长江三峡库区及近邻地区由于举世闻名的水利水电工程和独特的水文和地质构造环境，多年来吸引众多科学家和工程人员对其进行大量科学研究，取得许多丰硕成果.在库区地壳速度结构研究方面迄今为止已做了许多研究工作.20世纪80年代末，人工地震测深工程(DDS)布设4条呈“井”字形测线剖面对库区重庆巫山至湖北宜昌段上中下地壳的分层结构、各层速度分布以及主要地质体或构造速度异常特征进行了较全面探讨研究(陈学波等，1994).2003年三峡水库首期蓄水后诱发大量微小地震事件，曾利用这些地震事件的近台波形数据，使用体波速度层析成像技术反演了水库坝址及近邻地区在蓄水前期的地壳P、S波三维速度结构图像，认为库水渗透作用对浅表层地壳速度结构具有影响以及较大地震发生在高低速体之间(廖武林等，2007；李强等，2009).Zhang等(2009)对穿越秭归盆地、黄陵背斜和江汉盆地的300 km地震剖面的主动源地震波折射与宽角反射数据分析指出在秭归盆地至黄陵隆起之下观测到6.3~6.4 km·s^-1的相对低速层.王小龙等(2013)利用背景噪声成像技术研究区域瑞利面波相速度分布和剪切波速度结构.另外，远震接收函数(王小龙等，2010)、远震虚震源反射成像(邹志辉等，2015)等方法也对三峡库区的地壳结构进行综合研究.尽管前人对三峡库区地壳速度结构研究做了许多工作，但仍存在一些不足之处，比如对库区较大地质构造讨论较多，仍缺少对三峡库区特别是近岸区上地壳三维速度结构的精细研究.另外2009年之后三峡水库水位进入年度准周期稳定变化阶段，每年最大水位变化超过30 m，这种长时期大水位差变化情况下，库水渗透和较强地震活动与上地壳速度结构的关系或影响也需要深入探讨.

双差层析成像方法(Zhang and Thurber, 2003，2006)在精细分析区域速度结构方面有其独特优势，它将双差地震定位方法(Waldhauser and Ellsworth, 2000, 2002)与常规地震层析成像方法相结合，集两者优点于一体，利用邻近地震对间相对走时差和地震到台站间绝对走时进行震源位置与速度结构联合反演，克服了常规层析成像方法中由于绝对到时数据误差产生的弥散现象，能够获得精细达几百米尺度的高分辨率成像和地震重定位结果，从而更精细地描绘区域速度结构.近些年在国内外地震台网分布越来越广泛，双差层析成像方法已有大量的数据基础，因而已被广泛应用于区域速度结构或活动构造精细研究中(Thurber et al., 2004, 2007；Shelly et al., 2006；于湘伟等，2010；王长在等，2013；邓文泽等，2014)，Dixit等(2014)在印度Koyna-Warna水库使用tomoDD方法研究了库区地震断层精细结构，指出震源与速度结构异常分布相关，双差精定位震源主要分布在速度梯度较大区域.

本文利用三峡台网2009年至2016年间22个子台记录的地震事件直达波走时数据，获得绝对走时数据和地震事件对双差数据，采用双差层析成像技术反演得到震源的重新精定位结果和P、S波三维速度图像，以便更准确的剖析库区上地壳精细速度结构，分析主要地质体或断裂构造地震波速度结构特征，探讨库水渗透对上地壳速度结构影响以及地震活动与速度异常分布的关系，为三峡库区今后地震活动机理与防震减灾提供有力支持.

双差层析成像方法是在双差定位方法基础上发展起来的(Zhang and Thurber, 2003).设地震i至观测台站s的体波到时T_sⁱ的积分形式表示为

(1)

其中τⁱ为发震时间，u为射线慢度场矢量，dl为路径积分元，(1)式中震源坐标(x₁, x₂, x₃)、发震时间、积分路径、慢度场矢量均为未知，由于到时与地震事件位置之间是非线性的，采用泰勒展开使(1)式线性化，则观测与理论体波到时残差r_sⁱ为

(2)

同样地，地震j到观测台站s的体波到时为T_s^j，其观测与理论到时残差为r_s^j，两者之差为

(3)

若假定震源i和j组成一个地震对，两者彼此距离足够近，则到达同一观测台站s的两条射线路径近似一致，即地震对(i, j)所在的震源区附近速度不均匀性引起的射线路径异常与该地震对的相对位置无关，则(3)近似为

(4)

(4) 式中dr_s^ij称为双差，即地震对(i, j)观测与理论到时之差的残差，观测到时差可通过地震目录或波形互相关技术求得.

对于双差层析成像方法(Zhang and Thurber, 2003; Zhang et al., 2004)，在直接利用到时数据求解(3)式时考虑到地震对间的路径异常，即(3)式中第3项和第6项.在地震对(i, j)彼此很近情况下，在震源区内利用到时差数据进行精细速度结构反演，在震源区以外(3)式中的模型偏导数部分可相互抵消，其速度结构通过地震波绝对走时数据的反演来确定.另外，反演过程中可适当调整速度结构来提高定位精度，地震定位相对精确性的提高进而可提高速度结构反演的精度，这样可以同时利用地震波相对和绝对到时数据实现三维速度结构反演和地震重新精定位，而且其反演结果要优于标准层析成像方法.

依据三峡台网观测台站分布情况，本文的研究范围为109.7°E—111.3°E，30.5°N—31.4°N，该范围内包含三峡水库坝址区、湖北秭归和巴东、重庆巫山等库段，主要地质构造单元和断裂有神农架隆起，黄陵背斜、秭归向斜盆地、仙女山断裂、九畹溪断裂、水田坝断裂、周家山断裂、高桥断裂等.本研究使用三峡台网22个子台观测资料(图 1)，共收集分析从2009年1月至2016年12月期间2093个地震事件直达P、S震相到时数据.为保证观测数据可靠性和定位精度，所选地震事件震级均大于三峡台网理论观测震级下限M_L0.5级，其中2014年之前的选取地震事件震级大于M_L1.5级，每个地震事件至少有6个接收台站的直达P、S波到时数据，每个地震对之间间距小于6 km，全部事件统一采用MSDP软件中的单纯型法初始定位，以确保初始绝对定位结果的一致性与可靠性.另外，反演前对直达P、S波走时与震中距之间的关系曲线进行拟合(图 2)，剔除离散度较大的走时数据.反演最终使用地震对13521个，P、S波双差数据177481个，得到2085个地震事件的重新定位结果，P波绝对到时18294个，S波绝对到时18201个，图 3为重新定位结果的地震震中分布与震源深度图，结果显示重新定位后的震源深度全部小于20 km, 绝大部分深度小于15 km.

图 1

Fig. 1

图 1 三峡库区台站分布与构造简图 蓝三角为台站，Ⅰ-神农架隆起，Ⅱ-秭归盆地，Ⅲ-黄陵背斜，F1-仙女山断裂，F2-九畹溪断裂，F3-天阳坪断裂，F4-雾渡河断裂，F5-水田坝断裂，F6-周家山—牛口断裂，F7-高桥断裂，F8-大磨坪断裂. Fig. 1 Map showing geology and seismic stations in the Three Gorges Reservoir area Bluetriangle denote seismic stations. Ⅰ-Shennongjia uplift, Ⅱ-Zigui basin, Ⅲ-Huangling anticline, F1-Xiannushan fault, F2-Jiuwanxi fault, F3-Tianyangping fault, F4-Wuduhe fault, F5-Shuitianba fault, F6-Zhoujiashan-Niukou fault, F7-Gaoqiao fault, F8-Damoping fault.

图 2

Fig. 2

图 2 P、S波走时与震中距拟合曲线 Fig. 2 Fitting curves of P- and S-wave travel time and epicenter distances

图 3

Fig. 3

图 3 重新定位后的震中分布与震源深度图 Fig. 3 Epicenter distribution and focal depths from relocation

在速度结构反演前，首先要在研究区建立直角坐标系并设置反演网格点，由于三峡水库呈长条状分布，走向近EW，区域断裂走向多数为NNE或近NS向，因此，研究区坐标系X轴与Y轴分别沿EW向和NS向，没有进行旋转.坐标中心点为110.50°E、30.95°N，沿XY轴坐标网格节点间距均为0.1°，即X轴为109.7°、109.8°、109.9°、110.0°、110.1°、110.2°、110.3°、110.4°、110.5°、110.6°、110.7°、110.8°、110.9°、111.0°、111.1°、111.2°、111.3°，共17个节点，Y轴为30.5°、30.6°、30.7°、30.8°、30.9°、31.0°、31.1°、31.2°、31.3°、31.4°，共10个节点，由于台站分布区域的限制，反演结果的可靠区域范围为109.9°N—111.1°N，30.7°E—31.2°E，Z轴垂直向下，网格节点分别为-5 km、0 km、2 km、5 km、8 km、11 km、14 km、20 km、28 km、36 km，共10个节点，垂直向节点设置参考前人三峡库区一维速度构造模型的研究结果(陈学波等，1994；李强等，2009)，图 4为选用的三峡库区地壳初始一维速度结构模型，为7层速度模型.

图 4

Fig. 4

图 4 三峡库区地壳一维速度构造模型 Fig. 4 One-dimensional crustal velocity structure of Three Gorges Reservoir area

地震波速度层析成像反演中共进行4次迭代，每次速度与定位联合反演后加一次定位反演，以减少联合反演时速度收敛快于地震定位的影响.另外，在反演解算中使用带阻尼LSQR算法，该算法中平滑系数smooth和阻尼系数damp约束着地震位置和慢度的变化量，对收敛速度和结果平滑程度影响较大.为此，本文采用L-curve方法进行测试以找到合适的系数值，通过归一化模型与走时残差关系曲线(图 5)分析显示，当平滑系数和阻尼系数分别为20和100时，模型较平滑，同时走时残差也相对较小，因此在反演成像中smooth和damp采用这两个值，在合成分辨率测试中这两个参数分别为150和360.

图 5

Fig. 5

图 5 平滑系数和阻尼系数选择曲线 Fig. 5 Selection curves of smooth and damp coefficients

本文使用2093个地震事件的36495条直达P、S波绝对到时数据，对每个节点附近通过的射线密度数检测以确保结果可靠性，经检测，所有网格节点穿过的射线数目在0~9000之间，其中有85%以上的节点有超过10条以上射线穿过.同时也对反演结果做了检测板实验，并进行了分辨率测试，结果如图 6所示，由于三峡库区地壳速度横向差异较大，速度扰动取正常值的±5%，图中红色表示负速度异常，蓝色表示正速度异常，从图中可见，研究区内不同深度地层上均能正确地恢复正负速度异常的相对变化，随深度变深，分辨率有所降低.另外，通过设置分辨率阀值来分析研究区不同深度的空间分辨率可靠性问题，阀值为实际反演的速度异常值与人工合成速度异常值的比率，阀值越大表明实际反演结果可靠性越高，本文设为0.65，结果表明：在不同深度剖面上，研究区中央水库库区及近岸区部分分辨率好，反演结果可靠性高，主要因为这些地区被台站分布包围，地震事件相对较多，穿过的射线密度大，确保了反演结果可靠性较高.

图 6

Fig. 6

图 6 研究区内不同深度检测板测试结果 Fig. 6 Checkerboard tests for different depths in the study area

采用双差层析成像方法经过四次迭代反演后，得到三峡库区地壳内不同深度层和不同经纬度剖面上P波速度结构分布图，由于参与反演的地震事件深度均在20 km以内，本文主要针对20 km以内上地壳速度结构特征进行分析研究.图 7分别展示0 km、2 km、5 km、8 km、11 km、14 km和20 km深度层P波速度结构横向变化特征，图中显示当深度变深后，由于穿过的地震波射线相对较少，分辨率明显下降，在14 km深度层时仍能反演研究区内大部分地区的速度结构，当20 km深度层时，仅能反演少数区域的速度结构，占总面积不到30%，因此本文仅针对20 km内的上地壳速度结构进行研究是合理的.

图 7

Fig. 7

图 7 0~20 km深度层P波速度结构成像结果 Fig. 7 Tomography results of P wave velocity structure in 0~20 km deep layer

已有的研究表明(陈学波等，1994；袁登维等，1996)：三峡库区地壳主要分为上地壳、中地壳和下地壳，上地壳厚度约12~17 km，包括沉积盖层和结晶基底，图 7的分层结构正好反映三峡库区上地壳速度结构的横向特征，从不同深度层P波速度分布特征显示研究区内上地壳速度结构存在明显横向不均匀性，以下从不同深度层和不同经纬度剖面的速度结构进行详细分析.

地表 0 km层反演的初始速度为4.8 km·s^-1，反演结果的速度变化范围为4.20~5.40 km·s^-1，变化率达±12.5%(图 7a)，反映近地表地壳P波速度横向变化差异变化比较大.高速区分布在秭归段水库南北两岸，仙女山断裂北中段和九畹溪断裂南段及周缘及坝址区一带为低速区.2 km层初始速度为5.45 km·s^-1，速度变化范围为4.95~5.96 km·s^-1，变化率为-9%~8%(图 7b)，P波高速区范围向四周扩大，水库秭归段和巴东段近岸区均为高速区，低速区仍分布在仙女山断裂中段、九畹溪断裂南段至坝址区附近.5 km层初始速度为5.8 km·s^-1，速度变化范围5.50~6.20 km·s^-1，变化率约-5%~7%(图 7c)，水库秭归盆地北岸至巴东高桥断裂周缘为明显高速区，水田坝断裂至九畹溪断裂北段之间为低速区.8 km层初始速度为5.95 km·s^-1，变化范围5.58~6.50 km·s^-1，变化率约为-6%~9%(图 7d)，本层高速区分布在从周家山—牛口断裂与水田坝断裂之间向东南至仙女山中段西侧，在水田坝断裂与九畹溪断裂北段存在低速区.11 km层初始速度为6.1 km·s^-1，变化率约为-8%~5%(图 7e)，本层速度结构有较明显变化，高速区范围明显缩小，仅分布在在巴东段水库北岸与高桥断裂交接地带，从周家山—牛口断裂南端至仙女山断裂中段一带分布着较大范围的低速区.14 km层初始速度为6.25 km·s^-1，变化率约为-7%~6%(图 8f)，该层高速区和低速区的分布均产生变化，水田坝断裂至仙女山断裂北段西侧为高速区，而仙女山中段西侧为低速区，同时周家山—牛口断裂南侧至高桥断裂西侧一带为低速区.20 km层穿过射线少，反演可靠性不高，因此不做讨论.上述结果有两个明显特征，首先浅表层P波速度结构横向差异变化更大，越深越小变小.其二，8 km以内深度层上与11 km深度层的高低速区分布存在明显差异，8 km内(即上地壳沉积盖层内)，在秭归盆地及周缘存在较大范围的高速区，在11 km层高速区仅缩小至巴东高桥断裂附近一小区域内，仙女山断裂以西地区也由8 km层的高速区变为11 km的低速区.

图 8

Fig. 8

图 8 经度-深度速度结构剖面 Fig. 8 Longitude-depth velocity structure profile

图 8a-c展示在31.1°N、30.9°N、30.7°N纬度剖面上的上地壳速度结构分布，基本反映三峡水库及南北近岸区速度结构特征.图中显示了两个明显特征：其一有两个比较明显的速度界面，上下界面速度分别约为5.8 km·s^-1和6.2 km·s^-1左右，处于5~10 km与12~18 km深度内，两个界面起伏变化较大，结合区域地质构造认为，两个速度界面分别对应上地壳沉积盖层底部与结晶基底底部，深度和速度值与人工地震测深(DSS)结果基本一致(陈学波等，1994；袁登维等，1996).上界面从西往东变浅，在110.5°E附近最浅，其后逐渐变深，在110.8°E—111.0°E附近达到最深，下界面在110.8°E附近最浅.其二在110.4°E—110.8°E之间以下10 km左右存在较明显的高速度体，最高达6.4 km·s^-1.

图 9a-c展示在110.2°E、110.5°E、110.8°E经度剖面上的上地壳速度结构分布，基本反映了横切三峡水库不同段速度结构特征.图中也显示了两个明显速度界面，不同经度处剖面界面起伏差异非常明显，图 9c沿110.8°E剖面基本处于九畹溪断裂西侧，该剖面在31.0°N—31.2°N之间上界面明显变深，下界面变浅.

图 9

Fig. 9

图 9 纬度-深度速度结构剖面 Fig. 9 Latitude-depth velocity structure profile

上述结果并结合三峡库区地质构造分析认为，三峡库区上地壳存在比较明显的两层结构：沉积盖层与结晶基底，两者底部深度起伏变化较大，前者深度约5~10 km，后者约12~18 km，在黄陵背斜与秭归向斜盆地交接地区低速层明显变深，这些与前人的研究结果基本一致.在8 km内的沉积盖层内秭归盆地及周缘存在较大范围的高速区，8 km内的高速区与低速区分布与更深层的速度结构分布存在明显差异.

库水对三峡库区上地壳速度结构的影响可从蓄水前、蓄水初期和现今情况三个阶段分析.蓄水前，从陈学波等(1994)的地震测深剖面(DSS)研究结果显示，在巫山至观音垱剖面上一个明显特征为秭归盆地与黄陵背斜交界及附近存在明显低速异常，东侧黄陵背斜区速度明显增高，反映区域地质构造对P波速度结构影响，在三峡水库蓄水初期这种特征仍持续.本文图 9a和b与该剖面路径接近，图中显示九畹溪断裂附近上地壳5~10 km存在明显低速异常区，与以前的结果一致，表明目前三峡库区P波速度结构整体特征仍保持不变，那么水库蓄水的影响到底如何呢？前人研究指出，三峡水库蓄水初期，研究区内水库沿岸附近诱发大量微小震活动反映了库水渗透及其产生的动力效应的影响(李胜乐等，2003；陈蜀俊等，2005)，蓄水前后的重力与GPS测量也表明蓄水后水库沿岸近岸区的库水渗透与载荷变化，对库区形变场产生较明显影响(杜瑞林等, 2004a, b；申重阳等，2004；孙少安等，2004).利用2003年至2007年间地震事件的P波速度成像研究表明(李强等，2009)，在2~5 km深度中，低速异常分布与三峡水库及支流相关，主要由于长江三峡及支流浅层岩层岩性以硅酸盐岩和碎屑岩为主，灰岩岩溶发育，有利于库水侵蚀与渗透作用.

从2003年三峡水库首期蓄水至今已达十几年，特别是2009年以来，水库水位每年准周期性在145~175 m之间波动，从物理角度分析，这种大容量大水位差的波动变化将引起库区地下介质孔隙围压和渗透能力等物理结构改变，依据饱和水岩石的孔隙度和波速关系(Wyllie et al., 1956；Mavko et al., 1998；陈颙等，2009)，在水饱和岩石中P波速度主要由岩石固体骨架速度和孔隙中液体速度两部分构成，孔隙中液体增加相当于增加了岩体的速度，同时较长期的库水位较大波动变化会改变孔隙围压，从而更有利于库水浸透.那么这种较长期的库水渗透将如何影响上地壳P波速度结构？从图 8不同深度P波速度结构图像显示，在0 km、2 km、5 km、8 km深度层中，水库两岸近岸区特别是秭归盆地周缘均存在着较大范围的高速异常区，在2 km和5 km深度层，秭归盆地长江北岸的高速异常非常明显，在8 km深度层上高速异常区迁移到周家山—牛口断裂东侧至仙女山断裂中段西侧.与蓄水初期P波层析成像结果比较(李强等，2009)，在0~5 km深度层，秭归盆地及周缘高速异常区面积增加，异常变化程度加重，反映了库水对这个深度层P波速度结构的影响在扩大.三峡库区地下介质S波品质因子Q_S值成像结果也显示(吴海波等，2016)，沿水库近岸区为Q_S高值区，意味着该区域地下介质弹性相对强些，地震波衰减就慢，从而波速较快些，与本文反演结果本质上是一致的.从地质构造方面分析，秭归盆地及周缘分布的岩层岩性主要为侏罗系或二叠系泥质灰岩和碎屑页岩等，岩溶发育，同时，该区地势相对较低，地形多高峡深谷，高差较大.另外，区域地下结晶岩体受多期构造运动作用，裂隙较发育，分布着许多大小不一的断裂，较大断裂有高桥断裂、周家山—牛口断裂、水田坝断裂、马鹿池断裂、木耳山断裂等，这些特征均有利于库水沿裂隙或岩溶向更深地层渗透，从而影响地震波速度结构.据此推测，该区域上地壳沉积盖层内(8 km以上)的P波速度结构从蓄水前至今逐步转化为高速区且分布范围扩大，这一现象可能与库水随时间不断向更深部岩层渗透有关.本文中8 km以上深度层与11 km深度层的P波速度结构的高低分布范围的明显差异可能与沉积盖层与结晶基底两个岩层岩石物理性质明显不同有关，但从库区水的渗透方面分析，意味着当前库水渗透的影响范围仍主要在沉积盖层内，还未深入到结晶基底岩层中.

本文通过双差层析成像方法反演了三峡库区上地壳速度结构，同时得到2085次地震事件的高精度重新定位结果，重新定位后，定位均方根残差由0.15 s降至0.039 s，震源位置测量误差X轴为331 m，Y轴为401 m，深度方向为618 m.为分析探讨方便，我们将8 km以内M_L2级以上地震事件投影到5 km深度P波速度结构剖面上(图 10a)，大于8 km事件投影到11 km深度速度剖面上(图 10b).从5 km的P波速度剖面显示，地震主要分布在秭归盆地及周缘高速区(蓝色区域)或者高速与低速区交界地带，在秭归盆地周缘低速区(红色区域)地震分布很少.在11 km的速度剖面中，地震也仍主要集中在高低速异常交界地区，在秭归盆地南部低速异常区中很少发生地震.

图 10

Fig. 10

图 10 不同深度P波速度结构剖面上地震分布图 Fig. 10 Earthquake distribution in the P wave velocity profile at different depths

依据地震活动分布特征，在研究区内沿北纬31.1°和东经110.8°分别做地震剖面来研究地震活动与P波速度异常之间关系，在31.1°N剖面上投影了31.0°N—31.2°N之间的地震(图 11a)，地震主要集中在三峡水库巴东段北侧，呈近EW向分布，反映秭归盆地西北缘及近邻地区地震活动特征.在110.8°E剖面上投影了110.7°E—111.0°E之间的地震事件(图 11b)，地震主要集中在秭归九畹溪断裂西侧至仙女山断裂北中段，呈近NS向分布，反映黄陵背斜西侧与秭归盆地交界地带地震活动特征.这两个地震剖面显示，库区两个地震活动较集中的地区—巴东段水库北侧和秭归段仙女山断裂北端附近的上地壳均存在高速区，地震活动均集中在高速区或高低速交界地带.在110.4°E—110.6°E上地壳3~10 km附近存在高速异常区，其附近主要断裂有高桥断裂和周家山—牛口断裂，该区域2003年三峡水库蓄水后地震较活跃，曾于1979年5月22日和2013年12月16日发生两次5.1级地震，为三峡库区历史上记录到的最大地震.在30.8°N—31.0°N上地壳5~10 km附近主要有秭归仙女山断裂和九畹溪断裂，该区域水库蓄水后地震也较活跃，曾在2008年11月22日、2014年3月27日、30日发生3次4级以上地震，以及许多3级左右震群活动，上述反映了区域地震活动与P波高速区存在密切关系，地震主要分布在高速区或高低速交界地区(蓝色)，而低速异常区(黄红色)很少发生地震，地震活动的这种分布特征与廖武林等(2007)、于湘伟等(2010)的研究结果比较一致.

图 11

Fig. 11

图 11 不同经纬度P波速度结构剖面上地震分布图 Fig. 11 Earthquake distribution in the P wave velocity profiles at different longitudes and latitudes

本文使用三峡水库诱发地震监测台网22个子台记录的大量高精度地震事件的P、S波到时数据，采用双差层析成像方法反演了三峡库区及近邻地区上地壳P波三维速度结构，同时也得到了这些地震事件的重新定位结果，得到如下主要结论：

(1) 三峡库区上地壳明显存在着沉积盖层与结晶基底层的双层结构，两个层的深度与P波速度结构与前人的研究结果基本一致，同时在黄陵背斜西侧的低速异常区当前仍然存在，反映三峡水库蓄水至今库区及近邻地区P波速度结构总体保持不变.

(2) 上地壳浅表层P波速度结构横向差异变化较大，0~5 km深度层P波高速区主要分布在秭归盆地及周缘，范围与程度有扩大变重的趋势，8 km深度层高速区主要分布在周家山—牛口断裂东侧至仙女山断裂中段西侧一带，8 km内的高低速区分布与11 km深度层比较存在明显差异.

(3) 与三峡水库蓄水前与蓄水初期比较，当前库区上地壳沉积盖层内的P波速度结构受到库水渗透作用的影响，主要表现为0~8 km深度内秭归盆地及周缘的水库近岸区存在较大范围高速区，这一现象可能与库水长期渗透与侵蚀改变了上地壳沉积盖层内岩层孔隙裂隙的物理性质从而使地震P波速度增加有关.

(4) 三峡库区上地壳地震事件重新定位后显示，较大地震事件主要分布在P波高速区或高低速区交界地带，而低速区内通常很少发生地震，与前人的研究结果一致.

中国科学技术大学张海江教授提供了tomoDD软件，湖北省地震局监测中心提供了波形资料，审稿专家针对研究方法和文章写作提出了宝贵的修改意见和建议，在此一并表示感谢.