0 引言

中国地震台站定点地电阻率观测采用固定极距和位置的方式，连续观测地下一定体积范围内介质电阻率随时间的变化和空间分布特征，应用于地震孕育和发生过程的监测。经过50多年的探索和实践，地电阻率已经发展成为中国地震地球物理场观测的重要分支之一。基于地电阻率观测开展震情分析的首要工作，是从观测数据中识别出超过正常背景变化范围的异常变化、或有别于正常变化特征的异常形态。地电阻率观测值是测区地下探测范围内介质电阻率的综合反映，与此同时，观测系统的稳定性和测区电磁环境也会对观测造成影响(钱家栋等，1985；国家地震局预测预防司，1998；汪志亮等，2002)。进行震情跟踪分析时，主要关注测区地下介质在构造应力作用下诱发微裂隙活动引起的电阻率变化(Brace，1975；Mjachkin et al，1975；杜学彬等，2007；杜学彬，2010；中国地震局监测预报司，2010；解滔等，2018、2020)，而其他因素导致的地电阻率变化应予以排除。

地电阻率观测曲线通常是多种变化形态叠加的结果，且一些非地震异常变化与地震前异常变化形态较为相似，给地震异常分析增加了不确定性。因此，认识观测中常见变化形态产生的原因，将有助于在分析过程中排除非地震异常变化。中国地电站网在50多年的观测过程中，积累了有关各类变化形态的大量观测资料，并对其变化原因开展了相关的实验、对比观测、震例总结和理论分析(钱复业等，1982；国家地震局预测预防司，1998；张金铸等，1983；赵玉林等，1983、2001；钱家栋等，1985；杜学彬等，2000b；汪志亮等，2002；解滔等，2020)。本文结合地电阻率观测的基本原理、地电学科多年的研究成果和异常核实工作，尝试对观测中常见变化形态产生的原因进行回顾性总结和分析。

1 地电阻率变化形态

地电阻率观测中常见的变化形态有阶跃、年变、日变化、高频扰动、长趋势下降/上升、加速下降/上升、年尺度持续性下降/上升变化等。阶跃变化在整点值或日均值曲线上表现为相邻两个相对稳定状态之间幅度较大的下降或上升(图 1(a))，且通常在极短的时间内完成(相邻两个时次至数天)，有时曲线上的大幅度阶跃由数个次级阶跃组成。年变化表现为大致具有年周期的上升和下降(图 1(b))，有时年变形态会出现畸变(幅度增大、减小甚至消失、形态反向、相位偏移)。日变化则表现为大致具有日周期的上升和下降，有些观测站则是每日相对固定时段观测值具有不同的形态(解滔等，2019)。高频扰动表现为快速的波动变化(图 1(c))，幅度明显大于正常变化范围，且单时次观测的均方差通常较大。长趋势变化表现为持续数年的持续性上升或下降，且年变化形态相对稳定(图 1(d))，在某一年份发生趋势转折，进入另一稳定形态的趋势变化。加速变化表现为相对于原有变化速率，持续数天至数十天的持续性快速下降/上升(图 1(e))。年尺度持续性变化表现为持续数月至两年左右的持续性下降/上升，且变化幅度超过正常背景动态变化范围，并伴有年变形态畸变或消失(图 1(f))。

2 变化原因分析

地电阻率观测采用对称四级装置，一个观测站通常在地表布设2~3个不同方向的测道(图 2)，供电极距AB为数十米至2.4km。目前，部分观测站采用井下观测方式，水平测道的四个电极大致位于同一深度，部分井下观测布设垂直测道，四个电极沿深度方向排列。

观测时由供电电极A和B向地下供入直流或低频交流电流I，在测量电极M和N之间测量电位差ΔV。单次测量中，A和B其中一个为正极，另一个为负极。目前，地电阻率每小时进行一次观测，单时次观测通常进行5~10次测量，每次测量采用正反向供电的方式，从测量电位差中消除自然电位差ΔV_n并得到供电电流引起的电位差ΔV_c=ΔV-ΔV_n，之后采用公式ρ_a=K·ΔV_c/I计算地电阻率观测值，式中K为观测装置的装置系数，由四个电极的相对位置确定，量纲为长度(米或千米)。对于该5~10次的地电阻率观测值，剔除明显错误数据后取其均值作为该时次最终的观测值，并计算单时次观测的均方差。

从地电阻率观测的计算公式可以看出，观测值由装置系数K、供电电位差ΔV_c和供电电流I三个因素确定。在连续观测过程中，电极埋设之后通常是固定不动的，装置系数K也保持不变。但是，有时为了避让一些特殊的干扰因素，会对电极位置进行移动，进而装置系数K也会发生变化。依据观测原理，稳恒电流供电时电流强度I并不影响观测值。但是，当由于观测系统原因导致供电电流不稳时，会对观测造成影响。在单次测量的数秒内，自然电位差可视为不变。因此，除观测系统供电电流之外，一切对测量电位差ΔV造成影响的因素，也都将对观测值造成影响。这些因素可归结为两类，一类具有电流性质，另一类则改变测区浅表电性结构。

2.1 阶跃变化

阶跃变化因其变化幅度大且时间短，从观测曲线上可以直观地予以识别，其影响因素也是短时间内出现的。

测区内铺设金属管网时，会改变浅表电性结构，导致供电时电流场分布的改变(解滔等，2013a；石富强等，2014)，引起观测数据出现同步的阶跃变化(图 3(a))。金属管网产生的干扰与其长度、方位、位置以及横截面积密切相关，平行于测线铺设的金属导线影响最为显著，斜交或垂直铺设则影响相对不显著，离测线或电极越近，影响幅度越大(汪志亮等，2002)；位于供电电极和测量电极之间时引起上升变化，位于其余区域时引起下降变化(解滔等，2015)。测区内出现相对稳定的漏电时，会在测量电极之间产生相对稳定的附加电位差，进而引起阶跃变化，漏电干扰形态和幅度主要受电流性质和漏电点与观测装置的相对位置控制(金安忠等，1990；张国苓等，2017)。图 3(b)为腾冲台2014年受干扰情况，每日约8时30分出现阶跃下降，17时恢复，与上班作业时间吻合，经异常核实调查发现为测区附近漏电干扰所致。电极移动位置之后，电极之间的相对位置发生变化，导致装置系数K发生变化，或者由于极距的变化，导致深度探测范围的改变，也会引起阶跃变化。图 3(c)为嘉峪关站为避让测区内新建公路而移动电极之后引起的阶跃变化。降雨会在短时间内引起浅表介质电阻率大幅下降，尤其是在中国北方地区的一些观测站，如新疆柯坪、河北昌黎、阳原等观测站，春夏两季或两次降雨之间由于蒸发作用浅表土层较为干燥，降雨往往会引起阶跃变化(张国苓等，2019)。在大地震发生时，近震中区域震前积累的应力应变快速释放，观测站有时会记录到地震发生前后两个时次观测值之间的“准同震”的阶跃变化(图 3(d))。此外，在部分地震的临震阶段，有时也会出现较为显著的阶跃变化，可能反映临震阶段应力场的加速调整(汪志亮等，2002)。

2.2 年变化

从单个测道的角度，地电阻率年变化有“夏低冬高”和“夏高冬低”型两种形态。从观测站的角度，则存在三类年变化：正常年变，同一台站所有方向观测均为“夏低冬高”型(图 4(b))；反常年变，同一台站所有方向观测均为“夏高冬低”型(图 4(c))；相反年变，同一台站不同方向观测年变形态相反(图 4(d))。多极距观测结果和理论分析已经证实，年变化是由于浅层数米以内介质电阻率的季节性变化引起的(金安忠，1981；赵和云等，1987；薛顺章等，1994)。中国多数观测站供电极距AB为1000m左右，测区内降雨和温度变化可视为均匀影响，浅层介质可简化为一层，其电阻率出现整体性的季节性变化，春夏季节由于降水增加和温度上升，浅表介质电阻率呈现下降变化，进入秋冬季节后降水减少、温度下降，浅表介质电阻率呈现上升变化。在影响系数理论框架下，这三类年变化的形成机理已经得到认同。正常年变和反常年变观测站地下介质电性结构大致可视为水平层状，在浅层影响系数为正的台站，观测值出现“夏低冬高”型正常年变，而浅层影响系数为负的台站则记录到“夏高冬低”型反常年变(Lu et al，2004)。相反年变类型的观测站，测区地下电性结构存在较为明显的倾斜或横向不均匀，导致不同测道对相同的浅表介质电阻率变化呈现相反的响应(解滔等，2013b、2014)。

此外，测区内出现的干扰源会对年变化形态造成较大的影响。嘉峪关站2017年测区内铺设金属水管，在引起两个测道观测值大幅度阶跃下降变化的基础上，导致NE测道之后观测曲线年变幅度的大幅度增加(图 5(a))，以及NW测道年变幅度的大幅度减小(图 5(b))。年变幅度增大、减小甚至消失，也是地震前兆异常的重要变化形态，在中强地震前多次重复性出现(钱家栋等，1985；国家地震局预测预防司，1998；杜学彬，2010)，图 5(c)、5(d)为宝昌台在1998年张北M_S6.2地震前的年变畸变异常，年变化形态几乎消失。

在地电观测中，测区浅表局部范围内出现的环境干扰源称为局部电性异常体，除了对观测产生即时静态的影响外，随着浅表介质电阻率的变化，影响幅度也会出现相应的动态变化。静态影响特征与其电学属性和位置有关，受三维影响系数分布控制(解滔等，2015)。局部电性异常体的电阻率明显低于或者高于浅表介质电阻率时，影响幅度的动态变化特征表现为，浅表介质电阻率降低时影响幅度增大，浅表介质电阻率升高时影响幅度降低。影响幅度的变化将叠加在正常的年变曲线中，并引起年变形态相对于受干扰之前产生畸变。图 6为针对H型(图 6(a)、6(c))和K型(图 6(b)、6(d))两种电性结构，采用有限元方法计算电阻率不同取值时的同一局部电性异常体，影响幅度随第一层介质电阻率变化的动态演化特征。图 6(a)电性结构下，第一层介质影响系数B₁为正，对应“夏低冬高”型年变形态；图 6(b)电性结构下，第一层介质影响系数为负，对应“夏高冬低”型年变形态。两种电性结构下，局部电性异常体影响幅度的动态变化特征基本是一致的。

依据三维影响系数分布，在地表供电电极和测量电极之间的两个椭圆区域，影响系数为负，该区域内的低阻干扰源将引起上升变化，高阻干扰源则引起下降变化；其他区域影响系数为正，低阻干扰源将引起下降变化，高阻干扰源则引起上升变化(解滔等，2015)。因此，不同年变形态的测道、干扰源的低阻/高阻性质、干扰源相对于测道的位置，三者的不同组合将引起年变幅度的增加或减小，进而引起年变形态畸变现象(解滔等，2016)。

2.3 高频扰动

不稳定的漏电是引起地电阻率高频扰动的常见原因。图 7(a)为通州站受地铁影响的观测曲线，地铁运营采用轨道供电的方式，漏电强度和位置随时变化，运营期间对观测造成不稳定的干扰，夜间停止运营之后观测数据区域平稳。图 7(b)为代县站受测区内高压输电线路影响产生的高频扰动，输电线路本身对铁塔是绝缘的，但输电线路为了避雷，在每个铁塔之间用金属导线直接相连，对地形成回路。在北方空气较为干燥，空气流动时大气中的颗粒与避雷线摩擦产生不稳定的静电，并源源不断地通过铁塔注入测区，形成不稳定的漏电干扰。观测线路老化后绝缘性变差或者连接处绝缘性差，易造成观测系统本身漏电干扰，图 7(c)为柯坪站受观测线路不绝缘的影响。此外，还有许多其他形式的不稳定漏电因素，如工农业用电、测区附近的电气化作业、变电站、观测室内漏电等等。观测系统中设置供电时间过短，造成供电不充分，测区还未建立稳定的电流场，易产生扰动变化(图 7(d))。

在临震阶段有时会出现高频扰动的临震异常(图 7(e)、7(f))，可能反映临震阶段测区电场的不稳定变化(杜学彬，2010)。据相关专家和观测站人员回忆，在采用DDC-2型模拟仪器进行观测时，在大地震前数天内出现过电位计指针来回摆动不稳定的现象。

2.4 快速变化

属于干扰性质的地电阻率快速变化，通常是由测区内或附近区域短时间内较为快速且持续性发展的因素引起的。2020年8月，平凉站附近出现多次强降雨，降雨量显著大于往年同期，造成观测值的快速下降(8(a))。乾陵站在2020年7—8月也出现多次强降雨，观测值也同步出现快速下降(图 8(b))。对于一些较为干旱地区的观测站，在每次降雨引起阶跃变化之后，由于气候干燥蒸发量高，测区浅表土层内的水分快速蒸发，也会造成观测值的快速变化，新疆柯坪站夏季每次降雨之后均出现此类变化。图 8(c)为通州站地表观测2018年受干扰时的大幅快速下降，首都环线高速建设经过测区，测区附近区段采用架桥的方式，桥墩为钢筋混凝土结构，钢筋部分直接与地相连。2018年3—6月，先开始铺设钢筋混凝土结构的桥墩，再陆续将各个桥墩相连铺设桥面，构成对地的回路，尤其是5月下旬至6月期间整个桥面即将完全连通的阶段，观测数据出现了大幅度的快速下降。此外，还有一类如图 1(e)所示的较为特殊的情况，宝昌台测区内和附近区域2009年11月19—28日陆续埋深光纤，并同步埋入裸露钢缆用于避雷，埋设深度约0.8m，观测数据出现快速下降变化；随后由于温度的快速下降，浅表土层进入冻土阶段，观测数据恢复至无干扰状态，2010年随着气温的上升，浅表土层逐渐解冻且温度随之上升，钢缆所在深度土层的电阻率快速下降，干扰幅度也快速增大，叠加在原有年变形态之上造成观测值再次出现快速下降变化(解滔等，2013a、2016)。

部分大地震前震中附近区域观测站也出现过临震加速异常变化，图 8(d)为1976年松潘—平武M_S7.2双震前武都站的短临加速下降异常，图 8(e)、8(f)则为1976年唐山M_S7.2地震前昌黎站两个测道的短临加速下降异常，两次地震发生在地电阻率观测曲线的极小值点，地震发生之后观测值快速回升进入震后恢复阶段(Lu et al，2016)。此外，松潘—平武地震前松潘和礼县两个观测站也出现类似的加速下降异常，但持续时间仅2~5天，地震发生在极小值之后的恢复阶段(杜学彬等，1993)。唐山地震时昌黎站同时具有地电阻率和水位观测，震前临震阶段水位出现上升变化，图 8(e)、8(f)中的快速下降似乎与水位有关。但是，地震发生之后的半年内，水位几乎保持不变，期间地电阻率则呈现持续性的恢复上升变化，这也说明震前的短临异常并不是水位上升引起的(杜学彬等，1999)。

2.5 年尺度持续性变化

具有干扰性质的年尺度持续性变化，通常由测区内或附近区域持续性发展的干扰因素引起(Lu et al，2004)。图 9(a)、9(b)为甘肃临夏站受干扰情况，2009年开始在NS测道南供电极和南测量电极之间开始动工修建粮油市场和仓库，随后施工规模扩大；在EW测道西供电极和西测量电极之间挖土供砖厂烧制，2010年挖土区域扩展至距离西供电电极约2m处。粮油市场和仓库建设在地表挖土后建设有混凝土地下室，较原有土层介质，施工区域内介质电阻率升高。砖厂土坑开挖后的区域为电阻率可视为无穷大的空气介质，与之前土层介质相比该区域电阻率升高。两个干扰源的位置均位于影响系数为负的区域，将引起观测值的下降变化。异常核实工作组开展了实验分析，结果认为干扰幅度和观测数据实际下降幅度相当(解滔等，2015)。

年尺度持续性变化是地震前地电阻率中短期异常的主要形态(图 9(c)、9(d))，邻近震中的观测站能够完整地记录到震前中短期下降—短临加速下降—准同震阶跃—震后恢复的变化过程。这些现象说明地电阻率异常变化与地震之间可能存在“介质变形-电阻率变化”机制上的联系，在地震晚期孕育阶段，震源区及附近区域处于较高的应力-应变水平，并诱发地下浅层范围内介质的微裂隙活动，进而引起介质电阻率变化；在这一过程中，震中周围地电阻率的下降、上升异常变化，与观测站所在区域的介质变形特征有关，且地电阻率各向异性变化与地震最大主应力方位有关(钱复业等，1982；国家地震局预测预防司，1998；钱家栋等，1985；赵玉林等，1996；杜学彬等，2007；杜学彬，2010；解滔等，2018、2020、2022)。

2.6 趋势变化

震例分析结果表明，地电阻率趋势变化和趋势转折变化与观测站附近中强以上地震之间无较为显著的对应关系(杜学彬等，2000a)。地电阻率观测直接测量电压信号，没有传感器将物理量转换为电信号的中间过程，定期对观测系统进行标定，观测系统具有长期稳定性。1989年1月—1990年12月，黑龙江绥化站在原有地电阻率观测的测区内新布设电极位置、极距几近相同的观测装置，新旧两套装置观测的趋势变化一致，说明趋势变化与观测系统无关(赵和云，1994)。

为分析长趋势变化可能的且较为统一的变化机理，已有研究结合岩石应力加卸载实验，定性分析结果认为地电阻率长趋势变化和区域应力场的积累有关，趋势变化的转折与应力场的调整有关(赵和云，1994；杜学彬等，2000a；沈红会等，2017)，但目前还缺少定量的数据和理论支撑，未取得一致认同的结论。部分观测站的趋势变化和水位之间没有对应关系(图 10(a)~10(c))，也存在部分观测站的趋势变化和水位之间存在较好的对应关系(图 10(d)~10(f))。地电阻率长趋势变化是否具有统一的变化机理，或者不同观测站的具有各自的变化机理，还有待进一步的研究。

2.7 各向异性变化

地电阻率各向异性变化是针对同一观测站两个以上的测道而言的，在同一时间段内不同测道具有不同的变化幅度。当其中某些测道受到上述不同类型的干扰出现变化，而其余测道未受干扰时，或者不同测道受到相同干扰源或不同干扰源的影响出现差异性变化时，就会出现非地震原因引起的各向异性变化。

在地震晚期孕育阶段，震源区及附近区域的高应力-应变水平可能引起浅层介质的微裂隙活动，该区域内地电阻率的各向异性异常变化，可作为与构造应力存在关联的一项依据。地电阻率各向异性异常变化与震源机制解最大主压应力方位关系密切，垂直或近垂直于主压应力方位的测道具有最大的变化幅度，平行或近于平行方向的测道变化幅度最小或无明显变化，斜交方向介于二者之间(赵玉林等，1995；钱复业等，1996；杜学彬等，2007)。该变化特征与岩石物理实验、野外原地实验和含裂隙介质电阻率模型理论分析结果给出的地电阻率各向异性变化是一致的(赵玉林等，1983；陈峰等，2003、2013；解滔等，2020)。

岩土力学实验和理论研究显示，对于初始含裂隙的介质，在低围压和压应力的持续作用下，新生裂隙不断产生，介质的破坏将大致沿着最大压应力方向进行，这是介质内微裂纹扩展、聚合和相互作用的结果(李新平等，2002；张恒等，2015；张志强等，2020)。地壳浅层介质中含有较多的裂隙，其排列和扩展受应力作用的控制，微裂隙系统通常沿最大主压应力方向优势展布(Crampin et al，1984)，引起地震前地电阻率的各向异性异常变化。

2008年汶川M_S8.0地震前，成都站、江油站和武都站距主破裂区分别约为35km、30km和110km。江油站N70°W测道震前出现约1.5%的下降变化(图 11(a))，N10°E测道震前未出现下降变化(图 11(b))；成都站N58°E测道震前下降幅度约7%(图 11(c))，N49°W测道震前未出现下降变化(图 11(d))；武都站N54°W测道震前上升幅度约为2.9%(图 11(e))，N85°E测道震前未出现上升变化(图 11(f))。龙门山断裂带和青藏高原东北缘属于挤压构造区域，据断层虚位错模式的计算结果，成都站和江油站位于震前挤压增强区域，与下降变化特征符合；武都站位于相对膨胀区域，可视为原有挤压作用的相对卸载，与上升变化特征符合(图 11(g)、11(h))。据主震的分段震源机制解(图 11(i))，成都站附近区域P轴方位为N51°W，江油站附近为N5°W，最北段区域为N85°E(张勇等，2009)。成都站N58°E测道与P轴夹角为71°，N49°W测道与P轴近于平行；江油站N70°W测道与P轴夹角为65°，N10°E测道与P轴大致平行(解滔等，2018)。武都站N54°W测道与P轴夹角为41°，N85°E测道与P轴平行。由此可见，这三个观测站在地震前的中短期各向异性异常变化特征与图 11(h)的实验结果是一致的。

此外，1976年唐山M_S7.8地震前2个月内的短临阶段，昌黎站NS测道出现加速下降变化，幅度约5%，而EW测道在震前半月才开始加速下降，幅度约3.8%(图 8(e)、8(f))。这种快速的各向异性变化，可能反映断层预滑引起的主应力方向变化(赵玉林等，1995)。

3 结论

本文结合地电学科多年的研究成果和异常核实工作，对地电阻率观测中阶跃、年变化、高频扰动、快速变化、年尺度持续性变化、趋势变化以及各向异性变化的形态特征和一些能够引起这些变化的常见原因进行了分析。地震前中短期异常通常表现为年尺度持续性下降/上升、年变畸变，并出现各向异性变化；短临阶段可能会出现快速变化、高频扰动、阶跃变化，而这些变化均可能是由不同形式的观测环境或观测系统等因素引起的干扰变化。因此，在观测数据出现这些异常变化时，及时开展异常核实工作排除可能的干扰变化，是进行异常分析和震情跟踪的重要内容。