地电阻率是一种重要的地震中短期预测的观测手段，综合反映了观测区范围内地下介质电阻率的变化情况^[1-2]。近年来，随着经济的高速发展，地表地电阻率观测场地受到了严重干扰。为了有效抑制地表干扰对地电阻率观测的影响，从2008年起，大柏舍、天水台、平凉台、合阳台、河源台、江宁台等多个台站实施了井下地电阻率观测实验^[2-4]，并开展观测系统和数据分析，通过研究发现井下地电阻率观测和地表观测数据变化幅度及背景变化形态不同^[1]。相关的观测数据分析表明，井下地电阻率观测可以有效地抑制地表干扰，其观测精度高于地表地电阻率观测^[4-6]，并初步探索了井下地电阻率观测地震异常的分析方法和判别依据^[1,7-8]。通过地电阻率影响系数理论分析地表地电阻率、井下地电阻率对浅层干扰的抑制作用，得出井下地电阻率观测的抗浅层干扰能力优于地表观测^[9-10]。

视电阻率影响系数理论表明，地电阻率变化情况可视为该观测区不同分层介质电阻率变化的加权，通过分析各层介质影响系数随电极埋深和观测极距的变化，不仅能够从机理上解释地表地电阻率呈现的季节性变化形态和趋势性变化，还可以对井下地电阻率观测系统供电极距、电极埋深的数值计算提供依据^[11]。由于井下地电阻率观测和地表观测数据变化幅度及背景变化形态区别显著，地震异常分析方法和判别依据有待进一步研究^[1]。本文对阳原地震台（以下简称阳原台）井下地电阻率观测装置进行了简要介绍，运用视电阻率影响系数理论，分析该区域层状电性结构各层影响系数随电极埋深和不同观测极距的变化情况。通过讨论井下观测受降雨、气温干扰情况，总结阳原台井下地电阻率观测曲线变化特征，以期为井下地电阻率观测资料分析提供参考。

阳原台始建于1975年，位于河北省阳原县西北1 km北关村内，地势平坦开阔，台站南面100 m为液化气站，1 km处为大秦铁路。台站地处新生代山西断陷区阳原盆地中，阴山-燕山和太行山两大构造交汇处，桑干河断裂附近。该地区主要的活动断裂为NE-NEE走向的阳原盆地北缘断裂和NEE走向的南缘断裂（又称六棱山北麓断裂），2条断裂均为倾向盆地中心的正断层，是阳原盆地内规模最大的断裂。其中，位于台站北部2 km处的阳原盆地北缘断裂是距离台站最近断裂，该断裂地层倾向SE、倾角60°～70°，长约62 km。本区属大陆季风性气候，常年少雨多风，空气湿度较低，自然条件恶劣。台站周边地震活动十分活跃，经历过1981年丰镇5.5级、1989年大同-阳高6.1级和1998年张北-尚义6.2级等数次较大地震。地形地质构造如图1所示：

图  1  阳原台地质构造图

阳原台地处晋冀蒙交界地区，是华北地区震情监视跟踪的重点区域，其地电阻率观测始于1976年，是国内较早开展地电阻率观测的专业台站之一。近年来，受大秦铁路及农村基建的影响，阳原台在运行的地电阻率监测效能有所降低。中国地震局于2018年开始实施冬奥会保障地震监测能力提升项目，晋冀蒙交界及周边的宝昌、集宁、阳原、大同、代县、临汾、通州和平谷8个台站在原有测项基础上，增加井下地电阻率观测^[12-14]。阳原井下地电阻率观测系统为该项目建设的8个台站之一，于2019年9月开始实施，2020年4月投入试运行；通州台早于阳原台进入试运行，在2020年7月12日河北唐山M_S5.1地震前，通州台井下地电阻率数据的变化与地震前地电阻率的异常特征吻合^[1]。

根据肖武军等在晋冀蒙交界及附近区域的井下地电阻率观测装置设计^[14]，阳原井下地电阻率观测采用对称四极观测装置，布设EW、NE、NW三个水平测道和一个垂直测道（图2）。装置中心位置距离观测室约130 m，其水平测道和垂直测道的供电极距AB为80 m，测量极距MN为20 m，水平测道电极埋深100 m；垂直测向观测井深140 m，分别于60 m、90 m、110 m和140 m位置埋设电极，垂直观测井距离水平观测井50 m。观测系统3个水平测道呈等边三角形，顶角的电极为公用供电电极（图3）。

图  2  阳原台井下地电阻率装置布极图

图  3  阳原台井下地电阻率电极埋设图

根据地电阻率影响系数理论^[15-16]，如果将地电阻率观测区划分为任意的N块区域，每一块区域介质电阻率为$ {\rho _i} $，i=1，2，···，N；在确定的电性结构测区内，观测装置与布极一定时，观测的地电阻率$ {\rho _{\text{a}}} $是各区域介质电阻率的函数：

在多数情况下 $ \Delta {\rho _{\text{a}}}/{\rho _i} \ll 1 $ ，因此将上式进行Taylor级数展开，忽略二阶及高阶项，视电阻率相对变化可以表示为各区域介质电阻率相对变化的加权和：

式中：$ {B_{{i}}} $被称之为影响系数，其表达式为

且满足 $ \displaystyle\sum\limits_{i = 1}^N {{B_{{i}}}} = 1 $。

视电阻率影响系数理论表明，观测区域的视电阻率变化情况可视为该观测区不同区域介质电阻率变化的加权，因此通过分析观测区域介质随观测极距、电极埋深变化对视电阻率影响系数情况，就能够反映出该区域井下装置对深部介质电阻率变化的响应能力和对地表干扰的抑制能力^[11]。本文主要讨论阳原台地电阻率观测区地下介质整体对观测的影响，因此可按照水平层状均匀模型对该区域进行划分，并采用解析表达式和二级装置的奥尼尔滤波器计算阳原台地电阻率的影响系数。

阳原台地下电测深结果显示，观测区域的NE和NW方向电性结构差别不大（图4），测区地下介质比较均匀，两条电测深曲线呈QH型结构。利用水平层状介质理论，结合阳原电测深曲线实际观测值反演阳原台地下电性结构（表1）。由表1所示，阳原台地下介质可视为4层水平层状电性结构。第1层为第四纪黄土层，层厚19 m，夹有砾石，电阻率为88 $ \Omega \cdot {\text{m}} $；第2层为泥层，层厚53.5 m，电阻率为37 $ \Omega \cdot {\text{m}} $；第3层为砂质灰岩层，层厚310 m，粉土层中局部夹砾石，电阻率为19 $ \Omega \cdot {\text{m}} $，呈现厚度较大的低阻层；其下为基岩，电阻率202 $ \Omega \cdot {\text{m}} $。

图  4  阳原台电测深曲线

根据上述理论，将阳原台观测场地地下介质结构划分成4层，计算出阳原台地电阻率观测各层影响系数随电极埋深和不同观测极距的变化情况（图5）。从图中可以看出，当AB/2<40 m、H<70 m时，第1、2层介质影响系数较大，深层影响系数较小，视电阻率变化主要由浅层介质的电阻率变化引起。由于地表浅层介质的地电阻率受温度和降雨影响较大，呈现夏低冬高的季节性及昼将夜升的日变形态^[17]，阳原地表地电阻率观测曲线形态与此一致。随着极距增加，浅层介质的地电阻率影响逐渐减小，当供电极距大于80 m，电极埋深大于100 m时，第1、3、4层介质影响系数将达到0.1以下，第3层介质影响系数升至0.8以上，深层介质的地电阻率影响占主导。因此，阳原井下地电阻率观测系统探测的主要是第3层介质地电阻率的变化。

图  5  阳原台4层介质地电阻率影响系数

为了更好地分析阳原台井下地电阻率观测装置系统，计算了水平测道在供电极距AB=80 m、测量极距MN=20 m时各层介质影响系数随电极埋深的变化（图6a）。当电极埋深达到70 m时，第1、2层介质影响系数迅速下降，第3层介质影响系数上升；电极埋深的增加至130 m时第3层介质影响系数下降，第4层占据主导作用。当AB=80 m、MN=20 m时，随着电极埋深的增加，浅层介质影响系数降低，深层介质影响系数迅速上升。当电极埋深H=100 m（图6b），第3层介质影响系数占主导地位，且随观测极距的增大无明显趋势变化。当AB/2<100 m时，第1、2层介质影响系数随观测极距的增大而升高，大极距观测反映的浅层介质信息更多。AB/2=40 m左右时，第4层影响系数降为负数，可忽略不计。因此，小极距井下观测装置对深层介质的信息探测能力增加，有效地抑制了地表介质受降雨和季节变化的影响。

图  6  阳原台各层介质影响系数随深度和观测极距的变化

用$ {\rho _{{\text{a}}w}} $表示井下地电阻率观测值。根据上述计算结果，在电极埋深100 m时，$ {\rho _{{\text{a}}w}} $相对变化值则可以表示为如下形式：

从式3可以看出，阳原台井下观测第1、2层介质影响系数较小，可有效降低地表浅层介质受季节性降水和夏冬温度大幅变化对视电阻率观测值的影响，减小非地震异常对地电阻率变化的影响。一般认为，视电阻率反映的是观测装置主要探测范围内介质电阻率的变化。在孕震过程构造应力作用下，观测区介质变形引起探测范围内介质电阻率的异常变化，井下地电阻率观测能够抑制浅层地表干扰，突出深部介质电阻率的异常变化。同时，地表浅层介质较松散，对于应力具有吸收作用，深层介质对应力的传递更为有效，深层介质地电阻率较浅层介质更能反映远场孕震应力的变化^[11]，井下地电阻率观测较地表观测的映震能力会更为突出。因此，阳原台井下观测较地表地电阻率观测更能突出由孕震引起的深层介质电阻率的变化。

由反演的电性结构可知，阳原地电阻率观测区第3层介质为低阻区且厚度较大，井下观测的变化形态会较为稳定，年变化幅度较小。阳原井下地电阻率日均值曲线（图7）显示，观测初期，各测向数据以极小幅度持续上升，后期变化基本平稳。通过计算，2020年4月至2021年11月，阳原井下观测EW向电阻率变化幅度0.03 $ \Omega \cdot {\text{m}} $，相对变化幅度0.16%；NE向电阻率变化幅度0.13 $ \Omega \cdot {\text{m}} $，相对变化幅度0.8%；NW向电阻率变化幅度0.07 $ \Omega \cdot {\text{m}} $，相对变化幅度0.5%；UD向电阻率变化幅度0.17 $ \Omega \cdot {\text{m}} $，相对变化幅度2.2%。同期阳原地表观测最大年变幅度为1.03 $ \Omega \cdot {\text{m}} $，相对变化幅度为4.3%。其中，NE向的日变幅度约为0.33 $ \Omega \cdot {\text{m}} $，NW向日变幅度约为0.16 $ \Omega \cdot {\text{m}} $。由此看出，相较于地表观测，阳原台井下地电阻率观测曲线整体变化幅度较小。井下地电阻率观测4个测向中，垂直向变化最大且长趋势变化明显，初步判断这与观测装置的逐渐稳定有关。由于垂直测道的4个电极在同一井孔，回填时相较其他埋设1个电极的井孔不容易填实，且压实的过程相对较慢，因此垂直测道相对变化幅度最大。同时，在压实过程中，井孔内介质孔隙水分被挤出，介质地电阻率值升高，各测向在观测初期观测数据持续上升很可能与这一过程有关^[1]。

图  7  阳原台井下地电阻率与降雨、温度对比曲线

由2020年4月1日至2021年11月16日阳原台井下地电阻率与降雨、气温的对比曲线（图7）可以看出，EW向测道随着降雨的累积而趋势上升，在冬季干旱季节观测值下降，但幅度较小，并且NE、NW、UD均不随降雨呈现趋势变化。初步判断EW向趋势变化原因为该测向两端水平观测井回填密度略小，在降雨季节，观测井回填土压实程度变大，从而引起观测值的变化。特别是2020年11月25日EW向观测值突降，恰好2020年11月17—21日有3～4天的降雨，而NE向在2020年11月24日前也显现出观测值的上升，由于北方冬季长期干旱，连续的降雨引起地电阻率观测值突变。但11月25日前后其他测道观测值无明显变化，可进一步判断东端水平观测井回填密度小。虽然各观测井回填时做了压实处理，但观测时间尚短，不可能完全恢复至施工前的状态。观测曲线的小幅度突变及某一测向出现的小幅趋势变化，均为系统装置稳定过程的正常现象。由此，初步判断阳原井下地电阻率观测值的变化和降雨关系不大。同时，由阳原井下地电阻率和温度变化的对比曲线可以看出，观测数据的变化形态与气温变化无明显相关性，这与地表地电阻率夏低冬高的特征不同，表明井下地电阻率观测可有效抑制气温变化对观测的影响。由以上分析得出，阳原台井下地电阻率年变形态不随季节性降雨和温度变化影响。结合地电阻率介质影响系数分析，井下观测可有效抑制地表浅层干扰，因此认为阳原井下地电阻率观测效能优于地表观测。

通过分析阳原台观测区介质随观测极距、电极埋深变化对视电阻率影响系数变化情况，能够反映出该区域井下装置对深部介质电阻率变化的响应能力和对地表干扰的抑制能力均优于地表观测，井下观测可有效抑制地表介质受降雨和季节变化的影响；结合井下地电阻率观测曲线与降雨、气温等的对比分析，可以得出井下地电阻率观测基本不受外界自然环境（降雨、气温）的影响。因此认为阳原井下地电阻率观测优于地表观测。

地震的孕育过程是应力作用下，地下介质应变不断积累和加强，观测装置探测的介质地电阻率出现明显各向异性变化。井下观测对地表干扰的抑制作用，可减小介质电阻率非异常变化的幅度，凸显各向异性变化情况，有利于地震异常的分析和判别。

致谢　中国地震台网中心解滔副研究员为本文研究内容提供了部分计算程序；冬奥会保障晋冀蒙监测能力提升项目组为阳原井下地电阻率系统建设的辛勤付出；感谢审稿专家提出的修改意见。