地球內部的電場。由大地電場和自然電場所組成。前者主要是地球高層大氣中的各種電流體系在地球內部所產生的感應電場；後者是地殼中的某些物理、化學作用引起的電場。
基本介紹
- 中文名：地電場
- 外文名：geoelectric field
- 定義：地球內部的電場
- 作者：福克斯
簡介,大地電場,分布,日變化,自然電場,概述,電化學電場,過濾電場,其他電場,地電觀測,
簡介
1830年，英國福克斯（P.Fox）首先在黃銅礦上觀察到了自然電場。由於當時科學水平的限制，他未能認識這種電場的本質。1847年，巴洛（W.H.Barlow）從英國的電話線中最先發現了大地電流。1859年伴隨大磁暴發生了強烈的極光和地電流，地電流破壞了許多通信工作，從此，地電流觀測被通信部門所重視。1865年，在英國的格林威治天文台上，建立了第一個地電觀測點，在東西和南北兩個方向布極，極距約15公里。1889年，舒斯特（A.Schuster）首先嘗試用地球電磁場的日變化來確定地球深部的電性。20世紀20年代，地電場被用於勘探有用礦床。1936年，吉什（O.H.Gish）和魯尼（W.J.Rooney）在總結長期觀測資料的基礎上，繪製出第一幅世界時18時的全球電流渦旋線分布圖。圖中表明位於赤道南北的 8個電流環的中心在南北回歸線附近，而位於北極區的 4個電流環中心位於北極圈附近。1950年蘇聯的吉洪諾夫（А.Н.Тихонов）提出了利用單點測量大地電磁場的方法探測地球內部物質電性的初步構想。1953年法國的卡尼亞爾（L.Cagniard）推導出大地電磁測深的視電阻率公式。60年代以後，利用地球的交變電磁場探測地球電性的工作越來越多。也有人企圖用地電方法預測地震。
大地電場
隨時間變化的、大尺度的大地電場的最主要部分同變化磁場的起源基本上是一致的，所以前者的諧波成分同後者幾乎可以一一對應。同地磁場一樣，在這些諧波成分中，研究最為詳細的是日變化。起源於地磁變化的大地電場按一定形式分布於廣大地區，有其區域特徵，稱為區域電場。觀測表明 ，地表的平均電流密度為 2 安培/平方千米。大陸的平均電場強度約為20毫伏/千米，海洋的平均電場強度約為0.4毫伏/千米。
分布
起源於地磁變化的大地電場按一定形式分布於廣大地區，有其區域特徵，也稱為區域電場。觀測結果表明，地表的平均電流密度為2安培/公里2。若取大陸的平均電阻率為10-2歐姆·公里，海洋的平均電阻率為2.10-4歐姆·公里，則可以算出大陸的平均電場強度約為20毫伏/公里，海洋的平均電場強度約為0.4毫伏/公里。然而無論是電流密度，還是地殼的電阻率都隨地區而變化，所以不同地區的大地電場強度差異很大。在中緯度地區的低電阻率地層中，大地電場強度一般不超過0.5～1毫伏/公里，在高電阻率基岩隆起的地區也不超過3～10毫伏/公里，在南、北極地區竟達1伏/公里，特別是在強幹擾期間甚至可達10伏/公里。
由於趨膚效應，大地電場強度隨地層深度按指數規律衰減，電場的頻率和介質的電導率越高，衰減得越快。初步計算表明，周期為24小時的諧變場，沒有穿透到1200公里以下的深度。
日變化
關於日變化的形成過程，可用吉什和魯尼的渦旋電流線分布圖（圖1）說明：圖中的全部渦旋相對於太陽中心至地球中心的連線的位置是固定的，從而當地球自轉一周時，各個渦旋將依次通過地面上的每一條固定的子午線；或者，在地面上的某一固定的觀測點將依次穿過同緯度上的各個電流線。因此地電場有周期為一天的諧波成分。由圖1還可以看出渦旋電流的分布同緯度有關，4個位於北極地帶，4個位於北半球的溫帶和赤道地區；同樣，還有8個渦旋位於南半球（圖中只給出4個）。由此可見，地電場的日變化還與緯度有關。圖2是埃布羅台的地電場同地磁場日變化對照圖。由圖可以看出：東西向的電場與南北向的磁場日變化曲線相似，但電場與磁場之間有相位上的差別。由圖2還可以看出：日變曲線並不是簡單正弦波，這說明其中包含著多種諧波成分。傅立葉分析表明，其中主要含以24、12、8和6小時為周期的諧波。從振幅上看，24和12小時周期波占主要成分。
不僅大地電場的幅度隨時間變化，它的方向也不斷地改變。在一天裡，如果把各個時刻的矢量端點都連在一起，便得出一條矢量端點軌跡（圖3）。此軌跡大致構成一條直線的稱為線性偏振，該直線的方向稱為偏振方向。矢量端點軌跡不構成一條直線的稱為非線性偏振。用類似的方法也可以作出地磁場的偏振圖形。觀測得出：偏振圖形所包圍的面積隨時間變化，其周期為11年、1年、27天。由圖4可以看出：上述偏振圖形的面積同太陽黑子數的相關性很好，相關係數達0.88。
大地電場的短周期變化頻譜幾乎連續分布在 10-4～104赫之間。在1赫左右，電場同磁場的幅度均出現極小值。由雷電引起的高頻電磁波的頻率為1～104赫。Pc和Pi型地電磁脈動分布於103～1赫之間。這兩類脈動，按周期的長短又可分為Pc1～Pc5和Pi1、Pi2等。地電灣擾和地電暴的頻率為10-4～10-3赫。這兩種波的幅度大，特別是地電暴的場強在極區可達10伏/公里。
自然電場
概述
是地球表層局部電場的一種。常見的主要有：①接觸擴散電場，岩層、金屬礦層、含水地層和礦化水等之間的接觸是地殼中形成局部電場的重要原因；②電化學電場，岩石的電化學活動形成的電場，主要是氧化還原電場；③過濾電場，也叫滲流電場，是地下水在多孔的岩石中流動所形成的電場。
自然電場中的頻率特徵通常教低，但有變化波動，形成電磁感應。這種感應是相當巨大的。
自然狀態下，大多數岩石和礦物是離子導電的導體。其固體框架幾乎不導電，導電體中的載流子主要是孔隙溶液中的正負離子。不同岩石或礦物的孔隙溶液的成分和濃度不同，從而其中的離子濃度也不同。當兩種岩層互相接觸時，離子互相擴散，在接觸面上形成雙電層，後者又阻礙著擴散的進行，以至達到動平衡。當正離子的擴散速度（遷移率）大於負離子時，離子濃度大的岩層帶負電，離子濃度小的岩層帶正電。此外，雙電層電位差的大小還同固體微粒對孔隙溶液里的離子的吸附作用有關，一般可達數十毫伏。
電子導體同離子導體相接觸也可以概括成電子導電的礦體同岩層中的水溶液互相接觸。這時，礦體溶解形成雙電層。溶液中的與礦體同種元素的離子也會不斷地從礦體中奪取電子，變成中性原子附著於礦體上。結果礦體帶正電，而周圍溶液帶負電，因此沉澱速度同濃度有關，所以礦體界面上的雙電層電位差同周圍溶液中的離子濃度有關。岩層中的水多半是自上而下地滲流著的。在直立礦體的上部，由於水剛剛接觸礦體，溶解的礦物質成分少，離子的濃度小；而在礦體的下部，由於水長時間沖涮礦體，溶解的礦物質成分多，離子濃度大。所以，礦體的上部帶負電，下部帶正電，而周圍溶液中的電荷分布則相反，結果形成如圖5所示的天然濃差電池。在礦體的正上方可以觀測到電位的極大值。
電化學電場
岩石的電化學活動性形成的電場，主要是氧化還原電場。其形成過程如下：
如果地面下有一個電子導電的礦體，其上部位於潛水面以上，下部位於潛水面以下。潛水面以上的水分散於盛滿空氣的岩石孔隙中，同空氣的接觸面積較大，含氧量大，氧化能力強，所以潛水面以上至地面稱為氧化帶，位於氧化帶的一部分礦體被氧化而失去電子，帶正電，而周圍溶液則帶負電。潛水面以下的水連成一片與空氣接觸面小，含氧量少，氧化能力差。因此自潛水面以下稱為還原帶，位於這一帶的部分礦體被還原，得到電子而帶負電，周圍溶液則帶正電。於是，在圍岩中形成了自下而上的電化學電場。在礦體的上部電位取極小值（圖6）。這類電場常出現於黃鐵礦、大多數的多金屬礦、硫鎳礦、磁性礦、石墨、無煙煤和頁岩等分布區，是自然電場中最強的一種，其最大幅度可達800～900毫伏。
過濾電場
也叫滲流電場，是地下水在多孔的岩石中流動所形成的。多數岩石孔壁具有吸附負離子的能力。當含有等量正負離子的水溶液沿岩石孔隙流過時，溶液中的負離子被孔壁吸附，而正離子順流而下。於是在水流的下游正離子過剩，而水流的上游負離子過剩，結果在孔外形成同水流方向相反的電場。孔隙兩端的電場強度E可用下式算出：（？）式中δ是水的電阻率，ζ是電動電位，ε、ε0分別代表水溶液和真空的介電常數，μ是水溶液的粘滯係數，△P是孔隙內的壓力梯度。 考慮到過濾層及其上下層電阻率的影響，按上式算出的E值仍須減小，實際觀測到的E值可達 100～200毫伏/公里。 山地電場也是過濾電場的一種，它是由山坡上的岩層過濾地下水而形成的，一般高處為負，低處為正。過濾電場還常出現在河床、喀斯特溶洞和泉水活動區。
其他電場
除上述電場外，生物電場和在應力作用下由岩石的壓電效應和震電效應所形成的電場等，也都是地電場的一部分。由於地層的溫度和濕度都在不斷的變化，所以上述自然電場也有年度變化和日變化，不過其規律性遠不及大地電場。
地電觀測
分台站觀測和野外觀測兩種。台站觀測的主要目的是研究地電場隨時間變化的特徵。為消除干擾，台址應選擇在地勢平坦、地下構造均勻、遠離工礦區和河流湖泊的地段。測量電極一般由鉛、氧化鐵或鍍鎘的鐵製成。電極的埋深為1～2米，電極間的距離由幾百米到幾公里。布極方向通常取東西和南北兩個方向。電極間的電位差可以用配有光放大系統的高靈敏度檢流計自動拍照下來，也可以用高輸入阻抗的電子電位差計自動記錄。利用測得的資料算出時均值和日均值，以供研究地電場的日變化和長期變化用。
野外觀察的目的是研究地電場空間分布特徵，以供繪製地質圖或找礦用。
