王 亮 周龙泉 黄金水 焦明若 梁一婧 杨牧萍

1)中国科学技术大学，地球和空间学院，合肥 230032

2)中国地震局台网中心，北京 100045

3)辽宁省地震局，沈阳 110043

0 引言

紫坪铺水库位于四川省都江堰上游约6km，距离成都市约60km。2005年9月下闸蓄水，是一个以灌溉、供水为主，结合发电、防洪、旅游等功能的综合利用大型水利枢纽工程。水库正常蓄水位877m。紫坪铺水库库区位于龙门山断裂带中段。龙门山断裂带存在3条主干断裂，均倾向NW，自西向东分别为汶川－茂汶断裂、北川－映秀断裂和安县－灌县断裂，剖面上均为上陡下缓的铲状形态;除此之外，还存在1条大断裂，即青川断裂，它被认为是汶川－茂汶断裂的NE向延伸。而在水库的小区域范围内，龙门山断裂带又可被详细地划分为6条断裂，主要有间隔约20～40km的龙门山后山断裂(茂汶－汶川断裂)、龙门山主中央断裂(中滩铺－映秀断裂或北川－映秀断裂)、龙门山前主边界断裂(灌县－二王庙断裂)、龙门山山前隐伏断裂，以及主中央断裂与山前主边界断裂间的周家坪－龙溪断裂和漩口北－岩后－古仙洞断裂(图 1)。

2008年5月12日四川汶川发生MS8.0地震，其微观震中(103.4°E，31.0°N)离紫坪铺水库库区最近距离只有约6km，陈九辉等(2009)利用川西流动台阵和四川台网台站对汶川主震重新校正，校正后位置距库区约8km(图1)。由于汶川8.0级地震离紫坪铺水库较近，其与紫坪铺水库的关系存在巨大的争议。雷兴林等(2008)认为汶川地震主要与该地区的活动断层有关，但紫坪铺水库的建设和使用使得地震提前到来几十年。《Science》杂志2009年1月16日发表的报道介绍了“紫坪铺水库可能诱发了四川汶川地震”的说法。陈颙(2009)根据国内外100多个水库震例和汶川地震本身的特点，从现象学和力学分析上，认为汶川地震与一般的水库地震有很大的不同，汶川地震不是蓄水引起的水库地震。

图1 紫坪铺水库地区主要断裂和水域范围Fig.1 Major faults and waters of Zipingpu reservoir area.

要回答这些问题，需要研究水库蓄水对地壳介质结构的影响、水可能影响的深度以及小震位置与水的影响之间的关系。这就需要开展汶川地震前紫坪铺水库地区的3维速度结构和小震精定位方面的研究，再根据研究结果来探讨可能的关系。

1 联合反演方法的进展与介绍

地震层析成像(seismic tomography，简称ST)，就是通过对观测到的地震波各种震相的运动学(如走时、射线路径)和动力学(如波形、振幅)特性的资料进行分析，用反演方法来反推地下介质的速度结构以及其他物性参数等重要信息的一种地球物理方法。

本文讨论的震源位置和速度结构的联合反演(Thurber，1983;刘福田，1984;Michael，1988;Kissling et al.，1994)，就是在地震层析成像过程中加入震源项，同时确定3维速度结构和地震震源参数。联合反演结果精度较高，但参数较多，运算量也较大。

地震层析成像从不同的角度可以划分成不同的类别，但在理论上具体可由如下步骤组成:

(1)问题的公式化，即建立模型同数据的关系。本文应用的simulps14软件在建立模型时，引进了震源位置参数与速度结构的矢量，最终以震源向量未知量与速度参量扰动量的和来表示走时残差而进行公式化计算(王亮，2014)。

(2)模型的参数化。本文应用的模型离散化方法主要为网格法(Thurber，1983)，即通过将研究区划分成网格，给定网格节点的速度初始值，而其间研究区域内任意点的速度值，都可以通过该点周围8个节点速度值进行插值得到。这样就消除了人为的速度边界，速度的异常形态也不会生硬地表现为块状，并且更符合地球内部的速度结构特征。

(3)计算正问题(射线追踪)。本文所采用的联合反演程序simulps14提供了2种射线追踪方法——ART_PB方法(近似射线追踪+伪弯曲)和RKP方法(试射法)。本文研究的紫坪铺水库由于研究区域较小，台站与射线的距离较近，考虑到2种方法的耗时和计算量大小(在相同的区域RKP方法的运算时间约为ART_PB方法运算时间的10倍)，所以最终选用ART_PB方法进行3维射线追踪。ART_PB方法主要由2步构成:第1步近似射线追踪，通过连接震源与接收台站2点，选取不同曲率半径的圆弧作为射线，与不同入射面角度相互叠加，得到1个初始的射线路径;第2步伪弯曲法，通过第1步得到的初始射线路径，应用snell定律，并依据沿路径每段射线走时最小的原则，扰动射线，得到最后的射线路径。不只对P波进行层析成像，同时也对波速比进行层析成像分析。应用simulps14软件在计算P波地震到时得到了1个速度模型。通常VP速度的建模是由P波到时进行计算的，但是VS的速度建模则需要有一定的修改。由于在直接的VP和VS模型之间存在极大的不同伪影和建模误差(根据不同数据的质量和数量，以及不同射线的路径)，所以通过简单分派提出而得到波速比VP/VS是不适当的——结果通常是无法解释的。Thurber(1993)提出了1个更好的方法通过P波和S波的走时差与P波的走时进行对比来获得VP和VS的波速比。

(4)成像反演问题，广义线性反演方法主要有奇异值分解法和迭代法。Aki等(1976)在矩阵计算中引入阻尼系数压制解的奇异性，提出了阻尼最小二乘法。本文应用simulps14软件在反演计算中选用的就是阻尼最小二乘法。

(5)可靠性评价。地球内部成像结果反映的不仅仅是真实速度结构的非均匀性，而且还有数据误差、有限的地震射线采样、模型参数化、线性化以及实施算法等因素带来的影响。这些影响不能轻易被分离出来，经常导致最终图像的虚假异常。因此，反演后需要对解进行评价，解的评价主要为解的分辨率分析(Humphreys et al.，1988;Zhao et al.，1992)。联合反演方法中的分辨率可以用网格内射线数、分辨率对角元素(RDE)、偏导权重总数(DWS)以及展布函数(spread function)来分析。分辨率对角元素显示了1个模型参数的解的独立性。偏导权重总数被用来定量分析对每个节点有影响的相对射线密度，利用射线距离模型节点的距离来衡量该射线长短的重要程度。展布函数是基于对角元素相对于分辨矩阵行的比值。Simulps14软件同时给出了分辨率对角元素值和偏导权重总数。在关于simulps14的研究中，前人(Kissling，1994)给出了约为50的最低偏导权重总数值，而分辨率矩阵＞0.4可以反映该区的结果相对可靠。文中主要采用RDE和DWS 2个值来共同分析解的可靠性。

2 数据处理

研究区域范围为紫坪铺水库地区(103.25°～103.75°E，30.8°～31.2°N)，为了尽可能地提高数据量，计算时选取更大区域范围(102°～105°E，30°～32°N)的小震震相资料和地震台站(图2)。该范围包括水库台网的7个台站和区域台网的10个台站，其中水库台网的7个台站分别为:八角(BAJ)、白岩(BAY)、桂花树(GHS)、灵隐寺(LYS)、庙子坪(MZP)、桃子坪(TZP)和钻洞子(ZDZ)。这7个台站平均台距为10km，均匀地展布在库区周边(张永久等，2010)。水库数字化地震台网从2004年8月开始运行，选取时间为2004年8月至2008年5月共2 674个地震的震相观测报告(均被≥3个台站记录到)(图2)。

图2 紫坪铺水库地区台站与地震分布Fig.2 The seismic stations and the earthquake distribution of Zipingpu reservoir region area.

为了提高数据的可靠性，2 674个地震中的1 340个用卢显等(2010)的双差定位结果进行替换，在此基础上本文对数据资料进行预处理。地震的震中距与走时的关系可以在一定程度上反映数据资料的优劣，为了将一些走时偏差较大的数据去掉，采用最小二乘线性拟合，将走时残差过大的震相数据去掉。对比预处理前后的数据(表1，图3)，发现预处理后震相报告数据的质量有明显的提高，且数据缺失量不大，在预处理前被≥3个台站记录的地震数共为2 674，预处理后地震总数为2 639，P波和S波射线变化不很明显，这反映了该地区的小震初始定位精度较高，一方面这与区域地震台网定位精度有关，另一方面可能与本文采用了部分双差定位结果作为初始定位结果有关。

表1 数据预处理前后的数据质量对比Table 1 Data quality comparison before and after preprocessing

图3 计算区域内的走时－震中距曲线Fig.3 Fitting curve of travel-time and distance.

3 震源位置和速度结构的联合反演

3.1 网格划分和初始速度模型

采用震源位置和速度结构的联合反演方法(Thurber，1983;刘福田，1984;Michael，1988;Kissling et al.，1994)，利用simulps14程序包，对紫坪铺水库地区的小震重新定位，并给出该地区的3维P波速度结构和波速比结构。根据该地区的小震与地震台网分布，进行了初步的试验，使分辨率能达到较好的情况下给出该地区的网格划分(图4 a)，具体为:选取坐标(103.5°E，31.0°N)作为中心点，单位 km，在经度方向上划分为－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个点，纬度方向上划分为－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个点，深度上划分为0、3、6、10、20、40等6个点。由以上网络节点的划分可见，紫坪铺水库地区(图4b)的网格节点是比较密集的，这使得成像结果能够详细刻画紫坪铺水库地区的速度结构分布特征。

在地震层析成像过程中，好的初始速度模型能够起到事半功倍的效果。紫坪铺水库所在的龙门山断裂带有关速度结构研究结果非常丰富，赵启光等(2011)曾利用FMTOMO对青藏高原东缘深部速度结构进行了远震层析成像，李志伟等(2011)应用P波层析成像反演了龙门山地区的P波速度结构，这些结果为开展紫坪铺水库地区震源位置和速度结构联合反演提供了非常好的初始速度模型，而且研究范围比较小。综合最近发表的该区及其邻近区域的地壳速度结构研究成果(刘启元等，2009;雷建设等，2009;胥颐等，2009;吴建平等，2009)，我们设定了紫坪铺水库地区的1维初始速度模型(图5)。

图4 网格点划分Fig.4 Division of grid point.

3.2 解的可靠性评价

本文速度网格点的划分是依据解的分辨率的好坏进行的，对于解的可靠性评价主要采用分辨率对角元素值(RDE)和偏导权重总数(DWS)。一般认为DWS的极限值不得＜50;而RDE＞0.4时，反演结果较好。针对以上的网格划分，图6给出了P波的不同深度的DWS和RDE分布情况。从DWS分布图可以看出，0km、3km和6km深度的DWS分布较好，而10km深度DWS值基本上都＞50，而10km以下深度并不是特别理想;RDE分布也有类似的分布情况，台站主要分布在紫坪铺水库区域，而且水库地震较浅(大多数集中在10km之内)，导致水域下方10km以下穿过的射线数量较少。根据DWS和RDE分布情况，认为紫坪铺水库地区＜10km的3维P波速度结果是比较可靠的。根据数据本身的质量情况在数据处理之后，P波和S波的射线数减少都不多，而且P波和S波的射线数基本相同，所以波速比的DWS分布与P波的DWS分布类似。因此认为紫坪铺水库地区＜10km的波速比结果是比较可靠的。

图5 计算区域1维P波速度和波速比模型Fig.5 The one-dimensional model of P－wave velocity and wave velocity ratio.

图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 紫坪铺水库地区小震精定位结果

利用震源位置和速度结构联合反演方法对紫坪铺水库地区的小震重新定位，由于数据资料非常好，而且研究区域较小，因此在程序参数设置中，对权重设置重新进行了考虑，将极少数权重为0的射线的权重设置为0.01，使得资料预处理后的数据中的2 639个地震全部得到重新定位，重新定位后走时残差主要集中在0.2～0.3s(图7)。重新定位后小震空间出现了明显的往水库水域方向靠近的特征，而整体分布特征改变不明显(图8)。这是由于初始定位结果主要采用了双差定位结果，而双差定位是一种相对定位方法，该方法给出的地震之间的相对位置比较可靠，而给出的地震绝对位置偏差较大。震源位置和速度结构联合反演方法中的定位方法是一种绝对定位方法，该方法给出的小震位置是绝对位置，水库地区3个小震集中区小震位置整体往水域靠近更符合水库蓄水对地震影响的分析。

图7 研究区域内精定位的均方根残差(RMS)Fig.7 The root mean square residuals of relocation in the study area.

图8 研究区域精定位前后震中分布图对比Fig.8 Comparison of epicenter distribution before and after the relocation.

图9 研究区域内定位前后深度随经纬度的分布Fig.9 The distribution of depth with longitude and latitude before and after relocation in the study area.

从小震初始深度随经度和纬度的分布看(图9a，c)，经度上小震主要集中在103.4°E和103.65°E附近，纬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深度之间没有小震。重新定位后(图9b，d)，最深地震的深度已经接近汶川地震。从深度随经度的分布来看(图9b)，小震分布更加集中，而且在经度上更加靠近，主要集中在103.43°E和103.62°E附近，并且在103.43°E下方＞8km深度的地震明显减少。从深度随纬度的分布来看(图9d)，小震分布更加集中而且分区明显。整体上，重新定位后小震深度在2～8km更加集中，而且＞10km深度也出现了小震分布(图10)，这与该地区既有水库地震也有区域地震活动相符。

图10 研究区域内定位前后深度分布情况对比Fig.10 Depth distribution comparison before and after relocation in the study area.

3.4 紫坪铺水库地区速度结构分析

3.4.1 P波速度结构与水库蓄水的相应影响

据解的可靠性评价得知，在0km、3km、6km和10km的P波速度反演的RDE和DWS较高，反映了10km深度及以上的分辨率较好。图11给出了这些深度的P波速度和相应深度的小震分布，由图可知，0km深度龙门山断裂带的东部为低速区，反映了沉积层的分布，西部为高速区;而水库区域为大面积的低速区，这与龙门山断裂带其他地区的高速明显不同，而与水库蓄水有关的3个小震集中区只有水库水域的东北端和西南端有小震丛集活动。东北端小震主要分布在高低速区交界附近的高速区，而西南端主要分布在高低速区交界附近的低速区。3km深度紫坪铺水库地区仍为低速区，与水库蓄水有关的小震仍丛集在水库东北端和西南端，而且都位于低速区;6km深度上低速区主要集中在水库水域附近，此外，四川盆地的低速区消失，即盆地的沉积层厚度＜6km，与水库蓄水有关的东北端、西南端和东南端都出现了小震集中活动，东北端小震位于低速区，东南端和西南端小震位于高低速区交界附近;10km深度上除了水库水域的北部地区外，水库大范围的低速现象基本消失，与水库蓄水有关的3个小震丛集活动区只有东南端有小震丛集活动。

根据施行觉等(1995)和史謌等(2003)的岩石进水实验结果，当水进入岩石后，岩石的P波和S波速度都会降低，随后都处于低值，但当含水饱和率较高时，P波和S波速度会出现明显的差异。在0km、3km和6km深度上，紫坪铺水库地区都表现为明显的P波低速异常(图11)，这与其他地区有明显的区别，而且随着深度的增加，低速区范围逐渐减少，在10km深度，低速区范围非常小，只在水库的北部。根据上述实验结果，水库地区的低速体可能是由于水的渗透引起的，而且随着深度的增大，水渗透的范围减少，在10km深度水的影响非常小。小震分布也显示，低速体消失的区域，与水库蓄水有关的小震集中现象也消失，这也反映了水的影响范围和深度。

图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.

为了进一步分析水库地区的P波速度结构和小震分布特征，我们沿龙门山断裂带走向和垂直龙门山断裂带做了5个垂直剖面(图12)，其中A—A'为沿龙门山主断裂的地震剖面，B—B'、C—C'、D—D'和E—E'横切龙门山断裂，从水库的西南端至东北端。通过A—A'垂直深度剖面(图14)可以看到，在整个水库水域下方存在明显的低速区域，该低速区域主要集中在＜5km深度，反映了水的影响深度主要＜5km，小震主要分布在高低速区交界带附近。B—B'剖面(图14)横穿汶川主震位置和水库西南端与水库蓄水有关的小震丛集区，结果显示，低速体最大深度不超过8km，汶川主震深度没有明显的低速异常，说明水的渗透作用并没有达到汶川主震位置深度，水对汶川地震的发生没有直接作用。与蓄水有关的小震丛集现象也只发生在高低速区交界附近，深度在2～8km，而在汶川主震附近没有明显的小震集中，也反映了水的作用深度＜8km，不可能到达汶川主震深度。C—C'剖面横穿水库中部，没有小震集中现象，该剖面下方P波低速异常主要分布在8km深度以内(图14)，而且北边低速体较浅。D—D'剖面穿过水库大坝附近和水库东南端与水库蓄水有关的小震丛集活动区，在水库正下方的低速体深度在8km以内;往SE方向，低速体变浅，而小震主要发生在变浅的过渡带，可能反映了水渗透的东南边界。E—E'剖面穿过水库水域东北端与水库蓄水有关的小震丛集活动区，低速体深度主要为3～5km，小震丛也主要集中在5km深度以内(图14)。

综上所述，水库区域P波速度受水库蓄水的影响，整体上呈现低速现象，这符合岩石进水试验结果(施行觉等，1995;史謌等，2003)。因此，根据低速体的分布范围，可以确定水库蓄水对介质速度的影响范围和深度。与水库蓄水有关的小震主要分布在水的影响范围的边界，即高低速区交界带地区。

3.4.2 波速比与水库蓄水的相应影响

在地球介质中，P波速度和S波速度都可以表现地球内部的一些物理特性，但其受到外界的影响较多，比如温度、压力等。波速比则单纯地反映介质的泊松比，所受影响比P波速度和S波速度小很多。泊松比是材料横向应变与纵向应变的比值，也叫横向变形系数，它是反映材料横向变形的弹性常数。当岩石进水后，P波和S波速度都发生变化，而波速比能够综合反映P波和S波变化的相对大小，所以波速比在一定程度上更能表现水库地区地下岩石的含水饱和率，高含水饱和率对应高孔隙压力。Kodaira等(2004)认为高孔压流体可以引起断裂带静滑，利用地震层析成像，观察到了静滑事件的1种成因。由于高孔隙压力对应高的泊松比，所以用纵横波速比得到泊松比层析图像，就可以发现高孔隙压力带，这往往是易发生地震的区域。因此，对于水库地区，利用层析成像技术给出的高波速比分布地区，应该是水的渗透区，而且也是水库蓄水引起的小震分布集中区。

在0km、3km、6km和10km深度，波速比的RDE和DWS较高，反映了10km深度及以上的分辨率较好。图14给出了这些深度的波速比和相应深度的小震分布，在0km深度水库区域波速比较高的区域为水库水域的东部和西南地区，这2个区域正是与水库蓄水有关的小震集中活动区，说明该地区受水的影响，导致高孔隙压力;3km和6km深度紫坪铺水库地区为大范围的高波速比区，小震也主要集中在这些高泊松比地区，说明水的影响达到6km深度;＞10km深度水库水域为低波速比地区，这表明水的影响≤10km。

为了进一步分析水库地区波速比结构和小震分布特征，我们沿龙门山断裂带走向和垂直龙门山断裂带做了5个垂直剖面图(图12)。通过A—A'垂直深度剖面(图14)可以看到，在整个水库水域下方存在明显的高波速比区域，该高波速比区域主要集中在＜8km深度，反映了水的影响深度主要＜8km，小震主要分布在高波速比区域内。B—B'剖面横穿汶川主震位置和水库西南端与水库蓄水有关的小震丛集区，高波速比区域深度不超过8km，汶川主震深度没有明显的高波速比异常，说明水的渗透作用并没有达到汶川主震深度，即水对汶川地震的发生没有直接作用。与蓄水有关的小震丛集现象也只发生在高波速比地区，深度在2～8km，而在汶川主震附近没有明显的小震集中，也反映了水的作用在＜8km深度，不可能到达汶川主震深度。C—C'剖面横穿水库中部，没有小震集中现象，该剖面下方波速比高值异常主要分布在＜8km深度。D—D'剖面穿过水库大坝附近和水库东南端与水库蓄水有关的小震丛集活动区，在水库正下方高波速比深度＜8km，往东南方向，高波速比区域变浅，而小震主要发生在高波速比地区。E—E'剖面穿过水库水域东北端与水库蓄水有关的小震丛集活动区，高波速比区域主要在3～5km深度，小震丛也主要集中在＜5km深度(图14)。

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

图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.

综上所述，利用波速比结果判断水的影响范围和深度比单一用P波速度或S波速度更加直观，而且意义更加明确。此外，与蓄水有关的小震集中分布区与高波速比分布区非常一致，而与P波速度或S波速度没有明显的统一分布特征。因此，利用波速比结果和小震精定位结果可以很好地确定水库渗水的深度范围和区域。

部分已有的研究结果显示了汶川主震震源区上地壳为高速结构(Pei，2010;邓文泽，2014)，杨彧等(2014)也发现在断层岩受到的围压增大时，断层岩的弹性波速度会随着压力的增大而不规则地增高，这说明汶川MS8.0地震前，震中附近大部分地下断层岩处在极大的应力背景下。本文侧重于应用水库地震与水库的台站对紫坪铺水库这个范围较小、深度较浅的研究区域进行研究。研究显示地下＜8km深度的部分地区P波速度较低、波速比较高，是由水库渗水所影响的。证明紫坪铺水库这个较小的研究区域在浅层受到水库渗水的影响相对于背景应力的影响更为明显。同时根据张勇等(2008)对汶川时空破裂的研究显示，汶川主震发生后，前10s的破裂速度较慢，而到了18s后，破裂接近达到地表时，破裂速度迅速提高，破裂尺度更为增大，该现象的产生可能是由于地表介质在水库渗水的作用下导致了介质软化，孔隙压力的升高和岩石含水饱和度的增加使岩石更容易发生破裂。

图14 P波速度及波速比沿垂直剖面深度分布图(5个剖面位置见图12)Fig.14 P wave velocity and wave velocity ratio distribution along the vertical profile.

4 结论

本文利用紫坪铺水库7个库区地震台站和10个区域地震台站记录的2004年10月至2008年5月期间的地震震相观测报告，采用Simulps14软件对紫坪铺水库地区进行了震源和速度结构的联合反演，给出了该地区小震重新定位结果和3维速度结构和波速比结构，并尝试探讨了与水库蓄水之间的关系。

定位结果显示，定位后的地震分为3个集中区域，相对定位前的双差定位结果在紫坪铺水库东北、东南和西南区域集中的地震丛有向水库水域方向靠近的特征。根据深度和经纬度的对比发现，小震分布更加集中而且分区明显。整体上，重新定位后小震深度在2～8km上更加集中，而且10km以上也出现了小震分布，这与该地区既有水库地震也有区域地震活动相符。

不同深度的DWS和RDE结果显示，0km、3km、6km、10km深度的P波速度和波速比分布结果较为可靠。整个水库区域P波受水库蓄水的影响，整体上呈现低速现象，根据低速体的分布范围，可以确定水库蓄水对介质速度的影响范围和深度。利用波速比结果来判断水的影响范围和深度比单一用P波速度更加直观，而且意义更加明确。此外，与蓄水有关的小震集中分布区与高波速比分布区非常一致，而与P波速度没有明显的统一分布特征。因此，利用波速比结果和小震精定位结果可以很好地确定水库渗水的深度范围和区域。

根据施行觉等(1995)和史謌等(2003)岩石进水实验结果，当水进入岩石后，岩石的P波和S波速度都会出现降低，随后都处于低值，但当含水饱和率较高时，P波和S波速度会出现明显差异的理论，通过对几个地震集中活动区附近的P波速度和波速比的研究，认为水库东北端龙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库渗水作用产生的，而渗水作用在水库的东北端影响范围较浅，高波速比区域在3～5km，小震也集中在5km以内，在水库的西南端水库渗水作用最大深度不超过8km，小震活动也集中在这个深度以上，汶川主震深度没有明显的P波低速异常，而且也没有明显的波速比高值异常，说明水的渗透作用并没有达到汶川主震深度，即水对汶川地震的发生没有直接作用。Pei等(2010)的研究结果也显示汶川主震发生在P波速度高速体上，也说明汶川地震的发生是区域应力积累的结果，与水库蓄水无关。但是张勇等(2008)对汶川时空破裂的研究显示，汶川主震发生18s后，破裂接近达到地表时，破裂速度迅速提高，破裂尺度更为增大，该现象的产生可能是由于地表介质在水库渗水的作用下导致了介质软化，孔隙压力的升高和岩石含水饱和度的增加更有利于岩石的破裂。