沂沭斷裂帶地區(qū)地下水及地面沉降對流動重力觀測的影響

李樹鵬 祝意青 賈 媛 崔華偉 殷海濤 吳 雙 王鋒吉 陸漢鵬

1)山東省地震局，濟南 250014 2)中國地震局第二監(jiān)測中心，西安 710054

0 引言

沂沭斷裂帶是郯廬斷裂帶的山東段(朱光等，2001)，是魯西斷塊與魯東斷塊的構造分界線，歷史上發(fā)生過1668年郯城8級地震和公元前70年安丘7級地震，造成了嚴重的人員傷亡和財產損失(晁洪太等，1995； 王志才等，2015)。其中安丘-莒縣斷裂是沂沭斷裂帶內的全新世活動斷層，前人通過野外地質調查、 大地電磁、 小地震活動分析、 GPS速度場等手段對該斷裂進行了大量研究，認為沂沭斷裂帶北段目前處于閉鎖階段，有發(fā)生7級以上強震的可能性(徐錫偉等，2017)。

流動重力觀測是強震中長期預報的有效手段(祝意青等，2012)。山東省地震局20多年來利用LCR-G和CG-5相對重力儀在沂沭斷裂帶地區(qū)開展了每0.5a一期的流動重力重復觀測，取得了大量重力變化觀測成果； 2019年位于沂沭斷裂帶北段的昌邑—新河測段出現(xiàn)重力異常，中國地震局據(jù)此將該區(qū)域圈定為6級地震危險區(qū)，后經核實確定該異常為地下水減少所致。由此可見，對于流動重力觀測中出現(xiàn)的異常，有必要明確是由構造引起的還是非構造背景場變化所引起，尤其要加強對有強震背景地區(qū)的非構造背景場的認識。

在分析2010—2020年間的重力變化時發(fā)現(xiàn)，沂沭斷裂帶北段的重力變化幅度明顯大于其他區(qū)域，重力變化梯度帶沿斷裂帶分布，明確該變化是否為構造背景場變化所致對于地震中長期預測至關重要。為此，本文以沂沭斷裂帶及周邊地區(qū)為研究區(qū)，以高精度流動重力觀測數(shù)據(jù)為基礎，結合大地構造、 地層巖性、 地下水、 GPS等背景場資料，通過高時空分辨率地殼形變場圖像及地下水變化的時-空分布特征，定量計算GPS及地下水變化對重力觀測的影響，獲取經校正的重力場變化圖像，所得結果對沂沭斷裂帶地區(qū)的強震中長期預報具有重要的實際意義。

1 重力異常概況

山東省地震局利用LCR-G型和CG-5型重力儀在沂沭斷裂帶地區(qū)開展每0.5a一期的流動重力觀測，在對觀測數(shù)據(jù)進行固體潮、 儀器高、 一次項、 氣壓等改正的基礎上，以泰安、 日照、 煙臺絕對重力點作為起算基準點，采用經典平差方法進行處理計算，獲得各測點的絕對重力值。各期資料的觀測情況見表1。22期資料的點值平均精度介于7.2～14.8μGal之間，數(shù)據(jù)精度較高，質量可靠。

表1 山東省重力觀測資料情況(LCR-G型及CG-5型重力儀)

通過 2010年8月—2020年9月重力觀測資料的差分處理結果可見，研究區(qū)各個區(qū)域的重力場變化情況差異較大(圖1)，具體表現(xiàn)為： 1)在以廣饒為中心的近圓形區(qū)域內重力場呈現(xiàn)大幅度正變化，各測點的變化情況為： 柳橋上升247μGal； 廣饒上升196μGal； 濱北上升35.8μGal； 龐家下降4.3μGal； 壽光上升19μGal； 稻田上升37μGal。2)在以昌邑為中心的圓形區(qū)域內重力場呈現(xiàn)大幅負變化，各測點的變化情況為： 昌邑下降130μGal； 濰坊下降11μGal； 明村下降38μGal。除上述2個地區(qū)外，淄博一帶的重力場下降48μGal，其他區(qū)域的重力場變化幅度在40μGal以內。

圖1 2010-08—2020-09原始重力變化圖

表2 重力變化與震級的定量指標

從圖1 可以看出，沂沭斷裂帶北段的東、 西兩側出現(xiàn)大范圍的正、 負變化。其中東部呈現(xiàn)負變化，下降中心在濰坊市昌邑一帶，下降幅度約為130μGal，平面直徑約為80km； 西部呈大幅度的正變化，上升中心位于柳橋—廣饒，正變化高達247μGal，正變化區(qū)域的直徑>100km。參考前人總結的重力變化量級與震級的定量指標(表2)(賈民育等，2000； 祝意青等，2018； 胡敏章等，2019)，沂沭斷裂帶北段周圍的重力變化幅度對應著MS>8的地震； 與此同時，斷裂西部正變區(qū)域的直徑僅為100km，明顯<8級地震所對應的直徑約600km的范圍。在區(qū)域存在地下水漏斗、 地面沉降，且重力變化平面范圍與變化量級所對應的震級存在矛盾的情況下，上述重力場異常變化可能由干擾導致。因此，對地下水及GPS變化進行分析并明確重力變化是否由構造導致勢在必行。

2 研究區(qū)概況與分類

研究區(qū)按照地理地貌不同可分為2類，即平原區(qū)和山地丘陵區(qū)。2類分區(qū)的構造背景、 地層巖性、 地貌、 水文地質等都存在明顯差異。

2.1 平原區(qū)概況

研究區(qū)內的平原區(qū)位于魯西—魯北平原區(qū)東部，該區(qū)古近-新近紀以來以大幅度沉降運動為主，新生界不整合地覆蓋于老地層之上，地表全部為第四系沉積物(任虎興，2017)。地勢由南向北傾斜，南緣與魯中南山地丘陵接壤，自南向北發(fā)育了山前沖積扇、 沖積平原、 濱海平原，山前沖積扇以冰積或洪積為主，上部多為亞黏土，下部以砂礫石為主； 沖積平原主要沉積了沖積、 洪積物； 濱海平原以沖積為主，并夾有多層海相地層(錢永，2007)。

平原區(qū)含水層的分布規(guī)律和富水性受古地理、 古氣候等條件的影響，尤其受地質構造運動的控制。含水層組的分布和富水性復雜多變，表現(xiàn)出水平和垂直方向上的變化性。含水層主要為第四紀松散沉積物孔隙含水層，按照深度劃分可分為淺層含水層、 中深層孔隙含水層和深層孔隙含水層。其中，淺層含水層的埋深多<50m，性質一般是非承壓潛水，水儲層以粉砂巖、 細砂巖、 松散砂土為主，多受到條帶狀分布的古河道控制； 中—深層含水層埋深>50m，含水層厚度變化較大，由20m至數(shù)百米不等，地下水性質為承壓水，儲層巖性以砂泥互層、 細砂巖、 松散黏土、 砂礫石為主。良好的地下水儲層為該區(qū)的工農業(yè)生產提供了條件。自20世紀80年代起地下水位開始下降，且下降的速率逐年加大。21世紀以來，淄博—廣饒—濰坊、 昌邑等地大量開采淺層潛水用于生活、 農業(yè)灌溉，在這一帶發(fā)育了連片的潛水漏斗(圖2)； 而濱州—廣饒—壽光一帶對深層承壓水進行了大量開采，發(fā)育有深層地下水漏斗(孫曉明，2007； 曹濱，2017； 孫景林等，2018)。

圖2 沂沭斷裂帶及周邊地區(qū)的地層分布圖

地下水位下降與地面塌陷、 地裂縫、 咸水入侵、 地面沉降等地質問題有著緊密的聯(lián)系，由于平原區(qū)巖性為第四紀松散沉積物，且在濱州—廣饒一帶開采深度大，所開采的多為承壓水，承壓水減少后，深部地層孔隙承壓能力下降，原本的孔隙結構不足以支撐上部負荷，黏土層形成了不可逆的塑性壓實，導致深層地下水漏斗區(qū)出現(xiàn)地面沉降問題。地下水位下降與地面沉降均會造成重力觀測值改變，多年累積的改變量對重力的干擾甚至高達數(shù)百μGal，因此有必要對漏斗區(qū)的重力觀測數(shù)據(jù)進行地下水改正及形變改正。

2.2 山地丘陵區(qū)概況

山地丘陵區(qū)自新構造時期以來以隆起運動為主，地表出露分布了大面積的巖漿巖、 深成變質巖、 碳酸鹽巖等(圖2)，其中太古宇變質巖、 多期的花崗巖、 火山巖等占大多數(shù)。這類巖石多形成于高溫高壓環(huán)境并經歷了長期的壓實作用，其孔隙度明顯低于第四紀松散沉積物，同時其孔隙連通性也較差，因此這類巖層一般不具備作為大規(guī)模地下水儲層的條件。同時，山地丘陵區(qū)的地下水主要分布在濱海河谷、 山間谷地、 基巖裂隙和碳酸鹽巖地區(qū)，相較于平原區(qū)，這類地區(qū)的地下水具有分布范圍有限、 含水層厚度小、 巖石孔隙度較小、 地下水補給來源較少等特點。上述2個因素導致山地丘陵區(qū)的水資源相對較貧乏，不具備大規(guī)模開發(fā)地下水的條件，需要大量采水的工農業(yè)產業(yè)在此區(qū)域分布很少。

此外，山地丘陵區(qū)分布的巖石硬度高且顆粒間固結性更好，出現(xiàn)水位變化時，地層產生的幾何形變一般為彈性形變，待水位恢復后，這類巖石會恢復原貌。據(jù)此特性，山地丘陵區(qū)會出現(xiàn)局部的地下水位季節(jié)性變化，但不會造成地面沉降、 地面塌陷等問題。

綜上所述，山地丘陵區(qū)多年以來幾乎沒有地下水漏斗、 地面沉降、 地面塌陷等環(huán)境地質問題(孫曉明，2007)，據(jù)此推斷重力場在該分區(qū)的觀測研究很少受到上述干擾。為簡化問題，可將山地丘陵區(qū)視為無需排除地下水及GPS干擾的理想重力場。

3 地下水異常及校正

通過分析2010年8月—2020年9月間研究區(qū)部分觀測井的水位數(shù)據(jù)可以看出，該區(qū)地下水位的變化具有分區(qū)性(圖3，4)。位于山地丘陵區(qū)的棲霞魯07井、 莒南魯14井、 棗莊魯15井、 蒙陰魯33井和諸城昌城、 萊蕪張家洼等地的井水位近十年來總體穩(wěn)定，最大變化幅度在5m以內，具有季節(jié)性波動特征； 位于平原區(qū)的昌邑井、 廣饒魯03井、 壽光井的水位總體上呈明顯下降趨勢，尤其是自2014年以來地下水開采速率明顯加快。其中，廣饒—壽光、 昌邑兩地的地下水位下降情況在研究區(qū)內最為突出。

圖3 山東省流動重力測量路線及觀測井、 CORS站分布圖

3.1 廣饒—壽光的地下水異常

廣饒—壽光的地下水漏斗呈近長條狀分布，走向EW，東邊以彌河為界，向S發(fā)展到廣饒、 壽光的南部。漏斗中心區(qū)域主要沿廣饒、 壽光一線發(fā)育，其中廣饒大王—壽光化龍、 壽光城西的水位埋深最大(劉詠明等，2015)。

廣饒—壽光的漏斗由廣饒、 壽光牛頭漏斗發(fā)展而來。該漏斗處于黃河的下游地區(qū)，其分處的水文地質單元是淡水分布區(qū)，地下水賦存和資源條件良好，但其地形高、 引黃條件差，導致地下水補給較困難。該區(qū)自20世紀60年代末開始開發(fā)利用淺層地下水，形成地下水降落漏斗并向縱深發(fā)展； 1980年廣饒南部淺層的地下水水位埋深已達8m； 1985年廣饒漏斗向縱深發(fā)展，與壽光牛頭鎮(zhèn)漏斗連為一體，之后漏斗區(qū)逐漸向S偏移； 1995年漏斗中心水位埋深已達29.04m，水位降速為1.5～1.7m/a； 1995—2005年漏斗水位面積略有增加，但水位變幅較小，廣饒漏斗發(fā)展相對平衡(劉詠明等，2015)。

2010年以來，廣饒一帶的淺層地下水開采得到有效遏制，同時受到海水入侵及年均降雨量增加的影響，淺層地下水水位有小幅回升(圖4)。與此同時，廣饒—壽光深層地下水漏斗發(fā)展加快，廣饒魯03井位于廣饒測點北15km處，觀測深度為2048m，觀測段巖性為下古近-新近系砂巖，該井自2010年以來的水位平均降速達2.27m/a，2014年后水位下降最快時速度達4m/a(圖4)； 需要說明的是，廣饒魯03井的觀測層段位于承壓含水層，其觀測到的水位變化只能反映深部壓力的大小，不代表承壓含水層每年缺失4m厚的水層，但深層地下水漏斗會引起地面沉降，這與廣饒、 壽光CORS站觀測到的地面垂向大幅下降具有很好的對應。

圖4 觀測井水位變化時序圖

3.2 昌邑地下水異常情況

昌邑地區(qū)水文環(huán)境影響因素較多，其中地下水側向補給、 灌溉回歸補給、 蒸發(fā)、 河流滲漏等因素僅使地下水位出現(xiàn)小幅度的年內波動，人工大規(guī)模開采地下水是潛水位下降的主要原因，這導致昌邑及周邊地區(qū)形成地下水位降落漏斗(李樹鵬等，2020)?；诓氐貐^(qū)2口水井2010—2020年期間的井水深度變化(部分數(shù)據(jù)通過內插值法獲取)擬合了測點下方的水位變化，得到的最低水位和最高水位分別為-3.2m和-24m，平均水位為-13.6m，變化量可達-20.8m。

3.3 地下水的重力效應

研究區(qū)開采的地下水分為承壓水和潛水2類。其中，廣饒—壽光一帶大量開采承壓水，承壓水沒有自由水面，水體承受靜水壓力，與有壓管道中的水流相似。由于承壓水位變化僅反映深部水體壓力變化，不代表水體的實際變化量，因此并不直接影響重力。但由于靜水壓力下降會導致固體骨架承受更多的上部負荷壓力，當作為水儲層的第四紀松散沉積物所受壓力超過承壓能力極限時，會產生不可逆的塑性形變，孔隙被壓實，儲層空間減少，宏觀上表現(xiàn)為地面沉降(圖8)； 壽光—昌邑一帶存在潛水漏斗，潛水儲藏于第一隔水層之上，埋藏深度不大，受降雨和農田灌溉影響較大。潛水具有只受重力加速度作用影響的自由表面，而沒有承受其他壓力，因此只需要計算缺失水體的直接引力?？刹捎脽o限平面層模型(賈民育等，1983； 張為民等，2005； van Campetal.，2006； 王曉兵等，2009； Kazamaetal.，2012； 張坤，2017)進行計算，公式為

Δg1=2×π×G×μ×ρ水×Δh≈42×μ×ρ水×Δh1

(1)

式(1)中，G為萬有引力常數(shù)，μ為給水度，Δh1為水位變化高差(單位： m)，ρ水=1000kg/m3。上述參數(shù)中，給水度μ的選取對計算地下水漏斗對重力的影響至關重要，但目前不同學者對華北地區(qū)含水層的給水度大小認識不一。岳建利等(2008)在計算地下水下降對絕對重力觀測的影響時，對給水度取值為0.03和0.035； 賈金生等(2003)通過Visual Modflow模擬研究表明河北欒城的潛水含水層的給水度在0.14～0.17之間； 張兆吉(2009)給出的河北欒城一帶的潛水含水層的給水度為0.08～0.12； 裴源生等(2020)給出華北地區(qū)亞黏土、 中細砂的含水層給水度為0.03； 孫曉明等(2007)認為魯中南丘陵山前沖洪積平原巖性多為中粗砂、 礫卵石，給水度為0.1～0.3； 馬海麗(2015)認為魯北平原黃河三角洲的地下水給水度平均值為0.063； 李佩成(1999)給出的黃土含水層的平均給水度為0.15，且給水度隨深度增加逐漸減小； 范堯等(2016)對中粗砂層的重力給水度取值0.15； 錢永(2007)參考《黃淮海平原水文地質綜合評價》(1)地質礦產部水文地質工程地質研究所，1992，黃淮海平原水文地質綜合評價。給出了巖性分類及單一巖性給水度的參考值(表3)。已有研究結果給出的給水度取值范圍差異較大，如何合理選取十分重要?？紤]到研究區(qū)內昌邑、 寒亭附近測點僅受到潛水位下降的影響，并未出現(xiàn)地面沉降的情況，我們根據(jù)其重力變化與潛水位變化的關系，利用式(1)擬合得到研究區(qū)潛水含水層的給水度為0.117，相關系數(shù)R為0.8331(圖5)。該擬合結果與張兆吉(2009)的研究成果一致。

表3 巖性分類及單一巖性的μ值(錢永，2007)

圖5 重力變化與潛水位變化的相關性擬合

表4 地下水位校正結果統(tǒng)計表

通過克里金插值法獲得潛水變化對重力觀測影響的分布圖(圖6)，可見以壽光、 昌邑兩地為中心，形成2個負變化的區(qū)域，下降區(qū)的平面直徑均約為60km。

圖6 潛水變化對重力觀測影響的分布圖

4 地面沉降及校正

研究區(qū)的平原地區(qū)現(xiàn)有廣饒、 壽光、 寒亭、 昌邑4座CORS站，近十年來連續(xù)觀測了非潮汐位移變化值。CORS網解算時的地球動力學改正采用國際地球自轉和參考系統(tǒng)服務IERS2010協(xié)議，移去了固體潮、 海潮負荷、 周日和半日大氣潮負荷的影響，并將超過3倍中誤差的數(shù)值作為粗差予以剔除。以2010年1月為基準，生成2010年1月—2020年1月(昌邑數(shù)據(jù)時段為2011年1月—2020年10月，廣饒數(shù)據(jù)時段為2010年1月—2017年11月)的CORS站大地高日變化，垂向數(shù)據(jù)的中誤差M介于6.1～8.6mm之間，表明資料精度較高，質量可靠(圖7)。

直立仰頭試驗及手法復位對急性頸源性耳鳴診治的療效分析（張家鵬 郭億蓮 陳世忠 蘇健 盧標清 劉婷）4∶295

圖7 廣饒、 壽光、 寒亭、 昌邑CORS站的時變數(shù)據(jù)

圖7 給出了廣饒、 壽光、 寒亭、 昌邑4座CORS站大地高變化連續(xù)數(shù)據(jù)及水平運動數(shù)據(jù)。在垂向運動方面，位于廣饒—壽光漏斗區(qū)的觀測點出現(xiàn)明顯沉降，其中廣饒平均每年沉降85.2mm、 壽光平均每年沉降63.6mm； 位于東部昌邑漏斗區(qū)的觀測點則沒有明顯的垂向趨勢性運動，近十年來的垂向年平均變化量在1mm以內，在整體保持穩(wěn)定的同時也存在波浪式的周期運動，總體表現(xiàn)為上半年上升、 下半年下降的特征，且變化幅度在40mm以內。上述差異產生的原因是廣饒、 壽光一帶的地下水開采深度已達到深部的承壓水處，由于承壓水被大量開采且補給速度不足，無法滿足水位動態(tài)平衡，故出現(xiàn)承壓水水位下降，形成降壓漏斗并導致地面沉降； 而在寒亭、 昌邑一帶，地下水開采多為潛水，承壓水的開采與補給較好地保持了平衡，深部承壓含水層的靜水壓力傳遞相對穩(wěn)定，未出現(xiàn)地面沉降的情況(圖8)。

圖8 地下水開采及地面沉降示意圖

深層承壓水下降引起地面沉降的重力效應包括3部分： 單純的地面沉降影響(圖8 中的Δh2)、 下降部分的質量虧損(圖8 中Δh2對應的空白區(qū)域)、 沉降體地層密度增量Δρ引起的重力異常(圖8 中的承壓水降壓漏斗區(qū)域)(胡斌等，2005)。對重力觀測數(shù)據(jù)進行垂直形變校正時應根據(jù)校正區(qū)域的幾何形態(tài)以選擇具體方法，若垂向形變遠小于計算區(qū)域的半徑，可將其近似看作無限平面層，一般借鑒靜態(tài)重力場中的布格校正原理，從而得到重力變化與垂直形變的近似比值關系，前提成立時該方法的誤差 ≤1% (華昌才等，1995； Williams-Jones，2002； 胡斌等，2005)； 若垂向形變的量級較大，利用近似比值關系求解的誤差超過10%，為提高精度應建立數(shù)學模型通過積分求解(Nowell，1999)。本文研究區(qū)的垂向形變最大處不足1m，沉降區(qū)半徑約為50km，可看作無限平面層，采用上述第1種方法求解。由于沉降區(qū)內僅有廣饒、 壽光2個CORS站點存在較大幅度的地面沉降，且這2個點同時受到地下水位變化的干擾，難以通過擬合得到重力變化(Δg2)與高程變化(Δh2)的比，因此在分析二者的相關性時參考華昌才等(1995)、 胡斌等(2005)的研究結果，即當?shù)谒募o黏土層出現(xiàn)地面沉降時，重力變化與高程變化的比在(0.214～0.23)×10-5s-2之間，則有

Δg2=-0.22×Δh2

(2)

式(2)中，Δh2為測點垂直變化高差(單位： mm)。

通過式(2)計算2010年8月—2020年9月間地面沉降累計對重力觀測的影響(表5)，得到廣饒上升190.56μGal、 壽光上升142.25μGal、 寒亭區(qū)下降1.56μGal、 昌邑下降0.22μGal。整體而言，沉降產生的重力影響局限在廣饒—壽光一帶，而濰坊以東的區(qū)域所受影響較小。

表5 地表形變及校正結果統(tǒng)計表

通過克里金插值法獲得地表形變對重力觀測影響分布圖(圖9)，可以看出大幅的正值影響集中在以廣饒為中心、 直徑約100km的圓形區(qū)域內。

圖9 地表形變對重力觀測影響分布圖

5 異常性質判定

通過地下水校正與沉降校正獲取了2010-08—2020-09期間重力的真實變化。結果顯示，平原區(qū)受干擾測點的重力變化與地下水變化有明顯相關性(表6)。具體表現(xiàn)為： 廣饒實測上升196μGal，綜合干擾量上升195.72μGal，干擾值占實測變化值的99.9%，校正后上升0.28μGal； 昌邑實測下降130μGal，綜合干擾量下降102.43μGal，干擾值占比實測值變化的78%，校正后下降27.57μGal； 壽光實測上升19μGal，綜合干擾量上升53.06μGal，干擾值超過實測值的100%，校正后下降34.06μGal，屬于正常變化范圍內。

表6 地下水及地面沉降校正結果

通過分析校正后的重力變化圖(圖10)可知，2010—2020年間沂沭斷裂帶地區(qū)重力變化整體相對平穩(wěn)，沒有大規(guī)模地殼構造運動引起的物質遷移，同時正、 負過渡區(qū)域變化平緩，重力變化梯度值較小，表明未出現(xiàn)明顯地下物質差異運動。研究表明，沂沭斷裂帶每千米垂直形變速率基本在1.00mm/a以下，屬斷裂活動水平較弱的地區(qū)(李杰等，2018)； 山東地區(qū)不同塊體的運動狀態(tài)相對穩(wěn)定(殷海濤等，2008，2013)，整體向SE運動，沂沭斷裂帶兩側塊體相對運動速率在0.5～2.5mm/a之間波動(朱成林等，2018)。因此本文認為，2010年以來沂沭斷裂帶北段重力場出現(xiàn)的多年期異常變化為地下水變化及地面沉降導致，校正后該地區(qū)重力場變化平穩(wěn)，構造應力積累有限且未發(fā)生持續(xù)、 大規(guī)模的物質遷移，近期發(fā)生強震的可能性不大。

圖10 2010-08—2020-09校正后的重力變化圖

6 測點點值時序變化及校正

圖11 廣饒測點的重力變化時序圖

研究區(qū)內變化量最大且受干擾最大的測點是廣饒。該測點于2010年1月—2020年10月間的重力一直波動上升，累計變化高達250μGal，其中2017年10月—2018年10月上升速度最快，2018年10月之后上升趨于平緩(圖11)。廣饒測點存在開采深層承壓水及地面沉降問題，潛水水位近年來有小幅度回升，潛水水位上升的平均速率為0.1m/a，按照前文所述的校正方法，得到其對重力觀測產生的平均影響約為0.49μGal/a； 地面沉降的平均速度為-85.2mm/a，對重力產生的平均影響為18.74μGal/a； 地下水變化與地面沉降共同引起的重力變化干擾為19.23μGal/a，在重力年均變化量中占比超過90%。從圖11 可以看出，廣饒測點的重力原始曲線與形變影響時序曲線有很強的相關性，表明廣饒測點出現(xiàn)的重力上升主要是地表形變導致，受地下水的影響很小。排除干擾后，校正的重力時序線呈波浪式變化，沒有明顯的趨勢性升降變化，變化總體保持在-23～77μGal的范圍內。

壽光測點2010年1月—2020年10月間的重力觀測值一直呈波動變化，總體上有微弱的上升趨勢，累計變化約為50μGal，其中2017年3月—2018年10月出現(xiàn)幅度約為±50μGal的波動變化(圖12)。壽光測點同時存在地下水減少及地面沉降問題，但由于二者產生的影響一正一負，相互消減，因此該點雖然觀測環(huán)境大幅度變化，但原始重力測量值變化并不劇烈。壽光地下水位的平均變化速率為-1.79m/a，對重力觀測產生的平均影響約為-8.80μGal/a； 地面沉降的平均速度為-63.6mm/a，對重力產生的平均影響為13.99μGal/a； 地下水變化與地面沉降共同引起的重力變化干擾平均為5.19μGal/a。壽光測點經校正后的重力時序線呈波浪式變化，沒有明顯的趨勢性升降變化，變化總體保持在-32～27μGal的范圍內。

圖12 壽光測點的重力變化時序圖

昌邑測點2010年1月—2020年10月間的重力觀測值呈波動下降變化，2012年之后波動幅度均在50μGal以上，波動周期為2～3a，其中最大降幅為2014年3月—2016年9月，下降90μGal(圖13)。昌邑測點的地下水減少未引起地面沉降問題，地下水位下降的平均速率為-2.05m/a，對重力觀測產生的平均影響約為-10.07μGal/a。昌邑測點的重力原始曲線與地下水影響的時序線有很強的相關性，重力曲線在其兩側反復波動，表明昌邑測點出現(xiàn)的重力下降主要由地下水下降導致，受地表形變的影響很小。排除干擾后，校正的重力時序線呈波浪式變化，沒有明顯的趨勢性升降變化，變化總體保持在-74～26μGal的范圍內。

圖13 昌邑測點的重力變化時序圖

對于上述測點，在今后進行資料整理分析時有必要根據(jù)年均校正值做簡單的校正，具體是對廣饒測點的實測變化量進行-19.23μGal/a的常數(shù)校正，壽光、 昌邑測點的年均校正量分別為-5.19μGal/a和10.07μGal/a。

研究區(qū)內常年存在地下水變化及地面沉降情況的測點每年的干擾幅度基本在40μGal以內。我們在分析半年期或一年期的重力變化時，常將這類幅度有限的變化視為正常變化，然而長期來看，這些測點的累積重力變化可高達200μGal以上，將對資料分析產生極大影響，因此必須對每期數(shù)據(jù)進行相應的校正。在日常資料處理中，可根據(jù)測點近年受干擾的量值變化規(guī)律計算其年均校正常數(shù)，并將該常數(shù)作為對應測點的常規(guī)校正項。這項校正可彌補目前流動觀測工作中校正項缺失的不足，對今后流動重力測量資料的分析、 應用以及相關研究提供參考，具有一定的積極意義。

下面通過舉例具體說明。圖14a 為未經過校正的2018-03—2021-03重力變化圖，以廣饒為中心出現(xiàn)重力場正變區(qū)域，最大變化幅度達70μGal，并存在重力高梯度帶及正負轉換帶； 圖14b 為對廣饒、 壽光、 昌邑3點進行校正后繪制的重力變化圖，其中廣饒—昌邑一帶的重力場變化幅度明顯減小，沂沭斷裂帶地區(qū)整體重力場變化平穩(wěn)。因此，地下水及GPS校正能夠有效避免非構造背景場變化對重力觀測產生的干擾，對震情研判具有積極作用。

圖14 2018-03—2021-03重力變化圖

7 結論

(1)沂沭斷裂帶北段2010年8月以來的重力異常變化與地下水位下降及地面沉降有強相關性，地下水位變化對重力的影響可達-102.21μGal，沉降的最大影響為190.56μGal，最大綜合影響可達195.72μGal，通過各項改正后重力場整體穩(wěn)定，正、 負過渡區(qū)域變化不劇烈，表明未出現(xiàn)大的地下物質差異運動，同時結合水準及GPS研究資料推測，沂沭斷裂帶北段近期發(fā)生強震可能性不大。

(2)地下水及地面沉降對流動重力觀測的影響主要出現(xiàn)在第四系分布的沂沭斷裂帶北段，而基巖出露的沂沭斷裂帶中南段鮮有此類干擾。當平原地區(qū)出現(xiàn)因非構造背景場變化導致的重力異常時，易被誤識為地震前兆。因此對重力異常進行研究時，應首先進行地下水及垂直形變校正，消除因非構造背景場差異變化導致的重力異常。

(3)深層承壓水漏斗區(qū)往往伴隨地面沉降及顯著重力變化，淺層潛水下降一般不引起地面沉降，但水體流失會使地面出現(xiàn)一定的重力負值變化。

(4)在日常資料處理中，可根據(jù)測點近年來受地下水及垂直形變干擾的量級變化規(guī)律計算其年均校正常數(shù)，這對流動重力資料的分析、 應用以及相關研究具有一定積極意義。