0 引言

视电阻率法是一种与孕震过程存在内在联系的间接测量方法，目前已普遍采用该方法进行地震前兆信息提取。1966年邢台M_S 7.2地震发生后，中国开始进行视电阻率定点连续观测。通过50多年的探索和实践，在多次中强地震前记录到地电阻率显著的中、短期异常（钱家栋等, 1985, 1998；杜学彬，2010）。张明东等（2023）研究发现，1976年唐山M_S 7.8地震前，宝坻地震台电阻率无年变，但震后出现明显异常变化；Lu等（2016）发现，2008年汶川M_S 8.0地震前，郫县、江油和武都地震台均出现显著前兆异常。多年观测结果表明，大部分台站地电阻率存在季节性年周期变化，研究认为，主要由测区表层介质电阻率随季节变化所致（金安忠，1981；张学民等，2009）。毛先进等（2003）计算分析了表面薄层干扰对视电阻率观测的影响，从岩石学导电性角度分析发现，含水岩石或土层介质电阻率随降水存在相应变化，指出“正常年变”和“反向年变”的概念；Lu等（2004）通过计算影响系数发现，视电阻率“年变”和“反年变”与介质表层电阻率的影响系数有关；解滔等（2013）对江苏新沂地震台视电阻率反向年变特征的分析表明，测区地下介质的横向不均匀可以引起视电阻率年变化；于晨等（2023）利用断层虚位错方法，对2017—2019年吉林松原地区4次中强地震前地电阻率异常进行分析，认为绥化和四平台电阻率异常幅度的差异与区域主压应变率的大小相关。因此，分析地电阻率异常变化的具体产生机制，对地震分析预报工作具有重要意义。

1 台站概况

绥化地震台（下文简称绥化台）位于绥化市以西5 km处，地处松嫩平原，1976年投入工作，曾因观测环境变化2次搬迁，2002年迁至现址（图 1）。目前是负责监测黑龙江地区地震活动的唯一视电阻率台，观测仪器为ZD8B-Ⅱ型数字地电仪，采用对称四极装置（图 2），布设NS、EW两测道，外线路采用地埋方式，电极为800 mm×1 000 mm铅板，厚度为4 mm。观测参数见表 1。该台视电阻率观测数据质量高、映震效能好。

研究区内断裂较为发育，分布有NE向呼兰河断裂、海伦—任民断裂和扶余—肇东断裂，以及NW走向的滨州断裂、第二松花江断裂、岔林河断裂和富裕—明水断裂等（图 1）。绥化台位于呼兰河断裂上，该断裂第四纪早、中更新世断裂活动频繁，走向N50°E，倾向SE，为左旋兼走滑性质的正断裂。

绥化地区作为老震区，历来是黑龙江省地震重点关注地区。历史上，该区域内曾发生2次6级强震，分别为1941年5月5日绥化6.0级和1942年9月2日绥化6.0级地震。2003年至今，台站周边300 km范围内多次发生M≥4.0中强地震（图 1），典型震例有：2005年7月25日黑龙江林甸M_S 5.1地震（Δ =125 km）、2009年5月10日安达M_S 4.2地震（Δ = 130 km）、2013年10月21日吉林前郭M_S 5.8震群、2017年7月23日吉林宁江M_S 4.9地震（Δ = 212 km）以及2018年5月28日吉林宁江M_S 5.7地震（Δ = 235 km）。上述地震前，绥化台视电阻率测值均出现明显异常变化。

2 电性结构模型及影响系数 2.1 电性结构模型建立

据黑龙江省地质记录，绥化台测区地下介质主要由页岩、泥岩和砂质泥岩组成，基本呈水平产状（图 3），尤其是底层（K2）地层，宽阔深厚，可视作水平层状展布，该层或以下层位为本台观测层位。因此，文中采用水平层状模型（与该地区地下介质参数吻合）计算和分析介质电性结构。

2.2 反演计算结果

依据绥化台测区内电测深实测数据（张亚江等，2005），采用一维电磁测深程序对NS、EW两条测线开展垂向直流电测深反演，获得该台地电布极区地下电性结构计算结果（表 2），结果显示，该台电测深曲线类型属QQ型（图 4）。由表 2可知，绥化台测区两测道参数基本相同，说明该区地下介质基本均匀，且水平展布。个别层介质参数存在少许差异，说明台站下方存在一定非均匀性，与实际情况相符。

2.3 影响系数

在分层模型基础上，进一步计算各层介质的一维影响系数（解滔，2016），结果见图 5和表 3。模型中1、2、3、4层的影响系数分别用B₁、B₂、B₃、B₄标识。随着供电极距AB增大，B₁减小趋势明显，在30 m（图中B1、B2实线转虚线对应的观测深度）后转变为负值；B₂和B₃先增大后减小，在500 m深度后转为负值；B₄整体呈增大趋势。绥化台在观测深度（500 m）处，B₁、B₂均表现为负值，其中B₁处于正负变化区间，数值接近于0。

3 视电阻率变化特征解释

绥化台视电阻率观测数据较为稳定，信噪比高、同步性好，其年变化幅度在2.2%—2.9%之间波动。长期观测数据具有清晰的夏高冬低的年变化特征，以及趋势性变化、日变化、快速变化等（图 6）。观测数据的规律性变化成因可能与台站所处场地介质的特殊性有关（解滔等，2016）。本研究尝试从电性结构入手，分析和讨论引起绥化台电阻率各种变化的原因。

3.1 反年变分析

研究表明，季节性降雨是地表浅层介质电阻率观测的主要影响因素，其影响在年尺度变化上表现出明显的相关性，且在时间上具有短期滞后效应。电阻率观测年变化特征与场地介质表层电阻率的影响系数有关（Lu et al，2004），若影响系数为负值，预示着对视电阻率的影响是反向的，即该层电阻率降低时对视电阻率观测值起到升高影响，反之将引起视电阻率降低。

根据上述影响系数计算结果，绥化台场地各层影响系数具有正负变化现象，负值存在于第1、第2层。在观测深度（AB/2 = 500 m）处，B₁（NS向处于正负过渡区域，数值趋近于0）、B₂均为负值（图 5），表明绥化台视电阻率观测值具有反年变作用机制，与该台视电阻率实际观测曲线所表现的年变化特征相同，说明绥化台电阻率观测数据年变化是浅层介质作用结果，反常年变是该场地的正常变化规律。

3.2 水位影响分析

在进行水位分析时，需区分表层水位和深层水位。其中：表层水位受大气降雨、抽水及灌溉等因素影响，测区浅层潜水位的变化是地电阻率年变化的一个影响因素，与年变具有相同的物理成因；深层水位对电阻率观测展现出趋势影响，其与岩石孔隙度及含水量饱和度具有相关性。绥化台水位类型属于赋存在裂隙中的“潜水”。据统计，201—2024年，绥化台地下水位观测数据曲线呈冬春埋深小、夏秋埋深大的年周期波动特征，水位长期稳定在20—25 m深度，与该台电性层位置相对应（图 7）。该层介质电性影响系数为负值，具有反向影响特性，表现出深层水位变化与电阻率观测曲线反向变化的现象。

3.3 短期强降雨和抽水影响

短期强降雨对视电阻率测值的影响机制与浅层水位的影响相似，其正常影响表现为：视电阻率测值在雨季呈上升趋势，强降雨使得这一变化过程被加速（这与此变化为异常的观点相悖）。例如：2018年7月，研究区降雨量明显增加，绥化台电阻率EW向呈同步加速上升变化；2022年8月，绥化台电阻率值呈短期加速上升。因此，降雨是影响绥化电阻率快速变化的主要因素之一（图 8，表 4）。这种加速上升变化是第1层介质影响的结果。

短期抽水同样会造成绥化视电阻率的快速变化，其影响机制与浅水位变化影响相同。例如：2012年3月14日—17日，绥化台视电阻率NS向测值出现快速下降变化[图 6(d)]，经调查，在数据变化期间，因配合市政新修公路施工进行抽水，该公路近EW向。

3.4 温度影响分析

中国部分视电阻率观测数据具有清晰的日变化形态（解滔等，2019），绥化台视电阻率观测即为其中之一，日变化形态表现为：白天（凌晨4时至下午4时）变化幅度大，夜间（下午5时至凌晨3时）变化幅度小（图 9）。此种日变形态与布极区温度变化呈显著正相关，与大地电场数据（同台站）的日变形态不同。在年尺度上，绥化电阻率日变幅度具有夏高—冬低型年变特征，与电阻率法年变具有相同的作用机制。

戴勇等（2021）认为，温度主要通过观测仪器、观测系统(外线路和电极)、场地介质（布极区内的导体和土层）等对地电阻率观测产生影响。绥化台地电观测外线路采用地埋方式，不易受温度影响；ZD8B系列地电仪适应温度范围为0—40℃，观测室温度年变化在18℃—25℃，观测仪器基本不受温度影响；观测电极埋深为2.5 m，位于冻土层之下，温度变化较小。因此，该台观测系统受温度变化影响较小，视电阻率测值随温度的变化主要是表层介质对温度变化的响应。

徐世浙（1985）研究认为，地表浅层温度变化是由大气温度变化引起，随着深度的增加，温度的影响幅度会越来越小，满足下式

$ T={{T}_{0}}{{\text{e}}^{-\sqrt{{}^{\omega }\!\!\diagup\!\!{}_{2{{\kappa }^{z}}}\;}}}\sin (\omega t-\sqrt{{}^{\omega }\!\!\diagup\!\!{}_{2{{\kappa }^{z}}}\;\ }) $

(1)

式中：T₀为温度变化幅度；κ为介质热扩散率，地表土层κ = 0.004 9 cm²/s；ω为温度变化角频率，就日变化而言，ω = 2π/d（d为影响的地表深度）；z为深度。温度对介质电阻率的影响主要表现为随温度升高逐渐降低，零度时的表现更加显著。

利用式（1），计算得到温度日变化对地表的影响深度为0.4 m。此深度位于电性分层的第1层（冻土层），对视电阻率观测值具有反向作用。也就是说，白天温度高，介质电阻率降低，反向作用结果为视电阻率上升，即观测值白天为高值，夜间相反。Тархова（1963）的实验结果认为，昼夜温差能够引起地表介质等效电阻率出现大幅度变化。综合分析认为，由地表温度引起的第1层介质电阻率的变化是视电阻率日变的主要贡献源。

3.5 震兆异常分析

上文分析了绥化台视电阻率的正常长短期变化的成因，而与这些正常变化相违背的变化，无法仅用地下介质的影响来解释。通过对历史上几次异常变化的核实，认为大部分为震兆异常。2003年以来，绥化台周边300 km范围内发生多次M_S≥4.0地震，通过分析该台NS、EW向视电阻率数据变化与历史地震发生时间的吻合程度，共5次地震前出现异常形态（表 5，图 10），异常主要表现为2种典型特征：一种形态为数据短期稳定在一定范围内，称为“横向稳定”特征；另一种是多年趋势下降变化形态。

3.5.1 “横向稳定”异常特征

在5次震例中，2005年7月25日黑龙江林甸M_S 5.1地震和2017年7月23日吉林宁江M_S 5.0地震发生前，绥化台视电阻率NS、EW向均呈横向稳定特征（表 5，图 10）。其中：林甸M_S 5.1地震距绥化台152 km，震前1个月，绥化NS、EW向数据整体均稳定在一定范围内，形成横向稳定形态，持续时间约35天，震后观测曲线恢复至正常上升形态；宁江M_S 5.0地震距绥化台230 km，震前2个月绥化电阻率NS、EW分量出现横向稳定形态，持续时间约30天（表 5），后电阻率显著下降，直至发震（刘长生，2018）。

据Stopiński（1992）给出的单轴压力下电阻率变化实验结果，在岩石加卸载过程中，电阻率变化会经历4个阶段，其中第2阶段表现为相对平衡状态，在此阶段，尽管继续加压，电阻率变化仍相对缓慢。绥化台视电阻率观测在2次地震前的横向稳定异常形态，与该阶段较为吻合，说明该形态可以作为一种可能的震前异常信号，用于绥化台日常地震监测预报工作。

3.5.2 趋势下降异常特征

在5次震例中，2009年5月10日安达M_S 4.2地震、2013年11月23日吉林乾安M_S 5.8震群、2018年5月18日吉林宁江M_S 5.7地震均发生在绥化台视电阻率趋势下降转折回升过程中（表 5，图 10）。其中：2009年安达M_S 4.2地震距绥化台123 km，地震发生前3年，即2006—2008年，该台电阻率NS、EW分量数据整体呈明显的趋势下降变化，地震发生在下降结束开始转折回升的过程中；2013年乾郭M_S 5.8震群距绥化台240 km，2009—2012年，绥化台视电阻率数据整体呈下降趋势，2012年8月恢复正常变化，在趋势下降结束1年后发生地震；2018年吉林宁江M_S 5.7地震距绥化台250 km，地震同样发生在视电阻率趋势下降后转折回升过程中。

多年趋势变化主要反映了区域应力的长期积累，趋势转折则反映了区域应力场的调整（杜学彬，2000）。据于晨等（2023）基于地震虚位错模式体应变方法的计算结果，主压应力以近EW向挤压为主，而绥化台位于地震发生前的挤压增强区域内，震前视电阻率下降变化与测区挤压变形特征相吻合。

4 结论

通过对绥化视电阻率数据的跟踪梳理，结合对该测项的历史研究成果和异常核实工作，对数据中的多年趋势变化、年变化、日变化和短期加速变化等特征产生原因进行分析，得到以下认识：

（1）经计算，得到绥化台电测深曲线为QQ型。台站视电阻率基本呈水平分布，通过对地下层位进行反演，结果显示，布极区地下介质共分为4层，其中第2层为含水层，深度为1.7—23.9 m，与实际水位观测层位相符，该层对应的绥化台视电阻率NS、EW向的影响系数均约为0.9，明显高于其他3个层位，认为第2层介质电阻率变化是反映震前异常变化信息量的主要层位。

（2）绥化台视电阻率NS、EW测向同步性较好，存在夏秋高、冬春低的反年变形态。电性结构模型的第2层电阻率由于受到冬春埋深小、夏秋埋深大的地下水位波动影响，其数值呈现冬春低、夏秋高的反向变化，与实际电阻率观测结果一致，但存在时间延迟，非主要影响来源。而由温度、降雨量的季节性变化引起的第1层电阻率年变是地电阻率年变的主要贡献源。

（3）绥化台视电阻率NS、EW向均显示出上午高、下午及晚间低的正向日变形态，主要受到温度影响，国内较多地电观测台站出现类似日变形态，如内蒙古自治区的宝昌台、天津的宝坻地震台。

（4）绥化台视电阻率多次快速变化，与测区降雨、公路修建施工过程中抽水等因素有关。

（5）绥化台视电阻率多年趋势下降变化，主要与地震发生时台站处在挤压增强区域有关。由2003年以来的5次震例可知，在一定区域范围内，中强地震发生前，绥化台视电阻率均能捕捉到显著的震兆信息。

黑龙江省地震局绥化地震中心站参与多次现场核实工作；中国地震台网中心解滔研究员提供了部分计算程序；天津市地震局张明东高级工程师对本文撰写提供了指导性建议，匿名审稿专家为本文的完善提出了宝贵意见，在此一并表示感谢！