岩石破坏过程磁场效应实验研究及其对地震预报的意义

2023-11-04何学秋孙晓磊殷山宋大钊邱黎明童永军王桥李杰

地球物理学报 2023年11期

何学秋, 孙晓磊,, 殷山,3*, 宋大钊, 邱黎明, 童永军, 王桥, 李杰

1 北京科技大学土木与资源工程学院, 北京 100083 2 应急管理部, 北京 100054 3 中国矿业大学安全工程学院, 江苏徐州 221116 4 应急管理部国家自然灾害防治研究院, 北京 100085

0 引言

地震前存在可观测的前兆电磁异常现象(钱书清等, 1996; 马瑾, 2016; Frid et al., 2020a; 赵国泽等, 2022),地震电磁法在地震前兆异常观测中发挥着重要作用,被认为是可能首先取得地震短临预测突破性进展的地球物理方法之一(Johnston and Uyeda, 1999; Bleier and Freund, 2005; 赵国泽等, 2022).地震是岩石破裂的产物,地壳岩层破裂到一定程度发生宏观破坏能够引发地震,岩石破裂过程与地震的孕育、发展规律密切相关(许昭永等, 2009).岩石破坏能够产生可观测的电磁信号,深入认识岩石破坏电磁信号特征及机理对于地震短临预测具有重要意义.

岩石电磁辐射是岩石类材料在受载变形破坏过程向外辐射电磁波的物理现象,自20世纪20年代 Cohen提出电磁辐射(Cohen, 1914),1933年前苏联学者Stepanov首次在KCl晶体断裂过程观察到有电磁脉冲产生以来(Urusovskaya, 1969),中国、美国、日本、德国、希腊、瑞典、以色列等各国学者先后发现地震前后存在电磁辐射异常现象(李均之等, 1982; Gokhberg et al., 1982; Khatiashvili et al., 1989; 钱书清等, 1998; Eftaxias et al., 2001),并逐渐开展了岩石、煤体和混凝土破坏电磁辐射效应及机理的研究.Nitsan(1977)实验表明伴随含石英岩石破裂会产生电磁波,由此提出压电效应是产生电磁辐射的原因.Ogawa等(1985)认为岩石破坏新生裂纹两侧壁面带有不同电性的电荷,裂纹扩展过程相当于一个偶极子的充电与放电过程,因此会向外辐射电磁信号.Frid等(2003)基于岩石破裂和裂纹扩展扰动原子产生电磁辐射的思想,提出了电磁辐射表面振荡偶极子模型.王恩元、何学秋等(2009)开展了煤体在变形破坏的电磁辐射研究,认为煤体破坏产生的电磁辐射包含库仑场和电磁脉冲波两种形式.Frid等(2020b)分析了岩石破裂各个阶段电磁辐射的频率、方向和振幅变化,为地震预测预报提出一种基于压裂过程电磁辐射计算地震矩的方法.宋大钊等研究了煤岩破坏电磁辐射定位技术方法,揭示了煤岩破坏电磁辐射的矢量特性,将煤岩电磁辐射监测技术从时序预测拓展到灾害孕灾区域的定位预警(宋大钊等, 2022; Wei et al., 2022, 2023).

迄今为止,各国学者已在实验室实验、理论建模和现场应用等方面对岩石破坏电磁辐射现象进行了深入的研究,并取得了广泛的研究成果(Frid, 1997, 2005; 王恩元和何学秋, 2000; Carpinteri et al., 2010, 2012).根据电磁场理论,电磁辐射是电场和磁场的交互变化向空中发射的电磁波(杨永侠等, 2011; 张洪欣等, 2016),磁场的变化与电场及电磁辐射的产生有着内在的联系,磁场的变化是电磁辐射产生的基础和前提,因此,岩石变形破裂过程中存在着磁场的变化.地震产生的电磁场频带很宽(曹惠馨等, 1994; 钱书清等,1996; 赵国泽等, 2022),一般从几到十几kHz,甚者在MHz以上,目前已确认低频段的磁场异常是最重要的地震电磁前兆,且磁场往往发生于地震的短临阶段,对于地震的临震预报更具有意义(郝锦绮等, 2003).

宋成科等(2017)、宋成科和庞亚瑾(2018)对地震、火山活动过程岩石圈的磁场变化进行了总结,发现地震和火山活动过程伴随着几nT至几十nT的磁场变化,认为磁场的变化可能是地震使岩石圈积累的部分应变能释放所致.徐如刚等(2010)发现地震前震中附近能够出现幅度大于100 nT的磁场异常现象,磁场异常分布形态与岩石圈地质结构有关.苏树朋等(2017)根据华北地区地磁观测资料,研究得到地震与岩石圈磁场空间分布呈现一定程度的对应关系.地震前后岩石圈磁场的变化也引起了各国学者对岩石磁性的研究,如压磁效应、感应磁效应、流变磁效应、动电效应等.Kalashnikov和Kapitsa(1952)和Kapitsa(1955)先后开展了磁性岩石的压磁实验,研究发现岩石的压磁效应包括应力作用下岩石的磁化率变化和自身剩余磁化强度变化两类并存的物理机制.Mizutani和Ishido(1976)认为动电效应是产生地震前磁场异常的可能机制.Gao等(2016,2020)基于动电效应模拟了实际地震发生过程中的电磁场,很好地解释了实际观测的同震电磁信号.郝锦绮等(1992)研究了岩石的流变磁效应,发现多数岩石在恒载期间和卸载后其剩余磁化强度会发生变化.徐小荷和邢国军(1998)实验表明由于压磁效应,应变波通过岩石时会激发出不均匀的磁流,从而产生了磁场扰动.郝锦绮等(2003)在零磁空间利用高效无声破碎剂,研究了花岗闪长岩受力膨胀破裂产生的电场、磁场变化,发现在岩石受力破坏早期磁场出现缓慢变化,磁场增幅约为3～15 nT,在岩石破裂前,磁场出现短周期脉冲变化,增幅达到200～300 nT.

目前对于岩石单轴受载破坏过程磁场效应规律鲜有研究,为此,本文采用高精度磁场传感器,加载装置局部区域采用无磁性钛合金材料,设计建立岩石破坏磁场效应监测实验系统,同步监测岩石受载破坏过程中的磁场与声发射信号,研究分析磁场与载荷、声发射、电磁辐射之间的关系,揭示岩石破坏过程的磁场产生机制,探讨岩石破坏磁场效应对地震预报的意义,以期推动地震电磁短临监测预报的进展.

1 岩石破坏磁场监测实验系统

1.1 实验系统

本文设计建立了岩石破坏磁场监测实验系统,该系统由磁场监测、声发射监测、加载控制和电磁屏蔽子系统组成,实验系统如图1所示.

图1 岩石破坏磁场监测实验系统1 钛合金压头; 2 岩石试样; 3 钛合金压盘; 4 磁场传感器; 5 声发射传感器; 6 压力试验机; 7 磁场传感器支架; 8 电磁屏蔽室; 9 磁场数据分析系统; 10 声发射数据分析系统; 11 载荷数据分析系统; 12 声发射放大器; 13 声发射采集仪; 14 磁场数据采集仪.Fig.1 Rock failure magnetic field monitoring experimental system1 Titanium alloy indenter; 2 Rock samples; 3 Titanium alloy pressure plate; 4 Magnetic field sensor; 5 Acoustic emission sensor; 6 Pressure testing machine; 7 Magnetic field sensor bracket; 8 Electromagnetic shielding room; 9 Magnetic field data analysis system; 10 Acoustic emission data analysis system; 11 Load data analysis system; 12 Acoustic emission amplifier; 13 Acoustic emission acquisition instrument; 14 Magnetic field data acquisition instrument.

声发射监测系统采用软岛DS5系列8通道全波形采集仪,声发射信号采集仪最高采样频率10 MHz,输入信号电压范围±10 V.声发射传感器响应频率范围为50～400 kHz,前置放大器输入阻抗大于10 MΩ,输出阻抗为50 Ω,放大倍数20、40和60 dB可调.

加载控制系统采用YAW-600微机控制电液伺服压力试验机,具备试验力、位移和变形三种控制方式,试验机主机刚度>5000 kN/mm,最大试验力600 kN,载荷分辨力3 N,位移分辨率0.3 μm,控制器采样频率1000 Hz,可实时显示试验状态,能够同时绘制应力-应变、力-时间、力-位移、力-变形、位移-时间、变形-时间等多种试验曲线.

岩石破坏磁场测试实验在GP1A电磁屏蔽室进行,电磁屏蔽室综合屏蔽效能在75 dB以上.为了避免压力试验机在使用过程产生的弱磁场干扰,对压力机与岩石接触的局部区域进行了无磁化改造,将压力机压头、压盘所用的45号钢材料更换为无磁性钛合金TC4材料(如图1a所示).钛合金TC4材料是一种无磁性材料,在室温环境下,TC4材料抗拉强度为902 MPa,屈服强度为824 MPa,能够满足岩石材料破坏的强度要求.

1.2 试样制备

实验所用岩石为岩石圈常见的粗砂岩、细砂岩、石灰岩、花岗岩,分别取自四川内江、山西大同、陕北马家沟组和山东泗水县.将大块岩体密封保存,按照国际岩石力学学会标准,在实验室取芯切割,加工制成Ф 50×100 mm的标准圆柱形试样,将试样两端打磨,保证平整度误差不超过±0.02 mm,每种类型的试样各制备10块,试样的物理力学参数如表1所示.

表1 岩石物理力学参数Table 1 Physical and mechanical parameters of rock

1.3 实验方案

岩石破坏磁场监测采用非接触的布置方式,为了更好接收岩石破坏产生的磁场,且不受试样破坏后碎片的影响,磁场传感器布置试样前方,距试样中心约7 cm.磁场监测系统采样频率设为1000 Hz.声发射传感器布置在试样表面,为了使信号很好地传入传感器,传感器与试样接触点涂上耦合剂,声发射数据采集系统采样频率设为3 MHz.加载系统采用位移控制方式,加载速率为5 μm·s-1,具体实验步骤如下:

(1)实验开始前,选择磁场监测系统置零功能,用以记录岩石破坏过程磁场的变化量.

(2)待磁场监测系统、声发射监测系统与加载系统准备完毕后,对试样施加0.5 kN预载力,使试样与钛合金压盘、压头充分接触.

(3)实验时,同步采集磁场、声发射和压力机数据,观察记录数据的变化情况.

(4)岩石破坏后,停止压力机加载,保存磁场、声发射与压力机实验数据,并对破坏后的试样拍照记录,完成实验.

1.4 磁场监测原理

岩石破坏磁场监测是基于磁通门弱磁检测技术,符合法拉第电磁感应定律,属于变压器效应的衍生现象,将不能直接测量的磁场物理量,转化为可测量的电信号,进而得到岩石破坏产生的磁场,磁场测试流程如图2所示.该系统由激励电路、磁通门传感器和检测电路组成(涂传宾, 2013),激励电路为磁通门传感器提供激励信号,使其进入周期性过饱和工作状态,检测部分采集和处理磁通门传感器输出的电信号,进而输出被测的磁场信号.

图2 磁场测试原理Fig.2 The principle of magnetic field test

磁场传感器由磁芯、激励线圈和感应线圈组成,如图3所示.其测量原理是利用磁芯磁化后,其磁感应强度与磁场强度的非线性关系来测量岩石产生的弱磁场变化(高翔, 2018).激励线圈为磁芯提供交变信号,使磁芯往复饱和,当磁芯处于非饱和状态时,其磁导率变化缓慢,当处于饱和状态时,其磁导率变化明显,此时岩石破坏产生的磁场信号被调进感应电动势中,通过检测电路对被测磁场信号进行分离和提取,从而得到相应的岩石破坏产生的磁场信号.

图3 磁场传感器原理模型其中H1为激励线圈产生的磁场大小,U为感应线圈中产生的感应电动势,H0为被测磁场大小,N为感应线圈匝数.Fig.3 Principle model of magnetic field sensor Among them: H1 is the size of the magnetic field generated by the excitation coil, U is the induced electromotive force generated in the induction coil, H0 is the size of the measured magnetic field, and N is the number of turns in the induction coil.

2 岩石破坏磁场监测结果

2.1 岩石破坏过程磁场特征

岩石受载破坏过程磁场响应特征如图4所示,可以看出粗砂岩、细砂岩、花岗岩和石灰岩破坏过程均能产生磁场,不同磁场传感器监测到的磁场变化均与载荷具有较好的对应关系.

图4 岩石破坏过程磁场变化结果(a) 粗砂岩; (b) 细砂岩; (c) 石灰岩; (d) 花岗岩.Fig.4 Magnetic field change results during rock failure(a) Coarse sandstone; (b) Fine sandstone; (c) Limestone; (d) Granite.

粗砂岩破坏过程磁场特征如图4a所示,在受载初期,试样内部原生孔隙、裂隙、颗粒间发生闭合、摩擦,磁感应强度波动增加.当试样进入弹性变形阶段,由于粗砂岩质地较为松软,在载荷的作用下试样内部颗粒间仍能发生一定的摩擦滑移,磁感应强度逐渐增加.在150.12 s后,试样进入损伤塑性变形阶段,磁感应强度快速增加.当试样进入裂隙扩展阶段,载荷出现波动下降,大量裂隙稳定扩展,在188.86 s,试样局部出现较大的变形破坏,磁感应强度出现突增、随后回落,但仍保持在较高水平.在214.18 s局部应力不足以支撑试样强度,试样发生主破坏,载荷瞬间跌落,磁感应强度再次出现突增.

细砂岩破坏过程磁场特征如图4b所示,在受载前期,试样出现了短暂的压密阶段,磁感应强度明显增加.随着载荷增加,试样进入弹性变形阶段,磁感应强度缓慢增加.在86.49 s后载荷出现明显了波动,试样内部出现了显著的破坏,磁感应强度显著增加.在载荷作用下,试样内部损伤破坏愈发严重,磁感应强度进一步增大,在119.82 s,载荷瞬间跌落,试样失稳破坏,磁感应强度瞬间到达最大值.

相对于粗砂岩和细砂岩,石灰岩与花岗岩结构致密、单轴抗压强度较高.石灰岩破坏过程磁场特征如图4c所示.可以看出,磁场与载荷呈现出较好的一致性,在初始加载阶段,磁感应强度平稳增加、强度较低.在105.43 s后,磁感应强度逐步增大,表明试样内部损伤加剧,在137.50 s后,磁感应强度快速上升.在173.82 s,载荷达到峰值,磁感应强度出现突增,达到最大值.花岗岩在破坏过程磁场特征如图4d所示,在加载初期,磁感应强度变化平缓.随着加载进行,试样进入线弹性阶段,磁感应强度缓慢增加.在118.72 s后,试样逐渐进入塑性变形阶段,内部损伤加剧、裂隙逐渐扩展,磁感应强度开始显著增加.在163.81 s,伴随着巨大的破裂声,试样完全破坏,大量裂纹汇合、贯通,磁感应强度瞬间达到最大值.

由于岩石性质的差异,磁场也表现出显著的差异性.对于性质较软的粗砂岩,磁感应强度随着载荷的增加而增大,在试样发生较大的破坏时,磁感应强度出现突增.对于性质较硬、强度较高的细砂岩、花岗岩和石灰岩,试样能够承载较大载荷,磁感应强度在试样受载破坏前期较为稳定,在试样快速破裂至完全失稳破坏阶段,磁感应强度快速增加,磁感应强度在岩石主破坏瞬间达到最大值.

2.2 磁场与岩石变形破坏的关系

声发射已经广泛应用于岩石类材料失稳破坏的监测与预报,声发射计数与能量能够反映岩石材料内部的损伤破坏状态(Lou et al., 2019; Yin et al., 2022a).为了揭示岩石破坏过程磁场与试样变形破坏之间的内在联系,本文结合岩石破坏的声发射计数对磁场监测结果进行对比分析,岩石受载过程声发射与磁场变化曲线如图5所示.

图5 岩石破坏过程磁感应强度与声发射变化结果(a) 粗砂岩; (b) 细砂岩; (c) 石灰岩; (d) 花岗岩.Fig.5 Variation results of magnetic induction intensity and acoustic emission during rock failure(a) Coarse sandstone; (b) Fine sandstone; (c) Limestone; (d) Granite.

由图5可以看出,粗砂岩、细砂岩、花岗岩和石灰岩破坏过程声发射计数与磁感应强度变化具有较好的一致性.本文以粗砂岩为例进行分析,试样在受载初期,处于压密阶段,产生了丰富的声发射计数,对应磁感应强度波动增加.当试样进入弹性变形阶段,出现了大量幅度较低的声发射计数,对应磁感应强度逐渐增加.在150.12 s后,试样进入损伤塑性变形阶段,磁感应强度与声发射计数快速增加.在188.86 s时,载荷出现波动下降,大量裂隙稳定扩展,试样局部出现较大的变形破坏,声发射计数与磁感应强度同时突增达到最大值.随后声发射计数与磁感应强度回落,但仍保持在较高水平.在214.18 s局部应力不足以支撑试样强度,试样发生主破坏,载荷瞬间跌落,磁感应强度和声发射计数瞬间再次出现突增.

声发射计数能够反应试样内部损伤破坏演化过程,累积声发射计数同步监测结果是试样损伤在时间的叠加,试样损伤破坏越剧烈,累积声发射计数增长越快.对岩石破坏过程磁感应强度与累积声发射计数的相关性进行计算,如图6所示,粗砂岩、细砂岩、花岗岩和石灰岩磁感应强度与累积声发射计数相关系数分别为0.688、0.830、0.814和0.968,平均相关系数达到了0.825,呈现高度相关,进一步表明磁感应强度与岩石的变形破坏有关.可以看出,岩石在破坏过程中具有显著的磁场效应,磁场的变化与岩石的变形破坏具有较好的一致性,磁场能够反映岩石的变形破坏过程.

图6 岩石破坏磁感应强度与累积声发射计数曲线(a) 粗砂岩; (b) 细砂岩; (c) 石灰岩; (d) 花岗岩.Fig.6 Curve of rock failure magnetic induction intensity and cumulative acoustic emission count(a) Coarse sandstone; (b) Fine sandstone; (c) Limestone; (d) Granite.

3 讨论

3.1 岩石破坏磁场产生机理分析

磁场的产生主要有两种机制:一是磁性物质能够产生磁场,二是运动电荷或电流的变化产生磁场.地震研究人员发现,当岩石所受应力变化时,其磁化率和剩余磁化强度会发生变化,进而引起磁场变化,即岩石具有压磁效应(杨涛, 2011),但压磁效应引起磁场的变化主要适用于铁磁性较强的岩石(Kalashnikov and Kapitsa, 1952; Kapitsa, 1955),如含有强磁性矿物的磁铁矿和钛磁铁矿等,其磁化率在10-1～1 SI之间,本文所用的粗砂岩、细砂岩、石灰岩和花岗岩磁性较弱,磁化率普遍在10-6～10-3SI,一般认为是无磁性矿物(杨正华,2021),因此磁场的产生主要与岩石破坏过程电性变化有关.前人通过实验与理论证实,岩石在受载变形和破裂过程中能够激发出电流(吴小平等, 1990; Enomoto et al., 1993; 李敏, 2020; 李德行, 2021).在应力作用下,岩石内部微观损伤不断形成,相邻颗粒间发生非均匀变形,界面处的电平衡被打破,导致了自由电荷的产生与迁移,引起了电流效应,电流的变化能够产生磁场.对于岩石破坏过程电荷的产生与分离机制,国内外学者提出了许多假说,如压电效应、裂纹扩展效应、摩擦效应、晶界/位错效应等(Nitsan, 1977; Alekseev et al., 1993; Leeman et al., 2014; Rabinovitch et al., 2017).岩石是一种内部及分子结构复杂多变的非均质多孔隙裂隙材料,在其受载变形破坏过程中,矿物颗粒、胶结物及杂质发生滑移与错动,岩石内部发生着复杂的物理与化学变化,岩石破坏磁场的产生一般是多种电流产生机制综合作用的结果.

为研究电流产生磁场机制,将电荷的移动过程等效为一个电流元,如图7所示.

图7 电流元产生磁场示意图Fig.7 Schematic diagram of the magnetic field generated by the current element

设电荷q以速度v从a点移动到b点,移动距离为l,则形成的电流元Il可以表示为

(1)

电流元的推迟矢量磁位的复数为(张洪欣等, 2016)

(2)

根据式(2),滞后矢量磁位在球坐标系中的三个坐标分量为

(3)

其中A与坐标φ无关,根据式(3),有

(4)

因此三个坐标分量的磁场可以表示为

(5)

电场强度为

(6)

三个坐标分量的电场可以表示为

(7)

由式(5)和式(7)可知,电流元形成的电场强度有Er和Eθ分量,磁场强度仅有Bφ分量.

在r≪λ,即kr≪1的区域为电流元的近区,在此区域中电场强度为

(8)

磁场强度为

(9)

基于磁场矢量叠加原理,则观测点的磁场强度可以表示为

(10)

因此,基于电流元的岩石破坏磁场模型为

(11)

由式(11)可以看出,磁感应强度与电流元大小成正比.由实验结果可知,对于同一种岩石,在其不同受载阶段,磁场变化存在着显著差异.本文结合建立的基于电流元的磁场产生模型,对岩石在不同受载阶段的磁场产生主导机制进行分析,图8为岩石不同受载阶段磁场产生示意图.

图8 岩石不同受载阶段磁场产生示意图Fig.8 Schematic diagram of magnetic field generation of rocks at different loading stages

在受载初期压密阶段,磁感应强度呈现波动增加,此阶段磁场主要由岩石内部颗粒间、原生孔隙裂隙间错动摩擦引起的电流变化产生.在弹性变形阶段,磁感应强度呈现出稳定增大趋势,此时磁场的产生主要为压电极化电流效应.在裂纹扩展阶段,岩石内部裂隙萌生发育、错动摩擦产生了电流变化,磁感应强度快速增加,此时磁场的产生除了少量的压电极化电流效应,主要为摩擦电流效应和裂纹扩展电流效应.在破坏阶段,岩石内部大量微裂纹快速扩展、交叉、聚集,多条裂纹之间瞬间贯通,形成明显的宏观裂纹,磁场感应强度迅速增加.裂纹数量越多,扩展速度越快,产生的电流越大,在载荷降、岩石主破出现时,岩石内部积聚的能量瞬间释放,产生的电流迅速增加,对应磁感应强度出现突增.岩石失稳破坏之后,磁感应强度快速下降.

3.2 岩石破坏磁场与电磁辐射对比分析

目前对于岩石破坏过程电磁信号的研究多为电磁辐射(孙正江等, 1986; 朱元清等, 1991; 刘煜洲等,1997; 钱书清, 2009; Song et al., 2016; Wei et al., 2020).如图9a所示,电磁辐射信号伴随着岩石破坏及声发射信号出现(Carpinteri et al., 2012; Lou et al., 2019; Yin et al., 2022b),在岩石发生主破坏、载荷曲线出现显著载荷降时,电磁辐射信号出现突增,以电磁波的形式向外释放.如图9b所示,电磁辐射波形呈现振荡衰减的形式,在达到最高幅度时刻后逐渐衰减,当衰减到与触发时刻一致的稳定值时,电磁辐射波形信号停止(Li et al., 2018; Yin et al., 2022b).对电磁辐射波形进行快速傅里叶变换,得到电磁辐射的频谱如图9c所示,可以看出,花岗岩破坏电磁辐射频率主要分布在200 kHz以下,主频为35.6 kHz.岩石破坏产生的电磁辐射信号是一种瞬态、阵发性的电磁波,电磁波波形多数为单个脉冲或连续的脉冲串(钱书清等, 1996; Wei et al., 2020; Frid et al., 2020b; 林鹏等, 2013).前人通过实验与理论证实,岩石破裂的电磁辐射具有不同的频段(曹惠馨等, 1994; 钱书清等, 1996; 龚强等, 2006; Song et al., 2016),如低频(100 Hz～100 kHz)、中频(100 kHz～1 MHz)和高频(1～5 MHz),其中低频频段的电磁信号与地震观测结果较为一致(中国地震局, 2009; 赵国泽等, 2022).为了规范使用电磁场频段,2018年我国对电磁场频带进行了更为细致、准确的划分,将其分为甚低频(VLF,3～30 kHz)、特低频(ULF,300～3000 Hz)、超低频(SLF,30～300 Hz)、极低频(ELF,3～30 Hz)和至低频(TLF,<3 Hz)(赵国泽等, 2015; 中华人民共和国工业和信息化部, 2018).与电磁辐射不同,岩石破坏产生的磁场主要是一种极低频、连续、脉冲式的信号,信号频率为0～20 Hz(郝锦绮等, 2003).

图9 岩石破坏过程的电磁辐射信号(Wei等, 2020)(a) 电磁辐射时序特征; (b) 电磁辐射波形; (c) 电磁辐射频谱.Fig.9 Electromagnetic radiation signal of rock failure process(a) Time series characteristics of electromagnetic radiation; (b) Electromagnetic radiation waveform; (c) Electromagnetic radiation spectrum.

岩石破坏电磁辐射监测通常使用宽频环形电磁天线或点频磁棒电磁天线(郭自强等, 1999; 王恩元和何学秋, 2000; 陈国强等, 2010; Carpinteri et al., 2012),属于一种无源监测,其原理为电磁感应定律,通过监测线圈中磁通量的变化量感知外界的电磁信号,而本文的岩石破坏磁场监测使用磁通门传感器,是利用高磁导率磁芯在交变磁场的饱和激励下磁感应强度与磁场强度的非线性关系来测磁场的方法(涂传宾, 2013; 支萌辉, 2017),不仅能够测量静态磁场,而且可以测量交变磁场.岩石破坏电磁辐射监测对于频率较高的电磁信号较为敏感,监测频率一般在kHz至MHz级别(王继军等, 2005; Carpinteri et al., 2012; Wei et al., 2020; Frid et al., 2020b),本文的岩石破坏磁场监测频率一般较低,通常在1000 Hz以下,低频磁场具有衰减速度慢、传播距离远、抗干扰能力强等优点(Wang et al., 2014; 李成武等, 2014).

与岩石破坏过程的电磁辐射信号相比,磁场在试样整个变形破坏过程中均有响应,根据电磁辐射机理,电场和磁场变化是产生电磁辐射的基础和前提,因此,磁场变化与岩石变形破坏有更为直接的关系,具有更为明显的前兆意义.

3.3 岩石破坏磁场效应对地震预报的意义

地震台站、测点观测、岩石实验和数值模拟研究表明,地震前存在可观测的前兆电磁异常现象(马瑾, 2016; 赵国泽等, 2022).地震电磁法被认为是可能首先取得地震短临预测突破性进展的地球物理方法之一(Johnston and Uyeda, 1999; Bleier and Freund, 2005; 赵国泽等, 2022).因此,许多学者开展了地震电磁异常相关的观测与研究,如大地电磁观测、地磁观测、地电场观测、电磁辐射和地电阻率观测等(赵国泽和陆建勋, 2003; 赵国泽等, 2015; 马钦忠等, 2017; 杜学彬等, 2017).

在近年来观测到的几次地震电磁前兆异常中,目前已确认极低频(ELF)和至低频(TLF)的磁场和电场异常是最重要的前兆(郝锦绮等, 2003; 宋成科等, 2017).电场、磁场和电磁辐射前兆虽同属地震电磁前兆异常,但前兆出现的时间却有所差别,在时间序列上通常电场异常前兆先出现,磁场和电磁辐射异常前兆后出现,且前兆出现的时间与电磁频率有关,往往较低频率的异常先出现,较高频率的异常后出现(钱书清等, 1996; 郝锦绮等, 2003).在本文的研究中,岩石破坏的磁场是一种极低频的连续信号,信号频率为0～20 Hz,岩石破坏的电磁辐射信号频率相对较高,往往达到kHz至MHz级别,因此,岩石破坏磁场前兆异常对于地震临震预报具有更为显著的意义.岩石破坏产生的磁场是连续的状态量,在岩石受载破坏前期,磁感应强度缓慢波动增加,在受载中后期,磁感应强度快速增加,在岩石发生破坏、载荷瞬间跌落时,磁感应强度出现突增,岩石破坏磁场的连续状态量对于地震的临震预报具有明显的前兆特征.

岩石破坏具有显著的磁场效应,磁场的变化与岩石的变形破坏具有较好的一致性,磁场能够反映岩石的变形破坏状态.本文开展了小尺度的岩石破坏磁场监测实验,对于大尺度的岩体破坏,如地震、火山喷发、矿山煤岩动力灾害等监测预警也具有一定的启示意义.例如,近年来,我国提出了卫星技术电磁观测(赵国泽, 2003; 卓贤军等, 2005),并于2018年2月2日成功发射了第一颗地震电磁卫星CSES(Shen et al., 2018),开展了空间电磁信号监测研究.在2022年1月15日,南太平洋岛国汤加火山发生强烈喷发活动时,张衡一号卫星观测到在火山喷发后6～12 h,汤加地区磁场三分量均发生显著变化(图10a),正负变化幅度高达60 nT,且扰动随时间呈现扩散趋势(图10b).火山喷发引起的磁场变化与地震、岩石破坏产生的磁场具有一定的关联性,火山喷发、地震引起构造变动、地壳岩石剧烈破坏,从而产生磁场的变化.

图10 汤加火山喷发后张衡一号卫星观测到的磁场扰动(a) 火山喷发8 h后; (b) 火山喷发10 h后.Fig.10 Geomagnetic variation field disturbance observed by ZH-1 satellite after Tonga volcanic eruption(a) After 8 hours; (b) After 10 hours.

在下一步的研究中,我们将利用岩石破坏的磁场监测方法,研发适用于现场的岩体破坏磁场监测技术装备,开展中等尺度、大尺度的磁场监测实验,如监测隧道掘进岩体破坏过程、大尺度的岩体断裂、断层活化等产生的磁场变化,以深入揭示岩体破坏磁场效应对地震预报的意义.同时将进一步开展岩石破坏的电场、磁场、电磁辐射等多参量电磁信号的综合观测,以提取岩石破坏产生的可观测的震前电磁前兆异常信息.岩石破坏磁场监测具有非接触、无需耦合剂、无损监测的优势,能够实时动态的监测岩石变形破坏过程,有望成为一种的方便、快捷、可连续监测的新型无损、非接触监测方法,成功应用于地震临震预报、隧道、矿山监测预警、城市地下空间稳定性监测等领域.