2. 中国科学院地质与地球物理研究所, 北京 100029
2. Institute of Geology and Geophysics, Chinese Academy of Sciences, Beijing 100029, China
海洋感应磁场观测为地球物理的研究提供了重要信息.Khurana等 (1998)利用伽利略飞船的磁场观测数据,提出感应磁场的变化来自木星的卫星Europa和Callisto表面的海洋,为这两颗卫星存在海洋提供了间接证据.Tyler等 (2003)基于CHAMP卫星的磁场数据,建立了海洋环流的模式.
海洋中存在着丰富且复杂的天然电磁波动现象,起源于外部的、电离层的和磁层的感应磁场,以及运动的海水与地磁场相互作用的发电机过程产生的电流体系.海洋发电机是指电解海水的运动切割地磁场产感应电流.运动速度为V的海水,穿过强度为B的磁场,在海洋中产生感应电流J可表示为
E是固定坐标系下的电场,σ为海水电导率 (简化时取常数4 S·m-1),V × B为海水运动产生的感应电场. B是指背景磁场,包括地球主磁场 (约占总场的95%)、地壳场 (约占总场的4%)、电离层和磁层产生的外源场,以及海水产生的磁场.忽略海水中位移电流,可由安培定律计算海水感应磁场dB :
其中,μ0为真空磁导率 (4π×10-7 N/A2).
Young等 (1920)估算了由海流垂直于地磁场运动引起电场强度,考虑地磁场垂直分量的强度为43000 nT,海流速度为0.5 m·s-1,计算得到的电场强度为2.15×10-5 V·m-1.Weaver (1965)建立了一个深海表面波海浪切割地磁场产生感应磁场的模型,假定海浪是由单一频率组成的正弦表面波,然后从Maxwell微分方程出发结合电磁场在海面上的边界条件,计算出了海浪感生磁场精确解和近似解,海水电导率取值为4 S·m-1,周期为20 s的海涌在海面以下100 m处产生感应磁场的强度约为0.2 nT.Sanford (1971)考虑到海水的深度及海底地质结构电导率对海平面感生磁场的影响,建立了浅海海浪感生磁场模型.Andrew在1989年通过在海洋学研究塔和飞行器空载磁力仪对海浪和涌浪产生的感生磁场进行检测,试验检测的结果与Weaver所建立理论模型的计算结果相一致,并通过对航空磁测结果对海浪的周期和传播方向进行了推算.
Fraser (1965)在海床上安装了一台质子旋进标量磁力仪,并在64 km外安装了一台波记录仪记录海波的形状.在只考虑水平方向海水速度时,磁场扰动的功率密度PM(ω) 与海浪的功率密度PW(ω) 存在如下关系:
σ为海水电导率,H为地磁水平分量,l为波长,f(λ) 是与海水深度和海浪波长有关的转换函数.Fraser (1965)比较了半小时观测的磁场扰动和海波的谱,观测到磁场扰动的谱与海浪波动谱有较好的一致性.但仍需要长时间的观测来分析二者之间的普适性规律.
实际上,电磁场和流场的相互作用是很复杂的,Chave和Luther (1990)基于亥姆霍兹分解理论推导出环型和极型磁场模,简化了低频波动 (周期长于1天) 引起的感应电磁场,重点讨论了垂直方向的电导率梯度变化对感应磁场的贡献,忽略了海床的反射波.Crews和Futterman (1962)计算了海洋表面波在3 m高度处产生的感应磁场约为0.1 nT量级.Lilly等 (2004)利用两只船搭载的标量磁力仪探测到海涌产生的感应磁场的谱强度为5 nT,峰值周期为13 s. Cox等 (1978)为了证明在海底所测到有显著峰值的0.2 Hz频率信号与大陆的自然信号无关,而是与频率为0.1 Hz的海水表面波有关.他们推测一系列方向相反的非线性表面波的波动引起海水内部的波动切割地磁力线从而产生了这个能够检测到的0.2 Hz的信号.张海滨等 (2008)基于青岛奥运帆船比赛赛区海浪和海流的观测数据,模拟计算出,对应于浪高1.2 m和最大周期13.9 s情况下,海浪感应磁场最大达到0.97 nT;对应于海流0.407 m·s-1,海流感应磁场最大达到0.44 nT,两种海洋现象感应磁场叠加,得到最大海洋感应磁场达到1.37 nT.
海洋近岸波是近来海浪研究热点之一.当在深海形成的海波向海岸传播时,波场发生转换,产生一些复杂性物理过程,如:反射和衍射、非线性能量再分配和能量耗散过程、海底摩擦和波散射引起的波能量衰减 (Alari et al., 2008).然而,对海洋近岸波引起的磁场变化研究较少.
自从Faraday时期开始,对海洋磁场的观测和研究也有近百年历史,但是,由于受到观测条件限制,尚缺少长期的系统观测.随着对海洋研究的更多关注,海洋磁场也逐渐成了研究焦点.近期,我们利用高采样率和高分辨率的磁通门磁强计,在海滩对近岸波引起的磁场变化进行了为期1个月观测,研究了磁场信号特征,为在海岸建立地磁监测台做准备.
2 数据分析及讨论 2.1 观测数据
2016年5月15日—6月30日,在中国渤海昌黎海岸 (东经119.3,北纬39.73),在距海水约2 m的距离放置了两台KDM-1型三轴磁通门磁力仪.KDM-1型三轴磁通门磁力仪的噪声水平小于0.006 nT/
在海边布设的临时观测点,磁通门磁力仪的探头方向需要校正.校正方法是利用昌黎地磁台的地磁观测资料,通过旋转坐标系,变换磁通门磁力仪记录的三分量,使二者误差最小,获得变换系数ξ.BX,BY,BZ是经过方向标定后磁通门磁力仪测量值,可按如下公式获得:
OX,OY,OZ是磁通门磁力仪的三分量零偏,BXo,BYo,BZo为磁力仪原始观测值,ξi(i为整数) 为标定系数.
图 1(a, b) 分别为2016年5月16日14 : 30—16 : 00 BLT (北京地方时) 磁通门磁力仪记录的磁场水平分量 (H) 和垂直分量 (Z) 的变化.图 1c为地磁指数SYMH.从地磁指数可以看出当天地磁活动较为平静.
图 2给出了海浪光学观测与磁场变化曲线的对比图.图 2a为基于摄像机拍摄的图片合成得到的海浪活动图.海浪活动图的制作借鉴了极光活动图 (keogram) 的制作方法.在每张图片中沿着垂直方向抽取0.03 s宽度的垂直像素列,然后按照时间顺序将它们并排拼接在一起.横坐标为时间,纵坐标表示垂直方向的距离.因为本次试验重点是观测海浪产生的磁场,海浪图像的观测较为简单而非专业观测,所以只用于简单对比.在图 2a中,白色的亮线为海浪产生的浪花在垂直方向随时间的运动轨迹.当浪花从远处靠近海岸时,在垂直方向上是从远到近移动,因此在海浪活动图中显示为一条亮斜线.图中每一条亮线的顶端反映了浪花的形成时刻,底端反映了结束时刻.每一条亮线的运动过程大约持续1~2 s.通过简单估算,每个主要海浪间隔大约为3 s.图 2b为磁通门磁力仪所观测到的磁场变化.磁场变化曲线包含多周期的波动成分.其中周期为5~10 s的磁场变化较强,最大振幅出现在25 : 30 BLT附近,约为1 nT.较短周期约为3 s,波动振幅小于0.1 nT.海浪活动图与磁场的波动的周期和强度均具有较好的对应性.通过两套磁通门磁力仪观测数据对比,磁场波动的振幅随着观测点离海浪的距离的增加而减少 (本文未展示两套磁力仪的对比图).观测表明,磁通门磁力仪记录的磁场波动主要来自于海浪产生的感应磁场.
图 3给出了变化磁场的小波波谱图.本文利用Morlet小波 (Torrence and Compo, 1998) 进行分析.如图 3所示,变化磁场包含的谐波成分主要有80~100 s,30~60 s,20~30 s,10~20 s,4~6 s,以及更短的周期.波动的周期和位相随时间有小幅度变化.
图 4给出了磁场波动的傅里叶分析的功率谱密度.横坐标是频率,单位为Hz,纵坐标为功率谱密度nT2/Hz.如图所示,磁场的波动包含多个周期成分.其中低频信号的周期性较为明显,如:600 s,450 s,276 s,133 s,69 s,54 s,39 s,22 s,14 s,7 s等.按照谱的斜率可以将海浪感应磁场波动分成5个频段:0.001~0.01 Hz,0.01~1.0 Hz,1.0~3.0 Hz,3.0~10.0 Hz,>10.0 Hz;对应的谱的斜率分别为-1.35,-1.40,1.13,-5.76,-1.30.不同波谱斜率反映了相应频段波的能量传递过程,频率高于10.0 Hz的波动接近于白噪声,可能来自仪器本身噪声或者是海波破碎后的磁场信号,进一步地认证需要更高分辨率的磁力仪.频段在0.001~1.0 Hz的海波主要由重力和风驱动,风对于近岸海波的演化起主要作用.从图 3和图 4可以看出,波动呈现谐波结构,符合济南海波的谐波特征 (Athanassoulis和Belibassakis, 1999),与Fraser (1965)观测的主频约为0.09 Hz,以及Lilley等 (2004)报道的主频约为0.07 Hz大洋涌浪产生的磁场波动不同.图 4中,在3.0 Hz附近有1个宽谱的峰,可能与新的能量注入和耗散过程有关.
海洋近岸波引起的磁场变化来自于运动海水中的带电离子在洛伦兹力作用下发生偏转,空间电荷积累在导电海水和水底沉积物之间产生电流,感应出二次磁场 (Tyler et al., 2003).海洋近岸波与深海的海波不同,海流的水平尺度大于海水深度,按照极型场和环型场理论 (Chave和Luther,1990),海洋近岸波感应的磁场相对比较弱.极型场是由在垂直面上闭合电流引起的,而环型场是由在水平面上闭合电流引起的.由于环型场的空间尺度小,在径向距离上衰减较快,一般在靠水面较近的地方容易观测到.本文的观测点距离海面约2~5 m的距离,海水的深度约为0.5~2 m,参考Crews和Futterman (1962)的算法,在水面处磁场强度大约为5 nT,在10 m外约为0.05 nT,可以被现代高分辨磁力仪观测到.在海边建立地磁观测点,对海洋近岸波感应磁场进行长期观测是可能的.
3 结论基于海洋磁场测量日变校正的需求,近期开展了海洋近岸波磁信号的矢量观测试验.观测点的磁环境较好,有栈桥深入海水中,适宜于近岸波磁场观测.观测到的磁场波动具有多谐波结构,在0.001~10.0 Hz频段的波动振幅最大约为1 nT.磁场波动频谱特征与近岸波的谱特征具有较强相似性,振幅符合环型磁场的特征.磁场波动傅里叶谱的斜率显示了多个海浪形成、发展和耗散过程的非线性特征,及其对应的时间或空间尺度.本次试验的观测时间较短,仪器的布设未达到标准台标准,数据质量和连续性会影响精确量化分析.
致谢本文受国家重点研发计划“地球观测与导航”重点专项 (2016YFB0501300,2016YFB0501304) 资助.感谢中国地震局地球物理研究所提供昌黎地磁台的地磁观测数据,另外感谢WDC-Kyoto提供SYMH指数.
Alari V, Raudsepp U, Kōuts T. 2008. Wind wave measurements and modelling in Küdema Bay, Estonian Archipelago Sea. Journal of Marine Systems, 74(S): S30-S40. | |
Athanassoulis G A, Belibassakis K A. 1999. A consistent coupled-mode theory for the propagation of small-amplitude water waves over variable bathymetry regions. J. Fluid Mech., 389: 275-301. DOI:10.1017/S0022112099004978 | |
Chave A D, Luther D S. 1990. Low-frequency, motionally induced electromagnetic fields in the ocean:1. Theory. J. Geophys. Res., 95(C5): 7185-7200. DOI:10.1029/JC095iC05p07185 | |
Cox C S, Kroll N, Pistek P, Watson K. 1978. Electromagnetic fluctuations induced by wind waves on the deep-sea floor. J. Geophys. Res., 83(C1): 431-442. DOI:10.1029/JC083iC01p00431 | |
Crews A, Futterman J. 1962. Geomagnetic micropulsations due to the motion of ocean waves. J. Geophys. Res., 67(1): 299-306. DOI:10.1029/JZ067i001p00299 | |
Fraser D C. 1966. The magnetic fields of ocean waves. Geophys. J. Int., 11(5): 507-517. DOI:10.1111/gji.1966.11.issue-5 | |
Khurana K K, Kivelson M G, Stevenson D J, et al. 1998. Induced magnetic fields as evidence for subsurface oceans in Europa and Callisto. Nature, 395(6704): 777-780. DOI:10.1038/27394 | |
Lilley F E M, Hitchman A P, Milligan P R, et al. 2004. Sea-surface observations of the magnetic signals of ocean swells. Geophys. J. Int., 159(2): 565-572. DOI:10.1111/gji.2004.159.issue-2 | |
Sanford T B. 1971. Motionally induced electric and magnetic fields in the sea. J. Geophys. Res., 76(15): 3476-3492. DOI:10.1029/JC076i015p03476 | |
Tyler R, Maus S, Lühr H. 2003. Satellite observations of magnetic fields due to ocean tidal flow. Science, 299(5604): 239-241. DOI:10.1126/science.1078074 | |
Weaver J T. 1965. Magnetic variations associated with ocean waves and swell. J. Geophys. Res., 70(8): 1921-1929. DOI:10.1029/JZ070i008p01921 | |
Young F B, Gerrard H, Jevons W. 1920. ⅩⅢ. On electrical disturbances due to tides and waves. Philosophical Magazine Series 6, 40(235): 149-159. DOI:10.1080/14786440708636105 | |