0 引言

地电阻率是地震中短期预测的一种有效方法，在多次大地震、中强地震前均记录到突出的异常现象（钱复业等, 1982, 1990；汪志亮等，1990；钱家栋等, 1998, 2013；Lu J et al，1999；张学民等，2009；杜学彬，2010）。理论研究表明，如果不是人为过失或观测系统故障，对于固定装置系统，放置在一个固定探测体上，观测到的地电阻率（即视电阻率）变化，均由介质内部一定部位上、一定强度的真电阻率变化引起（赵和云等，1985；钱家栋等，1988），即地电阻率观测的是一定体积内岩石层电性结构随时间的变化。近年，随着中国经济的发展，多数地电台站受到不同程度的干扰，干扰源改变了测区介质电阻率特性，进而引起地电阻率观测值的变化。要提取地震前兆异常信息，必须深入分析干扰源对观测的影响，进而排除干扰；需要拓展有效的数据处理方法，有效抑制干扰。解滔等（2013）针对地震台站的具体干扰源，使用有限元数值分析方法定量分析干扰幅度。研究发现，低阻体在供电电极A₁和测量电极M₁之间存在影响系数为负的区域时，该区域介质电阻率的降低将引起地电阻率观测值的升高；位于测量电极M、N之间时，引起地电阻率观测值下降变化；高阻体位于供电电极和测量电极之间时，引起地电阻率观测值下降变化，位于测量电极M、N之间时，引起地电阻率观测值上升变化（Lu J et al，2004；解滔等, 2015, 2016）。解滔等（2013）、刘素珍（2015）应用小波能谱和各频段能谱的相对变化，较好反映了地电阻率变化；李鸿宇等（2014）应用曲线周期拟合方法提取了地电阻率破年变异常。

大同地震台（以下简称大同台）地电阻率具有明显的“夏低冬高”年变规律，但NS测向地电阻率在2014年年变畸变，低点未达到背景值，且上升速率偏快。结合观测系统检查和环境调查结果，应用数值分析和三维影响系数分布，分析测区内铁丝网对地电阻率观测的影响，验证大同台2014年地电阻率NS测向年变变化为地电阻率干扰。

1 NS测向异常 1.1 异常出现

大同台地电阻率观测于1983年1月正式投入观测，供电极距均为1 km，测量极距均为0.3 km，观测场地紧靠大同盆地内的口泉断裂[图 1(a)]，历史上此盆地内发生过多次强震。大同地电阻率NS、EW、NW测向呈明显的“夏低冬高”年变规律，2014年NS测向出现年变畸变，低点未达到背景值，且上升速率偏快，见图 1(b)。

1.2 异常排查

（1）观测系统检测。异常核实组对大同台地电阻率异常变化进行现场核实，发现观测系统工作正常，符合《地震及前兆数字观测技术规范》（中国地震局，2001）要求。

（2）观测环境调查。观测环境调查发现，在原环境基础上，2013年底南测量极A₁与供电极M₁之间面积较大桃园搭建铁丝网围栏（图 2），且与地表接触，测量铁丝网接地电阻小于5 MΩ，不符合地电观测规范（刘素珍，2016）。已有研究表明（解滔等, 2015, 2016），低阻体会对地电阻率观测造成影响，而桃园铁丝网为低阻体，在此分析其对大同台地电阻率NS测向的干扰影响。

2 测区NS测向年变形态 2.1 测区地层电性结构

依据大同台NS测向电测深曲线，以水平层状模型计算并参考地电阻率观测资料，得到测区地层电性结构，测区地层分为5层，具体数值见表 1，表中h为地层厚度。

2.2 影响系数理论计算

将地电阻率测区划分为任意的N块区域，每块区域介质电阻率为ρ_i（i = 1，2，…，N）。在测区电性结构稳定、观测装置及布极位置确定时，地电阻率ρ_a是各分区介质电阻率的函数（钱家栋等，1998；赵和云等，1987），即

$ {\rm{d}}\left({\ln {\rho _{\rm{a}}}} \right) = \sum\limits_{i = 1}^n {\frac{{\partial \ln {\rho _{\rm{a}}}}}{{\partial \ln {\rho _i}}}{\rm{d}}\left({\ln {\rho _i}} \right)} $

(1)

一般，各分区介质电阻率在一定时间内相对变化较小，即Δρ_i/ρ_i ≪ 1，因此将式（1）进行Taylor级数展开，二阶及高阶项远小于一阶项，可忽略不计。地电阻率相对变化可以简单表示为各分区介质电阻率相对变化的加权和，则

$ \frac{{\Delta {\rho _{\rm{a}}}}}{{{\rho _{\rm{a}}}}} = \sum\limits_{i = 1}^N {{B_i}\frac{{\Delta {\rho _i}}}{{{\rho _i}}}} $

(2)

式中，B_i称为影响系数，即

$ {B_i} = \frac{{\partial \ln {\rho _{\rm{a}}}}}{{\partial \ln {\rho _i}}} = \frac{{{\rho _i}}}{{{\rho _{\rm{a}}}}}\frac{{\partial {\rho _{\rm{a}}}}}{{\partial {\rho _i}}} $

(3)

同时，赵和云等（1987）、钱家栋等（1998）理论上证明，影响系数B_i必须满足

$ \sum\limits_{i = 1}^N {{B_i}} = 1 $

(4)

依据地层电性结构，以水平层状模型计算大同台地电断面每层介质电阻率变化对地电阻率观测的影响系数（O'Neill，Merrick，1984），见图 3，可见供电极距AB/2 = 500 m时，表层介质电阻率变化对观测的影响系数为正。综上可知，在表层介质电阻率降低时，所测地质体地电阻率观测值降低，表层介质电阻率升高时，地电阻率观测值升高，符合大同台地电阻率NS测向实际年变形态。

3 铁丝网干扰特征 3.1 定性分析

由上述计算可知，大同台NS测向地电断面表层介质电阻率变化对地电阻率观测的影响系数为正。解滔等(2015, 2016)采用有限元数值分析方法，对任意电性结构进行三维影响系数分析，表明在测量电极M、N之间和供电电极A和B之外影响系数为正的区域，浅层介质电阻率上升引起地电阻率观测值上升，浅层介质电阻率下降则引起观测值下降变化；在供电电极和测量电极之间（A、M之间和B、N之间）存在影响系数为负的区域，该区域浅层介质电阻率上升引起地电阻率观测值的下降，而浅层介质电阻率下降则引起观测值上升变化（Lu et al，2004；解滔等, 2015, 2016）。

以影响系数分布定性分析大同台地电阻率NS测向所受干扰。大同台NS测向在供电极A₁和测量极M₁之间搭建的桃园铁丝网低阻体，在影响系数为负的区域，理论上低阻体位于供电电极和测量电极之间时，引起地电阻率观测值上升变化，即低阻干扰源位于影响系数为负的区域时，会导致地电阻率年变幅度减小，且在表层介质电阻率低时，干扰幅度大，在表层介质电阻率高时，干扰幅度低。实际地电阻率观测表明，2014年大同台NS测向电阻率低点未达到背景值，年变幅度减小，与以上理论结果相符，证明大同台NS测向地电阻率在2014年年变畸变，低点未达到背景值，与供电极A₁和测量极M₁之间的桃园搭建铁丝网有关。

3.2 数值分析

利用有限元分析软件ANSYS建立三维有限元模型，计算铁丝网对大同台地电阻率NS测向观测的影响。大同地电阻率观测布极方法采用对称四极法（图 2），供电极距AB =1 km，测量极矩MN = 0.3 km，供电电极施加电流为1.52 A。根据测区电性结构，结合解滔（2013）对地电模型几何尺寸的选择，模型厚度设置为2 000 m，模型长宽均设置为4 000 m。设铁丝网为正方形金属铁导线，边长为200 m，采用PLANE67热—电线单元，选用SOLID69实体地层模型单元，对铁丝网划分网格，见图 4，其中(a)图为铁丝网所在位置有限元模型水平剖面，(b)图为铁丝网所在水平面中心布极区网格划分剖面。

采用稳恒电流场有限元（阎昭文，2006）计算方法，计算铁丝网搭建前后对大同台地电阻率NS向的影响数值，与实际地电阻率观测数值进行对比，结果表 2。铁丝网搭建前后地电阻率观测值变化为+0.23 Ω·m，有限元模型计算变化值为+0.14 Ω·m，可见，大同台地电阻率NS测向2014年开始的趋势上升变化幅度与搭建的桃园铁丝网有关。

4 结论

综上所述，可知2014年大同地震台地电阻率NS测向出现的年变畸变现象，与供电极A₁和测量极M₁之间的桃园搭建铁丝网有关，主要结论如下：①浅层介质影响系数为正，可用三维影响系数结论快速解释大同地电阻率NS测向出现的上升现象；②采用有限元数值分析定量判定铁丝网对地电阻率观测的影响幅度，认为大同台地电阻率NS测向当前存在的趋势异常变化是地电阻率干扰。