2. 中国地震局第一监测中心, 天津 300180;
3. 武汉大学测绘学院, 武汉 430079
2. First Crust Monitoring and Application Center, China Earthquake Administration, Tianjin 300180, China;
3. School of Geodesy and Geomatics, Wuhan University, Wuhan 430079, China
海啸在传播的过程中,能够产生沿倾斜方向向上传播的大气内重力波 (internal gravity waves,IGWs),IGWs在向上传播的过程中,大气密度呈指数逐渐衰减,在能量守恒定律的约束下,其振幅显著放大,与电离层中的等离子体作用,从而引发电离层扰动 (Hines,1972;Peltier and Hines, 1976).当电磁波信号 (如GPS信号) 穿过电离层时,会受到电离层扰动的影响,产生可量化的值.
Artru等 (2005)利用稠密的日本GPS地球观测网 (GEONET) 得到的电离层扰动图像数据研究了2001年6月23日秘鲁地震引起的海啸事件,这是最早利用电离层监测手段来探测海啸的案例.之后,众多学者采用不同的电离层观测数据同样观测到海啸引发的电离层扰动,这些观测数据包括地基GPS测站得到的电离层总电子含量 (total electron content,TEC)(Rolland et al., 2010;Liu et al., 2011;Galvan et al., 2012;Occhipinti et al., 2013; Tang et al., 2015;Zhang and Tang, 2015)、卫星测高仪TEC (Occhipinti et al., 2006)、多普勒观测值 (Liu et al., 2006) 以及大气光影像 (Makela et al., 2011).此外,海啸-电离层数值模型的发展进一步为电离层作为海啸传播的敏感介质提供证据 (Occhipinti et al., 2006;Mai and Kiang, 2009;Hickey et al., 2009).
先前的研究讨论的都是从震中产生的海啸波引发的电离层扰动.对于较大的海啸,当海啸波遇到海岸或者海底障碍物 (如海底山脉) 时,海啸波会发生反射而形成反射海啸波.Tang等 (2008)利用海面上的DART浮标观测到2006年5月Tonga海啸引起的反射海啸波.利用超低频VLF电离层信号,Rozhnoi等 (2014)通过分析2010年智利地震之后电离层的变化,在低层电离层中观测到疑似反射海啸波引发的电离层扰动.但是,VLF信号只能提供简单的电离层扰动时间序列,包含扰动观测时间和周期等信息,而其他重要的传播特征,如扰动的水平传播速度和传播方向等并不能提供.因此,反射海啸波产生的IGWs是否能够传播到电离层高度并产生可探测的扰动信号,有待进一步验证.
相比于VLF信号,GPS信号不仅能够探测到高层的电离层信息,而且具有非常高的时空分辨率.通过GPS观测数据得到的二维电离层TEC扰动图,能够在较大区域范围内显示电离层扰动的分布,非常直观地反应扰动的传播速度和方向等传播特征.本文将以2011年Tohoku海啸为例,利用日本GEONET得到的二维电离层TEC扰动图,来探测电离层中可能的反射海啸波信号.
2 数据处理电离层TEC是利用GPS进行电离层监测时的基本参数,它是接收机和卫星视线方向上电子密度的积分值,可以采用无几何关系的双频载波相位组合观测值进行计算:
(1) |
式中s为倾斜方向上的电离层TEC (单位为TECU,1 TECU=1016/m2);L1、L2为载波相位观测值;f1、f2为载波相位频率;const为未知的常量偏差,包括载波相位模糊度以及硬件延迟;ε为测站噪声.采用高度为350 km的单层模型,将倾斜方向上的电离层TEC转化到垂直方向上 (vTEC),并计算电离层穿刺点的位置.
式 (1) 不能得到绝对的电离层TEC (存在偏差),但可以捕获高精度TEC随时间的变化量,这对于电离层扰动的探测具有重要意义.为了得到电离层扰动时间序列,需要消除电离层TEC时间序列中的背景趋势以及偏差项.这里采用一种数值差分法来提取电离层TEC扰动时间序列 (Tang and Zhang, 2014):
(2) |
式中,τ为差分步长,设为300 s,以便探测重力波信号;v (t) 为历元t时垂直方向上电离层TEC;Δv (t) 为数值差分提取的电离层TEC扰动时间序列 (dTEC).这种方法非常简单,有利于处理大量数据.
日本GEONET网大约有1200个地面观测站,数据采样率为30 s.测站间的平均距离为25 km,为监测电离层提供了较高的数据分辨率.提取所有测站-卫星对的电离层dTEC序列后,依据电离层穿刺点的位置,生成不同时刻的二维电离层扰动图.本文将利用dTEC二维扰动图来探测电离层中的海啸信号.
3 观测分析 3.1 海平面上的反射海啸波根据美国地质勘探局,2011年3月11日05:46:24 UT,在日本本州东海岸的Tohoku区域,发生了MW=9级的大地震,震中位于北纬38.297°,东经142.373°,随后产生了巨大的海啸.图 1指出了震中位置 (五角星所示) 和两个DART浮标站 (正方形所示,用于测量海平面海啸波),即DART 21401和DART 21419的位置,以及附近的海底地形.由图可知,在日本列岛东边,东经170°附近,存在一海底山脉,即Emperor海山.根据海底地形数据,Emperor海山平均深度约为2000 m,而附近的海底深度在4000 m以上.因此,当震中产生的直接海啸波传播到Emperor海山时,由于巨大的能量,可能产生显著的反射海啸波信号.
为了确认海平面反射海啸波的存在,图 2给出了DART 21401和DART 21419记录的海平面测量值时间序列及其时频图.从图中可以看出,离震中较近的浮标DART 21401首先观测到直接海啸波信号,时间为06:46 UT;之后,直接海啸波大约在07:09 UT时传播到浮标DART 21419处.但是,浮标DART 21419和DART 21401先后在09:28 UT和09:52 UT时再次观测到增强的信号.对两个DART浮标观测到海啸信号时间序列进行频谱分析,其结果如图 2右边所示.从时频图可以看出,在07:00 UT左右,存在显著的重力波信号 (直接海啸波),主要包含两个频段,中心频率约为0.4 mHz和0.8 mHz.之后,在09:30 UT左右再次出现明显的重力波信号,其中心频率约为0.4 mHz (0.8 mHz频率也存在,但是比较微弱),这与直接海啸波频率相同,且离震中较远的DART 21419浮标首先观测到.通过对DART浮标观测序列分析,表明海平面存在与直接海啸波频率相同、传播方向相反的海啸信号.
此外,海平面的海啸模型能够进一步验证反射海啸波的存在.依据美国国家海洋和大气局提供的分割海啸方法 (Method of Splitting Tsunami,MOST) 模型 (参考Tohoku海啸动画模拟结果:ftp://ftp.pmel.noaa.gov/tsunami/honshu/[2014-02-21]),震中产生的海啸波在震后大约3 h到达Emperor海山,之后海啸波分为两部分:一部分继续向前传播,另一部分沿着相反的方向传播.反向的海啸波先后通过浮标DART 21419和DART 21401,然后在震后约6 h到达震中.
总之,DART浮标观测结果以及MOST模型结果表明,2011年Tohoku地震后,在海面上不仅存在震中产生的直接海啸波,还存在由直接海啸波反射产生的海啸波,其中心频率约为0.40 mHz.
3.2 电离层中的反射海啸信号2011年Tohoku地震后,学者们已经分析了地震产生的瑞利波、声波以及重力波 (海啸波) 引发的电离层扰动 (Liu et al., 2011;Rolland et al., 2011;Tsugawa et al., 2011).在这里,我们讨论电离层中可能的反射海啸信号.
图 3给出了2011年3月11日研究时间段内的二维电离层扰动图.从左上图可以看出,大约在08:30 UT,源于震中的电离层扰动已基本不可见.但是,在11:50 UT时,电离层中再次出现明显的扰动 (如蓝色箭头所示).从图中可以看出,电离层扰动沿西南方向传播,这与DART浮标观测的传播方向一致.此外,在传播过程中,扰动方向轻微地沿着逆时针方向变化,这表明在靠近日本列岛和日本海沟的左边区域,扰动的水平传播速度要大于右边区域.观测右下图,电离层扰动大约在12:20 UT传播到震中上空区域.
对于点源 (如地震震中) 产生的电离层扰动时,我们通常采用扰动序列的时间-距离图来估计电离层扰动的传播速度.但是,反射海啸波的源不是点而是线 (Emperor海山),因此时间-距离图并不适用.为此,我们利用Garrison等 (2007)提供的互相关方法来估计dTEC序列中扰动的水平传播速度.结果显示,从右边区域到左边区域,扰动水平速度近似由240 m·s-1变化到290 m·s-1,这与二维电离层扰动图观测的速度变化结果一致.利用美国国家海洋和大气局提供的ETOPO1格网数据,可知附近区域的海底深度h为5900~9000 m.利用浅水公式 (
为了进一步验证观测的电离层扰动与海啸波之间的关系,我们给出GPS卫星PRN 25和卫星PRN 29观测到的电离层dTEC时间序列及其时频图 (这两颗卫星观测到了扰动信号),如图 4所示.比较图 4和图 2知,电离层扰动的波形与海平面上的反射海啸波的波形非常相似.依据时频图,电离层扰动的中心频率约为0.55 mHz,略微大于反射海啸波的中心频率.这是因为,GPS卫星与电离层扰动之间存在相对运动,产生多普勒效应从而影响电离层扰动观测的频率.由图 1可知,卫星PRN 25和PRN 29的运动方向与电离层扰动的运动方向几乎完全相反,导致观测的扰动周期变短 (频率增加).改正多普勒效应的影响后,电离层扰动的频率变化为约0.44 mHz,这与海平面反射海啸波的频率基本一致.为了消除可能的周期性电离层扰动的影响,对震前一天和震后一天相同时间段的GPS观测数据进行处理,如图 5所示,并没有观测到类似的电离层扰动信号.依据德国地学中心提供的Kp指数 (ftp://ftp.gfz-potsdam.de/pub/home/obs/kp-ap/tab/[2016-12-23]),在该时段内其值相对较低 (Kp=2),表明地磁活动较弱.
由图 1—3知,电离层扰动和反射的海啸波均沿着西南方向传播.根据美国国家海洋和大气局提供的MOST模型结果,反射海啸波的传播方向沿着西南方向,而且同样沿逆时针方向变化,这与观测到电离层扰动传播方向一致.电离层扰动的观测时间与海平面上反射海啸波观测时间基本上一致,存在约30 min的延迟.Rolland等 (2010)在分析2009年Samoa海啸产生的电离层扰动时,观测到同样大小的延迟,可以归因于电离层单层模型、水平背景风,以及在大气IGWs传播到电离层高度时,水平方向的延迟等的综合影响.IGWs在不同高度的水平传播速度,总是小于海啸传播速度,当其传播到电离层高度时存在水平延迟 (Occhipinti et al., 2013).依据HWM93模型 (Hedin et al., 1991),在观测时段与区域内,水平背景风沿西北方向传播,与反射海啸波的传播方向相反.当IGWs沿逆风传播时,其水平传播速度将减少 (Ding et al., 2003),进一步延长水平延迟时间.
通过以上分析,利用日本GEONET观测到的电离层扰动与海平面上的反射海啸波具有相似的水平传播速度、传播方向、周期、波形以及观测时间.综合以上观测结果可以确认,图 3观测到的电离层扰动信号是由海平面上的反射海啸波产生的.这是首次利用GPS TEC数据在电离层中观测到反射海啸波信号.
4 结论本文首先利用美国国家海洋和大气局提供的DART浮标数据来分析海平面海啸信号,同时结合MOST海啸模型结果,表明震中产生的海啸波在遇到水下障碍物时,发生了反射.然后,利用稠密的日本GEONET网提供的GPS观测数据,提取二维电离层扰动图,以此来观测电离层中可能的反射海啸信号.在电离层中,我们观测到与反射海啸波具有相似的传播速度、方向、波形、周期以及观测时间等传播特征的电离层扰动,表明其是由反射海啸波引起的.下一步工作将结合重力波传播的物理模型以及经验的大气模式等,进一步论证反射海啸与电离层扰动之间的相关性.
本文的观测结果表明,不仅震中直接形成的海啸波,反射海啸波产生的大气IGWs也能向上传播到电离层并与等离子体发生作用.这有助于我们进一步认识海啸引发电离层扰动传播特征,同时为将来的海啸预警系统提供技术支撑.
致谢本文研究中GPS数据来源于日本国土地理院,DART数据来源于美国国家海洋和大气局下的国家浮标数据中心.
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