下面讨论这三种类型的主要特点.
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表 1 龙滩水库2006~2007年地震群不同类型地震活动特点 Table 1 Characteristics of different seismic swarms in Longtan Reservoir from 2006 to 2007 |
从表 1中可以看出，Ⅰ型(A 区和B 区)的孔隙压扩散系数较大，与断裂构造关系密切.A 区位于八腊断裂东侧，地震分布的优势方向与八腊断裂近一致，B区地震分布的优势方向为近南北向，与北西部八茂断裂斜交；Ⅱ型(C 区)区域内分布有小规模的断层，但走向凌乱，地震优势分布方向与北西侧的八茂断裂近垂直关系；D 区地震分布比较集中，处在两个断裂之间，优势分布方向与附近的北西向的八鱼断裂和八南断裂近一致；E 区附近没有断裂分布，地震活动相对集中.总体看来，断裂发育的区域内地震活动分布范围较广，孔隙压扩散系数较大，优势分布方向与断裂近一致或相交，而断裂不发育的区域内地震活动分布范围较小，孔隙压扩散系数较小，无优势分布方向.
4.2 介质岩性因素从各区域的岩性特征分析，A 区和E 区的岩性基本相同，但流体孔隙压扩散系数却相差较大.B区、C 区、D 区岩性相同，孔隙压扩散系数也有一定差别，可见岩性对龙滩水库地震活动特征的影响不显著.
4.3 最大诱发地震从各类型的最大诱发地震来看，Ⅰ型A 区发生了ML4.2地震是截止本文研究时间内龙滩水库地震活动中最大的地震，其次为Ⅱ型C 区的ML4.0地震.两个ML4.0以上地震都发生在有断裂构造的地区，而在断裂构造不明显的Ⅱ型震区B 区和E 区最大震级分别为ML3.5 和ML2.8 处于中等水平.从以上的分析来看，龙滩水库地区有断裂构造分布的地区发生较大水库诱发地震的可能性也相对较大.
4.4 最大扩散距离和持续时间从扩散距离和持续时间来看，Ⅰ型A 区和B 区的扩散距离最大，为10km, 相应的地震活动持续时间最长，为350~370 天；Ⅱ 型C 区扩散距离为6km, 持续时间为240天；Ⅲ型震区D 区和E 区扩散距离为3km, 持续时间为190~210 天.由此可见，孔隙压力扩散距离和地震活动持续时间与孔隙压扩散系数值的大小直接相关.也就是说，孔隙压力扩散值越大，诱发地震的范围就越大，且其持续时间也越长.
4.5 诱发地震数量和释放能量从各分区的地震数量来看，截止到2007 年12月，Ⅰ型A 区和B区分别为231个和110个地震事件，Ⅱ型C 区为81个，Ⅲ型D 区只有42个地震，而同一类型的E 区地震数目最多，有325 个地震事件.由此可见，各区域诱发地震的数量与孔隙压扩散系数没有明显的相关关系.从各分区小震活动的总能量来看，A区释放的地震能量最大，为1.28×1011J，这个值比其他四个区能量的总和还要大，对应的扩散系数也最大；C 区、E 区和B 区的能量次之，D区释放的能量最小，扩散系数大小与触发地震群的能量是否存在相关关系，还需要更多的震例论证.
5 结论与讨论通过以上的研究，本文得到以下主要结论.
(1) 根据龙滩水库诱发地震的空间分布，划分为5个水库地震诱发活动区(A~E).假设这5个区域的小震活动都由其自身的流体孔隙压力源所触发，则估算出5个区域的孔隙压扩散系数值为0.04~0.65m2/s之间.根据估计出的孔隙压扩散系数，可以将5个地震活动区分为三种类型，其中Ⅰ型区域(A 区和B区)孔隙压扩散系数为0.45~0.65m2/s, 孔隙压力扩散速度较快；Ⅱ型区域(C 区)孔隙压扩散系数为0.25m2/s, Ⅲ 型区域(D 区和E 区)，孔隙压扩散系数为0.04~0.08 m2/s, 孔隙压力扩散速度相对较慢.
(2) 分析构造和岩性对孔隙压扩散系数D值的影响结果表明，Ⅰ型区域断裂构造发育，地震优势分布方向与断裂一致或相交，扩散系数较大；Ⅱ型区域发育了若干规模较小、走向凌乱的断层，扩散系数居中；Ⅲ型区域中D 区地震分布较为集中，分布方向与断裂走向一致，而E 区地表没有发现明显的出露断层，两区的扩散系数都较小.A 区(Ⅰ 型)和D 区(Ⅲ型)岩性基本相同，但D值有显著差别；B 区(Ⅰ型)、C 区(Ⅱ型)和E 区(Ⅲ型)岩性相同，D值也有明显差别，这说明在构造因素起主导作用的情况下，岩性对孔隙压力扩散特征的影响不显著.
(3) 分析各区域孔隙压力扩散持续时间(t)和最大扩散距离(r)表明，Ⅰ 型区域持续时间最长，扩散距离也最远；Ⅱ型区域持续时间与扩散距离则介于Ⅰ型区域和Ⅲ区域之间；Ⅲ型区域持续时间短，扩散距离最小.以上特征与孔隙压扩散系数D的大小是相对应的.这表明，地震活动区的断裂带可能直接影响孔隙压力扩散的速度和方向，从而影响水库蓄水触发地震活动的过程.
(4) 从不同区域发生的最大诱发地震来看，龙滩水库发生的2次ML4.0 以上地震均发生在发育有断裂的Ⅰ型区域(A 区和B 区)和Ⅱ型区域(C 区)，构造不明显的Ⅲ 型区域(D 区和E 区)的最大地震上限分别为ML3.5和ML2.8.(5)各区诱发地震的数量与孔隙压扩散系数值的大小没有明显的相关关系，但扩散系数较大区域，触发地震释放的能量也似乎较大.另外，流体孔隙压力扩散触发的地震活动具有在同一地点重复作用的特点，多次蓄水诱发的地震活动分布范围基本一致，且触发源相同.
本项研究给出了龙滩水库蓄水可能诱发地震的孔隙压力扩散机制的初步分析结果，其中一些问题还需要深入讨论，比如触发源的选择问题.由于蓄水后，水库蓄水的重力直接加载会引起诱发一些地震，在研究流体孔隙压力扩散作用时须要剔除这些地震；在选择触发源的小震时，要考虑较早发生的地震可能为诱发地震触发源，这些地震与后续地震在时间上是连续的.本项研究获得了水库诱发地震不同区域的流体孔隙压力扩散特征，这一特征对揭示水库诱发地震机理，以及判定诱发地震危险性具有重要的参考价值.
致谢 中国地震局地震预测研究所的赵翠萍研究员等提供了龙滩水库地震精定位数据；作者与德国柏林自由大学S.A.Shapiro 教授进行了有益的探讨，审稿专家对本文提出了建设性修改意见，在此一并表示感谢.
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