與大電流信號有關(guān)的華北東部地區(qū)地電場空間變化特征的研究

馬欽忠，李偉，張繼紅，郭玉貴，方國慶

1 上海市地震局，上海 200062

2 山東省地震局，濟(jì)南 250014

3 青島市地震局，青島 266071

1 引言

大地電流是在1840年由于電報信息被干擾而首先引起了人們的注意（傅承義等，1991）.20世紀(jì)初，地電場的研究和應(yīng)用主要集中在探礦和地球結(jié)構(gòu)勘探方面.20世紀(jì)70年代之前，不少國家進(jìn)行模擬地電場觀測以研究地電場的變化特征，限于當(dāng)時的觀測技術(shù)和數(shù)據(jù)積累，研究成果有限（傅承義等，1991；孫正江，1990；Kpaeb AΠ，1954）.20世紀(jì)80年代之前的地電場觀測都是采用單電極距觀測的，即在某一方向上兩個不同點(diǎn)將電極埋入地下，測定兩個電極間的電位差.但這種單電極距的觀測在提取最真實(shí)可靠的地電場信息方面產(chǎn)生了嚴(yán)重問題，主要原因是使用的鉛電極即是地電流的接收裝置，又因為電極電位的極差大而成為地電流的發(fā)射裝置，導(dǎo)致有用信息與干擾成分相混.這嚴(yán)重地阻礙了地電場研究的發(fā)展.20世紀(jì)80年代初希臘雅典大學(xué)三位物理學(xué)家Varotsos和Alexopoulos、Nomicos（簡稱VAN）提出了利用地震電信號及其選擇性特征來進(jìn)行地震預(yù)報的VAN方法（Varotsos P et al.，1982a，b；Varotsos P et al.，1991），在他們的地電場觀測研究中采用了多道電極距布極的方法，研制應(yīng)用了非極化電極，通常每個臺站在同一方向上布設(shè)長、短不一的電極距，至少有4～6對短偶極電極，短極距為數(shù)百米長，長極距可達(dá)數(shù)公里長，并從物理學(xué)角度出發(fā)給出了識別諸如電極極化等噪聲，并選擇出地震電信號的四條判別準(zhǔn)則（Varotsos P et al，1982a，b），從而使震前地電場觀測中識別各類噪聲的水平有了很大的提高.由于地震孕育過程和地球介質(zhì)的復(fù)雜性，地震電信號的產(chǎn)生機(jī)制、遠(yuǎn)距離傳播、選擇性等問題的物理解釋尚沒有公認(rèn)的、滿意的答案.許多學(xué)者進(jìn)行了有關(guān)地震電信號產(chǎn)生機(jī)理的試驗研究（Kumi Onuma et al.，2011；Enomoto Y et al.，1990；Freund T et al.，2004，2006；Muto J et al.，2007，2008；Takeuchi A et al.，2006；Tsutsumi A et al.，2008；Varotsos P A，1977；Yoshida S，2001），對于地震電信號在地下傳播特征，即電信號通道問題的研究相對少些，而且大都是在室內(nèi)實(shí)驗室條件或數(shù)值模擬條件下完成的（Park S K et al.，1996；黃清華等，2010；Sarlis N et al.，1999；Huang Q et al.，1999；馬欽忠等，2003；馬欽忠，2007），而用更加貼近實(shí)際的野外大區(qū)域的觀測研究則還沒有，主要原因是國外沒有大范圍的觀測網(wǎng)和相配套的大電流信號源，本文研究恰恰具備了這樣的條件.對于俄羅斯科學(xué)院在吉爾吉斯比什凱克臺站開展地下電導(dǎo)率異常變化的研究已有30多年，他們的試驗包括通過4.5km長的電偶極向地下注入強(qiáng)電流的觀測試驗（Avagimov A A et al.，2005）.通過這種試驗，他們發(fā)現(xiàn)在一些強(qiáng)震前地下電阻率發(fā)生了百分之幾的變化.目前，國際地震與火山電磁研究組（EMSEV）計劃在比什凱克進(jìn)行合作研究，目的之一就是利用這種人工電流源來進(jìn)行對希臘“VAN”方法中的地震電信號（SES）的獨(dú)立檢驗.

近年來我國建成了由100多個臺站組成的數(shù)字化地電場觀測網(wǎng)，且都是在東西、南北、北東（北西）方向上布設(shè)了兩道長短不一的觀測電極距，為更好地排除噪聲打下了良好基礎(chǔ)，其觀測孔徑和覆蓋范圍之大、臺站數(shù)量之多，為世界之最.利用該地電場觀測網(wǎng)進(jìn)行地電場變化特征的研究有著獨(dú)特的優(yōu)勢.郯廬斷裂帶是一條貫穿我國東部地區(qū)的大型斷裂帶，該帶穿過山東省、江蘇省、安徽省.本文以青島高壓換流站的接地電極為大電流信號源（注入的大電流強(qiáng)度最大值可達(dá)4000A），研究當(dāng)向地下注入強(qiáng)大電流信號時，在山東、河北、江蘇等地區(qū)地電場區(qū)域網(wǎng)觀測到的地電場變化特征，揭示出由大電流信號源所發(fā)出的信號在上百公里范圍的觀測區(qū)域中所記錄到的地電場信號在復(fù)雜地質(zhì)構(gòu)造條件下的強(qiáng)弱分布特征、空間分布特征等.通過對上千安培大電流發(fā)射和觀測實(shí)驗的研究，以進(jìn)一步揭示大型地質(zhì)斷裂構(gòu)造帶與地電場在地下傳播特性之間的聯(lián)系，以及增強(qiáng)地震電信號選擇性問題的可信度，并對研究區(qū)域中觀測資料的實(shí)際應(yīng)用打下良好的基礎(chǔ).

2 地質(zhì)背景和大電流源與地電場觀測網(wǎng)

地質(zhì)背景 在本文工作區(qū)域內(nèi)存在著中國東部地區(qū)最大的地質(zhì)斷裂構(gòu)造帶——郯廬斷裂帶，該帶在中國境內(nèi)長達(dá)2400km，寬幾十至200km，總體走向北東10°～20°，向南到湖北省長江北岸的武穴，向北北東方向經(jīng)安徽省的宿松、潛山、廬江、嘉山，它穿過江蘇省的泗洪、宿遷，山東省郯城、沂水、濰坊，進(jìn)渤海，然后過遼東半島，穿過東北三省去了俄羅斯（嵇少丞等，2008a，b）.

大電流源 寧東高壓±660kV電壓直流輸電網(wǎng)在青島換流站有一接地極裝置，直流輸電線路在系統(tǒng)調(diào)試或發(fā)生故障情況下，會處于單極大地回路運(yùn)行方式，這時將有非常大的電流從直流接地極流入大地，該電流強(qiáng)度最大可達(dá)4000A.

地電場觀測網(wǎng) 在地電場觀測中，目前主要研究的是地電場在地球表面投影的部分，可以作為平面矢量，其大小和方位可以通過平面坐標(biāo)系各分量來確定之.地電場分量的測量，則是在特定的方位上（一般取NS和EW方位）布設(shè)一對電極接收電場信號，用該對電極上測得的電位差與電極距之間的距離的商，作為電場在該方位上分量的度量.在我國大規(guī)模地電場觀測網(wǎng)建設(shè)時，廣泛采用了以下兩類技術(shù)措施：（1）使用固體不極化電極作為測量電極，并對電極埋設(shè)提出特殊的技術(shù)要求，保證電極電位差較小并且具有較好的長期穩(wěn)定性；（2）在觀測站布設(shè)多極距裝置系統(tǒng)，以實(shí)現(xiàn)盡可能識別和排除環(huán)境干擾，保證地電場觀測的客觀性.

本文研究區(qū)內(nèi)所布設(shè)的地電場臺站包括山東省安丘臺、陵陽臺、乳山臺、大山臺、郯城臺、皺城臺、菏澤臺；河北省興濟(jì)臺、昌黎臺、大柏舍臺；北京市通州臺、延慶臺；天津市徐莊子臺、寶坻臺、靜海臺；江蘇省新沂臺、高郵臺、海安臺；安徽省嘉山臺、蒙城臺；河南周口臺.觀測儀器型號為：ZD9大地電場儀；頻率范圍為：0.0～0.1Hz；采樣率：一次／min.這些臺站都是多極距布設(shè)裝置系統(tǒng)，即在東西、南北、北東（或北西）方向上布設(shè)了兩道長短不一的極距，以便排除噪聲，從而觀測到真正的地電場信號.各個臺站的具體電極布設(shè)方式見圖1.

大電流發(fā)射源和冀魯豫蘇皖地區(qū)地電場觀測臺站的具體分布情況如圖2所示.

3 大電流注入地下時測區(qū)地電場變化特征分析

圖2是山東境內(nèi)強(qiáng)電流發(fā)射源及華北東部地區(qū)部分地電場觀測臺站位置分布示意圖.當(dāng)上千安培的大電流在青島換流站接地極處流入大地時，則在其周邊地區(qū)地電場觀測站可以接收到其信號，且其信號特征會隨著距離該信號源的遠(yuǎn)近不同和方位不同而呈現(xiàn)出不同的變化.圖3所示的是2011年3月25日00∶10—2∶10期間在青島換流站接地極處2100A的強(qiáng)大方波電流流入大地時在安丘、陵陽、郯城、新沂、乳山及大山地電場觀測臺接收到的該地電場信號波形圖.圖中LNS、SNS分別表示南北方向的長極距和短極距；LEW、SEW分別表示東西方向的長極距和短極距；LNE、SNE分別表示北東方向的長極距和短極距.由該圖可以看到，強(qiáng)電流波形形態(tài)在安丘、陵陽臺觀測到的最完整，而在其他臺站觀測到的波形形態(tài)或多或少有些受噪聲的影響.

圖1 研究區(qū)電極布設(shè)示意圖（a）通州、寶坻、徐莊子、大柏舍、蒙城、周口、皺城臺電極布設(shè)圖；（b）郯城、陵陽、乳山、延慶、靜海臺電極布設(shè)圖；（c）安丘、大山、荷澤、昌黎、新沂、嘉山、海安、延慶臺電極布設(shè)圖.Fig.1 Sketch map of the electrode distribution in the study area（a）The electrode distribution style at the stations of Tongzhou，Baodi，Xuzhuangzi，Dabaishe，Mengcheng，Zhoukou and Zhoucheng；（b）The electrode distribution style at the stations of Tancheng，Lingyang，Rushan，Yanqing and Jinghai；（c）The electrode distribution style at the stations of Anqiu，Dashan，Heze，Changli，Xinyi，Jiashan，Hai′an and Yanqing.

圖2 大電流發(fā)射源及其周邊地區(qū)地電場觀測臺站位置分布Fig.2 The place distribution map of the geoelectric field observatories around the area of the powerful electrical current source

圖4 所示的是2011年1月23日8∶30—10∶40期間青島換流站接地極處梯形波強(qiáng)大電流流入大地時在安丘臺接收到的信號，該發(fā)射電流最大強(qiáng)度為3004A.由于篇幅所限其他臺的觀測曲線在此省略.表1所示的是青島換流站接地極處在2011年3月25日0∶10－2∶10注入大地2100A的強(qiáng)大方波電流和2011年1月23日注入大地最大電流強(qiáng)度為3004A的梯形波電流時在安丘、陵陽、郯城、新沂、乳山、大山、皺城、菏澤、興濟(jì)、徐莊子、昌黎、靜海、寶坻、通州地電場臺站記錄到的地電場信號具體特征參數(shù).

為了具體分析大電流注入地下時測區(qū)附加地電場變化特征，將圖3和圖4給出的信息匯總在表1和表2上.其中，表1給出了距離電流源450km范圍內(nèi)臺站各方位在兩次供電時所記錄到的附加電場數(shù)據(jù).大電流3004A發(fā)射的時間為白天，一次遠(yuǎn)處臺站的相應(yīng)附加電場信息量與天然電場噪聲相當(dāng)，而無法識別，因此距離電流源較遠(yuǎn)的五個臺站僅有2100A電流有關(guān)的附加電場信息.表2則給出了距離電流源250km范圍內(nèi)臺站各方位上每次供電時在長短兩個電極距上所記錄到的附加電場數(shù)據(jù)的比值.

在表1中沒有列入延慶臺、周口臺、高郵臺、嘉山臺、海安臺、大柏舍臺、蒙城臺的觀測信號參數(shù)，主要是因為這7個臺沒有記錄到上述兩次大電流發(fā)射時的信號.這7個觀測臺距大電流信號源的距離分別為：延慶臺548km；周口臺537km；高郵臺407km；嘉山臺415km；海安臺448km；大柏舍臺440km；蒙城臺440km.另外，表1中沒有列出靜海臺、寶坻臺、通州臺記錄的2011年1月23日發(fā)射源發(fā)射的信息，也許由于白天背景噪聲太大而難以分辨.

由表1和表2可以看到信號源向地下注入大電流信號時，在周邊地區(qū)臺站所記錄到的附加電場信號具有下列幾個顯著特征：

（1）同一臺站不同方位的附加電場信號值的大小存在差異，有的差異很大，甚至出現(xiàn)符號上的差異.例如對于源電流為2100A時，陵陽臺在NS方向上記錄到的附加電場為－71mV／km，而在EW方向上，長、短極距記錄到的附加電場分別為23mV／km和28mV／km.

表1 2011年1月23日和3月25日大電流發(fā)射時華北東部地區(qū)部分地電場臺記錄信號值Table 1 The signal values recorded at some stations of the geoelectric field in the east Huabei area when a great current is injected at 23thJan.and 25th Mar.，2011respectively

表2 距發(fā)射源250km范圍內(nèi)各臺不同方位上長短極距附加地電場的比值Table 2 The ratio of the geoelectric field signals recorded on the long dipole and short dipole in same direction at the stations ranged of 250km from the great current source

（2）比較多個的臺站附加電場信號的空間分布，出現(xiàn)比較復(fù)雜的情況，似乎顯示一定的方向性分布特征：沿著郯廬斷裂帶方向，距離信號源越遠(yuǎn)，地電流信號強(qiáng)度越弱，強(qiáng)弱變化依次為安丘、陵陽、郯城、新沂；在此方向上距離415km遠(yuǎn)的嘉山臺沒有記錄到.沿著信號源的西南方向信號在跨過郯廬斷裂帶之后就記錄不到了，如246km遠(yuǎn)的皺城臺和419km處的菏澤臺就沒有記錄到信號；沿著信號源北西方向存在著延伸較遠(yuǎn)的活斷層，在跨過郯廬斷裂帶之后還能記錄到信號，而且能夠記錄到信號的距離更遠(yuǎn)，在該方向上，大山臺、興濟(jì)臺、靜海臺、寶坻臺、昌黎臺都記錄到了大電流信號，但距離324km處的徐莊子臺沒有記錄到信號；距離227km處的大山臺記錄到的信號強(qiáng)度要比距離298km處的興濟(jì)臺、367km處的昌黎臺、413km處的寶坻臺和450km處的通州臺記錄到的信號強(qiáng)度小.

圖3 2011年3月25日0∶10—2∶10安丘、陵陽、郯城、新沂、乳山及大山臺地電場信號圖Fig.3 The signal shapes of the geoelectric field recorded at the stations of Anqiu，Lingyang，Tancheng，Xinyi，Rushan and Dashan at 00∶10—2∶10，Mar.25，2011

（3）比較遠(yuǎn)近不同的臺站的附加電場強(qiáng)度，也顯示出復(fù)雜的態(tài)勢.以注入2100A的強(qiáng)電流信號為例（其時處于深夜時間，天然地電場背景噪聲?。?，在本文所述的觀測區(qū)域里能夠觀測到該信號的最遠(yuǎn)距離為450km，而在距離電流信號源246km的皺城臺、324km的徐莊子、419km的菏澤臺基本上都沒有記錄到該信號.這表明存在著距離信號源較遠(yuǎn)的臺站能夠記錄到信號，而距離信號源較近的臺站卻記錄不到信號的現(xiàn)象.

（4）同一方位上，長短不同的極距所測得的附加電場值呈現(xiàn)比較復(fù)雜的情況（表2）.例如對于源電流為2100A時，安丘臺在NS、EW、NE方向上長、短極距附加電場的比值分別為0.2、0.2、0.3；郯城臺在該三個方向上長、短極距附加電場的比值分別為0.94、2.65、1.03.

（5）從每個臺站記錄情況來看，在電流源注入大地的電流強(qiáng)度越大，則在觀測點(diǎn)記錄到的地電流信號強(qiáng)度也越大.

4 討論

為了認(rèn)識注入大電流產(chǎn)生的附加地電場的上述空間分布特征，需要考慮下列兩大要素：裝置系統(tǒng)的復(fù)雜性和介質(zhì)的電性結(jié)構(gòu)的復(fù)雜性.

4.1 考慮裝置系統(tǒng)的影響

圖4 2011年1月23日安丘地電場臺觀測信號形態(tài)圖（a）南北向長極距；（b）南北向矩極距；（c）東西向長極距；（d）東西向短極距；（e）北東向長極距；（f）北東向短極距.Fig.4 The signal shapes of the geoelectric field recorded at Anqiu station at 23th January，2011（a）The curve recorded on NS long dipole；（b）Curve on NS short dipole；（c）Curve on EW long dipole；（d）Curve on EW short dipole；（e）Curve on NE long dipole；（f）Curve on NE short dipole.

高壓直流輸電系統(tǒng)的接地極上注入電流的效應(yīng)，本質(zhì)上系由于其系統(tǒng)正負(fù)兩條輸電線電流處于不平衡狀態(tài)所引起.當(dāng)電流從接地極注入或引出時，接地極就成為一個電流源，從而在周圍大地產(chǎn)生人工的附加電場，這是在地電場臺站上測量極接收到附加電場信號的基本來源.這樣在電流源和任意臺站之間的測量極間就形成了一個特定的裝置系統(tǒng)，如圖5給出的模型所示.模型中，電流源作為一個點(diǎn)電流源處理，它僅在電流源的線性尺度遠(yuǎn)遠(yuǎn)小于電流源到臺站測量極的距離的時候適用.本文所涉及的臺站中安丘臺距離電流源最近，為25km，而作為接地極的電流源的幾何尺寸一般小于1km.因此至少對于本文所涉及到的臺站而言，該模型是適用的；圖中為點(diǎn)電流源與臺站測線中點(diǎn)的連線的距離，θ為SN測線法線方向與連線的夾角.系統(tǒng)的裝置參數(shù)由電流源到特定臺站的特定測量極之間的幾何位置關(guān)系（距離、方位）確定；而特定臺站的特定測量極上測得的附加電位差則由下式確定（以SN測線長短極距為例）：

圖5 接地極（點(diǎn)電流源）與地電場臺站（測線）位置關(guān)系示意圖Fig.5 Distribution of the source and station

用長短極距附加電場的比值λ來描述一個臺站同一方位上長短極距電場的差異，有

用在臺站上同一方位長、短極距的附加電場的比值λ是否接近1來標(biāo)識兩者的差異性.

將上述公式的角標(biāo)做適當(dāng)?shù)母淖儯謩e區(qū)分不同方位的有關(guān)參數(shù)，可以得到下列公式，以比較不同方位的同一極距下的結(jié)果（以比較SN和EW方位上的長極距附加電場為例）：

用SN與EW兩個方位長極距附加電場的比值λSN／EW來描述不同方位附加電場的差異，有

同樣，用比值λSN／EW是否接近1，標(biāo)識一個臺站兩個方位附加電場之間的差異性.

對上述公式進(jìn)行數(shù)值模擬，可以得出以下認(rèn)識：

（1）由于不同臺站裝置參數(shù)的差異，確實(shí)會存在著同一個臺站、同一方位上長短極距電場比值不相等的現(xiàn)象，如表3所示結(jié)果，其中臺站距離電流源R2＝25km，以SN測線的長短極距（L2＝2L1＝400m）為例計算.以偏離λ＝1的5%為限，可以給出該臺臨界角θc在3.9°左右：在θ＞θc時，λ偏離1小于5%，而在θ＜θc時，λ偏離1將大于5%，其中θ接近于0時，甚至?xí)霈F(xiàn)非常復(fù)雜的結(jié)果，出現(xiàn)λ取值為0、大數(shù)甚至負(fù)值（見表3最后一行的結(jié)果，有λ＝0，－6.8526，4.2359….）.對電流源與臺站其他距離所做的模擬顯示了類似的結(jié)果，不過距離越遠(yuǎn)，臨界角的數(shù)值會越小，也就是說，對于那些距接地極遠(yuǎn)的臺站，由于臨界角很小，臺站測線法線方位與臺站到電流源連線之間的夾角一般都會在臨界角之外，因此這些臺站上同一方位測線長短極距的附加電場值基本一致，其比值一般偏離λ＝1較小，這個結(jié)果也在表1中可以看出.

（2）同一臺站不同方位間電場會有差異，甚至很大的差異.如表4所示.表4中，所有幾何參數(shù)都有SN或EW的標(biāo)注，以示區(qū)別，且假定兩個方位上測量視電阻率相同（至于兩個方位視電阻率不相同的情形在下節(jié)中討論）.從表4可以看出，除θ＝45°外，在電流源相對于測量裝置的其他位置上，臺站兩個不同方位的附加電場值一般均會不同.例如在θ＝0°時，按照式（6），標(biāo)識同一臺站兩個不同方位測量（SN對EW）的附加電場的比值λSN／EW＝0；而θ＝90°時，比值λ1→∞.從圖5中的幾何關(guān)系，人們不難看出上述結(jié)論的可靠性：θ＝0°相當(dāng)于SN方位上附加電場為0，EW方位上附加電場為最大值；而θ＝90°相當(dāng)于EW方位上附加電場為0，SN方位上附加電場為最大值.這個結(jié)果對于距電流源任何距離的臺站均適用.

表3 電流源到臺站距離為25000m，SN方位上長短極距附加電場的比值Table 3 The ratio of the geoelectric field signals recorded on the long dipole and short dipole in NS direction at the station that is 25000mfrom the great current source

表4 電流源到臺站距離為25000m，SN和EW方位上長極距附加電場的比值Table 4 Ratio of the geoelectric field signals recorded on the long dipole in NS and EW direction at the station that is 25000mfrom the great current source

4.2 考慮大區(qū)域介質(zhì)結(jié)構(gòu)非均勻性的影響

在4.1節(jié)所討論的問題，主要涉及不同臺站、不同裝置（包括距電流源距離遠(yuǎn)近不同的臺站、同一臺站同一方位但不同極距、或同一臺站不同方位）下的附加地電場空間分布特征復(fù)雜性的認(rèn)識.但實(shí)際上，就全面分析電流源產(chǎn)生的附加電場的空間分布的復(fù)雜性而言，還必須注意到所研究的區(qū)域介質(zhì)電性結(jié)構(gòu)的復(fù)雜性的影響.這里包括大區(qū)域和臺站測區(qū)內(nèi)部非均勻性的影響兩個方面.后者將在4.3節(jié)中進(jìn)行詳細(xì)討論.

大區(qū)域非均勻性的影響可以從公式（1）和（2）以及公式（4）和（5）中看出，公式中均含有下列參數(shù)：物理參數(shù)（視電阻率ρs）和幾何參數(shù)（測量極到電流源之間的距離R1，R2或R1，R3等），不同臺站在大區(qū)域中所處的位置不同，在區(qū)域介質(zhì)呈現(xiàn)非均勻（水平和垂直方向）結(jié)構(gòu)的條件下，其視電阻率值的差異是一個臺站和另一個臺站附加電場存在差異的重要因素之一；甚至也是同一個臺站不同方位附加電場產(chǎn)生差異的重要因素之一，在這種情況下，公式（3）和（4）中的視電阻率參數(shù)應(yīng)分別用和來標(biāo)識，顯示其中結(jié)構(gòu)的各向異性特征.

這些討論可以明確地解釋本文第3節(jié)中提到的現(xiàn)象：從不同方向穿過本文研究區(qū)內(nèi)的重要斷裂帶—郯廬斷裂帶的不同臺站所記錄到的附加電場存在復(fù)雜的特征，包括一些距離電流源近的臺站其所記錄到的附加電場強(qiáng)度，甚至?xí)∮谶h(yuǎn)處臺站的情形.因為郯廬斷裂帶的存在，使本區(qū)大范圍的電性結(jié)構(gòu)無論在水平方向還是在垂直方向，都將顯示出明顯的非均勻性.當(dāng)然由于缺少研究區(qū)內(nèi)的大區(qū)域電性結(jié)構(gòu)詳細(xì)的地球物理數(shù)據(jù)，本文還無法對第3節(jié)所揭示的附加電場的分布給出確切的定量解釋.不過這些定性的分析，其合理性是不言而喻的.

4.3 考慮臺站測區(qū)附近范圍內(nèi)介質(zhì)結(jié)構(gòu)非均勻性的影響：地電場均勻度、方向數(shù)和信號源的定位問題

在研究大電流注入（或流出）時研究區(qū)域內(nèi)附加電場空間分布特征問題中，臺站測區(qū)內(nèi)部以及附近介質(zhì)電性結(jié)構(gòu)非均勻性，也是一個十分重要的影響因素之一.在地電場觀測中，在同方位上采用了兩個以上極距進(jìn)行觀測，其目的在于證實(shí)所觀測的地電場并非源于電極效應(yīng)，即要求兩個同方位的電場測量應(yīng)有相同的測值（大小和符號），也就是本文前節(jié)所引入的比值λ＝1.但在實(shí)際觀測中，不少臺站的觀測結(jié)果，與此不符.原因何在？分析表明場源較近、甚至就在測區(qū)內(nèi)部，顯然會產(chǎn)生這樣的問題（馬欽忠，2008）；但另一方面，測區(qū)以及測區(qū)附近介質(zhì)電性結(jié)構(gòu)的非均勻性，也很可能是其重要原因之一.本文所涉及的大電流注入（或流出）條件下的電場分布，提供了一個很好的、討論這方面問題的機(jī)會.為了踐行深入討論，這一節(jié)里，我們將λ＝1的條件轉(zhuǎn)換為均勻度的概念，即認(rèn)為偏離λ＝1越小，反映出該臺地電場均勻度越好；反之，偏離λ＝1越大，反映出該臺地電場均勻度越差.

由表2可以看到：

（1）陵陽臺、新沂臺記錄到的地電場信號的均勻度較好；

（2）郯城臺南北、北東方向記錄到的信號均勻度較好；東西向的不太好；

（3）安丘臺記錄到的地電場信號的均勻度不好，但比值穩(wěn)定，特點(diǎn)是在短極距上所記錄的信號幅值大，說明信號在短極距上反應(yīng)更靈敏，將其與地電暴時的信號作對比后可知，地電暴信號在三個方向的比值與此基本相同，說明紀(jì)錄可靠；

（4）乳山臺東西向比南北向均勻度略差，南北向信號形態(tài)完整、記錄較清晰；

（5）大山臺均勻度不太好，但比值相對較穩(wěn)定.

按照地下電性均勻介質(zhì)理論來說，在距離電流信號源近的觀測點(diǎn)所觀測到的地電場均勻度較差；在距離電流信號源遠(yuǎn)的觀測點(diǎn)所觀測到的地電場均勻度較好.但實(shí)際情況并非總是如此.由上述安丘臺、郯城臺、大山臺和乳山臺地電場均勻度的情況分析可以看到，在實(shí)際觀測中并非每個遠(yuǎn)距離觀測點(diǎn)所觀測到的地電場的長極距觀測值與短極距觀測值之比均接近1.0，或者說并非每個遠(yuǎn)距離觀測點(diǎn)所觀測到的地電場的均勻度都好.距離電流信號源遠(yuǎn)的觀測點(diǎn)所觀測到的地電場均勻度不一定就很好，如距離信號源227km的大山臺所觀測到的地電場均勻度就比較近的源距為110km的陵陽臺所觀測到的地電場均勻度差.

對于上述遠(yuǎn)源場在觀測區(qū)的附加地電場均勻度的結(jié)果，在實(shí)際觀測中也可證明.在安丘臺地電場觀測中，早期電極埋深比較淺，埋在第四系覆蓋的土層里（埋深2～3m）.后期改造后埋深加大，深度達(dá)10～15m，且埋在基巖里，由于在長極距和短極距范圍里基巖埋深不同，因此導(dǎo)致了該臺地電場在三個方向上的均勻度不同.

由表5中可以看到，對于遠(yuǎn)源場而言，無論是源自于電離層的天電還是源自于遠(yuǎn)處的接地極，此時的觀測資料分析顯示，安丘臺地電場電極埋深變化前后各個方向上的長、短極距觀測值的比值變化明顯.電極埋深在土層里時，各個方向上的長、短極距觀測值的比值基本都等于1.0；當(dāng)電極埋深在基巖里時，EW、NS方向上的長、短極距觀測值的比值基本等于0.2，NE方向的為0.3.由此可見，臺站地電場多極距觀測中，長、短極距觀測值的比值的非均勻變化主要還在于臺站下方測區(qū)的電性非均勻和各向異性結(jié)構(gòu).由此也可知，當(dāng)把布極裝置系統(tǒng)旋轉(zhuǎn)一定角度時也會出現(xiàn)不同的變化.

表5 安丘臺地電場電極埋深變化前后結(jié)果Table 5 Ratio of the geoelectric field recorded on the long dipole and short dipole at Anqiu station before and after the electrods were buried deeply

我們知道，對于空中飛行器的定位至少需要來自不在一條直線上的三個雷達(dá)站的信號才能定位，因為目標(biāo)體在三維空間且介質(zhì)均勻.對于地表平面矢量，其南北分量與東西分量的比值稱其為該矢量的方向數(shù)，對于均勻介質(zhì)中的矢量而言，其方向數(shù)可用來表示該矢量的方向，且只需兩個不在同一直線上的矢量就可確定信號源的位置.當(dāng)介質(zhì)均勻性不好時，矢量方向數(shù)對其方向的指示會產(chǎn)生較大誤差.因此，利用地電場信號的方向數(shù)來確定信號源的方位是比較復(fù)雜的問題，因為這要涉及到地下介質(zhì)的電性非均勻性問題.由表3可以看到，各臺的方向數(shù)（即LNS／LEW的比值）基本穩(wěn)定；但能夠較正確地反映信號源方位的臺站較少，只有安丘臺、大山臺和新沂臺.如果將這三個臺站所觀測到的方位線延長相交于一點(diǎn)，則該交點(diǎn)與實(shí)際電流發(fā)射源的位置很近，誤差在幾公里以內(nèi)（如圖6所示），如果以數(shù)百公里以外的臺站觀測資料分析結(jié)果來確定信號源的位置，定位誤差在幾公里內(nèi)則是非常好的定位結(jié)果.

其他臺站的信號方向數(shù)不能較好地反映信號源的位置，其主要原因在于這些臺站及其附近地下介質(zhì)電性結(jié)構(gòu)的非均勻性.地下介質(zhì)電性非均勻性和各向異性的作用起著非常重要的作，地下介質(zhì)橫向非均勻體的存在會改變流經(jīng)其附近的電流線的方向.高電阻率礦體具有向周圍排斥電流的能力，電阻率愈高，排斥能力愈強(qiáng)；低電阻率礦體具有向其內(nèi)部吸引電流的作用，電阻率愈低，吸引力愈強(qiáng)（傅良魁，1983），如圖7所示.

圖6 安丘臺、大山臺、新沂臺地電場信號方向數(shù)定位示意圖Fig.6 Fixed position map based on the orientation factor of the geoelectric field

圖8 所示的是當(dāng)向地下注入電流時，在地下半無限空間介質(zhì)中存在著一個非均勻異常電性介質(zhì)球體對地表電場影響的數(shù)值模擬結(jié)果.由該圖計算結(jié)果可以看到，當(dāng)?shù)叵麓嬖诟咦璁惓ｓw時，地表電場強(qiáng)度在隨距離電流源越遠(yuǎn)、越小的衰變趨勢過程中，在高阻體上方電場強(qiáng)度會有一較大增強(qiáng)區(qū)段；反之，當(dāng)?shù)叵麓嬖诘妥璁惓ｓw時，這種地表電場強(qiáng)度的變化呈現(xiàn)負(fù)增強(qiáng)區(qū)段.這種變化區(qū)段變化范圍不僅與這種異常體的電阻率密切相關(guān)，而且與該異常體的空間變化范圍密切相關(guān).對于地下半無限空間介質(zhì)中存在著一個非均勻異常電性介質(zhì)球體和信號源頻率是直流的情況下是如此，對于層狀介質(zhì)中存在非均勻異常體以及變頻信號源的情景也是如此（馬欽忠等，1995；Ma Qinzhong，2002），實(shí)際上地下電性結(jié)構(gòu)為非均勻介質(zhì)結(jié)構(gòu)的情景無處不在.

圖7 地下不同電性介質(zhì)中電流場的分布圖（a）均勻電介質(zhì)中的電場E0；（b）地下電介質(zhì)中存在高阻體（ρ2＞ρ1）時的電場E1；（c）地下介質(zhì)中存在低阻體（ρ2＜ρ1）時的電場E2.Fig.7 The distribution of the electric powerline in different underground electrical structure（a）The electric field E0in homogenous dielectric；（b）The electric field E1in the dielectric contained a high resistivity body（ρ2＞ρ1）；（c）The electric field E2in the dielectric contained a low resistivity body（ρ2＜ρ1）.

圖8 地下存在電性異常體時地表點(diǎn)電源電場計算曲線的異常變化（a）I＝1200A；ρ1＝10Ωm，ρ2＝500Ωm，r＝60m，h＝130m；（b）I＝1200A，ρ1＝10Ωm，ρ2＝2Ωm，r＝60m，h＝130m.Fig.8 The abnormal variation curves of the geoelectric field calculated for a model of a point source on the ground under which an inhomogeneous body is contained in the semi－infinite medium

由于地下異常電性體的存在，不僅地表電場強(qiáng)度值或電流密度值發(fā)生變化，而且其方向在局部區(qū)域也會發(fā)生變化.根據(jù)電流密度法線分量及電場強(qiáng)度切線分量連續(xù)條件，容易證明，電流線在電阻率為ρ1和ρ2的兩種巖石分界面上的折射情況，按以下公式確定：

式中θ1和θ2為電流線在ρ1和ρ2巖石中與分界面法線方向所夾的角（圖9），該關(guān)系亦被稱為電場中電位移線的折射定律（程守洙等，1979）.式（7）表明，當(dāng)電流由低電阻率的巖體流入高電阻率的巖體（ρ1＜ρ2）時，電流便折向分界面的法線方向（θ2＜θ1）.反之，如果電流是從高電阻率的巖體流入低電阻率的巖體中（ρ1＞ρ2），則在分界面處電流折向偏離法線的方向（θ2＞θ1）.

上述分析表明，地下電性結(jié)構(gòu)非均勻性的存在極大地改變了地表地電場的變化特征.由此可見，在利用地電場臺站觀測到的信號進(jìn)行信號源方位的確定上，必須認(rèn)真考慮的重要因素就是臺站下方電性結(jié)構(gòu)非均勻性問題.

5 結(jié)論

圖9 不同電阻率的兩種巖體分界面上電流折向圖（a）ρ1＞ρ2；（b）ρ1＜ρ2.Fig.9 Refringence map of the electric powerline on the boundary between the two different rocks with different resistivity

通過本文研究可以看到，當(dāng)向地下注入（或流出）2100～3004A的大電流時，華北東部地區(qū)地電場臺站記錄到的信號在不同距離和方向呈現(xiàn)出不同特征.這些特征表現(xiàn)為：

（1）同一臺站不同方位的附加電場信號值的大小存在差異，有的差異很大，甚至出現(xiàn)符號上的差異；

（2）比較多個臺站附加電場信號的空間分布，出現(xiàn)比較復(fù)雜的情況，似乎顯示一定的方向性分布特征；如沿著信號源的西南方向，信號在跨過郯廬斷裂帶之后就記錄不到了；在其北西方向在跨過郯廬斷裂帶之后還能記錄到信號，而且能夠記錄到信號的距離更遠(yuǎn)，在該方向上，存在著相對近處的臺站記錄到的信號強(qiáng)度比遠(yuǎn)處的臺站記錄到的信號強(qiáng)度小、甚至近處記錄不到信號的現(xiàn)象，在該方向存在著延伸較遠(yuǎn)的活斷層.

（3）比較遠(yuǎn)、近不同的臺站的附加電場強(qiáng)度，也顯示出復(fù)雜的態(tài)勢.存在著距離信號源較遠(yuǎn)的臺站能夠記錄到信號，而較近的臺站卻記錄不到信號的現(xiàn)象.

（4）同一方位上，長短不同的極距所測得的附加電場值呈現(xiàn)比較復(fù)雜的情況.

（5）從每個臺站記錄情況來看，在電流源注入大地的電流強(qiáng)度越大，則在觀測點(diǎn)記錄到的地電流信號強(qiáng)度也越大.屬于歐姆定律的基本要求，本文未做進(jìn)一步討論.

（6）大電流發(fā)射時許多臺站記錄到的地電場信號的方向數(shù)并不能正確地反映信號源的方位.能夠較正確地反映信號源方位的臺站較少，只有安丘臺、大山臺和新沂臺所觀測到的方位線延長交匯點(diǎn)與實(shí)際電流發(fā)射源的位置很近，可用以確定信號源的位置.其他臺站的信號方向數(shù)不能較好地反映信號源的位置，其主要原因就在于這些臺站及其附近地下介質(zhì)電性結(jié)構(gòu)非均勻性和各向異性的影響.

本文從點(diǎn)電流源與臺站測線布局構(gòu)成的裝置系統(tǒng)、大區(qū)域介質(zhì)非均勻性和臺站測區(qū)以及附近地區(qū)的介質(zhì)細(xì)結(jié)構(gòu)的影響等三個方面，通過數(shù)值模擬，對上述特征進(jìn)行了較深入的分析和解釋.

本文的工作對于認(rèn)識天然地電場的觀測提供了有益的論據(jù)，特別是為分析臺站測區(qū)內(nèi)部及其附近區(qū)域介質(zhì)的非均勻性對地電場觀測的影響提供了有益的工具.

總之，從某種意義上說，大電流發(fā)射時地電場信號變化特征為我們認(rèn)識地震震源區(qū)所發(fā)出的地電流信號強(qiáng)度與其傳播距離之間的關(guān)系及其方向性特征提供了比以往室內(nèi)實(shí)驗室所獲得的更為客觀的結(jié)果，也為利用地震電信號判定震中位置的研究提供了有益的參考.

Avagimov A A，Zeigarnik V A，F(xiàn)ainberg E B.2005.Electromagnetically induced spatial—temporal structure of seismicity，Izvestiya.PhysicsoftheSolidEarth，41（6）：475－484.

Cheng S Z，Jiang Z Y.1979.General Physics（in Chinese）.Beijing：People Publishing House，100－113.

Enomoto Y，Hashimoto H.1990.Emission of charged particles from indentation fracture of rocks.Nature，346（6285）：641－643.

Freund F，Takeuchi A，Lau B W S，et al.2004.Stress induced changes in the electrical conductivity of igneous rocks and the generation of ground currents.Terr.Atmm.OceanSci.，15（3）：437－467.

Freund T F，Takeuchi A，Lau B W S.2006.Electric currents streaming out of stressed igneous rocks—A step towards understanding pre－earthquake low frequency EM emissions.Phys.Chem.Earth，31（4－9）：389－396.

Fu C Y，Chen Y T，Qi G Z.1991.Geophysics Base（in Chinese）.Beijing：Science Press，203－254

Fu L K.1983.A Course in Electrical Prospecting（in Chinese）.Beijing：Geological Publishing House，65－70.

Huang Q H，Lin Y F.2010.Numerical simulation of selectivity of seismic electric signal and its possible influences.ChineseJ.Geophys.（in Chinese），53（3）：535－543.

Huang Q，Ikeya M.1999.Experimental study on the propagation of Seismic Electro Magnetic Signal （SEMS）using a minigeographic model of the Taiwan strait.Episodes，22（4）：289－294.

Ji S C，Wang Q，Xu Z Q.2008.Break－up of the north China craton through lithospheric thinning.ActaGeologicaSinica（in Chinese），82（2）：174－193.

Ji S C，Xu Z Q，Wang Q，et al.2008.Continental extrusion and seismicity in China.ActaGeologicaSinica（in Chinese），82（12）：1644－1667.

Kpaev A P.1954.Geoelectrics Principle.Zhang K G，Chen P G，Zhang Z C，et al.trans.Beijing：Geological Publishing House，100－191.

Ma Q Z，Qian J D.1995.Boundary element method for forward solution of two dimensional frequency electromagnetic sounding.ChineseJ.Geophys.（in Chinese），38（2）：252－261.Ma Q Z，Qian J D.2002.The influence of inhomogeneous geoelectrical structure to the signals of geoelectric field.Earthquake（in Chinese），23（1）：1－7.

Ma Q Z.2002.The boundary element method for 3－D DC resistivity modeling in layered earths.Geophysics，67（2）：610－617.

Ma Q Z.2007.Study on the characteristics of the geoelectric field from underground source.Earthquake（in Chinese），27（Suppl.）：149－154.

Ma Q Z.2008.Multi－dipole observation system and study on the abnormal variation of the geoelectric field observed at Capital Circle area before the Wen′anMS5.1earthquake.Acta SeismologicaSinica（in Chinese），30（6）：615－625.

Muto J，Nagahama H，Miura T，Arakawa I.2008.Frictional discharge plasma and seismo－electromagnetic phenomena.Phys.EarthPlanet.Inter.，168（1－2）：1－5.

Muto J，Nagahama H，Miura T，et al.2007.Frictional discharge at fault asperities：Origin of fractal seismo－electromagnetic radiation.Tectonophysics，431（1－4）：113－122.

Onuma K，Muto J，Nagahama H，et al.2011.Electric potential changes associated with nucleation of stick－slip of simulated gouges.Tectonophysics，502（3－4）：308－314.

Park S K，Strauss D J，Aceves R L.1996.Some observations about the statistical significance and physical mechanisms of the VAN method of earthquake prediction，Greece.∥In：A Critical Review of VAN Earthquake Predition from seismic electrical signal.Singapore：Published by World Scientific Publishing Co Pte Ltd University College London，267－285.

Qian J D，Chen Y F，Jin A Z.1985.The Application of Geoelectrical Resistivity Method in Earthquake Prediction（in Chinese）.Beijing：Seismological Press，51－52.

Sarlis N，Lazaridou M，Kapiris P，et al.l999.Numerical model of the selectivity effect and theΔV／Lcriterion.Geophys.Res.Lett.，26（21）：3245－3248.

Sun Z J.1990.An introduction to Geoelectricity（in Chinese）.Beijing：Seismological Press，3－90

Takeuchi A，Nagahama H.2006.Electric dipoles perpendicular to a stick－slip plane.Phys.EarthPlanet.Inter.，155（3－4）：208－221.

Tsutsumi A，Shirai N.2008.Electromagnetic signals associated with stick－slip of quartz－free rocks.Tectonophysics，450（1－4）：79－84.

Varotsos P，Alexopoulos K.1984a.Physical properties of the variations of the electric field of the earth preceding earthquakes，I.Tectophysics，110：73－98.

Varotsos P，Alexopoulos K.1984b.Physical properties of the electric field of the earth preceding earthquakes， II.Determination of epicenter and magnitude.Tectonophysics，110：99－125.

Varotsos P，Lazaridou M.1991.Latest aspects of earthquake prediction in Greece based on seismic electric signals.Tectonophysics，188（3－4）：321－347.

Varotsos P A.1977.On the Temperature and pressure dependence of the defect formation volume in ionic crystals.J.Physique（Paris）Lettr.，38：L455－458.

Yoshida S.2001.Convection current generated prior to rupture in saturated rocks.J.Geophys.Res.，106（2）：2103－2120.

附中文參考文獻(xiàn)

傅承義，陳運(yùn)泰，祁貴仲.1991.地球物理基礎(chǔ).北京：科學(xué)出版社，203－254.

Kpaeb AΠ.1954.地電原理.張克遷，陳培光，張志誠等譯.北京：地質(zhì)出版社，100－191.

黃清華，林玉峰.2010.地震電信號選擇性數(shù)值模擬及可能影響因素.地球物理學(xué)報，53（3）：535－543.

馬欽忠.2007.地下電磁源在地表產(chǎn)生的地電場特性探討.地震，27（Suppl.）：149－154.

孫正江.1990.地電概論.北京：地震出版社，3－90.

馬欽忠，錢家棟.2003.地下電性非均勻結(jié)構(gòu)對地電場信號的影響.地震，23（1）：1－7.

嵇少丞，王茜，許志琴.2008.華北克拉通破壞與巖石圈減薄.地質(zhì)學(xué)報，82（2）：174－193.

嵇少丞，許志琴，王茜等.2008.亞洲大陸逃逸構(gòu)造與現(xiàn)今中國地震活動.地質(zhì)學(xué)報，82（12）：1643－1667.

錢家棟，陳有發(fā)，金安忠.1985.地電阻率方法在地震預(yù)報中的應(yīng)用.北京：地震出版社，51－52.

馬欽忠.2008.地電場多極距觀測裝置系統(tǒng)與文安Ms5.1級地震前首都圈地電場異常研究.地震學(xué)報，30（6）：615－625.

傅良魁.1983.電法勘探教程.北京：地質(zhì)出版社，65－70.

馬欽忠，錢家棟.1995.二維頻率測深邊界單元法正演計算.地球物理學(xué)報，38（2）：252－261.

程守洙，江之永.1979.普通物理學(xué).北京：人民出版社，100－113.