引言

地电场是重要的地震前兆物理场，其观测数据包含了自然电场、 大地电场(孙正江，王华俊，1984)和干扰成分． 2008年，青藏高原及邻区约36个地电场观测台站中，约有50%的台站能出现较明显的地电场潮汐波(黄清华，刘涛，2006； 张学民等，2007； 谭大诚等，2010)．

地电场台站多依托已有地震台站而建，存在台网密度不足、 布局不够合理现象，选择特定地震活动区进行台阵观测更有机会检测到强震电磁前兆信息(黄清华，2005a)． 2007年，中国在青藏高原东北的四川西昌、 甘肃天祝地区建立了地电场观测台阵． 利用中法合作的天祝台阵电磁观测数据已开展了较多研究(赵和云等，1998； 范莹莹等，2010)，而利用中国自建的西昌、 天祝地电场台阵资料的系统研究却很少．

本文依据地电场潮汐机理(徐文耀，1992； 赵国泽，陆建勋，2003； 钱复业，赵玉林，2005； 黄清华，刘涛，2006； 张学民等，2007； 谭大诚等，2010)、 波形影响因素(谭大诚等，2011)和地区水文地质资料，开展了汶川M_S8.0地震前中国建立的西昌、 天祝台阵地电场研究． 通过数据的常规波形、 傅里叶谐波、 裂隙优势走向等分析计算，获得了西昌、 天祝台阵地电场特征和潮汐电信号形成过程中噪声的初步认识； 并应用潮汐谐波振幅计算裂隙水主体渗流方向，降低了峰谷值(即峰-峰值)方法(谭大诚等，2011)的取值误差，使其客观的逐日计算得以实现．

1.   台阵地电场波形特征、 机理及场地岩石裂隙优势走向分析

青藏高原的生态环境、 地理状况和震情发展等因素，使现在的地电场台站主要沿高原东北缘分布，四川西昌、 甘肃天祝的地电场观测台阵也位于高原东北缘．

1.1   天祝、 西昌地电场台阵位置与阵内台站分布

2008年，青藏高原及邻区约有36个地电场台站，天祝、 西昌地电场台阵正在其中． 图 1a是2007年青藏高原及邻区地电场台站及台阵分布图； 图 1b是天祝台阵内各台站布局图，阵内古丰台站2007年10月18日的地电场波形如图 1c所示，该曲线是近正弦波形仅在午前、 午后出现的TGF-B波形(谭大诚等，2010)．

图  1  青藏高原地电场台站及台阵分布

(a) 青藏高原地电场台站和主要地震断层分布; (b) 天祝台阵布局图; (c) 古丰台站地电场波形

Figure  1.  Location of stations and arrays of geoelectric field observation on Qinghai-Xizang plateau

(a) Location of geoelectric stations and primary earthquake faults; (b) Layout of Tianzhu array; (c) TGF-B waveform at Gufeng station on Oct. 8, 2007

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图 1a中，天祝台阵位于海原断裂带与祁连山断裂带交汇点附近； 图 1b显示，该台阵由天祝县松山和红沙湾、 古浪县黄羊川和古丰、 景泰市寺滩等5个台站组成，相邻台站间距在50 km以内，各台站均以NS，EW，NW方向按照L方式埋设电极．

西昌台阵位于安宁河断裂带西侧，由小庙、 泸沽湖和盐源3个相邻间距在100 km内的台站组成，其布局近似一个三角形．

青藏高原及周边的地电场台网主要建成于2007年下半年，这些台站多数在当年11月左右出现日变波形模糊或不稳定等现象． 这一现象在次年的年初才逐步恢复正常，其与汶川M_S8.0地震的关联性可能另需研究． 由此，图 1a中2007年的各台站地电场没有标注波形类型．

1.2   天祝台阵地电场波形特征、 机理及裂隙水主体渗流方向

2008年4月2日松山、 黄羊川和景泰寺滩3个台站NS向地电场分钟值曲线如图 2a--c中的上图所示． 这些曲线显示了清晰的TGF-B型地电场形态，其变化过程明显具有较好的同步性. 例如3个台站的潮汐波形起始和结束，波峰和波谷的出现，以及部分小幅突跳基本一致且同步．

图  2  2008年4月2日天祝、 西昌台阵地电场的波形和振幅谱

(a), (b), (c) 分别为天祝台阵松山、 黄羊川和景泰寺滩台的曲线； (d), (e), (f) 分别为 西昌台阵泸沽湖、 盐源和小庙台的曲线

Figure  2.  Waveforms and amplitude spectra of geoelectric field in Tianzhu and Xichang arrays on Apr. 2, 2008

(a), (b) and (c) are for Songshan, Huangyangchuan and Jingtaisitan station, respectively, of Tianzhu array; (d), (e) and (f) are for Luguhu, Yanyuan and Xiaomiao station, respectively, of Xichang array

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利用4月1日数据计算台阵内各台站地电场波形相关性，表 1给出不同方向之间小时相关系数K₁均值统计，表 2给出同一方向各台站之间小时相关系数K₂统计． 这期间红沙湾台站的数据稳定性较差且存在间隔1小时的干扰，故不计算该台站与其它台站的相关性．

表  1  2008年4月1日不同方向地电场K₁均值统计

Table  1.  Statistics of correlative coefficient (K₁) of geoelectric field in different directions on Apr. 1, 2008

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作者又计算了4月2日和3日各台的相关性，其规律与表 1和表 2基本一致，即在NS，NW方向及这两方向之间相关性高，而在EW方向或涉及该方向的相关性则有所下降．

表  2  2008年4月1日不同台站、 同一方向地电场K₂统计

Table  2.  Statistics of correlative coefficient (K₂) of geoelectric field at different stations in the same direction on Apr. 1, 2008

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依据地电场潮汐机理，TGF-B型潮汐地电场主要是空间Sq电流在地面的反映，它受地下岩石、 裂隙、 含水度及渗透率等因素影响(谭大诚等， 2010，2011)． 表 1，2表明，天祝台阵不同台站、 同一方向之间，同一台站、 不同方向之间都有较好的波形相关性，反映了该台阵地电场潮汐波主要起源相同，各场地岩石裂隙发展相对接近．

天祝台阵内各台站之间、 同一台站不同方向之间的地电场潮汐波峰谷值差异极大． 各台站基本表现出NS和NW方向峰谷值接近，明显大于EW方向峰谷值． 表 3给出各台站峰谷值数据．

表  3  2008年4月1日天祝台阵地电场潮汐波峰谷值

Table  3.  Peak-to-trough values of tidal wave of geoelectric field in Tianzhu array on Apr. 1, 2008

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将岩石视为3层水平均匀介质. 设上层介质电阻率为ρ₁，厚度为h₁，水渗流层的电阻率为ρ₂，厚度为h₂； 下层是不导电介质． 在地面上观测到的电场强度为(孙正江，王华俊1984； 左恒等，2007； 谭大诚等，2010)

式中，系数C与岩石裂隙度、 含水度、 矿化度等因素关系密切，ν是水中电荷渗流速度． 不同场地的这些因素可能不同，地电场潮汐波形峰谷值可能随之改变．

图 3a是甘肃天祝、 古浪和景泰地区水文地质图． 图中古丰台位于松散岩石(incoherent rock)且含水度、 渗透率高的场地； 景泰寺滩台位于渗透率高、 含水度低的松散岩石区，该区地下水微咸，裂隙水的矿化度较淡水高； 黄羊川场地岩石是碎屑岩(clastic rock)，含水度低但岩石中夹有碳酸盐岩类(carbonatite)，水的矿化度相对高； 松山场地岩石是碎屑岩(clastic rock)，含水度低； 红沙湾场地岩石是变质岩(metamorphic rock)且含水度低．

图  3  天祝台阵场地资料及分析

(a) 天祝台阵场地水文地质图； (b) 裂隙水主体渗流方向； (c) 中国大陆部分区域主压应力和主构造块体

Figure  3.  Site data and analysis at Tianzhu array

(a) Hydrogeologic map of Tianzhu array region; (b) Preferred orientation of crack water seepage; (c) Principal compressive stresses and tectonic blocks in some regions of the China mainland

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上述5个台站场地的表层土及厚度相对接近，依据式(1)可分析出古丰台的地电场峰谷最大，景泰寺滩、 黄羊川台的地电场峰谷次之，松山台地电场的峰谷值较小，红沙湾台的地电场峰谷值最小. 这一分析结果与表 3实际观测结果吻合．

需指出，图 3a中的断层与图 3b(或图 1b)不完全一致，这可能是由于水文地质图中的断层依据的是推断结论，且没有绘制完整的缘故，但这对上述各台站地电场峰谷值差异的机理分析没有影响．

潮汐地电场各向波形影响要素研究认为(谭大诚等，2011)，式(1)中电荷渗流速度ν_e在同一场地的各方向不相等，地电场潮汐波峰谷值大、 稳定的方向更接近岩石裂隙水电荷的主要移动方向． 地电场潮汐波完整、 无畸变、 曲线清晰时，裂隙水电荷的主要移动方向即为岩石裂隙优势走向，用潮汐波峰谷值可计算岩石裂隙水主体渗流方向，但在峰、 谷值附近出现跳动或波形变异等现象时，潮汐波峰谷值的取值存在误差，由此，该方法在进行逐日计算中会存在偶然误差．

地电场的近正弦波是潮汐波(赵国泽，陆建勋，2003； 钱复业，赵玉林，2005； 黄清华，刘涛，2006； 张学民等，2007； 谭大诚等，2010)，完整的地电场潮汐谐波前10阶周期分别为23—24 h，12 h，7.9 h，6 h，4.8 h，4 h，3.4 h，3 h，2.7 h和2.4 h(黄清华，刘涛，2006； 张学民等，2007； 左恒等，2007； 谭大诚等，2011)，更高阶的潮汐或其它谐波振幅小得多，因此，地电场潮汐波峰谷值差异主要由这前10阶潮汐谐波振幅差异引起．

应用这10阶潮汐谐波振幅之和取代计算裂隙水电荷渗流方向的潮汐波峰谷值(谭大诚等，2011)． 天祝台阵各台站地电场波形以NS和NW方向的相关性高，设裂隙水渗流方位α角是北偏东角度，A_i是第i阶潮汐谐波振幅，则

依据式(2)计算出的天祝台阵各场地岩石裂隙水主体渗流方向见表 4． 其中红沙湾台潮汐波幅度小、 存在一定干扰，利用该台数据的计算结果可靠性相对较低．

表  4  2008年4月1—3日天祝台阵岩石 裂隙水主体渗流方向

Table  4.  Preferred orientation of crack water seepage in Tianzhu array from Apr. 1 to Apr. 3

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图 3b示出这3天各场地裂隙水的平均渗流方向. 由图可见，5个场地的裂隙水主体渗流方向基本一致，但不能显示与各自临近的走滑断层走向关联，说明走滑断层控制的裂缝带宽度十分有限(李乐等，2011)．

图 3c是刘百篪(1979)绘出的部分中国大陆区域主压应力场分布图. 天祝台阵位于大构造块体交界附近，主压应力σ₁方位不易确定． 表 4给出的场地岩石裂隙优势走向α角在N155°E左右，这是接近岩石最大剪应力作用的方向，由此计算出该台阵场地的主压应力σ₁方位约为N20°E，与华北块体西端的σ₁方位基本吻合．

1.3   西昌台阵地电场波形特征、 机理及岩石裂隙水主体渗流方向

2008年4月2日，西昌台阵的泸沽湖、 盐源(取该台当天相反数据绘图)和小庙3个台站地电场波形如图 2d--f中的上图所示． 图 2d，e显示泸沽湖台和盐源台的TGF-A波形(谭大诚等，2010)具有较明显的同步性. 其分钟值数据小时相关系数均值接近0.8，但上午9时前的相关性低，午前、 午后相关性较高． 小庙台4月份前段时间数据多不正常，图 2f显示该台EW向地电场测量过程中明显受到地电阻率观测时向大地供电的影响(NS方向受影响更明显)．

依据地电场机理研究(黄清华，刘涛，2006； 张学民等，2007； 谭大诚等，2010)，TGF-A潮汐地电场主要是岩石裂隙水的压力差导致水渗流产生的过滤电场． 以3层水平均匀介质为例，设上层介质电阻率为ρ₁，厚度为h₁； 水渗流层的电阻率为ρ₂，厚度为h₂； 下层是不导电介质． 在地面上观测到的电场强度E可写成(孙正江，王华俊，1984)

式中，ε为水介电常数，ρ为水电阻率，Δu为水渗流的电偶极层电位跃变值，Δp为引起水渗流的压力梯度，μ为水粘滞系数．

2008年，泸沽湖台NS向地电场波形峰谷值通常超过100 mV/km，盐源台EW向不超过20 mV/km． 泸沽湖观测场地位于平均水深超过40 m的泸沽湖东岸2 km左右，下伏岩石为二叠纪砂岩，表层有砾石层，而盐源场地东南数千米存在几个较小湖泊，下伏岩石为第四系、 第三系灰岩． 因此，泸沽湖台场地岩石裂隙水渗流的压力梯度Δp应更大，而且岩石裂隙度、 渗透率更大． 在两个场地的表层土厚度与水质相差不大时，由式(3)可分析出泸沽湖台地电场波形峰谷值比盐源台大，实际观测数据确实如此．

式(3)是理想岩层均匀渗流时的表达式(孙正江，王华俊，1984)，考虑到实际岩石裂隙度的影响因子C′，岩石裂隙水在压力差作用下的渗流电场表达式可修正为

潮汐地电场各向波形影响要素研究认为(谭大诚等，2011)，式(3)和式(4)的压力差Δp在同一场地各方向不相等，地电场潮汐波峰谷大、 稳定的方向应更接近岩石裂隙水渗流方向，即更接近岩石裂隙优势走向． 与得到式(2)的原理相同，应用前10阶潮汐谐波振幅之和计算出泸沽湖场地裂隙优势走向为N10°E左右，与使用地电场潮汐波峰谷值计算2009年上半年得出的N12°E左右(谭大诚等，2011)基本相同，而盐源场地裂隙计算结果接近N90°E． 表 5给出了泸沽湖、 盐源场地裂隙水主体渗流方向计算值．

图 4绘出了2009年上半年1个月内，西昌、 天祝两台阵各1个场地的裂隙水渗流方向两种计算结果对比曲线，说明应用潮汐谐波振幅法与潮汐波峰谷值法计算结果基本一致，但谐波振幅法绘出的曲线更稳定． 表 5和图 4中α是指北偏东角度．

图  4  泸沽湖台(a)和古丰台(b)的地电场曲线(上)和裂隙水主体渗流方向(下)

Figure  4.  Geoelectric field curves (upper) and preferred orientation of crack water seepage (lower) based on tidal harmonic amplitude method (green) and peak-to-trough value method (purple) at Luguhu (a) and Gufeng (b) stations

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表  5  2008年4月1—3日泸沽湖、盐源场地岩石裂隙水主体渗流方向

Table  5.  Preferred orientation of crack water seepage at Luguhu and Yanyuan stations from Apr. 1 to Apr. 3, 2008

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刘百篪(1979)、 许忠淮等(1989)、 张培震等(2002)、 崔效锋等(2006)和赵国泽等(2009)的构造应力场、 速度场和深部电性结构等研究均表明，川滇菱形板块主压应力呈南东方向，主压应力σ₁方向约为S25°E左右，但在不同的局部场地σ₁变化明显． 以S25°E为例，由岩石力学理论可知两组共轭剪裂面L₁和L₂的方位分别为N110°E和N20°E，这是岩石裂隙的理论可能走向．

岩石裂隙实际走向通常会小于理论计算值，表 5说明计算的泸沽湖场地裂隙优势走向基本符合岩石力学原理． 盐源场地位于泸沽湖台东偏南约70 km，该区域构造应力变化复杂，总体上在西昌以西地区，愈向东偏的场地，主压应力σ₁南偏东的角度在较快增大(崔效锋等，2006)，因此，表 5计算的盐源台场地裂隙优势走向的角度可能性存在．

需指出，2008年泸沽湖场地NS长极距地电场显示出峰谷值很大的TGF-A波形，而EW测向则接近无日变形态； 盐源场地EW长极距地电场显示出TGF-A波形，而NS测向则显示无日变形态． 表 5计算的泸沽湖、 盐源场地裂隙优势走向分别接近NS和EW不同方向，因此，图 2d，e中两台站在这两方向分别测出较稳定、 幅度大的潮汐波形，而在其垂直方向潮汐波形则不明显、 不稳定(谭大诚等，2011)．

2.   天祝和西昌台阵地电场频谱特征及潮汐波产生过程中的信噪比

对2008年4月2日的数据进行快速傅里叶变换(fast Fourier transform，简写为FFT)谐波分析，天祝、 西昌台阵各台站地电场的前15阶谐波振幅谱如图 2a--f的下图所示． 除西昌台阵小庙台站受干扰外，其它台站的前6阶谐波明显占优势，其周期分别为23—24 h，12 h，7.9 h，6 h，4.8 h和4 h，这是地电场潮汐波的前6阶谐波周期，随后4阶谐波周期基本为3.4 h，3 h，2.7 h和2.4 h，更高阶谐波振幅已很小． 这10阶谐波是中国大陆地电场数据FFT后的基本成分(谭大诚等，2011)，仅个别台站有时不能完整出现或因干扰而出现其它谐波成分．

依据图 2中各台站地电场谐波振幅谱，天祝台阵TGF-B型地电场周期为7.9 h和6 h的谐波有优势； 西昌台阵泸沽湖、 盐源台站TGF-A型地电场周期为23—24 h和12 h的谐波有明显优势，小庙台是干扰谐波的振幅占优势．

两台阵地电场的潮汐谐波影响程度差异明显，表 6给出了各台站2008年4月1—3日的前10阶潮汐谐波振幅之和与前100阶谐波振幅之和的比值T_A．

表  6  2008年4月1—3日天祝和西昌台阵地电场T_A值

Table  6.  T_A values of geoelectric field at Tianzhu and Xichang arrays from Apr. 1 to Apr. 3, 2008

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在图 2和表 3中，天祝台阵5个台站、 西昌台阵2个台站的地电场潮汐波峰谷值差异非常大，各潮汐谐波的振幅差异也非常大． 在表 6中，同一台阵内T_A值存在基本相同的现象．

岩石裂隙水中的电荷在迁移过程中，一方面做定向移动产生地电场(孙正江，王华俊，1984； 钱复业，赵玉林，2005； 左恒等，2007)，另一方面又不断被岩壁吸附或脱离岩壁从而产生噪声． 按照式(1)和式(4)，裂隙水中电荷愈多、 运动愈快或裂隙水压力差愈大时，产生的地电场潮汐波峰谷值愈大. 此时只有在电荷被岩壁吸附和脱离形成的噪声也愈大的条件下，才可能在潮汐地电场峰值、 各潮汐谐波振幅、 岩石种类、 裂隙及裂隙水等因素差异很大的情况下两台阵内T_A值依然保持基本稳定． 这应该能够反映在地电场潮汐波稳定时，流体渗流或流体中电荷定向移动过程中形成的电信号与产生的噪声有较稳定的信噪比关系．

2008年，天祝台阵内地电场潮汐波都属TGF-B型，其产生机理主要是空间Sq电流在地面形成感应电场，该感应电场再导致裂隙水中电荷定向移动产生潮汐地电场(谭大诚等，2010)； 西昌台阵内两台地电场潮汐波属TGF-A型，其产生机理主要是固体潮导致裂隙周期性伸张或挤压，使裂隙水受到的压力差也发生周期性变化，裂隙水周期性渗流形成潮汐地电场(谭大诚等，2010)． 两台阵内电磁环境较好，各台局部场地岩石、 裂隙度、 含水度和渗透率等因素差异明显，这导致了地电场潮汐波峰谷值差异大，但T_A值在台阵内差异小，说明在地电场潮汐波正常时，T_A值更多取决于地电场潮汐波的形成过程和电磁背景，而与岩石、 裂隙度、 含水度和渗透率联系相对较弱． 在地电场潮汐波变异期间，其形成过程复杂，T_A值的变化也会复杂．

3.   汶川M_S8.0地震前两台阵场地裂隙水主体渗流方向的逐日变化

马钦忠和钱家栋(2003)、 马钦忠等(2004)、 钱复业和赵玉林(2005)、 黄清华和刘涛(2006)、 黄清华和林玉峰(2010)、 张学民等(2007)已开展了数年地电场数据多种方法研究． 本文仅给出2008年汶川M_S8.0震前西昌、 天祝台阵地电场分钟值和日均值曲线，以及由两个测向前10阶潮汐谐波振幅计算出的台阵内多数场地裂隙水主体渗流α角(北偏东角度)的逐日变化． 图 5示出2008年汶川M_S8.0地震前西昌台阵地电场和裂隙水主体渗流方向. 其中小庙台在4月份基本都受到明显干扰，因而图中没有给出其相关曲线．

3.1   西昌台阵短临变化

1)4月26日—5月11日期间，泸沽湖台和盐源台的TGF-A型地电场出现同步、 间断性波形畸变． 这些畸变分3个时段，即4月27—28日、 5月4日、 5月9—10日． 电极故障或场地干扰等难以解释这种间断畸变的同步性．

2)两场地的高频突跳不完全同步，但5月11日的高频突跳同步，且幅度大、 时间不长．

3)两场地裂隙水主体渗流α角的异常集中在4月26日及以后的时段．

需指出，2008年4月1日—5月15日，地磁场K_p指数大于5的日期是4月5日、 7日、 23日，4月30日—5月2日和5月11日． 由图 5a，b曲线可见，K_p指数大对于TGF-A型地电场的影响十分有限(谭大诚等，2010)，对α角也基本没有什么影响． 而且，5月11日两台约17时开始的高频突跳与当日地磁场的扰动时间明显不符．

3.2   西昌台阵中、 短期变化

1)泸沽湖台和盐源台两场地的地电场日均值稳定性差，说明场地的自然电场变化剧烈(谭大诚等，2012)． 2008年1月22日盐源台NE向地电场日均值跃变现象及机理另需研究，当日带来的α角异常变化在图 5d中没有给出．

图  5  2008年汶川M_S8.0地震前西昌台阵地电场和裂隙水主体渗流方向

(a)， (b)分别为泸沽湖台和盐源台的地电场(上)与裂隙水渗流(下)短临变化； (c) 泸沽湖台(上) 和盐源台(下)地电场日均值； (d) 泸沽湖台(上)和盐源台(下)裂隙水主体渗流方向的中、 短期变化

Figure  5.  Geoelectric field and preferred orientation of crack water seepage at Xichang array before Wenchuan M_S8.0 earthquake in 2008

(a) and (b) show short-term and impending variations of geoelectric field (upper) and crack water seepage (lower) at Luguhu station and Yanyuan station, respectively; (c) Diurnal mean of geoelectric field at Luguhu (upper) and Yanyuan (lower) stations; (d) Short- and medium-term variations of preferred orientation of crack water seepage at Luguhu (upper) and Yanyuan (lower) stations

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2)两场地α角在2008年2月下旬异常变化有重叠期，但幅度、 持续时间都较5月12日前后异常小．

泸沽湖、 盐源场地裂隙分别接近NS和EW方向，该地区应力分布复杂(崔效锋等，2006)，因此，两台α角的变异既有同步，也有不同步现象． 泸沽湖场地岩石主要是砂岩和砾岩，盐源场地岩石则为变质岩. 5月12日临震前两台α角的异常变化应归因于场地应力-应变变化剧烈，导致岩石裂隙或裂隙优势走向出现较大变化. 震后两场地的地电场和α角的大小逐步恢复，说明其短临变化在场地岩石弹性形变范畴之内．

3.3   天祝台阵短临变化

图 6示出2008年汶川M_S8.0地震前天祝台阵内地电场和裂隙水主体渗流方向变化．

图  6  汶川M_S8.0地震前天祝台阵地电场和裂隙水主体渗流方向

(a), (b), (c)分别为古丰、 景泰寺滩和黄羊川台地电场(上)与裂隙水主体渗流方向(下)短临变化； (d) 红沙湾地电场(上)与松山裂隙水主体渗流方向(下)短临变化； (e), (f)分别为景泰寺滩台和黄羊川台 地电场日均值(上)及裂隙水渗流(下)的中、 短期变化

Figure  6.  Geoelectric field and preferred orientation of crack water seepage at Tianzhu array before Wenchuan M_S8.0 earthquake

(a), (b) and (c) show variations of geoelectric field (upper) and preferred orientation of crack water seepage (lower) at Gufeng, Jingtaisitan and Huangyangchuan station, respectively, from April 1 to May 15, 2008; (d) Variations of geoelectric field at Hongshawan station (upper) and preferred orientation of crack water seepage at Songshan station (lower) from April 1 to May 15, 2008; (e) and (f) show variations of diurnal mean of geoelectric field (upper) and preferred orientation of crack water seepage (lower) at Jingtaisitan and Huangyangchuan station, respectively, from Nov. 1, 2007 to May 31, 2008

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1)震前约37天，即4月5日0时前各台站同步出现小幅高频突跳． 这5个相距20—50 km的TGF-B型台站的同步变化确认了高频突跳的真实性．

2)4月6日—5月10日前，黄羊川、 红沙湾、 松山(未绘出)3个台站地电场背景值有跃变现象，但基本不同步，与地磁场K_p指数大于5的日期也不相同．

3)各场地α角出现较稳定和大幅变化两种现象，α角的大幅变化与地电场跃变对应，与K_p指数大的日期不对应． 图 6d显示红沙湾地电场跃变与最近的松山场地α角大幅变化相对应，说明红沙湾地电场跃变是可靠的．

需指出，天祝台阵各场地在4月5日0时前同步出现小幅高频突跳，这一现象在中国大陆许多场地也同步存在，如甘肃平凉、 青海都兰、 黑龙江绥化、 内蒙满洲里等地电场台，这与TGF-B型地电场源于空间S_q电流相关(谭大诚等，2010). 图 6中地电场曲线在4月5，7，23和30日更明显的突跳与K_p指数大相关．

图 6a，b显示古丰和景泰两场地的α角基本稳定，变动范围分别不超过2°和5°，这反映了5月12日临震前两场地的流体渗流方向未出现明显的短临变异．

图 6c中黄羊川地电场E_NS的大幅跃变主要发生在4月29日—5月2日，这期间α角的变动明显较大，4月29日的变化幅度超过40°； 图 6d红沙湾场地地电场E_NS跃变主要发生在4月10—11日、 18—22日、 5月2—3日、 7—10日． 因该台每日E_NS存在小幅高频干扰，故选择离该台最近且地电场变化趋势较接近的松山场地α角进行对比． 在红沙湾地电场E_NS跃变期间，松山场地的α角也同步出现了10°左右变动，这说明其跃变不是缘于红沙湾场地干扰．

黄羊川、 松山两场地的岩石主要是碎屑岩，对α角大幅度变化的较合理的推论是，局部岩石受应力作用出现裂隙状态较大变化，裂隙水在重力作用下出现异常渗流．

3.4   天祝台阵中、 短期变化

1)台阵中各场地的自然电场变化剧烈程度差异大． 景泰场地自然电场变化平稳，黄羊川场地则明显稳定性差些，但2008年2月1日前后数天两场地的自然电场异常变化有重叠期．

2)景泰、 黄羊川场地α角异常变化与自然电场跃变对应．

3)在自然电场稳定性差的场地，α角变异可能具有多发性．

由此可见，西昌、 天祝台阵在汶川M_S8.0地震前，部分场地的地电场、 流体渗流方向等存在中短、 短临变异现象． 在台阵内，这些变异在时、 空上可能有较好的对应性． 黄清华(2005b)和谭大诚等(2012)在分析地震地电场前兆中，也重视多场地变异在时、 空上的关联性．

4.   讨论与结论

4.1   讨论

天祝、 西昌台阵地电场的波形特征及分析，基本表明了场地岩石、 裂隙优势走向、 裂隙度、 含水度、 渗透率、 水矿化度等水文地质因素对地电场潮汐波影响明显． 应力的变化通过裂隙和裂隙水，会导致自然电场和潮汐地电场改变，这对地电场机理认识、 前兆信息分析都具有意义．

在场地或邻区出现裂隙破碎化、 优势走向突变时，裂隙水主体渗流方向会突变，自然电场可能也会出现跃变现象． 2008年5月12日前的西昌、 天祝台阵裂隙水主体渗流方向稳定性较好，汶川地震前的部分变异就较明显．

地磁场K_p指数的变化对计算裂隙水主体渗流方向影响小，这可能与用两个相关性高、 不同测向的数据计算有关．

应用地电场观测数据，逐日分析裂隙水主体渗流方位的变化，其机理认识、 应用特征可能需要深入研究．

4.2   结论

1)2008年，四川西昌、 甘肃天祝地电场台阵分别出现TGF-A和TGF-B型潮汐波，台阵内各台站的波形相关性较高． 天祝台阵各场地裂隙优势走向十分接近； 西昌台阵两台站裂隙优势走向近乎垂直，但基本与场地主压应力对应的岩石剪裂面走向一致．

2)岩石裂隙水(电荷)在潮汐作用下的渗流过程中，一方面形成地电场潮汐电信号，另一方面电荷被岩壁吸附或脱离岩壁形成噪声． 该信噪比与潮汐波形成过程、 场地电磁背景关系密切．

3)用FFT前10阶潮汐谐波振幅之和取代潮汐波峰谷值计算裂隙水主体渗流方向，其结果一致且能消除峰谷值法的取值误差，也实现了逐日、 定量联系地电场、 地下流体的前兆异常分析．

4)在2008年5月12日汶川地震前的西昌、 天祝台阵，应用地电场潮汐谐波振幅逐日计算的裂隙水主体渗流方向，其异常渗流表现出场地的选择性，在时、 空上与此次地震存在对应性．

中国地震局地震预测研究所赵家骝、 钱家栋研究员，兰州地震研究所刘百篪研究员，上海市地震局马钦忠研究员对本研究给予了指导； 甘肃省地震局辛长江高级工程师为本研究提供了支持； 甘肃、 四川、 青海、 黑龙江、 内蒙古等省和自治区的地震局提供了地电场数据； 审稿专家对本文提出了宝贵意见和建议． 在此一并表示感谢．

中国地震局地震预测研究所赵家骝、 钱家栋研究员，兰州地震研究所刘百篪研究员，上海市地震局马钦忠研究员对本研究给予了指导； 甘肃省地震局辛长江高级工程师为本研究提供了支持； 甘肃、 四川、 青海、 黑龙江、 内蒙古等省和自治区的地震局提供了地电场数据； 审稿专家对本文提出了宝贵意见和建议． 在此一并表示感谢．