场源与场地类型的探讨

场源与场地类型的探讨

1地表电场数据处理19世纪，人们观察到地球表面有电流。在20世纪40年代，s.chapman和j.barbots提出了地球车间和自然车间的概念（孙正江和王华军，1984）。1984年，希腊科学家提出了从ses信号（ses-iii，2004；马钦忠，2008）计算地震的方法。其原理主要基于自然场的数据（马钦忠等，2004；马钦忠，2008），但仍有争议（geil，1996；黄清华，2005；黄庆阳，2010）。赵泽等（2009）和唐吉等（2010）进行的mt测量深度反演主要基于地球场数据和频谱分析（黄清华、刘涛，2006；范颖莹等，2010）。传统波形分析（钱福业等，赵玉林，2005；于永海等，2008）、北极方向计算（毛桐恩等，1999）、长度距离计算（田山等，2009）、数据处理（安张辉等，2010）和其他陆地场数据的分类相对模糊。近年,黄清华和林玉峰(2010),HuangandLin(2010),Huang等(2011),Ren等(2012)对SES信号数值模拟与分析以及对DC-ULF电磁信号微观机理与传输通道的研究、马钦忠和钱家栋(2003)提出的非均匀电性结构导致地表电场复杂、其他学者开展的数据分析(钱复业和赵玉林,2005;仇勇海等,2008)与观测方法(席继楼等,2013)等研究,使得自然电场局部场地的机理、特征与分析更深入,但应用自然电场动电效应、接触-扩散和氧化还原等微观机理(孙正江和王华俊,1984;钱复业和赵玉林,2005;Huangetal.,2011),研究自然电场的区域变化特征、探寻微观机理与宏观现象的关联等方面,目前成果依然很少.赵国泽和陆建勋(2003)指出视电阻率日变化与固体潮存在关联;黄清华(2005),Huang等(2011)认为从复杂电磁环境中提取相对较弱的地震电磁信号,有必要探寻数学、信号处理与地震电磁物理过程结合的物理解析方法;2006—2007年,黄清华和刘涛(2006),张学民等(2007)分析了地电场固体潮汐现象的频谱特征及震前异常.基于徐文耀(1992),赵旭东等(2008)对空间Sq电流、黄清华等对地电场固体潮汐波的研究成果,谭大诚等(2010)将地电场潮汐波分类为TGF-A、TGF-B两类,探讨了自然电场、大地电场物理解析初步原理(谭大诚等,2012).本文依据自然电场、大地电场起源分类原则(孙正江和王华俊,1984),充实了地电场构成解析原理和方法(谭大诚等,2012),通过对南北地震带附近有代表性的13个台站、66个月的自然电场分析,总结了该地区自然电场的场地、区域中长期变化特征,解析了其中2个场地短期裂隙水主体渗流方位逐日变化(谭大诚等,2011,2013)与自然电场变化的关联,探讨了松山场地2年中自然电场变化与裂隙水渗流、主压应力、裂隙结构变化的微观机理过程.2自然电场和:国土开发过程中的地电场特征自然电场源于固体地球内部的物理、化学作用,场源主要包括地下矿体、岩体及界面、应力应变、地下流体等,这导致其具有局部性特征.依据自然电场形成的不同微观机理与过程,可分类为过滤电场、接触-扩散电场和氧化还原电场等(孙正江和王华俊,1984).通常,认为自然电场相对稳定(孙正江和王华俊,1984),地震电磁前兆可能更易表现在自然电场变化中(马钦忠等,2004;马钦忠,2008).大地电场源于固体地球外部的空间电流系和潮汐力(孙正江和王华俊,1984;黄清华和刘涛,2006;谭大诚等,2010,2011,2012,2013),场源主要包括电离层、月球和太阳的潮汐力、太阳风等,这使其具有全球性或区域性特征.依据大地电场形成的不同微观机理与过程,可分类为TGF-A、TGF-B、地电暴(孙正江和王华俊,1984;谭大诚等,2010)等.依据谭大诚等(2010,2011,2012,2013)近年的研究,TGF-A、TGF-B潮汐地电场和地电暴的强度受场地岩性结构、裂隙和裂隙水、应力应变等因素的明显影响,因此地震电磁前兆也能够表现在场地的大地电场变化中(黄清华和刘涛,2006;张学民等,2007;谭大诚等,2010,2011,2012,2013).按照地电场起源分类原则,自然电场、大地电场可部分具有同一种微观机理过程,例如TGF-A、TGF-B潮汐地电场形成过程中,裂隙水或裂隙水中电荷发生了周期性渗流或移动(谭大诚等,2010,2011);在构造活动中,应力应变导致含水岩体裂隙扩展、破碎过程也存在裂隙水和裂隙水电荷的渗流或移动,其形成的地电场属自然电场.因此,应用大地电场观测数据,可能探讨场地自然电场宏观变化的微观机理.在地电场观测数据中,以ESP代表自然电场(spontaneousfield),ET代表大地电场(telluricfield),干扰成分用Er表示,则地电场E的构成可写成:2008—2012年,中国大陆100余个台站的地电场日变形态基本有TGF-A、TGF-B和无日变波形三种,前两种波形约占总数的三分之二(谭大诚等,2010,2011,2012),无日变波形地电场在岩性和电性结构复杂、构造活动剧烈的南北地震带附近较集中(谭大诚等,2012).由此,可推论ET稳定的主要成分是潮汐地电场,TGF-A、TGF-B日变波形分别与固体潮、Sq电流的波形对应,其前10阶潮汐谐波的周期是23~24h、12h、7.9h、6h、4.8h、4h、3.4h、3h、2.7h、2.4h(黄清华和刘涛,2006;赵旭东等,2008;谭大诚等,2010,2011,2012,2013).在电磁环境和观测系统较理想时,Er在较小范围内随机波动.设地电场观测给出的分钟值为Ei,应用一天观测数据计算ESP的表达式可简化为(谭大诚等,2012):应用(2)式计算ESP时,因潮汐谐波的周期特点,潮汐地电场的主要影响基本消除(谭大诚,2012).对无日变波形的地电场,FFT频谱分析表明潮汐谐波存在,多数情况下还是主要谐波成分(谭大诚等,2012),(2)式仍成立.设第j天的自然电场为ESP(j),则ESP逐日跳变可用(3)式描述(谭大诚等,2012).场地岩体裂隙主要在构造作用下形成,小尺度岩石块体内的微裂隙分布、裂隙水渗流会十分复杂,但宏观大尺度岩体内的地下水渗流主要沿裂隙进行(周志芳等,2007;陈颙等,2009;谭大诚等,2011,2013).数百米量级的地电场观测场地属宏观大尺度,观测到的裂隙水渗流电场方向则接近裂隙水主体渗流方位(谭大诚等,2011,2013).对图1a装置系统,在场地裂隙水周期性主体渗流方位如图1b所示时,则NS、NW方向地电场潮汐波相关性更高(谭大诚等,2011).设潮汐地电场(大地电场主要成分)为ET,裂隙水主体渗流方位以北偏东角度α代表,应用日变波形前10阶潮汐谐波振幅和,逐日计算场地岩体α角的方法推导如下.中国地电场台站的NS、EW方向的极距通常相等,由图1c得到:故潮汐地电场ET是周期性变化场,原理上一天中任意时刻的ET(NW)、ET(NS)均可以用于(6)式计算.在潮汐波峰、谷前后,潮汐电场强度最大、稳定性相对好,故(6)式宜取峰值或谷值计算.在图1d中,选取潮汐波零值为X轴,设ET(NS)峰、谷值分别为A1、A2,ET(NW)峰、谷值分别为B1、B2,通常A1≠A2,B1≠B2,于是:则将ET(NS)、ET(NW)峰谷值分别以ANS、ANW表示,由(7)、(8)式可得:对日变波形清晰的地电场,(9)式已可计算.在日变波形畸变或难于识辨时,ANS、ANW取值存在较大误差,而前10阶潮汐谐波周期稳定,日变波形幅度主要取决于潮汐谐波的前5阶幅度(谭大诚等,2011,2012,2013).图2(a,e)是泸沽湖台TGF-A波形、古丰台TGF-B波形的分钟值曲线.图2(b,f)是其日变峰谷值A、前10阶潮汐谐波振幅和AT的逐日取值曲线,在NS、NE(NW)两个方向,ANS、ANE(NW)变化趋势一致,AT(NS)、AT(NE/NW)变化趋势一致,且A、AT变化趋势相近,这说明图1模型与原理基本符合这两个场地的实际情况.图2(c,g)是场地ANE(NW)与ANS、AT(NE/NW)与AT(NS)比值的逐日变化曲线,在这两个场地存在:其中Ai是第i阶潮汐谐波振幅,由(9)、(10)式得到:在观测数据FFT结果中,稳定的直流成分已排除(谭大诚等,2011),因此依据潮汐地电场频谱特征按照(11)式计算α时,ESP的影响基本消除.应用该式计算α的误差,理论上主要源于图1b模型与实际岩体的吻合度,这取决于场地岩体裂隙的发展阶段(周志芳等,2007;陈颙等,2009;谭大诚等,2011,2013).一般来说,岩体裂隙的优势方位愈明显,计算α的误差应愈小、稳定性愈好.在2008年汶川MS8.0地震前,泸沽湖、盐源两场地无明显干扰、观测系统正常.依据地电场前兆信息可信度的统计分析RTL(Region-Time-Length)方法(Huang,2006),应用(11)式计算的两场地α的变异相互对应,其变异在时间、空间上与此次地震相关,且异常显著(谭大诚等,2013).应用(9)、(11)式于泸沽湖、古丰场地,图2(d,h)中α值逐日差异均值分别为1.86°和1.38°,可见两种计算方法的结果通常较稳定且相当接近,在多个场地应用这两式计算对比也没有明显差异(谭大诚等,2013).依据场地的主压应力σ1方位理论推算,在剪裂时这两式的计算结果通常会偏小5°左右(周志芳等,2007;陈颙等,2009;谭大诚等,2011,2013).应当指出,在装置系统变更或裂隙水主体渗流方位更接近EW向时,(9)、(11)表达式需相应调整;无潮汐日变的地电场,潮汐谐波通常也是其基本谐波(谭大诚等,2012),这时(9)式中峰谷值已无法客观提取,但(11)式依然可逐日计算.3多个场地相关数据趋势性变化对比2008—2013年,大震、强震频繁发生在南北地震带附近,区域构造活动剧烈.因此,本节在总结青藏高原东缘海原、渭河、龙门山和盐源断裂带附近ESP区域特征中,采用了对多个场地数据长期变化的“趋势性改变”进行对比,并将各场地1、2天左右或短时不确定的大幅突跳数据删除,以显示出ESP变化趋势.3.1u3000结论图3a是上述断裂带附近有代表性的13个台站分布图;图3b绘制了海原断裂带东西两端的景泰和固原、渭河断裂带附近西安和宝鸡的自然电场变化曲线.可见:①同一场地ESP、ΔESP变化具有方向性和局部场地特征.②在同一断裂带附近的不同场地,ESP发生大幅跃变、突跳或渐变的趋势性转折点多具有时间同步或准同步性,同时段数据稳定性大致类似,但形态变化不具相关性.此外,ΔESP跳变曲线反映了ESP突跳变化,对其渐变过程反映弱.图3c中,2012年6月初,成都和汉王ESP、ΔESP大幅跃变、突跳等趋势性转折点时间对应较好;10月后,甘孜ESP(NS)出现与这两台时间准同步的大幅突跳、阶跃.图3d中,西昌台阵泸沽湖、盐源和小庙台在2008—2009、2012—2013年间的数据变动大.总体上,将龙门山、盐源断裂带附近各场地的ESP、ΔESP数据曲线分别对比,其特征与图3b中的①、②结论基本相同.应指出,2008—2013年中期,上述台站观测系统基本没有出现长时间故障,成都、汉王、宝鸡、小庙等场地存在相对复杂的电磁环境,图3(b—d)表明其ESP、ΔESP趋势性转变仍然与相邻场地具有较好的时间同步性;图3(b,d)的小黑色箭头表明电极更换可能导致ESP出现阶跃;2010年5月初前后,小庙台布极区内埋设金属管道的影响在4个月内较明显.3.2周边地表特征青藏高原东缘2个地电场台阵建于2007年,西昌台阵ESP变化特点在3.1小节已分析,天祝台阵由古丰、景泰、松山、红沙湾和黄羊川5个台组成,相邻间距不超过50km.图4a是天祝台阵地电场台、邻区断层分布图.图3a表明景泰、古丰分别接近海原和祁连山主断裂带,图4a表明其他3个台附近还有较小的断裂带.图4b绘出了古丰、松山和红沙湾场地ESP和ΔESP曲线,景泰场地曲线见图3b.2008—2012年,这四个场地ESP显示出年变形态,但不同方向、不同时段,ESP年变波形及稳定性不同.2009年2月、2010年10月、2012年2月,古丰ESP、ΔESP趋势转折前后,松山、红沙湾场地数据有相应剧变对应.可见,在这一局部区域,各场地ESP、ΔESP变化特征与图3b中的①、②结论同样基本相同.由图3、图4可知,南北地震带附近多数场地ESP不具有清晰年变波形,天祝台阵内多数场地ESP年变波形不稳定;在ESP的变化形态中,持续数月较平稳的升降、数日内的快速跃变、阶跃、突跳等现象常见;通常,场地ESP、ΔESP变化表现出方向性和局部场地特征.同一主断裂带附近、局部区域内,不同场地ESP大幅跃变、突跳或渐变等趋势转折点多具有时间同步或准同步性,同一时段数据稳定性可能类似,但形态变化存在场地因素而不具相关性.4初步分析自然场变化机4.1常见的中国古代文献场地ESP不具有明显的短时周期性,震情复杂区域其跃变、突跳等变化的可信度较难判断.在图3、图4中,同一主断裂带附近或局部区域内,多台ESP跃变、突跳等趋势性转折点时间同步或准同步性表明了其现象具有相当的可靠性.对前几年的震例分析中,这种大幅阶跃、突跳也常见(谭大诚等,2012);图5(a,b)分别是新疆温泉、四川甘孜台站的体应变与地电场观测曲线,在数百米范围内,场地应变变异或部分波形转折处,地电场出现了明显的跃变、突跳.20世纪80年代后,郭自强等(1999)、郝锦绮等(2003),钱书清等(1996)在岩石破裂实验中也检测到电磁信号跃变、突跳现象,只是这些实验检测的电磁信号频率更高.图5中的地电场E曲线以分钟观测值绘制,在其发生跃变、突跳时,周围其他台地电场没有类似变异现象,这期间温泉NS、甘孜EW方向的地电场日变波形基本清楚.可见,这两台E曲线的跃变、突跳是ESP变化导致.应指出,ESP源于地下介质的物理、化学过程,其机理不仅与应变关联,也与流体渗流、流体与介质的化学作用等相关,因此场地ESP的跃变、突跳并不能始终与应变变异对应,但图5所示情况表明场地ESP在构造活动中能够发生跃变、突跳等现象.4.2．天王角astecte地震活动应用主断裂带附近或局部区域内多台ESP、ΔESP变化的对应关系,基本可识别其可靠性,但不能认识其变化的微观机理.地电场是自然电场ESP、大地电场ET的叠加.ET虽起源于空间电流、潮汐力,但在具体观测场地,各方向ET的日变波形特征与ESP都受场地水文地质、应力应变、流体渗流等因素的影响(陈颙等,2009;谭大诚等,2011,2012,2013).因此,同场地的ESP、ET的变化应存在关联性.以南北地震带南段的盐源、北段的松山台站为例,分别选取这2个台站ESP变化较剧烈的一段时间,依照(11)式解析其场地裂隙水主体渗流α角,结果如图6所示.2012年9月7日云南彝良发生MS5.6地震(104.03°E,27.33°N),图6a是震前30余天的盐源场地ESP(EW)、α变化曲线,上、下两曲线变化形态具有时间对应性,说明场地ESP(EW)的临震变化可能与裂隙水α角不稳定相关.在甘肃天祝附近,2010年10月11日发生MS3.4(102.2°E,37.5°N)、11月20日发生MS3.6(102.9°E,37.5°N)地震,图6b是松山场地ESP(EW)、α变化曲线,在ESP(EW)剧变期间,α角也发生了间断性跳变.在图6b和图4b中,松山场地ESP和ΔESP自2010年8月底出现剧烈变化,图7a是其3个方位地电场E在剧变前后的分钟值原始曲线.8月28日,EW方位地电场EEW出现大幅度跃变,而ENS、ENW却稳定.图7b是该台持续2年的ESP(EW)曲线,明显跃变一次发生在2009年4月8、9日,另一次始于2010年8月28日.剪切破裂与主压应力夹角小于45°,当围压十分高时,默雷尔(Murrell)的结论是破裂面与最大主应力的夹角趋于45°(陈颙等,2009).松山场地岩石是含水度低的碎屑岩,NS、NW方向潮汐波相关性更好,场地α角在2009年3月前基本稳定在图7(c,d)所示的N160°E(N20°W)左右(谭大诚等,2013),基本符合该区域主压应力σ1的方位(约N20°E)(刘百篪,1979;许忠淮等,1989;张培震等,2002;崔效锋等,2006;徐纪人等,2008).2009年3月中旬,场地α角剧烈变化,4月底稳定在N180°E(NS方位)附近;2010年10月10日及后期多次、大幅度变化均使α角接近N90°E(EW方位).图7d左图内的绿色虚线标示出了2009年3月前裂隙水主体渗流α角(N20°W),则理论上σ1方位接近N25°E;2009年4月后,α角如图7d中图的绿线L1方位,场地σ1可能已偏转至N45°E附近;如果推论2010年8月28日场地岩体发生了沿另一共轭剪裂面L2方位的裂隙扩展,如图7d右图的红色虚线方位,则当天地电场E在EW方向就应剧变.由于观测曲线在NS、NW方位没有明显变化,可进一步推测场地出现了2个共轭剪