曹穎 黃江培 付虹

云南省地震局，昆明市北辰大道148號 650224

0 引言

目前，對水庫誘發(fā)地震的形成有多種認識和解釋，但都一致認為，水庫所在區(qū)域地質(zhì)和地球物理環(huán)境、庫區(qū)從地表到深部的巖石組成和物質(zhì)結(jié)構(gòu)狀態(tài)、區(qū)域斷裂構(gòu)造分布、產(chǎn)狀、力學(xué)性質(zhì)、發(fā)育程度、現(xiàn)今活動性等，都是發(fā)生水庫誘發(fā)地震的重要因素（任金衛(wèi)，1993）。近年來，隨著數(shù)字地震觀測技術(shù)的發(fā)展，深部地球物理探測研究是獲得區(qū)域深部構(gòu)造環(huán)境和孕震環(huán)境的重要手段。層析成像方法不僅能用于一般區(qū)域，對于水庫地區(qū)也同樣適用。利用層析成像方法探測地下速度結(jié)構(gòu)，并結(jié)合地震震源分布揭示地下介質(zhì)的特點，為研究水庫誘發(fā)地震的形成提供了新的途徑。王亮等（2015）利用速度結(jié)構(gòu)和小震精定位結(jié)果得出紫坪鋪水庫水的滲透作用對汶川地震的發(fā)生沒有直接影響的結(jié)論；鐘羽云等（2010）利用速度結(jié)構(gòu)和震源參數(shù)結(jié)果研究認為，由于水庫蓄水后庫水下滲，地震大多發(fā)生在低速異常區(qū)內(nèi)，水庫誘發(fā)地震之初的幾年中震源深度有一個逐漸變大的過程；李強等（2009）對三峽水庫壩址及鄰區(qū)中上地殼P波速度結(jié)構(gòu)研究發(fā)現(xiàn)，庫水滲透作用對地殼淺層速度結(jié)構(gòu)產(chǎn)生影響。

tomoDD雙差地震層析成像方法由Zhang等（2003）首先提出，該方法避免了復(fù)雜速度結(jié)構(gòu)引起的射線路徑異常對定位結(jié)果的影響，同時，利用觀測走時、走時殘差進行地震定位和速度結(jié)構(gòu)聯(lián)合反演，不僅能夠獲得較常規(guī)地震層析成像更為精確的震源密集區(qū)附近的速度結(jié)構(gòu)，還能夠獲得地震發(fā)生的絕對位置，其地震定位的精度與雙差地震定位的精度相當(dāng)。在國外雙差層析成像方法被廣泛應(yīng)用于地震區(qū)精細速度結(jié)構(gòu)研究，并已獲得了從區(qū)域尺度到幾百米尺度的高分辨率成像和地震定位結(jié)果（Shelly et al，2006；Zhang et al，2004；Okada et al，2005；Pei et al，2010），在我國也有很多應(yīng)用（于湘?zhèn)サ龋?010；李海鷗等，2011；鄧文澤等，2014；王小娜等，2015；呂子強等，2016）。

云南小灣水庫是滇西瀾滄江中下游河段梯級電站的龍頭水庫，水庫設(shè)計最大壩高292m，設(shè)計正常蓄水位高程1242m，水庫總庫容約149×108m3，水庫區(qū)跨越大理、臨滄、保山3個地區(qū)，由西支干流瀾滄江和東支支流黑惠江組成，庫長分別為178、124km，水庫靠近庫壩區(qū)的最高海拔約1160m，靠近庫尾及庫區(qū)正北的黑惠江流域最高海拔約1210m，總體呈東南低、西北高的地形特點，水庫于2008年12月16日開始蓄水。小灣水庫位于構(gòu)造活動較強烈的地區(qū)，在唐古拉-昌都-蘭坪-思茅褶皺系和岡底斯-念青唐古拉褶皺系的接合部位（毛玉平等，2004），庫區(qū)出露的地層主要是變質(zhì)巖和沉積巖，局部亦有巖漿巖發(fā)育（任金衛(wèi)，1993）。庫區(qū)及其周邊主要斷裂有怒江斷裂、保山-施甸斷裂、瀾滄江斷裂、蘭坪-云龍斷裂、維西-喬后斷裂、紅河斷裂、程海-賓川斷裂、無量山斷裂、南汀河斷裂、昌寧斷裂、柯街?jǐn)嗔训龋▓D1（b））。歷史上該區(qū)域地震多發(fā)，距壩址僅75km處有7級強震的活動記錄。對于小灣水庫的研究已有很多，鄔成棟等（2010）利用小灣電站水庫誘發(fā)地震監(jiān)測臺網(wǎng)記錄的數(shù)字波形資料，使用遺傳算法反演了小灣水庫近場328個中小地震的地震矩、應(yīng)力降和拐角頻率等震源參數(shù)；李永莉等（2012）計算了小灣水庫蓄水前后的水庫地震波速比變化；姜金鐘等（2016）利用地震精定位方法分析了小灣水庫的地震活動性；柯乃琛等（2016）使用 Velest程序計算得到小灣庫區(qū)蓄水前的最小一維速度結(jié)構(gòu)，然后以該最小一維速度結(jié)構(gòu)作為初始模型，使用Simul2000程序計算了小灣水庫蓄水前后庫區(qū)上地殼介質(zhì)三維速度結(jié)構(gòu)和震源位置。在上述研究的基礎(chǔ)上，本文使用雙差地震層析成像方法（tomoDD）聯(lián)合絕對到時、相對到時計算小灣水庫庫區(qū)及周邊區(qū)域水庫蓄水后不同時間段內(nèi)的地震重定位結(jié)果和三維P波速度結(jié)構(gòu)，分析由蓄水所導(dǎo)致的該區(qū)域地下介質(zhì)波速的變化，以期深化對小灣水庫地震發(fā)震構(gòu)造、發(fā)震機理等的認識。

1 資料與方法

1.1 地震資料

圖1 研究區(qū)域活動斷裂、地震分布、網(wǎng)格劃分和所用臺站分布

為監(jiān)測小灣水庫及其周邊的地震活動，2005年6月1日建成并運行小灣水庫地震臺網(wǎng)12個一期臺站，臺站包圍并均勻分布于庫壩區(qū)，2009年9月1日開始運行二期臺站4個，主要分布于庫首區(qū)，2010年4月小灣一、二期臺站合并運行。2012年8月1日漫灣電站水庫地震臺網(wǎng)建成，并與小灣水庫臺網(wǎng)聯(lián)合運行。但從2014年開始水庫臺網(wǎng)運行率下降，基本無法記錄到庫壩區(qū)的地震，所以在本文中加入了距研究區(qū)內(nèi)地震約250km范圍內(nèi)的云南區(qū)域地震臺網(wǎng)的49個臺站，包括30個固定臺站、3個騰沖火山臺網(wǎng)臺站、3個下關(guān)小孔徑臺網(wǎng)臺站以及13個流動臺站（圖1（a））。本文選取的研究范圍為小灣水庫庫區(qū)及其周邊地區(qū)（24.5°～25.5°N，99.0°～100.5°E），數(shù)據(jù)為至少有 6個臺站記錄到的地震事件，時間段為小灣水庫蓄水后的 2008年12月16日～2016年12月31日，經(jīng)過篩選共挑選出 11249個ML≥－0.5地震（圖1（b）），再去除走時曲線中離散較大的震相，最后得到77306個P波絕對到時資料（圖2）。

圖2 所選取的走時-震中距曲線

由小灣水庫水位資料（圖3）可知，小灣水庫開始蓄水后水位快速上升，至2009年7月，水位由蓄水前的996m上升至1100m，2010年10月水位上升至1210m，由圖3可見，2次水位快速上升期間庫區(qū)內(nèi)部分區(qū)域的地震活動頻次明顯增多。隨后，水位以年為周期在1200～1250m間變化（姜金鐘等，2016）。根據(jù)水位變化，選取2008年12月16日～2011年6月30日及2011年7月1日～2016年12月31日2個時間段來分析研究區(qū)地下速度結(jié)構(gòu)，其中，第1個時間段是蓄水后水位快速上升至平穩(wěn)變化的時間段，在這個時間段內(nèi)地震活動明顯增多，第2個時間段是每年水位周期變化的時間段。由柯乃?。?016）的研究可知，從小灣水庫開始蓄水至2011年6月地震頻次大量增加，此后一直保持在較高的水平。第1個時間段內(nèi)符合選取條件的地震事件有4474個，并產(chǎn)生31921條絕對P波到時，最大震級地震為2010年6月1日施甸ML4.8地震；第2個時間段內(nèi)有6775個地震，產(chǎn)生45385條絕對P波到時，最大震級地震是2015年10月30日昌寧MS5.1地震，其震中距水庫大壩僅77km，距瀾滄江僅11km。在此基礎(chǔ)上進行地震對匹配，選擇每次地震與2個地震之間的最大距離為20km，每個地震最多可與30個地震組成地震對，最終構(gòu)建了相關(guān)到時數(shù)據(jù)。其中，2008年12月16日～2011年6月30日有270189條P波相對到時，2011年7月1日～2016年12月31日有381176條P波相對到時。

圖3 小灣水庫水位變化與地震月頻次

1.2 雙差地震層析成像方法

反演中選取的坐標(biāo)原點為（25°N，99.75°E）。在劃分網(wǎng)格時，較小的網(wǎng)格分辨率較高，但若網(wǎng)格太小又會影響地震層析成像圖像的質(zhì)量，所以，根據(jù)所選地震事件和臺站的分布情況，在反演之前進行了大量的分辨率測試，以尋求最佳的網(wǎng)格分布，我們分別測試了5km×5km、10km×10km、15km×15km、20km×20km的網(wǎng)格間隔。雖然2個時間段使用的臺站不一樣，但差別并不大，且2個時間段的地震分布密集區(qū)基本相同，均為黑惠江和昌寧-施甸一帶，2個時間段的橫向、縱向分辨率均可達到10km，研究區(qū)東側(cè)和北側(cè)外圍地震分布較稀疏，故使用 20km×20km的間隔（圖1（b））。2個時間段垂直向網(wǎng)格相同，均為 0、3、5、10、15、20、25、30km。選擇一維模型作為初始模型，初始一維速度模型為使用Kissling方法得到的小灣水庫最小一維速度模型（表1）（柯乃琛等，2016），2個時間段均使用該初始模型?？臻g任意點的速度利用線性插值求得（Thurber，1983）。

由于阻尼參數(shù)和平滑權(quán)重的大小對反演結(jié)果的穩(wěn)定性有較大影響，因此，對不同平滑權(quán)重和阻尼參數(shù)進行了權(quán)衡分析，構(gòu)建不同平滑權(quán)重、阻尼參數(shù)的解的方差與數(shù)據(jù)方差之間的均衡曲線，圖4給出了2個時間段的均衡曲線，2個時間段的平滑權(quán)重和阻尼參數(shù)的搜索范圍一致，分別為0～600、10～2000。圖4中所示的解的方差和數(shù)據(jù)方差僅有相對意義，解的方差包含了事件定位和速度模型參數(shù)的影響。由圖4可見，對于不同的平滑權(quán)重，最佳阻尼參數(shù)約為750；由阻尼參數(shù)為750時的一系列平滑權(quán)重的數(shù)據(jù)方差與速度模型方差的均衡曲線得到的最優(yōu)平滑權(quán)重約為150。

表1 一維P波速度和波速比模型表

2 層析成像結(jié)果

2個時間段的數(shù)據(jù)經(jīng)過11次迭代后，第1個時間段2008年12月16日～2011年6月30日的數(shù)據(jù)在最后一次反演后拾取的到時殘差（RMSCT）從0.36s降到0.15s；第2個時間段2011年7月1日～2016年12月30日的從0.28s降到0.06s。圖5為2個時間段定位模型的殘差變化圖，以0.1s為間隔統(tǒng)計所有地震的均方根殘差。由圖5可見，初始均方根殘差分布較為分散，最后均方根殘差則緊密地分布于0s附近。由于初始定位結(jié)果采用簡單的一維速度模型并且用于定位的數(shù)據(jù)類型較少，僅使用了絕對到時數(shù)據(jù)，因此地震定位精度較低；而使用地震波絕對、相對到時數(shù)據(jù)聯(lián)合反演震源參數(shù)以及速度結(jié)構(gòu)會使得反演后的地震定位及速度模型精度都有了顯著的改進。

2.1 重定位結(jié)果

圖4 平滑權(quán)重和阻尼參數(shù)均衡曲線

圖5 蓄水后2個時間段的殘差變化

從研究區(qū)域（圖1（b））2個時間段地震重定位結(jié)果來看（圖6），研究區(qū)內(nèi)主要有 A、B、C、D、E等地震聚集區(qū)域，A區(qū)為黑惠江，B區(qū)為小灣水庫回水瀾滄江段，C區(qū)為瀾滄江昌寧段，D區(qū)為施甸一帶，E區(qū)為距瀾滄江僅11km的2015年10月30日昌寧MS5.1地震余震序列分布區(qū)。第1個時間段的地震主要分布在 A、B、C、D區(qū)，由姜金鐘等（2016）及柯乃?。?016）的研究結(jié)果可知，A、B、C三個區(qū)域蓄水前地震活動頻次不高，蓄水后頻次開始增加，并隨水位漲落而起伏。D區(qū)地震大多為2010年6月1日施甸ML4.8地震余震序列，且D區(qū)的地震一直以來都較多，與水庫蓄水前后水位變化間的關(guān)系不明顯。由圖6（c）可見，A、B、C三個區(qū)域大部分地震的震源深度不超過10km；D區(qū)地震震源深度為0～30km，與姜金鐘等（2016）的結(jié)果相符。

圖6 重定位后地震分布

第2個時間段的地震分布與第1個時間段大致相同，分別是A、B、C、D、E區(qū)，D區(qū)地震一直較多，其中包含了2012年9月11日施甸MS4.7地震余震序列，E區(qū)主要為距瀾滄江僅11km的2015年10月30日昌寧MS5.1地震序列，該地震為水庫蓄水后發(fā)生的震級最大的地震。由圖6（b）可見，A、B、C區(qū)地震的震源深度大多小于10km，與第1個時間段差不多，但A區(qū)發(fā)生的2016年1月4日ML4.0地震的震源深度約為15km。C區(qū)昌寧MS5.1地震的余震序列震源深度大多小于10km。D區(qū)施甸MS4.7地震余震序列的震源深度為0～30km。2個時間段內(nèi)小灣水庫庫壩區(qū)地震活動均未有明顯增強，表明小灣水庫大壩位置地質(zhì)構(gòu)造較為穩(wěn)定。

由姜金鐘等（2016）的研究結(jié)果可知，A、B、C三個區(qū)域地震的震源深度平均值均小于10km，D區(qū)地震的震源深度平均值大于10km，小于15km，姜金鐘等（2016）將此結(jié)果與天然構(gòu)造地震的深度結(jié)果（張國民等，2002；楊智嫻等，2004；Yang et al，2005）進行對比，得出 A、B、C三個區(qū)域存在明顯的水庫觸發(fā)地震，而D區(qū)域的地震則屬于構(gòu)造地震。

2.2 P波三維速度結(jié)構(gòu)

利用棋盤測試方法評價成像結(jié)果的分辨率。在初始一維速度模型上分別增加±6%的正負相間速度擾動，從而獲得初始三維速度模型，根據(jù)實際地震數(shù)據(jù)正演計算合成走時數(shù)據(jù)集，使用合成走時數(shù)據(jù)集進行雙差地震層析成像，通過對反演結(jié)果中每一個節(jié)點的速度與理論值進行對比，了解成像結(jié)果的分辨率。對2個時間段都進行了棋盤測試，由于20、25、30km深度處的反演結(jié)果基本為空白或失真，所以分辨率測試只選取了0、3、5、10、15km剖面。圖7為2個時間段的棋盤測試結(jié)果。由圖7可見，由于不同深度處射線的分布不同，因此，0km深度處恢復(fù)不好；3km深度處的中心區(qū)域恢復(fù)較好；5、10、15km深度處恢復(fù)都較好。

選擇0、3、5、10、15km深度處水平層面的速度分布進行討論，對于2.1節(jié)所討論的地震集中分布的區(qū)域?qū)⒅胤治觥Ｓ?km深度水平層面P波速度結(jié)構(gòu)（圖8）可知，2個時間段研究區(qū)的速度異常與地表地形起伏之間有密切關(guān)系，高速區(qū)基本沿著瀾滄江分布，而瀾滄江兩岸均為高山。

由圖8可見，2個時間段3km深度處地震均集中分布在 A、B、D區(qū)，D區(qū)第1個時間段地震大多為2010年6月1日施甸ML4.8地震的余震序列，第2個時間段地震分布較為離散，其中包括2012年9月11日施甸MS4.7地震的余震序列。所有這些地震集中分布的區(qū)域均為高速區(qū)，第1個時間段該高速區(qū)的 P波速度約為4.5km／s，小灣水庫庫區(qū)的 P波速度為3.8～4.0km／s；第2個時間段地震分布集中區(qū)域的P波速度為4.2～4.5km／s，水庫庫區(qū)P波速度為 4.2～4.5km／s。

2個時間段5km深度處地震仍然主要分布于A、B、D區(qū)，D區(qū)2個時間段的地震仍然主要是2次施甸地震的余震序列，第2個時間段E區(qū)地震主要為距瀾滄江僅11km的2015年10月30日昌寧MS5.1地震的余震序列。A區(qū)、B區(qū)和庫壩區(qū)第1個時間段P波速度為5.8～6.0km／s，第2個時間段 A區(qū)和庫壩區(qū)為5.6～5.8km／s，B區(qū)為5.9～6.0km／s；C區(qū)第1個時間段速度為6.0～6.1km／s，第 2個時間段為 5.8～6.0km／s；D區(qū)第 1個時間段速度為 5.9～6.0km／s，第 2個時間段為 5.8～5.9km／s。

圖7 不同深度處的P波速度棋盤測試結(jié)果

2個時間段10km深度處A區(qū)基本為低速區(qū)，P波速度均為5.8～6.0km／s；庫壩區(qū)及B區(qū)為高速區(qū)，B區(qū)第1個時間段P波速度為6.2～6.4km／s，第2個時間段為6.1～6.4km／s，庫壩區(qū)第1個時間段P波速度約為6.6km／s，第2個時間段為6.2～6.4km／s；C區(qū)第1個時間段 P波速度約為5.8km／s，第2時間段約為5.7km／s；D區(qū)第1個時間段 P波速度為6.1～6.3km／s，第2個時間段為5.8～6.2km／s；E區(qū)2個時間段P波速度均約為6.0km／s。

圖8 不同深度的P波速度、P波速度差和地震震中分布

至15km深度處，D區(qū)2個時間段地震分布仍相對較多，而0～10km深度地震分布集中的A、B、C區(qū)在15km深度處卻很少有地震發(fā)生。該深度處第1個時間段A區(qū)P波速度為5.9～6.0km／s，第 2個時間段為 6.0～6.2km／s；B區(qū)第 1個時間段 P波速度約為5.8km／s，第 2個時間段約為6.4km／s；庫壩區(qū)2個時間段P波速度為6.1～6.3km／s；C區(qū)第1個時間段P波速度約為5.8km／s，第2個時間段約為6.2km／s；D區(qū)第1個時間段 P波速度為6.0～6.2km／s，第2個時間段為 6.2～6.4km／s；E區(qū)第 1個時間段 P波速度約為5.6km／s，第2個時間段為5.6～5.8km／s。

為了對比2個時間段研究區(qū)內(nèi)P波速度的變化，將第2個時間段的速度減去第1個時間段的速度得到圖8（c）所示結(jié)果。由圖8（c）可見，A區(qū)在0、3、5、10km深度處 P波速度均為下降，本文認為這可能是由于黑惠江是一條年輕的支流，蓄水后庫水沿著該區(qū)域巖石破碎形成的通道向四周進行滲透，使得周邊介質(zhì)空隙含水率增加，強烈地改變了介質(zhì)的性質(zhì)，造成了此處P波速度呈現(xiàn)低速異常變化。對于B區(qū)，0～10km深度內(nèi)，在地震分布的區(qū)域，P波速度隨深度增加而降低，至5km深度處，速度降低幅度很小，至10km深度處，基本為P波速度上升，可能是由于該區(qū)域地下巖體主要為二長花崗巖，庫水不易滲透，最多只能滲透至5km深度。C區(qū)在0、3、5、10km深度處P波速度均為下降，C區(qū)位于瀾滄江斷裂與柯街?jǐn)嗔训慕唤缣?，由柯乃?。?016）對小灣水庫蓄水水位與地震活動性間的相關(guān)性研究可知，蓄水回水位沿著瀾滄江超過了C區(qū)后，C區(qū)的地震大量增加，說明該區(qū)域P波速度降低的原因是庫水沿瀾滄江斷裂與柯街?jǐn)嗔训膸r石破碎帶向下滲透從而改變了地下介質(zhì)的性質(zhì)。D區(qū)在0、3、5、10km深度處P波速度均為下降，但是D區(qū)遠離瀾滄江，蓄水前后地震活動都較活躍，故本文認為該區(qū)域構(gòu)造活動較為活躍，與水庫蓄水無關(guān)。E區(qū)在0、3、10km深度處P波速度降低，5km深度處地震主要分布于速度降ΔvP上升的區(qū)域，E區(qū)位于柯街?jǐn)嗔焉?，E區(qū)發(fā)生的地震與蓄水回水無關(guān)，初步判定是構(gòu)造地震。水庫庫壩區(qū)的P波速度變化沒有規(guī)律，表明了該區(qū)域地質(zhì)構(gòu)造的穩(wěn)定性。

圖9為 A-A′、B-B′、C-C′、D-D′、E-E′剖面的 P波速度結(jié)構(gòu)分布。由圖9可見，2個時間段內(nèi)地表低速層基本不變，A-A′剖面上的小灣水庫回水瀾滄江段的地震集中區(qū)域在第1個時間段震源深度基本在5km以內(nèi)，第2個時間段的地震震源深度大于5km，小于10km，P波速度未有太大的變化。B-B′和C-C′剖面均橫穿過黑惠江上的地震集中區(qū)域，2個剖面上地震聚集區(qū)的震源深度在第1個時間段內(nèi)均小于5km，而在第2個時間段內(nèi)大于 5km，小于10km，在地震聚集區(qū)的P波速度稍微變小。D-D′剖面上紅色箭頭所標(biāo)注地即為瀾滄江保山段上地震聚集區(qū)域，該地震聚集區(qū)的震源深度在2個時間段內(nèi)均很淺，大多并未超過10km，第2個時間段震源聚集區(qū)域低速區(qū)變厚。E-E′剖面上紅色箭頭所標(biāo)注地為2015年10月30日昌寧MS5.1地震余震區(qū)，在第1個時間段內(nèi)該區(qū)域并沒有地震，余震深度小于10km，P波速度基本無變化，第1個時間段內(nèi)E-E′剖面西端的地震為2012年9月11日施甸MS4.7地震的一部分余震，該區(qū)域波速相對較低。

本文認為由不同地震聚集區(qū)在2個時間段的震源深度及P波速度變化可得到一些認識，即黑惠江上的地震集中區(qū)（A區(qū)）和小灣水庫回水瀾滄江段的地震集中區(qū)（B區(qū)），隨著蓄水時間的延長，庫水沿著破碎帶向下滲透，地震震源深度隨之增加。瀾滄江保山段上地震聚集區(qū)（C區(qū)）的震源深度并未隨蓄水時間延長而增加，2個時間段的震源深度分布相差不大，表明該區(qū)域的地下通道和巖性均更利于庫水滲透，蓄水回水至該段后，庫水滲透至較深處，而在10km深度以下地質(zhì)構(gòu)造較穩(wěn)定，故庫水難以向下滲透。

3 討論

圖9 P波速度沿垂直剖面深度分布

已有研究認為，只有當(dāng)水體和庫區(qū)的地質(zhì)構(gòu)造條件、水文地質(zhì)條件、巖性條件和應(yīng)力條件等因素適當(dāng)?shù)亟Y(jié)合后才有可能觸發(fā)較大的地震（丁原章等，1989；李安然等，1992；Simpson et al，1988）。水庫水體的加載和滲透主要對庫底巖石及斷層產(chǎn)生3種作用（陳翰林等，2009），即彈性效應(yīng)、孔隙壓變化及斷層弱化等，其中，水庫蓄水載荷會導(dǎo)致斷層面上正應(yīng)力和剪應(yīng)力增大，正應(yīng)力增大會使得深部斷層增強，而剪應(yīng)力增加，斷層變?nèi)踹€是變強則取決于斷層走向與區(qū)域應(yīng)力場方向之間的關(guān)系。水體載荷的影響深度非常淺，載荷和滲透引起的孔隙壓變化則首先增加淺部的孔隙壓，繼而使得孔隙壓向深部擴散，從而改變介質(zhì)的強度和斷層的摩擦阻力。所以，結(jié)合地震的震源深度和速度變化可初步判斷不同的地震聚集區(qū)在小灣水庫蓄水后地震增加的原因。在本文中，基于已有的認識可知：

（1）A、B區(qū)的地震在第1個時間段內(nèi)震源深度小于5km，在第2個時間段內(nèi)大于5km，但并未超過10km，第2個時間段的P波速度相比第1個時間段下降，說明這2個區(qū)域的地震與水庫蓄水有關(guān)，是由于水體滲透導(dǎo)致孔隙壓變化，并隨著時間的變化孔隙壓變化朝著更深的部位擴散，從而導(dǎo)致介質(zhì)變化，P波速度降低。

（2）C區(qū)的地震震源深度小于10km，大多在5km以內(nèi)，并未隨時間而向深部發(fā)展，第2個時間段P波速度相比第1個時間段下降，在蓄水回水位到達該區(qū)域后地震開始增多，說明C區(qū)地震的發(fā)生是由于庫水的滲透作用，該區(qū)域地下10km深度以上滲透通道有利于庫水的滲透，而10km深度以下地質(zhì)構(gòu)造較為穩(wěn)定。

（3）小灣水庫蓄水后，在水庫大壩附近并沒有明顯的地震增多現(xiàn)象，2個時間段內(nèi)的P波速度也無規(guī)律性的變化，表明了小灣水庫大壩位置地質(zhì)構(gòu)造的穩(wěn)定性。

（4）D區(qū)歷來地震多發(fā)，由震源深度以及速度結(jié)構(gòu)變化可知，震源深度為0～30km，P波速度變化無規(guī)律，說明蓄水后施甸一帶發(fā)生的地震，如2010年6月1日施甸 ML4.8、2012年9月11日施甸MS4.7等地震均屬于構(gòu)造地震，與水庫蓄水關(guān)系不大。

（5）發(fā)生在E區(qū)的2015年10月30日昌寧MS5.1地震及其余震震中位于柯街?jǐn)嗔雅c瀾滄江斷裂的交匯處，震源深度為0～10km，大多在5km以內(nèi)，由主震震源機制解結(jié)果①云南省地震局監(jiān)測中心，2014，大震應(yīng)急數(shù)據(jù)產(chǎn)品產(chǎn)出判斷，NE向柯街?jǐn)嗔褳榘l(fā)震斷裂，具正斷性質(zhì)。在第1個時間段內(nèi)該區(qū)域基本無地震，2個時間段內(nèi)該區(qū)域的P波速度上升。初步判定該地震是與小灣水庫蓄水有關(guān)的構(gòu)造地震，但需進一步對該震群單獨作計算分析才能得到更準(zhǔn)確的結(jié)果。

致謝：中國科技大學(xué)的張海江教授為本研究提供了tomoDD程序，兩位審稿專家為本文提出了寶貴的修改意見，在此一并表示感謝。