新丰江水库位于广东省河源市境内，是世界上仅有的诱发6级以上地震的4个水库之一，也是到目前为止，我国已经诱发地震的水库中地震震级最高的水库.1959年10月水库截流蓄水后不久，库坝区及附近即开始频繁发生有感地震，1962年3月19日在大坝附近1 km发生6.1级地震.自20世纪60年代以来，围绕该区地质构造、地壳形变、震源机制、地壳结构、地球物理勘探、诱震环境因素等开展了一系列研究(王妙月等，1976；丁原章等, 1982, 1983, 1992；丁原章，1989；臧绍先，1983；魏柏林等，1991；郭贵安和冯锐，1992；郭贵安等，2004；陈益明，1982；潘建雄和肖安予，1982；沈崇刚等，1974；胡毓良和陈献程，1979；官幼雄等，2005；黄腾浪和杨马陵，2001；杨卓欣等，2013；叶秀薇等, 2013, 2016；宋晓春等，2016).研究表明，水库诱发地震的发生与库区的地质构造、断裂发育、岩性分布、水文地质构造以及库水水位变化等密切相关，而库区的构造条件是主要的内部因素(李安然等，1990；杨主恩等，1995；林松建等，2007；陈蜀俊等，2005；Rajendran et al., 1995; Hu and Hu, 1992；Hu et al., 1996)，因此对我国唯一诱发过6级以上地震的新丰江水库开展库区地壳结构及活动构造研究显得尤为重要，将为今后水库大坝的选址及水库诱发地震机理研究提供重要参考.

以往对新丰江地区地壳速度结构的研究包括了早期郭贵安和冯锐(1992)、吴建春等(1990)对水库大坝区开展的速度模型反演，为该区的速度结构反演积累了宝贵的基础资料；2009－2010年中国地震局地震预测研究所在新丰江地区布设了地震台阵，利用人工震源开展了深部地壳结构研究计划，重建了穿越库区的NW-SE向二维P波速度剖面(杨卓欣等，2011)、库区三维P波、S波慢度扰动以及V_P/V_S扰动分布图像，给出了1~8 km深度速度相对值平面图(杨卓欣等，2013).结果显示，新丰江库区从库坝往北西方向至库尾锡场上地壳下部存在高速层，下地壳存在低速层，为库区深部地壳轮廓与结构特征提供了基本认识(杨卓欣等，2011)；库区大坝峡谷区存在沿峡谷走向展布的陡倾角高波速比条带，有利于库水大量进入深部而使其对地震发生发挥诱发作用(杨卓欣等，2013).

近年来随着层析成像技术的发展和水库诱发地震监测台网的建设，层析成像技术在水库地区得到了广泛应用，不同学者对国内外多个著名水库，如三峡水库等开展了三维地壳速度结构相关研究(李强等, 2009, 2011；廖武林等，2007；罗佳宏和马文涛，2016；Cuenot et al., 2006; Haggag et al., 2009；Zhou et al., 2011; Dixit et al., 2014).本文利用广东省地震台网的到时数据，根据刘福田等(1984, 1989)提出的分块速度层析成像模型，重建了新丰江水库坝址及邻区中上地壳P波三维高分辨率速度绝对值图像，进一步对6.1级水库诱发地震震源区三维精细结构、库区断裂以及库水渗透影响等进行分析研究.

新丰江水库修建在中生代以来的活动构造区，库体坐落在燕山期东西向延展的花岗岩体上，周缘与之接触的地层有泥盆系的砂页岩和碳酸盐岩石、侏罗纪砂页岩和白垩~第三系的砂砾岩等.岩体内有北东东向和北西西向两组节理，整个库区有多组断裂系统发育，花岗岩体本身就是沿近东西向断裂侵入的.地表断裂主要有三组(图 1)：即北东－北北东、北北西和北东东向(丁原章等，1989；李安然等，1990).

北东－北北东走向断裂是地表最醒目的断裂构造，以逆断层或逆掩断层为特征，如河源断裂、人字石断裂，具有多期活动特点；河源断裂倾角较缓(30°~45°)，人字石断裂倾角较陡(60°~80°).此外北东走向的还有陡倾角(65°~90°)的大坪－岩前断裂.

北北西向断裂以陡倾角(60°~90°)，具有张剪性为特征.主要分布在水库东侧及新丰江峡谷区，最主要的断裂为石角－新港－白田断裂带，在地表多表现为小型错动断层或密集的剪切节理带，在许多地段切割了北北东向和近东西向断裂，此组断裂为第四纪活动断裂(丁原章等，1983)，且新丰江水库诱发地震活动与此组断裂有关(王妙月等，1976).

北东东向断裂在地表未形成规模巨大的断裂，而在地壳深部，航磁及重力资料显示北东东向断裂是本区深部最主要的构造(丁原章等，1989).

图 1

Fig. 1

图 1 新丰江水库区地质构造图 F1河源断裂；F2人字石断裂；F3大坪－岩前断裂；F4南山－坳头断裂；F5石角－新港－白田断裂；F10兰屋－太和洞断裂；F12大坑南推断断裂(文中其他图件断裂名称与此相同，不再标注). 1-1′至8-8′为NW-SE剖面位置示意；A-A′至H-H′为SW-NE剖面位置示意.五角星为1962-03-19新丰江Ms6.1(下同). Fig. 1 Tectonic map of Xinfengjiang Reservoir F1 Heyuan Fault; F2 Renzishi Fault; F3 Daping-Yanqian Fault; F4 Nanshan-Aotou Fault; F5 Shijiao-Xingang-Baitian Fault; F10 Lanwu-Taihedong Fault; F12 Dakengnan inferred Fault (similarly hereinafter). 1-1′ to 8-8′: NW-SE direction profile position; A-A′ to H-H′: SW-NE diretion profile position. star: 1962-03-19 Xinfengjiang Ms6.1(similarly hereinafter).

图 2

Fig. 2

图 2 研究区P波、S波走时及地震(ML≥1.0) 与台站射线分布、网格划分方案 (a) P波、S波走时(红色为P波，黑色为S波); (b)射线分布及网格划分方案. Fig. 2 P-wave and S-wave travel time, ray path distribution and model grid of study area (a) P-wave and S-wave travel time (red for P-wave, black for S-wave); (b) Ray path distribution and model grid.

广东省“十五”期间建设的数字地震台网自2007年6月开始运行，本文使用了2007年6月－2014年7月共计10个地震台记录的13247次地震的91666条P波走时记录进行速度结构的反演(图 2a).序列记录较为完整，M_L≥1.0地震基本无遗漏.

地震与台站射线分布图(图 2b)显示，研究区(23.2°N－24.4°N，114.2°E－115.0°E)内部射线密度较高，边缘区域射线密度略低，进行速度结构反演时射线最密集的区域按0.03°~0.05°间距划分，外围地区按0.1°~0.4°划分，深度按0，3，7，10，15，20 km划分.

震源位置与速度结构联合反演的基本原理在众多文献中已有详细介绍(刘福田，1984；周龙泉等, 2007, 2009；马宏生等，2008)，本文仅作如下简要说明.在震源位置与速度结构的联合反演过程中，走时残差δt是由震源参数、速度的扰动引起的，对于l个地震和j个台站，可写为如下形式：

(1)

式中，δt为m维走时残差向量；δv为n维节点速度扰动向量；δx为4l维震源参数扰动向量；A为m×n维走时对速度的偏导数矩阵；B为m×4l维走时对震源参数的偏导数矩阵.

由于式(1) 中速度参数与震源参数是相互耦合的.若在同一个方程中同时反演2种不同量纲的参数，将会增加算法的数值不稳定性，消耗大量的计算机资源，因此须进行参数分离.本文采用刘福田(1984)提出的正交投影算子，将式(1) 分解为2个分别求解速度参数和震源参数的方程组：

(2)

(3)

式中，P_B为与震源参数有关的从R^m到B的像空间R(B)上的正交投影算子.速度参数和震源参数解耦后的分析表明，速度扰动量的确定与震源位置扰动量无直接关系，仅与其初值有关，而震源位置扰动量则与速度扰动量明显有关.联合反演过程中由式(2)、(3) 先确定研究区的速度结构参数，再确定震源参数，从而消除速度结构的不确定性对定位精度的影响.因此，通过震源位置与速度结构的联合反演可以有效提高定位的精度，并在反演中得到研究区速度结构模型.

进行反演计算前，据相关文献¹⁾(郑圻森等, 2003, 2004；江西省地质矿产局，1984；闻则刚等，2005；姚伯初等，1994；徐辉龙等，2006；赵明辉等，2004)得到了研究区域地壳各深度的S波速度及部分深度的P波速度，对于未能查找到的部分深度的P波速度使用插值法获得，最终确定了研究区地壳初始速度结构模型(表 1).

1) 范玉兰等.1988.华南地区走时表.

表 1 Table 1

表 1 本文使用的初始地壳速度模型 Table 1 Initial model of crust velocity structure 深度/km 0 5 10 15 20 25 31 40 S波速度/(km·s-1) 3.25 3.48 3.65 3.66 3.67 3.73 3.92 4.58 P波速度/(km·s-1) 4.92 5.50* 5.80 5.98 6.40 6.50 6.82 7.98 纵横波速比 1.51 1.58* 1.59 1.63 1.74 1.74 1.74 1.74 注：*为插值法估算的地壳速度数据.

表 1 本文使用的初始地壳速度模型 Table 1 Initial model of crust velocity structure

(1) 检测板实验

首先采用检测板方法估算解的分辨率和可靠性.根据实际射线分布，通过正演计算得到理论走时数据，将理论走时数据加上一定的随机误差(扰动值取正常值的±3%)后作为观测数据进行反演，比较反演结果与检测板的相似程度作为解的可靠性估计.该区地震主要集中在从水库大坝往北西方向延伸至东源锡场、深度为3~15 km地壳内，检测板结果(图 3)与地震密集区域一致，超过15 km分辨率下降，此外库区NE角、SW角由于射线密度不够，分辨率下降.

(2) 重定位前后走时残差变化及深度分布

经联合反演重新定位后，地震序列定位精度得到了显著提高(图 4).初始目录走时残差83.82%集中在0.1~0.5 s之间，重新定位后走时残差显著下降，91.52%低于0.1 s，其中68.78%集中在0.025~0.5 s之间，22.74%集中在0.05~0.1 s之间.

根据重新定位结果，新丰江地区的地震震源深度主要集中在7~10 km，比例达49.07%，3~7 km以及10~15 km比例分别为28.92%、18.41%，浅于3 km或超过15 km的地震仅占3.60%.

(3) 与人工震源探测结果的对比

2009－2010年，在科技部国家支撑计划项目的资助下，中国地震局地震预测研究所在新丰江地区布设了地震台阵，利用人工震源开展了深部地壳结构研究计划.将本项研究结果与之比较，能进一步验证本项研究的可靠性.人工震源项目重建了沿英德－河源－陆河剖面的NW-SE向二维P波速度剖面(杨卓欣等，2011)，剖面穿越库区，与本文图 1的5-5′剖面位置走向一直，得到的库区速度结构与本项目组以0.1°×0.1°网格反演的结果完全相符，即库区从库坝至库尾锡场NW-SE向剖面上地壳存在1个相对高速体，速度为6.1 km·s^-1，库坝一端深度为3.5~8.5 km，库尾锡场一端略深，深度延伸至约10 km(叶秀薇等，2013).随着小震记录的大量增加，本研究进一步细分网格，得到中心区域最高分辨率为0.03°×0.03°的反演结果，进一步细化了高速体结构(图 6e).

此外，杨卓欣研究团队利用人工震源，并结合天然地震走时记录，重建了库区三维P波、S波慢度扰动以及V_P/V_S扰动分布图像，给出了1~8 km深度速度慢度相对值平面图(杨卓欣等，2013).将本文研究结果与之对比，显示在8 km深度NW-SE向即从锡场、回龙到库坝以及库坝下游白田射线最密集区域，即剖面1-1′到7-7′，锡场到白田两者的相对高低速区域位置吻合一致(图 5)，外围则存在差异.

图 3

Fig. 3

图 3 不同深度P波检测板分辨实验检测结果 Fig. 3 Checkboard resolution test in difference depth

图 4

Fig. 4

图 4 重新定位前后走时残差变化 (a)走时残差时序变化; (b)走时残差分布区间. Fig. 4 Travel time residual before and after relocation (a) Sequence of travel time residual; (b) Distributed interval of travel time residual.

图 5

Fig. 5

图 5 P波慢度扰动与速度对比图 (a) 8 km深度P波慢度扰动平面图(据杨卓欣等，2013); (b) 8 km深度P波速度平面图(蓝色虚线框：相对高速区, 红色虚线框：相对低速区). Fig. 5 Compared P-wave slowness perturbation with P-wave velocity in same depth (a) P-wave slowness perturbation in 8 km depth (Yang et al., 2013); (b) P-wave velocity in 8 km depth (broken blue line: high velocity zone broken, red line: low velocity zone).

图 6

Fig. 6

图 6 新丰江库区NW-SE向中上地壳P波速度剖面(单位：km·s-1) (a) 1-1′; (b) 2-2′; (c) 3-3′; (d) 4-4′; (e) 5-5′; (f) 6-6′; (g) 7-7′; (h) 8-8′. Fig. 6 Middle-upper crust P-wave velocity of NW-SE direction profile in Xinfengjiang Reservoir area (unit: km·s-1)

图 7

Fig. 7

图 7 新丰江库区SW-NE向中上地壳P波速度剖面(单位：km·s-1) (a) A-A′; (b) B-B′; (c) C-C′; (d) D-D′; (e) E-E′; (f) F-F′; (g) G-G′; (h) H-H′. Fig. 7 Middle-upper crust P-wave velocity of SW-NE direction profile in Xinfengjiang Reservoir area (unit: km·s-1)

图 8

Fig. 8

图 8 新丰江库区不同深度P波速度平面图 (a) 1 km; (b) 5 km; (c) 8 km; (d) 12 km. Fig. 8 P-wave velocity plan in difference depth in Xinfengjiang Reservoir area

图 9

Fig. 9

图 9 新丰江水库区地震分布图(断裂名称详见图 1) 蓝色空心圆：1960-05－1961-09;红色实心圆：1960-05－2017-02. Fig. 9 Distribution of earthquakes in Xinfengjiang Reservoir area (the fault′s name as shown in Fig. 1) Blue solid circle: 1960-05 to 1961-09; Red hollow circle: 1960-05 to 2017-02.

由以上分析可见：① 重新定位后序列定位精度得到了显著提高，走时残差基本少于0.1 s；② 通过检测板实验以及与人工震源探测资料的研究结果的比对，确认库区地震射线分布密集的区域，即从库尾锡场到库坝下游白田NW-SE向15 km内上地壳反演结果可靠，因此本文着重讨论该区域的速度结构特征.

库区断裂走向主要为北东－北北东以及北北西，为更好反映库区速度结构特征，给出库区NW-SE、SW-NE两组走向的P波速度剖面图以及不同深度平面图(图 6、7、8)，并将剖面两侧震源距≤3 km的M_L≥2.0地震投影到速度剖面图上，各剖面位置见图 1.

NW-SE向剖面(图 6)显示埋深8~15 km地壳NW一端的速度要高于库区中部以及库区下游，高速区域最大值为6.2 km·s^-1.4-4′剖面(图 6d)显示5.9 km·s^-1等速线在4D(4-4′剖面与D-D′剖面交接位置，下同)与4E位置间呈柱状下凹延伸到约13~14 km的深度，柱状等速线宽约5 km.5-5′剖面(图 6e)5D至5E间为库坝上游峡谷区水域，5D附近亦是NEE向南山－坳头断裂与NE向人字石断裂交汇区域，速度剖面显示在5D位置，8 km深度为界，上方等速线向下凹且为正向梯度，即随着深度加深，速度逐渐加大，而下方等速线向上凸起且为反向梯度；6.1级震源较浅，仅5 km，5-5′剖面显示震源位于2个相接壤的高速体之上，同样以6.1级地震震源区为界，上方为速度正梯度带，下方为反向梯度带，从8 km处6.0 km·s^-1逐渐下降到14 km处的5.9 km·s^-1，速度为5.9~5.95 km·s^-1的低速异常区域水平方向从库坝下游白田一直延伸到库区中部回龙.

SW-NE向D-D′、E-E′、F-F′剖面(图 7d、7e、7f)5.9 km·s^-1等速线沿4-4′剖面(4D、4E、4F位置)向NE方向地壳深部突起，3D至4D、5E至6E、5F至6F位置埋深13~14 km存在最低速度5.9 km·s^-1的低速异常区域.

速度平面图上(图 8)，1 km深度库区整体速度高于周缘，库坝上游峡谷区NE侧以及库坝西南侧为速度最高区域，库尾锡场速度较低.5~8 km深度，高速体从库区下游6H位置向NW方向延伸到库尾锡场，与库区水体的方向一致，NW向展布的高速体在5~8 km深度平面图上并非是完整的块体，在水库大坝、NEE向南山－坳头断裂与NE向人字石断裂交汇区域(即5D位置)出现2个低速间断区域.12 km深度大致以NE走向大坪－岩前断裂F₃为界，NW一侧为锡场高速体，SE一侧为低速区域.5~8 km深度图上的两个低速间断区域，即库坝以及5D位置，在12 km深度图上表现为速度最低的区域.

新丰江水库主体坐落在燕山期东西向延展的花岗岩体上，周缘与之接触的地层有泥盆系的砂页岩和碳酸盐岩石、侏罗纪砂页岩和白垩－－第三系的砂砾岩等.水库大坝上游峡谷区走向NW，峡谷NE侧新港以南为新生代玄武岩以及燕山期二长花岗岩，峡谷SW侧桂山以北为燕山期花岗岩，桂山以南为燕山期二长花岗岩，库尾西北角的锡场以晚泥盆世(或中泥盆世)砂页岩、碳酸盐岩为主(丁原章等，1989).在1 km深度的速度平面图上，库区整体速度高于周缘，大坝上游峡谷区NE侧以新生代玄武岩分布区域以及库坝SW侧桂山以南燕山期二长花岗岩分布区域在1 km平面图上为速度最高的区域，而以砂页岩、碳酸盐岩石为主的库尾锡场则为速度最低区域.1 km深度速度结构特征与地质构造、水文地质条件等因素基本符合.

5~8 km深度速度结构特征出现了变化，高速体区域主要呈NW向展布并存在2个低速间断区域，分别位于水库大坝以及5D位置(图 8b)，NE走向的河源断裂F₁、人字石断裂F₂、以及NWW向石角－新港－白田断裂F₅从低速间断区通过并界限了高速异常体的边界.低速间断区同时为高波速比介质(杨卓欣等，2013)，说明上述2个位于库区水域的点位，其介质利于库水渗透.

库尾锡场高速体向深部延伸最深，一直到12 km仍清晰可见.12 km深度库区高低速区域位置与1 km深度相反，库坝一端为低速区域，库尾锡场为高速区域；以北东走向的大坪－岩前断裂F₃为界，库区埋深8~15 km地壳NW一侧的锡场为整个库区速度最高的点，高速区域最大值为6.2 km·s^-1，SE一侧则由浅部的相对高速转为速度最低的区域，5~8 km深度的2个低速间断区在8 km深度以下出现速度反向梯度变化，并以此为中心5.9 km·s^-1低速区在水平方向逐渐扩大，从库区中部回龙延伸至库坝下游白田.

速度剖面显示(图 6e)，在5D位置8 km深度以上等速线向下凹且为正向梯度，而8 km深度以下则为等速线向上凸起的反向梯度，14 km以下恢复为正向速度梯度.5D位置附近同时是NEE向南山－坳头断裂与NE向人字石断裂交汇区域，沿人字石断裂往SW，4-4′剖面图(图 6d)显示在4D至4E位置沿人字石断裂5.9 km·s^-1等速线呈柱状向下延伸至13~14 km的深度，越往SW，5.9 km·s^-1等速线下倾深度逐渐变浅(图 7d)，3-3′剖面图(图 6c)在3D至3E位置5.9 km·s^-1等速线向下延伸至11 km深度.另一个出现速度反向梯度的点位是6.1级地震震源区，沿石角－新港－白田断裂在6.1级地震震源区下方等速线向上凸起且为反向梯度(图 6e、7f)，从8 km处6.0 km·s^-1逐渐下降到14 km处的5.9 km·s^-1.13~14 km深度地壳存在最低速度5.9 km·s^-1的低速层，低速层从库坝下游白田沿库坝上游峡谷区SW岸往NE方向一直延伸到库区中部的回龙.

上述库区速度结构剖面中那些下倾的相对低速结构体是否与库水的下渗、并沿渗水通道形成的局部低速异常有关？以下结合实验室的渗水试验结果作进一步的分析.史謌等(2003)的岩石进水实验结果显示，渗水会使岩石骨架发生某种化学软化，其体积模量明显减少(水饱和度低于20%)，样品V_P下降，也就是说在库水渗透的影响区域会表现为相对低速层位.5D以及6.1级地震震源区均位于库水位较高的位置，其附近的人字石断裂、石角－新港－白田断裂都是陡倾角(60°~90°)、切割深度大约在13~15 km左右(叶秀薇等，2016)的断裂，上述两个点位同时也是高波速比(杨卓欣等，2013)，即介质裂隙较为发育的区域，为库水沿断裂入渗到地壳深部提供了条件.蓄水初期从1959年10月至1961年9月，库区大量震源较浅的密集小震基本发生在库坝上游峡谷区(图 9)，为渗水通道的位置提供了佐证.

颜玉定等(2005)选用7个岩石样本(取样地点包括新丰江水库地区)进行了岩石水压致裂与诱发地震的实验，结果显示注水产生的孔隙压力的最大影响深度为14 km，超过14 km诱发地震已不再存在.新丰江水库震源深度最深达14~15 km，13~14 km深度出现异常低速区域.因此结合速度结构及岩石实验结果推断，14 km应是新丰江水库库水渗透影响的最大深度.

综上所述，新丰江水库区除了沿主要断裂发育岩石破碎带外，其余地方大多是相对完整的、不透水的花岗岩体，浅层则是含有弱透水层(泥页岩等)的中生代地层，这使得主要断裂的破碎带是水库水下渗的、相对集中的通道.因此，新丰江水库库区地壳速度结构剖面中那些下倾的相对低速结构体很可能是库水沿主要断裂破碎带下渗而形成的局部低速异常体.水库水最大下渗深度可能达到13~14 km，5D位置以及6.1级地震震源区是2个可能的主要渗水通道所在的位置.

将联合反演得到的精确震源位置投影到速度剖面上(震源距≤3 km)，可见资料使用时段内的地震多发生在高速体内部、高低速过渡带或沿断裂的渗水通道的两侧(图 6、7).

渗水通道(即5D位置以及6.1级地震震源区)自水库蓄水至今数十年间一直是地震发生的密集区域，断层不断的错动使得介质破碎，表现为低P波速度区域，已不利于大地震的发生，目前沿断裂的渗水通道的两侧地震均为M_L≤5中小地震(图 6d、6e、7f).

高速体则是能积累更多应变能的介质，较大地震一般发生在高低速交界部位偏于高速区的一侧，震源下方存在的低速异常体可能促进了地震成核(Huang and Zhao, 2004；黄金莉等，2001).低速体没有足够的强度积累更大的能量，却易于传递能量，高低速过渡带一侧为具备积累大量应变能的介质，是应力集中的地方，另一侧又是介质相对比较脆弱的地方，因而成为易于发生破裂、地震密集发生的地带，2012、2013年2次M_L≥5地震均发生在高速体的内部(图 7a).

库坝上游峡谷区NE侧5~11 km深度地壳存在P波速度较高(图 7d、7e、7f、7g)、波速比较低(杨卓欣等，2013)的层位，介质较为坚硬且完整，不利于库水渗透；而峡谷区SW侧1~5 km深度地壳则为P波速度较低(图 8a)、波速比较高(杨卓欣等，2013)的区域，利于库水入渗；沿人字石断裂往SW，4D至4E、3D至3E位置5.9 km·s^-1等速线均向下延伸至上地壳13~14 km深部，直到2E位置在8~13 km深度地壳表现为相对高速体(图 6b)，即库水入渗遇到了较为坚硬的岩石的阻挡，库水难以继续往外渗透.从而形成从库坝下游白田沿库坝上游峡谷区SW岸往NW方向一直延伸到库区中部的回龙为低速区域，是库水渗透可能的影响区域(图 8d).而这个区域亦是中强震集中区，从1960年至今的地震目录可见新丰江水库区共发生13次M_L≥5级地震，其中9次都发生上述库水渗透的影响区域(图 9，2000年以前由于是模拟记录未能重新定位)，两者高度重叠.库水渗透影响区的NE侧埋深5~11 km深度地壳存在高速层，是能够积累更多应变能的介质，入渗库水通过多种物理和化学作用，加速了该处累积的应变能沿薄弱带(面)释放，上述高速层的SW侧高低速过渡带，即库水渗透区成为中强地震集中区.

(1) 新丰江水库库区中上地壳不同深度P波速度存在显著横向不均匀特征：浅部库区整体速度高于周缘；在5~10 km深度从库坝下游6H位置至库尾锡场NW方向存在高速异常体以及2个低速间断区域，NE走向的河源断裂F₁、人字石断裂F₂、以及NWW向石角－新港－白田断裂F₅从低速间断区通过并界限了高速异常体的边界；在10~14 km深度以低速间断区域为中心，低速异常区域逐步扩大至库区中部以及库坝下游，以北东走向的大坪－岩前断裂F₃为界，NW侧为高速区域，SE侧为显著低速异常区域(6H以南区域地震较少，反演结果信度不满足，不加以讨论).

(2) 新丰江水库库区地壳速度结构剖面中那些下倾的相对低速结构体很可能是库水沿主要断裂破碎带下渗而形成的局部低速异常体.库水在上游峡谷区5D位置以及6.1级地震震源区，分别沿人字石断裂F₂、石角－新港－白田断裂F₅下渗至上地壳深部，可能的渗水通道在速度剖面表现为沿断裂下倾到13~14 km地壳的5.9 km·s^-1低速带.在13~14 km深度地壳从库坝下游6H位置沿上游峡谷方向至回龙的SW侧出现低速异常区域，是库水渗透影响的主要区域，亦是库区中强地震集中区.

(3) 地震多发生在高速体内部、高低速过渡带或沿断裂的低速渗水通道的两侧.渗水通道两侧的低速区域近十年以来发生的均为中小地震，2012、2013年2次M_L≥5地震均发生在高速体的内部.

(4) 利用天然地震的层析成像技术是目前成本最低的进行中上地壳结构反演的研究手段，新丰江库区持续不断发生的中小地震为研究提供了客观条件，但研究依赖于地震台站的分布密度及格局.因此，为提高对库区NE及SW两侧的分辨率，建议在库区NE角、SW角以及大坝下游南侧、库尾锡场加密地震台站，以便更好获取整个库区高分辨率的三维地壳结构，监视库水渗透对大坝下游河源市城区以及库尾锡场的影响.

中国地震台网中心周龙泉研究员为本研究提供速度结构和震源位置联合反演的计算程序，广东省地震监测中心提供了高质量的震相报告，四川省地震局闻学泽研究员为速度剖面构造解释给予了帮助，两位审稿专家提供了宝贵的修改意见，在此一并表示感谢.