ĐẠI HỌC QUỐC GIA HÀ NỘI - Hanoi University of ... · ĐẠI HỌC QUỐC GIA HÀ NỘI ... 2/ Kết quả dự án “xây dựng bản đồ cảnh báo nguy cơ sóng

ĐẠI HỌC QUỐC GIA HÀ NỘI

TRƢỜNG ĐẠI HỌC KHOA HỌC TỰ NHIÊN

---------------------

Mai Xuân Bách

ỨNG DỤNG HÀM GREEN TRONG MÔ PHỎNG LAN

TRUYỀN SÓNG THẦN KHU VỰC BIỂN ĐÔNG VIỆT NAM

Chuyên ngành: Vật lý Địa cầu

Mã số : 604415

LUẬN VĂN THẠC SĨ KHOA HỌC

NGƢỜI HƢỚNG DẪN KHOA HỌC

PGS.TS CAO ĐÌNH TRIỀU

Hà Nội - 2011

Luận văn thạc sĩ khoa học Mai Xuân Bách, 2011

1

Lời cảm ơn

Đƣợc sự đồng ý của khoa Địa chất trƣờng ĐH KHTN, ĐH QGHN dƣới sự

hƣớng dẫn của PGS.TS. Cao Đình Triều (Viện Vật lý Địa cầu,Viện KH&CN Việt

Nam) đề tài luận văn tốt nghiệp của em với tiêu đề: “Ứng dụng hàm Green trong

mô phỏng lan truyền sóng thần khu vực Biển Đông Việt Nam” đến nay đã đƣợc

hoàn thành.

Em xin chân thành cám ơn PGS.TS. Cao Đình Triều, ngƣời đã trực tiếp tận

tình hƣớng dẫn trong quá trình làm luận văn tốt nghiệp. Em xin gửi lời biết ơn sâu

sắc đến các thầy cô giáo trong khoa Vật Lý, Bộ môn Vật lý Địa cầu, đã trang bị cho

em nhƣng kiến thức trong quá trình học tập.

Nhân dịp này tác giả xin gửi lời cám ơn chân thành đối với Ban lãnh đạo

Viện Vật lý Địa cầu, Phòng Sau Đại Học, Trƣờng ĐHKHTN, cán bộ công nhân

viên trong nhà trƣờng, cùng bạn bè và các đồng nghiệp đã tạo điều kiện thuận lợi

giúp đỡ để hoàn thành luận văn tốt nghiệp.

Mặc dù đã cố gắng để hoàn thiện luận văn, nhƣng do những hạn chế về kiến

thức chuyên môn, kinh nghiệm thực tế nên không thể tránh khỏi những thiếu sót,

học viên cao học thành thực mong nhận đƣợc những góp ý của thầy, cô giáo và các

bạn đồng nghiệp.

Xin chân thành cám ơn.

Hà nội, năm 2011


2

MỤC LỤC

MỞ ĐẦU ……………………………………………………………………... 3

CHƢƠNG 1: TỔNG QUAN VỀ NGHIÊN CỨU SÓNG THẦN Ở VIỆT NAM 5

1.1 Sơ lƣợc về nghiên cứu sóng thần ở Việt Nam ………………………….. 5

1.2 Nghiên cứu cổ sóng thần ........................................................................... 8

CHƢƠNG 2: CƠ SỞ LÝ THUYẾT VÀ PHƢƠNG PHÁP LUẬN VỀ XÂY

DỰNG MÔ HÌNH VÀ MÔ PHỎNG LAN TRUYỀN SÓNG THẦN ……….

15

2.1 Kích hoạt sóng thần bởi nguồn động đất, phƣơng pháp mô hình 15

2.1.1 Mô hình nguồn phát sinh sóng thần ……………………………. 15

2.1.2 Cơ sở lý thuyết và phương pháp luận …………………………. 21

2.2 Phƣơng pháp hàm Green ……………………………………………….. 25

2.2.1 Biểu diễn minh hoạ …………………………………………….. 25

2.2.2 Hàm Green ……………………………………………………... 27

2.2.3 Dịch chuyển của đáy biển dưới tác động của điểm lực trong nửa

không gian đàn hồi ………………………………………... 29

2.2.4 Kích hoạt sóng thần trong lớp nước vô hạn …………………… 31

2.2.5 Hàm kích hoạt và tạo thuỷ triều ………………………………... 34

2.2.6 Kích hoạt sóng thần từ nguồn hữu hạn ………………………… 36

2.2.7 Kích hoạt sóng thần trong lớp nước nửa vô hạn (semi- infinite) 37

2.2.8 Mô hình phẳng phức tạp (không đồng nhất) …………………… 43

CHƢƠNG 3: CÁC KỊCH BẢN ÁP DỤNG MÔ PHỎNG TÍNH TOÁN LAN

TRUYỀN SÓNG THẦN ĐẾN BỜ BIỂN VÀ HẢI ĐẢO VIỆT NAM ……… 45

3.1 Xây dựng các kịch bản lan truyền sóng thần .………………………….. 45

3.2 Ảnh hƣởng của sóng thần đến bờ biển và hải đảo Việt Nam …................ 54

KẾT LUẬN VÀ KIẾN NGHỊ ……………………………………………… 57

TÀI LIỆU THAM KHẢO …………………………………………………… 59


3

MỞ ĐẦU

Tính cấp thiết của đề tài:

Nƣớc ta với hơn 3000km bờ biển kéo dài từ bắc đến nam, hơn 20 tỉnh, thành

phố và gần 3000 hải đảo có nguy cơ chịu ảnh hƣởng trực tiếp của sóng thần. Hàng

triệu ngƣời và nhiều công trình kinh tế và an sinh xã hội cũng bị ảnh hƣởng nếu xảy

ra sóng thần ở Biển Đông. Vì vậy việc nghiên cứu động đất gây sóng thần và lan

truyền sóng thần là rất cần thiết nhằm phòng tránh, giảm nhẹ thiệt hại khi có thảm

họa xảy ra.

Mục tiêu của đề tài: Tìm hiểu nguyên lý lan truyền sóng thần và xây dựng một số

kịch mô phỏng lan truyền sóng thần đến bờ biển và hải đảo Việt Nam phục vụ dánh

giá thiệt hại, phòng tránh, giảm nhẹ thiên tai và quy hoạch xây dựng kinh thế xã hội.

Để đạt đƣợc các mục tiêu đề trên, nhiệm vụ của đề tài tập trung giải quyết vấn đề

sau:

- Nghiên cứu đặc trƣng cấu trúc vùng nguồn có thể phát sinh sóng thần

- Nghiên cứu nguyên lý lan truyền sóng thần.

- Mô phỏng và tính toán thử nghiệm cho một số kịch bản sóng thần lan

truyền đến bờ biển và hải đảo Việt Nam.

Cơ sở tài liệu tham khảo sử dụng: Để hoàn thành nhiệm vụ đặt ra, học viên cao

học đã tham khảo các nguồn tài liệu nhƣ sau:

1/ Kết quả nghiên cứu của nhiệm vụ hợp tác về Khoa học và Công nghệ theo

nghị định thƣ Việt Nam - Italy “Nghiên cứu dự báo động đất mạnh khu vực

đông nam châu á có nguy cơ gây sóng thần ảnh hƣởng đến bờ biển và hải đảo

việt nam” do PGS. TS Cao Đình Triều làm chủ nhiệm (có sự tham gia của học viên

cao học).

2/ Kết quả dự án “xây dựng bản đồ cảnh báo nguy cơ sóng thần cho các vùng bờ

biển việt nam”, TS Vũ Thanh Ca chủ nhiệm.


4

3/ Kết quả nghiên cứu của đề tài “ Nghiên cứu đánh giá độ nguy hiểm của

động đất và sóng thần ở vùng ven biển và hải đảo Việt Nam và đề xuất giải

pháp phòng tránh, giảm nhẹ hậu quả”, GS. TS Bùi Công Quế chủ nhiệm.

Ý nghĩa khoa học và thực tiễn của đề tài: Nghiên cứu động đất có nguy cơ phát

sinh sóng thần và nguyên lý lan truyền sóng thần trên biển là một đối tƣợng khoa

học phức tạp, kết quả nghiên cứu theo hƣớng này đòi hỏi phải sử dụng nhiều các dữ

liệu liên nghành nhƣ Địa chấn, Địa chất và Hải dƣơng hoc, vì vậy trong quá trình

thực hiện và hoàn thành luận văn học viên cao học đã nâng cao đƣợc khả năng phân

tích tông hợp tài liệu và trình độ nghiên cứu của mình. Đặc biệt, học viên cao học

đã tự xây dựng đƣợc chƣơng trình tính toán lan truyền sóng thần, trên cơ sở phƣơng

pháp hàm Green, dƣới sự giúp đỡ của các chuyên gia Italy và Việt Nam.

Kết quả nghiên cứu trình bày trong luận văn đã làm rõ đƣợc: cơ sở phƣơng

pháp luận, nguồn động đất sinh sóng thần, nguyên lý lan truyền của sóng thần và

mức độ ảnh hƣởng của sóng thần đến bờ biển va hải đảo Việt Nam. Thông qua đó

luận văn có thể cung cấp cơ sở khoa học và là những tài liệu tham khảo cho các nhà

hoạch định chính sách, các nhà quản lý trong việc quy hoạch phát triển kinh tế vùng

và công tác quy hoạch kháng chấn trong xây dựng phục vụ phát triển bền vững và

quản lý đô thị trong khu vực nói chung.

Cấu trúc luận văn: Luận văn gồm 65 trang đánh máy vi tính với 40 hình và 3 biểu

bảng. Ngoài phần mở đầu, kết luận, phụ lục và tài liệu tham khảo luận văn gồm 3

chƣơng chính:

Chương 1. Tổng quan về nghiên cứu sóng thần ở Việt Nam

Chương 2. Cơ sở lý thuyết và phương pháp luận về xây dựng mô hình và mô

phỏng lan truyền sóng thần .

Chương 3. Các kịch bản áp dụng mô phỏng tính toán lan truyền sóng thần đến

bờ biển và hải đảo việt nam


5

CHƢƠNG 1

TỔNG QUAN VỀ NGHIÊN CỨU SÓNG THẦN Ở VIỆT NAM

1.1. Sơ lƣợc về nghiên cứu sóng thần ở Việt Nam

Trƣớc khi xảy ra thảm hoạ sóng thần ngày 26-12-2004 gây ra bởi động đất

Mw=9,0 ở Sumatra, thì nghiên cứu sóng thần ở nƣớc ta chƣa đƣợc chú ý nhiều. Lần

đầu tiên việc khảo sát, đánh giá sóng thần đƣợc tiến hành cho vùng bờ biển Nghệ

An-Hà Tĩnh phục vụ việc xây dựng khu gang thép Thạch Khê (Nguyễn Đình Xuyên

và cộng sự, 1984). Nghiên cứu này đã đƣa ra các kết luận sau:

1/ Ở vùng bờ biển này đã từng và có khả năng xảy ra sóng thần cao tới 3m

nguyên nhân không phải động đất mà có thể là nguồn gốc khí tƣợng, …

2/ Động đất có khả năng phát sinh ở các đứt gãy trên vùng thềm lục địa có thể

gây sóng thần cao không quá 2m ở vùng bờ biển này. Tuy nhiên những nhà nghiên

cứu chƣa chú ý đến các nguồn sóng thần trong vùng Biển Đông. Muộn hơn, vào

những năm 90, vấn đề sóng thần đƣợc một số nhà khoa học quan tâm nghiên cứu.

Phạm Văn Thục (1995, 1998, 2000, 2001, 2007) đã dựa vào các kết quả nghiên cứu

sóng thần trên thế giới, đặc biệt là khu vực Thái Bình Dƣơng, và nghiên cứu hoạt

động động đất trong vùng Biển Đông, đƣa ra một số nhận định về sóng thần trong

vùng Biển Đông và ảnh hƣởng đến vùng bờ biển nƣớc ta: Vùng quần đảo

Philippinne là một vùng có hoạt động động đất rất cao, vùng Biển Đông và dải ven

bờ nƣớc ta có thể chịu ảnh hƣởng của nguồn sóng thần duy nhất từ các động đất

thuộc trũng sâu và vùng chồng gối (đới hút chìm) Manila. Nguyễn Ngọc Thuỷ

(2005) cũng có nhận định định tính, sơ bộ về khả năng sóng thần ở vùng bờ biển

nƣớc ta. Gần đây, sau thảm hoạ sóng thần Sumatra, vấn đề sóng thần đƣợc đặc biệt

chú ý.

Về quan điểm địa chấn thì khu vực Đông Nam Á bị bao bọc bởi 2 vành đai

động đất lớn nhất hành tinh: Ở phía Đông là phần cuối của vành đai Thái Bình

Dƣơng, kéo dài hàng nghìn km từ Đài Loan qua quần đảo Philippin đến Đông

Timo; ở phía Tây và Nam là phần cuối của vành đai Địa Trung Hải-Hymalaya kéo

dài hàng nghìn km từ vịnh Bengal đến Đông Timo, ôm lấy quần đảo Indonesia.


6

Động đất mạnh và rất mạnh xảy ra thƣờng xuyên trên các vành đai này. Với cơ chế

dịch chuyển chờm nghịch, các đới hút chìm này là nguyên nhân gây ra các thảm hoạ

sóng thần tại khu vực Đông Nam Á (Nguyễn Đình Xuyên và nnk, 2007).

Tuy khu vực Đông Nam Á và quanh vành đai Thái Bình Dƣơng đã xảy ra

nhiều động đất gây sóng thần lớn song nhờ sự che chắn của các cung đảo bao quanh

nên các sóng thần này đã không gây ảnh hƣởng tới bờ biển và hải đảo Việt Nam.

Các nhà địa chấn Việt Nam và thế giới đều khẳng định rằng nguy cơ sóng thần tác

động đến bờ biển và hải đảo Việt Nam chủ yếu là từ đới hút chìm Manila

(Philippin) và các động đất mạnh xảy ra trong phạm vị Biển Đông Việt Nam.

Theo thống kê có đƣợc thì chỉ tính từ năm 1627 đến nay đã có đến 62 trận

sóng thần ghi nhận đƣợc đã xảy ra trong phạm vị Biển Đông Việt Nam và Tây, Tây

Nam Philippin. Đại đa số các sóng thần (cụ thể là 41 sóng thần) đã xuất hiện tại

biển Luzon, Sulu, Celebes và Taal. Số còn lại chủ yếu phân bố tại khu vực phía

Bắc, Đông Bắc và Đông Biển Đông. Chỉ có sóng thần ngày 5/1/1992 là nằm về phía

Tây Bắc Biển Đông (toạ độ: 18,00N; 108,00E).

Hình 1.1: Vị trí xảy ra sóng thần khu vưc Đông nam châu Á


7

Hình 1.2: Vị trí chấn tâm động đất khu vực Đông nam châu Á

Trên cơ sở các kết quả nghiên cứu về sóng thần mới nhất ở Việt Nam cho

thấy:

- Đới hút chìm Manila là nơi có nguy cơ xuất hiện động đất mạnh gây sóng

thần tác động đến bờ biển tiếp giáp với Biển Đông Việt Nam nhƣ bờ biển Nam

Trung Quốc, bờ biển Đông Việt Nam, Brunay và Malaysia. Mức độ ảnh hƣởng của

sóng thần có nguồn Manila đến các điểm trên đƣờng bờ của mỗi nƣớc này sẽ khác

nhau, phụ thuộc vào độ mạnh của động đất gây ra sóng thần và khoảng cách từ chấn

tâm tới đƣờng bờ quan sát sóng thần. Đới hút chìm tây Philippin (đới Manila) có

chiều dài trên 1000 km, có thể gây ra động đất có độ lớn 8,85 độ Richter (theo công

thức Well & Copersmith, 1994). Đây là nguồn xa có nguy cơ xuất hiện động đất

gây sóng thần ảnh hƣởng đến hải đảo và bờ biển Việt Nam.


8

- Các nguồn sóng thần đƣợc ghi nhận có toạ độ nằm sát với đƣờng bờ biển

Nam Trung Quốc và đặc biệt là sát với đƣờng bờ biển Việt Nam lại trùng với đới

động đất mạnh thuộc ven bờ Biển Đông Việt Nam và Trung Quốc. Nhƣ vậy, ngoài

yếu tố sóng thần lan truyền tới từ nguồn Manila còn có yếu tố của sóng thần vùng

gần đƣờng bờ tác động đến bờ biển nƣớc ta. Theo các nhà địa chấn Việt Nam thì

nguy cơ xuất hiện động đất gây sóng thần tại các đới phát sinh trong vùng Biển

Đông Việt Nam là: Đới Huyện Nhai - Văn Ninh – Châu Giang – Bắc Hoàng Sa;

Đới đứt gãy kinh tuyến 1100; và Đới Thuận Hải – Minh Hải – Nam Côn Sơn.

1.2. Nghiên cứu cổ sóng thần

1. Tài liệu lịch sử

Theo Đại Nam Thực lục chính biên (37 tập) thì trận động đất năm 1877 đƣợc

ghi nhận nhƣ sau: tháng 9 năm 1877, tại Bình Thuận, “Động đất, từ đấy đến tháng

12 tất cả 3 lần, lần đầu nƣớc sông cuốn lên, nhà ngói cũng rung động, hai lần sau

nhẹ hơn”.

Trận động đất này đƣợc các nhà địa chấn Viện Vật lý Địa cầu đánh giá chỉ có

5,1 độ Richter, tuy vậy theo số liệu của NOAA thì có Ml =7,0 độ Richter, gây sóng

to. Liệu có phải động đất đã gây nên sóng thần địa phƣơng hay không?.

2. Tài liệu điều tra trong nhân dân

Kết quả điều tra sóng thần trong nhân dân dọc ven biển Việt Nam (Nguyễn

Đình Xuyên và nnk…, 2005; lƣu VLĐC) cho thấy ngoài sóng bão, thuỷ triều, nƣớc

dâng, đã phát hiện một số hiện tƣợng sóng lớn? mà các tác giả gọi là sóng thần có

nguồn gốc khác:

- “Năm 1978 sóng thần đã thực sự xuất hiện ở vùng bờ biển Trà Cổ, Móng

Cái. Sóng cao 3-5 m đã tràn vào bờ nhiều đợt, làm nứt tƣờng nhà, đổ các hàng cây

phi lao ven bờ”.

-“Theo ghi chép của TS Armand Krempt năm 1923 sóng thần đã phá hỏng

chuồng ngựa của bác sĩ Alexandre Yersin. Vị trí chuồng ngựa cách bờ biển 5-6m.

Sự cố này liên quan với phun trào núi lửa ở đào Hòn Tro. Vùng biển nam Trung Bộ

và Nam Bộ là vùng hoạt động núi lửa hiện đại. Năm 1923 phun trào núi lửa diễn ra

ở đảo Hòn Tro trong quần đảo Phú Quý đã gây động đất núi lửa 6,1 độ Richter.


9

Năm 1960, 1963 hoạt động núi lửa lại diễn ra nhƣng yếu hơn. Việc phun trào núi

lửa Hòn Tro gây sóng thần cho thấy hoạt động núi lửa cũng là một nguồn sóng thần

đáng chú ý trong vùng biển Đông”.

-“Theo lời kể của những ngƣời cao tuổi, vào cuối thế kỷ 19 hoặc đầu thế kỷ

20, hiện tƣợng sóng thần cũng đã xảy ra ở Diễn Châu (Nghệ An). Sóng cao nhƣ

sóng bão xảy ra ở đây năm 1984” (5-10 m).

-“Một hiện tƣợng đáng chú ý nữa đã xảy ra ở Tuy Hoà, Nha Trang ngày 4/5

năm 1991, trƣớc ngày núi lửa Pinatubo, Philippin, phun trào. Nƣớc biển rút ra xa,

nhiều tàu nhỏ lộ trên bãi cát, mọi ngƣời sợ hãi chạy vào bờ, không hiểu là hiện

tƣợng gì xảy ra. Một lúc sau nƣớc lại trở lại nhƣng do đứng xa nên không rõ cao

hơn hay bằng mực nƣớc ban đầu. Ông Đỗ Minh Tiệp, một ngƣời trong đoàn cán bộ

địa chất khảo sát, đào hố lấy mẫu ở bờ biển, những ngƣời chứng kiến hiện tƣợng,

đánh giá: nƣớc đã rút 2m so với mức bình thƣờng. Nhiều ngƣời dân cũng chứng

kiến hiện tƣợng này và đều tỏ ra sợ hãi. Sáng ngày 5/5 toàn bộ vùng Khánh Hoà bị

bao phủ một lớp tro bụi dày vài mm đến vài cm, đó là tro bụi từ núi lửa Pinatubo”.

Nguyễn Đình Xuyên và các đồng nghiệp (2005) đã lý giải các sự kiện điều

tra đƣợc nhƣ sau:

- “Sự kiện ở Trà Cổ diễn ra trong không gian hẹp, có tính địa phƣơng, không

liên quan với sự cố động đất nào. Phân tích sơ bộ dẫn đến kết luận, đây là hiện

tƣợng sóng thần nguồn gốc khí tƣợng: ở vùng tâm bão hay lốc xoáy, xa vùng biển

Trà Cổ, do áp suất khí quỷên thấp, nƣớc biển dâng cao trên diện rộng. Khi áp suất

khí quyển thay đổi đột ngột vì những nguyên nhân khác nhau, quả đồi nƣớc này xụp

suống bởi trọng lực gây ra sóng trọng lực, tức sóng thần”.

Nghi ngờ có thể đƣợc đặt ra là liệu có thể có một cơn lốc xảy ra trong thời

tiết rất đẹp không? hay là một cơn sóng thần địa phƣơng, gắn với một động đất gần

mà ta chƣa điều tra đƣợc?. Nếu nƣớc biển dâng cao trên diện rộng thì chắc chắn sẽ

gây ngập lụt trên một diện rộng, chí ít cũng sẽ quan sát thấy ở cả khu vực Hải

Phòng, thậm chí có thể ở Thanh Hoá, Nghệ An hay xa hơn nữa về phía Nam.

- Đối với sóng cao ở Diễn Châu các tác giả này cũng cho rằng do nguyên

nhân khí tƣợng song cũng chƣa chứng minh đƣợc rằng đã có hiện tƣợng khí tƣợng


10

nào xảy ra vào lúc bấy giờ. Thế thì liệu có nguyên nhân nào khác nữa, nhƣ sóng

thần chẳng hạn?.

Sự thật là có thể đã xảy ra sóng thần ở Diễn Châu vào khoảng năm 1860-

1865?, vào ngày 18 tháng 8 âm lịch. Đó là một ngày đẹp trời, nƣớc biển tự dƣng

dâng lên cao (có thể đạt 15-20 m), ập vào bờ với vận tốc lớn đã tàn phá một vùng

rộng lớn của huyện Diễn Châu. Số ngƣời và tài sản bị nƣớc cuốn trôi ra biển là vô

kể. Và ngƣời ta cũng tìm đƣợc rất nhiều ngƣời đã chết sau trận sóng, nhờ những

bún tóc cuốn vào ngọn tre nên không bị cuốn đi. Ngày 18 tháng 8 âm lịch hàng năm

là ngày giỗ chung tại rất nhiều xã vùng ven biển Diễn Châu.

3. sóng thần có thể đã tác động đến bờ biển Việt Nam

Bảng 1.1. Danh mục các trận sóng thần gây thiệt hại lớn khu vực Đông Nam Châu Á

Thời gian xảy

ra sóng thần

Vùng nguồn Độ cao sóng

thần quan

sát thấy (m)

Vị trí

quan sát

Ghi chú

1 2 3 4 5

27/08/1883 Hoạt động

núi lửa

Krakatoa

Java Hơn 36 000 chết

03/06/1994 Java 11 Malang 222 ngƣời chết,

M=7,2

01/01/1996 Indonesia 5 Sulawesi 9 ngƣời chết,

M=7,7

17/07/1998 Papua, New

Guinea

>10 Aitape khoảng 2 500

ngƣời chết, M=7,0

26/12/2004 Sumatra 298 000 ngƣời

chết, M=9,0


11

Đã có một số trận động đất rất mạnh gây sóng thần làm thiệt hại lớn về ngƣời

và của tại khu vực Đông Nam Châu Á (Bảng 1). Tuy vậy bờ biển bao quanh biển

đông đã không chịu ảnh hƣởng của các trận sóng thần này vì chúng đã đƣợc che

chắn bởi các vòng cung đảo nhƣ Philippine, Indonesia, Jawa, Thái Lan, Malaysia từ

phía đông, đông nam, nam, tây và tây bắc. Ví dụ: Động đất Chi Lê M9,5 ngày 22/5-

1960 đã gây ra sóng thần rất lớn tràn qua Thái Bình dƣơng, tại Nhật Bản, Hồng

Kông sóng lên cao đến 5m, nhƣng ở ven biển nƣớc ta không thấy sóng thần xuất

hiện. Sóng thần rất lớn ở ấn Độ dƣơng gây ra bởi động đất Sumatra M9,0 ngày

26/12-2004 cũng không tràn vào đƣợc vùng Biển Đông. Nhƣ vậy, dù động đất có

mạnh bao nhiêu và gây sóng thần có độ cao lớn đi chăng nữa, nếu nằm ngoài khu

vực Biển Đông thì cũng không thể tạo ra sóng thần ảnh hƣởng đến bờ biển và hải

đảo nƣớc ta.

Nhƣ vậy rõ ràng rằng tần xuất xuất hiện sóng thần trong khu vực Biển Đông

Việt Nam và tây Philippine là khá lớn. Nguồn động đất gây sóng thần chủ yếu là

đới tây Philippine (đới Manila), đƣợc biết nhƣ là đới hút chìm có biểu hiện hoạt

động động đất mạnh nằm về phía đông Biển Đông. Ngoài ra ta cũng còn thấy một

số sóng thần xuất hiện tại bắc Biển Đông, sát với bờ biển phía nam Trung Quốc.

Hơn nữa, nếu chứng minh đƣợc rằng các dấu tích điều tra của nhóm cán bộ Viện

Vật lý Địa cầu về sóng thần ven biển Việt nam là có thật thì ngoài đới Manila ra,

trong khu vực Biển Đông có thể còn tồn tại các đới động đất khá mạnh khác có thể

gây nên sóng thần địa phƣơng tác động vào bờ biển nam Trung Quốc và Việt Nam.

Bảng 1.2. Danh mục động đất gây sóng thần khu vực Biển Đông và đới tây

Philippine (Nguồn National Geophysical Data Center)

STT Năm Tháng Ngày φ λ M h R m I Địa đểm

1 1627 9 14 16.00 121.00 8.0 0.0 0.0 2.5 3.5 Luzon

2 1640 9 16 23.50 116.50 5.8 0.0 0.0 1.0 1.0 S.Ch.sea

3 1645 11 30 14.40 121.00 8.0 0.0 0.0 0.0 0.0 Luzon

4 1661 1 8 23.00 120.00 6.4 0.0 0.0 0.0 1.5 S.Ch.sea

5 1675 3 0 13.40 121.10 0.0 0.0 0.0 0.0 1.0 Sulu Sea

6 1677 12 7 14.50 120.50 0.0 0.0 0.0 1.0 1.0 Luzon


12

7 1716 9 24 14.00 121.00 0.0 0.0 0.0 0.0 1.0 Taal

8 1745 5 13 14.00 121.00 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 Taal

9 1749 8 11 14.00 121.00 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 Taal

10 1749 8 12 13.60 121.10 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 Philippine

11 1765 5 0 23.00 113.00 6.0 0.0 2.0 0.0 0.0 S.Ch.sea

12 1770 12 0 14.20 121.00 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 Luzon

13 1824 10 26 14.20 121.00 0.0 0.0 0.0 0.0 1.0 Luzon

14 1828 11 9 14.20 121.00 7.5 0.0 0.0 0.0 0.5 Luzon

15 1840 3 22 16.00 123.00 6.5 0.0 0.0 1.0 1.0 Sulu Sea

16 1852 9 16 14.00 120.50 7.5 0.0 0.0 0.0 1.5 Luzon

17 1862 6 6 24.00 121.00 7.5 0.0 0.0 0.0 0.0 Philippine

18 1863 6 3 14.50 121.00 6.5 0.0 0.0 1.0 1.0 Luzon

19 1865 10 19 13.30 123.40 6.0 0.0 0.0 0.0 0.0 Sulu Sea

20 1869 8 16 12.30 123.10 7.0 0.0 0.0 0.0 0.0 Sulu Sea

21 1872 1 26 16.00 119.00 6.0 0.0 0.0 0.0 1.0 W.Luzon

22 1880 7 18 15.00 121.50 7.5 0.0 0.0 0.0 0.0 Luzon

23 1889 5 25 13.50 121.00 6.8 0.0 0.0 0.0 3.0 Sulu Sea

24 1889 5 26 13.50 121.00 6.8 0.0 0.0 0.0 3.0 Sulu Sea

25 1897 9 21 6.80 122.50 8.5 0.0 6.0 1.0 2.5 Sulu sea

26 1897 9 21 7.10 122.50 8.6 0.0 6.0 0.0 0.0 Sulu sea

27 1897 10 19 6.50 122.00 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 SE

28 1901 9 10 14.00 122.30 7.0 33.0 1.2 0.0 0.0 E.Luzon

29 1902 8 21 5.00 122.00 0.0 0.0 0.0 0.0 2.0 Celebes

30 1902 8 21 6.30 123.60 7.2 0.0 0.0 0.0 2.0 Celebes

31 1911 1 27 14.00 121.00 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 Taal, Luzon

32 1915 11 19 10.00 119.50 6.4 33.0 0.0 0.0 0.5 W.Luzon

33 1917 5 6 23.20 121.60 5.8 33.0 0.5 0.0 0.5 E.Ch.Sea

34 1924 5 6 16.00 119.00 6.9 33.0 2.0 0.0 0.0 S.Ch.sea


13

35 1924 5 7 16.00 119.00 6.5 0.0 2.0 0.0 0.0 W.Luzon

36 1924 6 2 16.20 119.70 0.0 0.0 0.0 5.0 0.0 W.Luzon

37 1925 5 5 9.30 122.70 6.8 33.0 0.0 0.0 0.5 W.Luzon

38 1925 5 25 12.20 122.50 6.2 0.0 0.7 0.0 0.5 W.Luzon

39 1928 6 15 12.40 120.90 7.0 33.0 1.0 0.0 0.0 S.Ch.sea

40 1934 6 14 17.60 119.00 7.6 33.0 1.0 0.0 0.0 W.Luzon

41 1937 8 20 14.50 121.50 7.5 0.0 1.4 0.0 0.0 W.Luzon

42 1939 5 7 13.50 121.20 6.5 150.0 0.0 0.0 0.5 Sulu Sea

43 1948 1 24 10.50 122.00 8.3 0.0 2.0 0.0 0.0 S.Ch.sea

44 1948 1 25 10.60 122.00 8.2 33.0 0.0 0.0 0.0 Sulu sea

45 1949 9 5 18.60 122.00 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 E.Luzon

46 1949 9 5 17.00 121.50 6.0 0.0 0.0 0.0 4.0 W.Pacific

47 1949 11 5 17.00 121.50 6.0 8.0 0.0 0.0 4.0 Philippine

48 1949 12 29 18.00 121.00 7.2 33.0 0.0 0.0 0.0 E.Luzon

49 1965 9 28 14.00 121.00 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 Taal

50 1965 9 28 14.00 121.00 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 Taal

51 1968 8 1 16.50 122.20 7.3 36.0 0.3 2.0 0.0 E.Luzon

52 1968 8 15 23.00 119.80 7.8 23.0 0.0 0.0 0.0 N.Celebes

53 1970 4 7 15.80 121.70 6.5 0.0 2.0 0.0 0.0 S.Ch.sea

54 1970 9 30 20.60 122.00 5.3 33.0 0.0 0.0 0.5 Philippine

55 1978 6 14 8.20 122.40 6.9 24.0 <0.1 0.1 0.0 Mindanao

56 1978 7 23 22.50 121.80 7.1 17.0 0.1 0.0 1.0 Taiwan

57 1983 8 17 18.20 120.90 6.5 29.0 0.0 0.0 0.0 Luzon

58 1988 6 24 18.60 121.00 5.4 53.0 0.0 0.0 0.0 Hongkong

59 1990 12 13 23.90 121.60 5.9 12.0 0.0 0.0 0.0 Taiwan

60 1990 12 13 23.70 121.60 5.9 10.0 0.0 0.0 0.0 Taiwan

61 1992 1 5 18.00 108.00 3.7 0.0 0.8 0.0 0.0 S.Ch.sea

62 1994 11 14 13.50 121.10 7.1 32.0 7.3 0.0 2.1 Philippine


14

Chú giải: M - Độ lớn động đất; H - độ sâu chấn tiêu; R - độ cao sóng thần so vơi

mực nƣớc bển (0.0 là không xác định đƣợc); m - magnitude sóng thần tính theo

công thức mlog2h

Liệu sóng thần đã đổ bộ vào bờ biển Việt Nam hay chƣa? là một câu hỏi cần

đƣợc làm sáng tỏ. Trên cơ sở việc phát hiện một số điểm có thành tạo địa chất biểu

hiện do nguyên nhân gây nên bởi sóng thần, các hiện tƣợng sóng lớn điều tra đƣợc

trong nhân dân, cộng thêm đó là các bậc thềm đƣợc thành tạo tại ven biển Diễn

Châu cũng nhƣ danh mục sóng thần khu vực Biển Đông và tây Philippine đã chứng

tỏ có khả năng sóng thần đã tấn công vào bờ biển Việt nam. Cơ sở cho nhận định

này là:

1. Các sóng thần đã ghi nhận đƣợc trong khu vực Biển Đông Việt Nam và

tây Philippine (Bảng 2, gồm 62 sóng thần). Danh mục này đã chứng tỏ:

- Đới hút chìm Manila là nơi có nguy cơ xuất hiện động đất mạnh gây sóng

thần tác động đến bờ biển tiếp giáp với Biển Đông Việt Nam nhƣ bờ biển nam

Trung Quốc, bờ biển đông Việt nam, Brunay và Malaysia. Mức độ ảnh hƣởng của

sóng thần có nguồn Manila đến các điểm trên đƣờng bờ của mỗi nƣớc này sẽ khác

nhau, phụ thuộc vào độ mạnh của động đất gây ra sóng thần và khoảng cách từ chấn

tâm tới đƣờng bờ quan sát sóng thần.

- Các nguồn sóng thần đƣợc ghi nhận trong bảng 2 có toạ độ nằm sát với

đƣờng bờ biển nam Trung Quốc và đặc biệt là sát với đƣờng bờ biển Việt Nam lại

trùng với đới động đất mạnh thuộc ven bờ Biển Đông Việt Nam và Trung Quốc.

Nhƣ vậy, ngoài yếu tố sóng thần lan truyền tới từ nguồn Manila còn có yếu tố của

sóng thần vùng gần đƣờng bờ tác động đến bờ biển nƣớc ta.


15

CHƢƠNG 2

CƠ SỞ LÝ THUYẾT VÀ PHƢƠNG PHÁP LUẬN VỀ XÂY DỰNG MÔ

HÌNH VÀ MÔ PHỎNG LAN TRUYỀN SÓNG THẦN

2.1. Kích hoạt sóng thần bởi nguồn động đất, phƣơng pháp mô hình

2.1.1. Mô hình nguồn phát sinh sóng thần

Mô hình đơn giản của nguồn động đất đƣợc xem nhƣ là một cặp điểm ngẫu

lực. Là tổ hợp của hai cặp lực kép Mij, mỗi cặp gồm hai lực có độ lớn (magnitude) f

tách biệt nhau bởi khoảng cách d dọc theo trục J, chúng chuyển động theo phƣơng

đối lập nhau i.

Thông thƣờng, nội lực (body forces) tƣơng đƣơng cho nguồn động đất có

hình dạng khác nhau đƣợc biểu diễn bằng moment tensor địa chấn M, tạo lập bởi 9

cặp ngẫu lực thành phần (Hình 2.1).

zzzyzx

yzyyyx

xzxyxx

MMM

MMM

MMM

M

Ví dụ: dịch trƣợt trái theo phƣơng y của đứt gãy, trong mặt phẳng y-z biểu

diễn tƣơng ứng bằng nội lực (body forces) Mxy + Myx. Trong trƣờng hợp này

monent tensor động đất là ma trận:

000

001

010

000

00

00

00

0

MM

M

M

Moment địa chấn vô hƣớng M0 là moment của cặp ngẫu lực đơn, có độ lớn là

tích của độ cứng , vùng đứt gãy A và dịch trƣợt trung bình

u :

M0= A

u (2.1)

Moment tensor động đất miêu tả hình thái hình học và moment địa chấn vô

hƣớng là một đơn vị của độ lớn.


16

Trên cơ sở của moment địa chấn Kanamori (1997) đã xác định thang độ lớn

động đất (magnitude scale) gọi là moment magnitude, ký hiệu là M và đƣợc tính

bằng công thức:

log M0= 1,5M+9,1 (2.2)

Trong đó M0 tính bằng N. m.

Thang monent magnitude tiến bộ hơn các thang độ lớn địa chấn khác ở chỗ

nó không bão hoà và có tính đến quá trình của nguồn động đất.

Sự kích hoạt của sóng địa chấn bởi cặp ngẫu lực đƣợc biểu diễn trên hình

2.1.

Hình 2.1. Chín cặp ngẫu lực là những thành phần moment tensor địa chấn.

Mỗi thành phần có hai lực ngược chiều tách ra bởi khoảng cách d (đường đậm nét).


17

Hình 2.2. Thông số nguồn trong tính toán mô hình kích hoạt sóng thần

Hàm lan toả tia ),,,( sh (Ben- Menhaem & Harkrider, 1964) có dạng:

2cos2sincossin),,,( 43210 ddddidhs (2.3)

Trong đó: 2sinsin2

10 shBd ; 2sinsin1 shCd ;

coscos2 shCd ; sincos3 shAd ; và 2sinsin2

14 shAd .

hs là độ sâu nguồn; là góc tới, góc giữa phƣơng dịch trƣợt của đứt gãy và đƣờng

thẳng nối chấn tâm với điểm quan sát tính theo chiều ngƣợc kim đồng hồ; là góc

cắm (dip angle); góc giữa phƣơng phát triển của đứt gãy và phƣơng dịch chuyển

cách treo của đứt gãy theo chiều ngƣợc chiều kim đồng hồ (rake angle); (Hình 2.3).

Hàm A, B và C đƣợc xác định bởi công thức:

ss hikuhA

s

shs

s

sss

h

hhiku

zh

hhikuhB

2

2

2

2

21243

(2.4)

shs hikz

uhC

s

Đối với mô hình phẳng đồng nhất, băng sóng tổng hợp thủy triều đầy đủ U=

(U, W) đƣợc viết dƣới dạng (theo Levish et al., 1989, sử dụng biểu thức tiệm cận

đối với hàm sóng điều hoà):


18

U() =

11

4 ,

8 Icv

u

Icv

hR

kX

eee

gg

s

tic

Xii

(2.5)

Ở đây: hs là độ sâu chấn tiêu; X là khoảng cách chấn tâm, u= u(z,

)=u(z,)ex+(z,)ez, R() là hàm ở thời điểm ban đầu; và I1 là hàm số nguyên

năng lƣợng, đƣợc xác định bởi biểu thức (Aki& Richards, 1980):

1

1 0

2

0

2*

12

1 n

i

H

i

H

i

ii

dzdzuiI (2.6)

Trong trƣờng hợp môi trƣờng cấu trúc đa lớp đồng nhất biểu thức (2.6) có

thể đƣợc viết lại nhƣ sau:

1

1 0 0

22*

12

1 n

i

H H

ii

i i

dzdzuiI (2.7)

Theo Levshin et al. (1989), hàm tiệm cận của một hàm sóng điều hoà có

dạng:

rgsg

s

tii

Icv

u

Icv

hR

kJ

eeU

11

4 ,

8

(2.8)

và J đƣợc tính toán dọc theo đƣờng lan truyền và đƣợc xác định bởi:

X

xcxpxc

dx

0221

(2.9)

cos0

YJ (2.10)

Ở đây:

X

xcxp

dxxcxpY

0221

Và, nhƣ hình 2.2, X và Y là toạ độ của điểm đến, p là thông số chiếu theo phƣơng

ngang, p= sin/c, đây là một hằng số dọc theo hình chiếu của mô hình đƣờng cong,

và là góc gữa phƣơng tƣơng ứng với trục x ( = 0 tại x= x0).

Nếu vận tốc thay đổi tuyến tính dọc theo trục x, có nghĩa là: c=c0(1+x), khi

đó ta có x= X:


19

X

dxx

xY

0 0

0

2

0

2

0

sin

coscos

)1(sin1

1sin

(2.11)

X

cxxc

dx

0 0

11

2

0

2

0

sin/1cosh)sin/1(cosh

)1(sin1)1(

(2.12)

00

2

0

sinsin

coscos

YJ

(2.13)

Nếu sóng lan truyền dọc theo trục x, có nghĩa là Y=0, cho giới hạn 0 0,

0, khi đó và J trở thành:

0

)1log(

c

x

(2.14)

XX

J

21

(2.15)

Nếu c(x) là phƣơng trình tuyến tính từng đoạn, thời gian tới và khoảng không

lan truyền đƣợc xác định bởi hàm:

n

i i

ii

c

x

1

)1log(

(2.16)

n

i

iiii x

x

c

cJ

1 0

)2

1(1

(2.17)

So sánh (2.5) và (2.8) ta thiết lập biểu thức của yếu tố ảnh hƣởng bề mặt đáy

biển, ta có:

2

1

211

112

1

2

,0(

,0(

) ,0,W(X

) ,0,W(X

J

J

XvIXw

XvIXw

(2.18)

Nếu đáy biển đƣợc cho là cứng và chất lỏng không nén, hàm riêng trở thành:

)sinh(

)sinh(),0(),(

kH

zHkHwzw

)sinh(

)cosh(),0(),(

kH

zHkHiwzu

(2.19)

Ở đây H là độ sâu đáy biển (bề dày mực nƣớc biển).


20

Sử dụng biểu thức (2.19), năng lƣợng số nguyên I1 trở thành:

kkH

kHI

2)sinh(

)2sinh(),0(2

1

(2.20)

Đối với giới hạn sóng dài ta có c vg gH và biểu thức I1 trở thành:

I1 2

2 ),0(

gw (2.21)

và, nếu chúng ta bỏ qua sự thay đổi trong khoảng thời gian tới và khoảng không lan

truyền, công thức (2.18) trở thành:

) ,0,W(X

) ,0,W(X

1

2

= 4

2

1

H

H (2.22)

Biểu thức này là dạng đơn giản yếu tố biến động địa hình và đƣợc hiểu nhƣ

là định lý Green.

Hình 2.3. Mô hình mặt phẳng nằm ngang không đồng đều: a) - mặt cắt

phẳng, ngôi sao và tam giác là nguồn và điểm đến tương ứng; b)- mô tả chi tiết

phần cao nhất (Panz, et al., 2000).


21

2.1.2. Cơ sở lý thuyết và phương pháp luận

Đại lƣơng đầu tiên cần tính toán là số hạng kích thích phần tử bị chiếm chỗ

(excitation factor deprived) R(), chúng ta sẽ gọi chúng là hàm kích hoạt:

1

1

,

Icv

h

g

s

1 miêu tả khả năng của nguồn động đất sinh sóng thần lan truyền trong mô hình

cấu trúc đáy biển cho trƣớc.

Hình 2.4 biểu diễn hàm kích hoạt của một đứt gãy dịch trƣợt thẳng đứng 450

và trƣợt bằng - thẳng đứng, tất cả đều trong xu hƣớng bức xạ cực đại (maximum

radition). Momen địa chấn là 1013

Nm. Mô hình cấu trúc đƣợc tạo nên là một lớp

chất lỏng đơn nằm trên một nửa không gian rắn đồng nhất (= 7,15km/s; =

4,1km/s; = 3,1g/cm3,). Nguồn dịch trƣợt thẳng đứng là nguyên nhân chủ yếu phát

sinh sóng thần. Nhƣ vậy, động đất sóng thần nguy hiểm nhất là phá huỷ động đất

mạnh xảy ra trong đới hút chìm.

Hình 2.4. So sánh hàm kích hoạt của một dịch trượt theo phương thẳng đứng

(ds)(dip- slip) và trượt bằng - thẳng đứng (ss) (vertical strike- slip).


22

Hình 2.5. So sánh hàm kích hoạt của một nguồn dịch trượt thẳng đứng dưới

biển vó bề dày lớp nước khác nhau.

Hình 2.5 đƣa ra đối sánh hàm kích hoạt của một nguồn dịch trƣợt thẳng đứng

xảy ra dƣới biển với bề dày lớp nƣớc khác nhau. Mô hình cấu trúc giống nhƣ ở hình

2.4, chấn tiêu động đất khoảng 10km. Biên độ của hàm giảm khi độ sâu mực nƣớc

tăng. So sánh đầy đủ các điều kiện trong công thức (2.5) và mô hình cấu trúc nhƣ

trong hình 2.4 đối với đứt gãy dịch trƣợt thẳng đứng có momen địa chấn 1013

Nm,

tại khoảng cách 500km, ta thấy rằng thành phần toả tia của chuyển động lớn hơn

thành phần thẳng đứng khoảng 3 lần, có nghĩa là phần tử chuyển động dạng Elip.

Để xác định hiệu ứng của mô hình cấu trúc đáy biển tới phát sinh sóng thần

chúng ta tính toán cho 3 mô hình đáy biển:

Mô hình 1: Giống nhƣ đƣợc sử dụng trong tính toán cho kết quả ở hình 2.4 (Comer,

1984);

Mô hình 2: Có nửa không gian đồng nhất với đặc tính giống nhƣ mô hình 1, nhƣng

với một lớp trầm tích mịn (soft sedimentary)(= 3,5km/s; =1,0km/s; = 1,5g/cm3)

1km bề dầy trên cùng của chúng; và

Mô hình 3: Sử dụng lớp vỏ (= 5,2 km/s; =3,0km/s; =2,6g/cm3) 12 km bề dầy

trên cùng của nửa không gian (=8,1km/s; =4,7km/s; =3,2g/cm3). Độ sâu nƣớc

biển không đổi là 4km, nguồn là một cặp ngẫu lực dịch trƣợt thẳng đứng (dip- slip

double couple), với momen địa chấn 1013

Nm.


23

Hình 2.6. So sánh thành phần thẳng đứng (z) và toả tia (x) của dải biên độ

được tính toán tại khoảng cách chấn tâm 500km, độ sâu của nước biển khoảng từ

4km đến 6km.

Trong hình 2.6 biểu diễn so sánh dải biên đồ đƣợc tính toán tại khoảng cách

chấn tâm 500km cho mô hình 1 và 3. Độ sâu của nguồn khoảng 9- 14km. Chúng ta

biết rằng nguồn trong giới hạn vỏ (mô hình 3) có khả năng kích hoạt gây sóng thần

hơn. Giải biên độ của mô hình 2 hầu nhƣ trùng với tính toán cho mô hình 1 và nhƣ

vậy ta thấy lớp trầm tích có tác động ít lên phát sinh sóng thần.

Trong nghiên cứu tai biến sóng thần thì quan trọng nhất cần quan tâm là biên

độ cực đại và khoảng thời gian của chuỗi thời gian sóng tới.

Trong hình 2.7 biểu hiện kết quả tính toán tổng hợp thuỷ triều đối với mô

hình 1. Nguồn là một đứt gãy dịch trƣợt thẳng đứng, là cặp ngẫu lực (double

couple) ở độ sâu 10km dƣới đáy biển, với momen động đất 1020

Nm. Một mặt phẳng

mô hình 1d, với đáy biển sâu 6km, đƣợc so sánh với mô hình 2d (hình 2.7). Tại

khoảng cách gần hình thái (waveform) của sóng là hầu nhƣ đồng dạng, nhƣng ở

khoảng cách xa hơn, ở độ sâu đáy biển lớn, sự khác biệt về hình thái càng rõ nét

(clear diffence):

1) Chuỗi sóng 2d (2d- wavetrain) đến trễ hơn; 2) biên độ của chuỗi sóng 2d là lớn;

3) Chuỗi sóng 1d bị phân tán hơn.


24

Hình 2.7. Phổ biên độ theo phương thẳng đứng của một nguồn dịch trượt

thẳng đứng với momen động đất 1012

Nm ứng với mô hình 1 và 3. Độ sâu chấn tâm

9, 14km.

Hình 2.8. So sánh mô hình phẳng (bên trái) với mô hình mấp mô (bên phải).

Thuỷ triều được tính với tăng dần khoảng cách chấn tâm. Nguồn là một cặp ngẫu

lực dịch chuyển thẳng đứng ở độ sâu 10km dưới đáy biển, với momen động đất

1020

Nm.


25

2.2. Phƣơng pháp hàm Green

Sự xáo động (disturbance) của đáy biển tạo nên cột nƣớc và lan truyền theo

tất cả các phƣơng. Trong trƣờng hợp mô hình là khối chất lỏng đồng nhất vô hạn

trên khắp một nửa không gian đàn hồi, xuất phát từ biểu thức hàm Green tƣơng ứng

với một điểm lực theo phƣơng thẳng đứng trên mặt tự do trong trƣờng hợp dịch

chuyển của đáy biển theo phƣơng thẳng đứng và điểm lực nằm ngang trong nửa

không gian. Mô hình nguồn đơn giản (nguồn điểm) sau đó đƣợc mở rộng ra mô

hình nguồn có dạng hình hộp chữ nhật (phù hợp hơn với cơ cấu chấn tiêu) với nửa

không gian giới hạn bởi đƣờng biên là đƣờng bờ (Yanovskaya, 1999- 2000;

Yanovskaya, 2003; và Pinat, 2001). Chúng tôi áp dụng mô hình này trong tính toán

lan truyền sóng thần tại Biển Đông Việt Nam.

2.2.1. Biểu diễn minh hoạ

Bắt đầu từ phƣơng trình giao động chất lỏng không nén đƣợc giới hạn bởi

mặt S và nhƣ trong hình 2.9:

txFt

txuftxp ,

,,

2

2

(2.23)

txp , và u(x,t) là áp suất và trƣờng dịch chuyển, f là mật độ của chất lỏng, và

F(x,t) là trƣờng ngoại lực.

Hình 2.9. Một mô hình của bồn lỏng trên nửa không gian rắn. S biên rắn-

lỏng, là mặt tự do của lớp lỏng (Yanovskaya, 2003).

Nếu trƣờng là hàm điều hoà, với tần số , công thức này rút gọn thành:

xFxufxp 2 (2.24)


26

Ở đây, sự phụ thuộc vào thời gian đƣợc bỏ qua. Nếu lực F(x) là điểm lực

phát triển theo phƣơng trục q chúng ta thu đƣợc công thức của hàm Green :, 0xxuq

0

22 xxeufup q

q (2.25)

eq là véc tơ đơn vị trong phƣơng q.

Cho rằng trƣờng dịch chuyển U(x) và áp suất hợp thành P=p(U) chỉ gây nên

bởi dịch chuyển và ép lên bề mặt S+. Không tính đến lực khối, ta có:

02 UfP (2.26)

Nếu chúng ta nhân (2.25) với U, (2.26) với uq; (2.26) trừ đi (2.25) rồi lấy tích

phân khối , giới hạn bởi S+, ta thu đƣợc biểu thức cho thành phần q của chuyển

động:

dPupUxU qq

q ,,0 (2.27)

Từ tính chất không nén của chất lỏng, divU= divuq=0, (2.27) có thể đƣợc

viết dƣới dạng:

S

q

nn

qqq

q dSPuupdPudivUpdivxU 0 (2.28)

Ở đây: Un và q

nu là thành phần pháp tuyến tới mặt S+ của U và uq tƣơng

ứng. Ta sử dụng định lý Stokes‟s để chuyển tới đẳng thức thứ hai. Tại mặt tự do

điều kiện biên cho áp suất là p=-fgun vì vậy tích phân theo là bằng không và

(2.28) trở thành:

S

q

nn

q

q dSPuUpxU .0 (2.29)

Hay bằng:

Sn

q

q dSUpxU 0 (2.30)

Nhƣ vậy ta có thể tính trƣờng dịch chuyển trong môi trƣờng lỏng nếu biết

đƣợc áp suất 0, xxupp qq , liên kết với hàm Green uq, và dịch chuyển tại ranh

giới chất lỏng/rắn. Đặc biệt là dịch chuyển thẳng đứng của bề mặt tự do chất lỏng,

Uz(x0), có thể tính đƣợc nếu biết trƣờng áp suất tƣơng ứng tới điểm lực phƣơng

thẳng đứng tại vị trí x0=(0,0,0).


27

2.2.2. Hàm Green

Xét trƣờng hợp lớp lỏng có bề dày H trong tiếp xúc với nửa không gian cứng

đàn hồi phía dƣới và hệ toạ độ Đề Các với gốc toạ độ tại mặt tự do và trục z hƣớng

xuống dƣới. Một điểm nguồn theo phƣơng thẳng đứng có vị trí tại điểm x0= (0,0,z0).

Công thức giao động của hàm Green đƣợc trình bày trong (2.25), ở đó hàm delta 3d

có biểu thức trong toạ độ trụ nhƣ sau:

0

00

2dkkrJzP

zz

(2.31)

Áp suất P(r,z) có thể đƣợc viết theo biến đổi Hankel bậc 0, P(r,z), bằng tích

phân Fourier- Bessel:

0

0,, dkkrJkzPzrP (2.32)

Ở đây J0 là hàm Bessel bậc không. Nó có thể đƣợc xem nhƣ thoả mãn

phƣơng trình:

02

2

2

Pkdz

Pd (2.33)

với z z0 và nhƣ vậy P nhảy một giá trị k/ 2 tại z=z0. Nhƣ vậy P có thể biểu diễn

nhƣ một tổng của hàm số mũ exp(kz) và exp(-kz), với hệ số khác nhau của z bên

trên, z0 ở dƣới. Phƣơng trình chuyển động của sóng điều hoà trong môi trƣờng lỏng

(2.33) với W và U là thành phần dịch chuyển thẳng đứng và nằm ngang tƣơng ứng,

trong trƣờng hợp zz0 ta có:

dkkrJ

z

krP

fz

zrP

fzrW 022

,1,1,

Nhƣ vậy nếu W là biến đổi Hankel bậc 0 của W ta có:

0

0 ,,zr,W dkkrJkzW

và do đó:

.1

kz,W2 z

P

f

(2.34)

Đối với thành phần nằm ngang của chuyển dịch, U, ta có:


28

dkkrJkzudkkrJkzPf

rzU 10

102

,,1

,

rzU , là biến đổi Hankel bậc 1 của U cho nên:

kzPf

kzkU ,,

2 (2.35)

Ta cho điều kiện biên tại z=0 và z=H

0

00

HW

fgWP (2.36)

và điều kiện tại z=z0:

00

00 2/

zWzW

kzPzP (2.37)

Xuất phát từ hệ số của hàm mũ exp(k). Đối với z 0 ta thu đƣợc P:

zH

kHgk

kH

kzgk

kzk

kzP

cosh

sinhcosh2

sinhcosh

,

2

020

(2.38)

và đối với P(r,z):

0

2

020

cosh

sinhcosh2

sinhcosh

, zH

kHgk

kH

kzgk

kzk

kzP

(2.39)

Tích phân (2.39) có thể đƣợc ƣớc lƣợng gần đúng:

,tan2

gkkH

(2.40)

Là hàm phân tán của sóng dao động điều hoà trong lớp chất lỏng không nén

với bề dày không đổi H bên trên nửa không gian cứng. Cho z=0, ta có:

,cosh

sinh

sinh

20,0;,,

2

2

)2(

0 zHk

kHg

H

kHkkriHzrprP z

(2.41)


29

Trong đó )2(

0H là hàm Hankel dạng hai bậc không. Cho kr1 có thể sử dụng

biểu thức tiệm cận của hàm Hankel và thu đƣợc:

),(cosh

sinh

sinh2

8

10,0;,

2

2

4/ zHk

kHg

H

kHk

kreezrP ikriz

(2.42)

Công thức (2.42) là áp suất liên kết tới một vị trí nguồn thẳng đứng tại điểm

x0=(0,0,0).

2.2.3. Dịch chuyển của đáy biển dưới tác động của điểm lực trong nửa không

gian đàn hồi

Dịch chuyển của đáy biển có thể thoả mãn phƣơng trình (2.26) và điều kiện

liên tục đối với ứng suất pháp tuyến và dịch chuyển tại bề mặt ranh giới rắn/ lỏng.

Có thể hiểu là: Dịch chuyển của đáy biển bằng dịch chuyển tĩnh (= 0) so với mặt

tự do của nửa không gian; Độ sâu lớp nƣớc nông; và điều kiện biên trên đáy biển

gHpzz , đƣợc thay thế bởi 0zz .

Với dịch chuyển tĩnh mặt tự do của nửa không gian đàn hồi dƣới tác động

của điểm nguồn nằm ngang và thẳng đứng chúng ta chấp nhận kết quả của Okada

(1985). Trong biểu thức đó: h là độ sâu của nguồn; 22 yxr là khoảng cách

trong mặt phẳng nằm ngang tới nguồn; 222 zyxR là khoảng cách tới nguồn;

là phƣơng vị (cos=x/r); và là vận tốc sóng P và sóng S; là mật độ trong

nửa không gian. Để rút gọn, đặt 22

2

1

K và

22

2

2

K .

Dịch chuyển thẳng đứng do tác động của điểm lực phƣơng thẳng đứng:

2

2

124

1W

R

hK

R (2.43)

Dịch chuyển ngang do tác động của điểm lực phƣơng nằm ngang:

R

hRK

R

rh

RU r 2224

1

(2.44)

Dịch chuyển thẳng đứng do tác động của điểm lực nằm ngang dọc theo

phƣơng trục x:


30

R

hRK

R

rh

R2224

cosW

(2.45)

Dịch chuyển ngang do tác động của lực nằm ngang dọc trục x:

4

222

22

22

24

1

r

hRRhhyK

R

xR

RU x

(2.46)

4

2

222

1

4 r

hRK

RR

xyU y

(2.47)

Biểu thức (2.43) – (2.47) sẽ đƣợc thay thế vào phƣơng trình (2.30), cùng với

hàm Green (2.42), để thu đƣợc trƣờng sóng thần đƣợc sinh ra bởi mô hình nguồn

đơn giảm. Để cho đầy đủ chúng ta sẽ lấy từ đây biểu thức dịch chuyển mặt tự do

của một nửa không gian đàn hồi đƣợc sinh ra bởi một nguồn kép.

Dịch chuyển thẳng đứng Wt đƣợc sinh ra bởi cặp ngẫu lực, tƣơng ứng với đứt

gãy nhịch chờm với góc cắm và trƣợt bằng theo trục y:

2sin2cosWt

h

W

x

U

h

U

x

W (2.48)

Các vi phân trong hàm (2.48) có giá trị:

2

2

132

3

4

1

R

hK

R

x

x

W

,

2

2

232

31

4

1

R

hK

R

h

h

W

,

2

2

132

3

4

1

R

hK

R

x

h

W

,

2

2

2

2

232

31

4

1

R

x

r

xK

R

h

x

W

Thay chúng vào (2.48) ta đƣợc:

2sin

32cos

6

4

1W

4

22

22

2

24

22

4

2

2tr

xyhR

Rr

hyK

R

xhh

R

xh

R

h

(2.49)

Có thể dùng biểu thức (Pinat, 2001) xác định dịch chuyển thành phần x nằm

ngang đối với mô hình đứt gãy nghịch với góc cắm và trƣợt bằng theo trục y:


31

2sin

332cos

6

4

13

22

22

22

24

2

2hR

hRRhRyK

R

xh

R

x

R

xh

RU x

(2.50)

Bằng cách trên ta có thể tính đại lƣợng dịch chuyển đối với đứt gãy xuất hiện

dịch chuyển thẳng đứng khi lấy =900 (2.49) và bằng:

5

2

2ds

6

4

1W

R

xh

(2.51)

Đối với đứt gãy trƣợt bằng có yếu tố dịch trƣợt thẳng đứng (Strike- slip fault)

dịch chuyển thẳng đứng Wss đƣợc xác định bởi:

y

U

2Wss (2.52)

Lấy đạo hàm U theo y ta đƣợc:

322

4

2

23222

3

4

1RhrhR

r

K

R

h

R

xy

y

U

(2.53)

Từ đó ta có dịch chuyển là:

322

4

2

232ds 223

4

1W RhrhR

r

K

R

h

R

xy

(2.54)

Dịch chuyển thẳng đứng của đáy biển có nguyên nhân là nguồn chờm nghịch

góc căn 450 (2.48) và nguồn trƣợt bằng có yếu tố dịch trƣợt thẳng đứng (2.52) đƣợc

biểu diễn trong hình 2.10 và 2.11. Ta thấy sự nâng cao nhất của đáy biển trong

trƣờng hợp nguồn chờm nghịch. Điều y chứng tỏ mối nguy hiểm của đới đứt gãy

chờm nghịch trong nghiên cứu sóng thần.

2.2.4. Kích hoạt sóng thần trong lớp nước vô hạn

Từ các công thức trên ta xác định đƣợc hàn Green trong tính toán trƣờng

dịch chuyển thẳng đứng trên bề mặt nƣớc nhƣ sau:

ddrrerh

h

rh

K

rkkHg

H

kHke rik

i

''''8

1

sinh

sin2

4r,0W

_

2/322

2

22

1

0 _2

2

2

4

(2.55)


32

Trong đó , r, _

r và r’ đƣợc định nghĩa nhƣ trong hình 2.2.

Từ dịch chuyển của đáy, rất nhỏ (nhỏ r‟) so với khoảng cách nguồn rất lớn r

(xa: r‟ <<r) chúng ta có thể lấy xấp xỉ:

cos'cos'2'22_

rrrrrrr (2.56)

Hình 2.10. Dịch chuyển thẳng đứng của đáy biển do nguồn chờm nghịch với

góc cắm 450, độ sâu chấn tiêu là 10km.

Hình 2.11. Dịch chuyển thẳng đứng của đáy biển do nguồn trượt bằng có

yếu tố dịch trượt thẳng đứng, chấn tiêu là 10km.

Phƣơng trình (2.55) có thể đƣợc viết:


33

2

0 0

''cos'

2/322

2

22

1

2

2

2

4

''8

1

sinh

sinh2

4r,0W ddrrikr

ikr

i

erh

h

rh

K

krkH

gH

kHkee

(2.57)

Ta có thể chứng minh rằng '2cos'exp 0

2

0krJdikr

. Vì vậy (2.57) trở

thành:

0 2/322

2

22

10

2

2

2

4

''''

'8

1

sinh

sinh0, drr

rh

h

rh

KkrJ

krkH

gH

kHkeerW

ikr

i

(2.58)

Tính tích phân trong (2.58):

0 22

0 exp

' k

kh

rh

drkrJ

và

0 22

0

0 2/322

0 exp1

h

kh

rh

drkrJ

hhrh

drkrJ

Ta thu đƣợc biểu thức cuối cùng của W(r,0):

.

sinh

sinh

8

10, 1

2

2

2

4kh

ikr

i

eKkh

kHg

H

kH

kr

eerW

(2.59)

Hình 2.12. Dạng hình học trong tính tích phân: O là tâm, M là điểm quan

sát, X là điểm tính tích phân trên đáy biển.

Tƣơng tự ta có phƣơng trình dịch chuyển thẳng đứng mặt nƣớc do tác động

của điểm lực phƣơng nằm ngang:


34

Vì:

2

01 '2cos'expcos kriJdikr ,

Trong đó: J1 là hàm bessel bậc 1, ta thu đƣợc biểu thức dịch chuyển thẳng

đứng:

,''1'

'

sinh

sin

8

1cos,0,

0 2

1

2

312

2

2

4

drrR

hK

R

hrkrJ

kHg

H

kkHk

kr

eierU

ikr

i

z

(2.60)

Trong đó: là góc phƣơng vị, tính từ trục x (cos= r

x).

Và:

0

1 ,1

''k

drkrJ

0

13

2

,'' khhedrkrJR

hr ,

1''

01

k

hedrkrJ

R

h kh

Từ đó ta thu đƣợc biểu thức cuối cùng trƣờng sóng thần gây nên bới điểm

lực nằm ngang dọc trục x.

khikr

i

z eKkh

kHg

H

kH

kr

eierU

22

2

2

4

sinh

sin

8

1cos,0,

(2.61)

2.2.5. Hàm kích hoạt và tạo thuỷ triều

Ta có: kH

zHkHWzW

sinh

sinh,0,

kH

zHkHiWzU

sinh

cosh,0, (2.62)

Khi đó tích phân năng lƣợng sẽ có dạng:

H

kkH

kHWdzUWI

0

222

02sinh

2sinh,0 (2.63)

Và hệ số thiết bị thu trở thành:

,cosh

sinh,0

0 kHfcu

kHk

cuI

kW

(2.64)


35

Chia phƣơng trình (2.61) và (2.64) cho: hệ số pha,

8

4/exp i; hệ số lan

truyền, kr

ikrexp; và hệ số thiết bị thu (2.64) và đƣa vào:

,

sinh

coshsinh

2

2

2 kkHg

H

fcukHkHkF

(2.65)

Ta thu đƣợc hàm kích hoạt đối với điểm lực theo phƣơng đứng và ngang:

,exp1 khKkhkFver (2.66)

.cosexp2 khKkhkiFhor (2.67)

Xét trƣờng hợp đứt gãy trƣợt bằng, góc cắm , nếu là góc giữa trục x và

phƣơng quan sát, khi đó hàm kích hoạt của nguồn dịch trƣợt thẳng đứng (ds) và một

nguồn trƣợt bằng - thẳng đứng (ss) là:

kh

ds ekhKkhikhFkh 2

2sin22sincos2cos2,, (2.68)

kh

ss ekhKikhFkh 2sin2sin2cossin2,, (2.69)

Hình 2.13. Hàm kích hoạt của nguồn dịch trượt thẳng đứng (ds) và nguồn

trượt bằng có yếu tố dịch trượt thẳng đứng (ss).

Hàm kích hoạt của điểm nguồn dịch trƣợt thẳng đứng và điểm nguồn trƣợt

bằng có yếu tố dịch chuyển thẳng đứng đƣợc so ránh trong hình (2.13) theo công

thức (2.68) và (2.69). Hình này hoàn toàn trùng với hình 2.4, điều này chứng tỏ là

đối với mô hình đơn giản cả hai phƣơng pháp phân tích trên (phƣơng pháp mô hình

và phƣơng pháp hàm Green) đều có giá trị nhƣ nhau. Tỷ lệ trục y la centimet, trục x

là giây.


36

Ta có thể xây dựng hàm tổng hợp dao động thuỷ triều đối với nguồn dịch

trƣợt thẳng đứng hoặc trƣợt bằng - thẳng đứng theo phƣơng pháp hàm Green nhƣ

sau:

0

1

4 ,0,,

8,

cuIhR

kr

eeeXW

tiikr

i

(2.70)

Trong đó (h,,) là một trong hai đại lƣợng: ss hoặc ds.

Trong hình 2.14 đƣa ra một so sánh của hình dạng sóng tính theo bài toán mô

hình và theo phƣơng pháp hàm Green. Mô hình cấu trúc của nguồn giống nhƣ ở

hình 2.8. Các dạng sóng dao động hầu nhƣ trùng nhau. Điều này cho thấy có thể sử

dụng hai phƣơng pháp mô hình trong tính toán nguồn xa bờ.

2.2.6. Kích hoạt sóng thần từ nguồn hữu hạn

Ta xét một đứt gãy hình hộp chữ nhật với chiều dài L và rộng W và xét một

trong hai dịch trƣợt: vuông góc với trƣợt bằng (dip-slip) hoặc song song với trƣợt

bằng (strike – slip). Toạ độ và đƣợc xác định với tâm tai trung tâm đứt gãy, nhƣ

vậy nguồn cơ sở tại một điểm (, ) trên đứt gãy có toạ độ (x-cos, y-, h-sin).

Để thu đƣợc hàm kích hoạt của nguồn hữu hạn phù hợp với x, y và h ta lấy

tích phân theo từ 2

L tới

2

L và theo từ

2

W tới

2

W .

Giả sử rẳng khoảng cách r là rất lớn so với kích thƣớc nguồn, ta thay thế r

trong hàm mũ bằng sincoscos r . Khi đó ta thu đƣợc biểu thức của hàm

kích hoạt cho cả nguồn dịch trƣợt thẳng đứng và trƣợt bằng:

2/cosh

2/sinh2

sin

2/sinsin2,,

2L

B

L

LBA

kW

kWhfs

(2.71)

Trong đó =ksin+ikcoscos.

Hệ số A và B của dịch trƣợt thẳng đứng:

kheFkA kh) - (Ksin2sin sin22kh coscos22ikh 2

2

khekFkB sinsin sin2 2ksin - cos2cos2iksin- 2

Và đối với trƣợt bằng là:


37

kheFkA )K-(kh2sinsin sincos2ikh 2

kheFkB sinsin- sin2isinsin 22

Một vài ví dụ kết quả tính toán hàm kích hoạt nguồn mở rộng dịch trƣợt

thẳng đứng đƣợc trình bày trong hình 2.16 với độ sâu nguồn 10 km. Bề rộng W gần

nhƣ không làm thay đổi biên độ trong khi chiều dài L gây nên suy giảm biên độ cực

đại, song lại tăng tại tần số cao. Thực tế là khi L tăng thì một trong hai đầu mút của

đứt gãy gần với bề mặt hơn và rút cục cắt thủng đáy biển làm tăng hàm lƣợng tần số

cao.

2.2.7. Kích hoạt sóng thần trong lớp nước nửa vô hạn (semi- infinite)

Hình 2.14. Dao động thuỷ triều tổng hợp bằng phương pháp mô hình (trái) và

tiếp cận hàm Green (phải). Mô hình cấu trúc và nguồn là giống như trong hình (2.8).

Để hiểu biết về tác động của sóng thần tới đƣờng bờ biển ta xét bài toán lan

truyền sóng thần trong môi trƣờng lớp nƣớc nửa vô hạn.


38

Hình 2.15. Hình học của nguồn mở rộng

Hình 2.16. Hàm kích hoạt của nguồn mở rộng. Chiều dài L và chiều rộng W biến

đổi.

Ta xét một vịnh nƣớc đƣợc giới hạn bởi:

Hz

z

xX

0

0

(2.72)

Hình dạng của mô hình đƣợc trình bày trong hình 2.17. Một ranh giới thẳng

đứng là biên của vịnh tại 0Xx . Sóng thần truyền dọc theo truc x, đƣợc sinh ra

bởi một nguồn động đất dịch trƣợt thẳng đứng tại vị trí Xs= (0, 0 , H+h). Đối với

nguồn nhƣ vậy trục x mô tả một trục đối xứng và phƣơng lan truyền cực đại.

Trong trƣờng hợp này trƣờng sóng thần không tính toán đƣợc trên cơ sở sự

khác biệt của lực giản đơn nằm ngang và thẳng đứng bởi vì tích phân không thể tính


39

toán đƣợc trong hình thái giới hạn khép kín mà phải sử dụng phép tích phân số.

Việc lấy tích phân trong công thức lý thuyết đƣợc giới hạn bởi ranh giới nằm ngang

, -X0<x<, - <y<, z=H, và trên biên thẳng đứng, x=-X0, - <y <, 0<z <H.

Đối với lớp nƣớc vô hạn ta sử dụng hàn Green, thành phần pháp tuyến của

dịch chuyển có thể bỏ qua nên ta thay thế biểu thức 2.29 bằng biểu thức 2.30.

Thành phần pháp tuyến của dịch chuyển trên đáy biển có thể khác so với

trƣờng hợp mặt phẳng nằm ngang vô hạn, nhƣng khi, h<<H ta có thể cho rằng sự

dịch chuyển trên biên nằm ngang là gần nhƣ trên mặt phẳng nằm ngang vô hạn.

Hình 2.17. Hình học mô hình lớp nước nữa vô hạn của vịnh với ranh giới

bậc thẳng đứng

Trƣớc hết ta xét trƣờng sóng thần dịch chuyển trên biên ngang W(x,y). Điểm

quan sát M ở khoảng cách r từ chấn tâm trên trục x. Nếu x là một điểm gần nguồn, ở

đó W(x,y) không triệt tiêu, ta cho rằng r>>x, nhƣ vậy khoảng cách x từ M sẽ là r-x.

Khi đó trƣờng sóng thần lan truyền theo phƣơng ngang có thể đƣợc viết nhƣ sau:

dyyxWdxe

kHg

H

kHk

kr

eerW

x

ikxikr

i

hor ),(

sinh

sinh2

80,

02

2

4

(2.73)

Tích phân bên trong có dạng:

),,()(

2sin)(2cos21,

222

222

2

hx

hx

xhhxhdyyxW

(2.74)

Tích phân

0

,,x

ikxdxehx


40

Có thể định bằng số.

Trƣờng sóng thần gây nên bởi dịch trƣợt ranh giới thẳng đứng có thể xác

định bằng phƣơng thức tƣơng tự. Cho x0 là toạ độ của ranh giới thẳng đứng, (x0= -

X0) và U(x,y) là dịch chuyển ngang, ta có:

dyyxUdxkzkH

kHg

H

kHk

kr

eerW

Hikr

i

ver ),()cosh(

sinh

sinh2

8)0,( 0

02

2

4

(2.75)

Tích phân trong cùng cũng có thể đƣợc tính trong hình thể đóng kín:

),,()(

2sin)(2cos21),( 0222

0

2

0

2

0

2

0

20

hx

hx

xhxhxdyyxU

(2.76)

Cho rằng dịch chuyển ngang trên biên đứng ở độ sâu z xấp xỉ dịch chuyển

ngang ở đáy từ nguồn có độ sâu h+H-z. Bởi vậy tích phân ngoài có dạng:

H

dzkzkHzHhx0

0 )cosh(),,( (2.77)

Tích phân này đã đƣợc tính bằng số.

Từ các công thức trên ta thu đƣợc:

00

),,(2),,(

sinh

coshsinh2)( 2

2

2

X

ikxikx

Xhor dxehxkkFdxehx

kHg

H

kHkH

k

cuk

(2.78)

0

),,(2),,(

sinh

coshsinh2)( 0

2

02

2

X

ikxikxH

ver ezHhxkkFdxehx

kHg

H

kHkH

k

cuk

H

dzkzkHzHhxkkFdzkhkH0

0

2 )cosh(),,()(2)cosh( (2.79)

Và hàm dao động thuỷ triều đầy đủ có dạng:

H

X

ikxdxehxdzkzkHzHhxkkFh0

0

2

10

),,()cosh(),,()(2),,( (2.80)


41

Hình 2.18. Hàm kích hoạt (Excitation) của nguồn dịch trượt thẳng đứng tại

khoảng cách khác nhau từ bờ biển thẳng đứng được tính toán với từng bước mô

hình. Chú giải: khoảng cách từ đường bờ km, vị trí trong đất liền. Nguồn dịch trượt

thẳng đứng với góc nghiêng 450 và moment địa chấn 10

13Nm, bề dày của lớp chất

lỏng 2km.

Theo kết quả trên hình 2.18 ta thấy: nếu nguồn đƣợc di chuyển từ đại dƣơng

mở tới gần bờ biển, biên độ cực đại bị suy giảm nhƣng lƣợng tần số cao không đổi;

khi nguồn đƣợc dịch chuyển từ đất liền biên độ cực đại giảm nhanh, nhƣng lƣợng

tần số cao đƣợc khuyếch đại và có thể còn lớn hơn nguồn ngoài khơi. Giới hạn tần

số cao của cửa sổ sóng thần trong trƣờng hợp không tồn tại một nguồn trong đất

liền không tồn tại, trong thực tế hiện nay sóng thần đƣợc kích hoạt không chỉ bởi

dịch chuyển đáy mà còn bởi dịch chuyển của ranh giới thẳng đứng trải dài từ đáy

đến bề mặt.


42

Hình 2.19. Băng triều tổng hợp, được tính toán cho các khoảng cách khác

nhau của nguồn từ bờ biển dạng bậc. Nguồn là một cặp ngẫu lực (double couple)

dịch trượt thẳng đứng với góc nghiêng 450 và mô men địa chấn 10

13Nm, bề dầy lớp

lỏng 2km.

Một mô hình thực tế hơn mô tả một vịnh nƣớc nửa vô hạn giới hạn bởi một

ranh giới nghiêng, nhƣ độ sâu nƣớc giảm dần và bằng 0 tại đƣờng bờ (Hình 2.20).

Đáy gồm hai mặt: một nữa không gian nằm ngang: X0< x <, -< y< , z=H, và

một mặt nghiêng: X1<< X1+S,-< y< , 0< z< H.

Theo mô hình này thì tích phân trong đƣợc tính bằng số.

0

),(X

ikxdxehx

Hình 2.20. Hình dạng của vịnh nước nửa vô hạn ranh giới nghiêng.

Từ đó ta có công thức cho mô hình mặt nghiêng:

kHg

H

kHk

kr

eerW

ikri

slop2

2

4

sinh

sinh2

8)0,(

SX

X

Lik dkzkHeh1

1

))(cosh(,, cos~

(2.81)

Tích phân đƣợc tính bằng số.

Hàm đầy đủ của dao động triều có dạng:

0

1

1

))(cosh(),,(),,()(2,, )cos(~

2

1X

SX

X

Likikx dkzkHehdxehxkkFh


43

(2.82)

Ví dụ tính toán đƣợc trình bày trong hình 2.21, cho giá trị khác nhau của

khoảng cách từ nguồn đến bờ biển, d. Nguồn là một dịch trƣợt thẳng đứng với góc

nghiêng 450, moment địa chấn là 10

13 Nm, bề dày lớp lỏng 2km. Kết quả cho thấy:

Sự giảm lƣợng phổ tần số thấp và tăng tƣơng đối ở phổ tần số cao. Thực tế, độ sâu

nƣớc giảm dần đến 0 tại đƣờng bờ, hầu nhƣ tất cả tần số cao đƣợc kích hoạt và giới

hạn tần số cao không tăng thêm khi nguồn sát hoặc gần bờ.

2.2.8. Mô hình phẳng phức tạp (không đồng nhất)

Mô sóng triều tổng hợp lan truyền trên cấu trúc phức tạp của đáy Đại Dƣơng

có dạng:

rgs

g

s

tii

Icv

u

Icv

hR

kJ

eeU

11

4 ,

8

(2.83)

Chúng ta có thể thay thế biểu thức nguồn

sg

s

Icv

h

1

,với bất kỳ hàm kích hoạt

nào đã tính toán trƣớc với phƣơng pháp hàm Green.

Để biểu thức có giá trị, bề mặt độ sâu của biển trong lân cậm của chấn tâm

đƣợc coi là phẳng, cấu trúc rắn gần tâm đồng nhất giống nhƣ trong mô hình đã sử

dụng cho tính toán hàm kích hoạt bằng phƣơng pháp hàm Green.

Hình 2.21. Hàm kích hoạt bởi một nguồn dịch trượt thẳng đứng tại những

khoảng cách khác nhau từ bờ biển, tính cho mô hình dốc. Nguồn là dịch trượt thẳng


44

đứng với góc nghiêng 450 và momen địa chấn (seismic moment)20

13N m, bề dày lớp

lỏng là 2km. Chiều dài của dốc theo phương ngang là 10km.

Hình 2.22. Sơ đồ biểu diễn mô hình phẳng phức tạp dùng để tính toán sóng

triều cho kết quả trong hình 2.23.

Hình 2.23 là kết quả tính toán theo mô hình có giới hạn là đƣờng bờ nhảy

bậc với: đáy biển (1d); và đáy biển mấp mô (2d). Nguồn là một cặp ngẫu lực dịch

trƣợt thẳng đứng nằm sâu trong lục địa 8km và ở độ sâu 10km. Độ sâu nƣớc trong

mô hình bằng phẳng là 4km. Kết quả cho thấy đáy biển mấp mô làm tăng biên độ

sóng.

Hình 2.23. Biểu đồ dao động tổng hợp triều tính cho mô hình ranh giới nhảy bậc

của đường bờ (1d) với đáy biển mấp mô (2d). Nguồn là một cặp ngẫu lực dịch trượt

thẳng đứng tại 8km trong lục địa, độ sâu 10km.


45

CHƢƠNG 3

CÁC KỊCH BẢN ÁP DỤNG MÔ PHỎNG TÍNH TOÁN LAN TRUYỀN

SÓNG THẦN ĐẾN BỜ BIỂN VÀ HẢI ĐẢO VIỆT NAM

3.1. Xây dựng các kịch bản lan truyền sóng thần

Hình 3.1: Sơ đồ vị trí nguồn gây sóng thần (dấu sao) và vị trí xác định ảnh

hưởng của sóng thần trong các kịch bản.

Theo nhận định của các nhà địa chất Việt Nam cũng nhƣ các nhà địa chấn

châu Á, những đới phát sinh động đất có nguy cơ gây sóng thần trong khu vực Biển

Đông và bờ biển Việt Nam gồm các đới sau:1/ Đới hút chìm Manila, 2/ Đứt gãy

Bắc Hoàng Sa, 3/ Đứt gãy Kinh tuyến, 4/ Đứt gãy Thuận Hải – Minh Hải, 5/ Đứt

gãy Cảnh Dƣơng – Phú Quý, 6/ Đứt gãy Palawan. Trong khuôn khổ luận văn này,


46

học viên xây dựng 6 kịch bản tƣơng ứng với 6 vị trí nguồn tại 6 đới phát sinh động

đất có nguy cơ gây sóng thần nêu ở trên. Mỗi kịch bản tƣơng ứng với các nguồn

đƣợc gắn với các trận động đất Mmax mà các nhà địa chấn Việt Nam và khu vực đã

đƣa ra. Vì thời gian cũng nhƣ điều kiện tài chính và một số máy móc phƣơng tiện

kỹ thuật không cho phép nên trong luận văn này học viên chỉ xây dựng kịch bản

trên các nguồn là „nguồn điểm‟, không đề cập đến các „vùng nguồn‟. Các thông số

đƣa vào tính toán bao gồm những thông: M (độ lớn của động đất gây sóng thần), H

(độ sâu trấn tiêu của động đất gây sóng thần), h (độ sâu mực nƣớc biển nơi xảy ra

động đất), (gócgiữa phƣơng đứt quan sát và phƣơng đứt gãy phát sinh động đất,

theo chiều ngƣợc chiều kim đồng hồ ), δ (góc cắm của đứt gãy phát sinh động đất),

λ (góc giữa phƣơng phát triển của đứt gãy và phƣơng dịch chuyển cách treo của đứt

gãy theo chiều ngƣợc chiều kim đồng hồ), và địa hình đáy biể nơi sóng thần lan

truyền qua. Chƣơng trình tính mô phỏng là bài toán 2d, môi trƣờng lan truyền xét 2

lớp là lớp chất lỏng (nƣớc biển) và lớp chất rắn (đất đá) dƣới đáy biển.

Vị trí sáu nguồn phát sinh động đất gây sóng thần với các kịch bản đƣợc

trình bày trong bảng 3.1.

1. Đới hút chìm Manila: với 2 độ lớn động đất là 8,0; 8,5 và 8,85 độ Richter;

2. Đứt gãy Bắc Hoàng Sa (7,5 và 8,0);

3. Đứt gãy Kinh tuyến 1100 (7,0 và 7,5);

4. Đứt gãy Thuận Hải – Minh Hải (7,0 và 7,5);

5. Đứt gãy Cảnh Dƣơng – Phú Quý (7,0 và 7,5); và

6. Đứt gãy Palawan (7,5 và 8,0).

Bảng 3.1. Vị trí vùng nguồn

N

No

Nguồn phát sinh Vĩ độ Kinh độ M

(magnitude)

1 Đới hút chìm Manila 15° 43' 35" 119° 16' 39" 8,0 ; 8,5 ; 8,85

2 Đứt gãy bắc Hoàng Sa 15° 00' 19" 19° 00' 30" 7,5 ; 8,0


47

3 Đứt gãy Kinh tuyến 110 7° 57' 03" 109° 00' 21" 7,0 ; 7,5

4 Đứt gãy Thuận Hải- Minh Hải 10° 44' 00" 108° 24' 23" 7,0 ; 7,5

5 Đứt gãy Cảnh Dƣơng- Phú Quý 10° 05' 19" 109° 00' 00" 7,0 ; 7,5

6 Đứt gãy Palawan 7° 30' 00" 116° 01' 00" 7,5 ; 8,0

Hình 3.2. Kết quả tính toán thời gian lan truyền sóng thần theo kịch bản là động đất

tại Bắc Philippine (Bắc đới Manila), magnitude 8,8 có toạ độ chấn tâm 20oN,

120oE (theo Pacific-wide Tsunami Drill Exercise Pacific Wave '06 to take place 16-

17 May 2006).


48

Hình 3.3. Sau 100 phút tính từ khi xảy ra động đất tại trung tâm đới Manila

sóng thần sẽ ập tới bờ biển Quảng Ngãi – Bình Định

Hình 3.4. Sau 320 phút sóng thần từ Manila có thể ập tới bờ biển Minh Hải

và đi sâu vào Vịnh Bắc Bộ


49

Hinh 3.5. Vị trí của sóng thần sau 400 phút từ khi bắt đầu động đất tại trung tâm

đới Manila

3.6a- Manila

3.6b- Manila

Hình 3.6. Độ cao và thời gian sóng lan truyền đến bờ biển tỉnh Quảng Ngãi

(3.6a, 3.6b là các kịch bản ứng với động đất xảy ra M= 8,0 và 8,5 độ Richter tại

trung tâm đới Manila, khoảng cách đến bờ biển khoảng 1120km).

3.7a- Manila

3.7b- Manila

-1.0

-0.8

-0.6

-0.4

-0.2

0.0

0.2

0.4

0.6

0.8

1.0

0 50 100 150 200 250 300

-3.0

-2.0

-1.0

0.0

1.0

2.0

3.0

0 50 100 150 200 250 300

-1.2

-0.9

-0.6

-0.3

0.0

0.3

0.6

0.9

1.2

0 25 50 75 100 125 150 175 200

-4.0

-3.0

-2.0

-1.0

0.0

1.0

2.0

3.0

0 25 50 75 100 125 150 175 200


50

Hình 3.7. Độ cao và thời gian sóng lan truyền đến QĐ. Hoàng Sa Việt Nam


Trung tâm đới Manila, khoảng cách đến QĐ. Hoàng Sa khoảng 714km).

3.8a- Manila

3.8b- Manila

Hình 3.8. Độ cao và thời gian sóng lan truyền đến QĐ. Trường Sa Việt Nam


Trung tâm đới Manila, khoảng cách đến QĐ. Trường Sa khoảng 697km).

3.9a- Bắc Hoàng Sa

3.9b- Bắc Hoàng Sa

Hình 3.9. Độ cao và thời gian sóng lan truyền đến bờ biển Đà Nẵng (3.9a,

3.9b là các kịch bản ứng với động đất xảy ra M=7,5 và 8,0 độ Richter tại đứt gãy

Bắc Hoàng Sa, khoảng cách đến bờ biển khoảng 785km).

3.10a- Bắc Hoàng Sa

3.10b- Bắc Hoàng Sa

-1.2

-0.9

-0.6

-0.3

0.0

0.3

0.6

0.9

1.2

0 25 50 75 100 125 150 175 200

-4.0

-3.0

-2.0

-1.0

0.0

1.0

2.0

3.0

4.0

0 25 50 75 100 125 150 175 200

-1.2

-1.0

-0.8

-0.6

-0.4

-0.2

0.0

0.2

0.4

0.6

0.8

1.0

0 25 50 75 100 125 150 175 200 225 250

-2.5

-2.0

-1.5

-1.0

-0.5

0.0

0.5

1.0

1.5

2.0

0 25 50 75 100 125 150 175 200 225 250

-1.5

-1.0

-0.5

0.0

0.5

1.0

1.5

0 25 50 75 100 125

-4.0

-3.0

-2.0

-1.0

0.0

1.0

2.0

3.0

0 25 50 75 100 125


51

Hình 3.10. Độ cao và thời gian sóng lan truyền đến QĐ. Hoàng Sa Việt Nam

(3.10a, 3.10b là các kịch bản ứng với động đất xảy ra M=7,5 và 8,0 độ Richter tại

đứt gãy Bắc Hoàng Sa, khoảng cách đến QĐ. Hoàng Sa khoảng 366km).

3.11a- Kinh Tuyến 110

3.11b- Thuận Hải- Minh Hải

Hình 3.11. Độ cao và thời gian sóng lan truyền đến bờ biển Vũng Tàu và bở

biển tỉnh Bình Thuận (3.11a, 3.11b là các kịch bản ứng với động đất xảy ra M=7,5

độ Richter tại đứt gãy Kinh tuyến 1100 và đứt gãy Thuận Hải- Minh hải, khoảng

cách từ các nguồn đến bờ biển lần lượt là 342km và 42km). Động đất xảy ra trên

hai đứt gãy này có độ lớn M= 7,0 độ Richter, có thể gây ra sóng thần nhưng lan

truyền đến bờ biển Việt Nam là rất nhỏ, không đáng kể.

3.12a- Cảnh Dương- Phú Quý

3.12b- Cảnh Dương- Phú Quý

Hình 3.12. Độ cao và thời gian sóng lan truyền đến bờ biển tỉnh Bình Thuận

và QĐ. Trường Sa Việt Nam (3.12a, 3.12b là các kịch bản ứng với động đất xảy ra

M=7,5 độ Richter tại đứt gãy Cảnh Dương- Phú Quý, khoảng cách từ nguồn đến bờ

biển và đến QĐ. Trường Sa lần lượt là 132km và 574km). Động đất xảy ra trên hai

đứt gãy này có độ lớn M= 7,5 độ Richter có thể gây ra sóng thần nhưng lan truyền

đến bờ biển và hải đảotương ứng là 1,5 m và 0,5 m.

-0.6

-0.4

-0.2

0.0

0.2

0.4

0.6

0.8

1.0

1.2

0 25 50 75 100 125 150 175 200 225 250

-1.5

-1.0

-0.5

0.0

0.5

1.0

1.5

2.0

2.5

3.0

0 25 50 75 100 125 150 175 200

-1.0

-0.5

0.0

0.5

1.0

1.5

2.0

0 25 50 75 100 125 150 175 200

-0.8

-0.6

-0.4

-0.2

0.0

0.2

0.4

0.6

0 20 40 60 80 100 120 140 160


52

3.13a- Palawan

3.13b- Palawan

Hình 3.13. Độ cao và thời gian sóng lan truyền đến bờ biển Vũng Tàu

(3.13a, 3.13b là các kịch bản ứng với động đất xảy ra M=7,5và 8,0 độ Richter tại

đứt gãy Palawan, khoảng cách từ nguồn đến bờ biển Vũng Tàu khoảng 1030km).

3.14a- Palawan

3.14b- Palawan

Hình 3.14. Độ cao và thời gian sóng lan truyền đến QĐ. Trường Sa Việt

Nam (3.14a, 3.14b là các kịch bản ứng với động đất xảy ra M=7,5và 8,0 độ Richter

tại đứt gãy Palawan, khoảng cách từ nguồn đến QĐ. Trường Sa khoảng 304km).

Manila- Quang Ninh

Manila- Hải Phòng

-1.0

-0.8

-0.6

-0.4

-0.2

0.0

0.2

0.4

0.6

0.8

1.0

0 50 100 150 200 250 300 350 400

-2.0

-1.5

-1.0

-0.5

0.0

0.5

1.0

1.5

0 50 100 150 200 250 300 350

-1.5

-1.0

-0.5

0.0

0.5

1.0

1.5

0 10 20 30 40 50 60 70 80 90 100

-2.0

-1.5

-1.0

-0.5

0.0

0.5

1.0

1.5

2.0

0 25 50 75 100

-4.0

-3.0

-2.0

-1.0

0.0

1.0

2.0

3.0

4.0

0 100 200 300 400 500

-4.0

-3.0

-2.0

-1.0

0.0

1.0

2.0

3.0

4.0

0 100 200 300 400 500


53

Manila- Nghệ An

Manila- Quảng Bình

Manila- Huế

Manila- Đà Nẵng

Manila- Quảng Ngãi

Manila- Bình Định

Manila- Khánh Hoà

Manila- Bình Thuận

-4.0

-3.0

-2.0

-1.0

0.0

1.0

2.0

3.0

4.0

0 100 200 300 400 500

-5.0

-4.0

-3.0

-2.0

-1.0

0.0

1.0

2.0

3.0

4.0

5.0

0 100 200 300 400 500

-5.0

-4.0

-3.0

-2.0

-1.0

0.0

1.0

2.0

3.0

4.0

5.0

6.0

0 50 100 150 200 250 300 350 400

-5.0

-4.0

-3.0

-2.0

-1.0

0.0

1.0

2.0

3.0

4.0

5.0

0 50 100 150 200 250 300 350 400

-6.0

-4.0

-2.0

0.0

2.0

4.0

6.0

0 50 100 150 200 250 300 350 400

-6.0

-4.0

-2.0

0.0

2.0

4.0

6.0

0 50 100 150 200 250 300 350 400

-6.0

-4.0

-2.0

0.0

2.0

4.0

6.0

0 50 100 150 200 250 300 350 400

-5.0

-4.0

-3.0

-2.0

-1.0

0.0

1.0

2.0

3.0

4.0

5.0

0 50 100 150 200 250 300 350 400


54

Manila- Vũng Tàu

Manila- Cà Mau

Manila- Hoàng Sa

Manila- Trường Sa

Hình 3.15. Độ cao và thời gian sóng lan truyền đến QĐ. Trường Sa, QĐ

Hoàng Sa và ven biển Việt Nam (Nguồn Manila M=8,85).

3.2. Ảnh hƣởng của sóng thần đến bờ biển và hải đảo Việt Nam

Bƣớc đầu áp dụng chƣơng trình tính lan truyền sóng thần 1d và 2d tính toán

cho một số kịch bản động đất gây sóng thần ảnh hƣởng tới bờ biển và hải đảo nƣớc

ta cho thấy:

- Đối với những trận động đất có cấp độ mạnh bằng 7,0 dù xảy ra sát đƣờng

bờ biển cũng không gây sóng thần đáng kể. Các động đất có độ lớn 7,5 độ Richter

trở lên xảy ra trong phạm vi Biển Đông, cách đƣờng bờ dƣới 1000 km có thể gây

sóng thần tác động tới bờ biển và Hải đảo Vịêt Nam.

- Nếu xảy ra động đất tại đới Manila với cấp độ mạnh 8,0 độ Richter thì: Có

thể gây sóng thần cao 0,8 m tài bở biển Quảng Ngãi (khoảng chách 1120 km), sau

150 phút kể từ khi xảy ra động đất; Tới Hoàng Sa (khoảng cách 714 km) sau 75

phút với độ cao tối đa 0,9 m; Tới Trƣờng Sa (khoảng cách 697 km) sau 75 phú và

với độ cao 0,9 m.

-4.0

-3.0

-2.0

-1.0

0.0

1.0

2.0

3.0

4.0

5.0

0 50 100 150 200 250 300 350 400

-4.0

-3.0

-2.0

-1.0

0.0

1.0

2.0

3.0

4.0

0 100 200 300 400 500

-8.0

-6.0

-4.0

-2.0

0.0

2.0

4.0

6.0

8.0

0 50 100 150 200

-8.0

-6.0

-4.0

-2.0

0.0

2.0

4.0

6.0

8.0

0 50 100 150 200


55

-Động đất cấp độ mạnh 8,5 độ Richter tại đới Manila thì sẽ có: Độ cao của

sóng tối đa đạt 2,5 m tại Quảng Ngãi sau 150 phút; Tại Hoàng Sa là 2,5 m sau 75

phút; tại Trƣờng Sa là 2,8 m sau 75 phút.

- Động đất cấp độ mạnh 8,85 độ Richter tại đới Manila có thể tạo nên sóng

thần có độ cao tại một số vị trí bờ biển và hải đảo Việt Nam nhƣ sau: Quảng Ninh,

cao 3,2 m và thời gian sóng tới sau động đất là 240 phút (3,2 m và 240 phút); Hải

Phòng (3,3 m và 235 phut); Nghệ An ( 3,4 m và 230 phút); Quảng Bình ( 4,5 và 190

phút); Huế (4,5 m và 170 phút); Đà Nẵng (4,2 m và 160 phút); Quảng Ngãi (5,5 m

và 150 phút); Bình Định (5,4 m và 120 phút); Khánh Hoà (4,8 m và 120 phút); Bình

Thuận (4,3 m và 160 phút); Vũng Tàu (3,8 m và 200 phút); Cà Mau (3,0 m và 260

phút); QĐ Hoàng Sa (6,0 m và 70 phút); và QĐ Trƣờng Sa sóng cao gần 7,0 m và

sau 70 phút.

- Động đất cấp độ mạnh 7,5 xảy ra tại đới Bắc Hoàng Sa có thể tạo nên độ

cao sóng thần tại: Đà Nẵng là xấp xỉ 0,8 m (khoảng cách 785 km) sau 120 phút;

Hoàng Sa là gần 1,0 m sau 40 phút. Nếu cấp độ mạnh là 8,0 độ Richter thì: 1,5 m

sau 115 phút tại Đà Nẵng và trên 2,0 m tại Hoàng Sa.

- Nếu động đất mạnh 7,5 độ Richter xảy ra tại đứt gãy 1100 thì sẽ gây sóng

thần trên 1,0 m tại Vũng Tàu (khoảng cách 342 km). Trong khi nếu động đất tƣơng

tự xảy ra tại đới Thuận Hải – Minh Hải thì độ cao của sóng thần đến tại Vũng Tàu

(khoảng cách 42 km) có thể trên 2,5 m chỉ sau 25 phút.

- Bờ biển tỉnh Bình Thuận sẽ chịu tác động của độ cao sóng thần đến từ đới

Phú Quý - Cảnh Dƣơng (khoảng cách 132 km) và có độ lớn 7,5 độ Richter là xấp xỉ

1,5 m sau 100 phút. Cũng động đất nhƣ vậy sẽ gây sóng thần cao 0,5 m tại Trƣờng

Sa (khoảng cách 574 km) sau 80 phút.

- Động đất 7,5 độ Richter xảy ra tại đới Palawan sẽ gây sóng thần cao 0,8 m

tại Vũng Tàu (khoảng cách 1030 km) sau 190 phút. Trong khi đó, nếu động đất 8,0

độ Richter sẽ có độ cao 1,4 m sau 190 phút.

- Đảo Trƣờng Sa sẽ chịu tác động của sóng thần đến từ Palawan (khoảng

cách 304 km) với độ cao là 1,2 m (sau 35 phút) và 1,8 (sau 35 phút) tƣơng ứng với

động đất 7,5 và 8,0 độ Richter.


56

- Độ sâu chấn tiêu nằm trong lớp rắn thƣ nhất sẽ có cƣờng độ song thần lơn

hơn đối với trƣờng hợp độ sâu chấn tiêu nằm trong lớp rắn thứ hai. Cƣờng độ sóng

thần giảm nếu tăng khoảng cách chấn tâm và đề cập tới hiệu ứng địa phƣơng (hiệu

ứng thay đổi độ sâu đáy biển). Bề dày của lớp nƣớc tác động trực tiếp đến chiều cao

và thời gian tới của sóng đến: Bề dày lớp nƣớc tăng thì vận tốc sóng tăng và thời

gian sóng đến sẽ giảm; Ngƣợc lại, nếu bề dày lớp nƣớc giảm thì thời gian đến của

sóng sẽ chậm hơn và độ cao song cũng yếu hơn.

- Nguy hiểm song thần lớn nhất, đạt độ cao trên 10 m tại vùng biển quảng

Ninh và Vinh nếu lấy kịch bản động đất xuất hiện tại Tây Hải Nam với độ lớn 7,5

độ Richter và trƣờng hợp ba lớp.

Kết quả phân tích bƣớc đầu này chứng tỏ rằng nguy cơ song thần nguồn xa

(đới Manila) và nguồn ngần gây ảnh hƣởng đến bờ biển và hải đảo Việt nam là có

khả năng.

Theo Vũ Thanh Ca thì với kịch bản động đất 9,0 tại đới Manila, sau khi động

đất xảy ra 2 giờ độ cao sóng thần tại khu vực Huế, Đà Nẵng và Khánh Hoà sẽ có độ

cao ngần 7,0 m. Kịch bản của chúng tôi là động đất 8,85 sẽ đạt độ cao tối đa tại

Quảng Ngãi là 5,5 m và sau 150 phút. Hai kết quả này là gần tƣơng đồng nhau.

Các kết quả trên đây cũng chỉ là những kết quả ban đầu với những kịch bản

mang tính giả thiết nhiều hơn là thực tế. Vì vậy cần đƣợc tiếp tục nghiên cứu tiếp,

đặc biệt cần chú ý đến: vấn đề xác định chính xác nguồn gần, cấu trúc nguồn (cơ

cấu chấn tiêu), động đất cực đại và mô hình đáy biển vùng nƣớc nông. Hơn nữa ven

biển nƣớc ta có nhiều đảo nhỏ nên có thể gây hiệu ứng giảm cƣờng độ sóng thần ập

vào đƣờng bờ.


57

KẾT LUẬN VÀ KIẾN NGHỊ

1. Kết luận

Trên cơ sở áp dụng bài toán hàm Green trong mô phỏng lan truyền sóng thần

trên Biển Đông Việt Nam của học viên cao học có thể rút ra một số kết luận sau:

1. Đối với những trận động đất có cấp độ mạnh bằng 7,0 dù xảy ra sát đƣờng

bờ biển cũng không gây sóng thần đáng kể. Các động đất có độ lớn 7,5 độ Richter

trở lên xảy ra trong phạm vi Biển Đông, cách đƣờng bờ dƣới 1000 km có thể gây

sóng thần tác động tới bờ biển và Hải đảo Vịêt Nam.

2. Đới động đất Manila là nguồn sóng thần xa có ảnh hƣởng trực tiếp đến bờ

biển và hải đảo Việt Nam. Động đất cấp độ mạnh 8,85 độ Richter có thể tạo nên

sóng thần có độ cao nhất tại Quảng Ngãi là 5,5 m và 150 phút, giảm dần về phía Cà

Mau và Quảng Ninh (dƣới 3,0 m); tại QĐ Hoàng Sa là 6,0 m và 70 phút; và QĐ

Trƣờng Sa sóng cao gần 7,0 m và sau 70 phút.

3. Các đới đứt gãy sinh chấn trong phạm vi Biển Đông Việt Nam là những

đới có nguy cơ tiềm ẩn động đất gay sóng thần nguy hiểm. Ở khoảng cách rất gần

nên các đới nhƣ Bắc Hoàng sa, Kinh Tuyến 1100, Thuận Hải – Minh Hai, Cảnh

Dƣơng – Phú Quý, Palawan có thể gây sóng cao tại đƣờng bờ và thời gian tới của

sóng lại ngắn. Chẳng hạn: Động đất cấp độ mạnh 7,5 xảy ra tại đới Bắc Hoàng Sa

có thể tạo nên độ cao sóng thần trên 2,0 m tại Hoàng Sa; Động đất mạnh 7,5 độ

Richter xảy ra tại đứt gãy Thuận Hải – Minh Hải gây độ cao sóng thần tại Vũng Tàu

(khoảng cách 42 km) đạt 2,5 m chỉ sau 25 phút.

4. Nguy hiểm song thần lớn nhất, đạt độ cao trên 10 m tại vùng biển quảng

Ninh và Vinh nếu lấy kịch bản động đất xuất hiện tại Tây Hải Nam với độ lớn 7,5

độ Richter và trƣờng hợp ba lớp.

2. Kiến nghị

1. Trong ghi chép lịch sử và qua điều tra trong nhân dân thì chƣa khẳng định

đƣợc một cách chắc chắn là đã phát hiện ra song thần dọc ven biển nƣớc ta. Do đó

nhiệm vụ cấp thiết là tiến hành các nghiên cứu về cổ sóng thần. Để tiến hành đánh

giá mức độ nguy hiểm do sóng thần và dự đoán một cách chắc chắn


58

2. Kịch bản sóng thần trong báo cáo này chỉ lấy 8,85 độ Richter đối với động

đất cực đại tại Manila, trong khi có một số tác giả lại cho là động đất lớn nhất tại

đới này chỉ đạt 8,5 (Nguyễn Đình Xuyên), hoặc cao hơn, 9,0 (Vũ Thanh Ca). Việc

khẳng định giá trị cực đại động đất là cần thiết và cần đƣợc nghiên cứu chi tiết hơn.

Cũng tƣơng tự nhƣ vậy, việc thiết lập mô hình vùng nguồn sao cho chi tiết, thực tế

và sát hơn với cơ cấu chấn tiêu động đất tại đới này là cả một vấn đề trong tƣơng

lai.

3. Cấu trúc đƣờng bờ là rất phức tạp, trong chƣơng trình tính này đã đơn giản

hoá nó vì vậy sẽ chịu ảnh hƣởng tới thời gian sóng đến và biên độ (cƣờng độ) sóng.

Vùng biển nƣớc ta có độ sâu chủ yếu dƣới 1 000 m đến hàng chục m nƣớc sẽ gây ra

hiệu ứng nông (làm tăng biên độ) khi sử dụng hàm Green (tốt nhất là ở độ sâu 1 000

– 5 000 m).

4. Cần thiết phải có những biện pháp trƣớc mắt trong phòng chống tai biến

động đất và sóng thần đối với các công trình trong phạm vi dọc bờ biển và duyên

hải Việt Nam: Nền công trình trọng điểm phái có độ cao trên 10m so với mực nƣớc

biển đối với ven biển Trung Bộ và Nam Trung Bộ. Các công trình nằm sát biển nên

có biện pháp phòng tránh sóng thần nhƣ: kết cấu theo khung chịu lực; tƣờng của

tầng 1 (tầng trệt) nên thiết kế ở dạng lắp ghép, dễ bị phá vở khi sóng ập vào để tạo

dòng chảy và tránh làm sập công trình; xây dựng các khu vực trú sóng thần và có

biển chỉ dẫn tránh sóng thần. Các công trình có độ cao trên 15m cần tuân thủ tiêu

chuẩn kháng chấn.

5. Công tác giáo dục cộng đồng dân cƣ về tai biến động đất và sóng thần là

hết sức cần thiết và có ý nghĩa nhân văn sâu sắc. Phải tuyên truyền đến mọi ngƣời

dân để họ nắm đƣợc những vấn đề cơ bản trong phòng tránh và giải quyết hậu quả

do động đất và sóng thần gây ra.


59

TÀI LIỆU THAM KHẢO

1. Vũ Thanh Ca, Nguyễn Đình Xuyên (2007), Rủi ro sóng thần vùng biển Việt nam và

khả năng dự báo. Báo cáo KH tại Hội thảo ảnh hƣởng của sóng thần đối với cộng đồng

dân cƣ ven biển. Đề xuất một số biện pháp phòng tránh. Trang 42 – 59.

2. Phạm Văn Thục (2000), Đánh giá độ nguy hiểm của sóng thần ở Biển Đông. Các

công trình nghiên cứu địa chất và địa vật lý biển. T.4, NXB KHKT. Hà Nội, 2000.

Trang 31-46.

3. Nguyễn Ngọc Thuỷ (2004), Nghiên cứu khả năng xảy ra sóng thần ở ven biển và hải

đảo Việt Nam. Tạp chí các khoa học về trái đất tập 26, số 4. Trang 289 – 294.

4. Cao Đình Triều, Ngô Thị Lƣ, Mai Xuân Bách, Nguyễn Hữu Tuyên, Phạm Nam

Hƣng, Thái Anh Tuấn (2007), Dự báo cực đại động đất phần đất liền lãnh thổ Việt

Nam trên cơ sở phân loại dạng vỏ Trái đất. Tuyển tập báo cáo Hội nghị KHKT ĐVL

Việt nam lần thứ 5, Tp. Hồ Chí Minh, trang 159 - 171.

5. Cao Đình Triều, Rogozhin E.A., Ngô Thị Lƣ, Nguyễn Hữu Tuyên, Mai Xuân Bách,

Lê Văn Dũng, Nguyễn Thanh Tùng (2007), Sóng thần có thể đã có thể tác động đến bờ

biển Việt Nam. Tuyển tập báo cáo Hội nghị KHKT ĐVL Việt nam lần thứ 5, Tp. Hồ

Chí Minh, trang 172 - 181.

6. Nguyễn Đình Xuyên và nnk (2007), Nghiên cứu đánh giá độ nguy hiểm động đất và

sóng thần ở vùng bờ biển Việt Nam và đề xuất các giải pháp cảnh báo, phòng tránh.

Báo cáo Đề tài cấp Viện KH&CN VN.

7. Ben-Menhaem, A. & Harkrider, D.G., (1964), Radiation patterns of seismic surface

waves from buried dipolar point sources in flat stratified media. Bull. Seism. Soc. of

Am., 69, 2605–2620.

8. Bernard, E.N., Mofjeld, H.O., Titov, V., Synolakis, C.E. & Gonz´ales, F.I., (2006),

Tsunami: scientific frontiers, mitigation, forecasting and policy implications. Phil

Trans R. Soc., 1989–2007.

9. Comer, R. (1984). The tsunami mode of a flat earth and its excitation by earthquake

sources. Geophys.J.astr.Soc, 1–27.

10. Geist, E.L. & Parson, T. (2006). Probabilistic Analysis of Tsunami Hazard. Natural

Hazards, 277–314.


60

11. Meinig, C., Stalin, S., Nakamura, A., Gonzlez, F. & Milburn, H., (2005),

Technology Developments in Real-Time Tsunami Measuring, Monitoring and

Forecasting. In Oceans 2005 MTS/IEEE, Washington D.C.

12. Tatsuo Ohmachi. Hirashi Tsukiyama, Hiroyuki Matsumoto (2001), Simulation of

tsunami introduced by dynamic displaycement of seabed due to seismic faulting.

Bulletin of the Seismological Society of America, v.91,№6, P.1898-1909.

13. Tinti, S. & Piatanesi, A., (1996), Numerical simulations of the tsunami induced by

the 1627 earthquake affecting Gargano, Southern Italy. Journal of Geodynamics.

14. Titov, V. & Gonzalez, F., (1997), Implementation and testing of the method of

splitting tsunami (MOST) model. NOAA technical memorandum ERL PMEL-112,

Pacific Marine Environmental Laboratory, Pacific Marine Environmental Laboratory -

7600 Sand Point Way NE - Seattle, WA 98115- 0070, Contribution No. 1927 from

NOAA/Pacific Marine Environmental Laboratory.

15. Titov, V., Gonz´alez, F., Bernard, E., Eble, M., Mofjeld, H., Newman, J. &

Venturato, A., (2005), Real-Time Tsunami Forecasting: Challenges and Solutions.

Natural Hazards, 35, 34–41, Special Issue, U.S. National Tsunami Hazard Mitigation

Program.

16. Wells, D.L. and Coppersmith, K.J., (1994), "New Empirical Relationships Among

Magnitude, Rupture Length, Rupture Width, and Surface Displacement", Bulletin of

the Seismological Society of America, v 84, pp. 974-1002.

17. Yanovskaya, T., (1999), Report about the research within the framework of the

SAND group: Tsunami generation by earthquakes near coastline, ICTP internal report.

18. Yanovskaya, T., (2000), Report about the research within the framework of the

SAND group: Tsunami generation by inland/coastal earthquakes, ICTP internal report.

19. Yanovskaya, T.B., Romanelli, F. & Panza, G.F. (2003). Tsunami excitation by

inland/coastal earthquakes: the Green function approach. NHESS, 3, 353–365.

Documents

ĐẠI HỌC QUỐC GIA HÀ NỘI - Hanoi University of ... · ĐẠI HỌC QUỐC GIA HÀ NỘI ... 2/ Kết quả dự án “xây dựng bản đồ cảnh báo nguy cơ sóng