基于地震学的台风监测研究.pdf

朱 昕 晖，方 孙 珂，林 建 民.2023.基 于 地 震 学 的 台 风 监 测 研 究.地 震 学 报，45（3）：411430.doi：10.11939/jass.20220191.ZhuXH，FangSK，LinJM.2023.Seismicmonitoringoftyphoonsbasedonseismology.Acta Seismologica Sinica，45（3）：411430.doi：10.11939/jass.20220191.基于地震学的台风监测研究*朱昕晖1）方孙珂2）林建民2，3），1）中国浙江舟山316021浙江海洋大学海洋科学与技术学院2）中国浙江舟山316021浙江大学海洋学院3）中国浙江舟山316021浙江大学浙江省海洋观测-成像试验区重点实验室摘要台风是全球最具破坏力的气象灾害之一，由于台风过境时现场海洋观测资料相对匮乏，与目前对台风的监测、预报和防灾减灾的迫切需求尚不相匹配。近年来，利用地震学观测资料与技术手段，通过台风激发的地震背景噪声，对台风进行监测的新方法逐渐兴起。本文对近年来有关台风激发地震背景噪声机理、源区分布以及基于地震背景噪声的台风定位追踪、海浪参数反演等研究进展进行综述，分析已取得的研究成果及可能存在的问题，讨论并展望基于地震学的台风监测研究思路与热点。基于地震学的台风监测有望为传统台风观测与研究提供跨学科的观测资料与技术支持。关键词 台风地震背景噪声地脉动地震台阵聚束doi：10.11939/jass.20220191中图分类号：P315.3+1文献标识码：ASeismic monitoring of typhoons based on seismologyZhuXinhui1）FangSunke2）LinJianmin2，3），1）Marine Science and Technology College，Zhejiang Ocean University，Zhejiang Zhoushan 316021，China2）Ocean College,Zhejiang University，Zhejiang Zhoushan 316021，China3）Key Laboratory of Ocean Observation-Imaging Testbed of Zhejiang Province，Zhejiang University，Zhejiang Zhoushan 316021，ChinaAbstract：Typhoonsareoneofthemostdestructivemeteorologicaldisastersallovertheworld.However，becauseofthelackofinsituobservationsundersuchextremeweatherconditionsduringthetyphoonspassage，typhoonmonitoringandforecastingarestillnotabletomeettheneedsoftyphoonpreventionandmitigation.Inrecentyears，anewmethodoftyphoonmonitor-ingbasedonseismologicalobservationsandtechniqueshasemergedanddeveloped，utilizingtyphoon-generatedseismicnoiseasaproxy.Thispaperreviewstherecentprogressinstudyoftyphoon-inducedmicroseisms，includingthegenerationmechanisms，sourcelocationdistribu-tion，anditspotentialimplicationsontyphoonmonitoringandoceanwaveparameterinversion.*基金项目国家自然科学基金项目（42274067，41874046）、浙江省重点研发计划项目（2021C03181）和舟山市-浙江大学市校合作联合专项重点项目（2020C8002）共同资助.收稿日期2022-10-11 收到初稿，2023-01-20 决定采用修改稿.作者简介朱昕晖，在读硕士研究生，主要从事声学海洋学方面的研究，e-mail：；林建民，博士，副教授，主要从事海洋地球物理和声学海洋学研究，e-mail：第45卷第3期地震学报Vol.45，No.32023年5月（411430）ACTASEISMOLOGICASINICAMay，2023Futureprospectsonseismicmonitoringoftyphoonsareprovidedanddiscussed.Thisnewlyemergingmethodmayprovideinterdisciplinarysupporttotraditionalobservationandinvestiga-tionoftyphoons.Key words：typhoon；ambientseismicnoise；microseisms；seismicarray；beamforming 引言热带气旋（西太平洋称“台风”，大西洋和东太平洋称“飓风”）位居全球十大自然灾害之首，西北太平洋（含南海）则是全球热带气旋最活跃的海区，全球每年约三分之一的热带气旋集中发生在这里。我国地处太平洋西岸，大陆海岸线长达 1.8 万 km，近年来海洋经济迅猛发展，但同时也成为世界上受台风影响最为严重的国家之一。据统计，我国每年由台风造成的直接经济损失近千亿元，人员伤亡达数千人，尤其是东南沿海地区，更是频繁遭受台风袭击，台风年均达 9.3 个，居世界之首（周磊等，2019）。台风灾害不仅对我国人民生命和社会安全造成巨大威胁，也严重制约了我国海洋经济建设的可持续发展。图 1 展示了 19802021 年期间西北太平洋台风的年频次分布情况。近二十年来，我国已经从大气、海洋科学与技术领域对台风进行了系列且卓有成效的研究，但与目前台风精准预报与防灾减灾的迫切需求仍不相适应（端义宏等，2020）。造成海上台风预报难度大的主要原因在于缺乏台风过境时的现场直接观测资料，现有的台风业务预报模式无法充分考虑台风条件下异常复杂的海气相互作用过程（周磊等，2019）。传统海洋观测平台（如浮标、潜标等）难以大范围布阵或提前布设于台风轨迹附近，而且观测仪器的正常运行、数据获取与质量保障等均会受到台风极端天气的严重干扰；气象飞机或无人机观测虽能准实时获取台风的位置、强度和结构等信息，协助改进数值模式的台风预报效果（Wonget al，2014），但国内与之相应的无人化、自动化以及系统化应用尚处于起步阶段（端义宏等，2020）。因此，目前主要采用卫星遥感的方式对台风进行近实时、大空间尺度的监测。当台风强度较弱时（如形成风眼之前的阶段），卫星遥感对台风中心的定位可能出现较大误差，进而导致台风路径及登陆点的预报偏差（郑燕等，2018）；而且，基于卫星遥感观测和数值模式的台风风场反演易受空间分辨率、高风速观测误差、降雨污染等影响（Knaffet al，2011；端义宏204060热带气旋出现次数140120100 E16018030N 20100图1西北太平洋 19802021 年台风年频次分布（数据源于 JapanMeteorologicalAgency，2022）Fig.1Annualdistributionoftyphoonsintheperiodof19802021overthenorthwesternPacific（DatafromJapanMeteorologicalAgency，2022）412地震学报45卷等，2020）。因此，综合多学科观测数据与技术手段，发展新的台风监测方法，对传统方法进行必要的补充和相互印证，将有助于我们进一步加深对台风过程的认识，提高对台风的监测与预报能力。海浪运动同固体地球（海岸、海底等）相互作用，通过能量耦合与传递而激发“地脉动”（microseisms，频率约为 0.050.5Hz），即地震背景噪声中能量最强的组成部分。台风期间，相应的地脉动信号被增强并携带台风过程信息，通过远距离传播后被陆上地震台及海底地震仪（oceanbottomseismometer，缩写为 OBS）记录，这使得利用地震背景噪声记录监测和研究台风成为可能。近年来，利用台风激发地脉动进行台风定位追踪与监测的研究逐渐兴起（Gerstoftet al，2006；Chiet al，2010；Sunet al，2013；Davyet al，2014；Sufriet al，2014；Linet al，2018a；Fanget al，2020）。本文将主要介绍台风激发地脉动的机理、源区以及基于地脉动的台风监测研究进展，并展望未来可能的研究热点与需求，以期为相关研究提供参考。1 台风激发地震背景噪声广袤海洋上（甚至湖面）的波浪活动时刻作用于固体地球，源源不断地激发低频地震背景噪声（Nishida，2013，2017；Xuet al，2017）。根据优势频段及激发机理，相应地震背景噪声（图 2）主要包括：1）地 球 嗡 鸣（Hum）。其 频 率 约 为0.0030.02Hz，通常认为由短周期风浪通过非线性作用衰减为长周期的次重力波后，与沿岸海底耦合而激发（Webb，2007；Traeret al，2012；Ardhuinet al，2015；Mauryaet al，2019）。因而，地球嗡鸣源区主要分布于海岸附近，且具有鲜明的季节性模式（Rhie，Romanowicz，2004，2006；Bromirski，Gerstoft，2009）。近期研究表明，地球嗡鸣的强度与海上风暴的影响范围密切相关（Mauryaet al，2019）。2）风暴震动（Stormquake）。其噪声级相对较低，频率约为 0.020.05Hz，起源于风暴激发的长周期海浪与陆架特征结构的能量耦合，能量强度相当于 M3.5 地震（Fanet al，2019）。3）地脉动（Microseisms）。其频率约为0.050.5Hz，是地震背景噪声组成中的最强部分，主要源于海浪运动与固体地球的耦合作用（Longuet-Higgins，1950；Stehlyet al，2006；Yang，Ritzwoller，2008）。地脉动可进一步分为：第一类地脉动（primarymicroseisms，频率约为 0.050.12Hz）和第二类地脉动（secondarymicroseisms，频率约为 0.120.5Hz）。这两类地脉动的激发机制存在差异：第一类地脉动由海浪运动产生的压力扰动加载至海底或海岸产生，故其频率与海浪一致，也被称为“单频地101410161018103102101100频率/Hz地震背景噪声谱密度/(m2s3)相对海浪谱能量重力波次重力波地球嗡鸣风暴震动第一类地动脉第二类地脉动随机剪切载荷压力源ERELEREL压力源ERELEPESVESH 图2台风激发地震背景噪声能量谱示意图图中标注出了不同频段的激发源对应的作用力，其中ER，EL，EP，ESV和 ESH分别表示瑞雷波、勒夫波、P 波、SV 波和 SH 波的能量（修改自 Nishida，2017）。Fig.2Schematicpowerspectrumoftyphoon-generatedseismicambientnoiseTheexcitationsourcesofdifferentperiodbinsarelabeled，ER，EL，EP，ESVandESHrepresentenergyofRayleigh，Love，P，SVandSHwaves，respectively（modifiedfromNishida，2017）3期朱昕晖等：基于地震学的台风监测研究413脉动”（single-frequencymicroseisms），由于海浪运动产生的垂向压力扰动随水深呈指数衰减，其源区主要分布在浅海或近海海区（Hasselmann，1963）；第二类地脉动是地脉动信号中的主导成分，由相向传播的同周期海浪经非线性相干形成驻波，驻波引起的垂向压力扰动不随水深而衰减并有效作用于海底而激发，其频率近似为相应海浪频率的两倍，因而也称“倍频地脉动”（double-frequencymicroseisms），且因其受水深影响较小而激发源区的范围更大（Longuet-Higgins，1950；Hasselmann，1963；Webb，1998；Bromirskiet al，2005；Chevrotet al，2007；Kedaret al，2008；Zhanget al，2010b；Gualtieriet al，2013；Ardhuinet al，2015；Gerstoft，Bromirski，2016）。得益于现代化地震台阵的部署及其技术发展，地脉动的多种传播震相已被观测到，相应研究也逐步深入开展。1）瑞雷（Rayleigh）波。瑞雷波是地脉动的主导震相之一（Longuet-Higgins，1950；Hasselmann，1963），其激发源区主要集中于海岸线附近（Bromirski，Duennebier，2002；Bromirskiet al，2005，2013），同时也可由远海区域激发（Stehlyet al，2006；Kedaret al，2008；刘巧霞等，2020）。地脉动信号中的瑞雷波存在基阶及高阶模态，这可能与源区场地特征（水深、沉积层厚度等）有关（Brookset al，2009；Gualtieriet al，2015）。瑞雷波地脉动的频散特征与地球内部结构关系密切，常被应用于地球介质结构的层析成像研究（Shapiroet al，2005；Bensenet al，2007；Shen，Ritzwoller，2016）。近期研究表明，台风激发的瑞雷波地脉动同样能够用于估计瑞雷波频散曲线并进行介质结构层析成像（Feng，Chen，2022）。2）勒夫（Love）波。早在二十世纪六十年代，地脉动记录横向分量中的勒夫波便已被发现，而且成为瑞雷波之外的另一个地脉动主导震相（Donn，1966；Friedrichet al，1998；Xiaoet al，2018）。目前，勒夫波的激发机理仍存在争议。Ziane 和 Hadziioannou（2019）认为面波的多重散射是第二类地脉动主导震相勒夫波的激发机制之一。LePape 等（2021）认为勒夫波的激发主要与源区陡峭的海底地形及地下介质界面有关，且陆上观测的勒夫波还受到大陆边缘形态的显著影响。Gualtieri 等（2020，2021）则认为地球介质的三维非均匀性对勒夫波的激发起着关键作用。此外，勒夫波与瑞雷波之间的能量比（尤其是第二类地脉动频段）较为复杂，观测到的地脉动主导震相时常在二者之间转换。目前已有研究发现勒夫波存在季节性变化（Tanimotoet al，2016；Gualtieriet al，2021），且易受噪声源强度（Ziane，Hadziioannou，2019）和源区所处位置（Galet al，2018）影响。3）P 波。P 波震相通常出现于第二类地脉动，相应源区主要为深海台风事件的集中区域（Gerstoftet al，2008；Koperet al，2009；Zhanget al，2009；Hillerset al，2012；Readinget al，2014；WardNealeet al，2018）。台风激发的 P 波第二类地脉动通过远距离传播，甚至能被几千千米外的地震台站观测到。例如，受国际社会高度关注的 2005 年袭击美国新奥尔良市的飓风“卡特里娜”（Katrina），曾造成高达 1250 亿美元的经济损失，并致 1100 多人死亡，它在墨西哥湾激发的 P 波第二类地脉动能被近 3000km 以外的南加州地震台阵（SouthernCaliforniaSeismicNetwork，缩写为 SCSN）所接收（Gerstoftet al，2006；Zhanget al，2010a）。同时，由于台风激发的 P 波第二类地脉动源区主要位于台风中心附近，已有研究尝试以此定位追踪台风（Gerstoftet al，2006；Zhanget al，2010a，b；Nealeet al，2017；Linet al，2018a）。4）S 波。目前对此类震相地脉动的研究相对较少，是近些年相关研究的热点之一。S 波通常分为水平分量 SH 和垂向分量 SV 两类，其中 SH 波能量相对较弱（Nishida，Takagi，2016；414地震学报45卷Nishida，2017；Xiaoet al，2021）。目前一般认为 SV 波由多次反射 P 波与海底耦合而产生，因而模拟和实测的 SV 波能量均弱于 P 波且源区与 P 波存在重叠（Gualtieriet al，2014b；Liuet al，2016）。SH 波源区则偏离 P 波和 SV 波源区（Liuet al，2016；Nishida，Takagi，2016；Xiaoet al，2021），但其激发机制目前仍存在较大争议。Nishida 和 Takagi（2016）及 Xiao 等（2021）认为 SH 波的激发与海底沉积层有关，Liu 等（2016）则认为其与 P-SV 波与小波长尺度的海底构造（如海山、沉积盆地等）的相互作用有关，而 Retailleau 和 Gualtieri（2021）的研究结果却显示SH 源区与海底沉积层及海底地形特征无关。第二类地脉动是地球背景噪声的主导成分，因此基于地震学的台风研究主要以第二类地脉动为研究对象。下节将对台风激发第二类地脉动源区的理论和分布进行系统阐述。2 台风激发第二类地脉动源区 2.1 第二类地脉动源区理论分析与模拟根据 Longuet-Higgins（1950）提出的激发机理，台风引起的相向传播的相同周期海浪能有效作用于海底而激发 P 波第二类地脉动。理论上，与此对应的海表等效压力谱 FP可表示为（Ardhuinet al，2011；Ardhuin，Herbers，2013；Farraet al，2016）：FP（x，f2）22wg2f2E2（x，f）I（x，f），（1）E（x，f）I（x，f）M（f，）式中：f 为海浪频率；f22 f 为产生的地脉动频率；x为空间位置；w为海水密度；g 为重力加速度，取 9.81ms2；为 x 处的海浪频谱，即海表面垂向位移的能量谱；是一个无量纲函数，对于每个位置 x 基于海浪方向分布函数（即每一频率成分 f 所对应海表高度变化在各个方向上的分布特征）构建I（x，f）w0M（f，）M（f，）d，（2）w20M（f，）d1I（f）其中。因此，当两组频率相同、传播方向相反的波浪相遇时，取得最大值，激发 P 波第二类地脉动。所以，我们可以根据该方向积分函数的极大值来判断 P 波第二类地脉动的源区分布（Kedaret al，2008；Ardhuinet al，2011；Ardhuin，Herbers，2013）.此外，Gualtieri 等（2014b）和 Farra 等（2016）进一步考虑地脉动激发过程中源区场地效应，提出 P 波第二类地脉动源理论上可进一步表示为P（x，f2）FP（x，f2）2?CP（x，f2）?c（x）w2，（3）式中：c为地壳介质密度，可从全球地壳模型 CRUST1.0 获得；CP为针对 P 波的场地效应放大系数。由于海表压力扰动会以 P 波的形式在水体中进行多次反射进而增强入射至海底的信号，形成场地放大效应（Gualtieriet al，2014b；Farraet al，2016），故引入此系数：CP（x，f2）TP（iw（x）1RP（iw（x）eiw（h（x），f2，iw（x），（4）h（x）式中：iw（x）是 P 波从源位置 x 传播至指定地震台阵的出射角，其大小取决于 x 至台阵的距离；表示水深，可从 ETOPO1 全球地形数据库（Amante，Eakins，2009）中获取；TP（iw（x）和 RP（iw（x）分别为 P 波在海底界面的透射系数和反射系数；w（h（x），f2，iw（x）则对应 P 波在海水层中传播引起的相移，可表示为3期朱昕晖等：基于地震学的台风监测研究415w（h（x），f2，iw（x）4f2cos（iw（x）wh（x），（5）w式中是水中的 P 波速度.基于 Longuet-Higgins（1950）的激发机理，Ardhuin 等（2011）提出基于海浪模式数值模拟的地脉动能量辐射全球模型，其模拟结果基本上能与绝大部分地区实测的垂向地脉动频谱特性相吻合。Farra 等（2016）对 2006 年超强台风“伊欧凯”（Ioke）激发的第二类地脉动源区进行了数值模拟，所得源区分布结果与台风轨迹吻合得较好（图 3）。鉴于目前尚无法对台风激发的第二类地脉动源区进行直接观测，因此，该数值模拟源区被广泛应用于台风激发第二类地脉动机理、源区分布及定位精度的分析（Farraet al，2016；Linet al，2017；Nealeet al，2017；Fanget al，2020）。历年全球海表等效压力模拟结果（即第二类地脉动源区）可从法国海洋开发研究院（FrenchResearchInstitutefortheExploitationoftheSea，缩写为 IFREMER）的网站ftp:/ftp.ifremer.fr/ifremer/ww3/HINDCAST/SISMO/获取。2.2 台风激发第二类地脉动源区分布Ardhuin 等（2011）提出台风激发的第二类地脉动共有三种典型的海况，所对应的源区分布可归纳为：1）近岸源区。台风引起的涌浪传播至海岸，经反射与后续同频率来波相互作用形成驻波，驻波产生的垂向压力扰动作用于海底而激发第二类地脉动，此时源区主要分布于沿岸附近。这类地脉动信号可用于提取涌浪长距离传播过程中的频散特性，为台风激发涌浪传播过程分析提供约束（Linet al，2018b）。2）台风中心附近源区。在台风快速移动的过程中，前后不同时期激发的波浪可能相向50N 40302050N 40302050N 40302050N 403020130 E170150130 E170150130 E170150130 E17015002.52.01.51.00.5第二类地脉动源区能量强度/(1011 Pa2m2s)2006-09-022006-09-032006-09-052006-09-04图3台风“伊欧凯”激发第二类地脉动源区数值模拟结果（引自 Farraet al，2016）热力图表征数值模拟第二类地脉动源区能量强度的空间分布；灰色线表示台风轨迹；红色等值线表示定位区域；红色叉表示定位源区峰值点Fig.3Numericalsimulationresultsofsecondarymicroseismssources,generatedbytyphoon“Ioke”（fromFarraet al，2016）Thermodynamicdiagramshowsthespatialdistributionofsecondarymicroseismspower；thegraylinerepresentsthetyphoontrack；theredisolineshowsthelocatedarea；theredcrossesshowpeakpointofthelocatedsource416地震学报45卷传播、相遇、相互作用产生驻波而激发地脉动，此时源区主要分布于台风中心附近。如图 4 所示，以朝正北方向移动的台风为例，由于台风在北半球呈逆时针旋转的气旋，最大风速区主要在台风中心右前方（即东北角象限），因而其激发的涌浪优势能量传播方向为西北向。所以，在台风东北角象限，局地风浪和先前时刻台风激发并传播而 来 的 风 浪 或 涌 浪 具 有 相 同 传 播 方向；在西北及东南角象限，两者基本呈正交状态；而在台风西南角象限，两者的传播方向相反。因此，在台风的移动过程中，不同时期激发的同频率波浪相向传播、相互作用产生的驻波主要集中在台风中心左后方。这类地脉动已被多位学者尝试用于定位与追踪台风（如 Chiet al，2010；Linet al，2018a；Retailleau，Gualtieri，2019）。3）台风间源区。当海面上同时存在或接连生成两个或多个台风，它们引起的同频率海浪相向传播、相互作用也会激发第二类地脉动。例如，林建民等（2021）通过台阵定位与数值模拟确定 2014 年台风“海鸥”（Kalmaegi）在菲律宾海上激发的第二类地脉动源区并非其“独自”激发，而是与前一个已消散的台风“风神”（Fengshen）所遗留涌浪相互作用的结果。国内不少学者基于日本和中国的地震台连续记录数据，通过第二类地脉动理论源区数值模拟，分析了西北太平洋台风激发的地脉动信号特征及源区分布，其结果均显示了上述第二类地脉动的三类主要源区（郑露露等，2017；Linet al，2017，2018a；陈栋炉等，2018；林建民等，2021）。然而，由于台风激发地脉动过程涉及大气-海洋-固体地球三个圈层之间的复杂能量传递与耦合，关于台风激发地脉动的机理和源区分布尚存争议（Ardhuin，Herbers，2013；Bromirskiet al，2013）。Kedar（2011）研究显示，北大西洋和北太平洋的地脉动成因并不相同，北大西洋的地脉动主要源自深海，而北太平洋的地脉动则主要由沿海反射形成。Lin 等（2014）研究表明，台湾岛两侧的噪声水平差异很大，是台湾岛两侧边界形状及坡度的不同对地脉动的有效激发产生了影响。此外，海底沉积物厚度（Yinget al，2014）、水深和海底地形（Gualtieriet al，2015）等同样是影响地脉动激发的重要因素。因此，除台风激发地脉动机理外，台风中心附近源区的具体分布、台风激发地脉动信号特征与台风过程本身的具体关系等问题，都有待进一步研究。最大风速半径西北横向涌浪逆向涌浪顺向涌浪东北西南t1t2横向涌浪t1 时刻台风激发涌浪t2 时刻台风激发涌浪t2 时刻台风中心位置t1 时刻台风中心位置风浪波峰线涌浪波峰线图4台风移动过程中前后不同时刻引起的海浪相互作用而激发第二类地脉动示意图西南象限中灰色椭圆表示两个时刻产生的涌浪通过波-波相互作用而激发第二类地脉动的可能源区位置（修改自 Linet al，2017）Fig.4SchematicsecondarymicroseismsgeneratedbytheinteractionwavesatdifferenttimesduringthemovingprocessoftyphoonThegrayellipseinthesouthwesternquadrantrepresentsthepossiblesourceofsecondarymicroseismsgeneratedbytwoswellsthroughwave-waveinteraction（modifiedfromLinet al，2017）3期朱昕晖等：基于地震学的台风监测研究417 3 基于地脉动的台风定位与监测 3.1 定位方法概述台风作为天然的大尺度“搅拌机”，能够显著加剧海-气相互作用、海浪-海底相互作用及跨圈层能量耦合，因而导致期间的地脉动信号显著增强，并携带着台风过程的物理信息被地震台所接收，这使得利用地脉动记录定位追踪与研究台风成为可能（Bromirski，2001；Gerstoftet al，2006，2008；Chiet al，2010；Sunet al，2013；Sufriet al，2014；郑露露等，2017；Linet al，2017，2018a；陈栋炉等，2018；Gualtieriet al，2018）。近年来，已有学者通过多种定位方法对台风激发地脉动源区进行定位，包括单台法（Tanimotoet al，2006；夏英杰等，2011）、偏振法（Schimmelet al，2011）、互相关法（Zeng，Ni，2010；Guoet al，2020）和聚束法（Gerstoftet al，2006；鲁来玉等，2009；Landset al，2010；徐义贤，罗银河，2015；Linet al，2018a）等。当台站分布较稀疏时，可使用“单台法”对地脉动（尤其是瑞雷波）来源方向进行估计，即对单台站的两个水平分量进行角度旋转，根据最大振幅方向确定源区方向（Tanimotoet al，2006；夏英杰等，2011）。基于单台三分量记录，还可以通过偏振分析进一步区分地脉动信号的相位信息。此外，也可通过两两台站间噪声互相关函数的非对称性来反演地震背景噪声源的空间分布特征（Rouxet al，2005；Stehlyet al，2006；Chenet al，2011；Tian，Ritzwoller，2015；Chenet al，2016）。当采用地震台阵观测时，基于平面波假设，可以通过“聚束法”对震源至台阵各台站的走时差异进行估计，并在此基础上对各台站记录波形进行延时叠加，从而获得相应信号的最佳后方位角及水平慢度（Rost，Thomas，2002；Landset al，2010；Leporeet al，2016；刘巧霞等，2020）。该方法高度依赖地震台阵属性（包括孔径、空间几何分布和台站数量等）及台站间的相位延迟，因此，适宜的台阵布置、相位延迟拟合和各台站权重等，都会使聚束结果更加精确。鉴于地脉动为低信噪比持续信号，通常使用“频率域聚束法”以获得更为有效的定位结果（Stehlyet al，2006）。利用 P 波的远距离传播特性，该方法能够在“聚束分析”的基础上通过“反投影”确定台风激发 P 波地脉动的源区位置（Landset al，2010）。如图 5 所示，该方法利用地球介质 P 波速度模型计算各网格点到各台站的理论 P 波走时，并将各台站记录的 P 波信号能量进行延时叠加并反投影到各网格点上，在空间上以能量最大的位置作为定位结果。鉴于“频率域聚束法”能够更有效地确定地脉动源区的实际地理分布，目前已成为定位台风激发 P 波第二类地脉动源区的主流方法（具体计算方法详见下节）。3.2 频率域体波聚束法鉴于地震台阵各台站观测数据的相干性，可通过构建互谱密度矩阵获得台站间的相位延迟，并以此作为加权矩阵进行聚束计算（Gerstoftet al，2006）。首先，将各台站时域波形经傅里叶变换至频率域，除去振幅，只保留相位，以消除局地噪声所产生的影响，然后构建互谱密度矩阵如下：Cij（f2）Fi（f2）Fj（f2），（6）F（f2）Cijf2ij式中，F（f2）表示台站时域波形的傅里叶变换，表示相应的复共轭转置，对应连续窗口数据的平均运算。因此，互谱密度矩阵元素对应频率上台站 与台站 之间的相位延418地震学报45卷迟。为去除互谱密度矩阵自相关成分的影响，可以将其对角元素归零。同时，将目标海域（即台风激发 P 波地脉动的预期源区所在海域）进行网格化处理，台阵对每一个网格（视为点源）的归一化导向矢量（steeringvector）可表示为：V（x，f2）ei2f2TxN，（7）Tx（tp1，tp2，tpN）Nf2式中：Tx表示根据地球介质 P 波走时模型（Kennettet al，1995）获得的从网格点 x 到各台站的P 波走时向量，即，为台阵的台站数。在此基础上，每一频率对应的聚束计算结果可表示为：B（x，f2）V（x，f2）C（f2）V（x，f2），（8）VV式中为台阵导向矢量的复共轭转置。国内外许多学者已通过频率域体波聚束法对台风激发 P 波地脉动源区进行定位，并尝试以此进行远距离定位和台风监测（Gerstoftet al，2006，2008；Linet al，2018a）。Zhang 等（2010a）根据 SCSN 台阵记录对台风“伊欧凯”（Ioke）激发的 P 波地脉动源区进行了聚束定位，其结果与日本气象厅公布的台风轨迹吻合得较好；Pyle 等（2015）利用太平洋周边的五个小孔径地震台阵，成功定位了太平洋深海 P 波地脉动源区；Lin 等（2018a）基于中国东北地震台阵（theNortheastChinaExtendedSeismicArray，缩写为 NECESSArray）的连续波形数据，对西北太平洋 2009 年台风“卢碧”（Lupit）激发的 P 波第二类地脉动源区进行定位，其结果与日本区域专业气象中心（RegionalSpecializedMeteorologicalCenter，缩写为 RSMC）公布的台风轨迹及MODIS 卫星遥感结果高度吻合（图 6）。以上基于台风激发地脉动信号通过地震学方法对台风进行的定位与研究，有望为传统台风监测与研究提供跨学科支持（Zhanget al，2010b；Ardhuinet al，2012；Linet al，2018a；WardNealeet al，2018）。然而，目前基于地震学的台风定位方法仍处于初步研究阶段，尚存台阵方向台阵信号波形走时 t距离 CBA偏大dtd正确dtd偏小dtd震源实际位置ABCABC投影结果震源投影结果A 投影偏远且较弱B 投影准确C 投影过近且较弱图5频率域反投影聚束法原理示意图（修改自 IRISDMC，2011）当震源位于特定搜索格点时，基于该格点至台阵走时的聚束能量最强Fig.5Schematicbackprojectionbunchingmethodinfrequencydomain（modifiedfromIRISDMC，2011）Thebunchingenergybasedonthetraveltimefromthegridtothearrayisthestrongestwhenthesourceislocatedinaspecificsearchgrid3期朱昕晖等：基于地震学的台风监测研究419许多不足。下节我们将对基于该方法的台风定位与追踪误差进行阐述与分析。3.3 误差分析基于地震学的台风定位与追踪主要通过台风激发的 P 波第二类地脉动来实现，因此，研究第二类地脉动源区与台风中心空间位置关系、厘清并校正由此引起的定位误差，对推进基于地震学的台风定位技术至关重要。根据 Longuet-Higgins（1950）提出的激发理论，台风中心附近激发第二类地脉动主要由台风在前后不同时间引起的同频率海浪相向传播、相互作用形成驻波所引起的压力扰动作用于海底而激发，其源区通常在台风中心左后方。Butler 和Aucan（2018）在此基础上进一步提出，只有当台风移动速度大于海浪传播群速度时，台风中心后方才有可能以此模式激发第二类地脉动。此时，上述波-波相互作用区域即地脉动源区落后于台风，与台风中心具有一定的偏差。由于深海海浪传播速度取决于海浪频率，因此，该偏差距离与台风移动速度及海浪频率相关。153045N 153045N 153045N 2009-10-21 06:00:002009-10-21 12:00:002009-10-21 18:00:002009-10-22 00:00:002009-10-22 06:00:002009-10-22 12:00:00105 E120135150105 E120135150105 E1201351502009-10-22 18:00:002009-10-23 00:00:002009-10-23 06:00:00当前台风中心台风路径陆上地震台站010203040能量强度/dB图6利用 NECESSArray 台阵对西北太平洋台风“卢碧”激发 P 波地脉动源区聚束定位（引自 Linet al，2018a）Fig.6BunchinglocatedsourceofLupit-generatedP-wavemicroseismsus