引言

20世纪60年代以来的研究表明，虽然经过世界各国研究者的长期努力，地震预测仍然处在经验性预测阶段． 此阶段的研究特点主要有以下几方面： ① 广泛地积累地震特别是大地震的震例，这要求不断地从大量观测资料中科学地、 全面地分析和提取可能与地震孕育过程相关联的信息； ② 不断地提高对观测信息的物理机制的研究水平，以提高人们分析和识别与地震相关信息的能力； ③ 不断地改进和提高观测技术水平，提高观测的科学性，使获取的观测信息有可靠的科学基础和研究价值．

从这个意义上说，2008年5月12日发生在四川汶川的M_S8.0地震，其震例研究具有十分重要的科学价值． 汶川M_S8.0地震至今已经过去4年多的时间，在对其进行的科学总结以及各类科学论文有关震前异常的综合分析中(关华平等，2008; 杜学彬，2010; 中国地震局监测预报司，2010)几乎都会提到震前距震中仅35 km的成都(郫县)地电台(以下简称成都台)地电阻率长趋势下降异常，被认为是此次大震前最显著、 最清晰的异常之一． 但这些研究目前还停留在图像识别和对比阶段，缺少深入的分析和论证． 对于这样的8级大地震的震例研究，停留在这个阶段是远远不够的，例如关于汶川震前成都台地电阻率的异常参数，包括起始时间、 形态特征、 变化幅度等重要参数的认定，目前观点并不一致． 特别是该台NE测线地电阻率观测存在明显的年变化，而且地电阻率变化与地下水位的变化有极好的相关性． 但目前所提取的地电阻率的异常变化期间，地下水位的变化态势如何尚无人涉及，从而使地电阻率异常参数判定的科学性会受到一定的质疑． 此外，成都台地电阻率与汶川大地震相关联的异常变化，在长达30年左右的全程观测中的地位，还没有受到应有的重视． 本文将以这些视角，从成都台建台以来的长期观测的全程动态分析开始，深入探讨汶川M_S8.0地震震例研究中成都台地电阻率异常的特点及其科学意义．

1.   成都台地电阻率变化全程分析

成都地电台原位于四川灌县，后搬迁至郫县． 本文数据出自中国地震台网中心数据库； 本文所指的全程分析，严格说来是作者根据该数据库的数据进行的分析． 1978年8月是该数据库所能提取到成都台数据的最早期限，因此姑且把1978年8月作为全程分析的开始． 图 1示出成都台测区电测深曲线和观测装置系统(引自中国地震局监测预报司，2010(有删略))，其中布设有NE(供电极距AB=736 m，测量极距MN=226 m)和NW(AB=846 m，MN=270 m)两条测线． 为了进行全程分析，图 2给出了两条测线1979—2008年地电阻率全程观测结果(年均值曲线)以及年变化距平分析结果． 两条测线中，NE测线电阻率观测稳定，信噪比高，地电阻率测值总体变化较大，数十年间年均值最大值与最小值之差达7.43 Ω·m，相对变化幅度为12.4％，但整体变化趋势清晰，有利于异常的趋势分析； 而NW测线地电阻率总体变化较小，数十年年均值最大值与最小值之差为1.25 Ω·m，相对变化幅度仅为2.9％，且电阻率观测长期不够稳定，信噪比低，其原因尚有待深入研究． 此外，NE测线存在比较清晰的年变化，根据多年测值的距平分析结果，其年变化平均幅度约为3％； NW测线年变化幅度小，仅为0.8％，远小于NE测线． 二者相比，可能表明测区下方结构的特殊影响． 因此，本文将主要对NE测线地电阻率的全程变化进行深入分析和讨论．

图  1  成都(郫县)台测区测深曲线(a)和(含多极距)观测装置布设示意图(b)

Figure  1.  Sounding curves (a) and layout of the (multi-separation) configurations of apparent resistivity observation system (b) at Chengdu station

下载: 全尺寸图片 幻灯片

图  2  成都台地电阻率1979—2008年全程观测结果

(a) NE和NW测线年均值； (b) 两测线年变化距平分析比较

Figure  2.  Results of the whole course of apparent resistivity observation at Chengdu station during 1979—2008

(a) Annual mean values in the configurations of NE and NW directions; (b) Comparison between seasonal variations in the configurations of the two directions from statistical analysis

下载: 全尺寸图片 幻灯片

图 3给出成都台NE测线1979年1月—2009年9月地电阻率月均值曲线，其中标注了台站300 km范围内所有M＞6.5的地震． 从图中可以明显看出地电阻率趋势变化的一些特点． 总体上看，全程地电阻率变化大致可以分为3个阶段： ① 1979—1990年前，趋势上升； ② 1990—1999年前后，平稳变化； ③ 1999年以后到汶川M_S8.0地震后数月，在经过了小幅度趋势上升的背景下，从2004年前后开始出现快速大幅度持续下降，下降速度之快、 幅度之大，在该台历史上是前所未有的． 所谓与汶川M_S8.0地震有关的成都台地电阻率异常正是发生在这样一个阶段和背景之下．

图  3  成都台自建台以来NE测线地电阻率观测全程月均值曲线

Figure  3.  Monthly average of apparent resistivity in the configuration of NE direction at Chengdu station since it was set up

下载: 全尺寸图片 幻灯片

第一阶段，从建台到1990年以前，这是我国1900年以来第四次地震活动高潮期(1966—1976年)之后全国性地震活动的相对平静期．不过，1981年1月距成都台280 km的四川道孚发生了M6.9地震． 震后，成都台NE测线地电阻率发生了第一次趋势性转折，呈上升态势，且一直持续到1989年9月小金M6.6地震(距成都台仅130 km)为止． 从图像分析来看，成都台的第一阶段变化似乎与该台附近这两次重大震情相关． 此外，正是在这一阶段，成都台开展了一次十分有意义的多极距观测试验． 其分析结果对于今天认识汶川M_S8.0地震的震前异常有很好的借鉴，第2节中将有进一步阐述．

第二阶段(1990—1999年)，自1989年9月小金M6.6地震发生后，成都台地电阻率趋势发生明显转折，进入了长达10年左右的平稳变化时期． 这一阶段成都台周围200 km甚至300 km范围内地震活动水平较低，没有6级以上地震发生．

第三阶段(1999—2008年)，从1999年2月起，经过了将近5年幅度约为2％的小幅度上升期; 从2004年1月开始，地电阻率趋势开始转为下降和加速下降态势． 后期由于下降速率太大，正常年变化的形态开始畸变，到 2007年已经完全无法识别年变化的形态特征，到2008年2月下降的态势似乎终止，前后下降幅度可达6.9％； 之后曲线转为上升态势，到2008年6月，即汶川M_S8.0地震后的两个月达到高值，幅度约为3％，与图 2b所示的NE测线多年统计的年变化幅度相当． 笔者分析认为，所谓汶川M_S8.0地震前成都台的地电阻率异常正是被包含在这一阶段的过程中． 应当说明，2008年6，7月间，位于NE测线供电电极的区域开始成为灾民的安置场所，大批金属板材活动板房群落就设置在电极附近数米到数十米范围内，对观测产生重大干扰； 大约在2009年9月前后，成都市区到都江堰的轻轨列车开始运行，其干扰使得正常观测更无法进行． 因此，这一阶段的有效资料主要在2008年6月以前．

大地震前后震中附近台站的地电阻率趋势发生明显转折的例子，在以往的大地震震例研究中曾多次提到(Qian et al，1984，1996; 钱家栋，1993)，是在地震预测处于经验性的图像识别阶段论证观测参数(包括地电阻率在内)异常变化与地震相关性的重要论据之一． 作为对介质电学属性的测量，地电阻率观测较其它观测(例如地电场、 地磁场观测等)稳定，加之在观测技术上有相当完备的台站、 省级和国家级电学计量标准传递管理规范，通过这些严格的管理规范的实施，可以保障观测仪器性能的及时检定． 此外，在国家台网中心资料库中也未见成都台装置系统变迁变更的记录. 这些都为地电阻率的长期观测对比提供了基本保障(Zhao et al，2011)．

本文重点分析图 3所示的成都台NE测线地电阻率第三阶段的变化． 由图 3可以明显看出，地电阻率变化具有两个显著特点，即年变化和大幅度的趋势下降变化．

研究表明，地电阻率年变化，以1年为主要周期，与自然界季节性气象因素(如降雨、 温度、 地下水活动等)以及人类生产和生活受到这些要素的影响而呈现出的季节性行为(如抽水、 灌溉、 农田施肥等)，有着很高的统计相关性(钱家栋等，1985; 金安忠，1981)． 由这些季节性因素影响而产生的年变化出现在许多地电阻率台站的多年观测记录中，一年四季周而复始，所以也称之为地电阻率的正常变化； 它们的出现一般与孕震过程无关，因此在地震研究中，相对于地震异常而言，这些变化与各类人为干扰一道又统称为“非震变化”． 当然，数学上的相关关系并不等同于物理上的因果关系． 经过深入的研究，在众多因素中，由自然界和人类生产、 生活的综合影响导致的测区浅层潜水的水位变化，才是地电阻率年变化的关键因素和具有实质联系的物理成因(钱家栋，曹爱民，1998)．

另一方面，我国还积累了诸多7级以上大地震的震例，在近震中台站上记录到以地电阻率趋势下降现象为主的重要特征． 这些台站一般在震中附近300 km甚至200 km以内，即大震震源尺度的两倍左右的范围内． 由于具有多个震例良好的重复性，这种现象被认为可能与大震的孕震过程相关联． 与地电阻率的正常变化相对照，在地震预报处于经验性阶段的今天，这类变化被统称为“异常变化”(钱家栋等，1985； 钱家栋，1993； 中国地震局监测预报司，2010)．

2.   地电阻率法两大理论支柱与成都台地电阻率年变化的分析

由图 3可以看出，汶川M_S8.0地震震例中，地电阻率的正常变化和异常变化这两种变化叠加在一起出现在成都台观测记录中． 为了更清晰地提取异常信息，必须充分理解和认识这两类变化的特点． 基于地电阻率长期观测实践、 实验研究和理论研究，形成了以扩展的阿契定律(Archie’s law)和影响系数理论作为地电阻率法两大理论支柱的构想(钱家栋等，1991； 钱家栋，1993)． 前者用于讨论介质电阻率的变化与其所处的环境条件变化的关联，解释介质电阻率为什么会变化，属于地电阻率法的微观机理的范畴； 后者用于讨论地电阻率的变化与介质内部电阻率变化的关联，解释测区内部介质电阻率的变化对地表布设的装置系统所测得的地电阻率的影响，或布设在地表的装置系统测得的地电阻率变化对测区下方介质电阻率变化的响应，也就是解决“地上”和“地下”的关系问题，属于地电阻率法的宏观机理的范畴. 它们为本文关于汶川地震成都台异常分析提供了理论依据．

2.1   地电阻率法微观机理： 扩展的阿契定律

根据大量承载岩石电阻率试验研究，钱家栋等(1991)提出将物探电法中阿契定律加以扩展，用以作为解释介质电阻率变化与其环境条件变化关联的重要工具． 物探电法中的阿契定律，是1942年阿契依据实验室实验提出的一个半经验公式，用于表述不同结构之间的岩石(特别是沉积岩)电阻率与其结构参数之间的定量关系(Archie，1942)

式中，α为常数，是与介质类型有关的常数； ρ_R表示介质整体电阻率； ρ₀表示孔隙中孔隙流体的电阻率； φ表示孔隙度，即孔隙体积(V_P)在介质总体积(V_T)中所占的比例，φ=V_P/V_T； s表示孔液流体饱和率，即孔隙中流体体积V_W所占的比例，s=V_W/V_P; m，n是两个常数，分别表示与孔隙通道和含水状况相关的结构指数，通常m取值为1.3—1.95，n取值为2(Параснис，1965)． 从式(1)可以看出，5个主要参数(ρ₀，η，s，m，n)中任何一个发生改变，对岩石整体电阻率都会产生影响． 由此对式(1)两边取对数并求微分，描述阿契定律中5个主要参数(ρ₀，η，s，m，n)在环境条件变化时介质电阻率发生的变化． 将其用于讨论介质电阻率变化的微观物理机制，在地电阻率方法中被称为扩展的阿契定律(钱家栋等，1991; 钱家栋，2002; 中国地震局监测预报司，2010; 陆阳泉等，1998)，即

对式(1)做适当处理，可得

式中，第一项与孔隙流体电阻率有关，描述介质孔隙中流体电阻率变化对介质整体电阻率变化的影响； 第二项与孔隙流体的含量有关，描述孔隙流体体积变化的影响； 第三项与介质中孔隙体积有关，描述介质中孔隙体积变化的影响； 第四项与结构指数m有关，描述介质孔隙排列的导电通道弯曲性程度改变产生的影响(Qian，1985; 陆阳泉等，1998； 中国地震局监测预报司，2010)． 总的来说，扩展的阿契定律为研究介质电阻率变化与其环境条件的关系提供了重要工具． 当所研究的环境条件属于与非震要素关联时，它是研究非震变化的工具； 当所研究的环境条件属于与孕震过程关联时，它是研究异常变化的工具．

研究表明，在4种效应中，孔隙含水量的变化和结构指数变化的效应，影响的量级大． 例如，在第二项中孔隙含水量增大/减小20%，介质的电阻率将减小/增大40%； 在第四项中，设η=0.01，Δm=-0.1，则介质电阻率将减小约46%． 它们是地电阻率法研究中最值得注意的效应(Qian et al，1996; 钱家栋，2002； 中国地震局监测预报司，2010)． 前者是年变化即非震效应研究中十分重要的理论工具，因为测区下方潜水水位的涨落，导致表层含水量的增减，是表层介质电阻率变化的主要原因； 后者是研究近震中台站地电阻率异常变化机理的重要工具． 根据Барсуков(1979)的研究，结构指数m的减小，相当于岩石内部的等效导电通道截面增大． 这与大量承载岩石实验后期(在加载应力超过1/2破裂应力水平下)非弹性膨胀阶段新裂隙增长，导致外界水迅速向新裂隙补充，或者新生裂隙内形成表面大面积水膜覆盖，从而记录到岩石电阻率大幅度下降现象的物理过程(Brace，Orange， 1968a，b; Brace，1975)密切相关． 扩展阿契定律中关于结构指数m变化所反映的物理过程，可以为我国7级以上大地震震例中近震中台站地电阻率趋势下降异常的特征，提供比较清晰和有力的解释．

2.2   地电阻率宏观机理： 影响系数理论

由于地学研究的特殊性，几乎所有的地球物理方法，只能通过置于地表或浅层的装置系统的观测来了解地下介质的结构或地下深处发生的物理过程． 因此，研究地表或浅层观测结果与介质内部结构或地下深处发生过程的物理参数的关系，即所谓“地上”和“地下”的关系，是地球科学永恒的主题，也是作为地震科学研究重要分支的地电阻率方法研究所必须关注的内容． 其中，研究地表装置系统测得的地电阻率随时间的变化，与地下介质的结构参数由于各种物理过程引起(真)电阻率变化之间的关联，是地电阻率法中“地上”和“地下”关系的主要研究对象． 地电阻率方法宏观机理的影响系数理论(钱家栋等，1985)，正是对两者关系的具体表述． 基于影响系数理论，地表装置系统的地电阻率变化量与测区下方分区均匀介质的(真)电阻率变化量的关系，可以用下式描述：

式中，N表示测点下方分区均匀介质的分区总数； i是介质分区的序号； Δρ_i/ρ_i(t)表示在时刻t到t+Δt期间第i个分区介质(真)电阻率的相对变化量； Δρ_s/ρ_s(t)表示在时刻t到t+Δt期间地表的装置系统所测到的地电阻率相对变化量； 比例系数S_i被称为地电阻率影响系数，它与测区地下介质的电性结构以及地表装置系统的参数有关，表示第i区介质真电阻率的变化对地表设定的装置系统观测到的地电阻率变化的影响程度，反映第i区介质真电阻率的变化对地电阻率变化的贡献．

2.3   成都台地电阻率与地下水位关系

如前所述，在我国地电阻率观测的历史上，对成都台年变化的研究曾经为认识地电阻率年变化的物理机制有过重要的贡献(赵和云，钱家栋，1987; 钱家栋，赵和云，1988; 薛顺章等，1994)． 这些研究成果对于汶川M_S8.0地震前地电阻率异常的深入分析，有很好的借鉴．

在地下水位变化与地电阻率相关性的研究中，必须区分潜水水位和承压水层水位的作用． 因为承压水层一般来说是饱和的含水层，用于测量水位的水位计实际上是含水层压力的测量器件，测量结果本质上是源头水头高度和含水岩层压力变化的反映，不能表征地电阻率测区下方岩层中含水量的变化，因而承压水层的水位变化并不能作为地电阻率年变化的物理成因(钱家栋，曹爱民，1998)．

成都台除地电阻率观测外，还有一项长期与之同步的测区潜水地下水位(水面深度)连续观测和完整记录． 这为开展地电阻率年变化与地下水位的变化关系研究提供了极好的条件． 从微观机理分析的角度，测区下方潜水面水位的上升意味着表层含水量的增加，从而引起表层电阻率的减小； 反之，潜水水位的下降，意味着表层含水量的减小，从而引起表层电阻率的增大． 表层电阻率随着潜水水位季节性的涨落而发生季节性变化，这才是地电阻率年变化的基本原因． 例如图 4a所示嘉峪关地电台的结果，地电阻率与地下水位年变化呈现“镜像”特点(钱家栋等，1985)，即两者统计上呈“负相关”． 笔者曾计算过，在图 4a所示的时间段内，嘉峪关台的地电阻率和地下水位之间的相关系数达到-0.94． 然而，研究表明，成都台地电阻率年变化与地下水位年变化的关系，却呈现相反的现象，表现出地电阻率测值与测区水位准同步升降，两者呈现“正相关”，如图 4b所示． 也就是说，随着潜水水位的上升，表层(真)电阻率下降，但地电阻率上升； 反之，潜水水位下降引起表层电阻率上升，而地电阻率却下降． 由于这类现象在我国地电阻率观测中比较少见，加之测区局部介质电阻率减小/增大，而地电阻率反而增大/减小，使得两者变化形态相反的事实从直观上难以理解，从而引起了地电研究人员的高度关注和深入思考． 对成都台这类现象的深入研究，使人们对地电阻率年变化的局域化特点有了全新的认识． 所谓局域化，是指地电阻率年变化除了受季节性因素造成的地下水位变化影响外，测区局部地下介质电性结构和观测系统的耦合是一个制约其影响的重要因素(钱家栋，赵和云，1988)，必须应用地电阻率宏观机理的思路才能得到清楚的解释．

图  4  甘肃嘉峪关台(a)和四川成都台(b)地电阻率与地下水位年变化的对比

Figure  4.  Contrast of annual variations in apparent resistivity and water table at Jiayuguan station， Gansu Province (a) and Chengdu station， Sichuan Province (b)

下载: 全尺寸图片 幻灯片

基于这一理论思路，钱家栋等(1985)及赵和云和钱家栋(1987)提出了地电阻率观测应当从单一极距向多极距观测系统转变的建议，以便根据地电阻率时间变化的观测结果，通过反演研究，提取介质内部不同区域电阻率变化的信息，作为识别和排除表层干扰与提取深部可能与地震孕育过程相关信息的参考．

2.4   成都台地电阻率年变化与多极距观测试验的启示

1984年，兰州地震研究所薛顺章等与成都台合作，在分析该台电性结构的基础上，在测区沿NE方向架设了5个极距不等的四极对称装置(图 1b)，开始了长达7年的地电阻率多极距观测系统的观测实验，受到了国内从事地电研究者的高度重视，开创了用多极距地电阻率观测数据反演介质内部不同部位电阻率变化的新的尝试(赵和云，钱家栋，1987； 薛顺章等，1994； Lu et al，2004)． 图 5a由笔者在薛顺章等(1994)给出的成都台多极距观测试验与地电阻率反演结果的基础上重新绘制而成； 图 5b(薛顺章等(1994))示出底层(第四层)真电阻率时间变化与小金地震的关系． 不同文献给出的反演结果有些差异，这与反演方法和反演工作本身的特点有关. 但通过这些反演研究，可以清楚地显示出如下3个特点：

图  5  成都台多极距观测试验与地电阻率反演结果

(a) 成都台上部三层真电阻率变化与其地下水位变化的对比； (b) 底层真电阻率时间变化与小金地震

Figure  5.  Inversion results with apparent resistivity data observed in the multi-separation experiments at Chengdu station

(a) Temporal changes of true resistivity at the top 3 layers versus variations of water table at Chengdu station; (b) Temporal changes of true resistivity at the deepest layer before the Xiaojin M6.6 earthquake in 1989

下载: 全尺寸图片 幻灯片

1)测区下方表层介质真电阻率，由于受地下水动态的影响明显地出现与潜水水位升降相反的年变化，即表层电阻率的减小与水位的上升过程相关； 反之亦然(图 5a)． 这与地电阻率微观机理分析的结论并无矛盾，即两者呈现负相关．

2)导致地电阻率与地下水位呈正相关的真实原因是，成都台地电阻率年变化与表层电阻率变化形态相反，即与依据式(4)计算出的表层影响系数S₁＜0有关． 例如赵和云和钱家栋(1987)给出的结果表明，对于台站原有装置AB=736 m的极距，S₁=(Δρ_s/ρ_s)/(Δρ₁/ρ₁)=-0.119． 因此，当Δρ₁/ρ₁ < 0，即由水位上升引起的表层真电阻率下降的物理过程出现时，Δρ_s/ρ_s>0，地电阻率变化量反而增加； 反之亦然． 这可以较好地解释成都台地电阻率年变化与地下水位之间呈正相关的事实． 这一关系之所以奇特，是因为类似成都台的现象很少．

3)从反演结果中(薛顺章等，1994)，基本上看不出底层介质真电阻率年变化的态势，但趋势性变化更为明显． 1989年9月在距成都台130 km的M6.6小金地震前，底层真电阻率ρ₄呈上升趋势，幅度约为7.4%，而在震后趋势发生明显转折(图 5b)． 这种变化态势似乎与此次地震孕育过程相关． 从图 5还可进一步看出，将底层真电阻率的变化趋势量7.44％与薛顺章等(1994)给出的地表装置系统(AB＝736 m)地电阻率测值，在消除年变化影响后的趋势变化幅度2.26%相比较，其比例系数约达3.28 倍． 此结果表明，成都台NE测线地电阻率变化主要由两部分影响因素组成： 一部分源自表层，即地下水位的影响； 一部分源自底层，可能与孕震过程的影响相关联．

2.5   成都台地电阻率与地下水位年变化幅度的定量关系

基于1985年6月—1990年12月的距平分析，可以分别得到成都台NE测线地电阻率和测区地下水位年变化平均形态(图 6)，并在此基础上做一些定量的讨论． 从图 6 可以看出，两者之间同步升降趋势明显，均呈夏高冬低的态势． 地电阻率高值点位于8—9月间，地下水位的高值点则位于6—8月，相对于地下水位，地电阻率相位略有滞后； 两者的低值点均在1—2月． 从幅度对比来看，在此期间地下水位年变化幅度为1.04 m，而相应的地电阻率年变化幅度约为3.19％．

图  6  成都台1985—1990年间地电阻率和测区地下水位年变化距平分析

Figure  6.  Statistical analysis of annual variation of apparent resistivity and water table during 1985—1990 at Chengdu station

下载: 全尺寸图片 幻灯片

3.   汶川M_S8.0地震前成都台地电阻率异常变化与地下水位的综合分析

3.1   分析方法： 特征点的认定

由于成都台地电阻率与测区地下水位存在密切的关系，因此，对于汶川M_S8.0地震前成都台地电阻率的异常分析，应当同时分析该台测区地下水位的变化，即从地电阻率与地下水观测结果综合分析的角度，判定成都台第三阶段地电阻率变化的异常特征(图 7)． 图 7a为2003—2008年间地电阻率与地下水位对比曲线图．

图  7  成都台2003年1月—2008年7月NE测线地电阻率与地下水位变化(a)及 2004—2008年修正前后地电阻率曲线对比(b)

Figure  7.  Variations of apparent resistivity and water table from Jan. 2003 to July, 2008 at Chengdu station (a) and contrast between original and revised apparent resistivities from 2004 to 2008 (b)

下载: 全尺寸图片 幻灯片

为了进行定量分析，本文选择年变化的低值点作为分析异常变化特征的判定基础． 因为低值点在冬季，没有降雨等不稳定因素对地下水位的影响，比选择夏季的高值点的变化更为可靠． 更重要的是，从图 7a可以看出，这一阶段后期地电阻率快速下降的趋势，在2008年2月开始转折，正是冬季地电阻率的低值点． 因此，无论它是否意味着年变化形态的恢复，以冬季低值点的地电阻率测值描述地电阻率的趋势变化是有意义的． 另一方面，地电阻率年变化的高值在8—9月间，2007年的高值点已经被急剧的下降趋势所“淹没”； 而2008年的高值点，又是在5月12日大地震之后，跨越了地震时段因而无从对比． 这使依据高值点作为特征点的选择也面临着不少困难． 各个特征(时间)点上地电阻率和地下水位的数据如表 1所示． 表中t表示特征(时间)点，h和ρ_S分别表示相应(时间)点地下水位(水面深度)和地电阻率测值，Δh和Δρ_S分别表示两个时间点之间的时段内h以及ρ_S的变化量(时间段的起终点标识在数字后的括弧中)，Δρ_S/ρ_S则表示所选时段内ρ_S的相对变化量． 地电阻率和地下水位的特征点位置稍有不同，但差异不大，不会影响本文讨论．

表  1  成都台第三阶段地电阻率与地下水位变化参数对比

Table  1.  Parameters of variations of apparent resistivity and water table in the third stage of the whole course of observation at Chengdu station

下载: 导出CSV 

| 显示表格

直观上注视图 3和图 7a中地电阻率的变化曲线，可以看出汶川M_S8.0地震前成都台地电阻率的趋势发展，经历了从1999年2月前后的缓慢上升阶段和2004年2月起转为下降阶段，并在2006年2月—2008年2月期间出现了大幅度下降的变化过程，前后约为9年． 震后的2008年异常形态基本恢复． 另一方面，从图 7a可以明显看出，在所认证的地电阻率异常出现大幅度快速下降期间，地下水位年变化形态基本稳定，未出现明显的改变. 因此，成都台地电阻率年变化畸变可以作为地震异常的重要旁证．

3.2   成都台地电阻率异常特征的定量分析： 关于孕震过程影响的推断

然而，细致分析图 7a和表 1，可以将2004年2月—2008年2月大致分为前后两个时段(以图 7a中竖直的粗虚线为界)． 前期2004年2月—2006年2月，水位下降1.04 m，地电阻率下降1.3％(即0.82 Ω·m)； 后期2006年2月—2008年2月，水位上升0.4 m，地电阻率下降5.6％(即3.39 Ω·m)． 即前期水位下降趋势与地电阻率下降同步，而后期两者趋势相反(如图 7a中细虚线所示)．

因此，基于成都台地电阻率与地下水位的关系呈正相关的特点，对照图 6中关于1985—1990年观测试验的对比结果(即将地下水位1.04 m的变幅与地电阻率3.19％的变化幅度相等效)，依线性关系处理，估算出1.04 m和0.4 m 的水位变化对地电阻率将产生的附加影响，分别约为3.19％和1.23％． 也就是说，可以推断前期地电阻率变化中3.2％左右(减小)、 后期1.2％左右(增大)，应归因于地下潜水水位变化引起的表层电阻率变化，分别叠加在实际的观测结果中，它们不属于孕震过程的影响，应当加以修正． 扣除潜水水位的影响后，前期阶段地电阻率应有1.9％(--1.3%-(--3.2%))的上升异常呈现； 而后期应有--6.8％(--5.6％-1.2％)的下降异常，作为底层介质电阻率变化的贡献． 修正后的结果如图 7b中上面一条实线所示． 这一结果与从图 7a中直观看到的地电阻率异常过程有所区别： 直观上看，下降的异常态势始于2004年2月，并持续4年(图 7a)； 而在定量地分析地下水位影响之后，得到的异常图像是，先小幅上升，后转为大幅度下降，下降的起始点应该定在2006年2月前后，持续约2年左右(图 7b)．

如本文2.4节所述，根据20世纪80年代成都台的多极距观测试验，地表装置系统观测的地电阻率变化与测区底层真电阻率变化的关系，约为3.28倍． 可以推断底层介质真电阻率受孕震过程的影响，在异常后期的两年中出现的下降幅度可以达到22.3％(6.8％×3.28)的量级． 当然，由于多极距观测已经结束多年，不能像20世纪80年代中期那样，通过反演求得测区底层介质(真电阻率)变化的具体过程，因此，只能用这种方式进行推断． 测区下方底层介质电阻率减小达到20％这样的量级，可以用扩展的阿契定律中结构指数m的减小来解释(中国地震局监测预报司，2010)，即推断这一时段测区底层介质正处于类似承载岩石临近大破裂后期过程中，微裂隙的广泛发育、 含水介质中水向新生裂隙的掺入、 裂隙排列方向的趋同化以及原有导电通道的弯曲性效应逐步改善，导致介质底层(真)电阻率大幅度下降(Brace，Orange， 1968a，b; Brace，1975； Барсуков，1979)． Ma(2002)曾采用3维边界单元法，计算两层结构条件下底层介质中存在的低阻块体的尺度逐步增大对地表地电阻率变化的贡献，模拟深层介质中裂隙发育和排列方向趋同化的过程，得出了同样的结论． 成都台位于龙门山断裂带附近，距离汶川M_S8.0地震震中仅35 km，相对于汶川地震断层320 km的尺度，可以认为处于该地震的震源区内． 这里给出的测区底层介质电阻率变化的结果，可以作为汶川M_S8.0地震孕震过程研究，特别是临近大地震发生的后期阶段研究的重要约束条件之一，有着重要的科学价值．

4.   结论

1)成都(郫县)地电台自建台以来，NE测线地电阻率的全程观测值，按趋势变化的不同态势可以分为3个阶段，其趋势转折的时间与成都台周围300 km范围内仅有的3次强震(M>6.5)发生的时间密切关联，即1981年1月道孚M6.9地震、 1989年9月小金M6.6地震和2008年5月汶川M_S8.0大地震． 汶川M_S8.0地震是建台以来发生在该台最近、 震级最大的一次地震，也是成都台全程观测中异常变化最为突出的一次地震．

2)成都台与汶川M_S8.0地震有关的地电阻率异常，属于全程观测的第三阶段，即1999—2008年，持续时间约为9年． 由于NE测线地电阻率与测区地下水位存在显著的(正)相关现象，综合对比分析显示，在所认证的地电阻率异常出现大幅度快速下降期间，地下水位年变化形态基本稳定，未出现明显的改变，从而可以将成都台NE测线地电阻率年变化畸变和消失作为地震异常的重要旁证． 通过对这一阶段地电阻率趋势变化的影响进行的定量分析，可以认证的异常持续时间大约为2004年2月—2008年2月，并分为前、 后两个时段． 前期2004年2月—2006年2月，呈小幅上升态势，幅度为1.9％； 后期2006年2月—2008年2月，呈现大幅度快速下降态势，幅度达-6.8％，其幅度和速率，建台30多年以来所未见．

3)推断异常后期成都台地电阻率大幅度下降期间，其测区下方底层介质电阻率减小的量级可达22％，与物理试验中承载岩石样本临近大破裂后期的性状(微裂隙的广泛发育、 含水介质中水向新生裂隙掺入、 裂隙排列方向的趋同化导致岩石电阻率大幅度下降)十分相似． 考虑到成都台所处的特定地理位置，位于大地震的震源区内，这些结果可以作为成都台直接记录到孕震后期过程效应的一个佐证，不仅成为我国大地震震例中地电阻率异常研究库中又一重要的科学资料，也可以作为汶川M_S8.0地震孕震物理过程研究中的重要约束条件之一，具有重要的研究价值．

4)成都台地电阻率异常的全面分析，其科学价值不仅仅局限于与以往震例的相似性，提高了地电阻率异常变化在地震预测中的实用性，其重要的科学价值还在于，在以往多次大地震震例研究中，对于地电阻率年变化被趋势性下降过程所扭曲而发生畸变的现象，只能停留在对异常进行形态分析的水平． 也就是说，在所有的震例中凡涉及地电阻率年变化的畸变现象的解释，都是建立在当地导致地电阻率年变化的地下水位的季节性周期变化规律本身没有发生任何改变的“假设”前提之下． 本文关于地电阻率和实测地下水位的综合研究，使观测到年变化畸变的成都台的异常分析，有了实际科学论证的条件． 这表明，开展有针对性的综合观测，例如开展地电阻率测区地下水位的同步观测、 台站电性结构的详查和解译，以及在可能的条件下采取多极距观测等，是实现地电观测科学化进程的重要措施之一．

相对于地电阻率数据，本文收集的地下水资料尚不够完备，有关的讨论只能局限于笔者于2008年赴台站落实异常期间收集到的地下水位资料． 其余资料，早期部分记录在纸介质上，当时尚未能及时入库．

在收集资料的过程中得到中国地震台网中心叶青和成都台张保全等同志以及四川省地震局资料室有关同志的大力支持，在此表示衷心感谢．