王 亮 周龍泉 黃金水 焦明若 梁一婧 楊牧萍

1)中國科學(xué)技術(shù)大學(xué)，地球和空間學(xué)院，合肥 230032

2)中國地震局臺網(wǎng)中心，北京 100045

3)遼寧省地震局，沈陽 110043

0 引言

紫坪鋪水庫位于四川省都江堰上游約6km，距離成都市約60km。2005年9月下閘蓄水，是一個以灌溉、供水為主，結(jié)合發(fā)電、防洪、旅游等功能的綜合利用大型水利樞紐工程。水庫正常蓄水位877m。紫坪鋪水庫庫區(qū)位于龍門山斷裂帶中段。龍門山斷裂帶存在3條主干斷裂，均傾向NW，自西向東分別為汶川－茂汶斷裂、北川－映秀斷裂和安縣－灌縣斷裂，剖面上均為上陡下緩的鏟狀形態(tài);除此之外，還存在1條大斷裂，即青川斷裂，它被認(rèn)為是汶川－茂汶斷裂的NE向延伸。而在水庫的小區(qū)域范圍內(nèi)，龍門山斷裂帶又可被詳細(xì)地劃分為6條斷裂，主要有間隔約20～40km的龍門山后山斷裂(茂汶－汶川斷裂)、龍門山主中央斷裂(中灘鋪－映秀斷裂或北川－映秀斷裂)、龍門山前主邊界斷裂(灌縣－二王廟斷裂)、龍門山山前隱伏斷裂，以及主中央斷裂與山前主邊界斷裂間的周家坪－龍溪斷裂和漩口北－巖后－古仙洞斷裂(圖 1)。

2008年5月12日四川汶川發(fā)生MS8.0地震，其微觀震中(103.4°E，31.0°N)離紫坪鋪水庫庫區(qū)最近距離只有約6km，陳九輝等(2009)利用川西流動臺陣和四川臺網(wǎng)臺站對汶川主震重新校正，校正后位置距庫區(qū)約8km(圖1)。由于汶川8.0級地震離紫坪鋪水庫較近，其與紫坪鋪水庫的關(guān)系存在巨大的爭議。雷興林等(2008)認(rèn)為汶川地震主要與該地區(qū)的活動斷層有關(guān)，但紫坪鋪水庫的建設(shè)和使用使得地震提前到來幾十年?！禨cience》雜志2009年1月16日發(fā)表的報道介紹了“紫坪鋪水庫可能誘發(fā)了四川汶川地震”的說法。陳颙(2009)根據(jù)國內(nèi)外100多個水庫震例和汶川地震本身的特點，從現(xiàn)象學(xué)和力學(xué)分析上，認(rèn)為汶川地震與一般的水庫地震有很大的不同，汶川地震不是蓄水引起的水庫地震。

圖1 紫坪鋪水庫地區(qū)主要斷裂和水域范圍Fig.1 Major faults and waters of Zipingpu reservoir area.

要回答這些問題，需要研究水庫蓄水對地殼介質(zhì)結(jié)構(gòu)的影響、水可能影響的深度以及小震位置與水的影響之間的關(guān)系。這就需要開展汶川地震前紫坪鋪水庫地區(qū)的3維速度結(jié)構(gòu)和小震精定位方面的研究，再根據(jù)研究結(jié)果來探討可能的關(guān)系。

1 聯(lián)合反演方法的進(jìn)展與介紹

地震層析成像(seismic tomography，簡稱ST)，就是通過對觀測到的地震波各種震相的運動學(xué)(如走時、射線路徑)和動力學(xué)(如波形、振幅)特性的資料進(jìn)行分析，用反演方法來反推地下介質(zhì)的速度結(jié)構(gòu)以及其他物性參數(shù)等重要信息的一種地球物理方法。

本文討論的震源位置和速度結(jié)構(gòu)的聯(lián)合反演(Thurber，1983;劉福田，1984;Michael，1988;Kissling et al.，1994)，就是在地震層析成像過程中加入震源項，同時確定3維速度結(jié)構(gòu)和地震震源參數(shù)。聯(lián)合反演結(jié)果精度較高，但參數(shù)較多，運算量也較大。

地震層析成像從不同的角度可以劃分成不同的類別，但在理論上具體可由如下步驟組成:

(1)問題的公式化，即建立模型同數(shù)據(jù)的關(guān)系。本文應(yīng)用的simulps14軟件在建立模型時，引進(jìn)了震源位置參數(shù)與速度結(jié)構(gòu)的矢量，最終以震源向量未知量與速度參量擾動量的和來表示走時殘差而進(jìn)行公式化計算(王亮，2014)。

(2)模型的參數(shù)化。本文應(yīng)用的模型離散化方法主要為網(wǎng)格法(Thurber，1983)，即通過將研究區(qū)劃分成網(wǎng)格，給定網(wǎng)格節(jié)點的速度初始值，而其間研究區(qū)域內(nèi)任意點的速度值，都可以通過該點周圍8個節(jié)點速度值進(jìn)行插值得到。這樣就消除了人為的速度邊界，速度的異常形態(tài)也不會生硬地表現(xiàn)為塊狀，并且更符合地球內(nèi)部的速度結(jié)構(gòu)特征。

(3)計算正問題(射線追蹤)。本文所采用的聯(lián)合反演程序simulps14提供了2種射線追蹤方法——ART_PB方法(近似射線追蹤+偽彎曲)和RKP方法(試射法)。本文研究的紫坪鋪水庫由于研究區(qū)域較小，臺站與射線的距離較近，考慮到2種方法的耗時和計算量大小(在相同的區(qū)域RKP方法的運算時間約為ART_PB方法運算時間的10倍)，所以最終選用ART_PB方法進(jìn)行3維射線追蹤。ART_PB方法主要由2步構(gòu)成:第1步近似射線追蹤，通過連接震源與接收臺站2點，選取不同曲率半徑的圓弧作為射線，與不同入射面角度相互疊加，得到1個初始的射線路徑;第2步偽彎曲法，通過第1步得到的初始射線路徑，應(yīng)用snell定律，并依據(jù)沿路徑每段射線走時最小的原則，擾動射線，得到最后的射線路徑。不只對P波進(jìn)行層析成像，同時也對波速比進(jìn)行層析成像分析。應(yīng)用simulps14軟件在計算P波地震到時得到了1個速度模型。通常VP速度的建模是由P波到時進(jìn)行計算的，但是VS的速度建模則需要有一定的修改。由于在直接的VP和VS模型之間存在極大的不同偽影和建模誤差(根據(jù)不同數(shù)據(jù)的質(zhì)量和數(shù)量，以及不同射線的路徑)，所以通過簡單分派提出而得到波速比VP/VS是不適當(dāng)?shù)摹Y(jié)果通常是無法解釋的。Thurber(1993)提出了1個更好的方法通過P波和S波的走時差與P波的走時進(jìn)行對比來獲得VP和VS的波速比。

(4)成像反演問題，廣義線性反演方法主要有奇異值分解法和迭代法。Aki等(1976)在矩陣計算中引入阻尼系數(shù)壓制解的奇異性，提出了阻尼最小二乘法。本文應(yīng)用simulps14軟件在反演計算中選用的就是阻尼最小二乘法。

(5)可靠性評價。地球內(nèi)部成像結(jié)果反映的不僅僅是真實速度結(jié)構(gòu)的非均勻性，而且還有數(shù)據(jù)誤差、有限的地震射線采樣、模型參數(shù)化、線性化以及實施算法等因素帶來的影響。這些影響不能輕易被分離出來，經(jīng)常導(dǎo)致最終圖像的虛假異常。因此，反演后需要對解進(jìn)行評價，解的評價主要為解的分辨率分析(Humphreys et al.，1988;Zhao et al.，1992)。聯(lián)合反演方法中的分辨率可以用網(wǎng)格內(nèi)射線數(shù)、分辨率對角元素(RDE)、偏導(dǎo)權(quán)重總數(shù)(DWS)以及展布函數(shù)(spread function)來分析。分辨率對角元素顯示了1個模型參數(shù)的解的獨立性。偏導(dǎo)權(quán)重總數(shù)被用來定量分析對每個節(jié)點有影響的相對射線密度，利用射線距離模型節(jié)點的距離來衡量該射線長短的重要程度。展布函數(shù)是基于對角元素相對于分辨矩陣行的比值。Simulps14軟件同時給出了分辨率對角元素值和偏導(dǎo)權(quán)重總數(shù)。在關(guān)于simulps14的研究中，前人(Kissling，1994)給出了約為50的最低偏導(dǎo)權(quán)重總數(shù)值，而分辨率矩陣＞0.4可以反映該區(qū)的結(jié)果相對可靠。文中主要采用RDE和DWS 2個值來共同分析解的可靠性。

2 數(shù)據(jù)處理

研究區(qū)域范圍為紫坪鋪水庫地區(qū)(103.25°～103.75°E，30.8°～31.2°N)，為了盡可能地提高數(shù)據(jù)量，計算時選取更大區(qū)域范圍(102°～105°E，30°～32°N)的小震震相資料和地震臺站(圖2)。該范圍包括水庫臺網(wǎng)的7個臺站和區(qū)域臺網(wǎng)的10個臺站，其中水庫臺網(wǎng)的7個臺站分別為:八角(BAJ)、白巖(BAY)、桂花樹(GHS)、靈隱寺(LYS)、廟子坪(MZP)、桃子坪(TZP)和鉆洞子(ZDZ)。這7個臺站平均臺距為10km，均勻地展布在庫區(qū)周邊(張永久等，2010)。水庫數(shù)字化地震臺網(wǎng)從2004年8月開始運行，選取時間為2004年8月至2008年5月共2 674個地震的震相觀測報告(均被≥3個臺站記錄到)(圖2)。

圖2 紫坪鋪水庫地區(qū)臺站與地震分布Fig.2 The seismic stations and the earthquake distribution of Zipingpu reservoir region area.

為了提高數(shù)據(jù)的可靠性，2 674個地震中的1 340個用盧顯等(2010)的雙差定位結(jié)果進(jìn)行替換，在此基礎(chǔ)上本文對數(shù)據(jù)資料進(jìn)行預(yù)處理。地震的震中距與走時的關(guān)系可以在一定程度上反映數(shù)據(jù)資料的優(yōu)劣，為了將一些走時偏差較大的數(shù)據(jù)去掉，采用最小二乘線性擬合，將走時殘差過大的震相數(shù)據(jù)去掉。對比預(yù)處理前后的數(shù)據(jù)(表1，圖3)，發(fā)現(xiàn)預(yù)處理后震相報告數(shù)據(jù)的質(zhì)量有明顯的提高，且數(shù)據(jù)缺失量不大，在預(yù)處理前被≥3個臺站記錄的地震數(shù)共為2 674，預(yù)處理后地震總數(shù)為2 639，P波和S波射線變化不很明顯，這反映了該地區(qū)的小震初始定位精度較高，一方面這與區(qū)域地震臺網(wǎng)定位精度有關(guān)，另一方面可能與本文采用了部分雙差定位結(jié)果作為初始定位結(jié)果有關(guān)。

表1 數(shù)據(jù)預(yù)處理前后的數(shù)據(jù)質(zhì)量對比Table 1 Data quality comparison before and after preprocessing

圖3 計算區(qū)域內(nèi)的走時－震中距曲線Fig.3 Fitting curve of travel-time and distance.

3 震源位置和速度結(jié)構(gòu)的聯(lián)合反演

3.1 網(wǎng)格劃分和初始速度模型

采用震源位置和速度結(jié)構(gòu)的聯(lián)合反演方法(Thurber，1983;劉福田，1984;Michael，1988;Kissling et al.，1994)，利用simulps14程序包，對紫坪鋪水庫地區(qū)的小震重新定位，并給出該地區(qū)的3維P波速度結(jié)構(gòu)和波速比結(jié)構(gòu)。根據(jù)該地區(qū)的小震與地震臺網(wǎng)分布，進(jìn)行了初步的試驗，使分辨率能達(dá)到較好的情況下給出該地區(qū)的網(wǎng)格劃分(圖4 a)，具體為:選取坐標(biāo)(103.5°E，31.0°N)作為中心點，單位 km，在經(jīng)度方向上劃分為－143.0、－95.3、－47.4、－28.6、－19.1、－9.5、－4.8、0.0、4.8、9.5、19.1、28.6、47.7、95.3、143.0等15個點，緯度方向上劃分為－111.2、－55.6、－33.4、－22.2、－11.1、－5.6、0.0、5.6、11.1、22.2、33.4、44.5、77.8、111.2等14個點，深度上劃分為0、3、6、10、20、40等6個點。由以上網(wǎng)絡(luò)節(jié)點的劃分可見，紫坪鋪水庫地區(qū)(圖4b)的網(wǎng)格節(jié)點是比較密集的，這使得成像結(jié)果能夠詳細(xì)刻畫紫坪鋪水庫地區(qū)的速度結(jié)構(gòu)分布特征。

在地震層析成像過程中，好的初始速度模型能夠起到事半功倍的效果。紫坪鋪水庫所在的龍門山斷裂帶有關(guān)速度結(jié)構(gòu)研究結(jié)果非常豐富，趙啟光等(2011)曾利用FMTOMO對青藏高原東緣深部速度結(jié)構(gòu)進(jìn)行了遠(yuǎn)震層析成像，李志偉等(2011)應(yīng)用P波層析成像反演了龍門山地區(qū)的P波速度結(jié)構(gòu)，這些結(jié)果為開展紫坪鋪水庫地區(qū)震源位置和速度結(jié)構(gòu)聯(lián)合反演提供了非常好的初始速度模型，而且研究范圍比較小。綜合最近發(fā)表的該區(qū)及其鄰近區(qū)域的地殼速度結(jié)構(gòu)研究成果(劉啟元等，2009;雷建設(shè)等，2009;胥頤等，2009;吳建平等，2009)，我們設(shè)定了紫坪鋪水庫地區(qū)的1維初始速度模型(圖5)。

圖4 網(wǎng)格點劃分Fig.4 Division of grid point.

3.2 解的可靠性評價

本文速度網(wǎng)格點的劃分是依據(jù)解的分辨率的好壞進(jìn)行的，對于解的可靠性評價主要采用分辨率對角元素值(RDE)和偏導(dǎo)權(quán)重總數(shù)(DWS)。一般認(rèn)為DWS的極限值不得＜50;而RDE＞0.4時，反演結(jié)果較好。針對以上的網(wǎng)格劃分，圖6給出了P波的不同深度的DWS和RDE分布情況。從DWS分布圖可以看出，0km、3km和6km深度的DWS分布較好，而10km深度DWS值基本上都＞50，而10km以下深度并不是特別理想;RDE分布也有類似的分布情況，臺站主要分布在紫坪鋪水庫區(qū)域，而且水庫地震較淺(大多數(shù)集中在10km之內(nèi))，導(dǎo)致水域下方10km以下穿過的射線數(shù)量較少。根據(jù)DWS和RDE分布情況，認(rèn)為紫坪鋪水庫地區(qū)＜10km的3維P波速度結(jié)果是比較可靠的。根據(jù)數(shù)據(jù)本身的質(zhì)量情況在數(shù)據(jù)處理之后，P波和S波的射線數(shù)減少都不多，而且P波和S波的射線數(shù)基本相同，所以波速比的DWS分布與P波的DWS分布類似。因此認(rèn)為紫坪鋪水庫地區(qū)＜10km的波速比結(jié)果是比較可靠的。

圖5 計算區(qū)域1維P波速度和波速比模型Fig.5 The one-dimensional model of P－wave velocity and wave velocity ratio.

圖6 不同深度的P波DWS(a)和RDE(b)分布Fig.6 The distribution of DWS(a)and RDE(b)in different depths.

3.3 紫坪鋪水庫地區(qū)小震精定位結(jié)果

利用震源位置和速度結(jié)構(gòu)聯(lián)合反演方法對紫坪鋪水庫地區(qū)的小震重新定位，由于數(shù)據(jù)資料非常好，而且研究區(qū)域較小，因此在程序參數(shù)設(shè)置中，對權(quán)重設(shè)置重新進(jìn)行了考慮，將極少數(shù)權(quán)重為0的射線的權(quán)重設(shè)置為0.01，使得資料預(yù)處理后的數(shù)據(jù)中的2 639個地震全部得到重新定位，重新定位后走時殘差主要集中在0.2～0.3s(圖7)。重新定位后小震空間出現(xiàn)了明顯的往水庫水域方向靠近的特征，而整體分布特征改變不明顯(圖8)。這是由于初始定位結(jié)果主要采用了雙差定位結(jié)果，而雙差定位是一種相對定位方法，該方法給出的地震之間的相對位置比較可靠，而給出的地震絕對位置偏差較大。震源位置和速度結(jié)構(gòu)聯(lián)合反演方法中的定位方法是一種絕對定位方法，該方法給出的小震位置是絕對位置，水庫地區(qū)3個小震集中區(qū)小震位置整體往水域靠近更符合水庫蓄水對地震影響的分析。

圖7 研究區(qū)域內(nèi)精定位的均方根殘差(RMS)Fig.7 The root mean square residuals of relocation in the study area.

圖8 研究區(qū)域精定位前后震中分布圖對比Fig.8 Comparison of epicenter distribution before and after the relocation.

圖9 研究區(qū)域內(nèi)定位前后深度隨經(jīng)緯度的分布Fig.9 The distribution of depth with longitude and latitude before and after relocation in the study area.

從小震初始深度隨經(jīng)度和緯度的分布看(圖9a，c)，經(jīng)度上小震主要集中在103.4°E和103.65°E附近，緯度上小震主要集中在30.95°N和31.1°N附近，而且小震深度全部≤10km，在汶川主震深度和10km深度之間沒有小震。重新定位后(圖9b，d)，最深地震的深度已經(jīng)接近汶川地震。從深度隨經(jīng)度的分布來看(圖9b)，小震分布更加集中，而且在經(jīng)度上更加靠近，主要集中在103.43°E和103.62°E附近，并且在103.43°E下方＞8km深度的地震明顯減少。從深度隨緯度的分布來看(圖9d)，小震分布更加集中而且分區(qū)明顯。整體上，重新定位后小震深度在2～8km更加集中，而且＞10km深度也出現(xiàn)了小震分布(圖10)，這與該地區(qū)既有水庫地震也有區(qū)域地震活動相符。

圖10 研究區(qū)域內(nèi)定位前后深度分布情況對比Fig.10 Depth distribution comparison before and after relocation in the study area.

3.4 紫坪鋪水庫地區(qū)速度結(jié)構(gòu)分析

3.4.1 P波速度結(jié)構(gòu)與水庫蓄水的相應(yīng)影響

據(jù)解的可靠性評價得知，在0km、3km、6km和10km的P波速度反演的RDE和DWS較高，反映了10km深度及以上的分辨率較好。圖11給出了這些深度的P波速度和相應(yīng)深度的小震分布，由圖可知，0km深度龍門山斷裂帶的東部為低速區(qū)，反映了沉積層的分布，西部為高速區(qū);而水庫區(qū)域為大面積的低速區(qū)，這與龍門山斷裂帶其他地區(qū)的高速明顯不同，而與水庫蓄水有關(guān)的3個小震集中區(qū)只有水庫水域的東北端和西南端有小震叢集活動。東北端小震主要分布在高低速區(qū)交界附近的高速區(qū)，而西南端主要分布在高低速區(qū)交界附近的低速區(qū)。3km深度紫坪鋪水庫地區(qū)仍為低速區(qū)，與水庫蓄水有關(guān)的小震仍叢集在水庫東北端和西南端，而且都位于低速區(qū);6km深度上低速區(qū)主要集中在水庫水域附近，此外，四川盆地的低速區(qū)消失，即盆地的沉積層厚度＜6km，與水庫蓄水有關(guān)的東北端、西南端和東南端都出現(xiàn)了小震集中活動，東北端小震位于低速區(qū)，東南端和西南端小震位于高低速區(qū)交界附近;10km深度上除了水庫水域的北部地區(qū)外，水庫大范圍的低速現(xiàn)象基本消失，與水庫蓄水有關(guān)的3個小震叢集活動區(qū)只有東南端有小震叢集活動。

根據(jù)施行覺等(1995)和史謌等(2003)的巖石進(jìn)水實驗結(jié)果，當(dāng)水進(jìn)入巖石后，巖石的P波和S波速度都會降低，隨后都處于低值，但當(dāng)含水飽和率較高時，P波和S波速度會出現(xiàn)明顯的差異。在0km、3km和6km深度上，紫坪鋪水庫地區(qū)都表現(xiàn)為明顯的P波低速異常(圖11)，這與其他地區(qū)有明顯的區(qū)別，而且隨著深度的增加，低速區(qū)范圍逐漸減少，在10km深度，低速區(qū)范圍非常小，只在水庫的北部。根據(jù)上述實驗結(jié)果，水庫地區(qū)的低速體可能是由于水的滲透引起的，而且隨著深度的增大，水滲透的范圍減少，在10km深度水的影響非常小。小震分布也顯示，低速體消失的區(qū)域，與水庫蓄水有關(guān)的小震集中現(xiàn)象也消失，這也反映了水的影響范圍和深度。

圖11 不同深度的P波速度和小震分布Fig.11 P－wave velocity and small earthquake distribution in different depths.

為了進(jìn)一步分析水庫地區(qū)的P波速度結(jié)構(gòu)和小震分布特征，我們沿龍門山斷裂帶走向和垂直龍門山斷裂帶做了5個垂直剖面(圖12)，其中A—A'為沿龍門山主斷裂的地震剖面，B—B'、C—C'、D—D'和E—E'橫切龍門山斷裂，從水庫的西南端至東北端。通過A—A'垂直深度剖面(圖14)可以看到，在整個水庫水域下方存在明顯的低速區(qū)域，該低速區(qū)域主要集中在＜5km深度，反映了水的影響深度主要＜5km，小震主要分布在高低速區(qū)交界帶附近。B—B'剖面(圖14)橫穿汶川主震位置和水庫西南端與水庫蓄水有關(guān)的小震叢集區(qū)，結(jié)果顯示，低速體最大深度不超過8km，汶川主震深度沒有明顯的低速異常，說明水的滲透作用并沒有達(dá)到汶川主震位置深度，水對汶川地震的發(fā)生沒有直接作用。與蓄水有關(guān)的小震叢集現(xiàn)象也只發(fā)生在高低速區(qū)交界附近，深度在2～8km，而在汶川主震附近沒有明顯的小震集中，也反映了水的作用深度＜8km，不可能到達(dá)汶川主震深度。C—C'剖面橫穿水庫中部，沒有小震集中現(xiàn)象，該剖面下方P波低速異常主要分布在8km深度以內(nèi)(圖14)，而且北邊低速體較淺。D—D'剖面穿過水庫大壩附近和水庫東南端與水庫蓄水有關(guān)的小震叢集活動區(qū)，在水庫正下方的低速體深度在8km以內(nèi);往SE方向，低速體變淺，而小震主要發(fā)生在變淺的過渡帶，可能反映了水滲透的東南邊界。E—E'剖面穿過水庫水域東北端與水庫蓄水有關(guān)的小震叢集活動區(qū)，低速體深度主要為3～5km，小震叢也主要集中在5km深度以內(nèi)(圖14)。

綜上所述，水庫區(qū)域P波速度受水庫蓄水的影響，整體上呈現(xiàn)低速現(xiàn)象，這符合巖石進(jìn)水試驗結(jié)果(施行覺等，1995;史謌等，2003)。因此，根據(jù)低速體的分布范圍，可以確定水庫蓄水對介質(zhì)速度的影響范圍和深度。與水庫蓄水有關(guān)的小震主要分布在水的影響范圍的邊界，即高低速區(qū)交界帶地區(qū)。

3.4.2 波速比與水庫蓄水的相應(yīng)影響

在地球介質(zhì)中，P波速度和S波速度都可以表現(xiàn)地球內(nèi)部的一些物理特性，但其受到外界的影響較多，比如溫度、壓力等。波速比則單純地反映介質(zhì)的泊松比，所受影響比P波速度和S波速度小很多。泊松比是材料橫向應(yīng)變與縱向應(yīng)變的比值，也叫橫向變形系數(shù)，它是反映材料橫向變形的彈性常數(shù)。當(dāng)巖石進(jìn)水后，P波和S波速度都發(fā)生變化，而波速比能夠綜合反映P波和S波變化的相對大小，所以波速比在一定程度上更能表現(xiàn)水庫地區(qū)地下巖石的含水飽和率，高含水飽和率對應(yīng)高孔隙壓力。Kodaira等(2004)認(rèn)為高孔壓流體可以引起斷裂帶靜滑，利用地震層析成像，觀察到了靜滑事件的1種成因。由于高孔隙壓力對應(yīng)高的泊松比，所以用縱橫波速比得到泊松比層析圖像，就可以發(fā)現(xiàn)高孔隙壓力帶，這往往是易發(fā)生地震的區(qū)域。因此，對于水庫地區(qū)，利用層析成像技術(shù)給出的高波速比分布地區(qū)，應(yīng)該是水的滲透區(qū)，而且也是水庫蓄水引起的小震分布集中區(qū)。

在0km、3km、6km和10km深度，波速比的RDE和DWS較高，反映了10km深度及以上的分辨率較好。圖14給出了這些深度的波速比和相應(yīng)深度的小震分布，在0km深度水庫區(qū)域波速比較高的區(qū)域為水庫水域的東部和西南地區(qū)，這2個區(qū)域正是與水庫蓄水有關(guān)的小震集中活動區(qū)，說明該地區(qū)受水的影響，導(dǎo)致高孔隙壓力;3km和6km深度紫坪鋪水庫地區(qū)為大范圍的高波速比區(qū)，小震也主要集中在這些高泊松比地區(qū)，說明水的影響達(dá)到6km深度;＞10km深度水庫水域為低波速比地區(qū)，這表明水的影響≤10km。

為了進(jìn)一步分析水庫地區(qū)波速比結(jié)構(gòu)和小震分布特征，我們沿龍門山斷裂帶走向和垂直龍門山斷裂帶做了5個垂直剖面圖(圖12)。通過A—A'垂直深度剖面(圖14)可以看到，在整個水庫水域下方存在明顯的高波速比區(qū)域，該高波速比區(qū)域主要集中在＜8km深度，反映了水的影響深度主要＜8km，小震主要分布在高波速比區(qū)域內(nèi)。B—B'剖面橫穿汶川主震位置和水庫西南端與水庫蓄水有關(guān)的小震叢集區(qū)，高波速比區(qū)域深度不超過8km，汶川主震深度沒有明顯的高波速比異常，說明水的滲透作用并沒有達(dá)到汶川主震深度，即水對汶川地震的發(fā)生沒有直接作用。與蓄水有關(guān)的小震叢集現(xiàn)象也只發(fā)生在高波速比地區(qū)，深度在2～8km，而在汶川主震附近沒有明顯的小震集中，也反映了水的作用在＜8km深度，不可能到達(dá)汶川主震深度。C—C'剖面橫穿水庫中部，沒有小震集中現(xiàn)象，該剖面下方波速比高值異常主要分布在＜8km深度。D—D'剖面穿過水庫大壩附近和水庫東南端與水庫蓄水有關(guān)的小震叢集活動區(qū)，在水庫正下方高波速比深度＜8km，往東南方向，高波速比區(qū)域變淺，而小震主要發(fā)生在高波速比地區(qū)。E—E'剖面穿過水庫水域東北端與水庫蓄水有關(guān)的小震叢集活動區(qū)，高波速比區(qū)域主要在3～5km深度，小震叢也主要集中在＜5km深度(圖14)。

圖12 5個垂直速度剖面位置分布Fig.12 Five vertical velocity profiles in the study area.

圖13 不同深度上的波速比分布Fig.13 Wave velocity ratio and small earthquake distribution map in different depths.

綜上所述，利用波速比結(jié)果判斷水的影響范圍和深度比單一用P波速度或S波速度更加直觀，而且意義更加明確。此外，與蓄水有關(guān)的小震集中分布區(qū)與高波速比分布區(qū)非常一致，而與P波速度或S波速度沒有明顯的統(tǒng)一分布特征。因此，利用波速比結(jié)果和小震精定位結(jié)果可以很好地確定水庫滲水的深度范圍和區(qū)域。

部分已有的研究結(jié)果顯示了汶川主震震源區(qū)上地殼為高速結(jié)構(gòu)(Pei，2010;鄧文澤，2014)，楊彧等(2014)也發(fā)現(xiàn)在斷層巖受到的圍壓增大時，斷層巖的彈性波速度會隨著壓力的增大而不規(guī)則地增高，這說明汶川MS8.0地震前，震中附近大部分地下斷層巖處在極大的應(yīng)力背景下。本文側(cè)重于應(yīng)用水庫地震與水庫的臺站對紫坪鋪水庫這個范圍較小、深度較淺的研究區(qū)域進(jìn)行研究。研究顯示地下＜8km深度的部分地區(qū)P波速度較低、波速比較高，是由水庫滲水所影響的。證明紫坪鋪水庫這個較小的研究區(qū)域在淺層受到水庫滲水的影響相對于背景應(yīng)力的影響更為明顯。同時根據(jù)張勇等(2008)對汶川時空破裂的研究顯示，汶川主震發(fā)生后，前10s的破裂速度較慢，而到了18s后，破裂接近達(dá)到地表時，破裂速度迅速提高，破裂尺度更為增大，該現(xiàn)象的產(chǎn)生可能是由于地表介質(zhì)在水庫滲水的作用下導(dǎo)致了介質(zhì)軟化，孔隙壓力的升高和巖石含水飽和度的增加使巖石更容易發(fā)生破裂。

圖14 P波速度及波速比沿垂直剖面深度分布圖(5個剖面位置見圖12)Fig.14 P wave velocity and wave velocity ratio distribution along the vertical profile.

4 結(jié)論

本文利用紫坪鋪水庫7個庫區(qū)地震臺站和10個區(qū)域地震臺站記錄的2004年10月至2008年5月期間的地震震相觀測報告，采用Simulps14軟件對紫坪鋪水庫地區(qū)進(jìn)行了震源和速度結(jié)構(gòu)的聯(lián)合反演，給出了該地區(qū)小震重新定位結(jié)果和3維速度結(jié)構(gòu)和波速比結(jié)構(gòu)，并嘗試探討了與水庫蓄水之間的關(guān)系。

定位結(jié)果顯示，定位后的地震分為3個集中區(qū)域，相對定位前的雙差定位結(jié)果在紫坪鋪水庫東北、東南和西南區(qū)域集中的地震叢有向水庫水域方向靠近的特征。根據(jù)深度和經(jīng)緯度的對比發(fā)現(xiàn)，小震分布更加集中而且分區(qū)明顯。整體上，重新定位后小震深度在2～8km上更加集中，而且10km以上也出現(xiàn)了小震分布，這與該地區(qū)既有水庫地震也有區(qū)域地震活動相符。

不同深度的DWS和RDE結(jié)果顯示，0km、3km、6km、10km深度的P波速度和波速比分布結(jié)果較為可靠。整個水庫區(qū)域P波受水庫蓄水的影響，整體上呈現(xiàn)低速現(xiàn)象，根據(jù)低速體的分布范圍，可以確定水庫蓄水對介質(zhì)速度的影響范圍和深度。利用波速比結(jié)果來判斷水的影響范圍和深度比單一用P波速度更加直觀，而且意義更加明確。此外，與蓄水有關(guān)的小震集中分布區(qū)與高波速比分布區(qū)非常一致，而與P波速度沒有明顯的統(tǒng)一分布特征。因此，利用波速比結(jié)果和小震精定位結(jié)果可以很好地確定水庫滲水的深度范圍和區(qū)域。

根據(jù)施行覺等(1995)和史謌等(2003)巖石進(jìn)水實驗結(jié)果，當(dāng)水進(jìn)入巖石后，巖石的P波和S波速度都會出現(xiàn)降低，隨后都處于低值，但當(dāng)含水飽和率較高時，P波和S波速度會出現(xiàn)明顯差異的理論，通過對幾個地震集中活動區(qū)附近的P波速度和波速比的研究，認(rèn)為水庫東北端龍溪和虹口的小震集中和西南端水磨的小震集中主要是受到水庫滲水作用產(chǎn)生的，而滲水作用在水庫的東北端影響范圍較淺，高波速比區(qū)域在3～5km，小震也集中在5km以內(nèi)，在水庫的西南端水庫滲水作用最大深度不超過8km，小震活動也集中在這個深度以上，汶川主震深度沒有明顯的P波低速異常，而且也沒有明顯的波速比高值異常，說明水的滲透作用并沒有達(dá)到汶川主震深度，即水對汶川地震的發(fā)生沒有直接作用。Pei等(2010)的研究結(jié)果也顯示汶川主震發(fā)生在P波速度高速體上，也說明汶川地震的發(fā)生是區(qū)域應(yīng)力積累的結(jié)果，與水庫蓄水無關(guān)。但是張勇等(2008)對汶川時空破裂的研究顯示，汶川主震發(fā)生18s后，破裂接近達(dá)到地表時，破裂速度迅速提高，破裂尺度更為增大，該現(xiàn)象的產(chǎn)生可能是由于地表介質(zhì)在水庫滲水的作用下導(dǎo)致了介質(zhì)軟化，孔隙壓力的升高和巖石含水飽和度的增加更有利于巖石的破裂。