柯坪地电阻率台年变特征及成因分析

饶 文 刘海洋 张治广 赖爱京 冯 英

1）中国新疆 843000 新疆维吾尔自治区地震局阿克苏中心地震台

2）中国乌鲁木齐 830011 新疆维吾尔自治区地震局

0 引言

新疆柯坪县位于南天山地震带中段，隶属阿克苏地区。该区域是新疆的地震多发区，仅1990 年代以来就发生过1991 年柯坪6.5 级地震（张肇诚，2000）、1997—1998 年伽师强震群（郑黎明等，2001；苏廼秦，2003）、2005 年乌什6.3 级地震（高歌等，2006；苏乃秦，2006）等，因此，加强该区的地球物理监测能力非常必要。柯坪地电阻率台始建于2013 年8 月，于2014 年正式完工并投入监测。该台的运行提升了新疆南天山地区的地震监测能力，为研究该地区震源环境提供了有利条件。

1966 年邢台地震之后，我国开始了地电阻率观测与研究工作。由于气候等因素的影响，地电阻率数据曲线往往具有形态复杂、变化较大的年变特征（钱家栋等，1985；刘允秀等，1999；解滔等，2013），这使得与地震有关的地球物理异常往往被弱化，甚至被掩盖，对研究判断地电阻率观测值突变、背景扰动变化等震前短临异常产生严重干扰。因此，对柯坪地电阻率台年变特征及其产生机理进行分析有助于认识地电阻率的变化规律，进而更好地将其应用于地震监测预测工作中。

1 台站背景资料

1.1 观测环境

柯坪地电阻率台位于新疆柯坪县城西偏北约4.5 km 处的卡拉塔克山南麓，海拔高程1 200.0 m，周边地形呈西北高，东南低。台基属于洪积倾斜砾质平原，地表为圆砾土层，向下分别为卵砾石、沙砾石等，埋深约达450 m 以下（图1）。观测区地势平坦，坡度小于5%，北部是山地，西部、南部和东面是戈壁及农田。台站西北直线距离约8.0 km 处是苏巴什水库；台站南面和东南面各有1 条乡级公路（沥青路面）；西面约1 km 处是盖孜力克乡政府，有移动通信的信号塔（距台站约1.5 km），东面公路交汇处有一口灌溉井，深约90 m，附近有一变电器，沿公路布有低压输电线路（图2）。

图1 柯坪地电阻率观测场地钻孔综合柱状图Fig.1 Borehole histogram of the observation site at Keping earth resistivity station

图2 柯坪地电阻率台观测场地示意图Fig.2 Schematic diagram of the observation site of Keping earth resistivity station

在大地构造上，柯坪地电阻率台位于塔里木地台西北缘的柯坪断隆，北与库尔勒深断裂及天山褶皱系为邻，南邻西南坳陷和中央隆起区，东与塔北坳陷区接壤（王福同等，2000）。周围的深大断裂主要有柯坪断裂、普昌断裂、秋里塔格断裂、阿合奇断裂等（张肇诚，2000），其中，柯坪断裂走向NE，全长约300 km。据统计，20 世纪以来，柯坪断裂曾发生6 级地震8 次，是本区最重要的发震构造（图3）。

图3 柯坪县周围断层构造Fig.3 Distribution of faults in the surveying area

观测区地表水和地下水主要受大气降水、冰川融雪水补给。由于受测区的地层岩性及构造条件所限，测区内地下水主要有3 种类型：基岩裂隙水、砾岩孔隙水和第四系堆积物孔隙水。洼地内埋藏着第四系松散岩类孔隙潜水和承压水。柯坪盆地、盖孜力克乡到柯坪县城一带地下水位埋深为15—25 m。

1.2 观测系统

目前，柯坪台使用ZD8M 数字地电仪进行地电阻率观测，整套观测系统由ZD8M 地电仪、WL6 稳流电源、ZD8T 装置稳定性检查仪及相关的输出设备组成。布设EW、NS 方向2 条测道进行观测，采用对称四极观测装置，2 条测道沿布极中心点对称分布，EW 向供电电极极距为1 007 m，NS 向为1 004 m，2 条测道测量电极极距均为300 m。观测装置参数和工作参数见表1。

表1 电极参数和装置系数Table 1 The electrode parameters and Coefficient of the device

2 观测数据分析

2.1 频谱特征

由于受地下水位、降雨和气温等季节性因素的影响，许多地电台站记录数据形态会呈现准年周期性的变化，这称作年变化或年变。部分台站受温度、潮汐的影响还会出现较明显的日变、半日变以及三分之一日变的周期变化特征（戴勇等，2012，2013；张国苓等，2016）。因此，采用柯坪地电阻率台观测数据进行FFT 变换（万永革，2012），分析其中存在的明显周期性变化特征。

柯坪地电阻率台于2013 年8 月架台，2014 年1 月正式运行。将2014 年1 月1 日至2019 年12 月31 日EW、NS 测向日均值进行FFT 变换，得到振幅谱（图4）。由图4 可见，EW、NS 测向观测数据均存在1 个变化幅度较大的单峰值形态波动，对应周期约为305.5 d。说明柯坪台地电阻率观测数据存在由某种因素引起的准年变特征。

图4 电阻率观测数据日均值及振幅谱（a）EW 向日均值；（b）NS 向日均值；（c）EW 向振幅谱；（d）NS 向振幅谱Fig.4 The amplitude spectrum of the daily mean value of geoelectrical resistivity

2.2 年变特征

由频谱分析可知，柯坪台地电阻率观测数据存在周期为305.5 天的年变特征。由图4 还可见，2 条测道的年变特征清晰可见，NS 向年变幅度约3.4%，EW 向年变幅度约3.1%，年变的极小、极大值分别出现在每年的2—4 月和7—9 月。目前，国内台站的地电阻率观测数据年变形态大体可以分为3 类：第1 类夏季低，冬季高；第2 类与之相反，夏高冬低；第3 类则没有特定的规律可循（赵和云等，1985）。我国具有夏季高温多雨、冬季寒冷少雨的季风气候特征。依据物质电阻特性，在降水多的夏季，地层含水量会升高而电阻率应降低，地电阻率观测值则应处于低值；在降水少的冬季，地层含水量也相应减少而电阻率则升高，地电阻率观测值则应处于高值。钱复业等（1987）为研究方便，将电阻率观测值“夏低冬高”的年变称为正常年变，而与之相反的“夏高冬低”则称为反常年变。柯坪台地电阻率观测值年变属于反常年变。

2.3 年变成因浅析

综合相关地电阻率研究资料发现，引起反常年变的原因主要有地下水位反常变化、测区表层温度的影响及测区特殊电性结构的影响等。下面将从这3 个方面对柯坪台地电阻率观测数据的反常年变成因作简要分析。

2.3.1 地下水位。用固定的地面对称四极装置进行的地电阻率观测，是测量地表以下一定深度范围内介质的电性变化。当地下水位变化导致探测体内上部的电性参数发生改变时，地电阻率测值也会受其直接影响而发生变化（刘允秀等，1999）。正常情况下，当地下水位上升时，上部介质含水率增加，电阻率测值下降；反之，电阻率测值则上升。若观测区地下水位每年夏季降低，冬月升高，这就会导致地电阻率测值出现“夏高冬低”的反常年变，如嘉峪关台（赵和云等，1985）。为此，需要了解柯坪地电阻率台及周边的地下水位变化情况。

柯坪县境内地表有由泉水（多为山区降雨形成的基岩裂隙水）汇流成的柯坪河、红沙子河等水流；洼地内埋藏着第四系松散岩类孔隙潜水和承压水，其主要受冰川融雪水补给。台址下水位埋深约23 m，依据柯坪县西北高、东南低的地形（西北为山地丘陵，东南为山前平原的地形）可知，台站地下水补给主要来自地势较高的西北方向，该地有柯坪河流过。观测区及周边没有鱼塘、农田、工厂等大量用水的场所，不存在大量开采地下水的情况，因此引起台站周边地下水位变化的因素主要是地形高处的补给水源。因缺乏观测区地下水位的具体资料以及西北方向柯坪河的水位、水量资料，因此无法直接分析柯坪台地电阻率观测数据的年变与地下水位间的关系。但通过台站西北约7.6 km 处的苏巴什水库（位于柯坪河出山口处），我们能间接判断出该台的年变并非由地下水位变化所引起。

苏巴什水库于2017 年5 月末主体工程完工后开始蓄水（图5）。水库坝长351.5 m，坝高35.5 m，控制流域面积4 428 km2，水库总库容1 561×104m3。干旱地区平原水库一般都存在渗漏的情况，会对当地地下水位会产生较大影响（吕远坤，2016）。若柯坪台地电阻率观测数据的年变是由观测区地下水位变化所引起，那么苏巴什水库的完工蓄水会使当地的地下水位变化与水库建成之前不同，则柯坪台地电阻率观测数据的年变也应与水库建成之前不同。但是，2017 年6 月之后柯坪台地电阻率观测数据变化形态、趋势都与之前相同，并没有发生大的改变。因此，可以推断柯坪台地电阻率观测数据的反常年变不是由地下水位的变化引起的。

图5 苏巴什水库水量Fig.5 The amount of water in the Subashi reservoir

2.3.2 温度。在常年干早极少降雨的地区会形成一种地下水位以上有高阻屏蔽层的“深水位型”地电阻率台址，这种台址的电阻率测值主要受表层的电阻率影响。当气温升高时，因表层水分快速蒸发，补给甚少，而使得电阻率上升，电阻率测值也随之升高，因此，气温变化可能是这些台站电阻率测值出现反常年变的首要原因（赵和云等，1985）。柯坪县为大陆性暖温带干旱气候，其年均降水量仅为73.8 mm，而年蒸发量却为2 864.8 mm，蒸发量为降雨量的 40 倍以上（买力克木·依沙木东，2018），属于极度干旱地区。柯坪地电阻率台位于柯坪县西北的山前洪积倾斜砾质平原上，观测区地层为结构较松散的冲洪积物，且测区地下水位埋藏较深（约23 m）。这一系列条件说明柯坪台可能存在“深水位型”台址的地电阻率测值年变特征。

为了探究柯坪台地电阻率测值反常年变是否由台址的特殊性所引起，在此将用反证法进行分析。如前文所述，“深水位型”台址出现地电阻率测值反常年变的原因是气温升高导致表层含水量降低而电阻率增大，整个电阻率测值随表层电阻率增大而升高，所以表层电阻率变化应与电阻率测值成正相关。选取2014、2015 年6—8 月柯坪台地电阻率观测数据日均值与同一时间当地降雨量数据作对比分析（图6）。

图6 2014、2015 年6—8 月地电阻率日均值与降雨量（a）、（c）、（e）2014 年6—8 月EW、NS 向地电阻率及降雨量；（b）、（d）、（f）2015 年6—8 月EW、NS 向地电阻率及降雨量Fig.6 Comparative analysis of daily mean observations and rainfall from June to August in 2014 and 2015

由图6 可见，每次降雨时，地电阻率测值会增大，在观测曲线上表现为1 个上升台阶，其中，2014 年6 月2 日、7 月31 日和2015 年6 月6 日、8 月6 日降雨量多的4 天台阶上升尤其明显，这说明表层地电阻率与地电阻率测值为负相关关系。在夏季高温时表层地电阻率会因地表水分快速蒸发而增大，但对整个地电阻率测值的贡献实际则为负。因此，柯坪台地电阻率测值反常年变不是由气温变化导致的。

2.3.3 电性结构。柯坪地电阻率台选址时的电测深结果为：EW 向测道各电性差异层呈现ρ1＜ρ2＞ρ3＜ρ4＞ρ5特征，为KHK 型；NS 向测道各电性差异层呈现ρ1＞ρ2＜ρ3＞ρ4＞ρ5特征，为HKQ 型（图7）。当台址下伏地层的电性结构为K 型和Q 型时，随着供电极距的变化，表层干扰便可引起地电阻率测值反常年变（钱复业等，1987）。所以，柯坪台的地电阻率测值反常年变可能与其观测区下伏地层的电性结构有关。

将柯坪台地电阻率观测数据与同一时间当地降雨量对比分析可知，电阻率测值与测区表层电阻率变化负相关。为探究柯坪台地电阻率观测数据的反常年变与测区下伏地层电性结构间的关系，在此运用层状介质一维影响系数理论进行研究。根据该理论，当某一物理层的影响系数为负时，其对整个地电阻率测值的贡献就为负；反之，则为正。一般来说，由于受降水、气温、灌溉等因素的影响，表层介质的电阻率一般是夏天处于低值，冬天处于高值，因此表层影响系数为负值的台站，必会出现反常年变，如宁夏海原台、四川郫县台等（赵和云等，1985；钱复业等，1987）。本文将采用钱家栋等（1985）给出的计算水平层状介质地电阻率响应系数的公式，并结合解滔等（2016）编写的计算程序对柯坪地电阻率台测区下伏各物理层的影响系数进行计算。电测深的反演结果见表2，测深时两测向的供电电极均为1 000 m，测量电极均为64 m。根据下式进行计算，影响系数随极距的变化如图8 所示

图7 电测深曲线Fig.7 Electric sounding curve

表2 电性结构Table 2 The electrical structure

图8 影响系数随观测极距的变化Fig.8 The influence coefficient variations with the observation polar distance

计算结果表明两测向S1均为负值。每年夏季降雨增多时，表层电阻率因地层含水量增加而减小，因其对整个电阻率测值的贡献为负，所以地电阻率测值会升高；当冬季时，则与之相反。因此，柯坪台地电阻率测值会出现“夏高冬低”的反常年变。

3 结论

柯坪台地电阻率测值存在反常年变，通过FFT 变换可以计算出年变周期约为356.74 d。该反常年变是由台址下伏岩层的特殊电性结构所引起的。柯坪县夏季雨水多，地面含水增加，台址表层的影响系数为负，地电阻率的测值便会上升；冬季干旱，表层电阻率高，测值则降低。所以，该台地电阻率测值年变会出现“夏高冬低”的形态。

感谢中国地震台网中心解滔高级工程师提供计算程序。