2016, Vol. 31
地电阻率观测在我国地震监测中开展了50年，积累了大量的观测数据和科学研究成果，在方法理论、观测技术、观测数据应用等方面取得了较大发展(赵玉林等, 1978, 1979；钱复业等, 1980；金安忠, 1981; 钱家栋等, 1993; 赵和云, 1994; 赵家骝等, 1996；Ma, 2002; 陈峰, 2003；Lu et al, 2004; 黄清华, 2005；Huang, 2008; 赵国泽等.2010；杜学彬等, 2010, 2015; 高曙德等, 2010, 2013; 武安绪等, 2011; Zhao et al.2013; 张丹等, 2013；张宇等, 2014; 周剑青等, 2014; 张凌等, 2016；戴勇等, 2016).目前，国内地震系统的地电阻率观测多采用温纳装置，其供电电极和测量电极的埋深为2m左右, 观测系统占地面积大，需要环境保护区的范围达2~5 km2(杜学彬等, 2006)，随着地方经济的快速发展，地震观测环境逐渐遭到破坏，国内有关专家(田山等, 2009; 聂永安等, 2010; 石双虎等, 2015)提出了通过将装置系统中的电极埋设在较深的井孔中开展井下地电阻率观测，其主要目的是:第一减小了地电观测场地保护面积, 避开地表人文活动的干扰；其次避开或抑制由于潜水涨落引发的地电阻率季节性变化, 更加客观地记录地下电极探测范围内介质电性变化.国内外开展深井地电观测技术已有诸多介绍(吉野登志男等, 1981; 田山等, 2009)，本文介绍的甘肃天水地电阻率观测结果，也是井下试验的一个实际例证; 该装置在抑制干扰的同时, 能否记录到与附近发生的地震有关的“前兆”受到人们关注.
1970年天水地震台开始了地电阻率观测，2008年汶川8.0级地震前天水地电阻率NS道在震前四十二天测值快速上升(方炜, 2009)，高值持续近两个月才逐渐恢复到原来的状态，是地电观测灵敏点.2009年天水地震台地电测区被天水甘泉物流园征用，观测受到严重干扰；2010年初天水地电台开始建设井下观测系统，地电布极方案主要以地电阻率测项为主的综合观测系统(杨兴悦等, 2012)；2013年芦山7.0级和岷漳6.6级地震前，天水深井地电阻率观测到了临震信息(陈雪梅等, 2013)，这个变化与以往的地面观测到地电阻率变化形态有一定的差异，受到学界关注和争议；为了进一步证实异常的客观性，笔者采用天水地电台不同时段(凌晨2点和全天)和不同深度(6 m和100 m电极)的观测数据、运用小波分解方法进行对比分析，来研究干扰事件和地震前后地下介质的地电阻率异常特征，震前得到高频部分是连续的振荡形态，低频信息变化趋势形态与“漏斗”型形状相似、分阶段的视电阻率变化曲线，与过去震例形态(赵玉林等, 1978, 1979; 钱家栋等, 1993.)具有相似性、重复性.说明形变电阻率异常脉冲是震源介质力学性质在临震阶段发生变化的一种表现，对地电阻率预测地震增添了新的佐证.
1 天水台的地下岩性结构、深井布极参数和地电阻率观测方案天水井下观测区域地处崖湾村与白石村之间的永川河一、二级河谷阶地上，据钻孔资料, 上覆第四系覆盖层，厚约20~30 m，上部为黄土, 中部为流沙卵石, 下部以砂卵石为主.覆盖层下部为第三纪粘土层和泥岩，厚约450~500 m，主要为粉砂质泥岩和泥质粉砂岩, 基底为古生界的变质岩.测区岩性如图 1(兰州地震大队, 1978①).距观测室东面是永川河，该河段地势平坦，河面开阔，夏秋两季河水增多，是季节河.西北方向是大江峪河，该河近年几乎断流和干涸，天水台电测深曲线是Q型(李乐进, 1985).
①兰州地震大队，1978.天水地电台建台报告.
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图 1 甘肃省天水地电台测区岩性柱状图 Figure 1 Lithological column of geoelectric region in station of Gansu Tianshui |
天水深井地电阻率有深层、浅层和垂直三种观测方式，1~9#测井分两层敷设电极，距地表 6m处敷设地浅层电极，100 m处敷设地深层电极，布极呈近似等边直角(81°)三角形，大致呈南北、东西、北西向分布.NS、EW向供电极距为300 m，测量极距为100 m，NW向供电极距为390 m，测量极距为130 m (如图 2所示).对8号井进行垂直观测，供电极埋深分别为100 m、6 m (4 m), 测量极埋深分别为68 m、36 m.由于场地限制，NS、EW向井孔并非四点一线(据安海静，2011②)，但偏差在极距的5%以内，符合地震台站观测环境技术要求第2部分:电磁观测(杜学彬等，2006).
②安海静, 2011, 天水台深井地电阻率观测建台报告.
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图 2 井孔分布和电极敷设示意图(1~9#浅层布极; 11~19#深层布极; 方块为电极，安海静，2011) Figure 2 Distribution of borehole location and Schematic diagram of electrode arrangement (1~9# Electrode arrangement in shallow layer; 11~19# Electrodearrangement in deep layer; the quadrate for layout position of powered electrode) |
深井观测技术是借鉴多极距地电阻率观测理论基础，在国内外从20世纪70年代开始发展到今天，理论比较成熟，在机理方面也有优势(钱家栋等, 1993; 赵和云等, 1994; 毛先进等, 2008).天水井下地电观测采用ZD8MI多极距电阻率观测系统(王兰炜等, 2011)，供电电源配合可自动、定时地测量地电阻率和自然电位差；在0~40 ℃温度下仪器的分辨率为：测量自然电位差Vsp为0.1 mV, 测量人工电位差ΔV为0.01 mV, 测量供电电流为0.1 mA, 电阻率测量观测分辨力为0.01 Ω·m.该观测系统包括浅层水平观测(3道)、深层水平观测(3道)等多通道观测(杨兴悦等，2012).于2011年3月建成后用ZD8MI开始观测，2011年10月13日又接入ZD8B开始对比观测(电阻率分辨力为0.01 Ω·m)，观测时段分为两组：一组是(用ZD8MI观测)初步选在每天人为干扰最小的凌晨2~3时测量，每天只测1次，测量各测道的地电阻率和自然电位数据作为日值.第二组采用另一套地电仪器(用ZD8B观测)每天整点深井测量(100 m)，得到24个地电阻率和自然电位整点值.
2 影响地电阻率观测因素和小波分析在地震系统地电测量目的是测量地下灵敏层的电性变化作为地电预测地震的依据，而实际上地面地电测量是一个探测体的综合地电阻率，测量系统的极距不同，探测范围不同，并且不同的探测层的贡献差异较大，对不同地层电阻率变化较难准确地判断.深井地电阻率测量由于极距较短、干扰因素较少，探测范围有限，探测较深地层的视电阻率(近似看作为真电阻率测量)，该层的电阻率变化直接反映某层地下介质电性结构的变化，从而利用地电阻率变化来预测、预报地震.但地电阻率观测在一定程度受地下水位、降雨、气温、以及地层的电性结构等诸多因素的影响，下面就其作逐一介绍.
2.1 影响地电阻率观测因素分析和趋势判定方法根据阿契尔定律，用于表述不同结构之间的岩石(特别是沉积岩)电阻率与其结构参数之间的定量关系(Archie, 1942).公式为
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(1) |
从式(1)可以看出，5个主要参数(ρ0，ϕ，s，m，n)中任何一个发生改变，对岩石整体电阻率都会产生影响.钱家栋等(2013)将用于讨论介质电阻率变化的微观物理机制进行了延伸，公式为
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(2) |
式(2)中，等于号右侧第一项与孔隙流体电阻率有关，描述介质孔隙中流体电阻率变化对介质整体电阻率变化的影响；第二项与孔隙流体的含量有关，描述孔隙流体体积变化的影响；第三项与介质中孔隙体积有关，描述介质中孔隙体积变化的影响；第四项与结构指数m有关，描述介质孔隙排列的导电通道弯曲性程度改变产生的影响.
所以地电阻率变化首先要分析的孔隙流体的问题，天水地电台地电阻率变化(无地震事件时)主要是受地下水位和降雨的影响，从这两个干扰因素中分析判断对地电阻率的影响及年变形态，确定背景变化后，分析异常变化就有对比性.
2.2 Daubechies (dbN)小波系电磁信号容易受到噪声污染，外界的人文活动和工业噪声极易干扰信号的强度，导致无法直接辨别信号的发展趋势.由于信号的发展趋势往往代表信号的低频部分，因此通过信号的多尺度分解，在分解的低频系数中可以观察到信号的发展趋势.在进行低频成分的尺度分解时，随着分解层数的增加，它所含的高频成分会随之减少，因此随着尺度的增加，更多高频的信号被滤掉，可以看到信号的发展趋势，以及周期信号的变化特征.本文利用Daubechies小波(简写为dbN，N是小波的阶数)的分解方法，对天水地电阻率数据进行分析，研究地震前地下介质的地电阻率变化趋势和异常特征.
3 深浅层地电阻率数据的可靠性分析 3.1 观测数据的可靠性分析天水地电台2011年深井改造后投入运行，本文选取2012年1月-2013年12月两组不同时段观测数据(主要讨论NS和EW两个测道浅层和深部的两种电阻率数据)进行研究，观测数据的连续率达到99%以上，通过对观测数据的精度Kσn计算，其计算公式为
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(3) |
其中：N指台站的测道数、d指当月的日数；(σ n)ji指当月第i测道第j天σn的日均值；(ρ n)ji指当月第i测道第j天ρs的日均值.
从表 1计算数据中看出，对于浅层NS道Kσn值，2012年比2013年整体偏大，浅层EW道Kσn值，2012年5月至6月最大，这是由于外电干扰造成，其他月份与2013年计算值接近.对于深井NS和EW道Kσn值2012年计算值为零，2013年除了4月至7月较大，其他月份计算值也接近零，Kσn值都未超过0.5%，说明仪器的工作状态良好，数据的离散度小，强干扰信息少.对比得出，浅层测量计算Kσn值明显高于深井测量，这说明表层数据的离散度较大，仪器观测时受到的干扰较多.
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表 1 2012-2013年甘肃省天水地电台不同方式观测地电阻率年观测精度统计表 Table 1 Observation accuracy of statistics by different ways of observation at the station of Tianshui, Gansu in October 2012-December 2013 |
从表 2中看出，自2011年观测以来NS、EW道浅层电阻率变幅分别在22%~29%，11%~15%范围变化，深井2~3点观测电阻率(ZD8MI)变幅分别为0.6%~0.8%，0.28%~0.6%，深井T24观测电阻率(ZD8B)变幅分别为0.4%~2.6%，0.14%~1.6%，从以上的数据看出，浅层观测的数据年变幅明显大于深部观测，说明井下地电阻率观测能很好的抑制来自地面的干扰.
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表 2 2011年10月-2013年12月甘肃省天水地电台不同方式观测地电阻率年变幅统计表 Table 2 In ground resistivity range of statistics by different ways of observation at the station of Tianshui, Gansu in October 2011-December 2013 |
从文中2.1节分析结果得到，对一个固定的观测场地其他要素相对稳定情况下(排除人文干扰)，地电阻率变化主要是受地下水位和降雨的影响.天水台所处的区域地下水主要为永川河河谷潜水，含水岩性为砂砾卵石层，水位埋深横向上变化较大，地下水埋深从东到西2~15 m，最高水位期在10-11月份，最低水位为每年3-4月份(李乐胜等, 1985).
天水地电台改造后3年的资料(如图 3)看出，浅层观测NS道和EW道电阻率有正弓形的年变化形态，在每年5-8月出现了高值，12月到次年1-2月测值最低.夏秋两季降水最多，从表 3中看出2010-2013年年平均降雨600 mm，其中2013年超过了历年的降水，夏季的降雨是其他年的2倍，而年变化形态却相反(如图 3)，这主要是受地下潜水位变化地影响造成.钱家栋(1993)、赵和云(1994)等对此类问题已有大量的研究成果，本文不再深入，另文专题介绍“潜水分布非均匀状态下水平层状介质”的年变化问题.
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表 3 天水麦积地区年、季降水量统计 Table 3 Yearly and seasonal precipitation at Tianshui Maiji area in every age |
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图 3 2011年3月-2013年12月天水地电阻率浅层观测日值图(a) EW，(b) NS Figure 3 The value of superficial part resistivity at the station of Tianshui in March 2011-December 2013 |
天水地电台深井电极埋深100 m，分布在400 m的范围内，所以仪器探测地地层范围可以近似成一维介质，其地层岩性结构主要是泥质砂岩和泥质灰岩(如图 1)，该层含有比较丰富的地下水，所以降水和抽水对该段地层的影响不大.从图 4中看出，NS、EW测道在2013年4月以前，尽管夏秋降雨季节，但测值比较平稳，看不出年变形态.说明地下观测装置可以减小甚至抑制潜水变化对视电阻率观测结果的影响.
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图 4 2011年10月-2013年12月天水地电阻率深部观测T24整点值图 Figure 4 The value of deep resistivity at 24 hours of observation at the station of Tianshui in October 2011-December 2013 |
本文选取2011年3月-2013年12月两组不同时段观测数据(主要讨论NS和EW两个测道浅层和深部的两道电阻率数据)进行对比研究.ZD8MI多极距地电仪每天只观测一次，所以地电阻率数据作为日测值，ZD8B地电仪整点观测得到的地电阻率是24个整点值，文中用T24表示.
4.1.1 干扰事件引起的电阻率变化从图 3中看出，NS、EW道浅层观测电阻率变化幅度大，且有夏高冬低的年变化形态.2011年12月13日至2012年1月16日，NS道地面A极距测区一处变压器较近，因漏电受干扰观测电阻率值的均方根误差较大；对变压器接地处理后影响减小，但总体说该道测值的年变上叠加高频成分较多(图 3(b)).2012年3月7日-19日仪器故障缺测，2012年5月15日，多极距ZD8MI仪器因故障停侧，5月21日维修对仪器串接了接地电阻后，EW道测值不正常，其电阻率值得变化形态发生了转向(图 3a)，6月22日厂家来人后解决了该问题，这个变化是明确的干扰所致；但从图 4井下观测原始曲线中未看到这种干扰变化.2013年12月18日至22日安装直流转化电源停侧，造成缺数.
井下电阻率值的背景变化中既有单个突跳点，又有丛集的变化点.在地震监测中，依据是地震及前兆数字观测技术规范(电磁观测)要求，对于视电阻率单个点的突跳变化，通常认为是外界输入地干扰或仪器性能及电压波动造成，对于丛集变化应从外界的连续干扰，地下潜水水位的连续变化以及地震前兆异常等多方面考虑，依据这个原则，将对于单个点其值与年均值变化幅度大于1%观测值暂定为不确定值，这些不确定值大于(或小于)年均值加上(或减去)10倍的年标准方差，且在30天内本监视范围内无地震事件对应，就定为干扰点舍去(明确的干扰值就直接舍弃).从2011年10月-2013年12月，对深井观测值进行了预处理，舍去了3个观测值(如表 4).从图 4看出，从2011年10月-2013年3月深层观测值变化稳定，只在2011年10月-12月有较小的波动，这可能与地表变压器漏电有关，处理后两测道年变化形态呈近直线变化.
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表 4 2011年10月-2013年12月天水井下地电阻率异常值 Table 4 Deep well geo-electric anomaly at the station of Tianshui, Gansu in October 2011-December 2013 |
从图 4看出，在2013年4月20日距天水地电台550公里四川雅安芦山7.0级地震前11天，4月10日测值出现明显跳跃式波动变化.NS道背景观测值为4.98±0.01，地震前11天变化范围4.92~5.01 Ω·m，最大变幅达-1.2%；EW道背景观测值为7.04±0.01，地震前11天变化范围7.00~7.08 Ω·m，最大变幅达-0.57%；在4月28日23时28分震中距为350公里茂县MS 4.3地震发生前，NS道电阻率从28日2点开始变小，连续变化到5点达到最低值4.25 Ω·m，变幅为-14%；EW道5点也是最低值6.81 Ω·m，变幅为-3.3%，18个小时后在龙门山后山断裂(汶川-茂县断裂)茂县发生MS 4.3地震.从图 5a R-T看出，2013年1月至3月发生ML≥3.0以上地震发生在龙门山断裂带上，是汶川8.0级地震的余震，距天水地电台300~400 km；4月中下旬在龙门山南段的山前断裂(隐伏断层)发生芦山7.0级地震及一系列余震，距天水地电台300~550 km，该地区从4月20日至5月31日发生了ML≥3.0以上的余震340多次，天水井下电阻率在震前11天(4月10日)开始振荡一直持续到5月4日，此后电阻率的波动变化逐渐回到背景值状态，而5月4日后芦山地震余震也快速减少(如图 5b)，这两个事件在时间上具有同步性，形态上具有关联性.
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图 5 2013年1月至5月天水地震台R-T和M-T分布图 Figure 5 Distribution of R-T and M-T at the station of Tianshui in January to May 2013 |
甘肃岷县漳县交界6.6级地震前，2013年6月11日18时开始，天水台地电阻率再次出现连续的波动变化，NS道背景观测值为4.98±0.01，地震前变化范围4.69~5.08 Ω·m，最大变幅达-5.8%；EW测道背景值为7.04±0.01, 地震前变化范围7.02~7.06 Ω·m，变幅达±0.3%，且测值呈下降趋势；这种波动持续了41天后，在距震中156公里的岷县-漳县发生了MS 6.6级地震.从图 3可看出浅层水平观测值变化幅度大，地震前异常波动无法辨别，而井下地电阻率受干扰程度相对较小，微小的变化都能观测到.那么这些变化现象在地震前出现，是否在以往的震例中记录到相似的前兆异常？
赵玉林等(1979年)发现，1976年唐山7.8级地震的临震前和主震后的一段时间内(即7月12日至10月15日)，昌黎台断续记录到一系列(共31个)电阻率值下降的脉冲, 其中的9个负脉冲断续出现在主震前半月之内，它们叠加在震前连续加速下降的形变电阻率背景值之上，并指出形变电阻率负脉冲与引潮力在成因上有联系，是震源介质力学性质在临震阶段发生变化的一种表现.
2013年芦山地震发生期间，4月10日是阴历的3月初1日(朔日)，4月20日是阴历3月11日(谷雨)，是太阳和月球引力对地球大陆触发“陆潮”的较大时期，1976年唐山地震前后记录到的脉冲全部是负的，而2013年芦山地震前后记录到的脉冲是正负相间，两次地震前后电阻率异常相同点是都有异常脉冲；区别是脉冲的异常形态不同.这个原因可能是(1)离震中距离不同，昌黎台距唐山地震震中70 km，该台离渤海近，受海潮影响较大；天水地电台是一个内陆台站, 距芦山地震震中550 km，受到陆潮影响较大; (2)昌黎台地电阻率观测周期是3小时, 采样率低、记录的信息长周期较多；天水台观测周期1小时，采样率较高记录信息更加丰富；(3)电极敷设的深度不同，昌黎台电极埋在距地表约3 m，高频信息在覆盖层衰减较快，不易记录到；天水台电极埋在距地表 100 m，可以直接记录到丰富的高频信息.那么对于天水地电阻率不同观测周期的曲线是否会与过去昌黎、武都台记录经典震例(1976年唐山地震、松潘-平武等地震)有相似的长趋势性变化形态？下文做分析探讨.
4.2 基于小波变换的信噪分离方法小波变化是处理非线性变化常用的方法，选择合适的小波基是进行信号处理、分析的关键.在目前比较成熟的和常用的小波基中选用对称的双正交小波和有一定近似对称性的正交小波.经筛选，Daubechies小波族中的Db4是进行岩石声发射信号处理的合适小波基(赵奎等，2006；金解放等，2007; 李伟等，2013).基于这个思想笔者对天水地电台深井T24观测的电阻率进行小波分析.选用数据是2011年10月13日至2013年12月31日深井整点值电阻率数据(ZD8B观测)，计算方法是Db4小波(6阶)进行分解，计算数据的取位和仪器观测的精度保持一致，精确到两位小数(如图 6~9).为了确保小波变换的有效性，笔者将趋势1阶和细节1阶(2~4 h)之和原始信号比较，最大差值±0.01，依次类推，趋势6阶和细节1~6节(2~128 h)之和原始信号比较最大差值±0.01，在天水台地电阻率的年变化范围之内，说明分解的误差较小符合实际.由于2012年本地区及周围邻区没有发生较大地震，也无其他影响较大的地质和气象事件，只有在1月初(1-16日)井孔7#(NS道供电A极)附近有变压器的漏电干扰，所以本文选用2012年观测数据作为背景值.2011年10月至2013年12月观测值与2012年背景值同期比较，2013年4月和7月的波动变化，正好出现在芦山7.0和岷县-漳县6.6级地震期间.
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图 6 2011年10月-2013年12月天水台NS道深部地电阻率和小波趋势图 Figure 6 The NS of deep resistivity and wavelet trend chart at the station of Tianshui in October 2011-December 2013 |
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图 7 2011年10月-2013年12月天水台NS]道深部地电阻率和小波细节图 Figure 7 The EW of deep resistivity and wavelet minutia chart at the station of Tianshui in October 2011-December 2013 |
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图 8 2011年10月-2013年12月天水台EW道深部地电阻率和小波趋势图 Figure 8 The EW of deep resistivity and wavelet trend chart at the station of Tianshui in October 2011-December 2013 |
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图 9 2011年10月-2013年12月天水台EW道深部地电阻率和小波细节图 Figure 9 The EW of deep resistivity and wavelet minutia chart at the station of Tianshui in October 2011-December 2013 |
从图 6e~g和图 8e~g中看出，在2011年10月到2012年元月初，由于井孔7#附近变压器有漏电的可能，所以通过db小波分解，这些高频信号信号显现的干扰波形；其次、2012年5月31日-6月18日由于多极距ZD8BI仪器有故障，且进行测试不慎在井孔6#引入了电干扰，在浅层EW道出现了明显的反向变化(图 3a)，可图 3bNS道这种干扰不明显；而用ZD8B井下观测的原始曲线图上无法看出或很微弱(图 4，图 6和图 8a~d)，电干扰信息在db4~db6阶中明显的出现(图 6和图 8e~g)，且信号幅度基本接近，EW和NS道的影响幅度分别是0.14%和0.1%，对于深部100 m的地层电极观测到地表信号的影响是接近的，说明这段地层介质的电性结构基本上是均匀的；而对于图 7细节刻画的不太清晰.另外，从图 6e~g发现，2012年NS道似乎有弓形年变化，在2月中旬达到最高值，在4月中旬逐渐回落，有0.15%的年变幅，而EW测道近直线型变化(图 8e~g).
4.2.2 两次地震事件在芦山7.0和岷漳6.6级地震中，db4~db6阶趋势异常变化都超过了背景值，且出现了漏斗型和勺型的变化形态(图 6~图 8e~g)，这和昌黎观测到1976年唐山7.8级、武都台观测到1976年松潘-平武7.2级地震前的地电阻率变化形态相似(赵玉林等, 1978, 1979; 钱复业等，1980；赵和云，1994；钱家栋，2013).
计算得出，在图 6和图 8趋势4阶后，深层地电阻率出现了趋势性变化，芦山7.0级地震下降变化幅度NS向达到0.3%，扣除0.15%的年变化，这还比2012年5-6月地表引入电干扰的幅度大；东西向异常幅度达到0.28%；岷漳6.6级地震异常变化幅度NS向达到0.4%，东西向达到0.43%.NS测道细节(图 7(b~g))中，周期2~4 h、4~8 h、8~16 h变化幅度分别为±0.32、±0.17、±0.04(Ω·m)，周期16~32 h、32~64 h、64~128 h变化幅度分别为±0.03、±0.0.03、±0.01(Ω·m)，在周期逐步增大的同时，信号的变化的细节更易于分辨.EW测道细节(图 9(b~g))中，周期2~4 h、4~8 h、8~16 h变化幅度分别为±0.12、±0.04、±0.04(Ω·m)，周期16~32 h、32~64 h、64~128 h变化幅度分别为±0.01、±0.01、±0.01(Ω·m)，在周期为16 h后的最大幅值变化基本接近.
地电阻率法预报地震的理论基础在于岩石受力变形时其电阻率发生改变，且濒临破碎前会出现急剧变化，这一变化的基本原因是岩石在不同受力阶段上，或因孔隙变形导致其中固、液、气三种不同特性的物质比例发生变化，或因结构差异引起导电通路发生不同程度的改变，理论上可通过岩石扩展的阿契定律定量说明上述原因(赵玉林等, 1978; Варсуков 1979;钱家栋, 1993), 囯内外受压岩石的电阻率实验证实了上述结果，特别是我国的大标本实验，不仅显示岩石电阻率会随介质应力发生变化，而且得到了与“漏斗”型形状相似、分阶段的视电阻率变化曲线(陆阳泉等, 1990).天水台地电阻率通过小波分析趋势性的变化正说明地层受到区域应力持续作用地下介质的电性变化，细节变化可能体现压磁压电、电磁辐射等效应；从总结的震例得到利用以下降为主“漏斗”型地电阻率趋势变化预报强震具有可靠的物理基础.
地电观测方式改进后, 消除地表环境变化对视电阻率观测结果的影响.提高视电阻率对基岩电阻率变化响应的灵敏度.天水井下地电阻率观测系统工作的3年的时间，恰遇两次中强级地震发生，记录到了震前趋势性的变化和临震时的扰动形态，深井地电阻率观测和小波分析是探索预报地震的一种新思路、新方法.
4.3 小结通过对天水地电台深浅两类装置系统观测结果的对比，比较清晰地看到了位于较深部的装置系统的地电阻率年变化幅度，远小于同台浅部布设的装置系统的结果，显示了该台所设计的深部装置系统在压低表层干扰方面的有效性，是地震观测环境受到严重破坏时创新性的尝试，是解决地震观测与经济建设之间矛盾的有效途径.其二、台站实施深部观测以后，周围600 km范围内所发生过两次6级以上地震(2013年4月20日四川雅安7.0级和2013年7月22日甘肃岷县6.6即地震)，震前出现了不同形态的异常变化.
5 结论(1)地电井下观测比地表观测干扰小，而且井底供电，井底测量，电阻率值更加稳定，电阻率值几乎在0.02 Ω·m变化范围内波动，正常年变化率低于1%.
(2)电极深埋于井孔中，测量与供电线也深埋地下，较好地解决了地面基建开挖、浇灌田地、偷盗线缆等人为干扰以及刮风、雷击等自然干扰问题.
(3)深井观测资料记录到了两次中强级地震前的异常变化，通过小波变化分析的结果与过去总结的震例形态具有相似性和重复性.
(4)易于维护，适合将来发展有人看护无人职守的台站，是地电观测发展的有益探索.
致谢 感谢两位审稿人和编辑部提出的重要修改意见和建议；与中国地震局预测所赵家骝研究员、钱家栋研究员进行了有益探讨，甘肃省地震局安海静高工提供了建设资料，对深井系统的设计者、建设者表示感谢，电阻率数据来自天水中心地震台，芦山地震余震来此中国地震台网中心(http://10.5.202.22/bianmu/index.jsp).| [] | Archie G E .1942. The electrical resistivity log as an aid in determining some reservoir characteristics[J]. Trans AIME, 146 (1) : 54–62. DOI:10.2118/942054-G |
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