引言

地震是地壳构造活动中岩石应力、应变积累与释放的一种表现形式，应变是表征地震活动的最直接因素。地下流体是地壳中分布最广泛的组分之一，具有难压缩性和流动性等特点。在承压含水层封闭性良好的情况下，井−含水层系统能够很好地反映地下应力变化。地下水动态变化分为宏观动态和微观动态。宏观动态表现为含水层中水量的增减，与观测井周边地下水的补给、径流等过程相关；微观动态则表现为井−含水层系统应力应变状态的变化。观测环境的改变和区域应力的变化均会导致观测井井水位的动态异常（车用太等，1993；贾化周等，1995）。

根据流体观测资料中井水位的多年趋势项和年动态项提取出与地震过程有关的异常信息，是流体趋势异常分析的基础。经多年的观测和分析发展出了多种前兆异常的识别方法，如相关矩平法、从属函数法和月变差率法等（范雪芳等，2002；顾申宜等，2010；陆明勇等，2010）。针对大气降水和地下水开采等对水位造成的影响，研究人员提出了不同的处理分析方法，如分析降雨对水位影响的卷积滤波方法（张昭栋等，1993）、相关性分析方法（胡小静等，2018）。此外，付虹等（2014）和丁风和等（2015）利用地球物理场与数字地震学资料相结合的方法分析区域应力状态和构造活动信息，进而提取出与地震相关的前兆信息，取得了较好的成效。

天津王3井位于宝坻断裂与蓟运河断裂交会地带，周边地质构造复杂，断裂发育。井水位自观测以来，在首都圈及其邻近地区发生的一些中强地震前均出现过一定程度的异常，是首都圈地区流体预报效能较为突出的地震监测井。王3井水位于2016年3月出现水位年变异常。该井的正常年动态特征一般表现为每年1—3月中旬水位呈下降趋势，3月15日前后天津地区停止供暖后，水位小幅回升，至4月底到5月初水位再次下降，2011—2016年间的具体变化如图1所示。为分析该井2016年3月的水位年变异常是由于区域构造活动造成的，还是该地区的地下水文因素的干扰所致，本文拟从降水影响、周边环境调查结果、井孔水体化学组分以及区域应力场状态等方面展开分析，以探讨王3井水位年变异常的发生机理。

图  1  2011—2016年王3井水位日均值观测曲线

Figure  1.  Daily mean water levels of Wang 3 well from 2011 to 2016

下载: 全尺寸图片 幻灯片

1.   观测井及观测资料概况

王3井构造地质上处于天津市宝坻区周良庄地热异常区，该异常区位于冀中坳陷北部的王草庄凸起内，凸起内断裂纵横交错，同时处于宝坻凸起与潘庄凸起相夹持的拐点处，因此有利于区域应力的集中（图2a）。王3井揭露奥陶系灰岩含水层，总厚度为500—800 m，以白云岩、灰岩等碳酸盐岩为主，岩溶发育不均，富水性差异较大。王3井的地下水类型属岩溶裂隙承压水，补给区位于研究区北部和东北部山区，在水头差位能作用下，补给区地下水沿岩层层面、节理、裂隙等向地下深处运移，并且缓慢地向南运移。

图  2  王3井的构造位置示意图（a）和井孔柱状图（b）

Figure  2.  Diagrammatic sketch for tectonic position （a） and histogram （b） of the Wang 3 well

下载: 全尺寸图片 幻灯片

天津王3井（39.57°N，117.35°E）于1978年3月3日成井，井深1 077 m （图2b），其中裸孔段为884.3—1 077 m，观测段井水为岩溶裂隙承压水，含水层岩性为奥陶系白云岩、灰岩。王3井2007年8月26日前井水自流，成井时井口水温为65 ℃。该井断流后一直放置，直至 “十一五” 期间（2010年12月）增设了SWY-1A型水位仪和SZW-1A水温仪，其中水位探头埋深为20 m，水温探头埋深为70 m；2011年8月增设了WGK-1型测氦仪。利用RTP-Ⅱ气象三要素观测仪进行辅助观测。天津市地震局（2013）对王3井的水位、水温及氦气观测资料进行了效能评估，结果列于表1。

表  1  王3井水位、水温与氦气预报效能评估结果

Table  1.  Prediction and evaluation results of water level，water temperature and helium for Wang 3 well

评估项	基础资料 （满分20分）	观测质量 （满分45分）	影响因素 （满分10分）	震例评估 （满分25分）	总分 （满分100分）	评估等级
水位	20	38	6	15	79	A
水温	20	34	10	0	64	B
氦气	20	30	10	15	75	B

下载: 导出CSV 

| 显示表格

2.   水位变化与环境影响分析

2.1   区域降水影响

王3井位于天津市北部的周良庄地热异常区，该地热区构造上属于沧县隆起北部的王草庄凸起，基岩为奥陶系岩层，最浅处埋深约为882 m，最深处位于王草庄背斜构造核部，埋深约为3 000 m，属中新元古界区域（杨永江等，2010）。图3给出了王3井水位与宝坻地区的降水量之间的关系，可见仅从原始水位分析，两者之间并不存在明显的相关性。为了进一步探明降水量对王3井水位的影响，本文计算了2011—2016年王3井水位与降水量月均值之间的相关性。首先，利用频谱分析法将王3井水位长期的趋势项和年动态项进行分离。频谱分析法主要是通过快速傅立叶变换将观测数据的时间域和频率域进行转换，然后过滤掉周期约为1年的信息成分，再将过滤掉的年变成分频率信息利用傅立叶逆变换转换回时序信息，从而得到观测资料的趋势项，过滤出来的信息转换回时序信号后即为年动态项。傅立叶变换函数和逆变换函数分别为

图  3  王3井水位与宝坻区降水量之间的相关性分析

（a） 王3井水位；（b） 宝坻区降水量；（c） 王3井水位年变化与宝坻区月平均降水量的相关性分析；（d） 王3井实测水位与校正水位对比；（e） 去趋势水位与受降水影响的模拟水位对比

Figure  3.  Correlativity between observed water lever of Wang 3 well and precipitation in Baodi

（a） Water level of Wang 3 well；（b） The precipitation of Baodi；（c） Correlativity between monthly mean water level of Wang 3 well and monthly mean precipitation in Baodi；（d） Comparison of the actual water level with the corrected water level of Wang 3 well；（e） Comparison of the water level in which trending has been removed with that calculated by precipitation fitting

下载: 全尺寸图片 幻灯片

式中，N为数据长度，ω_N＝exp（−2πi/N），x（k）为傅立叶变换后的频率域信号，x（j）为原始信号或经傅立叶逆变换后得到的时间域信号。随后，利用多项式拟合法由分离出的水位年变化量与宝坻区降水量拟合出受降水影响的模拟水位，以便进一步分析王3井水位年动态与宝坻区降水量的相关性。由图3d可看出，2011—2016年王3井观测水位与去掉降水影响后的校正水位的变化趋势和幅值基本一致，说明宝坻区降水量的变化对王3井观测水位的影响并不显著。而由去趋势后的水位年动态和降水量拟合得到的模拟水位的变化幅值明显小于去趋势观测水位（图3e），进一步表明王3井此次水位异常与区域降水量变化之间未呈明显的相关性，因此，当地降水不可能对此井产生直接的补给。从水文地质条件分析，王3井的动态成因类型为侧向径流补给−开采型（天津市地震局，2013），地下水的补给来源主要为上游的侧向径流补给。由于受区域性常年地下水开采影响和补给径流条件的限制，水位得不到明显的恢复，因此水位多年动态表现为缓慢下降。

2.2   周边地热开采情况

根据王3井周边的水文地质条件，在降水补给微弱的条件下，对水位产生影响的主要因素为地热开采。周良庄地热区的地热井共6口，该地热区包含5类热储层，分别为奥陶系、寒武系、新近系明化镇组、蓟县系雾迷山组和馆陶组岩层（刘学领，2013）。其中王3井所在热储层为奥陶系岩层，而王4井所在热储层为寒武系岩层，其余4口井（周良1井、周良4井、周良5井和周良7井）所在的热储层为蓟县系岩层。而这些井中，除王3井、王4井、周良1井、周良7井外，其它井基本不开采。

周良1井井深为2 700 m，水温102 ℃，原为自流井，2015年断流后改为抽取方式开采地下热水，主要用途是为业主、游客提供热能采暖及温泉洗浴。周良1井是王3井周边开采量最大的热水井，由于周良1井的开采，导致了王3井提前17年断流，说明周良1井的开采量变化对王3井水位有较大影响。本次调查显示：由于冬季供暖、保持洗浴用水温度等原因，周良1井总体用水量高于夏季，但与往年同期用水量基本相当；该井每日的地热水开采量相比水位出现年变异常前的时段并无明显的变化，均在600—800 m³。总体而言，周良1井开采量并无减少，该情况与王3井水位转折上升不符。

周良7井井深约为2 800 m，水温约为100 ℃，主要用途是冬季供热和温室大棚。经调查得知，由于该井为自流井，人为控制了井水流量，日用水量一直维持在500 m³左右，无明显变化。

王4井井深约为2 072 m，2012年开始在该井安装热泵开采热水，用于洗浴和客房供暖。每日抽水量相对稳定，用水量与去年同期相近。

分析此次调查结果可知，周良庄地热异常区主要开采的地热井的开采量均未出现明显减少。此外，根据天津市水资源公报资料显示，2014—2016年宝坻区的年用水量分别为4.008 7，4.114 6和5.129 5亿立方米（图4a）。由于宝坻区用水大多数依靠地下水开采，可以近似代表王3井所在区域的地下水开采情况。如图4所示，宝坻区用水量逐年增长，但王3井的水位却没有继续下降而是转折变化，综合分析认为王3井的水位转折上升并非由开采量减小造成。

图  4  宝坻区用水量（a）与王3井水位（b）的比对

Figure  4.  Comparison between water supply in Baodi （a） and water lever of Wang 3 well （b）

下载: 全尺寸图片 幻灯片

3.   井水位年变异常的定量识别

当观测资料所显示的异常变化比较显著时，可从原始观测曲线中直接识别，但也有一些异常隐含在观测资料中，此时需要通过一些数学处理方法来识别（刘琦，张晶，2011；邱泽华等，2012）。本文采用三阶多项式拟合去趋势法去除趋势变化中存在的年动态变化，并提取年动态变化对王3井的水位年变异常进行定量分析。该方法通过对原始曲线进行三阶多项式拟合，得到一条最接近原始曲线趋势变化的多项式拟合线，该拟合线即代表观测数据中年周期以上的成分即趋势项，将原始曲线数据减去趋势项，即为原始数据中的年动态变化。之后通过年动态项的对比来识别年变异常，即采用当年动态与上一年动态的对比或者当年动态与前3—5年的多年平均动态进行对比，分别计算二者的残差值，如果某个时段的残差值高于其残差序列的1.5倍方差，则认为是出现了年变异常。图5为利用该方法基于王3井水位日均值数据进行的年变异常识别，仅从计算结果来看，在2012唐山M_S4.8地震以及2016年唐山M_S4.2地震前王3井的水位出现了超过其残差序列1.5倍方差的异常变化（图5c），但其成因是否确实与地震相关尚待进一步研究。

图  5  王3井水位年变异常识别

Figure  5.  Identification of annual dynamic anomaly of water level in Wang 3 well

下载: 全尺寸图片 幻灯片

4.   井孔水化学特征分析

深部构造活动或浅层地表水补给均会影响地下水的正常动态。水化学特征分析能够探明地下水的来源与补给过程，这也是目前区别构造活动与非构造活动影响因素的重要技术手段之一。为了更客观地分析王3井地下水的水−岩作用程度，并探明此次王3井水位异常是否蕴含深部构造信息，2016年9月使用加拿大Sonlist水样定深取样器对王3井埋深24 m （水面下4 m），44 m （水面下24 m）和64 m （水面下44 m）处取样，测量不同深度下氢氧同位素含量和离子组分，同时采集周边地热开采井。王4井、周良1井和周良7井的水样进行同步检测（各井空间分布见图2a）。由于王3井井区旁有一条河沟，考虑存在浅层地表水混入的可能，因此对王3井外河水同步采集。离子组分全分析送往天津市地质矿产测试中心进行检测，氢氧同位素委托钡科瑞北京检测技术有限公司进行检测。

结合王3井的历史水化学数据，由图6所示的三线图可看出王3井、王4井、周良1井、周良7井水样的水质类型均为Na-HCO₃型，同时可看出王3井外河水样品与王3井样品的水质检测结果差异较大，表明王3井水位年变异常不存在外河地表水混入的可能。根据离子之间的反应过程可知，当观测井中水体与含水层中的岩体之间发生深度接触时，水体中的Ca^2＋和Mg^2＋会发生一系列被吸附和交换的过程，从而释放出更多的Na^＋，使得含水层水体中Ca^2＋和Mg^2＋含量减少，而Na^＋含量则会升高。因此，王3井井水的水样检测结果表明，王3井井水与岩体之间的相互作用比较充分。由水样的Na-K-Mg三角图（图7）可见，4口井水样品均处于 “未成熟水” 范围内，表明这几口井均接受大气降水的补给，但水−岩之间尚未达到离子平衡，依然存在着溶解交换的相互作用过程，其中王3井水样处于 “未平衡水” 范围，相比王4井、周良1井和周良7井，更加偏离Mg^2＋端元，说明王3井地下水的水−岩相互作用较强。

图  6  地下水Piper三线图

Figure  6.  The diagram of groundwater Piper

下载: 全尺寸图片 幻灯片

图  7  地下水Na-K-Mg三角图

Figure  7.  The triangle diagram of Na-K-Mg

下载: 全尺寸图片 幻灯片

所采集水样的氢氧同位素组成与大气降水线的对比如图8所示，可见：地表水测试结果偏移较大，可能与样品存在污染有关（取样时地表水呈绿色）或者蒸发作用有关，同时也证明了王3井的水位与地表水没有明显的水力联系，王3井水位年变异常不是地表水补给的影响所致；三个不同深度的同位素含量十分接近，说明三者的地下水补给来源一致；三个同位素含量均向右偏离全球大气降水线，说明存在一定的¹⁸Ο漂移，这主要是在地下热水系统中，由于高温水岩作用的影响，容易富集¹⁸Ο，发生氧漂移（李学礼等，2010），同时也符合该观测井含水层较深的特点，进而可推断出井管内地下水来源于深部，能够在一定程度上反映深部构造信息。同时王3、王4、周良1、周良7这四口井的测试结果均与天津北部补给区蓟县（基岩裸露区）降水所测δ²H值在一个水平，均为70‰左右。据同位素水文学理论（顾慰祖，2011）可知，地热水在形成过程中会经过漫长的渗流路径，进入地下封闭系统后，岩石中的δ²H和地热水含有的δ²H不会再相互交换，也就是说δ²H含量变化很小，但温度却变化很大。由于大气降水是周良庄地热水的来源，因此在地热水开始进入深循环过程时，会与周围富含氧气的围岩发生氧交换，使得该区域地热水表现出程度不一的¹⁸O值漂移。结合水文地质条件分析，王3井所在的王草庄地热区是沉积盆地型中的低温地热区，这种地热区是大地热流的传导机制下形成的，大气降水是这种基岩地热水的起源，北部及东北部的燕山区域为其补给区，本地及其西南部为其排泄区，侧向径流为其主要的地下水运移方式（杨永江等，2010）。在漫长的地质年代中，在水头差位能作用下，地下水沿岩层层面、节理、裂隙等向地下深处运移，并且缓慢地向南运移，在深循环过程中获得来自岩石和深部热流的热量。

图  8  各采样点δ²H和δ¹⁸O 与大气降水线的关系

Figure  8.  Hydrogen and oxygen isotopes of sampling points

下载: 全尺寸图片 幻灯片

上述分析表明，王3井所在地下水为大气降水来源。已有研究表明，该地热田地热水的补给区为距天津200 km以外的北部山区，补给高程在300 m以上，同时地热水年龄均在万年以上（王3井热水测年结果为2 2715 a），补给微弱、径流缓慢，属静储量消耗性开采，地热田内部各热储层间无明显的水力联系（张百鸣等，2006）。因此影响王3井水位观测的主要干扰因素不是降水补给，而是开采影响。另一个证据是，2004年下半年周良1井的正式开采导致王3井提前约17年断流，这一现象说明地热开采是导致王3井水位变化的主要因素。综上，在地下水开采量相对往年无明显变化的情况下，王3井水位的年变异常确实是一种异常现象。

5.   首都圈地震台站波速比分析

2016年8月21日至10月5日期间河北省唐山市开平区连续发生了10次M_L≥3.0地震，最大地震为距离王3井87 km的2016年9月10日唐山M_S4.2地震，震后王3井水位逐渐转折下降。根据这10次地震的震源机制解及余震序列精定位结果获知，该地震序列是唐山断裂的北西向次级断裂发生左旋走滑兼拉张的断层运动结果。

王3井所在区域的波速比变化计算结果显示，首都圈地区大多数台站的单台地震波速比自2013年以来呈逐渐减小趋势，但位于②和④两区域（图9）内的台站波速比有一定上升。根据波速比与固体力学挤压拉张的本构关系可以推断，沿图9a中的波速比标准线（蓝色虚线）的两侧，近3年来有左旋运动的迹象，这与唐山M_S4.2地震序列的发震特征一致。而王3井恰好位于④区域附近，根据已有研究成果（刘耀炜，2009；付虹等，2014），假设有挤压应力作用于含水岩层，那么含水岩层的孔隙率将变小，从而造成孔隙水压增大，使得含水层内水流自含水层向井孔内流动，引起水位上升。王3井的井深1 077 m，观测的是岩溶裂隙承压水。当承压含水层具有较好的封闭性时，王3井的井−含水层系统就可视为高精度的体应变仪。据此推测，王3井水位自2016年6月以来的转折上升过程可能与井孔所处局部地区的应力积累有一定关系，之后王3井水位处于高值阶段时发生了9月10日唐山M_S4.2地震，震后局部应力积累得到释放，水位逐渐恢复下降。

图  9  首都圈地区地震台站波速比v_P/v_S误差分析（a）和王3井应力分析示意图（b）

图（a）中蓝色虚线代表波速比标准线，误差棒代表2倍标准差

Figure  9.  The v_P/v_S ratio of the stations in capital area （a） and the schematic diagram of the stress accumulation in Wang 3 well （b）

In Fig.（a） blue dashed lines represent the v_P/v_S ratio standard line，red line represents the v_P/v_S ratio，error bars represents double standard deviation

下载: 全尺寸图片 幻灯片

6.   讨论与结论

通过对2016年6月以来王3井水位出现的年变异常转折上升现象进行观测环境、降水情况、水化学特征、构造应力变化等方面的研究，得到如下认识：

1） 王3井原始水位数据与宝坻地区大气降水量的对比分析显示，王3井原始水位与当地大气降水量的相关性不明显；利用频谱分析法去除趋势项，提取水位年动态与区域降水量进行相关性分析，结果显示王3井水位年动态基本不受当地降水影响。

2） 结合水文地质背景及观测环境的走访结果认为，虽然王3井水位的多年趋势下降与周边地热井开采活动相关，但近年来周边地热开采井的开采量稳定且宝坻区用水量逐年增加，因此此次王3井水位转折上升与周边地下水开采等环境因素无直接联系。

3） 采用三阶多项式方法提取水位年动态变化，之后将当年动态与上一年动态以及当年动态与前3—5年的多年平均动态进行对比来识别年变异常。仅从计算结果来看，利用该方法识别出2012唐山M_S4.8地震和2016年唐山M_S4.2地震前王3井水位存在年变异常现象，但2012唐山M_S4.8地震前王3井水位年变异常成因是否确实与地震相关尚待进一步研究。

4） 水化学特征分析结果显示，王3井水位年变异常不存在地表水混入影响，王3井地下水的具有一定的水-岩相互作用；王3井井水存在一定的氧漂移，符合该井观测含水层较深的特点，进而可推断出井管内地下水来源于深部，能够反映一定的深部构造信息。

5） 根据首都圈地震台站波速比变化结果，推测王3井水位2016年以来的年变异常可以解释为张渤带左旋运动过程中，一次空间和时间上小范围的应力积累致使王3井水位未按往年趋势下降。唐山M_S4.2地震序列发生后，此小范围内的应力积累过程出现了缓和，王3井水位恢复其年变变化特征。

综上，王3井水位自2016年以来的转折上升现象与区域降水没有明显相关性。王3井地下水具有较深的循环深度，能够较好地传导构造应力变化情况，加上地震学资料所显示的井孔所处区域可能存在局部应力积累过程，由此推测局部构造应力活动可能是此次王3井水位转折上升的主要原因。应力变化是引起地下流体年变异常、趋势转折等异常变化的内在因素，当孕震体和周围的构造应力积累到一定强度时，会引起膨胀（扩容）破裂，进而会出现地下流体等一些可观测的前兆异常（梅世蓉，1995）。因此，王3井2016年以来的水位年变异常可以解释为张渤带左旋运动过程中，一次空间和时间上小范围的应力积累致使王3井水位未按往年趋势下降。孔隙岩石试件的不排液三轴压缩试验表明，水位突升等震前、临震现象与孔隙压变化有关，临震前震中地区部分岩石发生局部破裂或产生断层蠕动，使差应力大幅释放，这可能引起孔隙压力增大，导致水位变化（张伯崇等，1991）。也有研究认为区域应力调整改变了介质的渗透性，从而对渗流过程产生影响，即构造活动增加了含水层渗透性和流动通道，致使其它含水层的水补给了井水（赵利飞等，2002; Claesson et al，2007），引起水位上升。这两种观点的前提都是在地震孕育过程中，含水层介质会受到区域构造活动的作用（Claesson et al，2004）。

2016年9月10日唐山M_S4.2地震序列发生后，小范围的应力积累过程出现了缓和，王3井水位逐渐恢复其年变变化特征。由于王3井水位异常期间，天津的形变观测正在全面更新改造，数据质量稳定性较差，没有记录到与水位资料同步的异常变化，难以开展进一步验证。地下水位动态异常与构造活动的关系较为复杂，其机理也不尽相同，期望在今后的工作中积累更多资料通过更多的方法对地下水异常与构造活动之间的相互关系开展更深入的探索。