沂沭断裂带地区地下水及地面沉降对流动重力观测的影响

李树鹏 祝意青 贾 媛 崔华伟 殷海涛 吴 双 王锋吉 陆汉鹏

1)山东省地震局，济南 250014 2)中国地震局第二监测中心，西安 710054

0 引言

沂沭断裂带是郯庐断裂带的山东段(朱光等，2001)，是鲁西断块与鲁东断块的构造分界线，历史上发生过1668年郯城8级地震和公元前70年安丘7级地震，造成了严重的人员伤亡和财产损失(晁洪太等，1995； 王志才等，2015)。其中安丘-莒县断裂是沂沭断裂带内的全新世活动断层，前人通过野外地质调查、 大地电磁、 小地震活动分析、 GPS速度场等手段对该断裂进行了大量研究，认为沂沭断裂带北段目前处于闭锁阶段，有发生7级以上强震的可能性(徐锡伟等，2017)。

流动重力观测是强震中长期预报的有效手段(祝意青等，2012)。山东省地震局20多年来利用LCR-G和CG-5相对重力仪在沂沭断裂带地区开展了每0.5a一期的流动重力重复观测，取得了大量重力变化观测成果； 2019年位于沂沭断裂带北段的昌邑—新河测段出现重力异常，中国地震局据此将该区域圈定为6级地震危险区，后经核实确定该异常为地下水减少所致。由此可见，对于流动重力观测中出现的异常，有必要明确是由构造引起的还是非构造背景场变化所引起，尤其要加强对有强震背景地区的非构造背景场的认识。

在分析2010—2020年间的重力变化时发现，沂沭断裂带北段的重力变化幅度明显大于其他区域，重力变化梯度带沿断裂带分布，明确该变化是否为构造背景场变化所致对于地震中长期预测至关重要。为此，本文以沂沭断裂带及周边地区为研究区，以高精度流动重力观测数据为基础，结合大地构造、 地层岩性、 地下水、 GPS等背景场资料，通过高时空分辨率地壳形变场图像及地下水变化的时-空分布特征，定量计算GPS及地下水变化对重力观测的影响，获取经校正的重力场变化图像，所得结果对沂沭断裂带地区的强震中长期预报具有重要的实际意义。

1 重力异常概况

山东省地震局利用LCR-G型和CG-5型重力仪在沂沭断裂带地区开展每0.5a一期的流动重力观测，在对观测数据进行固体潮、 仪器高、 一次项、 气压等改正的基础上，以泰安、 日照、 烟台绝对重力点作为起算基准点，采用经典平差方法进行处理计算，获得各测点的绝对重力值。各期资料的观测情况见表1。22期资料的点值平均精度介于7.2～14.8μGal之间，数据精度较高，质量可靠。

表1 山东省重力观测资料情况(LCR-G型及CG-5型重力仪)

通过 2010年8月—2020年9月重力观测资料的差分处理结果可见，研究区各个区域的重力场变化情况差异较大(图1)，具体表现为： 1)在以广饶为中心的近圆形区域内重力场呈现大幅度正变化，各测点的变化情况为： 柳桥上升247μGal； 广饶上升196μGal； 滨北上升35.8μGal； 庞家下降4.3μGal； 寿光上升19μGal； 稻田上升37μGal。2)在以昌邑为中心的圆形区域内重力场呈现大幅负变化，各测点的变化情况为： 昌邑下降130μGal； 潍坊下降11μGal； 明村下降38μGal。除上述2个地区外，淄博一带的重力场下降48μGal，其他区域的重力场变化幅度在40μGal以内。

图1 2010-08—2020-09原始重力变化图

表2 重力变化与震级的定量指标

从图1 可以看出，沂沭断裂带北段的东、 西两侧出现大范围的正、 负变化。其中东部呈现负变化，下降中心在潍坊市昌邑一带，下降幅度约为130μGal，平面直径约为80km； 西部呈大幅度的正变化，上升中心位于柳桥—广饶，正变化高达247μGal，正变化区域的直径>100km。参考前人总结的重力变化量级与震级的定量指标(表2)(贾民育等，2000； 祝意青等，2018； 胡敏章等，2019)，沂沭断裂带北段周围的重力变化幅度对应着MS>8的地震； 与此同时，断裂西部正变区域的直径仅为100km，明显<8级地震所对应的直径约600km的范围。在区域存在地下水漏斗、 地面沉降，且重力变化平面范围与变化量级所对应的震级存在矛盾的情况下，上述重力场异常变化可能由干扰导致。因此，对地下水及GPS变化进行分析并明确重力变化是否由构造导致势在必行。

2 研究区概况与分类

研究区按照地理地貌不同可分为2类，即平原区和山地丘陵区。2类分区的构造背景、 地层岩性、 地貌、 水文地质等都存在明显差异。

2.1 平原区概况

研究区内的平原区位于鲁西—鲁北平原区东部，该区古近-新近纪以来以大幅度沉降运动为主，新生界不整合地覆盖于老地层之上，地表全部为第四系沉积物(任虎兴，2017)。地势由南向北倾斜，南缘与鲁中南山地丘陵接壤，自南向北发育了山前冲积扇、 冲积平原、 滨海平原，山前冲积扇以冰积或洪积为主，上部多为亚黏土，下部以砂砾石为主； 冲积平原主要沉积了冲积、 洪积物； 滨海平原以冲积为主，并夹有多层海相地层(钱永，2007)。

平原区含水层的分布规律和富水性受古地理、 古气候等条件的影响，尤其受地质构造运动的控制。含水层组的分布和富水性复杂多变，表现出水平和垂直方向上的变化性。含水层主要为第四纪松散沉积物孔隙含水层，按照深度划分可分为浅层含水层、 中深层孔隙含水层和深层孔隙含水层。其中，浅层含水层的埋深多<50m，性质一般是非承压潜水，水储层以粉砂岩、 细砂岩、 松散砂土为主，多受到条带状分布的古河道控制； 中—深层含水层埋深>50m，含水层厚度变化较大，由20m至数百米不等，地下水性质为承压水，储层岩性以砂泥互层、 细砂岩、 松散黏土、 砂砾石为主。良好的地下水储层为该区的工农业生产提供了条件。自20世纪80年代起地下水位开始下降，且下降的速率逐年加大。21世纪以来，淄博—广饶—潍坊、 昌邑等地大量开采浅层潜水用于生活、 农业灌溉，在这一带发育了连片的潜水漏斗(图2)； 而滨州—广饶—寿光一带对深层承压水进行了大量开采，发育有深层地下水漏斗(孙晓明，2007； 曹滨，2017； 孙景林等，2018)。

图2 沂沭断裂带及周边地区的地层分布图

地下水位下降与地面塌陷、 地裂缝、 咸水入侵、 地面沉降等地质问题有着紧密的联系，由于平原区岩性为第四纪松散沉积物，且在滨州—广饶一带开采深度大，所开采的多为承压水，承压水减少后，深部地层孔隙承压能力下降，原本的孔隙结构不足以支撑上部负荷，黏土层形成了不可逆的塑性压实，导致深层地下水漏斗区出现地面沉降问题。地下水位下降与地面沉降均会造成重力观测值改变，多年累积的改变量对重力的干扰甚至高达数百μGal，因此有必要对漏斗区的重力观测数据进行地下水改正及形变改正。

2.2 山地丘陵区概况

山地丘陵区自新构造时期以来以隆起运动为主，地表出露分布了大面积的岩浆岩、 深成变质岩、 碳酸盐岩等(图2)，其中太古宇变质岩、 多期的花岗岩、 火山岩等占大多数。这类岩石多形成于高温高压环境并经历了长期的压实作用，其孔隙度明显低于第四纪松散沉积物，同时其孔隙连通性也较差，因此这类岩层一般不具备作为大规模地下水储层的条件。同时，山地丘陵区的地下水主要分布在滨海河谷、 山间谷地、 基岩裂隙和碳酸盐岩地区，相较于平原区，这类地区的地下水具有分布范围有限、 含水层厚度小、 岩石孔隙度较小、 地下水补给来源较少等特点。上述2个因素导致山地丘陵区的水资源相对较贫乏，不具备大规模开发地下水的条件，需要大量采水的工农业产业在此区域分布很少。

此外，山地丘陵区分布的岩石硬度高且颗粒间固结性更好，出现水位变化时，地层产生的几何形变一般为弹性形变，待水位恢复后，这类岩石会恢复原貌。据此特性，山地丘陵区会出现局部的地下水位季节性变化，但不会造成地面沉降、 地面塌陷等问题。

综上所述，山地丘陵区多年以来几乎没有地下水漏斗、 地面沉降、 地面塌陷等环境地质问题(孙晓明，2007)，据此推断重力场在该分区的观测研究很少受到上述干扰。为简化问题，可将山地丘陵区视为无需排除地下水及GPS干扰的理想重力场。

3 地下水异常及校正

通过分析2010年8月—2020年9月间研究区部分观测井的水位数据可以看出，该区地下水位的变化具有分区性(图3，4)。位于山地丘陵区的栖霞鲁07井、 莒南鲁14井、 枣庄鲁15井、 蒙阴鲁33井和诸城昌城、 莱芜张家洼等地的井水位近十年来总体稳定，最大变化幅度在5m以内，具有季节性波动特征； 位于平原区的昌邑井、 广饶鲁03井、 寿光井的水位总体上呈明显下降趋势，尤其是自2014年以来地下水开采速率明显加快。其中，广饶—寿光、 昌邑两地的地下水位下降情况在研究区内最为突出。

图3 山东省流动重力测量路线及观测井、 CORS站分布图

3.1 广饶—寿光的地下水异常

广饶—寿光的地下水漏斗呈近长条状分布，走向EW，东边以弥河为界，向S发展到广饶、 寿光的南部。漏斗中心区域主要沿广饶、 寿光一线发育，其中广饶大王—寿光化龙、 寿光城西的水位埋深最大(刘咏明等，2015)。

广饶—寿光的漏斗由广饶、 寿光牛头漏斗发展而来。该漏斗处于黄河的下游地区，其分处的水文地质单元是淡水分布区，地下水赋存和资源条件良好，但其地形高、 引黄条件差，导致地下水补给较困难。该区自20世纪60年代末开始开发利用浅层地下水，形成地下水降落漏斗并向纵深发展； 1980年广饶南部浅层的地下水水位埋深已达8m； 1985年广饶漏斗向纵深发展，与寿光牛头镇漏斗连为一体，之后漏斗区逐渐向S偏移； 1995年漏斗中心水位埋深已达29.04m，水位降速为1.5～1.7m/a； 1995—2005年漏斗水位面积略有增加，但水位变幅较小，广饶漏斗发展相对平衡(刘咏明等，2015)。

2010年以来，广饶一带的浅层地下水开采得到有效遏制，同时受到海水入侵及年均降雨量增加的影响，浅层地下水水位有小幅回升(图4)。与此同时，广饶—寿光深层地下水漏斗发展加快，广饶鲁03井位于广饶测点北15km处，观测深度为2048m，观测段岩性为下古近-新近系砂岩，该井自2010年以来的水位平均降速达2.27m/a，2014年后水位下降最快时速度达4m/a(图4)； 需要说明的是，广饶鲁03井的观测层段位于承压含水层，其观测到的水位变化只能反映深部压力的大小，不代表承压含水层每年缺失4m厚的水层，但深层地下水漏斗会引起地面沉降，这与广饶、 寿光CORS站观测到的地面垂向大幅下降具有很好的对应。

图4 观测井水位变化时序图

3.2 昌邑地下水异常情况

昌邑地区水文环境影响因素较多，其中地下水侧向补给、 灌溉回归补给、 蒸发、 河流渗漏等因素仅使地下水位出现小幅度的年内波动，人工大规模开采地下水是潜水位下降的主要原因，这导致昌邑及周边地区形成地下水位降落漏斗(李树鹏等，2020)。基于昌邑地区2口水井2010—2020年期间的井水深度变化(部分数据通过内插值法获取)拟合了测点下方的水位变化，得到的最低水位和最高水位分别为-3.2m和-24m，平均水位为-13.6m，变化量可达-20.8m。

3.3 地下水的重力效应

研究区开采的地下水分为承压水和潜水2类。其中，广饶—寿光一带大量开采承压水，承压水没有自由水面，水体承受静水压力，与有压管道中的水流相似。由于承压水位变化仅反映深部水体压力变化，不代表水体的实际变化量，因此并不直接影响重力。但由于静水压力下降会导致固体骨架承受更多的上部负荷压力，当作为水储层的第四纪松散沉积物所受压力超过承压能力极限时，会产生不可逆的塑性形变，孔隙被压实，储层空间减少，宏观上表现为地面沉降(图8)； 寿光—昌邑一带存在潜水漏斗，潜水储藏于第一隔水层之上，埋藏深度不大，受降雨和农田灌溉影响较大。潜水具有只受重力加速度作用影响的自由表面，而没有承受其他压力，因此只需要计算缺失水体的直接引力。可采用无限平面层模型(贾民育等，1983； 张为民等，2005； van Campetal.，2006； 王晓兵等，2009； Kazamaetal.，2012； 张坤，2017)进行计算，公式为

Δg1=2×π×G×μ×ρ水×Δh≈42×μ×ρ水×Δh1

(1)

式(1)中，G为万有引力常数，μ为给水度，Δh1为水位变化高差(单位： m)，ρ水=1000kg/m3。上述参数中，给水度μ的选取对计算地下水漏斗对重力的影响至关重要，但目前不同学者对华北地区含水层的给水度大小认识不一。岳建利等(2008)在计算地下水下降对绝对重力观测的影响时，对给水度取值为0.03和0.035； 贾金生等(2003)通过Visual Modflow模拟研究表明河北栾城的潜水含水层的给水度在0.14～0.17之间； 张兆吉(2009)给出的河北栾城一带的潜水含水层的给水度为0.08～0.12； 裴源生等(2020)给出华北地区亚黏土、 中细砂的含水层给水度为0.03； 孙晓明等(2007)认为鲁中南丘陵山前冲洪积平原岩性多为中粗砂、 砾卵石，给水度为0.1～0.3； 马海丽(2015)认为鲁北平原黄河三角洲的地下水给水度平均值为0.063； 李佩成(1999)给出的黄土含水层的平均给水度为0.15，且给水度随深度增加逐渐减小； 范尧等(2016)对中粗砂层的重力给水度取值0.15； 钱永(2007)参考《黄淮海平原水文地质综合评价》(1)地质矿产部水文地质工程地质研究所，1992，黄淮海平原水文地质综合评价。给出了岩性分类及单一岩性给水度的参考值(表3)。已有研究结果给出的给水度取值范围差异较大，如何合理选取十分重要。考虑到研究区内昌邑、 寒亭附近测点仅受到潜水位下降的影响，并未出现地面沉降的情况，我们根据其重力变化与潜水位变化的关系，利用式(1)拟合得到研究区潜水含水层的给水度为0.117，相关系数R为0.8331(图5)。该拟合结果与张兆吉(2009)的研究成果一致。

表3 岩性分类及单一岩性的μ值(钱永，2007)

图5 重力变化与潜水位变化的相关性拟合

表4 地下水位校正结果统计表

通过克里金插值法获得潜水变化对重力观测影响的分布图(图6)，可见以寿光、 昌邑两地为中心，形成2个负变化的区域，下降区的平面直径均约为60km。

图6 潜水变化对重力观测影响的分布图

4 地面沉降及校正

研究区的平原地区现有广饶、 寿光、 寒亭、 昌邑4座CORS站，近十年来连续观测了非潮汐位移变化值。CORS网解算时的地球动力学改正采用国际地球自转和参考系统服务IERS2010协议，移去了固体潮、 海潮负荷、 周日和半日大气潮负荷的影响，并将超过3倍中误差的数值作为粗差予以剔除。以2010年1月为基准，生成2010年1月—2020年1月(昌邑数据时段为2011年1月—2020年10月，广饶数据时段为2010年1月—2017年11月)的CORS站大地高日变化，垂向数据的中误差M介于6.1～8.6mm之间，表明资料精度较高，质量可靠(图7)。

直立仰头试验及手法复位对急性颈源性耳鸣诊治的疗效分析（张家鹏 郭亿莲 陈世忠 苏健 卢标清 刘婷）4∶295

图7 广饶、 寿光、 寒亭、 昌邑CORS站的时变数据

图7 给出了广饶、 寿光、 寒亭、 昌邑4座CORS站大地高变化连续数据及水平运动数据。在垂向运动方面，位于广饶—寿光漏斗区的观测点出现明显沉降，其中广饶平均每年沉降85.2mm、 寿光平均每年沉降63.6mm； 位于东部昌邑漏斗区的观测点则没有明显的垂向趋势性运动，近十年来的垂向年平均变化量在1mm以内，在整体保持稳定的同时也存在波浪式的周期运动，总体表现为上半年上升、 下半年下降的特征，且变化幅度在40mm以内。上述差异产生的原因是广饶、 寿光一带的地下水开采深度已达到深部的承压水处，由于承压水被大量开采且补给速度不足，无法满足水位动态平衡，故出现承压水水位下降，形成降压漏斗并导致地面沉降； 而在寒亭、 昌邑一带，地下水开采多为潜水，承压水的开采与补给较好地保持了平衡，深部承压含水层的静水压力传递相对稳定，未出现地面沉降的情况(图8)。

图8 地下水开采及地面沉降示意图

深层承压水下降引起地面沉降的重力效应包括3部分： 单纯的地面沉降影响(图8 中的Δh2)、 下降部分的质量亏损(图8 中Δh2对应的空白区域)、 沉降体地层密度增量Δρ引起的重力异常(图8 中的承压水降压漏斗区域)(胡斌等，2005)。对重力观测数据进行垂直形变校正时应根据校正区域的几何形态以选择具体方法，若垂向形变远小于计算区域的半径，可将其近似看作无限平面层，一般借鉴静态重力场中的布格校正原理，从而得到重力变化与垂直形变的近似比值关系，前提成立时该方法的误差 ≤1% (华昌才等，1995； Williams-Jones，2002； 胡斌等，2005)； 若垂向形变的量级较大，利用近似比值关系求解的误差超过10%，为提高精度应建立数学模型通过积分求解(Nowell，1999)。本文研究区的垂向形变最大处不足1m，沉降区半径约为50km，可看作无限平面层，采用上述第1种方法求解。由于沉降区内仅有广饶、 寿光2个CORS站点存在较大幅度的地面沉降，且这2个点同时受到地下水位变化的干扰，难以通过拟合得到重力变化(Δg2)与高程变化(Δh2)的比，因此在分析二者的相关性时参考华昌才等(1995)、 胡斌等(2005)的研究结果，即当第四纪黏土层出现地面沉降时，重力变化与高程变化的比在(0.214～0.23)×10-5s-2之间，则有

Δg2=-0.22×Δh2

(2)

式(2)中，Δh2为测点垂直变化高差(单位： mm)。

通过式(2)计算2010年8月—2020年9月间地面沉降累计对重力观测的影响(表5)，得到广饶上升190.56μGal、 寿光上升142.25μGal、 寒亭区下降1.56μGal、 昌邑下降0.22μGal。整体而言，沉降产生的重力影响局限在广饶—寿光一带，而潍坊以东的区域所受影响较小。

表5 地表形变及校正结果统计表

通过克里金插值法获得地表形变对重力观测影响分布图(图9)，可以看出大幅的正值影响集中在以广饶为中心、 直径约100km的圆形区域内。

图9 地表形变对重力观测影响分布图

5 异常性质判定

通过地下水校正与沉降校正获取了2010-08—2020-09期间重力的真实变化。结果显示，平原区受干扰测点的重力变化与地下水变化有明显相关性(表6)。具体表现为： 广饶实测上升196μGal，综合干扰量上升195.72μGal，干扰值占实测变化值的99.9%，校正后上升0.28μGal； 昌邑实测下降130μGal，综合干扰量下降102.43μGal，干扰值占比实测值变化的78%，校正后下降27.57μGal； 寿光实测上升19μGal，综合干扰量上升53.06μGal，干扰值超过实测值的100%，校正后下降34.06μGal，属于正常变化范围内。

表6 地下水及地面沉降校正结果

通过分析校正后的重力变化图(图10)可知，2010—2020年间沂沭断裂带地区重力变化整体相对平稳，没有大规模地壳构造运动引起的物质迁移，同时正、 负过渡区域变化平缓，重力变化梯度值较小，表明未出现明显地下物质差异运动。研究表明，沂沭断裂带每千米垂直形变速率基本在1.00mm/a以下，属断裂活动水平较弱的地区(李杰等，2018)； 山东地区不同块体的运动状态相对稳定(殷海涛等，2008，2013)，整体向SE运动，沂沭断裂带两侧块体相对运动速率在0.5～2.5mm/a之间波动(朱成林等，2018)。因此本文认为，2010年以来沂沭断裂带北段重力场出现的多年期异常变化为地下水变化及地面沉降导致，校正后该地区重力场变化平稳，构造应力积累有限且未发生持续、 大规模的物质迁移，近期发生强震的可能性不大。

图10 2010-08—2020-09校正后的重力变化图

6 测点点值时序变化及校正

图11 广饶测点的重力变化时序图

研究区内变化量最大且受干扰最大的测点是广饶。该测点于2010年1月—2020年10月间的重力一直波动上升，累计变化高达250μGal，其中2017年10月—2018年10月上升速度最快，2018年10月之后上升趋于平缓(图11)。广饶测点存在开采深层承压水及地面沉降问题，潜水水位近年来有小幅度回升，潜水水位上升的平均速率为0.1m/a，按照前文所述的校正方法，得到其对重力观测产生的平均影响约为0.49μGal/a； 地面沉降的平均速度为-85.2mm/a，对重力产生的平均影响为18.74μGal/a； 地下水变化与地面沉降共同引起的重力变化干扰为19.23μGal/a，在重力年均变化量中占比超过90%。从图11 可以看出，广饶测点的重力原始曲线与形变影响时序曲线有很强的相关性，表明广饶测点出现的重力上升主要是地表形变导致，受地下水的影响很小。排除干扰后，校正的重力时序线呈波浪式变化，没有明显的趋势性升降变化，变化总体保持在-23～77μGal的范围内。

寿光测点2010年1月—2020年10月间的重力观测值一直呈波动变化，总体上有微弱的上升趋势，累计变化约为50μGal，其中2017年3月—2018年10月出现幅度约为±50μGal的波动变化(图12)。寿光测点同时存在地下水减少及地面沉降问题，但由于二者产生的影响一正一负，相互消减，因此该点虽然观测环境大幅度变化，但原始重力测量值变化并不剧烈。寿光地下水位的平均变化速率为-1.79m/a，对重力观测产生的平均影响约为-8.80μGal/a； 地面沉降的平均速度为-63.6mm/a，对重力产生的平均影响为13.99μGal/a； 地下水变化与地面沉降共同引起的重力变化干扰平均为5.19μGal/a。寿光测点经校正后的重力时序线呈波浪式变化，没有明显的趋势性升降变化，变化总体保持在-32～27μGal的范围内。

图12 寿光测点的重力变化时序图

昌邑测点2010年1月—2020年10月间的重力观测值呈波动下降变化，2012年之后波动幅度均在50μGal以上，波动周期为2～3a，其中最大降幅为2014年3月—2016年9月，下降90μGal(图13)。昌邑测点的地下水减少未引起地面沉降问题，地下水位下降的平均速率为-2.05m/a，对重力观测产生的平均影响约为-10.07μGal/a。昌邑测点的重力原始曲线与地下水影响的时序线有很强的相关性，重力曲线在其两侧反复波动，表明昌邑测点出现的重力下降主要由地下水下降导致，受地表形变的影响很小。排除干扰后，校正的重力时序线呈波浪式变化，没有明显的趋势性升降变化，变化总体保持在-74～26μGal的范围内。

图13 昌邑测点的重力变化时序图

对于上述测点，在今后进行资料整理分析时有必要根据年均校正值做简单的校正，具体是对广饶测点的实测变化量进行-19.23μGal/a的常数校正，寿光、 昌邑测点的年均校正量分别为-5.19μGal/a和10.07μGal/a。

研究区内常年存在地下水变化及地面沉降情况的测点每年的干扰幅度基本在40μGal以内。我们在分析半年期或一年期的重力变化时，常将这类幅度有限的变化视为正常变化，然而长期来看，这些测点的累积重力变化可高达200μGal以上，将对资料分析产生极大影响，因此必须对每期数据进行相应的校正。在日常资料处理中，可根据测点近年受干扰的量值变化规律计算其年均校正常数，并将该常数作为对应测点的常规校正项。这项校正可弥补目前流动观测工作中校正项缺失的不足，对今后流动重力测量资料的分析、 应用以及相关研究提供参考，具有一定的积极意义。

下面通过举例具体说明。图14a 为未经过校正的2018-03—2021-03重力变化图，以广饶为中心出现重力场正变区域，最大变化幅度达70μGal，并存在重力高梯度带及正负转换带； 图14b 为对广饶、 寿光、 昌邑3点进行校正后绘制的重力变化图，其中广饶—昌邑一带的重力场变化幅度明显减小，沂沭断裂带地区整体重力场变化平稳。因此，地下水及GPS校正能够有效避免非构造背景场变化对重力观测产生的干扰，对震情研判具有积极作用。

图14 2018-03—2021-03重力变化图

7 结论

(1)沂沭断裂带北段2010年8月以来的重力异常变化与地下水位下降及地面沉降有强相关性，地下水位变化对重力的影响可达-102.21μGal，沉降的最大影响为190.56μGal，最大综合影响可达195.72μGal，通过各项改正后重力场整体稳定，正、 负过渡区域变化不剧烈，表明未出现大的地下物质差异运动，同时结合水准及GPS研究资料推测，沂沭断裂带北段近期发生强震可能性不大。

(2)地下水及地面沉降对流动重力观测的影响主要出现在第四系分布的沂沭断裂带北段，而基岩出露的沂沭断裂带中南段鲜有此类干扰。当平原地区出现因非构造背景场变化导致的重力异常时，易被误识为地震前兆。因此对重力异常进行研究时，应首先进行地下水及垂直形变校正，消除因非构造背景场差异变化导致的重力异常。

(3)深层承压水漏斗区往往伴随地面沉降及显著重力变化，浅层潜水下降一般不引起地面沉降，但水体流失会使地面出现一定的重力负值变化。

(4)在日常资料处理中，可根据测点近年来受地下水及垂直形变干扰的量级变化规律计算其年均校正常数，这对流动重力资料的分析、 应用以及相关研究具有一定积极意义。