 点击上方“溪流之海洋人生”即可订阅哦20世纪以来，世界上共发生过7次大海啸，其中以2004年印尼苏门答腊地震引发的海啸最为严重，给海啸波及国家带来了巨大的人员伤亡与财产损失。海啸主要是海底地层发生断裂造成的海水波动，属于特长的长波能量传递，海啸波的特点是波速快、波长大及周期长。海啸波进入大陆架时，由于海水深度急剧变浅，波速越来越小，波高骤增，使得海水像堵水墙一样拍向陆地从而带来毁灭性危害。对海啸这种具有突发性、影响距离远、危害大特点的海洋灾害，人类目前只能通过监测、预警来减少它们带来的损失。 9 d0 ~4 `# `6 x1 h9 Q3 @8 h
为减少海啸带来的破坏，美国国家海洋和大气局自1965年开始启动建设了国际海啸预警系统，由地震与海啸监测、海啸预警中心和信息发布等构成。1995年，美国国家海洋和大气管理局太平洋海洋环境实验室（PMEL）开发并测试了海啸深海评估与报告（DART）网络系统。该系统是将压力计和声波传感器放置于海底，利用压电现象压力计产生与其所受到的压力成正比的电流，通过声波传感器将电流信号上传到海面浮标，然后通过卫星传输、到地面观测站，以此来实时监测与海啸相关的海平面高程变化。该网络是目前太平洋区域正在运行的海啸预警的主要系统，共6个站点，包括阿留申群岛以南的3个DART站、美国俄勒冈州和华盛顿外海的2个DART站和1个赤道站。 & A' x+ D2 V( p& ~6 p5 z' |
这种基于海底压力计的海平面高程变化测量来进行海啸预警有几点不足之处：①需要一定密度的传感器网络分布，图1显示了DART目前部署的海啸监测浮标分布，这对于区域和局部海啸事件的预测来说远远不够，印度洋地区甚至还没有完整的深海压力传感器网络；②该传感器阵列需要较高成本来安装与维护，有些国家与地区无法负担这笔高额费用；③由于海啸监测浮标的技术限制，只适合为远距离地震产生的长时海啸提供早期预警，但对人类造成重大危害的一般都是离岸距离近、传播速度快的海啸灾害。 
: x$ E/ m0 }) B m2 ] 图1 当前各国部署的DART系统位置 2 B8 u% L% D) m6 S2 Y4 w
因此，针对目前基于海底压力计测量海平面高程变化的海啸监测系统所面临的问题，利用新技术发展和改进已有的监测系统被广泛重视。最佳的系统应该是实现对重点海啸风险区域的精细预警能力提升，包括尽可能提高海啸预报的准确度、延长预警提前时间、降低预警系统的建设和维护成本等。 ) A4 q5 H7 E; `7 u0 @ g
长波长、高波速的海啸在开阔海域与普通海浪并无明显差异，但海啸携带的巨量高盐度海水在地球磁场中运动时会产生次生电磁场，被称为海啸的“运动感应”电磁场，简称海啸感应电磁场，所产生的磁场扰动（磁异常）可以被安装在近地卫星或者高空气球上的磁传感器捕捉，所产生的变化电场引起的电压变化可以被安装在海底的通信光纤电缆等探测到。安装在海底的高精度电磁计也能够同时探测到海啸感应电磁场产生的磁异常和电压变化。通过海底电磁探测方法来监测海啸具有分辨率高、能够反映海啸传播的矢量信息、能够实时监测等优点，许多地区的海底观测网都布设了电磁计，增加了海底地磁观测站的研究部署计划。例如利用安装在法属波利尼西亚地区的长期海底地球物理观测网（在2009年2月至2010年12月运行期间）中电磁计就探测到海啸引起的海底电磁场变化。
. _/ l& ?, _, q 在海啸电磁监测方面，我国不论是从台站建设等硬件基础条件，还是从相应理论方法研究和应用探讨方面都与国际上存在差距。传统的地震探测与验潮站测量方法最大的局限性在于它们无法连续跟踪海啸波在大洋中的传播，但是海啸感应电磁场可以做到。从原理上来说，从地磁信号中计算海啸波面非常便捷，若付诸实际应用，可以大大改善现有的海啸预警系统。海啸电磁监测可以连续动态监测海啸传播，可以较海啸到达提前T/4（T为波动周期）时间监测到异常信号，还可以判断海啸类型。故为进一步完善我国重点风险区域海啸预警系统的监测能力，在南海海域布设包括岛礁台站和海底台站在内的海洋电磁观测台网是十分必要的。 1 B& t3 c- e1 v% Q+ U% F1 ^; E! G
本文主要为了解海啸电磁场监测预警海啸的理论与实际应用方向，结合我国南海海啸预警系统发展现状提供补充电磁监测能力的建议。首先，讨论了海啸感应电磁场的监测原理，即海啸感应电磁场的解析解的推导过程，总结了海啸感应电磁场中的电压变化和磁场扰动与海面高程变化的响应关系；其次，分析基于此原理得出的海底电压测量、海面磁场测量以及海底矢量电磁观测三种海啸监测方法的特征与应用，比较了三者的应用特点和现状，根据归纳比较结果指出了海底矢量电磁观测在海啸监测方面的应用优势；最后，讨论了南海重点海啸区域未来布设电磁海啸监测台网的必要性。 $ {) ]; q/ B7 S, N% r5 D
一、海啸感应电磁场的原理
, t7 o0 Q( \2 {+ r 通过麦克斯韦方程组和一定的边界条件，可以定量地求出海啸感应电磁场的磁场垂直分量，以及海啸感应电磁场中的电场在海底的电压变化与海面高程变化的响应关系。理论上，根据这两种关系，观测手段就可以实现海啸监测。
! A; n' |" t* l. `! U( I3 p 相比数值模拟方法需要对海啸进行实际模拟从而对磁场进行数值建模这种成本高、计算时间久的方法，将观测和模拟中最容易得到的海面高程变化作为海啸运动特征参数，通过星载磁力计或者海底地磁站测量得到的海啸运动感应产生的磁场，使用一些流动约束条件来推导海平面的海啸感应磁场与海面高程变化之间的响应关系（式⑴）更为高效。
' z. c# g% z$ u Larsen推导了海洋中长波和中波（如海啸）产生的电磁场的理论解析解，该求解在几十到数百km的深度内规定了一层导电地幔，在有限海洋深度中研究电磁场的自感效应和互感效应。Chave和Alan利用格林函数也推导出了相应的海啸感应电磁场表达式。针对与海啸有关的海流，Tyler将Larsen的通用公式简化为：
- D; Y) u: i1 g! K; ~% n bz/η＝(Fzc/hcs)e-Kz，⑴ % L+ i, p. v* t6 A
式中：bz为海啸感应电磁场的垂直分量；η为海面高程；h为地球主磁场的垂直分量；为海洋层厚度，也称度；c为波速，c＝(gh)1/2，其中g为重力加速度；cs为由Tyler提出的一个缩放速度，cs＝c＋icd，其中cd＝2K/h，为横向扩散速度；K为描述波数水平变化的矢量。借助该转换公式，可以由海面高程（η）估计海啸产生的直磁场分量（bz），反之亦然。其最大的简化在于式⑴中括号内的项仅取决于环境参数，不依赖于特定的参数，与具体的波数k和角频率ω无关。因此该转换公式在实际应用中也最为常见。 5 R* G0 u. ], x4 [/ C( z6 E# t
Tyler和Sugioka等都利用全球地磁模型和水深模型研究了该转换公式的振幅和相位的响应关系。从振幅看，对于0.5m波高的海啸，峰值磁异常可达20nT左右，但仅限于磁极附近的深水区。物理上相位（Phase）表示该过程是否属于扩散状态（DiffusiveRegime）（phase≈90°）或通量冻结状态（Frozen-FluxRegime）（phase≈0°）。当phase≈0时，式⑴可简化为bz/Fz＝η/h（即由流动汇聚引起的深度的微小变化均与垂直磁场微小变化有关）；在其他相位下，单位海平面高度变化引起的磁场振幅总是小于通量冻结区域，并且bz与η异相。
* j6 B/ ~5 {4 O9 P5 f8 }$ J" \ 在2004年印度洋苏门答腊特大海啸发生以前，对海啸感应电磁场的研究主要集中在不同海啸速度模型和海底地形模型下的理论解析解推导。Tyler提出了理论解析解最简单的表达式，Larsen与Shimizu和Utada给出了最全面的表达式，其他几种表达式则介于两者之间。总结这些解析解决方案的相关信息和特点如表1所示。其后的研究则主要集中于基于海啸电磁场的具体监测方法，以及如何综合应用传统压力式浮标、GPS式浮标与电磁监测站等监测手段，建设更准确、更快的海啸监测系统。
) v5 \: B( I- I8 c# D6 x0 Q) q 表1 各种海啸电磁场解析解相关信息和特点 
, D' D o; Z0 b# o; [) N1 J 二、基于海啸感应电磁场的监测方法研究进展 # V k' T$ D) T
⒈海底电压测量监测方法与应用
& n$ X# l9 t. g 全世界范围内，通过海底电缆测量海啸感应电磁场产生的电压变化来监测海啸运动特征方面的研究为数并不多。在此之前，Lilley等和Meinen等利用海底电压测量监测水流的方法，认识到海底电压数据与水流通量之间的线性关系，该方法也常用于海峡水流传输的监控与水流通量估算。而Thomson等首次在海底电缆中检测到海啸产生的电位，利用海洋长电缆获得的大尺度位势资料研究了电位势对门多西诺角海啸运动诱发电磁场的响应关系。
, T2 c0 `# W' R; [. s3 O/ i6 h$ ~ Flosadottir等和Sigray等探讨了海底光缆系统测量海底电场变化的多种方法，提出用静电计阵列测量海底电场也可以探测到海啸引起的电场变化。但是静电计测量阵列的局限性在于其需要部署在一个有利的位置，且需要有足够的空间密度，才能监测海啸引起的电场变化。北印度洋等地存在多个为监测海底而建立的大型海底电缆系统，这些电缆穿越整个洋底的断裂系统、俯冲带等构造活动带，可以大面积地探测海啸流引起的电场变化，一定程度上弥补了静电计测量阵列的不足。因此在北印度洋等地利用现有和退役的海底电缆系统测量海底电压变化来监测海啸是十分有意义的。 & E. i6 L& w" h# P( [
由于地磁主场径向分量的振幅随纬度增加而增大，电磁感应的显著响应关系也可以在更高的纬度存在，这意味着海底电缆电压测量可以监测世界更多地区的海洋运动。所以利用现有的海底电缆网络系统，可以在诸如北太平洋与印度洋等地区监测海啸引起的电压变化。例如Fujii研究了太平洋4条海底电缆在几秒至直流电周期内观测到的行星尺度的电势变化。 5 A ~; B+ T2 X! `' }0 m6 B- _
在实际海啸监测效果上，Manoj等调查了印度洋海底电缆是否能够通过海啸产生的电压变化来监测2004年苏门答腊海啸产生的电场，发现在海底电缆的两端之间感应到了高达0.5V的可观测电压，并使用正压模型基于浅水方程模拟了2004年12月26日印度洋海啸的传播，绘制了整个模拟期间由海啸引起的海洋中水平电场强度变化范围，如图2a和图2b所示，其中，南向电场强度分量和东向电场强度分量均为0～10mV/km，且沿主流区及海岸和岛屿附近有较强的信号。大洋-大陆边界电场的增强主要是由横向电导率对比度大所致。在开阔海域，电场强度在±2mV/km以内。电场的空间分布由流速和地磁主场径向分量Brm控制。 
$ T! k! g8 W; y1 o 图2 模拟得到的2004年印度洋海啸传播情况下3条海底电缆电压变化
9 d, Z( }1 h7 Q8 g! o! F9 {1 P 从SAFE、SEA-ME-WE和TATA三条印度洋地区的海底通信电缆网络中分别选择对应的部分电缆共3条（A-B、C-D和E-D），由上述3条选定电缆的模拟电压时间序列（图2d）中可见，海底电缆的电压幅度在±500mV范围内，电压变化的主要周期约为20min，与Titov等报道的印度洋海啸15～60min的周期大致一致，平行于地磁赤道的电缆（C-D和E-D）的电压变化幅度低于平行于主波运动方向的电缆（A-B）。由此验证了海底电缆电压测量监测海啸运动的可行性，且得到电缆放置位置的选择会影响海啸监测质量的结论，可以用于进一步优化监测布设方案。 - r) _0 n' k3 w7 e+ |3 b: e
利用海底电缆电压测量监测海啸的关键是从测得的电缆数据中提取出海啸引起的电信号，其中有2个问题值得注意：其一是电缆-海洋接触处的电化学过程引起的电压偏差会给数据增加噪声，但通过选择正确的接触位置和高质量的电极将电缆-海洋接触中的不稳定性降低后，可以达到1mV的测量精度；其二是电缆数据中还囊括了外部（电离层和磁层）源和其他类型海流（海洋环流或潮汐流等），它们通过运动感应也产生电场干扰。对于潮汐变化引起的干扰，可以通过可用的数值计算方案来估计和消除，其引起的与海啸相关的电压变化具有明显的周期性，通过与不发生运动感应的地磁数据进行比较，可将它们与外部源产生的电场噪声分开，这一处理方法可参考Larsen。
0 D- n, D$ U4 \/ F' \ 在现代海啸监测系统中，目前主要依靠带有可靠遥测系统的海底压力传感器阵列来探测海水运动，如前文提到的美国DART系统。由于海啸传播速度很快，为提早发布海啸预警，以赢得更长的灾害防御时间，海啸监测仪需布放在深海区的海啸传播路径上（就我国而言，可能引起地震海啸的震源区距离大陆很远）。在这些区域，海水受海啸波影响而起伏，水面距海底高度随之变化，这种变化虽然不大，但可由放置于海底的高精度压力传感器测得。这首先是因为海啸波具有长波（水深相对波长很小，也称为浅水波）属性。低频海啸波可以到达深海海底而高频风生波无法到达，这种现象使深海成为一个理想的低通滤波器，便于在海底进行海啸波测量。但是这种压力传感器阵列预警方式存在受限于传感器分辨率与精度以及成本维护等问题。
- i* L; z6 }) V# y1 F' _ 归纳上述关于海底电压测量监测方法的研究与应用情况，我们认为，用海底电缆电压测量来监测海啸运动的优点在于几乎所有的海洋都有海底电缆，而且海底电缆的电压测量成本很低；缺点在于缺乏海啸沿着电缆移动的位置信息。综合来看，在没有或者缺少海底压力原位测量的海洋中使用海底电缆进行电压测量作为海啸监测替代方法具有很大的应用前景。并且在可预见的未来，由于全球互联网信号传播的广泛使用，利用海底电缆测量海啸的电磁场信号将进入定量化时代，海水中的带电粒子与地球磁场相互作用，在传送互联网信号的电缆中可以产生高达500mV的电压。所以，利用海底电缆的电压测量这一技术相对简单的监测方法，可以形成定量且低成本的海啸预警系统，可以为负担不起其他类型大型传感器阵列的国家服务。
( V5 P' R/ U# w- [& D0 E" Z2 q ⒉磁场扰动测量监测方法与应用
) h6 U0 i. a0 K' v( n5 G 根据海啸感应电磁场的解析解，在考虑到环境参数代入的情况下，可以结合海啸实例验证观测到的磁场扰动与实际海平面高程变化之间的响应。以卫星观测到的与2004年12月26日印度洋海啸相关的海平面变化为例，由图3可见海啸开始2h后，沿Jason1卫星轨迹从(82°E，10°S)延伸至(93°E，20°N)的海面高度异常与在海面测得的相应垂直磁场分量bz进行比较的结果。  + J: }; j4 _8 R) S f4 Q
注：蓝线代表海面高程变化；绿线代表海平面测得的垂直磁场分量 - ^8 d; i8 S# F2 i3 j4 i
图3 卫星观测到的海面高程与海平面垂直磁场分量对比
) J+ O. i( X' T 从图3可以看出，海面测得的垂直磁场分量bz与海啸产生的海面高程变化趋势具有一致性，且磁场变化比高程变化幅度大，验证了磁场扰动监测海啸的可行性。轨道卫星除了具有测高功能以外，还可以通过星载磁力计同时直接测量区域海面的磁场异常，但其存在由于电离层扰动影响、探测高度和探测分辨率等会产生数据异常。其中关于卫星探测高度问题，在典型的卫星高度约400km处，不太可能探测到海啸产生的磁场，因为海啸的水平尺度（×102km）比海浪的（×103km）小得多。因此只有近地卫星和高空气球可以测量到海啸引起的磁场扰动。 : b" @9 Q- X9 F: H! ~! S9 p) O7 @ C
前文提到监测海啸运动的主流方法是通过测量海底压力变化来反映水深变化，而Suetsugu等在对2010年2月27日智利地震的研究分析中，发现了磁场扰动和海底压力变化之间的明显相关性，两者都与海啸海面高程变化成正比。分析海底地震发生时SOC8站记录的海啸到来时的电磁信号和压力信号，发现海底地震出现后海啸压力信号与磁场的垂直分量响应一致，这充分证实在反映海啸产生的海面高程方面，磁场垂直分量扰动与海底压力变化的响应效果是一致的。也就是说，海底的磁场测量可以应用于海啸运动监测。 2 w5 A: i4 t9 W1 g8 g* v: Y
此外，Titov等通过模拟海啸得到的最大海平面高度预测了其引起的磁场扰动的最大振幅（图4），再将预期值与海啸发生期间磁场实测值进行比较，验证了响应关系的准确性。如图4所示，根据对2004年12月26日印度洋海啸模拟得到的最大海面高度来算得的海啸流产生的垂直磁场分量的最大振幅。可知模拟得到的振幅约为3nT，与图3的海面观测结果一致，但是磁赤道附近（8°～9°N区域）的振幅很小。因此认为利用磁场振幅对海啸进行估计在这2个区域是无效的：①靠近磁赤道，这里的磁场无论如何都很小；②靠近海岸线（约300km）。 
% W6 m) R v0 F1 d9 E" Q 图4 2004年12月26日印度洋海啸引起的磁场扰动的最大振幅预测值
) m; X. V) [" Y' m% m2 W& o 实际海啸引起的磁场扰动信号分别与卫星测高数据、海底压力数据、海啸模拟数据三方面得到的海啸高度进行比较验证，结果都证实了海啸引起的磁场扰动与海啸海面高程变化的响应关系。当然响应关系随着海水深度不同，其表达式也会有所不同，Sugioka等就研究了在不同海域深度下的磁场响应函数，未来在不同深度海域都能精确监测到海啸的运动将成为可能。
9 O* v$ e3 H7 `( r' y6 r 在实际应用方面，磁场扰动测量的监测方法一般可以通过近地卫星测得磁数据，然而卫星观测监测范围大，在靠近磁赤道和海岸线区域该方法监测效果却不佳。结合以上特点，可以认为磁场扰动测量监测方法更适用于监测在具有极低波高的大洋中的海啸，用于监测系统早期锁定可疑海啸并及时分析其对陆地的危害性。 + m8 @/ R0 E9 Z f# L: f. e; l
⒊海底矢量电磁观测监测方法与应用
$ X- a8 n5 g# R5 Q4 p; J. L/ X 过去15a中，随着技术的发展和其他相关应用需求的增加，更多先进电磁仪被布设到海底。在太阳活动相对平静期发生的大海啸（如2006—2007年的千岛地震、2010年智利地震和2011年的东北地震分别造成的千岛海啸、智利海啸和东北海啸）所引发的感应电磁场观测记录也逐渐增多，这为用海底电磁仪组成阵列全天候、全天时精确监测海啸运动提供了硬件基础。
8 n. b4 _9 [5 }% } 相关研究方面，Toh等利用西北太平洋的一个海底地磁观测站监测到的千岛海沟两次地震引起的海啸磁场分量信息发表了第一份详细的海啸感应电磁场的研究报告，得到单点海底电磁传感器既可以监测海啸传播方向，也可以监测海啸波高的结论。在监测效果方面，Schnepf等利用一种新的交叉小波分析方法处理磁信号，通过参考点的水平磁场降低了噪声，突出海啸磁信号。应用该方法处理2007年千岛海啸、2010年智利海啸和2011年东北海啸以及萨摩亚海啸期间获得的磁性数据，成功提取出了海啸磁信号的时频特征。
4 Q+ u6 u2 ~1 A 目前该方法的唯一缺点是去噪后不能通过交叉小波分析再现时间序列，导致原始时间序列中的相位信息丢失。在布设监测网络、综合应用于海啸监测系统方面，Suetsugu等和Sugioka等首次报道了2010年智利海啸期间处于运行状态的TIARES（面向社会热点的海底阵列层析成像探测网络）的海底水压和电磁信号观测结果。由于高频率的外部信号不能传播到海底，因此海底仪器测得的电磁信号大都是清晰的，这对实时推断海啸传播的动态特性很有帮助。例如Zhang等报道的正常大洋地幔项目在北太平洋安装了一系列海底仪器形成监测网，能够准确确定该地区的海啸传播方向。 ( J$ ?1 }% i6 s% I+ i) y1 N
Toh等利用2006年和2007年两次千岛地震海啸实测数据研究了海底矢量电磁监测能力，图5和图6分别显示了2次海啸抵达时间区间内垂直向下地磁分量（bz）和2个水平地磁分量（bx，by），以及由粒子速度估计叠加的预测海啸高度。因此认为：①可以通过一个地磁监测站单点监测海啸传播方向；②可以通过观测总是在实际海啸到达前出现的磁场垂直分量双极峰预警海啸，理论上可以提前T/4的时间；③可以通过水平电磁分量波峰的正负来判断海啸类型。  ) |6 Z% O0 N! N) X, d. x
注：实心垂直箭头表示水平地磁分量的峰值与Boussinesq近似预测的海啸高度和粒子速度的最大值重合，虚线箭头表示向下地磁分量的峰值总是在最大海啸高度之前，彩色方形符号表示西太平洋（NorthWest Pacific,NWP）站观测到的地磁场值。
8 k# J5 u) z" ?0 ^& R: m9 | 图5 2006年千岛地震海啸引起的磁场3部分分量变化  fill=%23FFFFFF%3E%3Crect x=249 y=126 width=1 height=1%3E%3C/rect%3E%3C/g%3E%3C/g%3E%3C/svg%3E) - @4 N7 m9 Y2 W3 t# d& A( i/ ]
注：实心垂直箭头表示水平地磁分量的峰值与 Boussinesq近似预测的海啸高度和粒子速度的最大值重合，虚线箭头表示向下地磁分量的峰值总是在最大海啸高度之前，彩色方形符号表示西太平洋（NorthWest Pacific,NWP）站观测到的地磁场值。 % c- l0 M5 m8 P5 ^0 q8 L
图6 2007年千岛地震海啸引起的磁场3部分分量变化
5 [9 E+ |4 g& P4 W! ~ 上述是单点电磁观测，在实际监测系统中一般都是通过完整的电磁观测阵列来监测海啸运动有效信息的。Sugioka等利用安装在法属波利尼西亚地区的长期海底地球物理观测网的电磁计和压力计监测到了海啸引起的海底电磁场和水深扰动，并根据到达各观测站的时间推断出每隔10min的海啸波阵面，结果表明2010年智利地震海啸向约44°NW的方向以约210m/s的速度传播。利用2个水平磁分量以及所有台站的1个水平电分量和垂直磁分量的2对波形等电磁数据推断出的传播矢量与上述波阵面估计结果一致。
- B/ [% O& G* i1 p 基于海啸电磁感应场理论的3种海啸监测方法给当前主流的基于压力变化的海啸监测方法提供了有效补充。对实际应用过程中电场、磁场和矢量电磁监测优劣点进行了分析，结果如表2所示。 # y4 i& |1 ]1 C1 N6 D% E
表2 3种海啸电磁监测方法的对比
; X( t8 C7 i; j$ l. O6 L 监测方式 ) M8 y. t7 ?9 N
优点 - d: E( M$ s9 N
缺点 5 r5 I* [" V9 m4 Y
海底电缆电压测量
- @# R8 U! `1 @) \/ K 目前海底电缆分布范围广；电压测量成本低 7 T3 e3 M) Y# m! K
缺少海啸沿电缆移动的位置信息
, m$ h% H( G4 e6 B& ^) T 磁场扰动测量 7 J. W; H1 `1 ]/ p) v
卫星观测磁场范围大且能实时观测
3 {- _0 R& c, g1 e8 f" u 存在电离层扰动影响以及探测高度和分辨率问题；在靠近磁赤道和海岸线（～300km）区域无效 ; L( J$ }( c: ]: J. z* y, n* Y, w
海底矢量电磁观测
" u( z1 H1 Z1 o 能准确确定海啸传播方向；海底电磁信号干扰少；可提前预测最大海啸波到来；可判断海啸类型
4 W r6 N- T: D k9 d5 Q 成本高；单一观测台站效果一般，需要一定密度的联合观测阵列 p: \' o& X8 D+ {6 M" a( N5 e0 V- _
在电磁测量仪器方面，海底电磁计的分辨率极限为0.01nT，在除赤道线(从理论上考虑)以外地区足以分辨对应于Bz/g>1的厘米级高度的海啸。在先进电磁仪不断布设的基础上，归纳2次千岛地震海啸中矢量电磁观测监测方法表现出的优点有：能有效预测最大海啸波到来（垂直分量的双极峰），能判断海啸类型（水平分量波峰），且矢量电磁观测网还可以实时监测海啸运动方向。所以现阶段应加快海底电磁监测网络的布设与研究，将其整合到现有的单一压力浮标监测系统中，形成海啸电磁监测系统，将能大幅提高海啸预警系统的监测能力。
$ k: o% @, p- p" }1 U: c g 海啸电磁监测系统每个单元主要由3种传感器构成，分别是测量海底磁场分量的海底电磁仪、测量海面高程变化的压力计和传输信号的传输器。日本海洋地球科学技术局（JAMSTEC）开发了一种名为VectorTsunaMeter（VTM）的海底电磁仪器，并将其应用于海啸预警系统。VTM包括用于磁场3分量测量的磁通门磁力计、海底压力测量的差压计（DPG）和将数据传输到海面的声学调制解调器。因此，该仪器在通过DPG检测海面高程变化的同时，可以利用矢量磁观测监测海啸的传播方向。VTM还可以与位于海面的自主波浪滑翔机进行通信，并通过卫星将实时数据传输到陆地站。Hamano等报道了2013年2月6日所罗门群岛海啸（Mw8.0地震引发）发生时，安装在菲律宾海中的VTM成功检测到了海啸电磁信号。 2 h! k7 @, m( j7 }
三、我国南海海啸电磁监测系统的发展
8 K4 f. j7 B( g$ U& ? 我国南海地处环太平洋地震带和喜马拉雅地震带的多地震区环绕下，海底地震有发展成为海啸危害的可能。南海尤其是马尼拉海沟是可能的海啸危险区，在开展相应的海啸风险区域分析后，在重点区域建立完整的海啸预警机制是十分必要的。国际上主要的海啸监测手段有验潮站、压力式浮标、GPS浮标和卫星监测。而我国目前仅能通过验潮站和地震台网来监测海啸，相应海啸预警的准确度和及时性都与国际水平存在差距。目前南海地震海啸预警监测系统由地震与海啸监测系统、海啸数值模拟计算系统、预警信息服务系统组成。
7 T; y4 S+ @8 S* r% `5 ?0 X3 D- I 南海海啸预警系统中电磁监测站的设置几乎为空白，主要依靠偏理论的数值模拟计算系统，主要是因为有关南海海啸预警国内学者在数值模拟方面研究较多，大多基于海洋动力学原理，在有效结合海水运动的感应电磁场监测方面存在空白。建设海洋电磁观测台网不仅可以有效提升我国海啸预警监测实力，还可以满足地球科学研究的需要、填补相关空白和维护国家海洋权益以及更好地履行国际责任。在海洋电磁观测台网方面，我国基础设施建设薄弱。日本分别于2001年8月和2006年6月，在西太平洋水深5580m处和西菲律宾盆地（WPB）水深5690m处布设了2个海底地磁非实时观测站。我国目前在海洋地磁探测网的建设上与国外有较大差距。 8 q% J9 C3 w5 x0 l: p/ Q
四、结论 ' i: ~, ~( n* M1 V$ d' [1 ?
本文介绍了海啸感应电磁场监测海啸的原理，即其解析解的推导，以及基于这一原理的3种海啸监测方法（海底电压测量、磁场扰动测量、海底矢量电磁测量）的研究进展与相关应用，总结了三者各自的特点及应用现状和完整的海啸电磁监测网络的应用优势。最后简要介绍了在我国南海海啸风险区域布设海底电磁观测台网，利用矢量电磁观测手段补强我国海啸监测预警能力的必要性。得到以下主要结论。 3 Y4 F4 X6 z" h5 i3 j6 i( K
⑴海啸作为一种海水运动切割地磁场产生的感应电磁场，与相应的海面高程变化具有响应关系，通过分析海啸感应电磁场的解析解可以获得这一关系。
/ T# }6 c- D* |( B2 Y. e ⑵利用海啸产生的磁场扰动与电压变化都可以预测海啸的运动特征，利用海底电缆监测海啸电磁场信号进而预警海啸运动具有可行性。 , V! [. J! R! T6 X
⑶海底矢量电磁观测可以同时观测磁场分量和电场分量，并且具有矢量测量海啸传播方向的能力，因此电磁分量测量可以补充由海底压力计单一推断的海面变化数据。就海啸预报的准确性而言，将矢量电磁观测整合到现代标量观测系统中，将代表海啸预警系统性能的大幅提高。
3 x; H* O% U! r" m) D ⑷在我国目前海洋地磁测量发展水平下，在南海等重点区域建设符合实际情况的海底矢量地磁观测网络十分有必要，也是未来技术发展的趋势。 $ G- A# C7 l4 B6 k
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【作者简介】文/方浩源 吴招才，来自自然资源部第二海洋研究所；第一作者方浩源，1997年出生，男，硕士，主要从事海洋地球物理和三维磁力反演方面研究；通信作者吴招才，1980年出生，男，副研究员，博士，主要从事海洋地球物理方面研究。文章来自《海岸工程》（2022年第3期），参考文献略，用于学习与交流，版权归期刊及作者所有，转载也请由“溪流之海洋人生”微信公众平台编辑与整理。
; [; ]# v# p, V/ u- g9 g0 }8 b+ t 相关阅读推荐 技术前沿▏日本海洋实时监测系统DONET简介科技动态▏各国地震海啸预警监测案例及其中的传感器应用科技动态▏一种更便宜的用地球物理传感器覆盖海洋的方法海洋科技▏国内外海底科学观测网络发展研究年终盘点▏世界各国近些年来在海洋探测与观测技术上的突破海洋论坛▏李风华等：海底观测网的研究进展与发展趋势
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