平凉台地电阻率2015—2016 年的年均值与2017 年均值对比：利用平凉地电阻率2015—2016 年地电阻率整点值计算的年均值ρˉNS=64.2 Ω·m，变化范围是64.0～64.4 Ω·m；ρˉEW=41.15 Ω·m，变化范围是41.0～41.22 Ω·m；2017 年平凉地电阻率实际的观测年均值（1～6 月资料计算）为ρNS=64.4 Ω·m，最大值64.65 Ω·m；ρEW=41.3 Ω·m，最大值41.4 Ω·m；NS 和EW 向地电阻率对多年均值和2017 年年均值的变化率分别为1.1%、0.6%。结果表明，平凉地电阻率观测值比较可靠，与多年的观测值变化形态基本一致。
1.3.4.2 平凉台地电阻率结构的层次分析与不同深度实际观测数据的对比分析
台站所观测的地电阻率变化是地下各种岩石介质电阻率变化的综合反映，地电阻率影响系数理论认为，地电阻率相对变化可以表示为每种介质电阻率相对变化的加权和（钱家栋等，1985）。地电阻率年变规律完全受测区地下介质电性结构和观测装置控制，在观测装置固定时，测区各区域的影响系数则取决于地下电性结构。采用解析表达式和二极装置滤波器算法计算对称四极装置的地电阻率和相应的影响系数（傅良魁，1983）。
对平凉台在进行测量电测深曲线进行反演，得到了平凉台电阻率层析成像探测剖面的一维等效（真）电阻率数据，得到图1-1-11电阻率等值线分布。
利用图1-1-11随供电极距的变化反演曲线与展示了平凉台测区电测深曲线形态基本一致，地下介质电阻率呈现低—高—低—高型，大致可视为KH型。根据一维模型得到（由于图1-1-11是对数坐标，数据只有依据计算等效电阻给出，图1-1-11只作为形态参考）。将测区地层电性结构简化为水平层状均匀介质模型，表层介质对地电阻率相对变化的影响系数为正时，地电阻率年变形态表现为“夏低冬高”；而当影响系数为负时则表现为“夏高冬低”（解滔等，2016）。平凉台地电阻率测区地下水位埋深由于位于第二层（打井时距离地表11 m 出水），而表层（第一层）较薄，降水对第一层真地电阻率的影响很大，每年平凉地区的降雨集中在7～9 月，降雨最小的季节12 月、1～2 月；南北向地电阻率高值主要在2～3 月，低值7～8 月；东西向地电阻率高值主要在2～3 月，低值7～8 月；南北和东西向视地电阻率呈同向变化，说明南北和东西地层电性无明显差异。
图1-1-11 平凉台电测深数值反演一维等效（真）电阻率分布曲线
崆峒地电台装置系统还有EW 测道2 m、40 m、100 m 深度水平观测；NS 测道水平观测40 m、60 m、80 m、100 m 深度水平观测；垂向有：孔1、孔2、孔3、孔4垂向观测，孔4孔底垂向，孔4 长极距垂向，外线路全部采用地埋方式。图1-1-12 是NS 测道电极埋深在60 m、80 m、100 m 的地电阻率观测结果，2013 年12 月到2014 年由于电极与土层的沉降测值未做计算，2015—2016 年变幅分别是0.7 Ω·m、0.6 Ω·m、0.4 Ω·m，2017 增加到0.9 Ω·m、0.8 Ω·m，0.6 Ω·m，三个层增加幅度0.2 Ω·m。图1-1-13是EW 测道电极埋深在2 m、40 m、100 m的地电阻率观测结果，2017比其他年份增加了8 Ω·m、0.2 Ω·m，0.2 Ω·m。
图1-1-12 2013年12月至2017年6月平凉凌晨2点NS不同深度地电阻率曲线
图1-1-13 2013年12月至2017年6月平凉凌晨2点EW不同深度地电阻率曲线
从图1-1-14 看出，4 号井的垂向观测结果得到，2017 年电极4 和24 供电测量的地电阻率比历年增加0.1 Ω·m；2017年电极24和29供电测量的地电阻率比历年少0.3 Ω·m；2017年电极19 和29 供电测量的地电阻率比历年增加0.5 Ω·m，说明在110～150 m 地层介质电性发生了不一致的变化。
经环境调查和与台站工作人员访谈得知，2016 年年底气温较往年略高，而春季气温回升速率较慢，表现为倒春寒，气温的反常变化本应引起2016 年冬季地电阻率较往年有所降低，而春季地电阻率下降速率也应放缓，但这与实际观测资料变化幅度增大不符合。平凉台测区位于河谷冲击沉积区域，NS测道N供电极距泾水约200 m，西侧上游4 km处存在一水库，测区及附近无地下水开采，因此可以推测测区地下潜水位相对稳定；台站地区地处六盘山南麓，年降雨量丰富，空气湿润，浅层土层含水率相对稳定，因此此次异常变化不是由浅层介质电阻率变化引起的。依据平凉台电测深曲线按水平层状模型反演电性结构，并计算在埋深100 m 观测时各层介质影响系数（图1-1-15），NS 测道观测极距为450 m，第四层介质影响系数为0.245，EW测道观测极距为240 m，第四层介质影响系数为0.128。第四层介质电阻率变化引起NS测道的变化幅度约为NS 测道的变化幅度的2 倍，自2017 年1 月开始至今，NS 测道上升幅度约为1.1%，EW 测道上升幅度约为0.6%，NS测道上升幅度约为EW 测道上升幅度的2倍，与影响系数给出的第四层介质影响的比例一致，进一步说明此次异常变化是由深层介质电阻率变化引起的。(www.xing528.com)
图1-1-14 2013年12月至2017年6月平凉凌晨2点垂向（4号井）不同深度地电阻率曲线（右）和4号井的电极和地温探头敷设示意图（左）
图1-1-15 平凉地电台不同地层地电阻率影响系数曲线（NS右，EW左，解滔提供）
1.3.4.3 平凉地电阻率与地温关系分析
从图1-1-14（左）看出，平凉台4 号井在30 m、70 m、110 m、150 m 敷设了中科光大生产的地温观测系统，采样率分钟值。观测精度0.0001 ℃。从2014 年7 月开始产生数据，图1-1-16和图1-1-17是30 m、70 m、110 m 和150 m 的对比曲线，30 m 的高值在每年2月，低值在每年8月；70 m的高值在每年7月，低值在每年9月；110 m的地温变化2016年9月以前相对平稳，变化幅度0.01 ℃，从2016 年9 月开始快速上升0.04 ℃，4 月转折但仍在高值段变化；150 m 的地温测值呈逐年线性下降，幅度为0.1 ℃，这个变化似乎想探头的零漂；根据地下温度变化特点，在地下冻土层以下，每100 m 温度升高3 ℃，计算2017 年6 月30 日平凉150 m 与40 m（110 m）的地温差3.3 ℃（13.940-11.625=3.3 ℃），说明平凉地温观测值符合理论值，从2016年9 月110 m 地层的地温变化正好和垂向地电阻变化的层位一致，且也符合温度上升电阻率下降的理论，所以平凉的地电阻率变化却是地下介质的导电性发生了变化。
图1-1-16 平凉井下30m、70m地温对比图
图1-1-17 平凉井下110m、150m地温对比图
1.3.4.4 平凉崆峒地区地下水位变化分析
平凉地震台有水位观测测项，离崆峒地电观测最近的观测点（11 km 以内）是平凉铁路小区C11号井和柳湖井；图1-1-18看出C11号井深309 m，水位探头放置195 m，从2014年以来，到2017 年6 月水位上升了约4 m；柳湖井井深190 m，水位探头放置30 m，从2014 年以来，到2017年6月水位上升了约7.35 m，从2016年井水开始自流，2017年2月停测。从该地区降雨分析，2014 年以来年降雨量在500 mm 左右基本稳定，所以地下水位上升与降雨关系不大。通过调查，2014 年以来平凉地区水上升的主要原因是由平凉华能发电厂使用的分布在市区13 口抽水井多年来开采量减少引起的。2001—2015 年有13 口水井供发电厂使用，2016 年以来2 口井停用。井深从60 m 至160 m，部分井深在200 m 以上（多数井深穿透我们观测井含水层），抽水井至观测井距离从300 m 左右至5 km 左右。而平凉柳湖水位观测井基本被抽水井包围。水位上升与抽水井关闭的时间吻合，这说明平凉地区的地下水位近年是上升的，相对100 m 地电阻率观测层水位其变化应该是稳定的，所以地下水的影响也是系统值。
图1-1-18 2014—2017年平凉C11号井和柳湖井水位变化曲线
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