0 引言

地电场是重要的地球物理场。目前，地电场观测数据分析方法有VAN法（Varotsos et al，1984）、长短极距数据比值法（田山等，2009）、常规波形分析法（钱复业等，2005）、物理解析法（谭大诚等，2012）等。上述地电场数据分析方法在以往的一些震例中有所应用，但对某一区域使用多种地电场数据分析方法进行研究的报道较少。华北地区的地电场常态波形存在场地相关性现象，如临海的昌黎地震台、内陆的延庆地震台、太原地震台的地电场日变化波形形态各不相同。场地的岩石结构、裂隙及裂隙水、构造活动等因素均可影响地电场的常态波形。本文应用VAN法、常规波形分析法、物理解析中的潮汐谐波分析法对华北地区观测资料质量较高、观测数据稳定的12个地电场台站进行研究，分析不同方法的特点，以及该区域地电场波形常态、异常形态特征，探讨其变化与构造活动间的关系，以期获得华北地区地电场变化特征及其对构造活动的响应。

1 华北地区地电场波形及场地分布特征

地电场日变波形主要为峰—谷形态，依据不同的峰—谷特征及机理，谭大诚等(2010, 2011)将峰—谷形态地电场称为潮汐地电场，并分为TGF-A、TGF-B两种类型。谭大诚等（2010）认为：①峰—谷波形近正弦且持续全天的属TGF-A型，起源于固体潮汐力，受岩石裂隙与区域构造应变等影响，TGF-A型多分布在大水域附近。徐庆鸿（2001）认为，潮汐力作用于岩石，使岩石内的孔隙、微裂缝等出现周期性的伸缩开合变化，因此裂隙水所受压力也有周期性变化，这导致岩石裂隙水周期性渗流，产生过滤电场，此过程同时与附近水域面积和距离、场地岩性结构、电性结构、地质构造活动相关；②峰—谷波形仅在午前午后（06:00—18:00）出现近正弦变化，早晚相对平静呈近直线状的属TGF-B型，其起源于空间Sq电流。Alexanderb等（2002）认为，午前午后地球电离层受潮汐作用而产生Sq电流，同时固体潮（太阳）导致岩石裂隙水连通状态较好，在地下岩石含水度高、渗透率好的区域，Sq电流系通过磁场在地表产生的感应电场（Thomson et al，2008；Muthusamy et al，2010）引起裂隙水中电荷周期性移动产生过滤电场。

目前，华北地区地电场台站主要分布在首都圈周围，其地电场波形有TGF-A、TGF-B、弱日变形态等3种类型（谭大诚等，2010）。图 1为2018年9月19—21日华北地区地电场典型波形。由图 1可见，河北昌黎地震台地电场波形是近正弦形态持续全天的TGF-A型；北京延庆地震台地电场波形是近正弦形态且仅在午前午后出现的TGF-B型；山西太原地震台地电场波形显示了弱日变现象。与昌黎地震台、延庆地震台对比，太原地震台场地电磁环境相对复杂。

选取2018年华北地区地电场观测资料质量较高、观测数据稳定的12个台连续3天波形正常日变幅度进行统计（表 1）。由表 1可见，华北地区地电场波形日变幅度峰峰值为2.35—11.12 mV/km，符合以往结果（谭大诚等，2010），可以看出该区域日变幅正常。图 2显示了华北地区地电场台站的分布及地电场数据曲线类型。其中，河北昌黎地震台表现出TGF-A型；河北的大柏舍地震台等4个台、天津的宝坻地震台等2个台、北京延庆地震台、山西的临汾地震台等2个台多数时间表现为TGF-B型；山西的大同地震台等2个台多数时间表现为弱日变现象。这些台多在2000年以后正式开始观测，自观测以来台站波形数据形态基本一致，仅个别场地波形不稳定，其原因待研究。

图 2显示，TGF-A波形台站分布在较大水源附近，这有助于潮汐波的形成（谭大诚等，2010）；TGF-B波形台站基本位于岩石含水度高、透水性强、覆盖层厚地区（谭大诚等, 2010, 2011）；弱日变的台站多集中在山西的基岩山区，场地岩性、电性结构复杂，这可能是该地区多数时间内地电场波形表现为弱日变形态且变化不大的原因之一。

2 3种分析方法

（1）VAN法。VAN法是利用多极距地电场观测来排除观测站附近噪声的方法。该方法是在EW、NS方向布设多道长短不一的电极距（图 3），来自台站附近的噪声，如电极极化噪声、降雨引起的台站附近地下介质电性局部不均匀性的噪声、温度变化引起的噪声在不同长、短极距上都会被记录到。但这些噪声在同方向不同长、短极距上所呈现的信号形态特征是不同的；而大地磁场的感应电场会在所有台站的长、短极距上同时被记录到。根据上述特点，就可识别出噪声信号。图 4为长、短电极距比较的示意图。由图 4可见，长极距AB和短极距A′B′上，长极距上所观测到的电场强度E_AB与短极距上所观测到的电场强度E_A′B′间的表达式如下

$ {{E_{{\rm{AB}}}} = \left({{V_{\rm{A}}} - {V_{\rm{B}}}} \right) / {L_{{\rm{AB}}}}} $

(1)

$ {{E_{{\rm{A'B'}}}} = \left({{V_{{\rm{A'}}}} - {V_{{\rm{B'}}}}} \right) / {L_{{\rm{A'B'}}}}} $

(2)

$ {V_i} \propto \frac{1}{r}\left({i = {\rm{A}}, {\rm{B}}, {\rm{A}}', {\rm{B}}'} \right) $

(3)

其中，V_A、V_B、V_A′、V_B′分别为各点A、B、A′、B′的电位；L_AB、L_A′B′分别为相应的电极长度；r为观测点到地电场信号源点的距离。

当来自近处信号源的信息被观测到时，由于电位V与距离r间存在V∝(1/r)的关系，即各点的电位与该点距信号源的距离成反比，所以各点的电位相差就较明显，故长极距AB观测到的电场强度E_AB与短极距A′B′观测到的电场强度E_A′B′会相差很大，因此二者观测曲线形态存在较大差异；电极化引起的曲线变化在长、短极距上则差异更明显。

来自远处的地下电信号在观测站长、短电极处所产生的电位V_A、V_B、V_A′、V_B′变化相差不大，长电极距上的电场强度与短电极距上的电场强度差别就更小，故只有来自台站远处的地电信号源的信息被观测到时，在长电极距和短电极距上观测到的电场强度E_AB和E_A′B′的曲线形态才一致。因此，来自震源区的地电信号在长、短极距上会表现出相同的特征。如果是来自远处的噪声源的信号，则可用更长的电极距观测来排除，其识别特征是长电极距上记录到的地电信号与短电极距上记录到的地电信号极化方向相反（Varotsos等，1984）

（2）常规波形分析方法是一种分析震前短临信号的地电场观测波形的方法。震前地电场波形一般呈现多台对比准同步性的波形畸变、高频突跳、大幅度跃变（破年变）等3种波形变化特征（谭大诚等, 2010, 2012）。

（3）潮汐谐波分析法的谐波分析又称调和分析，指用三角函数来拟合数字信号或数字序列。根据拟合函数可以了解不同的信号周期、位相、振幅。

3 结果 3.1 VAN法

与地震有关的地震电信号（seismic electric signal，简称SES），是希腊“VAN”小组进行地震预报的主要根据（马钦忠，1997）。在华北地区，如何判断地电场异常数据是否SES，对于VAN法在地电场数据分析中的应用有着重要的意义。下面以2010年3月6日滦县M_L 4.7地震前2010年2月11日昌黎地震台地电场异常信号为例进行探讨。图 5为昌黎地震台2010年2月11日地电场分钟值曲线。由图 5可见，出现异常数据的时间段为15:54—16:13，异常形态为突跳，同一测向长、短极距突跳方向一致，且3个测向的突跳方向全部向下。异常数据变化的持续时间、形态及数据变化的长、短极距方向一致性等均符合SES同测向方向一致的特征。

表 2为2010年2月11日15:54—16:13三个测向长、短极距地电场异常幅度计算结果。由表 2可见，NS向长、短极距地电场异常幅度差为0.61，EW向为0.54，NE向为0.13，3个测向长、短极距地电场异常幅度较接近，符合SES同测向长、短极距地电场异常数据变化幅度大致相同的特征。

在分析、排除干扰噪声过程中，我们查阅了昌黎地震台2010年2月11日工作日志，对异常数据的变化情况进行了核实和排查，经检查观测系统和测区环境均正常；从异常数据持续时间上（小于3 h）分析，排除了地磁感应引起的变化，且河北省和全国其他台同日期、同时刻均未出现同样变化，排除了远场信号中大地电场信号的可能；通过对受4条高压线路干扰的昌黎地震台与兴济地震台、大柏舍地震台、肥乡地震台等3个台当天该时段数据进行对比，排除了昌黎地震台受4条高压线路干扰的可能。

对2010年2月11日异常数据进行每个测向异常幅度ΔV的计算。计算方法：以EW测向为例，先计算EW向长极距的异常幅度ΔEW_L异常信号出现时段各分钟测值，取其均值A，该均值再分别与异常变化前1 min和异常恢复后1 min的正常值相减，得到2个异常变化量A₁、A₂，将这2个异常变化相加后取平均A₁+A₂，即代表EW测向长极距的异常幅度ΔEW_L，用此方法再计算出EW测向短极距的异常幅度ΔEW_S，再进行长、短极距异常幅度比值ΔEW_L/ΔEW_S的计算，依次算出NE、NS测向地电场异常幅度比值（表 3）。

表 3结果显示，EW、NS、NE三个测向长、短极距地电场异常幅度比值均接近1.00，依照VAN法原理，该结果表明2010年2月11日15:54—16:13昌黎地震台地电场数据异常信号为远源信号。有关远源信号距离的规定：信号源距离r ≥ 10L_长极距时，通常认为是远源距离范围。昌黎地震台EW测向长极距270 m，因此远源信号距离≥ 2.7 km。表 4为昌黎地震台SES与地震间的对应关系。从表 4可见，在异常出现23天后，昌黎地震台西边56 km处唐山滦县发生M_L 4.7地震。该震例震源点到台站的距离、震前异常数据持续时间、间隔天数等都符合SES出现前的特征。

综上所述，2010年2月11日15:54—16:13昌黎地震台地电场异常数据为地震前电信号，即SES。

3.2 常规波形分析法

查阅全国地震目录发现，2007年以来华北地区以中小地震居多，进入全国地电台网前兆数据库中查看华北地电场台观测数据，未能找到与华北地区4级以上地震相对应的地震前准同步性变化。下面的震例为2008年5月12日汶川M_S 8.0地震前地电场多台准同步异常变化。

图 6为2008年汶川M_S 8.0地震前青藏高原及周边3个地电场台站地电场分钟值。由图 6可见：①四川泸沽湖地震台震前1—15天地电场NS向分钟值出现波形畸变、高频突跳；②盐源地震台震前1—17天地电场NE向分钟值出现背景值跃变、小幅度高频突跳；③平凉地震台震前13—18天地电场NS向分钟值出现背景值跃变。

3.3 潮汐谐波分析法

已有研究结果表明，相对稳定的潮汐波（潮汐地电场）是大地电场日变化主要的波形特征，周期为24.0 h、12.0 h、8.0 h、6.0 h、4.8 h、4.0 h、3.4 h、3.0 h、2.7 h、2.4 h的潮汐谐波是前10阶谐波（谭大诚等，2011），应用这些潮汐谐波可计算场地岩体裂隙优势方位α角及其变化（谭大诚等, 2010, 2013, 2014）。

图 7为华北地区大柏舍地震台、昌黎地震台、大同地震台岩体裂隙优势方位α角。选取华北地区观测资料质量较好、数据较稳定的11个地电场观测台站，以2016—2017年地电场观测数据作为背景值，给出11个地电场台岩体裂隙优势方位α角计算结果（表 5）。华北地区11个地电场台站岩体裂隙优势方位α角背景值见图 8。

统计发现，华北地区2016—2017年共发生3级以上地震40次，其中，M 3.0—3.9地震33次；M 4.0—4.9地震6次；M 5.0地震1次。由此可见，华北地区2016—2017年发生的地震主要为中小地震。

4 结论与讨论

基于华北地区观测资料质量较好、数据较稳定的12个地电场台站的资料，使用VAN法、常规波形分析法、物理解析法中的谐波分析法等3种方法进行地电场数据分析，分析不同方法的特点、局限性及该区域地电场波形常态和异常形态特征，得到以下结论。

（1）华北地区的地电场常态波形存在场地相关现象，其潮汐波形有TGF-A、TGF-B、弱日变形态等3种类型。其中，华北地区观测资料质量较好、数据较稳定的12个地电场台站中，9个台潮汐波形为TGF-B，1个台潮汐波形为TGF-A，2个台潮汐波形为弱日变。TGF-B潮汐波型台站数量比例为75%，该波形为华北地区地电场台主要波形形态。通过对12个台连续3天正常日变波形的幅度进行统计和计算，得到华北地区地电场波形日变幅度峰峰值为2.35—11.12 mV/km，可以看出该区域日变幅正常。

（2）VAN法中多极距观测可以有效识别近场、远场信号，为判定电极极化、降雨、人为、大地磁场等干扰提供依据。华北地区的地电场台站，如昌黎地震台在震前更易捕捉到相应的SES，这可能与华北地区地下构造活动相对稳定、电性结构相对接近VAN法的模型设计（地下电性结构相对均匀）有关。VAN法在华北地区有一定的震例对应，比如2003年5月22日河北唐山M_L 4.1地震、2006年7月4日河北文安M_L 5.1地震、2010年3月6日河北滦县M_L 4.7地震，但存在震前地电场SES的敏感点效应，也就是场地效应。但在场地电磁环境较复杂的区域，SES的查找与识别相对较繁琐，SES识别可能存在一定困难。

（3）从华北地区地电场台岩体裂隙优势方位α角计算结果可知，华北地区台站岩体裂隙优势方位α角都为正值，方位都为北偏东向，但不存在大范围的方位一致性。华北地区地电场台站的岩体裂隙优势方位角正常波动范围为20°，一致性较差，表明华北大部分区域岩体裂隙结构发育正常。

综上所述，针对华北地区地电场的不同数据分析方法存在一定程度相互对应关系，这客观上反映了华北地区地电场波形常态和异常形态特征，表明华北大部分区域岩体裂隙结构发育正常。