近年来，背景噪声层析成像(Ambient Noise-based Tomography, ANT)方法的发展为区域和局部尺度地下介质速度结构反演提供了新的手段，已被证明能够有效获取地壳及上地幔的波速结构(Wapenaar, 2004；Shapiro et al., 2005；Yao et al., 2006, 2008；Yang et al., 2007；唐有彩等，2011；范文渊等，2015；潘佳铁等，2015；Lehujeur et al., 2016).该方法主要基于两两地震台站记录背景噪声的互相关函数(Noise Cross-correlation Function, NCF)提取台站之间地震波传播的经验格林函数(Empirical Green′s Function, EGF)，其中，台站间距是控制提取EGF的最重要因素之一(Bensen et al., 2007；徐义贤和罗银河，2015).同时，在利用ANT方法进行层析成像时，空间上必须有足够的射线路径覆盖，才能保证一定的成像分辨率.因此，足够密集的台站分布和大于成像区域的空间覆盖范围，是利用ANT方法对地下介质结构进行成像研究的必然要求.

在海洋区域，尽管从20世纪90年代起地震学领域在海底地震观测方面加大了投入，越来越多的海底地震仪(Ocean Bottom Seismometer, OBS)在海底布置(Webb, 1998)，但由于海洋特殊的观测环境条件，至今为止海洋中地震观测站点还非常稀少.因此，在利用地震背景噪声对海底地下介质或沿海地区进行成像研究时，海岛地震台背景噪声记录数据显得尤为关键，对增加研究区域内台站间射线路径覆盖、改进成像效果具有重要意义.

随着研究的深入，对地震背景噪声特性及源的认识逐渐成为深化背景噪声成像研究的关键点.海岛地区由于孤立而被海洋所包围的特殊地理位置，一直近距离处于海浪场的持续作用下，因此，海岛台站记录的背景噪声具有相对独特的特征.开展海岛地区地震背景噪声特性及主要源区的研究，将为沿海地区及海洋区域开展背景噪声层析成像提供支持.在基于背景噪声的EGF提取方法中，只有当噪声源满足理论假设的时空均匀随机分布前提条件时，所获得的EGF才可以认为是准确的(Derode et al., 2003；Shapiro and Campillo, 2004；Snieder, 2004; Roux et al., 2005；Campillo, 2006；Zhan et al., 2014).尽管目前通过数据处理技术手段可以一定程度上放宽此约束，但开展实际噪声源及其时空分布特性的研究，将有助于评价和改进EGF的精度及最终基于背景噪声的层析成像效果(Yang and Ritzwoller, 2008；Hillers and Ben-Zion, 2011；Lepore et al., 2016).

地震背景噪声源区及激发过程比较复杂，但基本上主要来自于地球内部过程、大气—海洋—固体地球(海底)之间的动量传递和耦合过程、人类活动等.在区域尺度背景噪声层析成像过程中，为保证结果的可靠性，通常主要利用1 Hz以下的低频背景噪声(Lepore et al., 2016).地脉动(约0.003~1 Hz)是这部分低频噪声中能量最强的分量，其激发机制及具体源区尚存在争论，但普遍认为主要来源于海浪运动与海底的耦合作用(Longuet Higgins, 1950；Wenz, 1962；Ardhuin et al., 2011；郑露露等，2017；Lin et al., 2017).海表波浪的能量在水体中经过传播和衰减之后，部分能量到达海底界面和海岸边界并折射入固体地球介质中，以面波(基阶Rayleigh波为主)和P波的形式进行传播而形成地脉动(Gerstoft et al., 2006；Gerstoft et al., 2008；Zhang et al., 2010).本文将利用西北太平洋海岛地震台站的连续记录数据、附近波浪浮标的实测数据以及WAVEWATCH-Ⅲ(WW3)海浪模式的数值模拟结果，通过地震学和海洋学的交叉，分析海岛地区地脉动信号的时频特性及其与海洋波浪场之间的相关性，从海洋学角度对地脉动信号的特征及激发进行探讨与解释.

本研究收集了西北太平洋海域22个海岛台站以及中国大陆2个陆地台站(图 1)2008年1月至2010年12月以及2013年9月至10月期间的垂直向连续记录数据，数据来源于IRIS(http://www.iris.edu)、日本F-net(http://www.fnet.bosai.go.jp)及中国数字地震台网(郑秀芬等，2009).文中所采用的波浪实测数据来自搭载于海洋浮标上的SBY1-1型压力式波浪仪，波高H测量范围为0.2~25 m，最大允许误差±(0.1 m+5%H)，波周期测量范围为2~30 s，最大允许误差0.25 s，浮标位置如图 1所示.同时，浮标系统也对风速进行连续自动测量，测量范围为0~100 m·s^-1，准确度1%.WW3海浪模式数据来源于亚太数据研究中心(ASIA-PACIFIC DATA-RESEARCH CENTER, http://apdrc.soest.hawaii.edu/)，包括2008年1月至2010年12月和2013年9月至10月期间的有效波高和波浪平均周期数据，时间间隔为3小时，对应海域范围(10°—40°N，120°—160°E)如图 1中红色虚线框所示.文中所用时间为UTC(Universal Time Coordinated)时.

图 1

Fig. 1

图 1 地震台站、波浪浮标以及台风路径空间分布图，其中黑色三角对应地震台，红色空心圆对应波浪浮标，实心圆表示不同时刻台风中心位置，时间间隔为6 h.近台风中心最大持续风速与圆圈内不同颜色相对应，并与圆圈半径成正比.红色虚线方框表示文中波浪能计算对应海域范围 Fig. 1 Locations of seismic stations (black triangles), moored ocean wave buoy (red hollow circle) and tracks of typhoons with regional bathymetry. The typhoon tracks are indicated using solid circles equally spaced in time with 6 h intervals, with circle size proportional to the maximum sustained wind speed near the typhoon center, which is also represented by the color of the circles simultaneously. The red dashed rectangle frame corresponds with the ocean area, where ocean wave energy is calculated in this paper

西北太平洋, 作为副热带风暴的主要发源地, 是海洋活动及季节性变化最强烈的海域之一.中国东南沿海、日本岛和台湾岛等亚欧大陆东部地区位于西北太平洋边缘，同时距离大西洋、印度洋和北冰洋相对较远，其地脉动信号主要受西北太平洋海洋活动影响，使之成为研究地脉动信号和海洋波浪场关系的理想场所.

我们首先对西北太平洋主要海岛地震台站记录的地脉动信号特征进行了分析.各台站原始连续记录数据预处理主要包括：去均值，去线性趋势，去仪器响应，重采样至1 Hz，以及0.05~0.45 Hz带通滤波.进而通过短时傅里叶变换(Short Time Fourier Transform, STFT)，获得不同台站记录地脉动信号的时频特征谱.为降低地震信号等瞬时大振幅干扰信号的影响，STFT过程中滑动时窗长度取为0.5 h.因此，若某滑动时窗内含有地震等大振幅瞬时干扰信号时，只有该时窗范围内的地脉动信号频谱分析结果受影响，对长时间范围内地脉动信号频谱特征分析不会造成较大影响.

图 2分别给出了2008—2010年期间海岛台站YNG(24.5°N, 123.0°E)、ERM(42.0°N，143.2°E)以及内陆台站KMI(25.1°N, 102.7°E)记录地脉动信号的时频特征谱.我们发现，地脉动信号的优势频段主要分布在0.1~0.3 Hz，同时存在较为明显的季节性变化特征.在夏秋季节(5月—10月)，地脉动信号较弱；而在冬春季节(11月—次年4月)，地脉动信号则相对较强.这一季节性变化特征长期存在，并且在0.1~0.2 Hz频段范围内尤为明显，这与北半球海洋活动季节性特征相一致.

图 2

Fig. 2

图 2 海岛台站YNG(24.5°N, 123.0°E)、ERM(42.0°N，143.2°E)和内陆台站KMI(25.1°N, 102.7°E)2008—2010年期间地脉动时频特征图，实线表示优势能量的下包络线 Fig. 2 Temporal frequency spectra of microseisms in 2008—2010 at island station YNG (24.5°N, 123.0°E), ERM (42.0°N, 143.2°E) and inland station KMI (25.1°N, 102.7°E). The real lines represent the bottom envelope of the dominant microseismic energy

此外，内陆KMI台所接收到的地脉动信号明显弱于海岛台站ERM和YNG.其主要原因在于，地脉动信号在其海洋激发源区向内陆传播过程中受到散射、衰减等.但我们依然可以在内陆台站记录地脉动信号中观测到其相应的季节性变化特征.这与王伟涛等(2011)对云南地区地脉动噪声特性的研究结果相似.他们通过对43个地震台站进行两两互相关，得到台站间格林函数，并用平均能量流的方法研究了云南地区5~10 s频段内地脉动噪声能量的空间分布和时间演化，研究结果表明云南地区该频段噪声能量优势方向亦存在较为明显的季节性变化.

为了更精确地探讨地脉动的季节性变化特征，我们进一步对不同频段的地脉动信号强度变化规律进行了定量分析.如图 3给出了2008—2010年期间YNG台记录的0.08~0.32 Hz频率范围内不同频段地脉动信号的强度变化，图中红色、绿色和蓝色实心点分别对应2008、2009和2010年每日不同频段的地脉动强度.地脉动强度的计算是在时频特征谱(图 2)基础上以天为单位，将对应频段上强度进行积分而获得.同时，根据日本气象厅提供的台风最佳路径资料，在图中用灰色矩形框标示了2008—2010年期间西北太平洋主要台风的持续时间段.我们发现，与其他学者对台风激发地脉动特性的研究结果类似(Chi et al., 2010；Sufri et al., 2013；Sun et al., 2013, 郑露露等，2017)，台风期间各频段地脉动信号均被显著增强，远高于正常水平.在去除这些受台风影响的奇点后，频率在0.12 Hz以上的地脉动信号强度均显示较为明显的夏秋弱、冬春强的季节性变化特征(图 3c—3l)，并且在该频率范围内频率越高，地脉动信号季节性变化相对越明显.而低频部分0.08~0.12 Hz频段范围内的地脉动信号则由于能量较弱(图 2)，季节性变化特征不明显(图 3a—3b).

图 3

Fig. 3

图 3 2008—2010年期间YNG台不同频段地脉动信号强度(实心圆点)与附近海域(10°N—40°N，120°E—160°E，见图 1)波浪能强度曲线(黑色实线)对比图.左纵轴对应地脉动强度，右纵轴对应波浪场强度.灰色矩形框对应西北太平洋主要台风持续时间段 Fig. 3 Comparison between microseism intensity (solid dots) in different frequency bands during 2008—2010 at station YNG and ocean wave power (black line) calculated over neighboring ocean (10°N—40°N, 120°E—160°E, see Fig. 1). Gray rectangle frames correspond with time period of typhoons

尽管以上分析表明地脉动具有与北半球海洋活动相当一致的季节性变化，但是它与海浪场之间的互相关性尚未被充分研究.本文应用WW3海浪数值模式模拟所得的波浪场以及波浪浮标实测数据，分析地脉动与海浪场的互相关性，以说明海岛地区地脉动特性与周边海域波浪场之间的关系，同时论证地脉动信号可实际反映甚至反演海浪变化特性的可能.

波浪能功率密度是评价波浪能的首要物理量，即单位波前宽度上的波浪功率，它与波高及波周期直接相关.本文以此表征波浪场强度，计算方法如下(Reeve et al., 2011)：

(1)

其中H_s表示有效波高；T_e为波能周期，定义如下：

(2)

这里f表示频率，S(f)为波谱密度.针对WW3海浪模式数值模拟结果，这里的波能周期T_e等同于模式结果中的平均波周期T_m(Tolman, 1991)，即

(3)

其中σ表示角频率；θ表示波浪方向；F(σ, θ)表示二维波浪谱密度.

针对西太平洋如图 1中红色虚线框所示海域(10°N—40°N，120°E—160°E)，根据以上方法，我们利用2008—2010年期间WW3海浪模式数值模拟结果中的有效波高H_s和平均波周期T_m(如图 4)，计算了该时间段内不同时刻的平均波浪能功率密度，其随时间变化曲线如图 3中黑色实线所示.在计算过程中，每一时刻的有效波高H_s和平均波周期T_m在空间网格点上进行了算术平均，并以此计算得到相应海域的平均波浪能功率密度.虽然平均化处理会使波浪数据在空间上丧失分辨率，但它提供了一种相对简洁的形式来统计表征研究海域的波浪场强度.通过波浪能功率密度曲线，可以发现该海域波浪场强度具有非常明显且稳定的夏秋弱、冬春强的季节性变化特征，并且与频率在0.12 Hz以上的地脉动信号强度季节性变化保持一致(图 3c—3l).因此，海岛台站的地脉动信号(尤其是0.12 Hz以上的高频地脉动信号)与周边海域的波浪场密切相关，两者变化具有很大的互相关性.

图 4

Fig. 4

图 4 2008年1月1日0点西北太平洋WW3海浪模式数值模拟有效波高(a)和平均波周期(b)，其中黑色三角、红色空心圆及红色虚线方框与图 1一致，分别对应地震台、波浪浮标以及文中波浪能计算对应海域范围 Fig. 4 Significant ocean wave height (a) and ocean wave mean period (b) at 0:00, Jan. 1, 2008 from WAVEWATCH Ⅲ model output for Western North Pacific. Black triangles, red hollow circle and red dashed rectangle shown as in Fig. 1 represent seismic stations, moored ocean wave buoy and the ocean area, where ocean wave energy is calculated, respectively

由以上分析可知，地脉动与波浪场之间存在较强的互相关性，包括台风极端天气条件下所引起的强烈海浪运动可使海岛地区地脉动能量显著增强(图 3).图 5(a—c)分别给出了2013年9月15日至10月10日期间，即西北太平洋的台风“天兔”、“菲特”和“丹娜丝”(路径见图 1)期间，波浪浮标系统(28°52.84′N，122°17.7′E)所记录的海面风速、有效波周期和有效波高，浮标位置如图 1中红色空心圆所示.图 5d和5e则分别给出了所选海岛台站中距离浮标系统最近的台站YNG在相应时间范围内记录的地脉动波形及相应时频特征谱.尽管本研究中波浪浮标布放位置与YNG海岛台相距仍较远(约492 km)，但是通过对比，我们发现波浪浮标实测有效波高、有效波周期与海岛台站记录地脉动信号随着台风进程而近同步演化.如9月19至21日期间，台风“天兔”近中心风速达到最大(图 1)，虽然台风中心距浮标较远，但浮标所记录有效波高亦达到局部极大；10月3至6日期间，台风“菲特”逐渐靠近浮标(图 1)，致其所记录的有效波高逐渐增加至最大.相应地，这两时间段期间YNG台所记录的地脉动信号强度亦达到极大值，主频范围为0.12~0.28 Hz，而且其波形包络形态呈纺锤形叠加于观测背景之上(图 5d—5e).

图 5

Fig. 5

图 5 2013年台风“菲特”、“天兔”和“丹娜丝”期间波浪浮标实测数据：平均风速(a)、有效波周期(b)以及有效波高(c)，与海岛台站YNG记录的地脉动归一化波形(d)及时频特征谱(e)对比，其中地脉动波形经0.05~0.45 Hz带通滤波 Fig. 5 Mean wind speed (a), significant wave period (b) and significant wave height (c) recorded by moored ocean wave buoy as shown by red hollow circle in Fig. 1, and microseism waveform (d) and corresponding temporal frequency spectrum (e) at seismic station YNG (0.05~0.45 Hz band-pass filtered) during the periods of typhoon Fitow, Usagi and Danas in 2013

进一步通过地脉动信号分频段积分求得不同频段地脉动信号强度，并与波浪浮标观测所得有效波高进行互相关计算，计算过程中已去除记录数据中奇点的影响，结果如图 6a所示.我们发现，YNG台记录的不同频段的地脉动信号与有效波高互相关系数均在0.6以上，其中0.12~0.20 Hz频带范围内地脉动信号对应的互相关峰具有约20 h的时间滞后，而0.20~0.32 Hz频带范围内地脉动信号对应的互相关峰几乎没有时间延迟.由于相对于海表波浪传播速度，固体地球介质中的地脉动/地震波传播时间可以近似忽略不计，因此，YNG台站记录的0.20~0.32 Hz地脉动能量主要来源于波浪浮标附近沿海海域；而0.12~0.20 Hz地脉动则主要在距波浪浮标所在位置约20 h波浪传播距离处激发，且时间相位超前，因此，推测对应的主要源区位置可能在台湾岛沿岸.同时，我们将该不同频段地脉动信号与WW3海浪模式数值模拟所得的YNG台所在岛屿附近海域有效波高进行了相应的互相关计算，结果如图 6b所示，两者互相关系数在0.8左右.而且，绝大部分频段对应的互相关峰具有约10 h的时间超前，即地脉动信号相位上滞后于台站附近波浪场，说明地脉动信号主要在距离YNG台所在岛屿约10 h的波浪传播距离处，台湾岛沿岸可能为主要源区之一(图 1).由于本文只采用了单个浮标站点的观测数据，无法通过互相关峰的延滞时间对激发地脉动的源区进行定位，以上定位结果仅为初步估计.根据波浪浮标观测数据与地震台站记录地脉动信号的互相关对地脉动源区定位是我们的下一步工作计划.

图 6

Fig. 6

图 6 2013年9月15日至10月10日期间YNG台记录不同频段地脉动信号与波浪浮标观测记录的有效波高(a)及WW3海浪数值模式模拟所得的台站所在岛屿附近海域有效波高(b)的互相关计算结果 Fig. 6 Cross correlation between microseism intensity in different frequency band at station YNG and significant ocean wave height (a) recorded by the moored buoy and (b) generated by WAVEWATCH-Ⅲ ocean wave model during the period of Sept.15 to Oct.10, 2013

同时，我们也发现，当有效波高(图 5c)和YNG台记录地脉动信号(图 5d—5e)增强时，有效波周期(图 5b)也同步增大.在9月19至21日和10月3至6日期间，有效波高和地脉动信号强度取得局部极大，有效波周期则相应增大至7 s以上，范围大约在7~12 s(图 5b).由于地脉动信号是海面所有源区波浪场与海底界面或海岸共同作用激发的结果，因此，该定点浮标记录的有效波周期范围未能与YNG海岛台记录地脉动信号周期相严格对应，但基本已覆盖激发该主频为0.12~0.28 Hz地脉动的波浪频率范围.此外，浮标系统所观测的海面平均风速(图 5a)则与有效波高、地脉动强度并不具有很好相关性.其主要原因在于波高并不取决于瞬时局地风速，而是与形成过程中风速大小、风时、风区以及背景流等密切相关.

除YNG以外，我们同时对本文中所有其他海岛台站记录地脉动信号与波浪浮标观测有效波高进行了互相关分析.根据以上分析，我们选择地脉动信号的优势频段0.12~0.28 Hz进行积分计算其强度.图 7给出了各台站地脉动强度与波浪浮标记录有效波高的互相关曲线，其中KGM、ZMM、IGK、YNG和AMM这五个台站对应的互相关系数最大，均在0.68以上.根据图 1所示各台站的空间位置分布，这5个台站均位于日本岛和台湾岛之间的琉球群岛附近，为所选海岛台站中距离波浪浮标最近的台站.随着距离的增加，海岛台站地脉动强度与波浪浮标有效波高的互相关性逐渐减弱，说明海岛台站地脉动优势频段信号主要受周边海域的海况影响.

图 7

Fig. 7

图 7 各海岛台站记录地脉动优势频段(0.12~0.28 Hz)信号强度与波浪浮标观测有效波高的互相关计算结果 Fig. 7 Cross-Correlation between microseism intensity in dominant frequency band (0.12~0.28 Hz) at island stations and significant ocean wave height recorded by the moored buoy

利用地震背景噪声研究地下介质波速结构及波速变化已经获得大量应用，但是针对背景噪声特性的研究工作则相对较少.由地震背景噪声重建EGF的理论要求噪声源在时空域上均匀随机分布，然而真实的噪声源并非如此，导致两两地震台站之间的NCF同介质真实格林函数存在较大差异.如从NCF提取面波相速度频散信息时需相位矫正，且可能存在系统偏差(Tsai, 2009；朱良保和王清东，2011；王伟涛等，2012).因此，地震背景噪声特性极大地影响着NCF对介质真实格林函数的收敛程度.近年来，随着地震背景噪声成像方法的广泛应用和深化，背景噪声特性、激发机制和源区越来越受到研究者关注.

地脉动作为地震背景噪声中能量最强的分量，其激发过程和机制被普遍认为同海浪运动密切相关，但由于该过程涉及大气—海洋—固体地球三个圈层之间的复杂能量传递与耦合，目前不同频率范围的地脉动的具体激发机制和源区一直存在争议.不少学者根据频带范围和激发方式，将地脉动分为两大类.第一类地脉动被认为主要由行进波浪产生的压力直接作用于海底或海岸产生(Hasselmann, 1963)，其频率与波浪对应，主要分布在0.05~0.12 Hz.由于波浪运动产生的垂向压力随水深的增加而呈指数衰减，因此，一般认为第一类地脉动的主要源区分布在浅海海域.但Stehly等(2006)通过对噪声互相关函数的分析，提出第一类地脉动也可能来源于大洋深水区的海浪作用.第二类地脉动则主要由频率相同、行进方向相反的两组波浪相遇后通过非线性相干作用形成驻波后加载于海底而激发(Longuet-Higgins, 1950；Hasselmann, 1963；Webb, 1998；Bromirski et al., 2005；Kedar et al., 2008；Zhang et al., 2010)，频率通常为相应波浪的两倍左右.驻波产生的垂向压力在深度上衰减非常小，因此，第二类地脉动激发过程受水深影响较小(Longuet-Higgins, 1950).但这类驻波的形成依赖于海岸、浮冰等边界的反射作用，或台风特定条件下形成的波浪场(Ardhuin et al., 2011).

一个地区地震背景噪声的特性及能量来源同其所处的地理位置有关，而且可能随着周边环境而发生季节性变化(Stutzmann et al., 2009).海岛地区由于特殊的地理位置，长期处于海浪场持续作用下，相对于内陆台站，地震背景噪声具有其特殊性.西北太平洋西邻亚欧大陆，其海岛台站(如图 1所示)距离大西洋、印度洋、北冰洋等其他大洋相对较远，独特的地理位置使得这些海岛台站记录的地脉动信号主要受西北太平洋影响，使之成为研究地脉动和海洋背景场关系的理想场所.

本文利用这些海岛台站的连续记录数据，发现海岛地区地脉动相对于内陆地区能量更强，而且具有更为明显的季节性变化特征，其能量冬春季节较强，夏秋季节较弱(图 2).其主要原因在于地脉动的海洋激发机制.海岛通常面积较小，台站距离海岸线较近，海浪直接作用于海岛海岸线而产生的第一类地脉动信号较为容易被台站接收.如图 2a和2b所示，YNG台和ERM台记录地脉动时频谱中可观测到微弱的第一类地脉动信号.同时，日本岛、中国东南沿海、台湾岛、菲律宾群岛等西北太平洋边缘地区具有漫长的大陆架和海岸线，易于为入射波浪提供反射并与后续来波相干后形成驻波，并有效激发第二类地脉动(如图 2a, 2b).Chen等(2011)研究结果亦表明台湾海峡中可以产生很强的第二类地脉动信号.在本文分析中，通过YNG台不同频率地脉动信号与波浪浮标实际观测及WW3海浪模式数值模拟所得有效波高的互相关性分析(图 6)，也表明台湾岛沿岸海域可能为第二类地脉动的主要源区.因此，海岛地区因距离源区较近而记录到相对较强的第一类和第二类地脉动，而内陆地区记录地脉动则相对较弱(如图 2c).并且，地脉动强度变化规律与西北太平洋海洋活动性相符，具有相一致的季节性变化(图 3).

由于激发机制的原因，同一海岛台站记录的第一类地脉动和第二类地脉动强度和来源存在较大差异.如上所述，第二类地脉动主要由驻波加载于海底而激发.由于该驻波所引起的压力扰动在水中垂向传播至海底过程中衰减较小(Longuet-Higgins, 1950)，因此，能够有效激发第二类地脉动，并使之成为海浪激发地脉动中的优势能量(图 2).而第一类地脉动主要由行进波浪产生的压力与海底或海岸相互作用而产生.在海底界面上，由于该压力在海水水体中垂向传播时呈指数衰减，因此，无法有效传播至海底并激发大量地脉动能量.在海岸边界上，尽管海岛陆域面积较小，海岛台至海岸线距离较近，近岸激发的第一类地脉动易被海岛台有效接收，但由于海岛海岸线长度较短，其能量积聚非常受限.所以，海岛台记录的第一类地脉动信号能量总体比较微弱，并且主要来源于海岸附近.这也是图 3所示结果中第二类地脉动(图 3c—3l)相对于第一类地脉动(图 3a—3b)具有更加明显的季节性变化特征，及其与附近海域波浪能相关性更好的主要原因.

对于地震背景噪声层析成像研究而言，背景噪声较强的区域更为合适.因此，光从地震背景噪声强度而言，如图 2所示，海岛地区或沿海地区似乎更适合利用该方法进行地壳和上地幔波速结构研究(Lin et al., 2007).但本研究结果同时表明，海岛地区地脉动在时间域上更不均匀，相对于内陆地区具有更明显的季节性变化特性(图 2).尤其是0.12~0.32 Hz频率范围内的地脉动季节性变化特征尤为明显(图 3).这点在进行波速结构反演时可通过长时间的叠加来等效噪声均匀分布，以消除其季节变化所可能导致的误差(Bensen et al., 2007；Yang and Ritzwoller, 2008).尽管如此，海岛地区由于四周都是海岸线，长期处于与海浪场的持续作用下，其地震背景噪声场的时空特性比内陆地区复杂.只有充分了解该噪声场本身特性，并结合相应的数据处理方法，才能保证背景噪声层析成像等基于噪声的应用研究结果的准确性.如何根据波浪场特性及地形、地质条件等详细探讨噪声场源区，并在此基础上深入分析噪声场特性，尚有待进一步研究.

此外，通过与地震台站附近海域基于WW3海浪模式数值模拟结果的波浪场强度及附近波浪浮标实测数据的对比，发现地脉动与附近海域波浪场之间具有很好的互相关性(图 3，5—7)，海岛地区地脉动主要受附近海域波浪场影响，与海洋活动性具有较为同步的变化规律.同时表明地脉动信号具有可实际反映甚至反演海浪变化特性的可能.因此，针对物理海洋等海洋科学研究中对于海面波浪场连续观测的困难以及波浪浮标等定点观测方法在空间覆盖上的局限性，根据如本文所示的地脉动与附近海域波浪场强度之间的互相关性，进一步发展基于地脉动观测的波浪场反演方法(如Bromirski et al., 1999)，可以实现通过海岛或沿海地区地震台站记录对附近海域有效波高等波浪场参数的有效获取.尤其是历史上一直缺失波浪场实测数据的海域，可以借助附近海岛或沿海地区地震台站的历史记录数据，根据以上方法反演并分析该海域历史波浪场信息，在一定程度上弥补过去几十年中现场观测数据的缺失.

本文利用西北太平洋海岛地震台站连续记录数据，分析了海岛地区地震背景噪声中能量最强的分量地脉动的信号特征，并结合波浪浮标观测系统的实测数据以及WW3海浪模式数值模拟结果，通过地震学和海洋学的交叉研究，分析了海岛地区地脉动与海洋波浪场之间的关系，发现：

(1) 地脉动主要由海浪运动引起，海岛地区由于孤立于大陆且持续处于海浪作用下的特殊地理位置的原因，具有相对于内陆地区更强的地脉动.

(2) 海岛地区地脉动信号具有非常明显且稳定的季节性变化特征，高频地脉动信号(0.12~0.32 Hz)在夏秋季节(5月—10月)相对较弱，而在冬春季节(11月—次年4月)相对较强，与北半球海洋活动季节性相一致；而低频地脉动信号(0.08~0.12 Hz)几乎无法观察到明显的季节性变化特征.

(3) 海岛地区地脉动信号主要受周边海域波浪场影响，尤其是0.12 Hz以上的高频地脉动信号强度与周边海域波浪能功率密度具有非常一致的时间变化规律，并与波浪浮标实测及WW3海浪模式数值模拟的有效波高具有很好的互相关性.

以上工作结论对海洋区域或沿海区域开展地震背景噪声层析成像等基于背景噪声的应用研究具有一定的借鉴意义.但地脉动信号的海洋激发机制涉及波浪场自身特性、波浪压力扰动在水体中的传输及在海底固液界面上的复杂能量传递与耦合，海表波浪场现场观测数据的缺乏以及海底宽频带地震观测站点的缺失，严重制约了我们对海洋区域地脉动激发过程、源区及特性的深入研究.下一步我们拟通过更为系统的海陆联合观测试验，进一步深化海岛、海底地震背景噪声的特性及海洋激发机制研究.

感谢中国地震局地球物理研究所“国家数字测震台网数据备份中心”、IRIS数据管理中心和日本F-net为本研究提供连续地震记录数据.感谢亚太数据研究中心提供WW3海浪数值模拟数据.同时感谢日本气象厅提供西北太平洋台风最佳路径资料.