Q值是描述地球介质特性的重要参数之一，根据陈等^[1]研究发现，地震波衰减主要取决于岩石的微观性质-诸如岩石内部裂纹的密度､分布､构造以及孔隙流体的相互作用等.王大兴等^[2]认为对于横波，岩石孔隙流体的黏滞运动引起的能量耗散是造成能量衰减的主要因素.刘建华等^[3]对地震波衰减的物理机制研究认为造成地壳介质中地震波衰减的主要原因是地壳内存在大量裂隙，裂纹中饱含水或部分含水，地震波传播时引起裂隙中的流体运动，从而造成地震波的衰减.因此，通过研究反映地震波衰减的Q值，我们可进一步了解和解释地球内部介质的特性､结构及其变化等.

20世纪60年代，国外开始系统利用天然地震资料研究Q值的机制与确定Q值的方法.Sato等^[4](1958)研究了面波振幅衰减，Anderson等^[5](1964)通过长周期面波对地球平均Q值进行了研究.近年来随着地震层析成像技术的广泛应用，许多学者将层析成像方法应用于Q值的研究，即衰减层析成像方法.Haydar等^[6](1990)研究了New Madrid地震带及其周边上地壳三维Q值结构，发现在地震带活断层区域衰减很大，岩石中是否饱含流体决定了断层是否为活动断层.Hansen等^[7](2004)利用衰减层析成像方法反演了夏威夷Kilauea火山东裂谷带的体波衰减结构.丛连理等^[8](2002)研究了中国大陆及邻区Lg尾波的Q值分布.洪学海等^[9](2003)研究了中国大陆地壳上地幔S 波Q值三维成像.Pei等､马宏生等､汪素云等^[10-13]利用ML 振幅研究地壳横波Q值，研究了华北､川滇地区以及中国大陆不同构造区的衰减特征.周龙泉等､张杰卿等^[14-15](2009)对云南地区和姚安余震区地壳Q_s 值进行了成像研究，发现云南地区的高大地热流点基本位于低Q值区域.

2008年汶川M_s8.0级地震后，距其最近的紫坪铺水库成为了众多学者的研究热点，对紫坪铺水库地区的地震精定位､地震活动和震源参数､小震震源机制､水库的地表水体对断层应力､地震活动的影响等^[16~19]多方面进行了研究，张永久等､周连庆等^[20-21]也分别利用Atkinson方法和Sato模型计算了紫坪铺库区与频率相关的平均Q_s=47.8和尾波平均Q_c=21.6，从总体上给出了紫坪铺库区的地震波衰减特征.若要研究紫坪铺水库蓄水后水的渗透作用对该区域地壳介质的影响，则需要研究更为精细的Q_s 分布及其变化特征.因此，本文对2004年8月16日至2008年5月11日的双差精定位后的地震S波形资料进行分析，利用S波衰减层析成像方法反演紫坪铺水库区域静态和蓄水前､后的Q_s 成像特征，并结合实验研究成果､岩体岩性､断裂构造及水文地质调查结果，探讨了该区可能存在的良好渗透条件及其对Q_s 值的影响，同时对研究区内地震活动类型及发震成因的介质物性变化进行了讨论.

紫坪铺水库位于四川省都江堰市区西北方向9km处的岷江上游麻溪乡，距成都市约60km, 2008年5月12日汶川M_s8.0级大地震微观震中距离水库最近处仅6km 左右.紫坪铺水库为大(一)型工程，最大坝高156m, 总库容11.12×10⁸ m³.2001年3月29日正式动工兴建，2005年9月30日下闸蓄水，2006年12月竣工.大坝为混凝土面板堆石坝，是国内仅有的几座同类型高坝之一.紫坪铺水库位于龙门山造山带的中南段，横跨造山带自西向东发育的汶川-茂县(WMF)､北川-映秀(BYF)､安县-灌县(AGF)和广元-大邑(GDF)4条主干断裂和通济场次级断裂(TJCF)，控制了紫坪铺水库区域的基本构造格架(图 1).其中，通济场断裂直接穿越库区，即位于北川-映秀与安县-灌县断裂之间的两条次级断裂.它们是通济场断裂在平面上的两条分支，在深部最终汇聚到通济场断裂的主滑脱面上^[22].

图 1

Fig. 1

图 1 紫坪铺水库台网及断裂分布 WMF:汶川一茂县断裂；BYF:北川一映秀断裂；TICF:通济场断裂；AGF:安县一灌县断裂；GDF:广元一大邑断裂. Fig. 1 Distribution of faults and seismic stations in Zipingpu Reservoir Area WMF: Wenchuan-Maoxian fault； BYF: Beichuan-Yingxiu fault； TJCF: Tongjichang faults； AGF: Anxian-Guanxian fault； GDF: Guangyuan-Dayi fault.

紫坪铺水库数字遥测地震台网于2004 年8 月试运行，2005年6 月通过验收.台网由8 个数字遥测地震台组成，即灵隐寺(LYS)､钻洞子(ZDZ)､白岩(BAY)､八角(BAJ)､桃子坪(TZP)､桂花树(GHS)､庙子坪(MZP)和成都区域数字台网中的油榨坪台(YZP).台站大致均匀地分布在库区周边，平均台距为10km 左右(图 1).台站使用JC-V104 型短周期地震计，频带宽度为1~40 Hz, 配备EDAS-24L 型24位数据采集器，数据采用超短波段的单工数字无线传输与DDN 公用数据网接力传输､中心统一记录的方式.观测系统动态范围优于100dB，采样率每秒100点.采用了GPS 统一授时和定位系统，数据采集的时间服务精度优于1ms^[20].

台站地震仪记录到的数字地震波形包含地震震源､地震波传播路径及台站的场地响应特征等信息，而地震波传播路径对其能量的衰减包括随距离变化的几何衰减和介质的非弹性衰减(用Q值来度量).在第j个台站观测到第i个事件的振幅谱可写成^[23-24]:

(1)

其中，f为频率，S_i(f)为震源谱，I_j(f)为仪器响应，R_j(f)为场地响应，G_ij(r)为沿路径r的几何扩散因子，B_ij(f)为衰减谱.采用Brune类型的ω² 震源模式表示震源谱^[25-26]，即:

(2)

上式中，Ω₀ 为长周期的振幅谱，为稳态值，f_c 为拐角频率.由于本文采用的是直达S波地震波形数据，最大震中距为49km, 因此采用Atkinson和Mereu^[27-29]提出的地震波在全空间传播时的理论几何衰减函数，即

(3)

其中，r为震源距，系数b₁ 与频率无关.沿整个射线路径的衰减谱可表示为^{[14， 30]}

(4)

式中，t_ij为第i个地震到第j台的射线走时，Q_ij为品质因子，t_ij^*为沿整个射线路径的衰减算子.由于紫坪铺区域台站都建在基岩上，本文假定台站场地响应为接近1的常数，并扣除仪器响应后，方程(1)就可以写成

(5)

此外，t_ij^*衰减算子可以写成1/(Q(s)·v(s))沿震源i到台站j的射线路径的投影^{[14， 31-32]}，即

(6)

上式中v为S波速度，ds为射线路径单元.

利用(5)式对单条观测谱进行拟合时，由于式中存在Ω0､f_c 和t_ij^*算子3个未知变量，故存在解的非惟一性.但由于Ω0 和f_c 只与震源有关，因此对同一震源采用多台观测谱进行拟合，可以减少未知变量Ω 数量.为了限制解的非惟一性，常采用Levenberg-Marqurdt或迭代阻尼最小二乘(iterativedampedleast-squares)法进行谱反演.对于多台记录的波形联合进行谱反演，可得到同一震源到各个台站的路径衰减t^* .然后，根据(6)式采用衰减层析成像方法就可以确定出Q了.

地震波衰减层析成像以地震波形资料为基础，需要截取S波时间窗进行谱反演，获得震源到台站的t^*衰减算子.“S 窗"定义为从S 波开始到包括S波总能量90%的时间段^{[14， 28-29， 33]}，文中采用的地震数据“S窗"只包含了直达S 波.为了进行信噪比分析，截取P 波初动前的256 个采样点作为“噪声窗"^{[7， 14]}(图 2a).截取后的“S窗"和“噪声窗"采用平移窗谱法进行傅里叶变换，获得稳定的观测振幅谱和噪声谱.信噪比(SNR)分析时，本文分别对SNR=1､2､3的成像结果进行了对比，最终选取SNR>2的波形进行处理.由于紫坪铺区域台网的地震计为速度计，因此在预处理过程中应将速度振幅谱转换为位移振幅谱.本文分析了1~15 Hz的S波谱，且有10Hz以上连续频带宽(图 2b).图 2给出了2008年2月15日灵隐寺台(LYS)1.4级地震的S波两个水平分量波形及其合成位移谱.

图 2

Fig. 2

图 2 波形及合成位移谱 Fig. 2 Waveform and synthetic displacement spectra

根据(5)式，多台记录谱联合反演方法^[14]是假设一个地震被N台记录，共需反演N+2个未知变量，即Ω0､fc 和t₁^* ､t₂^* ､…､t_N^*，比单台观测谱反演少反演了2N-2个变量，从而降低了解的非惟一性.假定有M个频率点，那么第i台观测谱在第j个频率点的值可表示为A_i^obs(f_j)，理论振幅谱为A_i^cal(f_j)，采用遗传算法反演N+2 个未知量，使多台观测谱和理论谱之间在不同频率点的残差之和最小，即使残差$\sum\limits_{i=1}^{N}{\sum\limits_{j=1}^{M}{\lg \text{ }\!\!|\!\!\text{ }A_{i}^{\text{obs}}\left( {{f}_{j}} \right)}}-A_{i}^{\text{cal}}\left( {{f}_{j}} \right)|$ 最小时找到全局最优解.如图 3 所示，消除噪声和几何扩散影响后，不同台站位移谱衰减主要受不同路径的Q_s 值影响.

图 3

Fig. 3

图 3 地震在不同台站的观测位移谱和拟合谱 Fig. 3 Observation and fitness spectra of earthquake at different station

获得t^*衰减算子后，采用类似速度层析成像的方法就可以反演得到Q_s 值了^{[12-14， 23-24]}.首先，挑选出符合条件的t^*衰减算子，根据网格平均射线数确定合适的网格大小，进行检测板分辨率试验，根据检测板分辨率试验结果反复调整网格大小，最终确定出合适的分辨率.然后，通过计算地壳平均Q_s 值作为初始输入模型，采用射线追踪伪弯曲方法，并进行10次迭代计算，最终获得Q_s 值.为了去除震源深度影响，利用t^*反演Q_s 值的过程中，采用震源距代替震中距.

采用2004-8-16-2008-5-11紫坪铺水库区域8个地震台记录的精定位后的1340 个地震S 波资料进行Q_s 成像，震级范围为ML0.1~3.7，震源深度为1~15km.利用遗传算法反演得到6580条t^*数据，进一步挑选出一倍均方差内的t^*数据共4184条，相应的射线分布见图 4.利用挑选后的t^*数据，将紫坪铺水库地区(30.7°~31.2°N，103.2°~103.8°E)的地壳在平面上划分为0.05°×0.05°的均匀网格进行Q_s 反演，平均网格射线数为179 条，有利于降低解的非惟一性.

图 4

Fig. 4

图 4 紫坪铺水库地区台站(三角)､事件(+)及射线分布 Fig. 4 Distribution of stations(triangle)，earthquakes( +) and raypaths in Zipingpu reservoir area

反演前计算了紫坪铺水库区域的S波初始平均速度为v_s=3.2km/s, 初始平均Q₀=90，并将二者作为反演的初始输入模型.经过10 次迭代反演后，t^*的均方根(RMS)残差由0.0359 降到0.0328.如图 5为0.05°×0.05°网格的检测板分辨率试验结果^[14]，结果显示，紫坪铺水库地区越靠近库区地震射线覆盖越密集，分辨效果越好，边缘区域分辨效果相对较差.为此，本文只对反演效果较好的区域(图 5中蓝色虚线框内区域)进行Q_s 值成像，较大的矩形框为水库区域(30.78°~31.16°N，103.30°~103.72°E，以下简称研究区)，较小矩形框为库区(30.972°~31.062°N，103.444°~103.583°E).

图 5

Fig. 5

图 5 网格检测板分辨率试验结果 Fig. 5 Checkerboard resolution tests

图 6(a､b)为研究区和库区的Q_s 成像图.由于所采用的地震震源深度主要集中在4~10km, 占地震总数的83%，因此，成像结果主要反映了紫坪铺水库区域浅层地壳(4~10km)的Q_s 特征.

图 6

Fig. 6

图 6 研究区(a)和库区(b)Qs成像(三角为台站，五角星为汶川主震，空心圆为地震) Fig. 6 Distribution of Qs in the study area (a) and reservoir area (b) (Triangles represent stations, tive-pointed star represents the main Wenchuan earthquake, open circles represent earthquakes)

如图 6a可见，研究区S波衰减横向不均匀变化显著，库区周边近似存在一个低Q_s 值环形区域，主要包括水库东北､东南､西南､西北､库区中段五个区域.其中，东北和西南低Q_s 区域范围较大，数值相对较低，直接与库岸相毗邻，均位于北川-映秀､安县-灌县两条主干断裂带之间，并被通济场次级断裂带穿过.水库东南､西北低Q_s 区数值相对东北､西南区稍高，无明显断裂带通过.从地震活动分布看，离库岸1~10km 范围内的高､低Q_s 交界区域存在水库东北､东南､西南三个明显的小震群，均位于断裂带附近.图 6b为放大后的库区Q_s 成像图，图中可见，库区被通济场次级断裂带通过，大部分区域Q_s较高，而库区中段区域较周围区域Q_s 偏低.库体覆盖区域地震活动较少，几乎为空白.

为了研究紫坪铺水库蓄水对该区地壳介质的影响，分别对紫坪铺水库区域蓄水前(2004-8-16-2005-9-30)和蓄水后(2005-9-30-2008-5-11)的Q_s进行成像.图 7 为紫坪铺水库水位图，2005 年9 月30日下闸蓄水，蓄水前水位低于死水位817.0m, 蓄水后水位均位于死水位之上，最高时为875.18m.蓄水前､后的射线及检测板分辨率试验结果见图 8､图 9.蓄水前地震资料时间跨度相对较短，平均网格射线数为53 条，检测板分辨试验结果显示0.05°×0.05°的网格划分可分辨出离库岸和断裂带较近的大部分区域(图 8)，10 次迭代反演后t^*均方根(RMS)残差由0.0366 降为0.0320.蓄水后时间跨度相对较长，地震射线相对较多(图 9)，平均网格射线数达到126 条，10 次迭代反演后t^*均方根(RMS)残差由0.0358降为0.0325.为使静态､蓄水前及蓄水后的Q_s 成像结果具有可比性，将蓄水前､后的Q_s 反演初始输入模型平均v_s 和平均Q₀ 归算为统一值，均采用静态Q_s 成像的计算结果，即v_s=3.2km/s, Q₀=90.

图 7

Fig. 7

图 7 水位图(左起第一条和第三条虚竖线分别为本文数据起始和结束时间) Fig. 7 Hydrograph (The first and third imaginary vertical lines from left toright represent the start and end time of this paper data)

图 8

Fig. 8

图 8 蓄水前地震射线分布(a)及检测板分辨率试验结果(b)(三角为台站，十字为地震) Fig. 8 Checkerboard resolution tests (b) and distribution of ray path (a) in Zipingpu Reservoir Area before water storage(Triangles represent stations, cross represents earthquake)

图 9

Fig. 9

图 9 蓄水后地震射线分布(a)及检测板分辨率试验结果(b)(三角为台站，十字为地震) Fig. 9 Checkerboard resolution tests (b) and distribution of ray path (a) in Zipingpu Reservoir Area after water storage(Triangles represent stations, cross represents earthquake)

如图 10所示，研究区蓄水前和蓄水后的Q_s 值､地震活动分布变化显著.水库东北低Q_s 区蓄水后Q_s 值大部分区域下降，范围向南延伸，离库岸1~7km范围内小震活动有所抑制，只在离库岸7~10km的北川-映秀断裂带附近的高､低Q_s 过渡区域出现小震群；水库西南低Q_s 区蓄水后Q_s 数值大幅下降，范围扩大，且在北川-映秀断裂与通济场次级断裂之间的高､低Q_s 值过渡区域出现明显的小震群；水库东南低Q_s 区数值变化不大，向东偏移，与东北低Q_s 区相连接，在广元-大邑断裂附近的高､低Q_s 过渡区域也出现明显的小震群；水库西北低Q_s区蓄水前Q_s 数值较低，蓄水后数值升高，且在岷江东侧出现小范围低Q_s 值区域.

图 10

Fig. 10

图 10 蓄水前(a)后(b)研究区Qs成像(三角为台站，五角星为汶川主震，空心圆为地震) Fig. 10 Distribution of Qs in the study area before (a) and after (b) water storage (Triangles represent stations.Five-pointed star represents the main Wenchuan earthquake, open circles represent earthquakes)

如图 11所示，蓄水前､后库区大部分区域Q_s 较高，值得注意的是库区中段区域(图中虚线圆)蓄水后从高Q_s 转变为低Q_s, 库区地震活动蓄水前､后均较为平静.

图 11

Fig. 11

图 11 蓄水前(a)､后(b)库区Qs成像(三角为台站，空心圆为地震) Fig. 11 Distribution of Qs in the crust beneath reservoir area before (a) and after (b) water storage(Triangles represent stations, open circles represent earthquakes)

Q值反映了地震波能量的衰减，与地壳介质的非弹性和非均匀性密切相关.实验研究发现，地壳中岩石的破碎程度和岩石中的孔隙､结构面及孔隙中充满的流体､气体､黏土含量都对岩石中波的衰减(Q值大小)有重要影响.安勇等^[34]发现岩石的衰减受岩性的影响，孔隙率较大的岩石衰减大于孔隙率小的岩石.陈等^[1]发现岩浆岩和变质岩中的孔隙､结构面等远小于沉积岩，因此岩浆岩和变质岩的衰减远比沉积岩小，而含有大量孔隙和结构面，特别是未完全固结的沉积岩，波的衰减比致实的岩浆岩高5~7个数量级^[1].李亚林等^[35]发现横波衰减随着渗透率的增加而减小.滕吉文等^[36]发现裂缝中含水的饱和岩石的Q值低于干燥岩石.施行觉等^[37]发现Q值首先随饱和度的增加明显下降，当饱和度增加到某值时，Q值随饱和度的增加基本不变或略有上升.刘斌等^[38]发现Q值随围压的升高而增加.综上所述，沉积岩的衰减大于岩浆岩和变质岩，Q值随着岩石中的黏土含量､孔隙率､渗透率增加而减小，随着含水饱和度增加一开始减小，当饱和度达到某值时基本不变或略有上升，随着围压的升高而增加.

紫坪铺水库地区盖层主要发育两大沉积岩层序列，即震旦系-中三叠统海相碎屑岩及碳酸盐岩序列和上三叠统-第四系陆相碎屑岩序列^[22].根据紫坪铺水库地下水类型(图 12)^[39]可知，水库东北低Q_s区为碎屑岩(红层)､碳酸盐岩夹碎屑岩及冲积､洪积层覆盖；东南低Q_s 区为冲积､洪积层､冰水堆积层覆盖；西南低Q_s 区为碎屑岩(红层)､碳酸盐岩夹碎屑岩覆盖；西北低Q_s 区为岩浆岩､变质岩和少部分碳酸盐岩夹碎屑岩覆盖；库区为碎屑岩(红层)､碳酸盐岩夹碎屑岩覆盖.由此可见，研究区岩性除了西北部分区域为渗透性差的岩浆岩和变质岩外，大部分区域岩性均为渗透性较好的沉积岩.其中，水库东北､库区和西南区域岩性均为碎屑岩(红层)､碳酸盐岩夹碎屑岩，渗透条件相对较好；西北大部分区域为岩浆岩和变质岩，渗透条件相对较差.

图 12

Fig. 12

图 12 紫坪铺水库地下水类型(王云基，2001)[39] 红色虚线矩形为本文研究区，蓝色阴影为库区，红色虚线椭圆为低a区:i东北区；ii东南区；ii西南区；iv西北区.1.冲积､洪积层孔隙潜水段；.冰水堆积层孔隙潜水段；3.碎屑岩(红层)裂隙孔隙水段；4.碳酸盐岩裂隙溶水段；5.碳酸盐岩夹碎屑岩溶隙裂隙水及碎屑岩裂隙层间水段；.岩浆岩裂隙水段；7.变质岩裂隙水段；8.冰缘融冻裂隙水段. Fig. 12 Groundwater type of Zipingpu Reservoir Area(WangYG，2001)[39] Red dashed rectangle represents the study area.Blue shaded areas on behaff of the reservoir region.Red dashed oval area on behaff of low-Qs zone: i Northeast； ii Southeast； Southwest；V Northwest.1.Alluvial, fluvial pore diving section； 2.Accumulation of pore ice diving section； 3.Clastic rocks ( red beds) fractured section of the pore water； 4.Carbonate fissure water soluble section； 5.Gap carbonate clastic karst fissure water and interlayer water clastic fissure segment； 6.Magmatic fissures water segment ； 7.Metamorphic rock fissure water segment；8.Periglacial freeze-thaw fracture water segment.

此外，断裂的构造活动性也是控制岩石渗透性的另一重要因素，李明诚等､赵密福等^[40-41]认为，无论是张性正断层，还是压性逆断层，只要它们处在活动中，就具有通道性.如图 1 所示，研究区内的北川-映秀断裂为全新世活动断裂，通济场断裂､安县-灌县断裂为晚更新世活动断裂，广元-大邑断裂在较近时期也可能仍在持续活动.据地表露头调查，北川-映秀､通济场和安县-灌县断裂带地层构造变形相对强烈，断裂带劈理化､碎裂化程度高，胶结差，羽状裂隙发育^{[39， 42]}.通济场断裂在研究区内分支复合频繁，将龙门山中央推覆体前缘切成薄的透镜状及长条状断片.野外调查还发现，在都江堰的两河口､白沙一带，断裂带附近各断裂普遍具有明显的破碎带，岩石的角砾化､透镜状及劈理化显著，反映了较浅层次的脆性变形特征^[22].可见，紫坪铺水库区域各类含水岩层(组)的空间展布和地下水贮存条件，明显受到地质构造的制约.

根据王云基^[39]水文地质条件调查发现，紫坪铺库区地层出露较齐全，岩石破碎，有石灰岩层构成的飞来峰，并发育有喀斯特.基岩由于构造､风化､溶蚀等作用裂隙发育，地表坡残积､崩坡积､冰碛等松散堆积层分布广泛，植被茂密，杂草丛生；平原河流密集分布，砂卵砾石层被切割，为充沛的大气降水､丰富的地表径流提供了渗透条件.

综上可见，紫坪铺水库东北､库区中段､西南低Q_s 区域主要为渗透性较好的碳酸盐岩､碎屑岩及二者的夹杂体所覆盖，且位于北川-映秀､安县-灌县活动断裂带之间，通济场活动断裂带之上，为库水的渗透提供了良好的地质条件；东南低Q_s 区为冲积､洪积层､冰水堆积层覆盖，无明显断裂带通过，渗透条件其次；西北低Q_s 区部分区域岩性为岩浆岩和变质岩，渗透条件相对较差.

根据紫坪铺水库区域岩体岩性､断裂构造､水文地质条件分析表明，紫坪铺水库区域总体具有良好的库水渗透条件.

水库东北､库区中段､西南低Q_s 区主要为孔隙率大､渗透性好的碳酸盐岩､碎屑岩及二者夹杂体覆盖，且位于北川-映秀､安县-灌县两大活动断裂带之间，被通济场活动断裂穿过，岩石破碎程度高，节理､裂隙发育，渗透条件相对较好.紫坪铺水库蓄水后，库水可能沿着通济场断裂中段和两端的节理､破碎带向地下渗透，使岩石孔隙中充满流体，内摩擦增大，地震波大大衰减，从而导致Q_s 值大幅下降.同时，蓄水后水库西南区出现的小震群时､空､强明显受水库蓄水影响，周斌^[22]，卢显等^[16]研究认为水库西南小震群属于“快速响应型"水库地震.东北区蓄水前离库岸1~10km 的小震群震源深度大多在8km左右，可能与原地断层活动有关，蓄水后抑制了离库岸1~3km 内的小震，而离库岸7~10km的小震群震源深度在5km 左右，可能与水库蓄水有关.库区大部分区域蓄水前､后地震活动平静，一方面可能说明库区岩体稳定性较好，另一方面蓄水后可能库体对地壳介质存在一定的压实作用，水体荷载作用增大，岩体稳定性增加，在区域范围内抑制了断层活动.因此，我们初步认为水库东北､库区中段､西南低Q_s 区域与库水渗透密切相关.

水库东南低Q_s 区主要为冲积､洪积､冰水堆积层覆盖，无明显的断裂带通过，蓄水后低Q_s 区向东迁移，小震活动显著增强.蓄水后出现的东南区震群，包括了汶川地震前2008 年2 月的都江堰小震群，大部分小震震源深度在10km 以上，少部分在5km左右.其中，2008年2月14日ML3.3和ML3.7两次较大地震的震源深度分别为15km 和16km.卢显等^[16]研究认为蓄水后出现的东南区小震群与水库蓄水关系不大，周斌^[22]则认为其属于“滞后响应型"水库地震.郭永刚等^[43]认为水库地震震源深度较浅，一般不超过10km.因此，本文初步认为东南区小震群可能构造地震和水库地震兼而有之，其地震活动性较为复杂.

水库西北低Q_s 区蓄水后Q_s 升高，但在岷江东侧出现新的低Q_s 区.这可能的一种解释是，西北近库区岩性为渗透性较好的碳酸盐岩夹碎屑岩，远库区为渗透性差的岩浆岩和变质岩.当水库蓄水后，库水沿着渗透性好的碳酸盐岩和碎屑岩渗透，而后受到介质较密实的岩浆岩､变质岩的阻挡.当岩石含水饱和度增加到某值时，Q_s 值随着饱和度和围压的增加而升高，同时库水继续向岷江东侧的碳酸盐岩和碎屑岩区域扩散，形成了新的低Q_s 区.

水库东北､东南､西南的三个小震群基本位于高Q_s 值(低衰减)､低Q_s 值(高衰减)过渡区域，这与前人衰减层析成像的结果一致^{[7， 15， 44]}.如2004 年Hansen等^[7]的研究结果显示夏威夷火山观测台网记录到的地震(7~9km)位于高､低Q值过渡区域.王伟君等^[44]对云南大姚地震的研究结果发现两个主震均发生在低Qp 边缘区域内.张杰卿等^[15]对云南姚安地震的研究结果发现姚安6.5级地震余震大部分均发生在高､低Q_s 值的过渡区域内.Q值直接反映了介质的软､硬程度，不均匀性质.低Q_s 区内地震波衰减大，不易积累能量，而高､低Q_s 值的过渡区域，介质介于“软"､“硬"之间，有可能积累应变能，孕育地震.当高､低Q_s 过渡区域岩石裂纹饱含水或部分含水后，水对裂纹边界起潮湿和润滑作用^[36]，降低了发震断层的抗剪强度，使滑动容易产生，从而诱发地震.

紫坪铺水库区域Q_s 成像结果及分析显示，该区Q_s 分布及其变化与水库蓄水有密切相关性，初步可得如下结论:

(1) 紫坪铺水库区域浅层地壳Q_s 横向不均匀变化显著，库区周边近似存在低Q_s 值环形区域，主要包括水库东北､东南､西南､西北､库区中段五个区域.其中，水库东北､库区中段､西南低Q_s 区域为渗透性较好的沉积岩覆盖，且位于北川-映秀､安县-灌县两条主干断裂带之间，被通济场次级断裂带穿过，岩石破碎程度高､裂隙较为发育，具备良好的库水渗透条件.本文初步认为水库东北､库区中段､西南低Q_s 区与库水渗透关系密切，库水可能沿着通济场断裂中段和两端的岩石破碎带及节理､裂隙发育地区向地下渗透，使岩石孔隙中充满流体，内摩擦增大，地震波大大衰减，从而导致Q_s 值大幅下降.同时在西南区诱发了水库小震群，在东北区和东南区诱发了部分水库小震群，库体覆盖区蓄水前､后地震较为平静，可能岩体稳定性较好.蓄水后，水体载荷作用增大，岩体稳定性增加，在区域范围内抑制了断层活动.

(2) 紫坪铺水库区域东北､东南､西南三个小震群基本位于高Q_s 值(低衰减)和低Q_s 值(高衰减)过渡区域，可能由于低Q_s 区内地震波衰减大，不易积累能量，而高､低Q_s 值的过渡区域，介质介于“软"､“硬"之间，有可能积累应变能，孕育地震.当高､低Q_s 过渡区域岩石裂纹饱含水或部分含水后，水对裂纹边界起潮湿和润滑作用，降低了发震断层的抗剪强度，使滑动容易产生，从而诱发地震.

(3) 本文反演的Q_s 与频率无关，初始平均Q_s 值比频率相关的反演结果略高^[20-21].假设与频率无关虽会影响Q_s 值的数值大小，但其分布不会改变.因此，依然可以用来分析介质的物性分布特征^{[12-14， 45]}.

(4) 目前Q值层析成像还处于探索阶段，而真实的地下介质结构较为复杂，需结合其他地球物理参数进一步深入研究，尚能明确结论.

感谢四川省地震局提供数据资料，感谢刘杰研究员对论文的指导，感谢张永久研究员､张致伟硕士的帮助，感谢审稿专家对本文提出许多很好的建议和意见.