[拼音]：didianchang

[外文]：geoelectric field

地球内部的电场，由大地电场和自然电场所组成。前者主要是大气层中的各种电流体系在地球内部所产生的感应电场；后者是地壳中的某些物理、化学作用引起的电场。

1830年，英国福克斯(P.Fox)首先在黄铜矿上观察到了自然电场。由于当时科学水平的限制，他未能认识这种电场的本质。1847年，巴洛(W.H.Barlow)从英国的电话线中最先发现了大地电流。1859年伴随大磁暴发生了强烈的极光和地电流，地电流破坏了许多通信工作，从此，地电流观测被通信部门所重视。1865年，在英国的格林威治天文台上，建立了第一个地电观测点，在东西和南北两个方向布极，极距约15公里。1889年，舒斯特(A.Schuster)首先尝试用地球电磁场的日变化来确定地球深部的电性。20世纪20年代，地电场被用于勘探有用矿床。1936年，吉什(O.H.Gish)和鲁尼(W.J.Rooney)在总结长期观测资料的基础上，绘制出第一幅世界时18时的全球电流涡旋线分布图（图1）。图中表明位于赤道南北的 8个电流环的中心在南北回归线附近， 而位于北极区的 4个电流环中心位于北极圈附近。1950年苏联的吉洪诺夫（А.Н.Тихонов）提出了利用单点测量大地电磁场的方法探测地球内部物质电性的初步设想。1953年法国的卡尼亚尔(L.Cagniard)推导出大地电磁测深的视电阻率公式。60年代以后，利用地球的交变电磁场探测地球电性的工作越来越多。也有人企图用地电方法预测地震。

随时间变化的、大尺度的大地电场的最主要部分同变化磁场的起源基本上是一致的，所以前者的谐波成分同后者几乎可以一一对应。同地磁场一样，在这些谐波成分中，研究得最为详细的是日变化，以Sq表示。

起源于地磁变化的大地电场按一定形式分布于广大地区，有其区域特征，也称为区域电场。观测结果表明，地表的平均电流密度为2安培／公里2。若取大陆的平均电阻率为10-2欧姆·公里，海洋的平均电阻率为2.10-4欧姆·公里，则可以算出大陆的平均电场强度约为20毫伏／公里，海洋的平均电场强度约为0.4毫伏／公里。然而无论是电流密度，还是地壳的电阻率都随地区而变化，所以不同地区的大地电场强度差异很大。在中纬度地区的低电阻率地层中，大地电场强度一般不超过0.5～1毫伏／公里，在高电阻率基岩隆起的地区也不超过3～10毫伏／公里，在南、北极地区竟达1伏／公里，特别是在强干扰期间甚至可达10伏／公里。

由于趋肤效应，大地电场强度随地层深度按指数规律衰减，电场的频率和介质的电导率越高，衰减得越快。初步计算表明，周期为24小时的谐变场，没有穿透到1200公里以下的深度。

关于日变化的形成过程，可用吉什和鲁尼的涡旋电流线分布图(图1)说明:图中的全部涡旋相对于太阳中心至地球中心的连线的位置是固定的，从而当地球自转一周时，各个涡旋将依次通过地面上的每一条固定的子午线；或者，在地面上的某一固定的观测点将依次穿过同纬度上的各个电流线。因此地电场有周期为一天的谐波成分。由图1还可以看出涡旋电流的分布同纬度有关，4个位于北极地带，4个位于北半球的温带和赤道地区；同样，还有8个涡旋位于南半球（图中只给出4个）。由此可见，地电场的日变化还与纬度有关。图2是埃布罗台的地电场同地磁场日变化对照图。由图可以看出：东西向的电场与南北向的磁场日变化曲线相似，但电场与磁场之间有相位上的差别。由图2还可以看出：日变曲线并不是简单正弦波，这说明其中包含着多种谐波成分。傅里叶分析表明，其中主要含以24、12、8和6小时为周期的谐波。从振幅上看，24和12小时周期波占主要成分。

不仅大地电场的幅度随时间变化，它的方向也不断地改变。在一天里，如果把各个时刻的矢量端点都连在一起，便得出一条矢量端点轨迹（图3）。此轨迹大致构成一条直线的称为线性偏振，该直线的方向称为偏振方向。矢量端点轨迹不构成一条直线的称为非线性偏振。用类似的方法也可以作出地磁场的偏振图形。观测得出：偏振图形所包围的面积随时间变化，其周期为11年、1年、27天。由图4可以看出：上述偏振图形的面积同太阳黑子数的相关性很好，相关系数达0.88。

大地电场的短周期变化频谱几乎连续分布在 10-4～104赫之间。在1赫左右，电场同磁场的幅度均出现极小值。由雷电引起的高频电磁波的频率为1～104赫。Pc和Pi型地电磁脉动分布于103～1赫之间。这两类脉动，按周期的长短又可分为Pc1～Pc5和Pi1、Pi2等。地电湾扰和地电暴的频率为10-4～10-3赫。这两种波的幅度大，特别是地电暴的场强在极区可达10伏／公里。

是地球表层局部电场的一种。常见的主要有接触扩散电场、电化学电场和过滤电场等。

岩层、金属矿层、含水地层和矿化水等之间的接触是地壳中形成局部电场的重要原因。按双电层的形成机制可分为不同岩石的互相接触和电子导体（矿体）同离子导体相接触两种。

自然状态下，大多数岩石和矿物是离子导电的导体。其固体框架几乎不导电，导电体中的载流子主要是孔隙溶液中的正负离子。不同岩石或矿物的孔隙溶液的成分和浓度不同，从而其中的离子浓度也不同。当两种岩层互相接触时，离子互相扩散，在接触面上形成双电层，后者又阻碍着扩散的进行，以至达到动平衡。当正离子的扩散速度（迁移率）大于负离子时，离子浓度大的岩层带负电，离子浓度小的岩层带正电。此外，双电层电位差的大小还同固体微粒对孔隙溶液里的离子的吸附作用有关，一般可达数十毫伏。

电子导体同离子导体相接触也可以概括成电子导电的矿体同岩层中的水溶液互相接触。这时，矿体溶解形成双电层。溶液中的与矿体同种元素的离子也会不断地从矿体中夺取电子，变成中性原子附着于矿体上。结果矿体带正电，而周围溶液带负电，因此沉淀速度同浓度有关，所以矿体界面上的双电层电位差同周围溶液中的离子浓度有关。岩层中的水多半是自上而下地渗流着的。在直立矿体的上部，由于水刚刚接触矿体，溶解的矿物质成分少，离子的浓度小；而在矿体的下部，由于水长时间冲涮矿体，溶解的矿物质成分多，离子浓度大。所以，矿体的上部带负电，下部带正电，而周围溶液中的电荷分布则相反，结果形成如图5所示的天然浓差电池。在矿体的正上方可以观测到电位的极大值。

岩石的电化学活动性形成的电场，主要是氧化还原电场。其形成过程如下：

如果地面下有一个电子导电的矿体，其上部位于潜水面以上，下部位于潜水面以下。潜水面以上的水分散于盛满空气的岩石孔隙中，同空气的接触面积较大，含氧量大，氧化能力强，所以潜水面以上至地面称为氧化带，位于氧化带的一部分矿体被氧化而失去电子，带正电，而周围溶液则带负电。潜水面以下的水连成一片与空气接触面小，含氧量少，氧化能力差。因此自潜水面以下称为还原带，位于这一带的部分矿体被还原，得到电子而带负电，周围溶液则带正电。于是，在围岩中形成了自下而上的电化学电场。在矿体的上部电位取极小值(图6)。这类电场常出现于黄铁矿、大多数的多金属矿、硫镍矿、磁性矿、石墨、无烟煤和页岩等分布区，是自然电场中强的一种，其较大幅度可达800～900毫伏。

也叫渗流电场，是地下水在多孔的岩石中流动所形成的。多数岩石孔壁具有吸附负离子的能力。当含有等量正负离子的水溶液沿岩石孔隙流过时，溶液中的负离子被孔壁吸附，而正离子顺流而下。于是在水流的下游正离子过剩，而水流的上游负离子过剩，结果在孔外形成同水流方向相反的电场。孔隙两端的电场强度E可用下式算出：

，

式中δ是水的电阻率，ζ是电动电位，ε、ε0分别代表水溶液和真空的介电常数，μ是水溶液的粘滞系数，△P是孔隙内的压力梯度。

考虑到过滤层及其上下层电阻率的影响，按上式算出的E值仍须减小，实际观测到的E值可达 100～200毫伏／公里。

山地电场也是过滤电场的一种，它是由山坡上的岩层过滤地下水而形成的，一般高处为负，低处为正。过滤电场还常出现在河床、喀斯特溶洞和泉水活动区。

除上述电场外，生物电场和在应力作用下由岩石的压电效应和震电效应所形成的电场等，也都是地电场的一部分。由于地层的温度和湿度都在不断的变化，所以上述自然电场也有年度变化和日变化，不过其规律性远不及大地电场。

分台站观测和野外观测两种。台站观测的主要目的是研究地电场随时间变化的特征。为消除干扰，台址应选择在地势平坦、地下构造均匀、远离工矿区和河流湖泊的地段。测量电极一般由铅、氧化铁或镀镉的铁制成。电极的埋深为1～2米，电极间的距离由几百米到几公里。布极方向通常取东西和南北两个方向。电极间的电位差可以用配有光放大系统的高灵敏度检流计自动拍照下来，也可以用高输入阻抗的电子电位差计自动记录。利用测得的资料算出时均值和日均值，以供研究地电场的日变化和长期变化用。

野外观察的目的是研究地电场空间分布特征，以供绘制地质图或找矿用（见电法勘探）。

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