海洋风暴和地球震颤的关系研究文献翻译.docx

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海洋风暴和地球震颤的关系研究文献翻译

海洋风暴和地球震颤的关系研究

我们之前发现，地球震颤主要在北半球冬季的北部海洋和夏季的南部海洋产生。

为了进一步洞察通过海浪和海床耦合来实现海洋风暴能转换为弹性能量的过程，在没有大地震却又两次大的震颤事件的2000年，我们调查了一个4天的大气窗。

通过两次事件时间特征的比较和在加利福尼亚与日本的相对抵达时间的这两组数据的比较，我们推测两次震颤事件发生在靠近海岸的地方，而且包括3个元素：

（1）当风暴到达北美沿海，短周期波的非线性相互作用产生了次重力波。

（2）次重力波和海床的相互作用产生了长周期雷利波。

（3）一些不受约束的次重力波的能量辐射向外海，传播到了北太平洋海域，到达遥远的日本东北海岸与海床连接。

我们也比较了在低频震颤频带和微震频带观测到的两组数据的振幅波动。

在冬季，震颤频带和微震频带之间振幅波动的强相关性是与北美西海岸海洋波的非线性相互作用产生的地震噪声这一类型的产生机制相一致的。

引言

由于地球震颤的发现，地震学家试图在没有地震的情况下确定在低频地震光谱中观察到的持续的作为背景的自主震荡的根源。

在过去十年中,一些作为背景的振荡的关键特征已经被记录下来。

首先,它们的来源需要接近地球表面，因为基本模式是优先激发的，而且没有发现更高模式被激发的明显证据。

第二,这些振荡必须与大气过程相关联，因为振幅的年度、季节变化已经有记录。

最后,他们没有与给定的地震台网的局部大气变化相关,因为对局部气压波动进行的修正更为强烈的带来了自主振动信号。

早期的研究提出震颤可能是由于大气湍流运动并展示了这样一个过程可以解释相应的相当于每天一次M5.8-6.0地震的能量水平。

然而,没有大气对流的观测数据可以用来证实这一假说。

与此同时,有人认为海洋可能发挥了作用。

直到最近,有关震颤的大多数研究才开始考虑一叠叠几天内“缺乏”的大地震的低频光谱。

为了获得时间和空间尺度上的分辨率以及确定来源是否在全球范围内分布均匀,当牵涉到大气湍流模型,或者其他在海洋中有自己的原型,传播波的方法有必要采取一种时间范畴。

在最近的一个研究中,用数组叠加方法应用于两个配备有宽频STS-1地震仪的地区地震台站的数组的方法，我们展示了震颤来源分别主要分布在北半球冬季的北太平洋上和北半球夏季的南部海洋上，随着全球最大有效波高从冬季北部海洋到夏季的南部海洋之间转换的季节变化而变化。

我们认为震颤的产生涉及到大气/海洋/海床三个阶段的耦合过程：

（1）大气风暴的能量转换成短周期海洋波。

（2）海浪的非线性相互作用产生了长周期次重力波。

（3）通过涉及不规则海底地形的过程耦合次重力波和海床。

然而,该研究的分辨率并没有使我们能够更具体地确定地震波是否发生在海洋盆地的中间还是接近岸边。

海洋里地球震颤的优先位置的根源现已被独立证实。

在最近的一项研究中，Tanimoto指出，低频背景噪声谱的特征形状与特征水平可以转载，如果产生过程涉及海洋次重力波在海底的作用，而且，他认为通常包含海底耦合的区域不必大于100×100平方公里。

然而,由于次重力波和弹性波之间波长的不同，所提出的线性过程可能不是似是而非的。

另一方面,海洋学家长期研究次重力波和涌浪之间的关系。

早期的研究记录他们的能量水平很强的相关性,这表明,次重力波是由涌浪驱使的。

理论研究表明,次重力波是由涌浪要素间的非线性差频作用激起的二阶强制波。

辩论的问题所在在于观察到的次重力波是受制于短载海洋表面波，以群速度运动的胁迫波还是在一定的条件下可以辐射到深海盆地的拍岸浪区释放和岸反射的自主波。

特别是，我们发现离岸海床观察到的次重力波能量不是与局部涌浪波能相关，而是与北大西洋和加利福尼亚南部海域的试验点上所有海岸线上的涌浪波能平均值相关。

最近,我们分析了加州离岸的海洋风暴和在加利福尼亚和俄勒冈州的宽频海底站观察到的次重力波噪声之间的关系。

我们还发现,在次重力波频带观测到的地震噪声是与记录在区域海洋浮标上的有效波高相关联，而且标明了风暴经过最接近岸边的浮标的通路。

基于远离海岸的海底观测站数据，更近期的结果表明，次重力频段上振幅的增加与到达附近沿海浮标的风暴路径相关联，而不是在风暴通过地震站的时候。

这意味着观测站上风暴期间的海洋的压力波动可以排除低频地震干扰这一直接原因。

图1

在本文中,我们进一步研究这些过程试图更好地了解在次重力波和海底之间的耦合，产生震颤。

尤其，在异常高的低频噪声水平这一特定时期，我们详细描述了观察到的结果。

同时也介绍了观测到的低频震颤与微震频带上的噪声之间的比较,并讨论了二者现象之间的关系。

表1.从2000年1月25日到2月9日震级大于5.0的地震目录

日期时间纬度经度深度震级

2000/01/2516:

43:

22.9527.663092.631033.05.20

2000/01/2613:

26:

50.00-17.2720-174.002033.006.30

2000/01/2621:

37:

57.7730.973095.502033.005.20

2000/01/2623:

00:

19.9440.021052.901033.005.30

2000/01/2623:

34:

04.50-23.7220-66.4770221.605.00

2000/01/2702:

49:

44.91-34.8070-105.459010.005.40

2000/01/2710:

10:

57.2531.6780141.686033.005.30

2000/01/2808:

49:

30.877.4570-77.850021.405.40

2000/01/2813:

17:

52.87-7.4850122.6780574.905.50

2000/01/2814:

21:

07.3443.0460146.837061.106.80

2000/01/2816:

39:

24.2826.0760124.4960193.906.00

2000/01/2817:

57:

00.5514.4350146.462045.205.20

2000/01/2822:

42:

26.25-1.347089.083010.005.50

2000/01/2822:

57:

51.70-9.6910118.764083.405.60

2000/01/2902:

53:

54.894.8570126.2590100.005.10

2000/01/2905:

48:

10.77-20.5630-178.2880562.905.00

2000/01/2908:

13:

10.73-8.6330111.137060.705.40

2000/01/3107:

25:

59.7438.114088.604033.005.40

2000/02/0100:

01:

05.42-4.3580151.9070189.005.20

2000/02/0102:

00:

10.6813.0100-88.847055.005.20

2000/02/0212:

25:

21.92-49.0240124.979010.005.40

2000/02/0221:

58:

49.71-5.7300148.9320112.805.30

2000/02/0222:

58:

01.5535.288058.218033.005.30

2000/02/0310:

24:

57.7765.0087-154.239010.005.98

2000/02/0313:

42:

25.0413.5720121.546033.005.50

2000/02/0315:

53:

12.9675.271010.195010.005.50

2000/02/0407:

02:

11.39-40.6310-85.918010.005.30

2000/01/2516:

43:

22.9527.663092.631033.05.20

2000/02/0602:

08:

07.141.2950126.272033.005.50

2000/02/0611:

33:

52.28-5.8440150.876033.006.60

2000/02/0706:

34:

49.6743.3680147.433061.505.20

2000/02/0716:

41:

04.5831.0370141.694033.005.40

2000/02/0818:

01:

27.18-21.9360170.068033.005.40

2000/02/0904:

28:

00.48-16.6660-172.696033.005.20

2000/02/0909:

33:

54.05-30.1050-178.113056.705.00

2000/02/0918:

40:

37.83-27.622065.724010.005.10

地震自主区间2000.031-034

在以往的研究中,我们采用基于地震事件量级的严格的选拔标准，摘取了不被干扰的时间区间。

这大大限制了给定年限内可用日期的数量。

例如,2000年只有64天的地震数据可用。

在这些数据之中,我们将2000.030到2000.034这一时间间隔作为一段长时间没有大地震的区间，在此期间背景噪声幅度异乎寻常的高，而且期间还观察到可进一步详细研究的两个噪声事件。

RR04中所述,我们分析了加利福尼亚BDSN和日本F-net的宽频地震仪所观察到的两个区域的数据。

每组数据，我们假设平面波来自任意方位，根据瑞利波的色散和衰减叠加窄频滤波时域垂直分量震动图。

我们应用时间步长为1小时的一个6小时运行平均值来分别堆叠BDSN和F-net的数据。

在每个时间步长内，叠加振幅有一个最大值对应于一个特定的反方位角。

我们把产生的最大振幅看做有关于时间的函数。

在附录A，我们证明了背景震颤水平是与先前的估计相一致的。

图2

我们分析了2000.40—2000.25的15天时间。

在图1中,我们绘制四个不同频段内作为有关时间函数的最大叠加振幅。

我们对最大叠加振幅使用线性规模（不同于图A1），从而更清楚地看到背景噪音的振幅的变化。

我们注意到强震信号有一个爆发、缓慢衰退和相对清晰的消失的过程。

在时间分辨率上发生时间几乎是与数据相吻合的。

地震信号的持续时间随地震震级的增加而增加，而且与6级地震持续0.5天和7级地震持续1-1.5天时间相近，之后信号强度又降到平均背景噪声水平之下。

这是与由强震产生的地幔瑞利波的衰变一致

图3

表1中列出了这15天内所有M≥5.0的地震。

在2000.031-2000.034的时间区间,没有大于M5.5的地震，然而背景噪声上升，远远高于噪声面，形成两个不同于地震信号的长事件：

上升时间越长,衰减速度越缓慢,每一事件最大振幅的持续时间之比就越大。

这两个噪声事件在数据上被观察到，并且两个数据之间有一个几小时的滞后时间。

第二个事件在最长阶段上表现较弱。

我们证实了在这两个事件内，对应于最大振幅的反方位角非常稳定,如图2,这也强调了主要能源到达BDSN和F-net站大约有8-10个小时的延迟。

我们将在下面讨论这些事件的详细内容。

图4

这个特殊的现象在它持续的天数和大噪声事件上是独特的。

然而,在其他时间具有相似特征的噪声也能观察到。

例如,图3显示了2002.340-2002.355期间一个类似的情节，其中,我们观察到在2002.349开始噪声事件，显示出2000年所描述的类似的事件的时间变化：

缓慢上升的时间和两个数组之间8~10小时的滞后。

隐藏在M>6的地震背后的特征相似的噪声事件，在下文,我们回到2000.031-034期间进行进一步分析。

图5

在2000.031和2000.033观察到的噪声大事件是多个小事件的结合，就像我们以前显示的，以瑞利波的色散特性传播到两个阵列。

为了找到这些干扰的来源,我们对原始时间序列应用了反投影网格搜索方法。

我们说明了BDSN和F-net观察到的瑞利波的来源位于北太平洋盆地。

如图4，我们除了使用窄频带滤波器以外，还运用同样的反投影的方法，得到了伴随着北太平洋海岸线的源位置的一个频带。

很明显在100s。

图6

为了利用网格搜索法获得一个稳定方案，必须以长度大约6个小时的时间间隔推进，这表明构成较大噪声事件的许多小型无法单独用这个方法解决，至少这个方法不行：

得到稳定的计算结果的最低所持续时间必须控制在合理的信号/噪声之比的范围内。

在此我们发现使用6小时的移动平均法所得到的复合事件以与瑞利波传播一致的振幅衰减自西向东横穿整个北美大陆。

取消将噪声数据叠加在宽频地震台站的数据上，我们考虑了北美五个平静的宽频站，对于每个站，我们用6小时的滑动窗口和一个小时的滞后来计算功率谱密度（图5）。

所有台站显示在31-32天背景噪声增加，在33天带有较小振幅和窄频范围。

图6（a）,比较了站CMB,TUV,ANMO,HRV的傅立叶幅值。

我们选择这一范围内，因为在低频段,背景噪声受台站位置的影响。

从振幅衰减,我们有可能通过预先幅值建模获得瑞利波源位置的一个粗略估计。

CMB,TUC,ANMO和HRV的结果显示在图6（c）上。

因为合理的方位角范围不是很宽,在所推断的来源的经度方面有一个很大的不确定性。

然而,这是与北美西海岸附近的位置兼容的。

图6（b）比较了四站的观测和预测的平均傅里叶振幅。

其振幅对最西方站（CMB）的数据被规范化，预测的振幅在对瑞利波假设了Q模型和统计几何扩散的前提下进行计算的。

图7

海洋浮标数据相关性

为了进一步研究2000.031和2000.033噪声事件的起因，我们现在转向海洋浮标数据作对照。

我们收集了国家海气管理局和日本气象厅部署在北太平洋的浮标的有效波高测量数据。

我们将SWH时间序列与BDSN和F-net观测到的最大振幅的时间演化以同样的时间间隔进行比较。

图7展示了日本和加州海岸附近的浮筒的比较。

所有浮标的时间序列与地震叠加的源信号相似，显示240秒的时间段。

在2000.031的事件以及2000.033相对较小的事件都是这样的案例。

发生在BDSN地震噪声事件对46059号浮标索赔观测到的滞后10-12小时，但或多或少都是符合在近岸浮标上观察到的事件，这表明海浪和海底耦合的位置发生浮标46059和岸边之间的某个地方，这个结果也和图6（c）的结果一致。

在日本附近和美国西部附近观察到的短周期波海洋风暴从东到西移动，穿过北太平洋盆地。

不幸的，我们不能找到任何接近日本东海岸的浮标数据更，或西太平洋上其他地方的数据。

为了进一步研究波源，因此我们转向研究波的波动模型。

图8是2000.031在北太平洋波高演变的快照，从WAVEWATCHIII模式。

在这一天,一个大风暴自西海岸到达加利福尼亚和俄勒冈州的海岸。

根据该模型，在2000.031的6h到12h到达海岸。

在2000.033的0h和6h之间达到海岸的是紧随其后约3000公里的一个“尾巴”（未显示）。

在2000.031的北太平洋西部形成的风暴系统，在接下来的几天内，发展成一个强风暴。

这可以从NOAA所提供的动画来看：

http:

//ursus-marinus.ncep.noaa.gov/history/waves/nww3.hs.anim.200001.gif和http:

//ursusmarinus.ncep.noaa.gov/history/waves/nww3.hs.anim.200002.gif。

这场暴风雨和任何BDSN或F-net台站的显著增加的地震噪声相联系在一起（图1）。

然而,对比前一个问题,该风暴并没有抵达加州海岸，而是消散在大海中。

图8波高分布，连同F-net站的叠加能量明显衰减（请参见图2），导致我们提出以下的事件序列。

图8

在2000.031,两天前在北太平洋盆地中间产生（根据波模型和浮标数据）并不断向北美移动的大风暴，到达美国西海岸附近。

第二个具有相似特征较弱的风暴在随后2天跟着到达。

在BDSN和F-net上观察到的地震背景噪声，随着风暴有相同的时间函数震荡信号。

把风暴能量投入到地震能量，然后像瑞利波那样，尤其是通过北美大陆的瑞利波那样传播的这个过程，似乎包括多个步骤（图9）:

当暴风雨接近具有粗糙海底地形的美国海岸，短周期海浪非线性的相互作用产生次重力波。

次重力波的一部分能量随之被转换为地震波，产生在BDSN上观察到的背景噪声，部分反射回大海和传播到太平洋盆地，与次重力波产生的海洋研究相符合。

我们估计,在～220米/秒，自主长重力波在8~10小时时间内传播大约6000-8000公里。

由次重力波到F-net探测到地震波的转换主要发生于阿留申群岛西部附近，这符合能量最大值抵达的反方位角。

我们注意到，在BDSN的MSA绝对水平比在F-net的要大（如图2至7），这也符合了对F-net而言源头应该更远更弱的说法。

图9

我们推论自主次重力波在生成地震扰动的过程中起重要作用，因为在BDSN和F-net之间叠加极值有8-10小时的时间延迟。

这与产生次重力波的远程观测是一致的。

时间延迟对北太平洋盆地中心的短周期海浪传播来说太短，对美国海岸到日本的地震波传播又太长。

F-net站的地震噪声来源的另一种情形可能包括在太平洋日本一侧形成的风暴（图8）。

可是，我们排除了这个情形，因为风暴加剧，在2000.032的一天大约03h达到高峰，这比F-net的长周期地震波峰偏晚很多。

总之,在2000.031和2000.033期间形成复合事件的震源在时间和空间上分布在环太平洋带，但有一个共同起因：

强风暴系统登陆北美海岸。

一种到达北美的相似类型的风暴在2002.349发生（如图10），造成图3上观察到的干扰。

由于地震波向北美海岸传播方向和到达海岸的原因，我们推论，地震波产生的效果比风暴高。

这就是为什么我们能如此清晰在BDSN和F-net的叠加背景上观察到这些不平常的噪音事件。

在7-25s频带的同一时期，COL站（阿拉斯加）没有显示出任何地震噪声的增加这一点上，我们有过程指向性的证据。

尽管在2000.031结束时风暴到达阿拉斯加海岸附近，并其带通噪音的迹象，但是至少，通过包含PSD光谱的方法还处于检测水平之下（图11）。

这种指向性也就解释了为什么在2000.031的一天我们会如此清晰地跟踪特定的通过北美的地震扰动。

图10

其他的北太平洋风暴也一定产生长周期地震噪声，然而,相应的噪声事件不能常常清晰被鉴定出来，因为他们要么是隐藏在大地震事件中，要么没有足够的幅度，上升超过平均水平。

我们注意到许多风暴从没有到达北美海岸，甚至进一步向阿拉斯加北海湾移动。

相对于震颤，北太平洋风暴特点的系统分析已经超出了本文的范围，并将考虑进行更深入的研究。

与微震的比较

我们已经说明了,在北太平洋冬季所产生的次重力波有助于发现在加利福尼亚和日本观测到低频震颤事件的来源。

非线性波间的相互作用对双频微震的产生是有影响的，这与风浪谱有关联，并被认为是主要在海岸附近局部生成。

因此我们下一步研究微震、海洋风暴和震颤之间的关系。

尽管有两种微震类型：

主震（低于10s）和余震，但是他们的产生机理是不同的，双频微震控制着光谱的表现。

因此，我们在随后的讨论中将考虑那些内容。

图11

我们首先在BDSN和F-net台站的微震频段内对2000.031-2000.035的时间区间计算傅里叶振幅。

我们使用持续30mn的移动窗口以10mn转移。

在计算傅立叶幅值之前，移除均值和趋势。

然后我们就可以对附近的浮标数据进行比较了（图12和13）。

沿加州海岸（图12），平均地震振幅显示这两个噪声的信号，它也在浮标数据上夜很好定义。

浮标46062和另两种浮标比较后在波高信号有微弱的延迟上，我们看到东向移动的风暴第一次到达加利福尼亚北部和中部地区（参见图7中浮标46059的数据）。

三个监测站微震噪声的高峰时间和ISA站的震荡比在BKS站的小。

这说明微震发生在接近加利福尼亚中部和北部地区。

图12

遗憾的是，这段时间在日本只有三个浮标数据是可用的。

然而,我们需要注意的是，三个地震宽频站的最接近浮标的微震平均傅里叶振幅与SWH数据表现出了较好的相关性（图13）。

我们也注意到,不同于在加利福尼亚的观察,，微震振幅变化的时间和形状不同于震颤的频率,并随站的位置不同而显著变化（如图14），这说明在日本,微震噪声的来源和震颤的来源是截然不同的：

低频噪声与东太平洋观察到的现象相关，而微震噪音的最大值在更早的时候就发生了。

事实上,日本境内各站观测到的微震能量的这个时间历程不同于，甚至取决于每个站点相对于每一个风暴的轨道的位置。

图13

为了进一步研究微震噪声和低频震颤之间的关系，我们需要以长时间间隔（例如,整整一年的时间）来比较两个频带的振幅水平。

这样做，我们开发了一种有效的数据处理方法来避免消除受到地震干扰的众多的时间窗。

图14

由于在地球存在横向非均匀性和相对较低的衰减，要在低频时去除地震的干扰确切地说很难做到。

为了尽量减少它们的影响，我们用MSA的时间函数计算出时间序列的最小值，在1.5天的滑动区间内，利用6小时转换的滑动的时间窗口。

这就有效地去除一些由于地震引起的大型的峰值，但并不是全部。

然后我们使用低通滤波器就能得到前一步的时间序列。

这进一步去除大部分与地震活动有关的峰值，除了那些有较长持续时间的对应于最大的地震（图15a，15b，15c）。

我们也计算BDSN站微震频段（2-25s）内的平均傅立叶幅值。

这样，强震的干扰就不那么严重，而我们只能删除那些对应大梯度的点。

这样做，我们在振幅时间序列内两个连续的点之间确定梯度阈值：

假如测量梯度高于阈值，就去除端，并对连续端点测试它的梯度值，直到梯度下降到小于该阈值。

最后，我们用低通滤波器处理1天时期内的幅值时间序列（图15d,15e,15f）。

这就有效地去除大部分的地震信号。

图15

我们对每一数组比较了一年时间内过滤的震颤和微震振幅时间序列。

加利福尼亚（BDSN）的案例中，低频噪声不随时间改变（图16）,但它在微震振幅上有一个季节的变化，在北半球夏季最小。

这也出现在了海浪高度的数据中（图16b）。

表明在夏季短周期和长周期的能量源是不同的。

在BDSN站微震振幅的变化与部分浮标测量到的海浪的高度相关（图16b）。

我们在F-net站也能看到一个类似的趋势，但在短时振幅和海浪数据间变化的相关性比BDSN站的要弱（图16c16d）。

图16

去除大型事件干扰的时间段，它制约我国北半球冬季的分析（1月到3月和10月到12月），我们对连续三年在BDSN获得的低频和高频过滤噪声时间序列之间的相关系数进行计算。

0.39和0.60之间的相关系数很明显（图17）。

在冬天,BDSN观察到的低频震颤和微震噪声局部产生。

另一方面,F-net站相应的相关系数通常是低得多：

每年第一个3个月:

-0.11,（N/A）和0.21；每年的最后三个月:

0.22,-0.02,0.30。

总结

基于一段时间的观察，我们连续自由振动的生成机理上已经取得了进展，地震期间免费两大偏心率中存在噪声事件在BDSN和F-net海事。

我们说明了这些事件