中國MS≥7.0地震前視電阻率變化及其可能原因

解滔， 薛艷， 盧軍

中國地震臺網中心， 北京 100045

0 引言

地震是構造應力持續積累，并最終超過斷層強度導致破裂失穩的結果，對這一過程中斷層的力學狀態以及可能伴隨的地球物理和地球化學現象的研究，有助于認識地震晚期孕育過程這一復雜的科學難題和開展地震中短期預測．對斷層面力學狀態演化的研究，旨在揭示地震成核過程與滑動速率-狀態的依從關系(馬瑾等，2012；馬瑾和郭彥雙，2014；Scholz，1998；Lay and Kanamori，1981；McCaffrey et al.，2008；唐榮江和朱守彪，2020)．當前地震晚期孕育過程的研究不再局限于發震斷層面本身，已經逐步擴展至研究整個孕震區與高應力-應變水平積累有關的介質變化(Scholz et al.，1973；Mjachkin et al.，1975；Roeloffs，1988；Hartmann and Levy，2005)．許多文獻和研究報到了與地震有關的地球物理和地球化學觀測數據變化，但存在較大的爭議．爭議的核心問題之一在于，這些數據的變化，與地震前震源區及附近區域的應力積累或介質變形之間，并未建立明晰的聯系．如果地震前觀測數據變化的原因是應力-應變的變化，那么在分析這些數據變化與地震孕育過程之間的關系時，需要有應力-應變變化的背景作為參照(吳忠良等，2009).

電阻率是地下巖土介質最基本的物理屬性之一，應力作用下介質內裂隙率和微裂隙結構會發生改變，并引起電阻率發生變化．20世紀50—80年代，日本、蘇聯、美國先后開展了用于地震預測研究的視電阻率實驗觀測，并報道了多次中等地震前突出的視電阻率下降變化(Barsukov and Sorokin，1973；Nersesov et al.，1979；Mazzella and Morrison，1974；Morrison et al.，1977，1979；Park，1991；Madden et al.，1993)，以及地震發生前后觀測值的“準同震”階躍變化，位于海邊山洞內的觀測站記錄到了與潮汐同步的變化(Rikitake and Yamazaki，1967，1969，1976；Yamazaki，1974，1975)．全球唯有中國在全國主要地震活動區域內，持續開展了規模化和規范化的連續觀測，在百余次5～8級地震前，震中附近觀測站記錄到了持續數月至兩年左右的異常變化及其恢復過程(錢復業等，1982；國家地震局預測預防司，1998；錢家棟等，1985；趙玉林等，2001；汪志亮等，2002；杜學彬，2010；Lu et al.，2016).

本文將利用我國自1967年以來的視電阻率連續觀測數據，結合發生在觀測站網內及附近的16次/組MS≥7.0地震，采用斷層虛位錯模式(趙玉林等，1996；解滔等，2020)，將地震同震位移按大小相等但方向相反的方式進行加載，獲取地震前產生這部分同震位移所需的應力-應變積累及其空間分布范圍和特征，分析視電阻率下降/上升變化與擠壓/膨脹變形區域之間的關系；并以此為紐帶，從“介質變形-電阻率變化”的角度，嘗試將應力作用下巖土介質電阻率變化的細觀機制，與地震前視電阻率變化的宏觀現象相聯系.

1 視電阻率觀測

1966年3月河北邢臺7.2級地震之后，原中國科學院蘭州地球物理研究所在邢臺震區架設了第一個地電觀測站，并于1967年4月投入觀測，正式開始了視電阻率方法在地震監測預報中的應用研究．觀測采用對稱四級裝置，每個觀測站布設兩個或三個方向的觀測(圖1)，多數觀測站供電極距為500～3000 m不等．截至目前，全國共有89個視電阻率觀測站，主要分布在南北地震帶、華北、東北和新疆等地震重點監視地區，其中23個觀測站具有井下觀測裝置.

圖1 我國視電阻率觀測采用的對稱四級裝置及布極方式(a) 兩個方向的觀測裝置； (b) 三個方向的觀測裝置.Fig.1 The Schlumberger resistivity arrays and its arrangements used in apparent resistivity monitoring stations in China(a) Arrays along two directions； (b) Arrays along three directions.

觀測主要采用人工直流供電的方式，多數觀測站供電電流1～3 A，每小時觀測一次．目前采用的地電儀測量人工電位差分辨力為0.01 mV，在不考慮背景環境噪聲的情況下，可分辨約萬分之幾的視電阻率變化．定期采用標準電阻或標準電源對儀器測量系統進行檢定，確保觀測數據的真實性；觀測系統具有長期穩定性，在背景噪聲較低的觀測站，觀測精度優于1‰.

2 7級以上地震前視電阻率變化

杜學彬(2010)對中國192次MS≥4.0地震前674次視電阻率變化進行了分析，認為地震前與地震孕育過程有關的視電阻率變化的最大空間范圍約400 km左右，其中300 km范圍內居多．自1967年開始觀測以來，中國共計16次/組MS≥7.0地震發生在觀測站約400 km范圍內(圖2)．通過文獻調研和歷史數據分析，這些地震前的視電阻率變化特征示于表1.

表1 觀測站網內16次/組MS≥7.0地震前的視電阻率變化Table 1 Theapparent resistivity changes before the 16 times/groups earthquakes of MS≥7.0

續表1

圖2 發生在視電阻率觀測站網內16次/組MS≥7.0地震(圖中含1990年景泰MS6.2地震)Fig.2 The 16 times/groups earthquakes of MS≥7.0 within the monitoring networks (The Jingtai MS6.2 earthquake in 1990 is included)

2.1 環渤海地區

環渤海地區共發生3次/組MS≥7.0地震，分別為1969年渤海MS7.4地震，1975年遼寧海城MS7.3地震，1976年河北唐山—灤縣MS7.8和MS7.1地震．1970年之前，視電阻率實驗觀測限于邢臺—河間地震區，距離渤海地震約400 km，地震前7—10個月開始四個觀測站出現下降變化.自1970年開始，華北地區開始建設規模化的觀測站網，北京附近地區的站網密度相對較大．從1974年開始，華北東部地區較大范圍內9個觀測站先后出現下降變化，1975年海城地震發生之后下降變化仍然持續，直至1976年唐山地震之后才逐漸恢復．而遼寧地區的臺安觀測站則在海城地震前出現上升變化．唐山地震前約半個月，唐山、馬家溝和昌黎站出現加速下降形態的臨震變化，直至地震發生.

2.2 云南地區

1970年云南通海MS7.8地震之后開始在南北地震帶進行視電阻率觀測，之后云南地區共發生5次/組MS≥7.0地震，分別為1974年大關MS7.1地震，1976年龍陵MS7.3和MS7.4地震，1988年瀾滄—耿馬MS7.6和MS7.2地震，1995年孟連MS7.3地震、1996年麗江MS7.0地震．1974年大關地震前15個月開始，會理站開始出現上升變化，4個月后西昌和米易站出現下降變化；雅安站1973年4月至10月存在缺數，恢復觀測后數據呈上升變化，但與之前的數據存在階躍下降，地震前的年尺度變化形態不易判斷．1976年龍陵地震前楚雄站出現上升變化，而騰沖站1974年7月至1976年3月受干擾嚴重，無法分析龍陵地震前的變化情況．1988年云南瀾滄—耿馬地震前騰沖站出現持續20個月的下降變化；同期通海站也出現下降變化，但后續分析發現主要為測區內城鎮化建設的影響(杜家倫，1990)；楚雄和元謀站未觀測到地震前的視電阻率異常變化．1995年孟連地震和1996年麗江地震前未出現視電阻率異常變化.

2.3 四川地區

四川地區共發生5次/組MS≥7.0地震，分別為1973年爐霍MS7.6地震，1976年松潘平武兩次MS7.2地震，2008年汶川MS8.0地震，2013年蘆山MS7.0地震，2017年九寨溝MS7.0地震．1973年爐霍地震前約半年內，松潘、雅安和甘孜站相繼出現下降變化，而康定站則出現上升變化. 1976年松潘—平武地震14個月前，武都和松潘站相繼出現下降變化，且震前半月內出現臨震加速下降變化(Lu et al.，2016)．2008年汶川地震前22個月開始，成都、甘孜和江油站同步出現下降變化，而武都站出現上升變化．2013年蘆山地震前成都站出現下降變化，甘孜站未出現異常變化，江油站在汶川地震后停測，于2015年12月恢復觀測．2017年九寨溝地震前瑪曲站出現下降變化，武都站于2014年改建為井下觀測，垂直方向于2016年出現上升變化，天水站則表現為高頻擾動變化.

2.4 青海地區

青海地區共發生3次MS≥7.0地震，分別為1990年共和MS7.0地震、2010年玉樹MS7.1地震和2021年瑪多MS7.4地震．1990年共和地震前，武威站NS方向觀測在1988年年底因不明原因導致年變形態消失，并持續多年；EW方向觀測未受影響，自1989年下半年開始出現上升變化，而1990年10月20日距武威站約130 km發生景泰MS6.2地震．甘孜站距離2010年玉樹地震約365 km，2009年4月—9月期間出現儀器故障，恢復觀測后存在階躍型變化，難以確認玉樹地震前的真實變化形態．2021年瑪多地震前，400 km范圍內有甘孜、瑪曲、白水河、金銀灘和攔隆口5個觀測站，其中瑪曲站距離最近，約356 km，地震前均未出現明顯的異常變化.

3 地震斷層虛位錯模式

3.1 斷層虛位錯模式

地震是構造應力在斷層閉鎖段長期作用，最終導致斷層失穩錯動的結果．地震前發震斷層及附近區域以介質變形的形式積累應變能，部分應變能以斷層錯動的方式予以釋放，并產生同震滑動．將地震同震位錯按大小相等但方向相反的方式進行加載(圖3)，獲取地震前能夠產生這部分同震滑動所需的應力-應變積累的空間分布特征，這構成斷層虛位錯模式的基本思想(趙玉林等，1996；解滔等2020).

圖3 斷層同震位錯與虛位錯模式(a)逆沖斷層；(b)正斷層；(c)走滑斷層.Fig.3 Coseismic dislocation of fault and virtual dislocation model(a) Thrust fault; (b) Normal fault; (c) Strike-slip fault.

虛位錯模式的計算結果，僅表示這部分虛位移所能引起的應力-應變的變化量．構造區域內的真實應力-應變水平，應為地震發生之后的絕對應力-應變水平加上這部分變化量．但是，在地震發生之前及之后，構造區域內的絕對應力-應變水平是難以獲取的．在整體為擠壓環境的構造區域，逆沖、走滑、或逆沖兼走滑型地震計算結果中的擠壓區域，是地震前擠壓增強的區域；而計算結果中的拉張區域，并不能區分其是絕對的拉張或擠壓區域，但可認為是相對膨脹的區域．由于區域內絕對的應力-應變水平難以獲取，且應力水平與巖土介質微裂隙活動之間的定量關系也未明晰，目前僅能根據體應變變化量的分布，獲取地震前擠壓增強區和相對膨脹區域，并在此基礎上開展分析工作．本文采用斷層滑動位錯模型分析軟件Coulomb3.3(Lin and Stein，2004；Toda et al.，2005)進行斷層虛位錯模式的計算.

16次/組MS≥7.0地震的震源機制解和同震滑動模型示于表2．1995年孟連地震、1996年麗江地震、2010年玉樹地震和2021年瑪多地震前無視電阻率異常變化，本文未對其進行斷層虛位錯模式計算；2008年汶川地震采用Shen(2009)給出的精細同震滑動模型．武威站1989年至1990年的數據變化可能同時受1990年共和地震和景泰地震影響，計算時同時考慮了這兩次地震．表2中除部分地震外，其余采用Chen等(2017)基于發生在中國的地震統計給出的面波震級和矩震級之間的經驗關系進行估計，斷層破裂參數通過以下經驗關系計算(Wells et al.，1994).

表2 觀測站網內16次/組MS≥7.0地震的震源機制解和同震滑動模型Table 2 Focal mechanism solutions and coseismic slip models of the 16 times/groups earthquakes of MS≥7.0 within apparent resistivity monitoring networks

走滑型地震：

(1)

式中LR為斷層破裂長度(單位：km)；WR為斷層破裂寬度(單位：km)；DR為斷層平均滑動位移(單位：m)；MW為矩震級.

逆沖型地震：

(2)

正斷型地震：

(3)

同時含有逆沖和走滑、或正斷和走滑分量的混合型地震：

(4)

3.2 環渤海地區

環渤海地區3次/組地震斷層虛位錯模式體應變變化的計算結果示于圖4．1969年渤海地震前，大柏舍、柳竹、大曹莊和牛家橋4個觀測站呈下降變化，均位于震前擠壓增強區域(圖4a)．1975年海城地震前，臺安站呈上升變化，位于震前相對膨脹區域；昌黎站呈下降變化，位于擠壓增強區域(圖4b)．1976年唐山地震前，昌黎、馬家溝、唐山、青光、寶坻、西集、八里橋、小湯山和忠興庒9個觀測站為下降變化，位于地震前擠壓增強區域；徐莊子站為上升變化，位于相對膨脹區域(圖4c)，與趙玉林等(1996)給出的結果是一致的.

圖4 環渤海地區3次/組MS≥7.0地震斷層虛位錯模式計算結果(擠壓為負) (a) 1969年渤海MS7.4地震； (b) 1975年海城MS7.3地震； (c) 1976年唐山MS7.8和灤縣MS7.1地震.Fig.4 Results from fault virtual dislocation model for 3 times/groups earthquakes of MS≥7.0 occurred in Bohai Rim area (Compression is negative)(a) The Bohai MS7.4 earthquake in 1969; (b) The Haicheng MS7.3 earthquake in 1975; (c) The Tangshan MS7.8 and Luanxian MS7.1 earthquakes in 1976.

3.3 云南地區

云南地區3次/組地震斷層虛位錯模式體應變變化的計算結果示于圖5．1974年大關地震前西昌和米易觀測站為下降變化，位于地震前擠壓增強區域；會理站為上升變化，位于相對膨脹區域(圖5a)．1976年龍陵地震前，楚雄站位于相對膨脹區域(圖5b)，呈現上升變化. 1988年瀾滄—耿馬地震前，騰沖站位于擠壓增強區域(圖5c)，表現為下降變化.

圖5 云南地區3次/組MS≥7.0地震斷層虛位錯模式計算結果(擠壓為負)(a) 1974年大關MS7.1地震； (b) 1976年龍陵MS7.4、MS7.3地震；(c) 1988年瀾滄-耿馬MS7.6、MS7.2地震.Fig.5 Results from fault virtual dislocation model for 3 times/groups earthquakes of MS≥7.0 occurred in Yunnan province (Compression is negative)(a) The Daguan MS7.1 earthquake in 1974; (b) The Longling MS7.4 and MS7.3 earthquakes in 1976; (c) The Lancang MS7.6 and Gengma MS7.2 earthquakes in 1988.

3.4 四川地區

四川地區5次/組地震斷層虛位錯模式體應變變化的計算結果示于圖6．1973年爐霍地震前，甘孜、松潘和雅安站呈現下降變化，位于擠壓增強區域；康定站則出現上升變化，位于相對膨脹區域(圖6a)．1976年松潘—平武地震前，松潘和武都站位于擠壓增強區域，呈現下降變化(圖6b)．2008年汶川地震前，成都、江油和甘孜站位于擠壓增強區域，呈現下降變化；武都站位于相對膨脹區域，呈上升變化(圖6c)．2013年蘆山地震前，成都站為下降變化，位于擠壓增強區域(圖6d)．2017年九寨溝地震前，瑪曲站位于擠壓增強區域，呈下降變化，武都站位于相對膨脹區域，呈上升變化(圖6e)；天水站在九寨溝地震前的高頻擾動變化，可能反映中短期階段觀測區電場信號的不穩定性(杜學彬等，2017).

圖6 四川地區5次/組MS≥7.0地震斷層虛位錯模式計算結果(擠壓為負)(a) 1973年爐霍MS7.6地震； (b) 1976年松潘—平武兩次MS7.2地震； (c) 2008年汶川MS8.0地震； (d) 2013年蘆山MS7.0地震； (e) 2017年九寨溝MS7.0地震.Fig.6 Results from fault virtual dislocation model for 5 times/groups earthquakes of MS≥7.0 occurred in Sichuan province (Compression is negative)(a) The Luhuo MS7.6 earthquake in 1973; (b) The Songpan-Pingwu double MS7.2 earthquakes in 1976; (c) The Wenchuan MS8.0 in 2008; (d) The Lushan MS7.0 earthquakes in 2013; (e) The Jiuzhaigou MS7.0 earthquakes in 2017.

3.5 青海地區

圖7為1990年共和地震和景泰地震斷層虛位錯模式體應變變化量的疊加結果．如果對兩次時間相隔半年的地震單獨進行分析，武威站位于共和地震前的擠壓增強區域，但位于景泰地震前的相對膨脹區域．兩次地震的疊加結果顯示，武威站位于地震前的相對膨脹區域，且觀測數據呈上升變化．由此可見，因武威站距離景泰地震更近，其觀測數據變化可能和景泰地震的晚期孕育過程之間關系更為緊密.

圖7 1990年共和MS7.0和景泰MS6.2地震斷層虛位錯模式計算結果(擠壓為負)Fig.7 Results from fault virtual dislocation model for the Gonghe MS7.0 and Jingtai MS6.2 earthquakes in 1990 (Compression is negative)

以上分析結果顯示，12次/組MS≥7.0地震前，視電阻率出現下降變化的觀測站均位于地震前的擠壓增強區域，而出現上升變化的觀測站則位于相對膨脹區域．武都站在三次/組地震前分別出現了下降和上升變化，且變化形態與觀測站所處區域在地震前的擠壓增強和相對膨脹的變形特征相對應.

4 討論

為了分析地震前視電阻率變化的原因，國內外學者從實驗和理論模型方面開展了大量的研究，試圖從“介質變形-電阻率變化”的角度，建立視電阻率變化與地震晚期孕育過程之間力學機制上的聯系．實驗室內應力加卸載實驗結果顯示，含水巖石在壓應力加載過程中電阻率呈現下降變化，卸載過程中呈現上升恢復變化，多數巖石在臨近破裂時加速下降，巖石破裂后出現快速回返(圖8a)，且橫向和縱向兩個方向測量時電阻率變化幅度存在差異(圖8b)；無水巖石在壓應力作用下則呈現小幅度上升變化(Brace et al.，1965；Yamazaki，1966；Morrow and Brace，1981；張金鑄和陸陽泉，1983；Jouniaux et al.，2006)．野外原地實驗結果顯示，壓應力加載時視電阻率出現下降變化，應力卸載過程中呈恢復變化；在地表不同方向觀測時視電阻率呈現出各向異性變化，即垂直于應力加載方向觀測的變化幅度最大，平行方向觀測時變化幅度最小，斜交方向介于二者之間；變化幅度隨應力加載強度的增加而增加，隨力源距離的增加而減小(趙玉林等，1983；國家地震局預測預防司，1998).

圖8 實驗室內巖石樣本應力加載時電阻率變化(a)軸向應力加載至巖石破裂時應變-電阻率變化(張金鑄等，1983)；(b)軸向應力加載時橫向和縱向電阻率變化(修改自Brace el al.，1965).Fig.8 Resistivity changes of rock samples under stress loading in laboratory(a) Strain-resistivity changes from axial stress loading to rock fracture (Zhang et al., 1983); (b) Changes of transverse and longitudinal resistivity under axial stress loading (modified from Brace el al., 1965).

在實驗中同步測量巖石樣品的體積變化，發現在應力加載超過破裂應力強度的50%之后，巖石的體積開始增大而出現擴容，并伴隨有聲發射現象，反映出新裂隙的不斷產生(Brace et al.，1966; Brace and Orange，1968；Brace，1975；Scholz，1967)．基于該實驗現象，學者提出了膨脹擴散模式(DD模式)和裂隙雪崩擴展模式(IPE模式)用以解釋地震前的地球物理和地球化學異常變化(Scholz et al.，1973；Mjachkin et al.，1975)．DD模式和IPE模式均強調在高應力承載條件下，介質內部存在微裂隙活動. 在這兩種模式中，地震前介質電阻率均呈現持續性下降變化(圖9)．這些實驗研究基本上明確了在實驗樣品尺度下，巖土介質在應力作用下誘發的微裂隙活動是電阻率變化的重要原因.

圖9 地震異常變化的兩種物理模式(a) 膨脹擴散模式(修改自Scholz et al.，1973)； (b) 裂隙雪崩擴展模式(修改自Mjachkin et al.，1975).Fig.9 Two physical models for earthquake precusors(a) The dilatancy and diffusion model (modified from Scholz et al., 1973); (b) The fracture avalanche expansion model (modified from Mjachkin et al., 1975).

巖土力學實驗和理論研究表明，對于低圍壓環境下初始含裂隙的介質，在壓應力持續加載到一定程度之后，新生裂隙不斷產生；無論初始裂隙如何分布，最終形成的新裂隙系統的優勢展布方向將大致沿最大主壓應力方向(李新平等，2002；張恒等，2015；張志強等，2020)．在高圍壓條件下，引起完整巖石產生微破裂和擴容所需的應力水平將大于引起斷層滑動所需的力. 但是，處于低圍壓水平的淺部松散介質，在相對較低的應力作用下，介質微裂隙的產生和擴容可通過松散物質顆粒的再移動實現(馬瑾，1982)．解滔和盧軍(2020a)推導出了含裂隙介質的等效電阻率公式，以及電阻率變化與裂隙變化之間的微分關系．在微裂隙系統沿最大主壓應力方向優勢排列和擴展的假設下，裂隙的微小變化將引起較大幅度的電阻率變化，且沿裂隙優勢展布方向的最小電性主軸變化幅度最大(Xie et al.，2020).

我國定點觀測站的視電阻率觀測，其深度探測范圍與供電極距相當(趙和云和錢家棟，1982；杜學彬等，2008)，主體探測范圍位于低圍壓的地殼淺表地層內，且位于潛水位之下，觀測值是千米尺度范圍介質電阻率的綜合反映．一般而言，在數月至兩年左右的時間段內，非地熱地區數十米至千米深度范圍內，地下介質溫度基本保持不變；水溶液有足夠的時間進出裂隙，含水率也基本保持不變．因此，分析認為介質裂隙結構的變化，是地震前視電阻率變化的主要原因(錢家棟等，1985；國家地震局預測預防司，1998；杜學彬等，2007)．大地震前近震中區域的視電阻率觀測呈現出與主壓應力方位有關的各向異性變化，表現為垂直于最大主壓應力方位的測道變化幅度最大，平行方向最小，斜交方向介于二者之間(杜學彬，2010)，比如汶川地震前成都站和江油站不同方向的視電阻率變化，與主震分段震源機制解給出的主壓應力方位之間存在較好的對應關系(解滔和盧軍，2020a)．據不同學者的研究結果，1976年唐山MS7.8地震的主壓應力方位介于71°～85°之間(中國震例，1976—1980)，灤縣MS7.1地震主壓應力方位為75°(USGS)．昌黎站位于灤縣地震以東，距離約35 km，取75°作為昌黎站附近的主壓應力方位；其余觀測站位于唐山主震發震斷裂以西，這里取平均值78°作為主壓應力方位．各觀測站測道與P軸之間的夾角示于表3，結合表1中的變化幅度可見，對于震中距140 km范圍內的9個觀測站，與P軸夾角越大的測道變化幅度越大．采用對稱四級裝置在地表進行觀測時，視電阻率各向異性變化與水平電性主軸真電阻率變化之間存在π/2的角度差．因此，唐山地震的近震中區域范圍內，各觀測站視電阻率的各向異性變化特征與實驗室內實驗、野外原地實驗、以及含裂隙介質電阻率模型給出的結果一致．此外，在構造應力作用下地層電阻率發生變化的上界面深度對視電阻率各向異性變化也產生影響，上界面距離地表越近，各向異性變化特征越顯著(解滔和盧軍，2020b).

表3 唐山地震周圍觀測站各測道與主壓應力方位的夾角Table 3 Angles between the measuring channels of the stations around the Tangshan earthquake and the principal compressive stress

實驗結果和含裂隙介質電阻率公式，從細觀尺度呈現出電阻率變化與裂隙變化之間的關系，而震例分析則從宏觀尺度呈現出地震前視電阻率變化的統計特征．二者之間需要有“介質變形-電阻率變化”這一中間過程的聯系，即視電阻率出現變化的觀測站，其所在的區域在地震前受到震源區高應力-應變水平積累的影響特征．以上對12次/組MS≥7.0地震的虛位錯模式分析結果顯示，視電阻率的下降/上升變化，與地震前的擠壓增強區/相對膨脹區之間具有一致的對應性，這揭示出視電阻率變化和地震之間可能存在的聯系過程：在地震晚期孕育階段，震源區處于較高的應力-應變水平，并引起附近區域介質也產生不同程度和形態的變形，誘發地下淺層范圍內介質的微裂隙活動，進而引起介質電阻率變化；這一過程中，震中周圍視電阻率的下降/上升變化與觀測站所在區域的介質變形特征有關．此外，對1976年唐山地震前震中周圍視電阻率觀測數據的分析發現，由震中向外圍方向，變化幅度整體呈現減弱的空間分布，這也符合震源區應力-應變積累程度較高、向外圍方向逐漸衰減的分布特征(趙玉林等，1996).

5 結論

通過文獻調研和歷史數據分析，自觀測以來我國共計16次/組MS≥7.0地震發生在視電阻率觀測站網約400km范圍，其中12次/組地震前出現視電阻率變化．采用斷層虛位錯模式計算了這12次/組地震前應變變化量的空間分布，視電阻率出現下降變化的觀測站位于地震前的擠壓增強區域，而出現上升變化的觀測站則位于相對膨脹區域．已有實驗結果和理論分析表明，巖土介質在應力作用下誘發的微裂隙活動會引起電阻率發生變化．應力作用下介質電阻率變化的微觀機制，可通過地震前孕震區及附近區域的相對變形特征，與震中周圍的視電阻率變化聯系起來．因此，地震前的視電阻率變化，可能與地震晚期孕育過程之間存在“介質變形-電阻率變化”機制上的聯系.

致謝四川省地震局和云南省地震局提供了部分觀測站視電阻率的歷史觀測數據，兩位審稿老師提出了中肯的修改建議，對文章的完善有很大的幫助，在此表示衷心的謝意.