地球物理学进展  2015, Vol. 30 Issue (3): 1159-1166   PDF    
引用本文
张敏, 张文来, 许秋龙, 刘贤伦, 杨福喜, 王喜珍. 主动震源实验对乌鲁木齐台地磁数据的影响初步分析[J]. 地球物理学进展, 2015, 30(3): 1159-1166, doi: 10.6038/pg20150320  
ZHANG Min, ZHANG Wen-lai, XU Qiu-long, LIU Xian-lun, YANG Fu-xi, WANG Xi-zhen. A Preliminary Analysis on the influence of active source experiment to Urumqi geomagnetic data. Progress in Geophysics, 2015, 30(3): 1159-1166, doi: 10.6038/pg20150320   
主动震源实验对乌鲁木齐台地磁数据的影响初步分析
张敏1, 张文来1, 许秋龙1, 刘贤伦1, 杨福喜1 , 王喜珍2,3    
1. 新疆地震局, 乌鲁木齐 830011;
2. 中国科学院空间天气学国家重点实验室, 北京 100190;
3. 中国地震局地球物理研究所, 北京 100081
收稿日期: 2014-07-17 修回日期: 2015-01-13 .
基金项目：新疆地震科学基金:“地磁台站磁通门磁力仪探头定向角度与测量准确度关系的试验与研究”,项目编号:201204和“新疆地磁场磁暴分布特征及日变化异常与地震关系”,项目编号:201413;国家重点实验室专项基金资助项目,项目编号:Y32612A24S1联合资助.
作者简介：张敏,女,1986年生,湖北孝感人,硕士,2012年7月毕业于中国地震局地球物理研究所,主要从事地磁数据处理工作. (E-mail:woaini1024.ok@163.com)
通讯作者：杨福喜,男,大学本科,高级工程师.(E-mail: yangfuxi@163.com)
摘要：2013年初在乌鲁木齐西北约80 km、北天山北麓的呼图壁县建设名为新疆主动震源野外科学观测的研究站,主动震源试验系统由震源系统、气枪控制系统、气源及控制系统、台网监测系统四部分组成,所用震源为气枪震源,气枪每一炮的能量大约为0.9级地震释放能量.主动震源观测对乌鲁木齐台地磁数据产生干扰,本文从乌鲁木齐台几套地磁观测仪器原理、探头结构和放置方式出发,初步分析了干扰产生机制.(1)地磁M15秒数据的H、D和Z分量每隔15~20分钟产生一个约5秒左右的单脉冲型干扰;H、D、Z三分量干扰同步产生;同一分量不同次数干扰幅度大小不等.出现这些现象的原因可能是由于主动震源气枪从开始充气到充满的时间并不是固定的,每一枪的放枪时间也是人为控制,因此每一枪干扰时间间隔不一致;每一枪的能量不是固定的,在某个范围内变化(约15 MPa),造成不同次之间同一分量干扰幅度大小不等.乌鲁木齐台磁房距离主动源实验场地大约一公里左右,按照地表P波和S波传播速度,到达磁房的P和S波相差不超过0.5秒,M15为秒采样,其分辨率不够高,因此M15记录的数据相当于P波和S波同时达到,因此每次放炮干扰基本都为单脉冲干扰.(2) H、Z分量干扰分别为3、2纳特左右,D分量干扰为5分左右,最大干扰D不超过10分,H、Z不超过5纳特.磁房距离主动震源实验场地只有一公里,但每次放炮实验的震级较小(约0.9级),而一般情况下P波造成的垂直方向震动要小于S波造成的水平方向的左右晃动,这可能是造成Z分量干扰小于水平方向的D和H干扰的原因.(3)M15的F分量不受干扰,认为FHDZ-M15这套系统的D、H、Z三分量的FGE悬挂式磁通门磁力仪探头由于悬挂部分的悬挂结构是由成十字排列的锡磷青铜片构成,从而使得摆锤在X和Y方向可以自由运动,导致H、D、Z三分量产生同步的干扰,F探头由于置于墩子上而不受干扰.(4)M15分数据由秒数据经过高斯滤波得到,基本不受干扰.(5)乌鲁木齐台的其他地磁相对仪器如GM4和GM3不受主动震源实验的干扰.主动震源观测干扰为一种新类型的地磁干扰源.
关键词： 主动震源     地磁干扰    
A Preliminary Analysis on the influence of active source experiment to Urumqi geomagnetic data
ZHANG Min1, ZHANG Wen-lai1, XU Qiu-long1, LIU Xian-lun1, YANG Fu-xi1 , WANG Xi-zhen2,3    
1. Seismological Bureau of Xinjiang, Urumqi 830011, China;
2. State Key Laboratory of Space weather, Chinese Academy of sciences, Beijing 100190, China;
3. Institute of Geophysics, China Earthquake administration, Beijing 100081, China
Abstract: In early 2013 in Urumqi, about 80 km northwest,north tianshan build a named active source scientific observation station of Xinjiang. Active source test system include four parts:the source system, air gun control system, air supply and control system, network monitoring system.The source is air gun source, the energy of each gun release is about energy of 0.9 magnitude earthquake. Active source may produce great influence on geomagnetic data of Urumqi station, this article first analyze the interference mechanism from the principle of geomagnetic instrument, probe structure and placement of each instrument.(1) The H, D and Z component of M15 seconds data produce a single pulse last about 5 seconds every 15~20 minutes;and three component interference synchronization; the same components with different shot times have different amplitude. The reasons for this phenomenon may be the release time of each active source gun is not fixed, every gun firing time is controlled by people, so every gun time interval is not constant; each gun energy is not constant too, change within a certain range (about 15MPa), caused the amplitude of different shot is different on the same component. Distance from Urumqi magnetic station to shot point is about one kilometer, according to the velocity of P wave and S wave (P is about 6km/s, S is about 3km/s), the arrive time difference of P and S wave is no more than 0.5 seconds, the M15 is second sampling, it's resolution is less than 0.5 second, so the data we see in M15 is a single pulse jamming,equivalent to P wave and S wave arrive at the same time.(2)The Disturbance amplitude of H, Z component is 3, 2nT, D component is about 5nT,the maximum interference of D is no more than 10nT,H,Z component does not exceed 5nT.The distance from Magnetic station to shooting point is only one kilometer, each shot is to produce an earthquake smaller than 0.9 magnitude,in general situation P wave caused the vertical movement is smaller than horizontal movement caused by S wave,which may be the reason why disturbance of Z component is less than the horizontal D and H. (3) The F components of M15 have no interference, because of the system of FHDZ-M15, the FGE probe of D, H, Z three component is hang, due to the suspension structure is composed of a tin phosphor bronze cross arrangement, so that the X and Y direction can move free, cause H, D, Z component generates a synchronous disturb, the probe of F component placed on the block stone have no interference.(4)The second data of M15 by means of Gauss filter, it's minute data have no disturbance. (5) Other geomagnetic instruments in Urumqi station such as GM4 and GM3 is not affected by the active source experiment in both second data and minute data. Active source interference is a new type of magnetic disturbance.
Key words: active source     geomagnetic disturbance    
0 引 言

2013年初在乌鲁木齐西北约80 km、北天山北麓的呼图壁县境内古河滩荒地建设名为新疆主动震源野外科学观测研究站，该项目为国内第一个人造水体主动震源探测实验场，试验系统由震源系统、气枪控制系统、气源及控制系统、台网监测系统四部分组成，所用震源为气枪震源.所用气枪单枪容量为2000立方英寸(约为29053 cm3)，整个系统共六条枪，气枪组储气总容量12000立方英寸；气枪压力大约为15 MPa；气枪水下深度10.8 m； 12000立方英寸的气枪震源，空气压力15 MPa，一次激发所释放能量大约为12.36*10-6J的能量，即每一炮的能量大约为0.9级地震释放的能量.在处理乌鲁木齐台地磁数据时发现主动震源实验对地磁原始数据存在部分干扰现象.由于人类活动的增加以及日益增多的各种观测方法的发展，地磁数据受到诸多因素的干扰.

中国国家基准台经常涵盖多种观测方法.而相距较近的地电和地磁观测方法由于地电数据获取时加电会产生一定的电磁感应，从而影响地磁观测数据.目前大多数国家基准地电阻率台采用ZD8B数字仪器及其变种，此类仪器每小时测数一次，若地磁观测点在地电观测点布极区附近，地电测数时向地下供电，根据电磁感应原理，交变电场会产生交变的磁场，这种叠加在稳定磁场上的变化量同时也被记录下来，它所反应的就不是地球物理过程表现的固有信息，影响对其本质规律的研究分析，应设法予以消除(谢凡，2011).直流电机驱动的城市轨道交通开行过程中对地漏电致使地下电性结构改变，产生干扰磁场导致周围数十公里范围内的地磁观测台站的相对观测数据受到污染，进而影响地磁台站观测数据质量，制约地磁观测工作的开展．轨道交通对地漏电产生的磁场受到机车开行间隔变化、钢轨漏电不均匀性、地下介质导电率差异等因素的影响，时间域上呈现出不规则性，本质上具有非平稳特性的磁场信号的特征(谢凡，2011).

本文将从乌鲁木齐台几套地磁观测仪器原理、探头结构和放置方式出发，初步分析了干扰产生机制，并介绍干扰基本情况. 1 背景介绍 1.1 台站简介

乌鲁木齐台为地磁国家基准台，1980年起开始运行，2013年11月原乌鲁木齐台地磁仪器全部迁往呼图壁台.呼图壁台位于新疆维吾尔自治区昌吉回族自治州呼图壁县北面的园户村镇下三工村，距县城约30 km，地理经纬度为北纬44.4°，东经 86.9°；地磁经纬度为北纬34.9°，东经 162.0°；海拔 375 m.

地磁观测室和记录室均为弱磁性铜筋混凝土、木石结构，其中观测室为地面建筑，记录室为全地下室结构.观测室和记录室之间相距约70 m.记录室内年温差＜7 ℃，室温最低约为10 ℃，最高约为17 ℃，日温差小于0.1 ℃，相对湿度约60%~75%. 1.2 乌鲁木齐地磁测量仪器

表 1 乌鲁木齐台地磁仪器 Table 1 Geomagnetic instrument of Urumqi station

乌鲁木齐台拥有多套绝对观测仪(MINGEO、CTM等)和相对观测仪(FHDZ-M15(下文简称M15)和GM4磁通门磁力仪(下文简称GM4)；GM3磁通门磁力仪(下文简称GM3)因仪器老化2013年12月GM4安装前已申请停测).GM4仪为2013年12月新安装的地磁相对观测仪器，2014年1月1日起正式运行. 2 干扰分析 2.1 干扰介绍

呼图壁台主动震源实验场地每周实验一次至二次，每次实验观测约12小时，基本选在晚上人文干扰较少的20点之后至第二天10时时段观测，每炮间隔时间约为15至20分钟，乌鲁木齐地区地震时或出现较多较大前兆异常时会加密观测一周至十天.通过观察FHDZ-M15、GM3和GM4相对观测仪2013年下半年至2014年5月的分数据，发现主动震源实验对三套地磁相对观测仪分数据并无影响，GM4原始秒数据也并不受此影响，而M15原始秒数据受主动震源实验的影响较大，主动震源对地磁数据产生的干扰为一种新型地磁干扰.附图 1为2013年12月5日M15受干扰原始秒数据.

图 1 乌鲁木齐台M15 2013年12月5日原始秒数据波形 Fig. 1 The original second data waveform of Urumqi station M15 on 2013，12，5
2.2 干扰产生机制初步分析

FHDZ-M15这套系统是丹麦生产的测量地磁场D、H、Z三分量的FGE悬挂式磁通门磁力仪探头(DMI Suspended Flux gate Magnetometer)和加拿大生产的测量地磁场总强度F的Over house磁力仪观测得到的数据.由于悬挂部分的悬挂结构是由成十字排列的锡磷青铜片构成，从而使得摆锤在X和Y方向可以自由运动，从而实现摆锤静态时与水平面的垂直.M15的FGE悬挂式磁通门磁力仪探头可以在X和Y方向自由运动，主动震源一次放炮相当于一个0.9级地震会对地面产生垂直方向和水平面内的震动，从原理上来说放炮可能会对H、Z和D三分量原始秒数据产生干扰，而OVERHAUSER磁力仪记录的总强度F因为探头置于墩子上面则不太会被干扰.由图 1可以看出F的原始秒数据未受干扰而其他三个分量(H、D、Z)分别受到干扰.而M15的分数据是由原始秒数据经高斯滤波得到，高斯滤波这一过程相当于滤波处理，可能基本上消除了主动震源观测对秒数据的影响，因此M15的分数据基本不受此影响.

GM3型磁通门磁力仪由探头、主机以及模拟装置组成，产出为分采样数据.GM4仪为磁通门磁力仪由探头、主机和模拟装置三部分组成，产出秒采样数据.各种类型的磁通门磁力仪原理都基本相同，都是基于磁芯材料的非线性磁化效应.磁通门传感器由高导磁系数的易饱和磁芯(坡莫合金等)和围绕磁芯的激励线圈及感应线圈组成(胡星星等，2010；王晓美等，2011;丁鸿佳和隋厚堂，2004;朱岗昆等，1982；朱岗昆等，2009). 磁通门磁力仪探头内部结构如图 2所示.

图 2 磁通门磁力仪探头内部结构 Fig. 2 The probe internal structure of GM4 flux gate magnetometer

由图 2可以看出磁通门磁力仪探头的H、D和Z三分量传感器固定在探头底座上，三分量两两正交，传感器正交性出厂时经过严格检验，且GM4和GM3的探头都置于墩子上，由磁通门磁力仪探头结构和放置方式可知，GM3原始分数据和GM4原始秒数据基本不会被主动震源干扰，GM4的分数据由秒数据转换而来，因此GM4的分数据也不受此干扰影响.图 3为M15和GM3的2013年12月5日分数据波形.2014年6月5日开始呼图壁台进行为期一个月的连续主动震源实验，选择连续实验期间地磁较为平静的2014年6月12日的数据，图 4为M15和GM4的2014年6月12分数据波形(GM3因仪器老化2013年12月GM4安装前已申请停测，故无三套相对观测仪同时期的观测数据)，图 5为GM4的2014年6月12原始秒数据波形.

图 3 M15、GM3 2013年12月5日分数据波形 Fig. 3 Minute data of M15 and GM3 on 2013，12，5

图 4 M15、GM4 2014年6月12日分数据波形 Fig. 4 minute data of M15 and GM4 on 2014，6，12

图 5 GM4 2014年6月12日分数据波形 Fig. 5 minute data waveform of GM4 on 2014，6，12
2.3 干扰波形特征分析

图 6给出乌鲁木齐台2013年12月5日M15的世界时14~16时经放大的原始秒数据图形.图 7为乌鲁木齐台2013年12月5日14：:10至14:20分M15单次放炮干扰波形.

图 6 M15 14~16小时段的原始秒数据 Fig. 6 second data of M15 on 2013，12，5，14~16 hour

图 7 14：10至14：20分M15单次放炮干扰波形 Fig. 7 one single shot waveform of M15 on 14:10~14:20

从图 6和图 7可以看出干扰基本上都以较大的突跳为主，H、D、Z三分量干扰同步产生，每15~20分钟一个尖峰，干扰时间间隔并不固定，这可能是由于主动震源气枪从开始充气到充满的时间并不是固定的，而且每一枪的放枪时间也是由人为控制；干扰幅度也大小不一，这是因为每一枪的能量不是固定的，在某个范围内变化(约15 MPa).

通过对大量干扰波形统计发现每一单枪的干扰持续5秒左右，为单脉冲型干扰；D分量干扰一般在5 nT左右，最大不超过10 nT；H分量一般在3 nT左右，最大不超过5 nT；Z分量一般在2 nT左右，最大不超过5 nT；出现以上的现象可能是因为：乌鲁木齐台磁房距离主动震源实验场地约一公里左右，按照地表P波和S波传播速度(P波6 km/s，S波3 km/s)，到达磁房的P和S波相差不超过0.5秒，M15为秒采样，其分辨率不够高，M15记录的数据相当于P波和S波同时达到磁房，造成每次干扰以一个较大的单脉冲干扰为主；磁房距离主动震源实验场地约1 km，而每次放炮的震级较小(约0.9级)，一般情况下P波造成的垂直方向震动要小于S波造成的水平方向的左右晃动，这可能是造成Z分量干扰小于水平方向的D和H干扰的原因.

目前对乌鲁木齐台M15秒数据进行预处理时，对放炮产生的高频干扰的处理办法是对秒数据进行剔除尖峰，使每秒数据的一阶差分小于0.5 nT.秒数据转换为分数据时采用高斯滤波，因此分数据不受干扰. 3 结 论 3.1    本文从乌鲁木齐台M15，GM3和GM4三种不同的地磁相对观测仪器的原理、结构和放置方式出发，初步分析了新疆主动震源实验对地磁仪器的影响机制，FHDZ-M15这套系统的D、H、Z三分量的FGE悬挂式磁通门磁力仪探头(DMI Suspended Flux gate Magnetometer)由于悬挂部分的悬挂结构是由成十字排列的锡磷青铜片构成，从而使得摆锤在X和Y方向可以自由运动，导致H、D、Z三分量产生同步的干扰，F探头由于非悬挂而置于墩子上因此基本不受干扰.M15的分数据是由原始秒数据经高斯滤波得到，可能经过高斯滤波这一过程基本上消除了主动震源实验对秒数据的影响，因此分数据基本不受此影响.磁通门磁力仪探头的H、D和Z三分量传感器固定在探头底座上，三分量两两正交，传感器正交性出厂时经过严格检验，且置于墩子上面，GM3和GM4原始数据基本不会被主动震源干扰.

3.2    干扰基本上都以单脉冲为主，H、D、Z三分量干扰同步产生，每15~20分钟一个尖峰，干扰时间间隔并不固定，这可能是由于主动震源气枪从开始充气到充满的时间并不是固定的，每一枪的放枪时间也是由人为控制；同一分量不同次数干扰幅度也大小不一，这是因为每一枪的能量不是固定的，在某个范围内变化(约15 MPa).

3.3    通过对大量干扰波形统计发现每一单枪的干扰持续约5秒左右，为单脉冲型干扰；D分量干扰一般在5 nT左右，最大不超过10 nT；H分量一般在3 nT左右，最大不超过5 nT；Z分量一般在2 nT左右最大不超过5 nT；出现以上的现象可能是因为：乌鲁木齐台磁房距离主动震源实验场地约一公里，按照地表P波和S波传播速度(P波6 km/s，S波3 km/s)，到达磁房的P和S波相差不超过0.5秒，M15为秒采样，其分辨率与0.5秒差值不够高，M15记录的数据相当于P波和S波同时达到磁房，这可能是造成每次放炮干扰基本都为单脉冲干扰为主的原因；磁房距离放炮点约一公里，而每次放炮的震级较小(约0.9级)，而一般情况下P波造成的垂直方向震动要小于S波造成的水平方向的左右晃动，这可能是造成Z分量干扰小于水平方向的D和H干扰的原因.

3.4    主动震源实验之前选在晚上21点至隔日10点左右人文干扰较少的时间段观测，这与乌鲁木齐绝对观测每周一、四下午12点至18点观测的时间段错开，因此之前对绝对观测并不影响，2014年6月5日开始进行为期一个月每天连续24小时的主动震源观测实验，绝对观测要记录F分量10次的观测值，多次水平和垂直度盘度数，每次主要震源实验在办公楼内有明显的震感，放炮实验可能会使观测者产生较大的读数误差，而在计算基线时需要调用绝对观测当天相同时间段的H、D、Z的相对值，需选用预处理分数据才能避免选到受主要震源干扰的相对值，然而读数误差仍可能导致计算出的基线值跳动明显(杨少峰，1992；杨少峰等，2002).

3.5    随着云南宾川水库的主动震源实验场地的建成，中国地震局又在新疆地震局建成第一个人工挖掘水体的主动震源实验场地，这项技术将在地震预报实践中不断被推广应用，以后会有更多的实验场地会陆续建成，目前乌鲁木齐台只有电磁前兆观测(地电场观测因线路老化等问题，观测数据不可用)，主动震源实验是否对其他前兆仪器产生干扰也是值得考虑的问题，能否预先在嵌入观测仪器的数字处理芯片中直接运用抗干扰算法予以消除以及在观测数据后期使用过程中采用干扰抑制算法予以消除等是以后有待解决的问题(谢凡，2011；张敏，2012；张敏等，2014).在处理数据时发现主动震源放炮干扰叠加磁暴等极端空间天气出现的情况(2014年6月7日主动震源实验期间爆发一次磁暴)，对这种叠加磁暴的主动震源干扰将如何抑制也需要将来继续进行讨论(徐文耀，1993，1997，2003，2009).

主动震源观测是人工地震实验的一种，乌鲁木齐台地磁M15仪器记录的这种干扰相当于人工地震的同震信号.呼图壁的主动震源实验由宽频带地震仪记录的信号利用波形叠加等技术，在300 km左右仍能识别出初至P和S波.由于高压气体突然释放，会出现爆炸声并产生冲击波.冲击波经过水传递到水库库底和水库的四周，并向更深更远的地方传递.当冲击波在地下遇到不同的介质时，波速就会发生一定的改变(陆文松和徐文耀，1996；师恩琦和陈耿雄，1999；孙凌峰等，2009；汤朝灵等，2009；于世美等，2014；牛超等，2014).单次发射引发的地表运动能够被100 km之外的地震仪精确记录到地震波形、波速等参数，进而获得地球深层的结构、物性和应力场动态变化图像.随着地磁相对观测仪器采样率和分辨率等仪器性能的提升，设想在震级足够大、震中距在一定范围内的天然地震是否也能为M15记录到同震信号，且能够分辨出到达的P和S波，并由M15记录的P和S波的振幅比等特征去反演地下速度结构等信息，为我们提供了一种探索地下信息的新思路.

致 谢 感谢新疆地震局前兆台网中心全体同仁对本工作的支持，感谢中国地震局地球物理研究所的王喜珍副研究员对本文给出的宝贵意见，感谢本刊主编和编辑部的辛勤工作.
参考文献
[1] Ding Hong-jia, Sui Hou-tang. 2004. The recent progress of the Fluxgate Magnetometer and sensor[J]. Progress in Geophysics (in Chinese), 19(4): 743-745, doi: 10.3969/j.issn.1004-2903.2004.04.004.
[2] Hu Xing-xing, Teng Yun-tian, Xie Fan, et al. 2010. Background megnetic field auto-compensation of flux-gate megnetometer[J]. Chinese Journal of Scientific Instrument (in Chinese), 31(4): 956-960.
[3] Lu Wen-song, Xu Wen-yao. l996. On solar wind-magnetosphere energy coupling during north IMF[J]. Chinese J. Geophys.(in Chinese), 39(5): 577-587.
[4] Niu Chao, Liu Dai-zhi, Li Xi-hai, et al. 2014. Feature analysis of geomagnetic variation time series based on complexity theory[J]. Chinese Journal of Geophysics (in Chinese), 57(8): 2713-2723, doi: 10.6038/cjg20140829.
[5] Shi En-qi, Chen Geng-xiong. 1999. The high latitude geomagnetic field response to the heliespheric disturbance variations [J]. Progress in Geophysics (in Chinese), 14(3): 122-127.
[6] Sun Ling-feng, Mao Tian. Wan Wei-xing, et al. 2009. Analysis of the ionospheric storm during 19-22 March 2001[J]. Progress in Geophysics (in Chinese), 24(5): 1554-1560, doi: 10.3969/j.issn.1004-2903.2009.05.003.
[7] Tang Chao-ling, Li Zhong-yuan, Lu Li. 2009. Cluster observations of the dusk-side magnetosheath during the storm main phase on 20 November 2003[J]. Progress in Geophysics (in Chinese), 24(3): 842-847, doi: 10.3969/j.issn.1004-2903.2009.03.003.
[8] Wang Xiao-mei, Teng Yun-tian, Wang Chen, et al. 2011. A low noise fluxgate magnetometer for geomagnetic relative observation[J]. Chinese Journal of Sensors and Actuators (in Chinese), 24(8): 1158-1162.
[9] Xie Fan. 2011. A Study on reducing man-made electromagnetic noise in geomagnetic field observation (in Chinese) [D]. Beijing: Institute of Geophysics, China Earthquake Administration.
[10] Xu Wen-yao. 1993. Observation and studies of geomagnetic station chains[J]. Progress in Geophysics (in Chinese), 8(1): 34-59.
[11] Xu Wen-yao. 1997. The plan of geomagretic network: intermagnet[J]. Progress in Geophysics (in Chinese), 12(3): 15-21.
[12] Xu Wen-yao. 2003. Geomagnetism (in Chinese) [M]. Beijing: Seismological Press, 221-287.
[13] Xu Wen-yao. 2009. Yesterday, today and tomorrow of geomagnetic indices[J]. Progress in Geophysics (in Chinese), 24(3): 830-841, doi: 10.3969/j.issn.1004-2903.2009.03.002.
[14] Yang Shao-feng. 1992. Low latitude pulsations during SC storm[J]. Chinese J. Geophys (in Chinese), 35(2): 133-141.
[15] Yang Shao-feng, Du Ai-min, Gao Yu-fen, et al. 2002. Latitudinal effect of magnetic storm on April 6,2000 at low-latitude meridian chain[J]. Chinese J. Geophys.(in Chinese), 45(4): 461-469.
[16] Yu Shi-mei, Hao Yong-qiang, Zhang Dong-he, et al. 2014. Low ionization level of northern midlatitude ionosphere in solar cycle 24[J]. Chinese Journal of Geophysics (in Chinese), 57(11): 3512-3522.
[17] Zhang Min. 2012. Study on characteristic of geomagnetic pulsation and geomagnetic storm in meridian region (in Chinese) [D]. Beijing: Institute of Geophysics, China Earthquake Administration.
[18] Zhang Min, Wang Xi-zhen, Teng Yun-tian, et al. 2012. Analysis of wavelet threshold filtering bases on empirical mode decomposition to denoise the geomagnetic data[J]. Seismological and Geomagnetic Observation and Research (in Chinese), 33(3-4): 171-175.
[19] Zhang Min, Wang Xi-zhen, Zhao Shi-zhu. 2014. Use Empirical Mode Decomposition to pick up geomagnetic pulsation[J]. Seismological and Geomagnetic Observation and Research (in Chinese), 35(1-2): 114-120.
[20] Zhang Min, Wang Xi-zhen, Zhang Wen-lai, et al. 2014. Storm different in inductive magnetometer and fluxgate magnetometer[J]. Progress in Geophysics (in Chinese), 29(4): 1966-1972, doi: 10.6038/pg20140467.
[21] Zhu Gang-kun, Sun Wei, Zhang Jing-xiu, et al. 1982. An installation system of optically-recording induction magnetometer for micropulsation observations along eastern coast of China[J]. Chinese J. Geophys. (in Chinese), 25(5): 405-413.
[22] Zhu Gang-kun, Wu Ying-yan, Du Ai-min, et al. 2009. Review on solar-terrestrial activity and associated indices[J]. Progress in Geophysics (in Chinese), 24(4): 1167-1175, doi: 10.3969/j.issn.1004-2903.2009.04.002.
[23] 丁鸿佳, 隋厚堂. 2004. 磁通门磁力仪和探头研制的最新进展[J]. 地球物理学进展, 19(4): 743-745, doi: 10.3969/j.issn.1004-2903.2004.04.004.
[24] 胡星星, 滕云田, 谢凡,等. 2010. 磁通门磁力仪背景磁场的自动补偿设计[J]. 仪器仪表学报, 31(4): 956-960.
[25] 陆文松, 徐文耀. 1996. 行星际磁场北向时太阳风-磁层的能量耦合[J]. 地球物理学报, 39(5): 577-587.
[26] 牛超, 刘代志, 李夕海,等. 2014. 基于复杂度理论的地磁变化场时间序列特征分析[J]. 地球物理学报, 57(8): 2713-2723, doi: 10.6038/cjg20140829.
[27] 师恩琦, 陈耿雄. 1999. 日球层扰动变化的高纬地磁场响应[J]. 地球物理学进展, 14(3): 122-127.
[28] 孙凌峰, 毛田, 万卫星,等. 2009. 2001年3月19日至22日期间电离层暴分析[J]. 地球物理学进展, 24(5): 1554-1560, doi: 10.3969/j.issn.1004-2903.2009.05.003.
[29] 汤朝灵, 李中元, 路立. 2009. 2003年11月20日磁暴主相期间磁鞘的观测研究[J]. 地球物理学进展, 24(3): 842-847, doi: 10.3969/j.issn.1004-2903.2009.03.003.
[30] 王晓美, 腾云田, 王晨,等. 2011. 地磁相对记录用低噪声磁通门磁力仪[J]. 传感技术学报, 24(8): 1158-1162.
[31] 谢凡. 2011. 地磁观测数据中人工电磁干扰抑制技术研究[D]. 北京: 中国地震局地球物理研究所.
[32] 徐文耀. 1993. 地磁台链的观测与研究[J]. 地球物理学进展, 8(1): 34-59.
[33] 徐文耀. 1997. 国际地磁台网计划INTERMAGNET[J]. 地球物理学进展, 12(3): 15-21.
[34] 徐文耀. 2003. 地磁学[M]. 北京: 地震出版社, 221-287.
[35] 徐文耀. 2009. 地磁活动指数的过去、现在和未来[J]. 地球物理学进展, 24(3): 830-841, doi: 10.3969/j.issn.1004-2903.2009.03.002.
[36] 杨少峰. 1992. 急始磁暴期间的地磁脉动[J]. 地球物理学报, 35(2): 133-141.
[37] 杨少峰, 杜爱民, 高玉芬,等. 2002. 2000年4月6日磁暴期间磁扰变化在低纬子午链的纬度效应[J]. 地球物理学报, 45(4): 461-469.
[38] 于世美, 郝永强, 张东和,等. 2014. 第24太阳活动周中纬度电离层低电离水平的观测研究[J]. 地球物理学报, 57(11): 3512-3522.
[39] 张敏. 2012. 子午圈地磁脉动和磁暴特征研究[D]. 北京: 中国地震局地球物理研究所.
[40] 张敏, 王喜珍, 滕云田,等. 2012. 基于EMD小波阈值滤波的地磁数据去噪分析[J]. 地震地磁观测与研究, 33(3-4): 175-171.
[41] 张敏, 王喜珍, 赵石柱. 2014a. 经验模态分解法提取地磁脉动[J]. 地震地磁观测与研究, 35(1-2): 114-120.
[42] 张敏, 王喜珍, 张文来,等. 2014b. 感应式磁力仪磁暴数据分析[J]. 地球物理学进展, 29(4): 1966-1972, doi: 10.6038/pg20140467.
[43] 朱岗昆, 孙炜, 张景秀,等. 1982. 81型照相记录感应式地磁脉动观测系统[J]. 地球物理学报, 25(5): 405-413.
[44] 朱岗昆, 吴迎燕, 杜爱民,等. 2009. 关于日地关系主要元素与各种指数—综述及展望[J]. 地球物理学进展, 24(4): 1167-1175, doi: 10.3969/j.issn.1004-2903.2009.04.002.