2. 兰州地球物理国家野外科学观测研究站, 兰州 730000
2. Lanzhou National Observatory of Geophysics, Lanzhou 730000, China
地电暴为磁暴发生时地电场观测的扰动现象 (克拉耶夫,1954;孙正江和王华俊,1984),地电暴发生时产生的地磁感应电流 (Geomagnetically induced currents,GIC) 导致输电线路的超载、油气管道的腐蚀、电报电话等通讯信号质量的下降或中断等现象 (马晓冰等,2005;郑宽等,2013;刘连光和吴伟丽,2014).GIC的大小与电磁感应现象和地下电性结构有关,Pulkkinen等 (2012)的研究表明,在相同磁情条件下,介质电阻率越大,感应地电场越大而感应大地电流越小.
为了衡量地磁感应电场和GIC,前人较早地提出电磁同源的平面波理论方法,使用地磁场的观测数据计算地球表层感应电流,该方法得到广泛的应用,包括通过建立模型计算和模拟GIC的影响 (Gilbert et al., 2005;Prijola, 2007, 2009;Zheng et al., 2013a, 2013b),Boteler等在平面波理论基础上提出水平层状介质模型和海岸模型,应用于分析电网附加感应电流和输油管道的腐蚀等 (Boteler and Pirjola, 1998;Prijola, 2000, 2002;Thomson et al., 2005).使用平面波理论计算GIC,依赖于高质量的地磁观测数据和对地下电阻抗的准确估计及我国大规模、规范化的地电场和地磁场观测以及对台址电阻率测深解决数据的问题.地电场和地磁场测量使用高精度的数字化仪器,其对噪声灵敏,这在一定程度上限制了观测数据的应用范围.因此,考虑在地电暴期间地磁、地电场强信号能有效地压制噪声,选择磁暴时的数据进行研究,也为计算地电暴期间的GIC提供了有利的条件.
大地电流是自然环境中产生的电势在地球上产生的电流 (曾融生,1957),包括空间和地面,甚至地球深部物理化学变化产生的电流流向地表的部分 (Chavle et al., 1992;Thomson et al., 2005).Albertson等 (1970, 1974) 深入讨论了地磁场和大地电流的源,认为空间电磁扰动在地表面感应产生地电场,进而形成大地电流.Kappenman (1996, 2005)、Cooper和Sovacool (2011)建立了太阳活动-地球磁场的影响模型,计算地磁暴对地球的能量输送,探讨了地磁暴与太阳活动及电离层扰动的关联性.涡旋大地电流与地球外部变化磁场紧密联系 (Gish, 1936),是空间磁场感生地球电流场的基本形状,Schnepf (Schnepf, 2015;Schnepf et al., 2015) 通过物理推理,提出了一个相对完整的地球与空间电磁耦合模型,宏观上说明了空间电流与地球内部电流的关系;Püthe等 (2014)使用3-D电性模型模拟和计算磁暴期间日本海岛和海岸附近的电场,并与部分实测值进行对比,一致性较好,但是该模型没有考虑近地表电阻率的影响.因此,为了分析涡旋大地电流的分布,本文在线性模型的基础上,根据电磁感应理论引入了空间等效环电流的模型,并使用地磁场Z分量的幅值空间分布验证这一假设,探讨华北地区地电暴期间地电场的扰动情况,对比由磁暴计算的近地表GIE和GIC,并进一步讨论磁暴期间大地电流的分布和根据磁暴计算的涡旋大地电流分布.
2 数据及方法 2.1 数据来源地电场观测在地表水平布设NS、EW两个正交测量方向和NE或NW一个斜交方向,测量仪器频带DC~0.005 Hz,仪器分辨率10 μV,数据产出不低于1次/(min·测道),能测定变化幅度不小于0.5 mV·km-1的地电场变化.地磁场观测为FHD分量观测方式,数据产出为1次/s,为了与地电场观测的分钟值数据对应,使用了地磁场分钟平均值数据,为1次/min.
本文选取了图 1所示华北地区的29个地电场台站、12个地磁和地电同场观测的台站、并且在获取地磁Z分量时使用了本区域内其他22个地磁台站的分布区域作为研究对象.文中选取的数据为2011年9月10日和8月5~7日两次地磁暴期间的地磁、地电场观测数据,第一次地磁暴级别为中等磁暴,Kp=6,Dst=-72 nT,起源为冕洞高速太阳风1);第二次地磁暴级别为强磁暴,Kp=8,Dst=-115 nT,起源为日冕物质抛射.此外,选取了2011年9月1日地电场及地磁场观测数据作为地电暴变化幅度的对比.另外选取了2011年9月26日和2011年10月6日及11月2日的3个中、强磁暴做计算比较.近地表电阻率数据来源于对地电场台站的浅层电测深,因为地电场测量电极埋深3 m附近,故使用极距AB/2约为5 m的直流电测深电阻率数据.
1) 中国气象局空间天气监测预警中心《空间天气月报》.
2.2 大地电流场一般来说,在陆地的地电场变化多为1至几十毫伏/公里,少数情况充其量数百毫伏/公里.在长期观测中要保障观测上述量级的准确性其技术难度非常大,为此需要不断改善和发展地电场观测技术.例如,一个台站同观测方向地电场长、短极距测道 (最长极距300~400 m) 的观测数据的基准值出现大的差异就是其突出的问题.因此,在本文中主要应用地电场变化的幅值,然后换算为大地电流,再应用电流闭合的原理研究大地电流场 (即地电流变化部分依然是连续) 的分布图像.
幅值是地电场观测的变化部分,是指某段时间内观测值的变化幅度区间,计算时去掉个别突跳点 (与前后测值绝对差值达到50个单位以上,认为是突跳点),然后去点k个最大 (小) 值点后,再取区间内最大k个值的均值与最小k个值的均值之差作为M,计算公式为
(1) |
式中,S(i) 表示采样序列,k表示取最值的个数,m~n为计算区间.然后使用M代替地电场E,通过 (1) 式计算得到.M同样具有矢量的特征,大小是地电场在某一方向的变化量,方向是该测道地电场的方向,即为地电场的变化部分.取曲线M计算的大地电流,在空间上仍满足电流连续原理.
应用地电场观测数据和台站浅层电阻率通过微分欧姆定理计算大地电流矢量.具体方法是使地电场台站观测的某时刻两个正交分量 (北分量Ex、东分量Ey) 合成电场矢量E,然后根据微分欧姆定律得到电流密度:
(2) |
式中,σ是台址表层介质电导率,由电阻率ρ取倒数得到,J表示大地电流密度矢量 (简称“大地电流”).在某个区域内具有多个台站观测时,可以得到指定时间的大地电流J的流线分布,得到大地电流场J(x, y).
鉴于目前是地表地电场平面矢量观测,仅考虑二维大地电流场J(x, y),即平面流场,由此引入二维流场概念及计算方法 (黄国良等,1993;Haller,2005).由地电场Ex、Ey观测数据和 (2) 式可计算出一个台站所在附近的平面大地电流J.由于台站空间分布不均匀,需要对区内多个台站大地电流J进行插值计算,文中使用对数据点分量插值矢量合成的方法,对北向电流Jx和东向电流Jy(在线性介质中Jx与Ex同向,Jy与Ey同向) 分量使用最小曲率插值法.先对区域观测点经、纬坐标网格化,然后使用两个测道地电流分量的插值结果在每个网格点上正交合成电流矢量J.若把区域大地电流矢量网格化,使用流线来表示该二维矢量场,则得到二维大地电流场.
2.3 GIC计算方法Prijola (Prijola, 1985;Pirjola and Viljanen, 1998) 基于层状导体大地模型假设条件提出计算GIC的平面波理论:
(3) |
(4) |
式 (3) 和 (4) 中的Ex(ω) 和Ey(ω) 为磁暴感应地电场的北向 (x) 和东向 (y) 分量,σ可看作大地不同深度电导率综合作用的结果,与大地电性结构有关;μ0为真空磁导率.需要指出,地表台站观测的Hx(ω)、Hy(ω) 包括了地表-地下与低频ω有关的深部磁场信息,但文中使用的直流对称四极电测深AB/2为5 m的视电阻率作为式 (3~4) 中σ计算GIC,故该结果主要反映近地表的地磁感应大地电流.用计算的GIC比较地电场实测值时,也仅考虑近地表的地电场观测值.
地磁场具有显著的时变特点,其中有长周期11年的变化、季节变化、27天以及日变化等.地电场的正常日变化波形也比较清晰,但是其地电暴变化特征尚不明确,当考虑地电、磁场与时间关系时,使用关系式
(5) |
式中,A为磁位,μ0为真空中磁导率.使用电磁感应方程来描述电磁场相互关系:
(6) |
(7) |
式中,D=εE,B=μH,ε为介电常数,μ为磁导率.其中忽略∂D/∂t位移电流项,只考虑传导电流Jf.电磁感应定理描述了空间电流体系的特殊分布形式是形成地面电流涡旋的必要条件,当空间电流出现持续波动或近地表导电体分布不均匀时,可能出现特殊的大地电流涡旋形式.
3 地电暴及GIC计算结果 3.1 磁暴期间地电场日变特征地电场变化中包括了电、磁相互激励的成分和与日月潮汐有关的日变化成分,个别台站还存在场地干扰.大多数台站的正常地电场观测数据具有清晰的日变化形态,表现为2峰2谷或2峰1谷,并且主要周期表现为以8 h,12 h (半日波) 和24~25 h为中心周期 (崔腾发等,2013;Chavle et al., 1992, 如细分半日波则表现为12.4 h的主太阴半日波 (M2波) 和12 h的主太阳半日波 (S2波)(崔腾发等,2013).在图 2所示的2011年9月10日磁暴主相期间,地电场叠加了GIC引起的电位差,日变化形态复杂,而且地磁曲线与地电曲线各有其变化特点.
图 2中对数据进行了首值归零处理,消除了电极极化影响,以便于能直观地得到幅值改变量,该日地磁Kp=7,属于中等磁暴.郯城和莒县两台站均属于电磁同台,地电场及地磁场观测曲线与正常日变化曲线的比较可见:地电暴波形压制了日变化的正常波形,其中郯城台地电场变化更为复杂 (图 2a1),短周期的大幅度脉冲显著多于莒县台 (图 2a2);莒县台地电变化幅值大于郯城台,且地电暴曲线最大幅度是正常日变幅值的2倍以上,上午10 h以后NS测道地电暴观测值幅度变化趋于平稳.尽管两台的正常日变化有所不同 (图 2b1,b2),在地电暴期间的两台的曲线形态却极为相似,但地电暴的发生几乎完全压制了正常日变化曲线形态;而磁暴扰动并未完全压制掉日变化的正常波形,从曲线形态上依旧能看出10 h达到极小值、16 h附近达到极大值,两台站磁暴影响的地磁场曲线幅值与正常幅值比 (磁暴发生时的幅值与正常变化幅度的比值) 约为2.5~3.5.在磁暴的影响下,地电场与地磁场的日变曲线均有较大的改变,地电场与地磁场的短周期脉冲出现时间一致,同时发生并达到极值,其幅值比随之变化较大.从图 2(b1,b2,d1,d2) 可以得出,两台中地电场接收信号的精细程度均高于地磁场,莒县台地电场正常日变比地磁场正常日变化率先达到极小值点,极大值点则几乎同时达到.
3.2 GIE计算计算GIE是得到GIC的关键,先通过 (5) 式得到GIE,从而由 (1) 式计算得出GIC.通过水平分量H和磁偏角D先计算出Hx(北向分量X) 和Hy(东向分量Y) 分量,计算公式为
(8) |
将 (8) 式计算结果代入 (4) 式,使用FFT将5天1440×5个数据转换到频率域,在频域内计算,时间域内图示其结果.计算时取f=0.0001~0.001 Hz为计算频段,ω=2πf,σ为AB/2为5 m左右实测电阻率.f的取值根据地电场观测频段和实测信号的主要频段决定,是地电场观测的主要频段,同时为了计算曲线和实测曲线对应比较,对某些计算曲线进行了倍增处理 (幅值放缩).实际应用中大地阻抗并不容易测得,本研究使用水平二维的大地阻抗计算GIE,并假设近地表地下介质为层状模型,使用浅层电导率得到地电场观测范围内GIE,使之与实测值可直观比较.
磁暴期间大幅度的电磁波动引起地电场、地磁场的同步起伏,由地磁场及台址电性结构可以通过层状模型计算GIE.图 3是江苏3个电磁同台计算结果,图中Em表示实测地电场,Ec表示GIE方法的计算结果.计算曲线与实测曲线的主要相位非常一致,尤其某些高频变化成分的出现时刻同步,表明了磁场、电场的相互激励作用.Ec曲线与Em曲线的走势和主频段变化一致,证明了计算结果有一定的准确性,在图 3中EW测道的曲线中比较明显.图 3中EW测道中段曲线分离较远,第10 h以后的Ec大幅度抬升,但在Em上体现为小幅度抬升后迅速下降;Ec小幅度下降后出现一个次波峰,然后缓慢下降,直到15 h后才与Em处于同一位置,其间曲线变化的相位几乎一致.同样的现象在NS测道中并没有出现,10~15 h内两条曲线基本吻合,NS测道在18 h后两条曲线间逐渐分开,直到选取数据链的终点,从新沂台NS测道可以看出分开阶段的相位也几乎一致.另外,约3 h时NS测道Ec出现了尖峰,新沂台Em曲线并未出现特别凸出的尖峰,而高邮和海安台大致在相应位置处出现反向尖峰.
图 4为4个地电、地磁同台的Ec与Em结果的比较,地磁暴发生日期为2011年8月5—7日,Kp=8,Dst=-115 nT.与图 3类似,EW测道的计算结果与实测结果的相位一致性比NS测道好得多,其反向的现象少于图 3的NS测道.菏泽台Ec在初始阶段出现了大幅度的扰动,这在地电场中并没有观测到,可能是由其他的环境磁干扰引起.台址附近电导率小 (即电阻率大),其计算曲线地电暴后与实测曲线偏离越大,如安丘台EW测道和莒县台NS测道计算值在地电暴主相后偏离较远.Ec曲线与Em曲线的幅度大小差别较大,地电暴主相时,Ec曲线与地磁H分量一样发生较大幅度的下降 (NS测道上升),Em曲线发生下降 (或上升),但幅度明显小于计算值.
需要指出的是,图 4所示的4个台站在地电暴发生后,Ec与Em的曲线相差较大,但地电暴前两条曲线符合得很好,相位保持一致.若分别截取地电暴前后时段曲线,把其中一条平移 (如图 5所示),截取安丘台地电暴前后的阶段曲线,两条曲线符合得很好.地电暴主相开始时,Em大幅波动,由地磁H分量和近地表电阻抗等在频域内计算得出Ec曲线相对平滑,但是下降 (或上升) 幅度大于Em,所以分段处理后,两曲线在相位和曲线走势方面都有很好的一致性.实际上,通过大量的地电暴计算结果可以总结得出,所选取地磁暴等级越大 (Dst指数越小、Kp指数越大),Ec与Em曲线的一致性越好.
在地电场观测数据中,既包含了地磁感应部分,也有自然电场的传导部分和少量的干扰.自然电场的传导部分是相对稳定的,而地磁感应部分则与地磁场变化量有关,这意味着地磁变化量越大 (如巨大磁暴),GIE和GIC与实测值符合越好.图 3—5都能反映同一现象,地磁暴时的高频脉冲与地电场实测具有很好的对应,但是曲线基准有所差别,这可能是由于各测点所对应的自然电场传导部分叠加在观测曲线上,导致曲线基准的差异.
4 GIC及涡旋电流模型 4.1 GIC电流涡旋电流场是大地电流场的重要表现形式,对地电暴期间H取幅值M,由 (5) 式使用Hx计算得到Ey、由Hy计算得Ex,然后通过 (1) 式计算GIC的大地电流场.由于地电场台站与地磁场台站不完全同台,仅使用了电、磁同台的部分数据点计算和作图.表 1是部分GIC的计算结果,使用了2011年8月5—7日强磁暴期间的地磁场观测数据和各台站近地表电阻率.其中电阻率ρ具有方向性,NS测道和EW的电阻率并不一致,表 1是地下AB/2为5 m的对称四极测深电阻率,地电场测量电极埋深3 m左右,使用该电阻率的计算结果能够反映地电场装置所测量到的大地电流.
图 6为地电暴时大地电流与GIC计算值的比较,该地电暴发生时间为2011年8月5—7日,取幅值M作为其大地电场部分,对GIE结果进一步计算得到GIC,由于电阻是浅部的值,因此其计算值代表浅部的GIC结果.图 6a表示地电暴时大地电流矢量分布情况,箭头长短代表了电流模值大小,地电暴时电流 (幅值) 最大值分布在郯庐断裂带西部的菏泽—嘉山一带 (位置见图 1),方向为北向南到南偏西.在郯庐断裂带东部,电流矢量方向大致为北偏东20°,郯庐断裂带西部电流矢量整体向西,沿断裂带两侧电流矢量形成截然不同的格局.在南京西北部郯庐断裂被错断处,电流矢量具有很好的连续性,整体为南东—北西方向.在隆尧北部 (115°E, 38°N) 电流矢量相对顺时针旋转,具备了形成电流涡旋的条件.图 6c图示了隆尧北部的顺时针大地电流涡旋,由于只考虑大地电流的涡旋部分,个别区域的电流线与矢量图中有所差别.
由图 6b为GIC矢量分布,郯庐断裂带对于GIC矢量的区分不明显,断裂带两侧电流矢量分布有很好的衔接性,未形成明显的差异.GIC矢量幅度最大值区域与地电暴时电流矢量幅度最大值区域重合 (图 6b中D框内),区域南部电流矢量方向大致一致,北部方向相反,该区域也是GIC矢量相对顺时针旋转区域.图 6d即为GIC涡旋电流图,涡旋中心附近电流模值最大,与GIE的幅值和地电暴幅值存在较大差异有关.实际上除了D框内北部和郯庐断裂带东部外 (图 6b),地电暴时电流矢量与GIC矢量方向大致一致,具有某种宏观统一性,这与GIE的计算结果一脉相承.
图 6c和6d中用流线表示大地电流涡对应于图 6a和6b矢量相对旋转部分 (C框和D框).地电暴时大地电流涡旋与GIC涡旋都是顺时针方向旋转,地电暴时大地电流涡旋流线连续性较好,GIC涡旋更接近于顺时针聚合型涡旋.地电暴时流线涡旋中心处于隆尧以北38°N附近,GIC涡旋中心处于菏泽东部35°N附近,涡旋中心位置不一致.GIC涡旋中心相当于地电暴时大地电流涡旋东南漂移,大致平移3~3.5°.地电暴发生时,各台站观测的变化量是空间电磁扰动和地下导电体感应场的综合效果,实际空间电磁扰动变化比模型复杂得多,而地下导电性亦不均匀,所以相近台站观测到磁暴或地电暴信息不完全一致.
4.2 等效环电流模型电磁暴的发生同时影响到地磁场和地电场,且从上述分析中可以得出Kp=7时地电场本身日变化形态完全被地电暴压制,磁场仍然具有相对完整的日变化形态.从地电暴观测曲线上也可以看出地电场曲线不如地磁曲线光滑,短周期成分远多于地磁场.地磁短周期变化测值 (磁暴) 包括空间电流体系感应磁场部分H1,也叠加了地球导电层感应的H2,方向与空间磁场H1相反,这可能是磁暴期间GIC在图 6b内D区域东部出现反向的主要原因.
根据电磁感应的原理 (郭硕鸿,2008),感应电流产生的磁场方向与原磁场反向,有抵消原磁场的趋势.设中纬度研究区上空有一较大等效环电流平行于地面,根据右手螺旋,该等效电流在垂直于地面的方向上激励产生强磁场H1(图 7).由大地电磁测深的反演结果 (万战生等,2010;万战生,2010),可以假设地下存在导电性较好的低阻层,则H1在该层感应电流产生H2与H1方向相反,所感应的电流近似为涡旋电流.空间电流体系的尺度远远大于导电地层的厚度,故可以认为感应磁场垂直于地层表面,而地电场观测台站分布在地表,地表到导电层的厚度不可忽略.当地球导电层相对于表面为倾斜层时,空间感应磁场在该层面上感应出正涡旋电流场,而在地面检测时,距离导电层越远,其电阻越大,接收到的大地电流信号越小,其涡旋线也越稀;反之与导电层之间距离越小,电阻越小而接收到的电流越大,电流线密集,从而形成近表面的偏心涡旋.图 8是地磁Z分量在磁暴时M空间分布图,其M的计算方法与地电场一致.最大值出现在113—115°E、37—39°N之间,与地电暴时大地电流涡旋中心地点吻合,在117°E、35°N附近出现的次极大值符合于GIC涡旋中心位置,证实了上述模型具有一定的合理性.
通过地磁暴期间地电暴的对比,显示两者相似的特点,也有区别.大多数研究都认为两者是同源的,只是表现在不同的观测方式上,甚至提出了电磁暴的概念 (孙正江和王华俊,1984;Prijola, 2007).两者的相关性表现为,同一台站当地电暴发生时NS测道地电场曲线发生大幅下降,而后迅速恢复,时间大致与地磁暴时H分量一致;同时,EW测道发生较大幅度的上升,与H分量分解的Hx分量 (北向) 结果相似,其变化时段同步.另外,地电暴和地磁暴的大部分脉冲总是同时出现和消失.
5.1 地磁感应电场和大地电流GIE计算结果Ec与实测地电暴Em相位比较一致,大量计算结果表明磁暴等级越大,Ec和Em的相关性越高.图 3中左边曲线中部Ec与Em偏离较大、但趋势相近,右边高邮、海安台曲线约18 h以后偏离较大、趋势不同,但其间的高频变化又非常吻合.这个现象说明地电场变化成分中包括了电场、磁场相互激发的成分和日月潮汐引起的地电日变化成分 (崔腾发等,2013).自然电场的传导部分叠加在GIE上,使曲线偏离了地磁反算的GIE曲线;这一现象在图 5中有较好体现,磁暴主相前后曲线都能很好对应,而在磁暴主相部分偏离较大.
考虑到地电暴是大范围内统一出现的,取相同频段的幅值计算得到GIC,结果应当比较可信,GIC与地电暴实测矢量场分布具有某些一致性,也有明显区别.地电暴时电流矢量在郯庐断裂带两侧方向相反,在断裂带被错断处西部一带电流矢量模达到最大,GIC矢量显示与郯庐断裂无明显的相关性,最大值区域与地电暴时地电流重合.在文中使用近地表电阻率计算GIC,其结果也仅反映近地表的大地电流分布,因此断裂深部电阻率的分布对计算结果几乎没有影响.但是地电场观测值是地球岩石圈上部综合导电性的反映,这造成了计算值和实测值的差异,包括大地电流涡旋中心的较大差异.由于GIC是对GIE取幅值计算得出,而GIE幅度与地电暴幅度存在较大差异,GIC涡旋中心对应于实测涡旋中心位置SE向偏移3°左右.
通过被计算的地磁暴感应电场GIE与实测地电场的比较,得到的GIE相对于实测值时序波形有较好的一致性,同一台站Ec和Em主要脉冲相对应,曲线的波动情形和走势都比较符合.不同台站之间的地电暴发生时的波动情况能够一一对应,由于地电暴的影响是大范围、同时性的,这就可以压制因台站遭受的观测环境干扰而引起的非正常变化,放大来源于空间地磁感应的部分.当大范围的电磁扰动加载在地电场观测装置上时,所接收的信号必然与地下介质有某种耦合关系 (黄清华和林玉峰,2010).若地下存在某种高导电层 (万战生等,2010;万战生,2010),在受到外界强烈的磁场加载时,能感应出较强电流,这是GIC的物理基础 (Zheng et al., 2013;Schnepf et al., 2015).假设导电层具有某种理想的水平均匀性,那么垂直磁场 (H1) 产生涡旋电流的中心附近电流应当最大;当这种水平均匀不是理想状态甚至更差时 (比如存在大断裂带交错切割,倾斜导电地层,地下高导流体侵入等因素),涡旋电流则会呈不规则分布,甚至不具有涡旋的形态,地磁场Z的M最大值不再分布在涡旋中心附近.当然近似垂直的磁场并不是单一源,若存在多个近似垂直的外界磁场时,这时涡旋中心可能不止一个.
5.2 GIC涡旋电流基于本文地磁感应等效环电流模型,假设地球近地表涡旋大地电流场的形成原因是空间电流体系的近似“环状”分布,空间电流体系形成的磁感应强度H1垂直于 (或近似垂直于) 地面时,地下导电地层感生的涡旋电流产生磁感应强度为H2的磁场与H1处于相互抵消趋势,从而形成近地表分布特殊的涡旋大地电流场.当地下导电地层电性不均匀、地层走向与H1斜交或空间电流体系分布形状特殊时,可能形成偏心电流涡旋.把地表观测的地磁Z分量变化值做等值线图时,其极大值区域与涡旋中心完全对应.当然,还需要考虑更完整的数学模型和其他地球物理学证据,比如涡旋中心大地热流值是否比周围较大等.
地电暴时涡旋中心与磁暴时地磁Z分量幅值极大值位置相关,涡旋中心在隆尧北部附近 (115°E,38°N),与图 8中Z幅值极大值点趋于一致,GIC的涡旋中心也对应于Z幅值极大值带.事实上图 8中的极大值分布不是唯一、点状的,而是多个条带区域的组合,这种复杂的分布方式可能反映其他频率的GIC存在.另外,对于涡旋电流的畸变,可能的原因还有地电场观测台站稀少、空间分布不均匀,无法得到精确的大地电流值等;断裂带两侧深部介质电性差异以及地下深部高导流体的不均匀分布等 (刘国栋等,1984;万战生,2010),也可能导致地电场观测与GIC的差异.
6 结论本文通过地磁暴和地电暴的对比,计算浅层地磁感应电场和地磁感应电流以及探讨了等效环电流的模型.由此可以得出几点基本认识:
(1) 地电暴曲线上的电磁场变化精细程度高于地磁暴曲线之,较小等级的地电暴就压制了正常地电日变波形.通过平面波模型计算地磁感应电场,GIE与实际观测曲线有较好的相位一致性,但由于自然电场传导部分的叠加,二者在地电暴主相前后存在一定程度的幅度差.
(2) GIC通过GIE曲线幅值M和近地表电阻率计算得到,GIC与地电暴相比具有一定的一致性;GIC涡旋漂移说明了地磁感应电场与实测地电暴时电场存在大的漂移响应.
(3) 本文提出空间的等效环电流模型,为涡旋存在提供一种物理解释,地磁Z分量M极值与涡旋中心对应能验证这一点.同时,作为初步提出的讨论对象,有待于更多、更可靠的地球物理观测数据的证实.
致谢文中使用的地电暴数据和地磁观测数据均来自于地震前兆台网中心,地磁暴的Kp指数、Dst指数及磁暴起源原因来自于中国气象局空间天气监测预警中心的空间天气报告,在成图过程中得到颜文华的帮助,一并表示感谢.
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