2008年5月12日在中国四川省境内的龙门山断裂带上发生了8级巨大地震，其灾害是惨烈的． 但其前后发生的众多地震和记录到的大量数字地震资料，为获取和推动认识8级巨大地震的发震机理和波速演化特征的研究，提供了前所未有的8级地震前后数字地震台网记录的资料和数据，为在现代数字记录基础上开展8级地震研究创造了难得的有利条件． 汶川地震后，随着时间的推移，有关汶川地震的构造地质学、 地球动力学、 地震学、 勘探地球物理学等方面的研究不断取得新的认识和进展． 充分利用地震前后获取的各种观测资料和数据，研究8级巨震前后不同地球物理特性的变化过程，对于提升抗御巨大地震的能力，有着十分重要的科学意义和应用价值．

由于在地壳演化过程中，介质的物理性状将产生一系列变化，如出现微破裂、 扩容、 塑性硬化及相变等，地震波通过地壳介质时，波速也会相应发生变化，这是利用波速比研究介质物性的重要依据(冯德益，1981)． 早在上世纪50年代初，地震波速和波速比的研究就已提出： 一些强震前，震源区存在波速异常(李善邦，1981)． 但几十年来，国际上对震前是否存在地震波速异常一直存在争议． 我国的一些地震学者一直致力于该方面的研究(冯德益等，1978). 但由于受地震台网观测技术所限，大震前后波速比变化特征的研究一度发展缓慢． 近几年来，随着数字地震观测仪器的改进和台站布局密度的增大，以及震相资料的不断积累和观测精度的提高，有关利用数字地震资料分析中强地震前后地震波速变化特征的研究结果逐渐增多，如： 黎明晓和刘杰(2006)、 张小涛等(2006)、 邹振轩等(2006)、 王林瑛等(2008)，分别对不同区域发生的中强地震前后和水库地震进行了波速比变化特征的震例研究，对震前存在波速异常给予了肯定． 随着美国“帕克菲尔德圣安德烈斯断层深部探测计划”更为深入地实施和研究，发现在主动源钻井实验中，探测到了波速随应力的变化，同时发现了两次小震前的波速异常(Niu et al，2008)． 但上述研究大都局限于小震、 中等地震和水库地震. 由于缺乏相对密集的台站观测条件的支持，很少见到关于7级以上地震前后利用数字化地震记录进行的波速比和波速变化特征的研究． 自2001年至今，在四川省数字地震观测台网建设和稳定运行了11年左右的基础上，获取了极为丰富的微震震相观测数据. 汶川8级地震的发生，使得研究8级地震前后波速和波速比的变化成为可能． 汶川地震以其330 km的巨大破裂长度闻名(黄媛等，2008)，称其为汶川—北川—青川地震可能更为贴切． 其余震具有明显的NE- -NNE向条状分布，单侧破裂特征明显． 如此巨大的宏观破裂，构造介质的物性在震前和震后是否存在时间上的变化过程？ 该问题对于认知汶川巨大强震发生的机理和孕育过程，无疑是重要的和必不可少的． 波速计算方法与可靠性分析

本研究搜集和整理了四川省地震局数字地震台网2001年1月1日—2010年5月31日的震相观测报告，以及中国地震局地球物理研究所流动数字地震台网2008年5月12日—9月30日的震相观测报告． 计算方法采用了多台和达法和多震联合测定法，主要选取直达波Pg和Sg的震相数据，重点研究地壳内30 km到地表的平均波速比和视速度的时间变化特征． 利用9万多对直达波震相数据，从中精选出判读精度高的2万多对优质震相数据，计算了汶川地震余震区的波速比v_P/v_S，v_P和v_S值，分析了其时间变化特征． 考虑到震源深度的确定中仍存在较大的测定误差，v_P和v_S值的计算分别使用的是震中距和P、 S波的走时，因此本文的v_P和v_S值为视速度值．

本研究采用的计算方法为多台和达法． 该方法由日本地震学家和达清夫1928年提出. 在假定震源区到地表为理想均匀弹性介质的条件下，纵波速度v_P和横波速度v_S与介质泊松比σ、 杨氏模量E和介质密度ρ之间的关系为(李善邦，1981)

由公式(3)可见，v_P/v_S为介质的泊松比σ的函数，主要反映的是地壳上层介质泊松比的变化，P波和S波的速度则与介质的泊松比σ、 杨氏模量E和介质密度ρ密切相关． 本研究在计算波速比的同时也计算了P波和S波的视速度．

根据P波走时和P、 S波到时差的线性关系得到v_P/v_S波速比值(公式(4))，线性相关系数R根据公式(5)计算得出． 根据P波走时和相应台站震中距的线性关系可得到v_P视速度(公式(6)). 同理，根据S波走时和相应台站震中距的线性关系可得到v_S视速度(公式(7))． 计算误差γ由公式(8)给出.

地震波速计算的关键要点是震相判读的精度和可靠性判定． 影响波速计算精度的主要因素有： 直达P波和S波的到时判读精度、 参与拟合的台站个数、 地震定位精度等． 为了将上述因素的影响尽可能降低到最小，首先对参与计算的地震震相数据进行了如下限定：

1)台站选择范围的限定. 多台和达法假定的理想环境是分层介质均匀，在一定空间分布范围内，可不考虑地震分层和分布的差异性． 但是在实际的研究中，不同地区介质物性的差异是客观存在的，这是导致波速计算结果波动变化的主要因素之一． 为尽可能减少地震波传播路径的差异，又能保证相对密集的地震射线通过量，本研究对P、 S波的到时差选择进行了限定，选取Δt ≤18 s． 由于地震波记录的数据采用数字化记录，判读精度可达到0.02 s以内． 由于Δt的选取范围相对有限，每个符合约束条件的地震计算出的视速度基本代表了距震中约150 km半径区域内的介质平均物性． 图 1a，b分别为汶川地震前后符合限定条件的入选地震和数字地震台站空间分布．和达法假定震源区到地表介质为理想均匀弹性，对于研究5—6级地震，在台站布局不够密集的条件下，上地壳介质的横向不均匀和震源区范围有限，可能会影响源区介质物性变化的识别． 但对于具有300多千米破裂长度的8级汶川地震来说，将龙门山断裂看成研究统一体，研究其物性变化的总体特征，利用多台和达法仍是可行的． 龙门山断裂附近布设有32个地震台站，台站布局相对合理，可基本满足计算的条件．

图 1 汶川地震前后入选的地震和地震数字记录台站空间分布 (a)汶川地震前(2001年1月1日—2008年5月11日);(b)汶川地震后 (2008年5月12日—2010年5月31日). 图例中括号内为入选地震数Fig. 1 Distribution of selected earthquakes and digital seismograph network before and after Wenchuan earthquake (a)Before Wenchuan earthquake;(b)after Wenchuan earthquake. The figure in parenthesis in legend is the number of selected earthquake

2)保证波速计算精度的限定条件. 首先对震相报告中的震相到时数据进行判读误差或人为录入误差的筛选． 筛选的方法按照冯德益(1981)出版的《地震波速异常》一书中对震相数据进行精选的基本步骤，利用平均直线法，设某次地震共有n个台站记录到直达P波和S波，分别计算出两组平均值: 一组是所有台站到时的总平均值t_P和Δt，另一组是所有Δt ≤ Δt 的K个台站的 t_Pk和Δt_k. 选取δt⁰_P≤1.0 s的震相数据作为合格的入选数据，经筛选后再进行最小二乘拟合的计算． 表 1为龙门山断裂带及附近研究区域满足上述限定条件的入选地震数和震相数据总个数． 表中N_s为台站个数，R为波速比的相关系数，γ为波速比的计算误差(冯德益，1981)．

表 1(Table 1)

表 1 龙门山断裂带及附近研究区域空间范围和限定条件的相关参数 Table 1 Related parameters of research area and restriction condition for winnowing data in Longmenshan fault zone and its neighboring area

表 1 龙门山断裂带及附近研究区域空间范围和限定条件的相关参数 Table 1 Related parameters of research area and restriction condition for winnowing data in Longmenshan fault zone and its neighboring area

　　从2001年1月1日—2010年5月31日，搜集到由四川省数字化地震台网和中国地震局地球物理研究所流动地震台网所产出的7417次地震的震相报告，总计震相数据97613对． 从中挑选出计算精度高且同时符合上述计算约束条件的地震2329次，其中震前入选地震411次，震后入选1918次，共得到优质震相数据27289对．图 2a，b，c分别为入选地震v^P/v^S，v^P和v^S的统计分布图，图 3和图 4分别为入选地震v^P/v^S计算误差γ和每个入选地震震相数据个数的统计直方图．由图 2a，b，c可见，上述约束条件可基本保证v^P/v^S，v^P和v^S的计算结果离散度很低． 波速比和视速度的线性拟合相关系数R ≥0.99，具有很好的线性拟合度．由图 3可见，v^P/v^S计算误差γ值88%小于0.04，67%小于0.03．由图 4可见，每个计算v^P/v^S的地震震相个数至少5个以上，82%的地震震相个数达到8个以上，最多的台站到时可达到26个．从表 1中也可看到，所入选的优质地震射线总数达到了27289条，如此优质的震相数据，是研究8级地震极为难得和十分宝贵的．

图 2 龙门山断裂带及附近地区入选地震vP/vS(a)，vP(b)和vS(c)统计分布图Fig. 2 vP/vS(a)，vP(b) and vS(c)of selected earthquakes in Longmenshan fault zone and its neighboring area

图 3 龙门山断裂带及附近地区入选地震 vP/vS计算误差γ统计直方图Fig. 3 Histogram of earthquake number versus deviation γ of calculating vP/vS in Longmenshan fault zone and its neighboring area

图 4 龙门山断裂带及附近地区入选地震 选取的震相数据个数统计直方图Fig. 4 Histogram of earthquake number versus arrival time number in Longmenshan fault zone and its neighboring area

1)波速比v_P/v_S值时间变化特征. 图 5为通过精选的2 329个地震事件波速比v_P/v_S时间变化曲线. 由图 5可见，汶川地震前后，波速比从2007年开始持续偏低，出现了1年半左右的持续偏低过程，但异常幅度并不显著． 2008年开始波速比值升高，直至汶川主震发生． 汶川余震初期地震波速比存在明显增高的阶段，虽然此明显增高和快速降低维持的时间仅为3个月左右，但其增高和降低的过程及幅度是十分显著的． 而震后近2年，波速比快速降低接近震前的平均水平，并稳定在均值水平附近小幅波动． 余震初期伴随波速比明显升高和快速降低，出现一丛明显的M_S5—6强余震的活跃过程，其后波速比变化稳定，强余震活动水平也明显降低． 图 5还表明，由于入选地震满足误差γ <0.05的限定条件，因此入选地震的计算结果具有偏差小和精度较高的特点． 为了减少每次地震路径差异和射线分布不均匀的影响，同时也采用了10次地震滑动平均的方法． 由于每次地震至少具有5个以上震相数据，可保证每个滑动平均的数据所利用的震相数据最少在50个以上，在此精度基础上可基本保证v_P/v_S值随时间变化特征的稳定性和可靠性．

图 5 汶川地震前后龙门山断裂及附近区域地震vP/vS时间变化曲线 虚线为均值线，值为1.669； 绿色线为标准差，值为0.026，蓝色线为 10次地震事件的滑动平均值，红色竖线为每次地震的计算误差γFig. 5 Variation of vP/vS with time in Longmenshan fault zone and its neighboring area before and after main shock Dashed line marks the mean，value is 1.669. Green dotted lines mark the SD，value is 0.026. Blue curve denotes moving average over 10 events， and red bars show deviation γ

2)P、 S波视速度时间变化特征. 图 6a，b为通过精选的2 329个地震事件的视速度v_P和v_S时间变化曲线(图中虚线为均值线， _P=5.815， _S=3.485)． 从图中可见，汶川地震前后P、 S波视速度的时间变化从2004年下半年开始，同步逐渐降低，且降低幅度比较显著，降低过程基本持续了4年左右的时间． 2008年开始P、 S波视速度开始同步快速升高，直至汶川主震发生． 主震发生后，波速基本稳定在相对偏高于平均水平的基础上波动． 从图中还可看出，视速度随时间变化在汶川地震前可分为2001年1月—2004年5月和2004年6月—2008年5月11日两个差异明显的阶段. 本研究将前者视为震前波速正常时段，将后者视为震前波速异常时段． 由于四川省数字化地震台网从2001年开始运行，如果补充2000年以前的模拟台网数据，台网密度的差异较大，无法保证其间具有理想的数据一致性． 利用大量的余震数据，虽然也存在震前和震后介质物性改变的影响，但震后震源区积累能量的充分释放与震前基本正常阶段的应力状态大致接近，震后波速比增高 后随着余震活动的逐渐减弱，很快恢复到平均水平，利用震后的波速平均水平也可作为震

图 6 汶川地震前后龙门山断裂及附近区域视速度vP(a)和vS(b)时间变化曲线 虚线为均值线，蓝色曲线为10次地震震件的滑动平均值Fig. 6 Variation of vP(a) and vS(b)with time in Longmenshan fault zone and its neighboring area before and after mainshock Dashed line marks the mean，blue curve denotes moving average over 10 events

前正常段波速水平的一种约束． 从2001年—2010年这11年波速变化的整体特征看，在龙门山断裂上2004年6月—2008年5月11日间，不论P波还是S波视速度，均表现出同步降低—持续低值—快速回返的异常特征，该异常变化过程是显著的． 震后P波和S视速度在余震频繁活动的初期，P波速度出现快速系统升高，而后随时间的变化基本稳定； 但S波速度则在余震活动初期仅维持平均水平，而后在余震活动逐渐减弱段，波速逐渐上升到高于平均状态，随时间逐渐变化稳定. 在余震后期S波速度总体水平与P波相同，在高于总体平均的水平上稳定波动． 由于P波和S波在余震发生初期变化不同步，因此波速比在余震初期的近2个半月出现明显冲高的变化过程． 但此过程随着余震活动的衰减，很快降低，波速比在恢复到平均水平后稳定小幅变化． 从波速变化整体特征上看，震前波速显著降低，震后波速系统升高．

3)多地震联合测定波速比v_P/v_S和视速度的时间变化特征. 利用单次地震计算波速比和视速度，由于需要满足P波和S波的到时差Δt ≤18 s，因此一部分到时差大的数据被舍弃； 满足条件的震相数据中，由于个别震相数据偏差较大，会导致计算结果的误差增大，因此该地震也被作为不能入选的地震被舍弃，同时也舍弃了其中精度好的震相数据． 为改善和提高计算结果的稳定性，本研究在多台和达法计算的基础上，采用多地震联合测定法可有效地增加线性拟合计算的到时数据总个数，以提高计算结果的稳定性和降低误差． 该方法是将时间相邻的数次地震的走时合并为一次联合地震事件，对联合的到时数据用同样的选择条件，对到时数据进行离差程度的筛选，而后利用经筛选的到时数据进行相关系数和误差计算，选择满足计算限定条件的联合地震，入选的联合地震时间按地震组中最后一次地震的时间代表该组地震的发生时间． 图 7为5次地震事件联合计算的v_P/v_S时间变化曲线. 图 8a，b为5次地震联合计算得到视速度v_P和v_S时间变化曲线．

图 7 汶川地震前龙门山断裂及附近区域5次地震联合计算的vP/vS时间变化曲线 虚线为均值线，值为1.670; 绿色线为标准差，值为0.016； 蓝色线为10次联合地震 事件的滑动平均值； 红色竖线为每组联合地震的计算误差γFig. 7 Variation of vP /vS with time in Longmenshan fault zone and its neighboring area before Wenchuan earthquake for 5 events combined determination. Dashed line marks the mean， value is 1.670.Green dotted lines mark the SD，value is 0.016.Blue curvedenotes moving average over 10 events. Red bars show deviation γ

图 8 汶川地震前龙门山断裂及附近区域5次地震联合计算的vP(a)和vS(b)时间变化曲线虚线为均值线，蓝色线为10次联合地震事件的滑动平均值Fig. 8 Variation of vP(a) and vS(b)with time in Longmenshan fault zone and its neighboring area before Wenchuan earthquake for 5 events combined determination. Dashed line marks the mean，blue curve denotes moving average over 10 events

表 2为取地震联合数分别为1次和5次时计算的有关参数对比． 从表 2中可见，与单次地震计算结果相比，取5次地震联合计算使得优质震相数据的利用率提高，由40%升为 55%，入选总的震相数据由3 494对增加到4 838对，入选地震数由378个上升到650个，地震利用率由57%提高到98%． 对比图 5、 图 7和参见表 2可见，由5次地震联合，参与计算的到时数据量和地震利用率明显增加，有效地提高了参与线性拟合计算的震相个数，计算结果的误差降低了一倍，波速比和视波速变化的稳定性明显提高． 对比图 6a，b和图 8a，b，可更为直观地看到视速度计算结果的稳定性明显提高，视速度异常变化过程也更为清晰和稳定． 2004年下半年至2007年年底，P波和S波视速度同步逐渐缓慢降低，这种降低具有一定的持续性和阶段性．

表 2(Table 2)

表 2 不同地震组联合测定的限定条件与相关参数对比 Table 2 Restriction condition and related parameters deduced from 1 or 5 earthquakes

表 2 不同地震组联合测定的限定条件与相关参数对比 Table 2 Restriction condition and related parameters deduced from 1 or 5 earthquakes

图 9 汶川地震前正常时段(a)和异常时段(b)入选地震与记录台站之间的射线空间覆盖Fig. 9 Sketch of ray paths from selected events to stations for normal period(a) and abnomal period(b)before Wenchuan earthquake

本研究也调查了四川数字地震台网的运行情况． 2001年—2008年期间，地震定位模式没有发生改变，台网运行稳定． 2006年7月前后有所变化. 2006年7月前，定位选取的震相数据以模拟台网数据为主； 2006年8月后，以数字台网为主； 2008年开始全部使用数字化地震数据． 从图 5—8中波速比和波速的时间变化特点看，没有发现震前模拟台数据和数字台数据的转换对计算结果产生的影响． 汶川地震前，2001年—2006年7月，龙门山断裂附近的台站工作状态稳定； 2006年8月后，在龙门山断裂附近台站有所加密； 2008年地震后，龙门山断裂附近台站增加较多． 震后波速比增大不仅可能与震后介质物性的改变有关，也可能有台站增多的影响因素．

5)利用重新精定位结果考察视速度异常的可靠性. 本研究在计算P波和S波速度值时，主要使用的是台网震相报告中给出的震中距和直达P波和S波的到时． 定位方法的改变和速度结构的调整，可能也是影响波速值系统变化的原因之一． 虽然调查了台站运行状态是基本稳定的，但为了防止速度模型的微调也可能对速度的计算结果产生影响，因此对汶川地震前的震相数据统一利用双差定位法进行了重新精定位． 在重新精定位的数据基础上，又重新计算了龙门山断裂带的P波和S波速度值． 由于重新定位后可以利用深度值，因此计算得到的速度结果为P波和S波的速度值． 计算的约束条件为： N_s≥4，R ≥0.99，Δt ≤16 s，γ ≤0.05． 图 10为重新精定位后的v_P/v_S时间变化曲线. 图 11为重新精定位后 的v_P和v_S速度值时间变化曲线. 由图 10和图 11可见，汶川地震前，在龙门山断裂的汶川主震附近地区，仍可看到与前面结果极为相似的震前P波和S波的速度值由正常—降低—恢复变化过程． 地震选取范围： 30.5°N—32.5°N，102.5°E—104.5°E． 精定位的结果表明，P波和S波的速度值在汶川地震前存在明显的降低过程，由于使用统一的定位模式，整个时间段内不存在定位模式改变的影响． P波和S波的速度值异常起始时间开始于2003年，异常开始恢复时间为2007年，与未精定位的结果在波速异常开始和结束时间上存在一定的差异． 从精定位后的波速比计算结果可以看到，在汶川地震前1年半左右，波速比也存在相对明显的降低—恢复的过程． 精定位的结果与前面展示的未经精定位的结果相比，在波速异常开始和恢复的时间上存在一定的差异. 其原因可能是由于可精定位的地震总数减少，符合计算条件的入选地震(N_s=108)明显少于未精定位的入选地震数(N_s=378). 在时 间 的覆盖上相对稀疏，加上不同地震计算值的波动，可能对计算结果的一致性产生一定的影响. 但变化的总体特征是相对一致的． 由此可见，重新精定位的计算结果，再一次证实了波速异常是可能存在的．

图 10 汶川地震前龙门山断裂及附近区域重新精定位后入选地震vP/vS时间变化曲线 虚线为均值,绿色线为标准差，蓝色线为10次入选地震的滑动平均值，红色线为计算误差γFig. 10 Variation of vP/vS with time after hypocenter relocation before mainshock in Longmenshan fault zone and its neighboring area Dashed line marks the mean，green dotted lines mark the SD，blue curve denotes moving average over 10 events，red bars show deviation γ

图 11 汶川地震前龙门山断裂及附近区域重新精定位的入选地震 计算的vP(a)和vS(b)速度值时间变化曲线 虚线为平均值，蓝色线为10个入选地震的滑动平均值 Fig. 11 Variation of vP(a) and vS(b)with time after hypocenter relocation before mainshock in Longmenshan fault zone and its neighboring area Dashed line marks the mean，blue curve denotes moving average over 10 events

综上所述，不论是P波和S波视速度同步显著降低，以及精定位后得到的P波和S波速度的同步降低，都很可能真实地反映了汶川8级地震前，在主震附近的龙门山断裂带上，地壳中上层的整体受力状态和介质物性特征发生了显著的改变. 其中可能含有8级巨大地震前，震源附近部位整体受力状态和介质物性环境时间变化过程的重要信息． 3 讨论与结论

1)龙门山断裂及其附近地区，在汶川地震前后所表现出的视速度随时间变化具有明显的时段性． 龙门山断裂附近地区在震前存在4年左右较长时间的P波和S波视速度明显降低过程，视速度低值异常在震前约半年开始快速恢复，在恢复到平均水平后主震发生，主震发生后视速度在平均值附近波动． 与视波速的变化特征比较，虽然波速比也存在2年多的降低过程，但幅度小且异常持续时间短，与正常波动变化相比并不显著． 上述现象可做如下解释： 对汶川8级地震的发震机制、 地质构造、 形变观测等大量研究表明，汶川地震从构造动力学分析，是由于印度板块向欧亚板块碰撞导致应力在欧亚板块内传递，由此引起松潘—甘孜地块向东南方向逃逸，与四川盆地的扬子地块产生“追尾”碰撞. 龙门山断裂为上述动力环境下的逆冲推覆构造带，汶川8级地震为映秀—北川大断裂的复活和新生破裂(李忠权等，2008)． 这种西推东挤的双向作用，导致龙门山断裂一直处于高度的闭锁状态，构造活动的形变量很低． 强烈和长期的双向推挤作用，可能使得闭锁状态的龙门山断裂的介质泊松比变化较小，因此波速比变化很小，但介质的密度或者受力状态却可能发生了显著改变． 随着介质密度或受力状态的改变，同时微裂隙也在断裂带附近逐渐加速发育和集中，为快速的破裂解锁创造了有利条件． 目前本研究还不知道震前波速短期快速上升阶段在地壳的中下层可能发生了什么改变． 导致快速解锁的机制不仅有上层水介质的作用，更可能来源于壳幔部位热环境或电磁结构的突变． 该问题是本研究需要进一步深入探讨的重要科学问题之一．

由此也可能表明，汶川巨大地震前的中期阶段，在孕震区附近的断裂带，由于其处于高度闭锁状态，先期表现主要特征是高应力积累环境下所导致的介质密度或杨氏模量变化，且最为突出； 但随着微裂隙的发育，活跃的水介质的逐渐渗入，使得微裂隙产生膨胀. 此阶段P波和S波的视速度变化的差异性增大且同时快速回升，泊松比的变化也开始增加，由此进入发震的中短期．

S波视速度与P波视速度在经历了余震初期反向变化后，在余震中后期基本稳定在高于均值的水平以上波动，具有震前低、 震后高的明显差异性变化特征． S波视速度与P波视速度震前明显降低，很可能与龙门山断裂在震前巨大和长期的挤压下导致其介质密度明显增加有关． 而震后的波速一定程度的升高，可能反映了龙门山断裂震后长期积累的巨大能量快速释放阶段，断层介质在进一步充分破裂贯通的过程中，介质密度相应降低，导致波速相应系统升高．

2)根据四川地区在汶川巨大地震前后的视速度异常空间分布，震前低值区范围至少在400 km以上，波速低值异常的大空间尺度和较长持续时间，可能是巨大地震发生区域和时间判定的重要参考依据． 在冯德益教授《地震波速异常》一书中介绍了我国1974年5月云南大关7.1级地震，震前波速比从1966年开始下降，1972年底回升，异常时间6年左右； 1975年2月辽宁海城7.3级地震，震前波速比至少在震前4年开始下降，震前10个月恢复，波速比异常4年左右； 1976年7月河北唐山7.8级地震，波速比在1970年前就开始异常，1976年2月前后恢复，4个月后发震，波速比异常至少6年左右． 由此可见，对于7级以上大震，波速比异常的时间可能在4—6年左右(冯德益，1981)． 汶川地震则不同，大震前的视速度异常大致持续4年左右时间，波速比异常并不突出，仅有1—2年的小幅变化． 根据地震波弹性理论分析，波速比仅与泊松比相关. 由于泊松比的物理意义是介质横向缩短与纵向长度伸长之比，因此波速比反映的是地壳形变特征(公式(3))． 而波速所反映的介质弹性参数除泊松比外，还包括介质密度或杨氏模量(公式(1)、(2))，含有的介质弹性特征更为丰富． 汶川地震前波速比异常不突出，但视速度变化显著的特殊性，可能与汶川地震特殊的构造环境和受力方式相关． 不论是波速比还是波速变化，都反映的是地壳介质弹性特征的改变，异常持续时间在4年以上，可能是判断未来地震强度超过7级的重要参考依据．

3)通过地震波速提取和监控地下介质物性的变化，对深入认识巨大地震的发震机理和演化过程，以及探索预测途径具有重要意义．

对许绍燮院士、 朱传镇教授和许忠淮教授给予本研究的悉心指导和帮助表示衷心的感谢．