2. 国土资源部海底矿产资源重点实验室, 广州海洋地质调查局, 广州 510760
2. Key Laboratory of Marine Mineral Resources, Ministry of Land and Resources, Guangzhou Marine Geological Survey, Guangzhou 510760, China
海洋中存在多种尺度海水运动,流场非常复杂.在海底附近,由于地形与海水运动相互作用以及冷泉热液活动、生物和沉积过程的影响,海水层结构特殊、尺度多样,对这些过程的观测与模拟是物理海洋学的重要研究方向(冯士筰等, 1999).地震海洋学是利用多道反射地震方法研究海水层结构的新方法(Holbrook et al., 2003; 宋海斌,2012).相比传统物理海洋学观测,这种方法可以在短时间内获得较高横向分辨率的整个海水断面的温度、盐度梯度快照,对物理海洋学中尺度、次中尺度海水运动问题的研究具有一定优势.Holbrook等在2003年首次于海水的反射地震图像中观察到海洋温盐细结构.此后十余年,通过与已有的物理海洋学研究方法相结合,地震海洋学发挥其横向分辨率高、成像迅速、地震数据处理技术成熟等特点,对海水运动以及雾状层等现象进行了精细的刻画(Nakamura et al., 2006; 宋海斌等, 2009; Ruddick et al., 2009; Sheen et al., 2009; Pinheiro et al., 2010; 郑红波和阎贫, 2010; Tang et al., 2014; 拜阳等, 2015).
海水层反射地震图像是整个海洋断面中所有海水运动的综合反映.由于测线布设与地形起伏等因素的影响,海水层地震反射资料解释困难.对于这个问题,基于观测的研究方法往往是收集某一种海水运动的大量快照数据,将不同快照数据中观测到的瞬态视为同一运动的不同阶段,进而提出关于这个运动演化的假说.然而这种观测方法无法对海水运动进行连续追踪,且在观测数据有限时很难对海水结构的演化做出完整的解释.另一方面,物理海洋学测量对象一般为海水盐度、温度、海水流速等,与地震海洋学数据物理意义不同,两者需要一个相互转换的桥梁.
流体动力学数值模拟是研究海水运动演化的重要手段,将观测数据与模拟结果相结合,能获得对海水运动过程更为完整的认识.通过控制流体动力学数值模拟中的几个条件可以去除复杂地形、多尺度海水运动同时存在的干扰,从而解释某一特定海水运动与地形相互作用.Klymak和Legg(2010)提出了一种内波与海底地形相互作用模式,并通过海水运动模拟结果与实测数据的对比以检验新的耗散率计算方法.Alford等(2011)用CTD观测了吕宋海峡两个海脊附近的全日潮与半日潮能量大小,结合海水动力学数值模拟结果,认为该区域内波耗散率变化与双海脊地形间的反馈有关.Buijsman等(2012)使用流体动力学数值模拟建立二维海水运动模型,研究了吕宋海峡地形对耗散率的影响,讨论落潮、涨潮及其中间状态的海水断面上耗散率分布情况.
本文提出将流体动力学数值模拟与反射地震正演结合的方法研究复杂海水层地震相(图 1).首先,将模拟获取的海水运动的连续过程与实际反射地震剖面快照进行对比,分析二者在特定区域的相似性:如果模拟过程某一时刻海水层温盐结构与实测反射地震数据在形态上相似,那么该区域实际地震剖面同相轴特征很可能受到与模拟所设置相似条件(如地形、海水运动等)的控制,从而推演实际海水运动情况,解释地震剖面海水反射层结构,分析海水层复杂地震相成因.进一步,由于海水层反射地震剖面和流体动力学数值模拟结果物理意义不同,它们分别反映了海水层波阻抗差异与温度、盐度分布,需要将反射地震转换为温盐剖面,或者将海水动力学数值模拟结果转换为反射地震数据才能进行对比分析.反射地震数据与CTD实测数据结合进行联合反演可以得到海水温度、盐度剖面(宋洋等, 2010; 黄兴辉等, 2011; Padhi et al., 2015).然而将两种变量同时进行对比,分析复杂,模拟难度高,因此本文尝试将模拟结果转换为反射地震图像,即反射地震正演模拟.海洋学中高频声学原理与反射地震类似(Reeder et al., 2011),在计算海洋声学中也有通过正演高频声波在海水中传播研究海水层结构的方法(The ATOC Consortium, 1998).
内孤立波(internal solitary wave)是正压潮与海底崎岖地形相互作用,形成于层结海洋中的一种大振幅非线性内波,对南海北部海洋动力过程具有重要影响,它的生成、传播与浅化一直是物理海洋学研究的前沿和热点(Mtfller, 1976; Maxworthy, 1979; Zhao et al., 2004; 柯自明, 2009).内孤立波在海水层反射地震剖面上垂向振幅大、反射强,辨识度高,可以通过相关反射地震剖面数据开展内孤立波的能量、结构特征、分布等方面的研究(Tang et al., 2014, 2015; 拜阳等, 2015; Bai et al., 2017).本文以内孤立波在陆坡上浅化过程为例,通过建立第一模态内孤立波模型,研究其下沉型、分裂、转换型三个阶段的反射地震图像.
1 方法 1.1 模拟本文使用MITgcm(Marshall et al., 1997)数值模拟得到海水层温度剖面.MITgcm全称MIT General Circulation Model,是一种研究流体运动的数值模拟工具,其方程的有限体积,非静力的特点使它被用于模拟各种海水运动,如内孤立波、内波、正压潮等.流体动力学数值模拟的重要输入包括初始温盐剖面,模型边界条件以及海底地形(图 2).为使模拟-正演的结果能够与实际反射地震数据进行有效对比,这三个主要输入要求与实际地震数据具有一定一致性.
与反射地震相关的海水物理性质包括密度与声波速度,它们主要由海水温度与深度决定.根据海水状态方程,海水声波速度、密度主要受到温度、盐度以及海水在不同深度受到的压力控制.由于与盐度相比,海水温度变化通常对密度的影响要大得多(约占90%)(Ruddick et al., 2006; 董崇志等, 2013),本文只讨论温度与深度改变引起的海水密度与声波速度变化,并将海水盐度设为定值35 psu(南海海水盐度的平均值约为34.7 psu).
内孤立波形态、海水流速结构与海水温跃层深度、最大深度密切相关,且反射地震正演要求波阻抗剖面具有较高的垂向分辨率.本文初始温度剖面数据来源于投弃式温度剖面测量仪(Expendable Bathythermograph,XBT)的结果,这种仪器可在海水中快速下降,记录某一测点海水不同深度以及对应的温度变化.本文选取与反射地震勘探季节相同、海底最大深度较为接近点位所采集的XBT数据,并对温度剖面按深度均匀插值,作为整个海水层剖面的温度结构(图 3).
在流体动力学数值模拟中,产生海洋内孤立波的常见方法有三种:内潮与地形相互作用(Maxworthy, 1979),在初始剖面中将等密度面形态设计为特定形态,研究一段时间后分裂产生的前导波(Vlasenko and Hutter, 2001),以及直接通过海水边界变化产生非线性海水运动.本文直接在海水边界产生非线性海水运动,并通过将地形靠近西边界的一部分设计为水平,保证西边界产生的初始波形不受到地形起伏干扰.
二维流体动力学数值模拟包含四个边界:海水表面,海底,以及左、右侧的西、东边界.本文西边界条件的变化是整个海水层剖面运动的动力来源,通过控制剖面西边界的温度和水平、垂直两个方向流速分量随时间、海水深度的变化可以改变整个海水层的温度分布,产生内孤立波.
海水西边界流速:
(1) |
(2) |
温度:
(3) |
其中,u0为常数,Z为西边界最大网格数,z为西边界当前计算网格,kx为水平波数,dx为横向间距,t为时间(s),m0为与当前浮频率相关的系数,tRef为初始温度剖面,mz为模态,N为浮频率.控制海水西边界运动,出现内孤立波形态波动的是aKdV(t)项,即Korteweg-de Vries(KdV)方程第一模态内孤立波解,本文中:
(4) |
其中,a0和p分别为控制aKdV的振幅与宽度的系数,Tdiurnal为全日潮周期.对于图 3的温度剖面,其流速、相对温度变化如图 4所示.
图 5是流体动力学数值模拟海底地形条件.地形由四个部分组成,从西到东分别是:水平地形、陆坡、水平地形、右边界.第一部分为一段深度与陆坡最大深度相同的水平海底,防止西边界产生的初始海水运动受到地形变化影响;第二部分为陆坡,根据反射地震图像上观察到的陆坡的平均角度、长度确定陆坡倾角;水平地形部分深度与陆坡最浅处深度相同;最右侧为一段封闭东边界的“壁”,减少东边界条件对海水运动的影响.
由于流体动力学数值模拟获得的海水层温盐剖面在正演后需要与实测反射地震剖面进行对比,相关模拟、正演参数的设置与反射地震数据密切相关,如网格间距,需要反映的流体现象的最小尺度等.本文反射地震数据来自2009年广州海洋地质调查局采集于东沙海域的多道地震航次,共深度点道集间距6.25 m,纵向采样间隔2 ms.假设海水声波速度恒定为1500 m·s-1,则纵向间距为1.5 m.相关模拟参数如表 1所示.
海水状态方程是计算海水物理性质的常用经验公式.本文使用Phillip P. Morgan开发的SEAWATER Library,根据温度、盐度、深度、经纬度等信息,计算海水密度与声波速度(图 6).
海水层波阻抗I为:
(5) |
其中ρw和vw分别表示海水密度与声波速度.
反射系数与波阻抗的关系:
(6) |
本文反射地震正演模拟震源在海水深度为0 m处激发并在同点接收的观测系统,即偏移距为0(图 7b).合成地震道Tsyn(i)由反射系数R(j)与地震子波W(j)褶积得到:
(7) |
其中W为地震子波.本文采用频率为50 Hz的零相位雷克子波(图 7a).由于海底沉积层其介质密度、声波速度与海水相差较大,且其性质不是本文讨论的重点,在正演中将这两个值设为常数2.5×103 kg·m-3和3.0×103 m·s-1.对于图 6中的温度剖面,经过正演得到合成地震道如图 7c所示.
2 模拟-正演与实测数据本文选取的4条实测地震海洋学剖面来自广州海洋地质调查局.以物理海洋学研究中最具代表性的中尺度海水运动现象——内孤立波在陆坡的浅化为例,使用前述的流体动力学数值模拟、反射地震正演结合的方法,将其浅化过程中不同阶段流体动力学数值模拟与正演数据相关断面、单道记录进行对比,分析海水层温度剖面变化在反射地震图像上的响应.
通过流体动力学数值模拟得到内孤立波形态温度剖面(图 8),从这个断面中可以直观地获得内孤立波相关信息.海水深度为400 m(与下一部分模拟的最大深度相同),最大水平距离6000 m,黑色实线代表等温线.可以观察到水平距离大于3000 m的海水层尚未受到内孤立波的影响;温跃层深度范围约为26~77 m,这个区间内等温线分布较为密集;水平距离750~2500 m之间受到内孤立波影响,等温线整体向下凹陷;从等温线的垂向位移可以看出最大振幅的等温线出现在170 m处,最大振幅处半波宽度1200 m,振幅随深度呈先增大后减小的变化,内孤立波振幅在海水表面与海底振幅为零.
图 9为根据前文所述方法将温度剖面转换为合成反射地震记录,并将等温线投影在反射地震剖面上(红色实线).可以发现等温线与反射地震剖面在形态上有很高的相似性,绝大多数区域等温线位移随距离的变化情况与其临近的同相轴垂向振幅几乎完全相同,反射地震同相轴形态大致反映海水层等温线分布.
对比合成反射地震记录(图 9)与实测海水层反射地震数据(图 10),可以发现实测海水层反射地震数据中内孤立波核部反射地震同相轴的起伏更加明显,这是流体动力学数值模拟的初始剖面根据XBT温度剖面插值获得,温度细节相对较少导致的.
图 11和图 12分别来自内孤立波通过最大振幅处与未受到内孤立波影响区域.图 11中温度梯度与合成地震道起伏特征大致相同,而合成地震道振幅相对变化更小,且随双程走时的变化更加平滑.图 12合成地震道振幅最小值相比图 11出现在双程走时更小的区域,表明下沉型内孤立波将反射地震同相轴整体向下压缩.
图 13至图 15是使用MITgcm模拟得到的内孤立波在陆坡上浅化过程中不同阶段的温度剖面、合成反射地震记录以及实测海水层反射地震数据中的对应片段.在各温度剖面中,灰色部分表示海底地形.从整条反射地震测线上看,在各实测图像中从左侧至右侧地形是不断变浅的,与内孤立波前进方向一致.首先,下沉型内孤立波从温度剖面左侧出现并开始向右传播,前缘与后缘大致相平(图 13);由于频散现象,内孤立波分裂为连续多个宽度较小的内孤立波(图 14);受到地形作用,下沉型内孤立波前缘变平,后缘则向上凸起,形成转换型内孤立波(图 15).
在南海,内孤立波在传播过程中能保持内孤立子形态,这种形态的生命周期可以达到数天,随着地形深度减小而发生变形(Duda et al., 2004).相比图 8、9,图 13(a,b)最明显的特征是内孤立波底部发生变形:深度100 m以浅部分内孤立波形态仍较为对称,而120 m以深随深度增大其对称轴向传播方向反向倾斜,这是内孤立波与具有一定倾角的海底地形接触摩擦而变形造成的(Kao et al., 1985),且其深部先于浅部受到海底影响对称轴发生倾斜.可见图 13b反映了反射地震图像上内孤立波受到海底地形影响的同相轴形态.对比实测海水层地震图像图 13c内孤立波对称轴特征与反射地震同相轴形态,由于其与正演剖面具有类似的对称轴倾斜、底部变形的特征,可以认为该内孤立波处于底部受到地形影响的初步阶段.
在图 14c水平距离2000~8000 m有一段南东高、北西低的局部地形,但是在更大尺度上看,主要海底地形仍是由南东至北西是不断变浅的.在图 14a中观察到明显的频散现象:内孤立波分为连续几个更小的内孤立波,其中前导波振幅约为75 m,随后波包中的连续内孤立波振幅依次减小.在不考虑地转影响条件下,根据内孤立波非线性参数与相速度关系,振幅越大相速度越大,因此越是靠前的内孤立波宽度越大,前导波宽度约为200 m,随后内孤立波的相速度、宽度依次减小(Grimshaw et al., 2014).图 14b为图 14a温度剖面进行反射地震正演得到的,反映了典型分裂型反射地震正演剖面.图 14c同样出现了类似的结构,因此对于这种反射地震同相轴特征,可以认为这部分内孤立波已经分裂为连续的内孤立波包.另一方面,对比图 13b,图 14b反射地震振幅相对较小,这是海水无法保持其层结,随着模拟时间推移在流体动力学数值模拟中发生混合而造成垂向温度分布趋于均匀导致的.
图 15b前导波前缘变平贴近陆坡,后缘变陡,原波包中振幅、宽度更小的内孤立波宽度、振幅减小.这种特征与内孤立波的水槽模拟试验中转换型内孤立波相同,其凸起的后缘发生破碎,产生湍流与混合(Helfrich, 1992).实测反射地震图像上可以观察到多种转换型的孤立波,其中一种就是同相轴具有上述特点(图 15c).
对比这些阶段的正演剖面与实测海水层反射地震数据可以发现,正演剖面与实测反射地震数据同相轴形态特征非常相似,且正演剖面中的同相轴更加光滑,不同阶段内孤立波在反射地震正演剖面中更容易区分,可以认为它们去除复杂地形与多种海水运动影响的内孤立波浅化海水层地震相.
图 16给出等温线形态随时间变化情况,反映内孤立波形态在浅化过程中的演变.在6000 s内孤立波为下沉型.随后,10000~14000 s内孤立波发生频散,振幅增大,从前导波往后振幅依次减小.18000 s前导波振幅宽度进一步增大,而频散形成的小振幅连续内孤立波宽度、振幅逐渐减小.22000~34000 s受到陆坡影响,内孤立波振幅开始减小,前缘逐渐变平缓,贴近陆坡,而后缘则逐渐变陡.30000~34000 s内孤立波振幅进一步减小,并完全转换为上抬型内孤立波.根据前文所述等温线与反射地震同相轴的关系,可以从流体动力学数值模拟预测、推演反射地震同相轴成因以及未来演化.流体动力学数值模拟能得到海水层温度分布随时间的变化,当流体动力学数值模拟所用的地形与边界条件与实测反射地震数据相近时,可以认为模拟结果与实测反射地震海水层情况大致相同,因此结合不同时间的等温线与实测海水层反射地震数据快照可能获得海水层反射地震图像随时间的变化信息.
本文提出通过流体动力学数值模拟与反射地震正演的方法研究海水层特殊地震相成因.这种方法分为三个步骤:首先建立海底地形、初始海水温度、海水边界模型,使用MITgcm得到连续的海水层温度快照.然后用海水状态方程将海水温度、盐度、深度属性转换为介质声波速度与海水密度,计算其反射系数并使用反射地震正演方法将地震子波与反射系数褶积,模拟海上反射地震勘探过程,把温度剖面转换为反射地震正演剖面.最后通过对比正演剖面与实测海水层反射地震数据分析海水层地震相成因;同时,将流体动力学数值模拟对海水层温度结构演化的描述能力与实测反射地震数据相结合,为分析海水温盐结构的演化的动态过程提供可能.
以内孤立波演变为例,说明该方法的可行性.首先,本文使用MITgcm进行流体动力学数值模拟,得到内孤立波通过水平海底的温度结构,并对海水层进行反射地震正演.由于海底形态水平,内孤立波在演化过程中基本保持下沉形态,其反射同相轴结构反映内孤立波的形态与垂向温度梯度变化.通过崎岖地形的演化过程中,内孤立波的形态将发生变化.以内孤立波在陆坡上的浅化为例,本文通过对比演化过程中不同阶段反射地震正演剖面与实测反射地震同相轴形态,观察到内孤立波通过斜坡地形时不再保持下沉型形态,而是随着海水深度减小以及与海底的摩擦,经历了下沉、分裂、转换三个阶段.由于反射地震正演剖面不受其他海水运动与海底地形的影响,因此认为陆坡地形是内孤立波形态发生这种变化的重要影响因素.
流体动力学数值模拟为分析反射地震同相轴形态随时间变化提供了依据,从而结合实测海水层反射地震图像分析内孤立波浅化过程下沉、分裂、转换三个阶段的海水层地震相.流体动力学数值模拟得到的温度剖面连续快照的等温线反映内孤立波在浅化过程中结构的动态变化,包括下沉、分裂、转换三个阶段.从等温线形态看,随着浅化进行,海水深度变浅,内孤立波最大振幅处进一步靠近陆坡,海底摩擦影响增大,等温线出现了高频波动与上抬型形态.相同时间步长之间内孤立波前进水平距离随着与海底距离减小而减小,说明内孤立波在浅化过程中速度不断降低.
结合流体动力学数值模拟-反射地震正演提供了动态解释海水层地震相、海水演化的新方法,与海水层反射地震观测相结合,能够分析高横向分辨率海水层结构与海水运动过程.这种技术或为地震海洋学数据解释复杂海水层地震相,解释海水运动过程提供了可能.
Alford M H, Mackinnon J A, Nash J D, et al. 2011. Energy flux and dissipation in Luzon Strait:two tales of two ridges. Journal of Physical Oceanography, 41(11): 2211-2222. DOI:10.1175/JPO-D-11-073.1 |
Bai Y, Song H B, Guan Y X, et al. 2015. Nonlinear internal solitary waves in the northeast South China Sea near Dongsha Atoll using seismic oceanography. Chinese Science Bulletin (in Chinese), 60(10): 944-951. DOI:10.1360/N972014-00911 |
Bai Y, Song H B, Guan Y X, et al. 2017. Estimating depth of polarity conversion of shoaling internal solitary waves in the northeastern South China Sea. Continental Shelf Research, 143: 9-17. DOI:10.1016/j.csr.2017.05.014 |
Buijsman M C, Legg S, Klymak J M. 2012. Double-ridge internal tide interference and its effect on dissipation in Luzon Strait. Journal of Physical Oceanography, 42(8): 1337-1356. DOI:10.1175/JPO-D-11-0210.1 |
Dong C Z, Song H B, Wang D X, et al. 2013. Relative contribution of seawater physical property to seismic reflection coefficient. Chinese Journal of Geophysics (in Chinese), 56(6): 2123-2132. DOI:10.6038/cjg20130632 |
Duda T F, Lynch J F, Irish J D, et al. 2004. Internal tide and nonlinear internal wave behavior at the continental slope in the northern South China Sea. IEEE Journal of Oceanic Engineering, 29(4): 1105-1130. DOI:10.1109/JOE.2004.836998 |
Feng S Z, Li F Q, Li S J. 1999. An Introduction to Marine Science (in Chinese). Beijing: Higher Education Press.
|
Grimshaw R, Guo C C, Helfrich K R, et al. 2014. Combined effect of rotation and topography on shoaling oceanic internal solitary waves. Journal of Physical Oceanography, 44(4): 1116-1132. DOI:10.1175/JPO-D-13-0194.1 |
Helfrich K R. 1992. Internal solitary wave breaking and run-up on a uniform slope. Journal of Fluid Mechanics, 243(1): 133-154. DOI:10.1017/S0022112092002660 |
Holbrook W S, Páramo P, Pearse S, et al. 2003. Thermohaline fine structure in an oceanographic front from seismic reflection profiling. Science, 301(5634): 821-824. DOI:10.1126/science.1085116 |
Huang X H, Song H B, Pinheiro L M, et al. 2011. Ocean temperature and salinity distributions inverted from combined reflection seismic and XBT data. Chinese Journal of Geophysics (in Chinese), 54(5): 1293-1300. DOI:10.3969/j.issn.0001-5733.2011.05.018 |
Kao T W, Pan F S, Renouard D P. 1985. Internal solitons on the pycnocline:generation, propagation, and shoaling and breaking over a slope. Journal of Fluid Mechanics, 159(1): 19-53. DOI:10.1017/S0022112085003081 |
Ke Z M, Yin B S, Xu Z H, et al. 2009. The characteristics of internal solitary waves at Wenchang in the South China Sea. Oceanologia et Limnologia Sinica (in Chinese), 40(3): 269-274. DOI:10.3321/j.issn:0029-814X.2009.03.003 |
Klymak J M, Legg S M. 2010. A simple mixing scheme for models that resolve breaking internal waves. Ocean Modelling, 33(3-4): 224-234. DOI:10.1016/j.ocemod.2010.02.005 |
Marshall J, Adcroft A, Hill C, et al. 1997. A finite-volume, incompressible Navier Stokes model for studies of the ocean on parallel computers. Journal of Geophysical Research:Oceans, 102(C3): 5753-5766. DOI:10.1029/96JC02775 |
Maxworthy T. 1979. A note on the internal solitary waves produced by tidal flow over a three-dimensional ridge. Journal of Geophysical Research:Oceans, 84(C1): 338-346. DOI:10.1029/JC084iC01p00338 |
Mtfller P. 1976. On the diffusion of momentum and mass by internal gravity waves. Journal of Fluid Mechanics, 77(4): 789-823. DOI:10.1017/S0022112076002899 |
Nakamura Y, Noguchi T, Tsuji T, et al. 2006. Simultaneous seismic reflection and physical oceanographic observations of oceanic fine structure in the Kuroshio extension front. Geophysical Research Letters, 33(23): L23605. DOI:10.1029/2006GL027437 |
Padhi A, Mallick S, Fortin W, et al. 2015. 2-D ocean temperature and salinity images from pre-stack seismic waveform inversion methods:an example from the South China Sea. Geophysical Journal International, 202(2): 800-810. DOI:10.1093/gji/ggv188 |
Pinheiro L M, Song H B, Ruddick B, et al. 2010. Detailed 2-D imaging of the Mediterranean outflow and meddies off W Iberia from multichannel seismic data. Journal of Marine Systems, 79(1-2): 89-100. DOI:10.1016/j.jmarsys.2009.07.004 |
Reeder D B, Ma B, Yang Y J. 2011. Very large subaqueous sand dunes on the upper continental slope in the South China Sea generated by episodic, shoaling deep-water internal solitary waves. Marine Geology, 279(1-4): 12-18. DOI:10.1016/j.margeo.2010.10.009 |
Ruddick B, Song H B, Dong C Z, et al. 2009. Water column seismic images as maps of temperature gradient. Oceanography, 22(1): 192-205. DOI:10.5670/oceanog.2009.19 |
Sheen K L, White N J, Hobbs R W. 2009. Estimating mixing rates from seismic images of oceanic structure. Geophysical Research Letters, 36(C1): L00D04. DOI:10.1029/2009GL040106 |
Song H B, Pinheiro L, Wang D X, et al. 2009. Seismic images of ocean meso-scale eddies and internal waves. Chinese Journal of Geophysics (in Chinese), 52(11): 2775-2780. DOI:10.3969/j.issn.0001-5733.2009.11.012 |
Song H B. 2012. Introduction to Seismic Oceanography (in Chinese). Shanghai: Shanghai Sci. and Tech. Press.
|
Song Y, Song H B, Chen L, et al. 2010. Sea water thermohaline structure inversion from seismic data. Chinese Journal of Geophysics (in Chinese), 53(11): 2696-2702. DOI:10.3969/j.issn.0001-5733.2010.11.017 |
Tang Q S, Wang C X, Wang D X, et al. 2014. Seismic, satellite, and site observations of internal solitary waves in the NE South. Scientific Reports, 4: 5374. DOI:10.1038/srep05374 |
Tang Q S, Hobbs R, Wang D X, et al. 2015. Marine seismic observation of internal solitary wave packets in the northeast South China Sea. Journal of Geophysical Research:Oceans, 120(12): 8487-8503. DOI:10.1002/2015JC011362 |
The ATOC Consortium. 1998. Ocean climate change:comparison of acoustic tomography, satellite altimetry, and modeling. Science, 281(5381): 1327-1332. DOI:10.1126/science.281.5381.1327 |
Vlasenko V I, Hutter K. 2001. Generation of second mode solitary waves by the interaction of a first mode soliton with a sill. Nonlinear Processes in Geophysics, 8(4-5): 223-239. DOI:10.5194/npg-8-223-2001 |
Zhao Z X, Klemas V, Zheng Q N, et al. 2004. Estimating parameters of a two-layer stratified ocean from polarity conversion of internal solitary waves observed in satellite SAR images. Remote Sensing of Environment, 92(2): 276-287. DOI:10.1016/j.rse.2004.05.014 |
Zheng H B, Yan P. 2010. The application of seismic oceanography to studying ocean water mass structure in the northeastern South China Sea. Chinese Journal of Geophysics (in Chinese), 53(8): 1852-1858. DOI:10.3969/j.issn.0001-5733.2010.08.010 |
拜阳, 宋海斌, 关永贤, 等. 2015. 利用地震海洋学方法研究南海东北部东沙海域内孤立波的结构特征. 科学通报, 60(10): 944-951. DOI:10.1360/N972014-00911 |
董崇志, 宋海斌, 王东晓, 等. 2013. 海水物性对地震反射系数的相对贡献. 地球物理学报, 56(6): 2123-2132. DOI:10.6038/cjg20130632 |
冯士筰, 李凤岐, 李少菁. 1999. 海洋科学导论. 北京: 高等教育出版社.
|
黄兴辉, 宋海斌, PinheiroL M, 等. 2011. 利用反射地震数据和XBT数据联合反演海水的温盐分布. 地球物理学报, 54(5): 1293-1300. DOI:10.3969/j.issn.0001-5733.2011.05.018 |
柯自明, 尹宝树, 徐振华, 等. 2009. 南海文昌海域内孤立波特征观测研究. 海洋与湖沼, 40(3): 269-274. DOI:10.3321/j.issn:0029-814X.2009.03.003 |
宋海斌, PinheiroL, 王东晓, 等. 2009. 海洋中尺度涡与内波的地震图像. 地球物理学报, 52(11): 2775-2780. DOI:10.3969/j.issn.0001-5733.2009.11.012 |
宋海斌. 2012. 地震海洋学导论. 上海: 上海科学技术出版社.
|
宋洋, 宋海斌, 陈林, 等. 2010. 利用地震数据反演海水温盐结构. 地球物理学报, 53(11): 2696-2702. DOI:10.3969/j.issn.0001-5733.2010.11.017 |
郑红波, 阎贫. 2010. 地震海洋学方法在研究南海东北部海水水体结构中的应用. 地球物理学报, 53(8): 1852-1858. DOI:10.3969/j.issn.0001-5733.2010.08.010 |