0 引言

地电场是指地球表面天然存在的电场，包括大地电场和自然电场。其中，大地电场是由固体地球外部磁层和电离层中的各种电流体系与地球介质相互作用，在地球内部产生的感应电场，具有区域性同步变化特性；自然电场是由地球介质局部的各类物理化学作用，例如地形的差异、物质成分的不同以及局部电化学作用，产生的局部电场，具有相对稳定性。

自俄罗斯（前苏联）学者Sobolev（1975）报道了勘察加（Kamchatka）几次5.5级以上地震前地电流异常变化后，希腊科学家（VAN：Varotsos P，Alexopoulos K，Nomicos K et al）开展了一系列有关地电场异常变化的观测与试验，提出利用连续地电场观测资料中提取的地震电信号（SES：Seismic electric signals）预报地震，称为VAN方法。该方法在所述地震预测预报研究中的显著成功率，引发国内外广泛关注，引起国际学术界的激烈辩论（Varotsos et al，1988, 2003；冯志生等，1998；董颂声等，1999；郝建国等，2000）。为了进一步研究和检验VAN方法及其隐含的争议问题，日本、法国和俄罗斯等国家相继开展了与地震预测预报相关的地电场观测与研究工作（Uyeda et al，2000, 2001, 2002；Ifantis et al，2007；Orihara et al，2009）。

20世纪90年代开始，我国地震部门的领导和专家，以专项考察、交流访问、资料翻译、分析和研究等形式，对希腊VAN方法予以关注和重视。在此基础上，通过国际合作、自主研发和探索研究等途径，利用十多年时间，初步建设完成覆盖我国大陆地区各主要构造带、活动断裂带、地震危险区和重点监视区的地电场观测台网，开启了我国数字化地电场观测与应用研究工作（席继楼等，2016）。

随着我国地电场观测与研究工作的逐步开展，目前初步呈现一定研究成效和应用潜能。特别是，在汶川8.0级地震、玉树7.1级地震、芦山7.0级地震、九寨沟7.0级地震、当雄6.6级地震、文安5.1级地震等我国境内多次中强以上地震前，显现了比较典型的地电场数据变化（马钦忠等, 2008, 2011；席继楼等, 2009, 2018；田山等, 2009, 2012；谭大诚等, 2012, 2014）。与此同时，众多地震电磁学专家、学者和分析预报人员，相继开展地电场观测机理、资料分析处理和信息提取方法等研究工作，为地震监测预测及相关科学研究工作，提供了比较重要的方法指引和技术支撑。

文中结合我国数字化地电场观测和研究工作的主要进展，综合分析、讨论地电场观测对象、观测方法、观测技术、观测数据等方面的理论、方法和技术问题，以期对地电场观测、研究、应用及发展，提供参考。

1 地电场观测对象

地电场是重要的地球物理场，以地球表层天然电场及其随时间的变化为主要研究对象。其中，大地电场是大地电磁场的重要组成部分，包括周期变化和扰动性变化，周期性大地电磁场变化（周年变化、季节性变化、27日变化、日变化等）与太阳、地球和月球的相对运动以及太阳活动性等因素密切相关；扰动性大地电磁场变化（电磁暴、湾扰、脉动等）主要与太阳活动性有关。自然电场是一类物理意义比较明确、变化机理相对明晰的地电场，在矿产资源勘探、水文地质勘测等领域具有广泛应用。

有关资料（刘国栋等，1984）显示：太阳活动（太阳风、太阳射线等）产生的粒子辐射和电磁辐射，通过扩散、传导、加热、潮汐等空间效应，与地球磁层和电离层相互作用产生流磁波，经磁层、电离层和大气层传播到达地球表面，并与地球介质发生作用，产生大地电磁场变化。现已证明，当上述磁流波在频率大于0.1 Hz时，通过400 km以下的电离层区将会急剧衰减；大于1.0 Hz的大地电磁场几乎完全由雷电活动或人工电磁源引起。因此，我国地电场观测主要涵盖DC—0.1 Hz频段的信号，并可根据观测需求进一步拓展。

依据形成机理的不同，自然电场主要有3种类型，即氧化还原电场、过滤电场、接触扩散电场。其中，氧化还原电场主要由地下金属矿体与周围溶液发生氧化还原反应之后形成；过滤电场主要由地下电解质在岩石裂隙中流动时因孔隙过滤作用而产生；接触扩散电场主要由2种电解质浓度不同的岩体或溶液互相接触因电荷扩散作用而产生。一般，自然电场具有相对稳定性，也会由于局部地下水系、构造和裂隙等的改变，在时间和空间上产生剧烈变化。实验室膨胀和压力试验表明，岩石受力过程中，在应力变化作用下，可能激发自然电场变化。

综合研究显示，地电场在地表的分布，不仅取决于外部场源，还取决于地下介质电性结构及其变化；地电场的极化方向除与场源性质有关外，也多受地质构造（断层、盆地、隆起、岩脉、导电体等）引起地下电阻率（电导率）变化的影响。因此，为了能够综合探测上述大地电（磁）场的各种变化、地下场源产生的可能剧烈变化，以及由此反映的地下介质属性及其可能变化等，我国地电场观测台站大多布设在活动构造带、活动断裂带等地区及附近（谭大诚等，2014；席继楼等，2016）。

2 地电场观测方法 2.1 地电场基本观测原理

地电场基本观测原理为：在地表平面布极区选定方位上，布设一对测量电极M、N，见图 1(a)，测量M、N电极之间的电位差ΔU_MN及间距L_MN，计算2电极所在方位的地电场分量E_MN。公式如下

$ E_{\mathrm{MN}}=-\frac{\Delta U_{\mathrm{MN}}}{L_{\mathrm{MN}}} $

(1)

式中，“负号”表示地电场由高电位指向低电位，地电场单位为毫伏[特]每千米（mV/km）。

式（1）所示为比较理想的观测与计算结果，即假定测量电极M、N测量得到的电位差ΔU_MN值为地表M、N间的天然电位变化。但是，在实际测量过程中，不可避免地受到观测系统、观测环境以及人为因素的影响，如图 1(b)所示地电场实际观测等效模型。利用图 1(a)所示原理，测量地表 2点（M点和N点）之间的电位变化，其理论值为图 1(b)模型中A、B之间的电压V_AB(t)，而实际测量结果为图 1(b)中C、D之间的电压V_CD(t)。V_AB(t)和V_CD(t)计算公式如下

$ V_{\mathrm{AB}}(t)=R_{\mathrm{S}}(t) \cdot I_{\mathrm{S}}(t)+V_{\mathrm{SP}}(t)+V_{\mathrm{r}}(t) $

(2)

$ V_{\mathrm{CD}}(t)=\frac{\left(R_{\mathrm{P} 1}+R_{\mathrm{P} 2}+R_{\mathrm{L}}\right) \cdot R_{\mathrm{S}}(t)}{R_{\mathrm{P} 1}+R_{\mathrm{P} 2}+R_{\mathrm{L}}+R_{\mathrm{S}}(t)} \cdot I_{\mathrm{S}}(t)+\frac{R_{\mathrm{L}}\left\{V_{\mathrm{SP}}(t)+V_{\mathrm{r}}(t)+\left[V_{\mathrm{Pl}}(t)-V_{\mathrm{P} 2}(t)\right]\right\}}{R_{\mathrm{P} 1}+R_{\mathrm{P} 2}+R_{\mathrm{L}}+R_{\mathrm{S}}(t)} $

(3)

式（2）、式（3）中，V_SP(t)为地下构造体产生的等效自然电位，R_S(t)为地下介质等效电阻，I_S(t)为外空源感应产生的等效大地电流场，V_r(t)为电磁环境干扰变化等。

比较式（2）和式（3），V_AB(t)和V_CD(t)显然是不相等的。V_CD(t)在测量过程中，受到观测系统闭合回路中相关参量的影响，包括电极极化电位V_P1(t)和V_P2(t)、线路接触电阻R_Pi和R_Pi、负载电阻R_L（观测仪器的信号输入回路电阻）等。分析表明，在公式（3）中，当负载电阻R_L远大于R_S(t)和R_Pi时，即R_L≫R_S(t) + R_P1 + R_P2，可得到与环路电阻无关的表达式，则

$ V_{\mathrm{CD}}(t) \approx R_{\mathrm{S}}(t) \cdot I_{\mathrm{S}}(t)+V_{\mathrm{SP}}(t)+V_{\mathrm{r}}(t)+\left[V_{\mathrm{P} 1}(t)-V_{\mathrm{P} 2}(t)\right] $

(4)

同时，假设电极极化电位变化影响忽略不计，例如采用极差小、极化稳定的固体不极化电极等，即V_P1(t)≈V_P2(t)，可近似得到与理论分析值相一致的表达式，则

$ V_{\mathrm{CD}}(t) \approx R_{\mathrm{S}}(t) \cdot I_{\mathrm{S}}(t)+V_{\mathrm{SP}}(t)+V_{\mathrm{r}}(t)=V_{\mathrm{AB}}(t) $

(5)

在公式（2）和公式（5）中，当V_r(t)≈0时，V_AB为

$ V_{\mathrm{AB}}(t) \approx R_{\mathrm{S}}(t) \cdot I_{\mathrm{S}}(t)+V_{\mathrm{SP}}(t) $

(6)

由以上分析过程可知，利用图 1(a)所示的地电场观测基本原理，获得如式（1）所示理想的观测结果，需要2个重要约束条件：①在测量回路可靠工作的情况下，当测量回路的负载电阻足够大，测量电极M、N的极化电位差足够小，极化电位足够稳定，电极内阻足够小，通过精确测量2个电极之间的电位差，可近似获得如式（2）所示2个测量电极M、N所在位置地表的电位变化；②当电磁环境干扰接近于零时，可获得如式（6）所示的天然场源变化，从而得到式（1）所示天然源地电场分量E_MN（席继楼等，2016）。

2.2 自然电场观测方法

由于地电场产生机理的复杂性以及观测原理的局限性，利用图 1(a)和式（1）测量并计算得到的电场强度分量值E_MN中，同时包含大地电场E_T、自然电场E_SP和场地干扰E_r等变化成分，需要采用数值分析方法，对自然电场E_SP及其变化信息进行分析和提取。研究表明，当场地干扰E_r较小时，可以用观测数据的日均值${\bar E_{{\rm{MN}}}}$数据，近似表示自然电场E_SP，则

$ E_{\mathrm{SP}} \approx \overline{E}_{\mathrm{MN}}=\frac{1}{1440} \sum\limits_{k=0}^{1439}\left(E_{\mathrm{MN}}\right)_{k} $

(7)

式中所示数据采样率为1次每分钟（谭大诚等，2014）。

在实际观测和研究中，可以在2个以上方向布设观测装置，见图 2，每个测量方位布设如图 1(a)所示测量电极M、N，按照一定的时间间隔，同步测量多个方位的自然电场变化，测量时间间隔可以为小时、分钟或秒。当测量得到该方位2个电极M、N之间的电位差数据序列(V_MN)_k（k = N - 1，N - 2，…，2，1，0；下同）时，可利用式（1）计算2个电极之间的地电场数据序列(E_MN)_k。然后，可进一步按照式（7）所示计算原理，利用式（8）和式（9）所示滑动平均算法，滤除数据序列(V_MN)_k和E_MN)_k中不大于24 h周期的数据变化，得到该方位当前时刻的自然电位V_SP和自然电场E_SP数据。式（8）和式（9）中，(V_MN)_k和E_MN)_k分别为当前时刻之前第k个V_MN测量数据和E_MN计算数据，k = 0表示当前时间，k = 1表示当前时间之前一个观测时间点，…，k = N - 1表示当前时间之前第（N - 1）个观测时间点；N为参与计算的数据总数，不少于24 h之内所有有效数据个数（席继楼，2013）。

$ V_{\mathrm{SP}}=\frac{1}{N} \sum\limits_{k=0}^{N-1}\left(V_{\mathrm{MN}}\right)_{k} $

(8)

$ E_{\mathrm{SP}}=\frac{1}{N} \sum\limits_{k=0}^{N-1}\left(E_{\mathrm{MN}}\right)_{k} $

(9)

2.3 大地电场观测方法

孙正江等（1984）认为：大地电场是个矢量，必须沿x、y方向布设2组电极，分别测量电场的北向分量E_x和东向分量E_y，才能确定测点O处大地电场的强度和方位角。因此，大地电场观测一般采用图 3所示的矢量观测原理，即分别测量2个[正交]方位的大地电场分量值E_T，分别记为E_x和E_y。利用图 1(a)和式（1）所示基本原理，观测每个方位的地电场分量值E_MN，由式（9）计算当前时刻自然电场E_SP数据，利用式（10）所示方法计算该方位的大地电场分量值E_T。在此基础上，当E_x和E_y互相正交，其夹角为π/2，见图 3(a)，且分别为北向分量（由南指向北）和东向分量（由西指向东）时，可利用式（11）和式（12）所示方法，计算地电场强度E和方位角α。

$ E_{\mathrm{T}}=\left(E_{\mathrm{MN}}\right)_{0}-E_{\mathrm{SP}} $

(10)

$ E=\sqrt{E_{x}^{2}+E_{y}^{2}} $

(11)

$ \alpha=\operatorname{tg}^{-1} \frac{E_{y}}{E_{x}} $

(12)

但是，在地电场观测中，经常遇到如图 3(b)所示的非正交分量测量情况。考夫曼等（1987）认为，为了测量电场的幅度和方向，必须布置两对电极，这两对电极要互相垂直。然而，要保证两对电极互为垂直定位往往是困难的，这是野外工作方法问题，另外也可能在安置电极时有一些误差未被察觉到。因此，当E_x和E_y互相不正交，其夹角为π/2-(θ₁ + θ₂)时，如图 3(b)所示，可首先利用式（13）和式（14），将地电场分量值E_x和E_y换算为互相正交的分量值E′_x和E′_y，且分别为北向分量和东向分量，然后利用式（15）和式（16），计算大地电场强度E和方位角α。

$ E_{x}^{\prime}=E_{x} \cos \theta_{1}+E_{y} \sin \theta_{2} $

(13)

$ E_{y}^{\prime}=E_{x} \sin \theta_{1}+E_{y} \cos \theta_{2} $

(14)

$ E=\sqrt{E_{x}^{2}+E_{y}^{2}+2 E_{x} E_{y} \sin \left(\theta_{1}+\theta_{2}\right)} $

(15)

$ {\rm{ \mathsf{ α} }} = {\rm{t}}{{\rm{g}}^{ - 1}}\frac{{{E_x}\sin {\theta _1} + {E_y}\cos {\theta _2}}}{{{E_x}\cos {\theta _1} + {E_y}\sin {\theta _2}}} $

(16)

2.3 地电场多装置观测

地电场多装置观测方法，即目前我国地电场台网普遍采用的“多方向、多极矩”地电场观测方法，基本原理为：在多个方向观测地电场分量E_MN时，在每个测量方位上可同时布设2组以上独立装置系统，同步测量该方位地电场变化，见图 4。采用地电场多装置观测方法，主要用于检验地电场数据变化的可靠性，检测和识别由于电磁环境干扰、观测场地因素、观测系统故障以及人为因素产生的可能非天然电场变化。据马钦忠（1997）介绍，希腊VAN方法也采用类似多装置观测方法，并提出SES信号的判定准则，即相互平行但极距不同的偶电极，ΔV/L应为一个常数，以区分电极的电化学效应影响。

利用地电场多装置观测检验地电场观测数据可靠性的主要物理依据为：假定同一测量场地的地下介质电性结构是均匀的，则在不同极距正常观测得到的地电场远场变化应该具有一致性（变化形态相关、变化幅度相等）。当这种一致性发生偏离时，则可能为其他原因引入的电场变化，如局部自然电场剧烈变化、电磁环境干扰以及人为因素变化等。

因此，当采用图 4所示装置，获得每个测量方位的每2组独立地电场分量数据序列以后（用x_i和y_i表示），可利用式（17）和式（18）所述方法，计算其相关系数r_xy和变化幅度差值Δ_xy，分析并验证该方位多组地电场分量之间的变化一致性。

$ {r_{xy}} = \frac{{\sum\limits_{i = 0}^{N - 1} {\left({{y_i} - \bar y} \right)} \left({{x_i} - \bar x} \right)}}{{\sqrt {\sum\limits_{i = 0}^{N - 1} {{{\left({{y_i} - \bar y} \right)}^2}} } \cdot \sqrt {\sum\limits_{i = 0}^{N - 1} {{{\left({{x_i} - \bar x} \right)}^2}} } }} $

(17)

式中：$\bar y = \frac{1}{N}\sum\limits_{i = 0}^{N - 1} {{y_i}} $；$\bar x = \frac{1}{N}\sum\limits_{i = 0}^{N - 1} {{x_i}} $；x_i、y_i分别表示不同装置的数据序列，其中i = 0，1，2，...，N - 2，N - 1，N为参与计算的数据个数。

$ {\mathit{\Delta }_{xy}} = \frac{{\sum\limits_{i = 0}^{N - 1} {\left[ {\left({{x_i} - {x_d}} \right) - K \cdot \left({{y_i} - {y_d}} \right)} \right]} }}{N} $

(18)

式中：x_i、y_i分别表示不同装置的数据序列，i = 0，1，2，...，N-2，N-1；x_d、y_d为不同装置准直流数据，可为日均值或每日第1组观测值；K为装置修正系数，由极距误差和方位误差产生，可由历史数据统计得到；N为参与计算的数据个数。

3 地电场观测技术 3.1 测量电极

测量电极是用于测量两点间电位差的电信号提取装置，在电化学分析、生物医学研究以及地球物理探测等领域具有广泛应用。地电场观测研究中，测量电极特指连接大地和地电场测量线路的导电体，承载离子导体和电子导体之间的电荷交换、电压（流）传导和电位检测等功能。在实际观测与应用中，当测量电极与土壤介质接触时，极化电位的产生不可避免，特别是当金属电极（导体）和大地介质接触时，由于金属表面的电化学作用，可能产生较大的极化电位，且以一种不可预见的方式随时间变化，并受到周围环境介质的温、湿度变化的动态影响。因此，20世纪50年代提出的大地电磁测深法，推荐使用不极化电极测量地表的传感电场变化（考夫曼等，1987）。

不极化电极的实现原理为：将金属电极（Pb、Ag、Cu等）放置于同类金属阳离子的饱和溶液（或电解质）中，则该电极的极化电位保持（或接近）恒定值，即标准电位（standard potential）；此时，当2个极化电位为标准电位的电极组合使用时，极化电位差理论上可达到或无限接近于零，从而实现所谓的“不极化”（席继楼等，2016）。

目前，我国对于不极化电极的研究，以Pb-PbCl₂不极化电极和Ag-AgCl不极化电极居多。其中，由中国地质大学、西安电子科技大学等高等院校研究的Ag-AgCl不极化电极，主要用于海洋大地电磁勘测（邓明等，2001；卫云鸽等，2009）；中国地震局以中法合作项目为基础（李宁，2007），通过技术引进、自主研发等途径，研究并不断改进的Pb-PbCl₂固体不极化电极，主要用于地表电场的探测与研究（姜振海等，2004；宋艳茹等，2011）。这2类不极化电极由于可以实现固态封装，俗称固体不极化电极，基本解决了Cu-CuSo₄液体不极化电极的使用寿命问题，在携带、安装和使用等方面具有较大灵活性。

对于不极化电极，除每一对电极之间的极化电位保持一致，从而达到“不极化”性能外，电极极化电位的稳定性也是关键指标之一。试验研究表明，影响不极化电极极化电位稳定性的主要因素包括：①围堰金属电极的金属阳离子溶液（或电解质）的化学性质稳定性；②电极与大地之间的接触电阻稳定性；③大地介质环境（电解质浓度、温湿度等）的稳定性等。围绕以上几个主要影响因素，针对Pb-PbCl₂不极化电极，最近几年开展了一系列相关研究工作，主要就电极几何结构、电解质配方、埋设方法和埋设使用条件等作了优化设计和改进。最新资料显示，我国研究完成的多种Pb-PbCl₂不极化电极，主要技术性能均可以达到：①极化电位差：≤0.1 mV（优化组合）；②短期稳定性：≤0.1 mV/24 h；③极化噪声：≤0.01 mV/ 60 s（宋艳茹等，2011）。

3.2 地电场观测仪器

我国数字化地电场观测技术研究起始于20世纪90年代，以ZD9大地电场仪和ZD9A地电场仪具代表性。其中，ZD9大地电场仪以8位TP-801B单板微型机为核心，结合4位半双积分ADC芯片ICL7135、RC滤波电路、CD4501多路模拟开关等，实现多通道地电场信号数字化、自动化观测，观测数据通过磁带机进行保存和回放（赵家骝等，1995）。ZD9A地电场仪利用8位MCS8051单片机为中央控制器件，利用MCS51汇编语言编程控制，采用24 bit Σ-Δ ADC芯片AD771X实现高精度模拟数字转换，测量数据保存在基于PCMICA接口的大容量Flash数据存储卡中，并通过RS232接口实现远程数据传输（席继楼等，2002）。

2000年以后，为了适应我国地震前兆观测网络的发展需求，在原ZD9A地电场仪观测原理基础上，开展了基于互联网数据传输与控制技术的改型研究，主要研究成果包括ZD9A-Ⅱ地电场仪、ZD9A-2B地电场仪和ZD9A-SP地电场仪等。此类仪器的共同特点是，均采用如图 5所示的分布式双CPU结构，并利用高级语言编写的多任务/多线程工作程序，完成地电场信号的采集处理和地电场观测数据的网络通信、传输和控制等功能，可实现最高每秒钟一次的多测道地电场同步观测，主要工作流程见图 6。其中，ZD9A-Ⅱ地电场仪采用包含PC104接口的X86+Win98技术构架，实现网络通信、传输和控制功能；ZD9A-2B地电场仪和ZD9A-SP地电场仪采用ARM+WinCE技术构架，实现所有网络功能，并通过综合性技术措施，大幅度提升其环境适应能力（席继楼等，2016）。

为了满足不同环境条件下的应用需求，增强地电场观测系统的环境适应能力，最新研制并投入应用的ZD9A-2B地电场仪，特别注重低功耗、可靠性以及宽温度范围适应性等方面的辅助性能研究。例如：选用多接口的SOC主控器件，基于RISC（精简指令集计算机）的ARM微处理系统、高集成度SRAM外围器件、以表面贴封为主的接口和逻辑器件、优化代码控制等软硬件技术，实现小型化和低功耗设计；同时，在元器件和器材筛选时，采用工业级标准，理论上在-45℃—55℃范围内能够正常工作。上述地电场观测技术研究工作及成果，可用于一些偏远、高纬度和高海拔以及生活条件比较艰苦的地区，开展远程互联网联接模式下的无人值守观测与应用（胡明朝等，2011）。

目前，我国地电场观测技术系统能够达到的主要性能指标如下：①测量准确度优于±(0.1%读数+0.02%满度)；②测量分辨力优于10 μV；③频带范围覆盖DC—0.1 Hz；④测量范围不低于-1 000.00 mV—+1 000.00 mV；⑤动态范围不小于100 dB；⑥工频共模抑制比不小于150 dB；⑦工频串模抑制比不小于100 dB；⑧测量通道6—12个；⑨功率损耗不大于5 W；⑩使用温度范围不低于-30 ℃—40 ℃（实验室温度测试试验）。

4 地电场观测数据 4.1 地电场特征变化

如前所述，大地电场变化主要源自固体地球外部，特别是磁层和电离层中的各种电流体系与地球介质相互作用，包括周期性变化和扰动性变化。其中，周期性变化主要与太阳、地球和月球的相对运动以及太阳活动性等因素密切相关，扰动性变化则主要与太阳活动性有关。我国地电场台网记录的大地电场日变化、地电暴、湾扰以及地电脉动等，均为比较典型的地电场变化（钱家栋等，2010；刘君等，2017）。

4.1.1 地电场静日变化

目前，在我国地电场观测台网中，几乎所有台站均能够记录到地电场静日变化。地电场静日变化具有比较规律性的变化形态，如每天有2个起伏，呈现双峰（谷）特征，且该变化特征在同一个台站具有重现性等。进一步分析显示：①同一台站记录的地电场日变化具有比较相似的变化形态，变化幅度可呈现较为明显的季节性变化（叶青等，2007）；②小区域台网同时段地电场日变化，具有一定同步性和相关性（张颖等，2008）；③广域地电场日变化和地理经度（地方时）密切相关（钱家栋等，2010）。

谭大诚等(2010, 2011, 2012, 2013)在讨论地电场周期性变化的产生机理和变化特征时，对比分析平凉台地电场日变化与中低纬度地区地磁台（IRT、BMT、KNY等）记录的S_q电流Y分量变化的电磁感应关系，见图 7。研究发现：①从3月至9月，地电场及S_q电流变化曲线的峰（谷）同步前移约1小时；②取S_q电流对时间求偏导，其极值点与地电场峰（谷）点基本对应；③曲线形态对比基本反映了麦克斯韦方程揭示的关系；④2种曲线主要有24 h、12 h、8 h、6 h等谐波成分。

特别是，在距离海洋和大型湖泊比较近的台站，如图 7(a)所示峰（谷）形态的地电场日变化特征，会随着时间的变化而变化，总体呈现近似固体潮的变化形态，见图 8。分析认为：在固体潮汐作用下，以上变化主要为地下流体（电解质）的渗透和运移过程所产生的附加地电场变化。

4.1.2 地电暴

地电暴是地球磁暴期间与地磁暴同步出现的地电场变化，与地球磁暴具有同源性，是剧烈的天然大地电场扰动变化。我国地电场观测台网在地磁暴期间均记录到全国范围内地电暴同步变化，如：2015年3月17日—19日极强磁暴期间（K_p = 8），ZD9A-2B地电场仪在全国范围记录到地电暴同步变化，将2道互相正交的地电场分量E_x、E_y进行矢量合成，计算结果即可反映地电暴地表水平分量的幅度变化，数据曲线见图 9。

图 9中所列台站虽大多位于40°N线附近，但地电暴变化幅度却差别较大，最大相差一个数量级以上。例如，西部地区的甘肃嘉峪关台与东部地区的河北兴济台，地电暴幅度相差约17倍；同样位于青海省的大武台与金银滩台，地电暴幅度相差约6.4倍等。因此，尽管各台站记录的地电暴波形同步，但其变化幅度与地理经纬度之间无明显关联性，而且受地下介质电性结构影响的可能性更大，与理论分析结果较吻合（刘国栋等，1984；孙正江等，1984；傅承义等，1985；钱家栋等，2010）。

孙君嵩等（2017）统计分析2014年8月至2016年8月期间，25个地电场台站记录的83次K_p≥5的地电暴波形特征，认为：①地电暴可分为急始型、缓始型2类，一般持续1—3天；②地电暴在广大区域同时发生，变化波形相同或相似，表现为明显的广域性特点。同时，孙君嵩等（2017）利用最大熵谱方法估算地电暴主要周期成分，就目前的分钟测量数据而言，其主要周期变化成分约集中在2 h—4 min范围内，按功率谱密度大小，周期依次约为1.6 h、1 h、15 min、10 min等，而且不同地电暴的优势周期略有不同，见图 10。

4.2 典型电磁干扰变化

随着我国国民经济的高速发展，电磁环境干扰因素越来越多。总体而言，影响地电场观测的主要电磁环境干扰因素可以分为工频干扰和非工频干扰2大类。工频干扰是指由我国电力系统运行产生的50 Hz及其倍频对地漏电干扰，俗称游散电流干扰。其干扰频率不在地电场观测频带之内，但因干扰源的典型性和广泛分布性，当工频干扰幅度足够大时，受频率混叠效应、频率畸变效应、限幅效应等作用，仍对地电场正常观测数据产生影响。非工频干扰是指工频干扰之外的其他干扰，如地铁/轻轨干扰、直流输电干扰以及已知源人工干扰等，干扰信号频带一般与地电场正常观测频带重叠或交叉，变化形态复杂，变化信息的识别与处理难度较大。

4.2.1 同场地观测的地电阻率人工供电干扰

地电阻率人工供电信号是一种典型的已知源信号，通过该信号可以探测区域性地下介质视电阻率及其随时间的变化。目前，我国绝大部分基于直流源的地电阻率观测台站均采用如图 11(a)所示的正反向供电模式，其供电时间序列可预先设置为等周期或非等周期方波。同时，在我国地震前兆观测台网中，几乎所有地电阻率观测台站均开展同场地地电场观测，而图 11(a)所示人工供电波形，将作为一种已知源干扰，叠加到正常地电场观测信号中，见图 11(b)。

对于同场地观测的地电阻率人工供电干扰，曾采取多种处理方式，如：①ZD9A地电场仪采用一种硬件“握手”交互控制方式，在地电场每分钟仅观测一次的情况下，当地电场开始和结束观测时，分别向地电阻率仪器发送“开始”指令和“结束”指令，控制地电阻率观测仪器在此期间停止向大地供电；②ZD9A-Ⅱ地电场仪采用一种指定时间段“门限”阈值控制方式，在每秒测量一次的情况下，在预先设置的时间段内，当单次测量结果与前1 min观测结果的差值超过设定阈值时，该次测量结果将被删除，不参与分钟观测结果的计算处理。但是，2种方法均具有一定局限性，其中：硬件“握手”交互控制方式无法提高采样率，容易造成比较大的信息遗漏；“门限”阈值控制方式则必须限定地电阻率人工供电的时间段。因此，综合上述2种方式的优缺点，ZD9A-2B地电场仪采取了一种“波形”识别控制方式，通过实时检测和识别地电阻率人工供电波形的上升沿和下降沿，对该已知源干扰进行动态处理，处理结果见图 11(c)。

4.2.2 地铁/轻轨干扰

地铁/轻轨干扰是地铁运行过程中导行轨道对地漏电产生的一种已知源非工频干扰。调查分析表明，地铁/轻轨的动力电源为直流电源（例如，北京地铁为直流750 V供电，上海地铁为直流1 500 V供电），但是由于供电时序的间歇性，产生了地铁干扰频率特性的宽频性和复杂性，并且与地电场观测研究频段具有部分重叠和交叉，为有效消除此类干扰影响带来较大困难。图 12所示为在北京一号线地铁五棵松地铁站附近实际测试得到的单列首发地铁漏电干扰时序。研究显示：①北京地铁运行产生的干扰频谱主要集中在周期大于10 s（频率低于0.1 Hz）的低频段（钱家栋等，2010）；②北京地铁干扰的主要周期成分集中在130—150 s，其优势干扰频段主要取决于地铁列车的运行速度、运行方向、发车频次、车站间距等因素（庄楠等，2013）。

鉴于上述分析和讨论，在ZD9A-2B地电场仪中，在保留原始秒采样观测数据不变的基础上，产出分钟观测数据时，首先对秒采样数据进行滑动平均滤波，然后对此滑动平均滤波结果以分钟为单元做算术平均计算。以2015年2月24日天津静海台受天津地铁干扰为例，对地电场秒采样观测数据，利用上述方法处理，得到地电场分钟数据曲线，见图 13。

4.2.3 超高压直流输电干扰

随着“西电东送”等生命线工程的建设实施，高压直流输电成为我国电网互联的主要途径。高压直流输电在远距离、超大容量输电中，占据重要位置。如：1990年投产的葛洲坝至上海的葛南双极直流输电线路，额定容量1.2 GW、额定电压±500 kV、输送距离1 045 km；2003年投产的三峡至常州双极直流输电线路，额定容量3 GW、额定电压±500 kV、输送距离970 km；2009年投产的哈密至郑州双极直流输电线路，额定功率8 GW、额定电压±800 kV、输送距离2 210 km。

当直流输电线路在系统调试或发生故障情况下，可能会以双极不平衡或单极大地回路运行方式输电，此时将有大电流从如图 14所示的直流接地极流入大地。该入地电流在接地极附近会形成较大的电位梯度变化，并且以接地极为中心，在较大范围内形成非天然源电场分布，从而使得该区域的天然大地电磁场分布及变化规律发生改变（王洪亮，2007）。

2002年12月，在三峡至常州±500 kV直流输电线路运行测试期间，以常州接地极为起点，沿该直流输电线路的延长线方向布设长100 km的测线，不等间距的布置4个电磁流动观测点，在该输电线路以单极大地回路方式运行时，同步记录接地极附近地区干扰电磁场分布及变化特性。图 15为2002年12月8日记录的一组试验数据，该数据完整记录了输送电流从0 A逐步上升到3 000 A的过程，并清晰记录了线路输送电流从3 000 A突然降回0 A时，各个流动观测点的地电场同步阶跃变化。统计并分析该试验数据，并对每一个测点的试验数据进行线性拟合，结果见图 16。由图 16可见，在每一个测试点，干扰电场的变化幅度与输送电流大小呈线性关系，与接地极的距离呈非线性变化。

据马钦忠等（2014）分析显示，2013年7月25日凌晨3:00—5:00，锦屏至苏南±800 kV超高压直流输电线路同里换流站（江苏苏州）接地极向地下注入4 516 A电流，在此期间，在青浦台、崇明台、长江农场台、海安台、南京台、高邮台和嘉山台等地电场观测场地，同步记录到干扰变化，具体变化波形见图 17。通过分析该数据变化以及其他输电线路产生的类似干扰变化，可知：在距离信号源较远的台站，干扰变化幅值比距离较近的台站大，更近的台站甚至记录不到干扰信号。因此，利用该已知信号源，从野外观测角度，可印证所谓“敏感点”效应的存在。

4.2.4 工频干扰

在地电场观测中，由电力系统产生的工频干扰（50 Hz及其倍频）是一种普遍存在的电磁环境干扰，俗称游散电流，又称杂散电流。工频干扰分布于地球表面，广泛存在于电力电网输电、变电和用电设施附近、电气化铁路沿线、大型建筑物周边及附近区域，对地电场观测的影响途径比较多，影响机理比较复杂，干扰影响具有多样性。虽然工频干扰信号在地电场观测频段范围之外，但是当其干扰强度较大，甚至超出观测技术系统最大测量范围时，由于频率混叠作用（图 18）、限幅效应、谐波效应等原因，会在地电场观测频段范围内产生附加干扰电场变化，且该附加干扰无法通过常规数据处理方法予以消除，容易对地电场观测数据的分析、研究和应用等产生较大影响（席继楼等，2015）。

河北省地震局赤城地震台2007年11月地电场分钟数据受工频干扰比较严重，观测曲线见图 19。由图 19可见，在赤城地震台地电场观测数据中，出现幅度较大的周期性扰动变化。现场实地调查发现，地电场分钟数据大幅度扰动变化所在时间段与用电高峰期（特别是城市路灯照明系统启动时间）基本吻合。

4.3 大地震前后地电场变化

2006年7月4日河北文安县发生M_S 5.1地震，马钦忠（2008）利用地电场多极距观测系统噪音识别原理及其在地电场数据分析中的应用方法，通过对首都圈6个地电场台观测资料的研究分析，逐一排查所选众多震前地电场异常信号，基本认定其中5组为震前地电场异常变化信号。宝抵台2006年6月26日、27日地电场观测结果为其中1组异常信号，见图 20。对认定的5组震前异常信号分析表明：①文安M_S 5.1地震前存在地电场异常变化信号；②文安M_S 5.1地震前地电场异常变化信号的出现存在“敏感点”效应；③地电场异常变化信号在不同台站具有不同步现象，且异常结束至发震时间间隔不同；④距震中区较近的宝坻台记录的震前地电场异常幅度较小，距震中区较远的昌黎台记录的震前地电场异常幅度则较大。上述事实表明，地电场异常变化信号的出现存在某种程度的“敏感点”效应，其可能的物理解释为：不同测点地下电性结构的差异性，是导致地电场信号差异的基本控制因素；地电场的异常变化与测点下方介质的电阻率异常变化相关联，也可能导致地电场异常的差异性。也就是说，把地电场观测与台站基础电性结构联系起来，是推进地电场观测并发挥其在地震预测中效能的重要环节之一。

2015年4月25日尼泊尔8.1级特大地震前后，在距震中630 km的中国西藏自治区拉萨地磁台，记录到突出的地电场扰动变化，见图 21。该地电场扰动变化的各分量峰值均超过1 000 mV/km，时间跨度达20个月以上。鉴于该组数据变化的典型性，席继楼等（2016）就尼泊尔M_S 8.1特大地震前后拉萨台地电场观测数据异常变化的分析研究结果，在“亚洲大洋洲地球科学学会2016年度学术大会（AOGS2016）”上进行了交流讨论，得到国内外学者的较大关注。

5 总结与展望

地电场是重要的地球物理场，以地球表层天然电场及其随时间的变化为主要研究对象，是地球电磁场的重要组成部分。由地下场源产生的地电场异常变化，可能动态反映了应力应变、构造活动、裂隙发育、电解质运移等地下介质动力学过程，物理意义明确，变化机理明晰，在地震监测领域已有多年探索实践。特别是，位于发震构造及附近区域的地电场中长期异常变化，作为一种可能“源兆”信息，具有重要的科学意义和研究价值。

我国地电场观测与研究，通过国际交流、国际合作与自主研究探索等途径，经过20多年的不断努力，从填补空白到逐步实现稳步发展，在地电场观测机理、观测方法、观测技术、观测数据分析与应用等方面取得重要研究进展。与此同时，我国地震监测、预测领域，在开展地电场常规化观测、数据分析处理和映震分析等方面，积累了大量宝贵的观测数据、震例资料和实践经验。

但是，由于地震孕育过程的复杂性、地球内部结构的非均匀性以及地表电磁观测资料受信号源传播路径、台站响应等因素限制，目前为止，对于全面认识和理解野外观测条件下的地震电磁现象，仍有一定距离（黄清华, 2005, 2011）。特别是，由于我国开展地电场观测研究的历史相对较短，针对强烈地震活动过程，地电场异常变化特征及主要变化机理的分析和研究工作，尚处于探索性阶段。

分析和研究认为，目前制约我国地电场观测与应用研究的因素较多，主要包括：①地震是低概率事件，需要长时间积累有用数据资料和震例信息，以获取有效可靠的研究样本；②地电场观测受电磁环境、场地条件以及装置系统等非天然因素的影响较大；③地电场数据变化受介质响应机制的约束比较明显，常规信号处理方法不能够完全满足地电场观测资料分析及应用需求等。

因此，在地电场观测研究的现有基础上，通过应用新型的理论模型、观测方法和观测技术，明确各类电磁环境干扰及影响因素的主要特征、机理和变化特征，开展网络化地电场观测、数据分析和信息提取方法研究，深入剖析典型大地震和特大地震发生前后较长时间跨度的地电场异常变化过程、空间分布、频谱响应等主要变化特性，进一步探索地电场异常变化与强地震孕震过程的关联性，将具有重要研究意义、应用潜能及社会效益。