Xác định các vùng nguồn và đánh giá thông số các vùng nguồn động đất và sóng thần

I.3. HỆ PHƯƠNG PHÁP NGHIÊN CỨU ĐÁNH GIÁ ĐỘ NGUY HIỂM ĐỘNG ĐẤT VÀ SÓNG THẦN Ở VÙNG VEN BIỂN VÀ HẢI

I.3.3. Xác định các vùng nguồn và đánh giá thông số các vùng nguồn động đất và sóng thần

I.3.3.1. Nguyên nhân, điều kiện phát sinh động đất, sóng thần I.3.3.1.1. Động đất và nguyên nhân động đất

Sự phá huỷ đột ngột các phần thạch quyển mà chủ yếu là vỏ Trái đất sẽ gây ra chấn động lan truyền đi đới dạng sóng đàn hồi (gọi là sóng địa chấn), đó là động đất. Nguyên nhân gây ra những phá huỷ đó, tức là nguyên nhân động đất, có thể rất khác nhau: vận động kiến tạo, phun trào núi lửa, sập các hang động ngầm...

Chuyển động của các mảng thạch quyển, liên quan với các quá trình hoá - lý và sự thay đổi chế độ nhiệt động bên trong Trái đất, gây ra biến dạng chậm chạp nhưng mạnh mẽ và phân dị của vỏ Trái đất như uốn nếp, nâng cao thành các vùng núi, sụt lún thành

 Chương I. Đặc điểm tự nhiên, kinh tế xã hội, lịch sử n/c và hệ phương pháp n/c ... 33

các vùng trũng, xô đẩy các địa khối trượt theo chiều ngang... làm hình thành các hệ thống đứt gãy chia cắt vỏ Trái đất. Đó là vận động kiến tạo. Phá huỷ đột ngột, cục bộ sẽ xảy ra ở những khâu yếu, nơi mà độ bền vững của đá không chịu nổi sức căng được tích luỹ và tăng dần trong quá trình vận động. Năng lượng tích luỹ được giải phóng và lan truyền ra không gian xung quanh dưới dạng sóng đàn hồi. Động đất phát sinh trong quá trình này gọi là động đất kiến tạo. Có nhiều quan điểm khác nhau về cơ chế phát sinh động đất kiến tạo, nhưng ngày nay quan điểm được chấp nhận rộng rãi nhất và được minh chứng đầy đủ nhất bằng quan sát thực tế là quan điểm cho rằng động đất kiến tạo phát sinh do dịch chuyển đột ngột của các địa khối theo các đứt gãy địa chất.

Phun trào núi lửa cũng gây phá huỷ và chấn động mạnh vỏ Trái đất, đó là động đất núi lửa. Nham thạch nóng chảy từ các ổ trong quyển mềm đi theo các đường nứt, phá huỷ chúng mà phun trào lên mặt đất gây ra các vụ nổ núi lửa. Các vụ phá huỷ và nổ núi lửa xảy ra gần mặt đất, chấn động lan truyền không xa. Ngoài ra các vụ sập hang động trong các vùng đá vôi cũng gây chấn động. Tuy nhiên đó chỉ là những động đất yếu.

Với quan điểm địa chấn công trình thì người ta quan tâm chủ yếu tới động đất kiến tạo, bởi vì nó xảy ra ở mọi nơi đang diễn ra các chuyển động làm biến dạng vỏ Trái đất, có thể giải phóng một năng lượng lớn, lặp lại thường xuyên và tác động trên một diện rộng. Phần lớn động đất trên hành tinh, trong đó hầu như tất cả các trận động đất mạnh, phá huỷ, là động đất kiến tạo. Thạch quyển Trái đất bị phân chia thành nhiều mảng, trôi dạt theo các hướng, hoặc là tách xa nhau, hoặc là va chạm nhau gây ra phá huỷ bên trong các mảng. Phần tiếp xúc giữa các mảng là nơi diễn ra các biến dạng mạnh mẽ nhất, ở đó động đất mạnh xảy ra thường xuyên, tạo thành các vành đai động đất. Hai vành đai lớn nhất, bao bọc khu vực Đông Nam Á, tập trung tới 85% năng lượng động đất toàn cầu, là vành đai Thái Bình Dương và vành đai Địa Trung Hải- Hymalaya. Đó là nơi đang diễn ra sự va chạm giữa các mảng thạch quyển chuyển động đối nhau. Bên trong các mảng này, đặc biệt là ở các phần rìa của khâu tiếp xúc, biến dạng cũng diễn ra mạnh mẽ, gây phá huỷ làm phát sinh động đất, gọi là động đất nội mảng.

I.3.3.1.2. Sóng thần và nguyên nhân sóng thần

Sóng thần là một chuỗi các đợt sóng lớn có bước sóng dài, sinh ra do các biến động địa chất mạnh mẽ xảy ra ở đáy biển và đại dương tại gần bờ hoặc ngoài khơi. Những biến động địa chất đó có thể gây nâng hoặc hạ đột ngột đáy biển làm cho cột nước bên trên nguồn, nâng lên hoặc hạ xuống đột ngột. Do trọng lực, cột nước trở về vị trí cân bằng gây nên dao động của cột nước, bức xạ sóng chu kỳ dài, truyền đi các hướng quanh nguồn, đó là sóng thần. Người ta cũng gọi sóng thần là sóng trọng lực, lan truyền đi với tốc độ lớn. Vận tốc lan truyền sóng thần phụ thuộc vào độ sâu đáy biển và biểu thị gần đúng bởi công thức Lagrange:

gH

v= (I.15)

Trong đó g là gia tốc trọng trường, H là độ sâu của nước. Vận tốc bằng 280m/s ở vùng H =4 km, 100 m/s ở vùng H=1 km, 45 m/s ở vùng H =200m…và chu kỳ sóng thần dài bước sóng rất lớn: 200-700 km ở vùng biển sâu, 50-150 km ở vùng

thềm lục địa. Cho nên khi phát hiện được hay cảm thấy sóng thần ở ngoài khơi vì ở đó biên độ của sóng rất nhỏ so với bước sóng (0.1 đến 1m so với hàng chục, hàng trăm kilômét).

Nguyên nhân của sóng thần là những trận động đất gây nâng hoặc hạ đột ngột đáy biển, những vụ phun trào núi lửa, những vụ trượt lở đất ở ven bờ biển hoặc đáy biển, và một số tác động khác như thiên thạch....

I.3.3.1.2.1. Sóng thần nguồn động đất

Hình I-1. Sóng thần hình thành do động đất ở các đới hút chìm

Hầu hết các đợt sóng thần có sức phá hủy lớn đều được hình thành từ các trận động đất lớn và nông. Những trận động đất lớn và nông xảy ra ngoài biển với cơ chế nguồn kiểu chờm nghịch hoặc thuận, gây nâng hoặc hạ đột ngột đáy biển. Trong các đới hút chìm thường phát triển các đứt gãy chờm nghịch lớn, gây động đất và sóng thần lớn (Hình I-1). Như vậy không phải tất cả các trận động đất đều dẫn đến sóng thần. Cũng không phải tất cả các trận động đất có cơ chế nguồn thích hợp đều gây sóng thần nguy hiểm. Thông thường, chỉ có các trận động đất lớn hơn 6,5 độ Richter mới có khả năng tạo ra sóng thần lớn.

I.3.3.1.2.2. Sóng thần nguồn núi lửa

Mặc dù hiếm khi xảy ra, nhưng các đợt phun trào núi lửa mạnh cũng có thể gây ra sự xáo trộn các khối nước trong lòng đại dương và tạo ra các đợt sóng thần trong khu vực đó. Trong quá trình này, sóng thần có thể được tạo ra do sự di chuyển đột ngột của nước khi núi lửa phun nổ, hoặc do trượt lở sườn núi, hoặc magma núi lửa đột ngột phun lên chiếm thể tích của nước biển và hoặc là do bể magma bị sụt lún. Một trong những trận sóng thần lớn nhất được ghi lại là vào ngày 26/8/1883 sau vụ nổ lớn và sụt lún của núi lửa Krakatau ở Indonesia. Vụ nổ đã tạo ra cơn sóng thần có độ cao đến hơn 40m, phá hủy nhiều thị trấn và ngôi làng ven biển dọc theo eo biển Sunda của cả hòn đảo Java và Sumatra, khiến số người thiệt mạng lên tới 36.417 người.

 Chương I. Đặc điểm tự nhiên, kinh tế xã hội, lịch sử n/c và hệ phương pháp n/c ... 35

I.3.3.1.2.3. Sóng thần do trượt lở đất

Hiếm xảy ra hơn là sóng thần sinh ra do quá trình đá lở, băng lở, trượt hoặc quá trình sụt lún đất ở đáy vùng biển nông một cách đột ngột. Nguyên nhân của các vụ trượt đất dưới biển thường là do động đất và hậu quả là sinh ra các đợt sóng thần (Hình I-2).

Hình I-2. Sóng thần hình thành do trượt lở đất

Trên thực tế, các nhà khoa học tin rằng, trận sóng thần năm 1998 làm cho hàng nghìn người chết, phá hủy các làng, thị trấn dọc ven biển phía Bắc Papua – New Guinea, là do trầm tích đáy biển bị sụt lún mà nguyên nhân sâu xa là động đất. Có thể nói rằng, năng lượng của sóng thần từ những sự cố trượt đất, lở đá sẽ nhanh chóng suy yếu trên quãng đường chúng di chuyển trên biển. Tuy nhiên, trận sóng thần lớn nhất trên thế giới từng được chứng kiến lại là do hiện tượng lở đá ở vịnh Lituya, Alaska vào ngày 09/7/1958. Do trận động đất dọc theo đứt gãy Fairweather, hầu như 40 triệu m3 đá rơi cùng lúc xuống vùng biển phía trước vịnh, và sau đó xuất hiện một cột sóng thần rất lớn ở bờ bên kia của vịnh. Ngọn sóng lớn đầu tiên có độ cao 180m di chuyển với tốc độ 160 km/h. Nhưng sau đó thì năng lượng và độ cao của sóng thần này giảm rất nhanh, một trong số chúng di chuyển ra ngoài khơi và không thể ghi nhận bằng máy đo tại các trạm đo thủy triều.

Từ những điều nói trên có thể thấy điều kiện phát sinh sóng thần là sự tồn tại trong vùng biển các đới hút chìm, các đới đứt gãy chờm nghịch, các đới đứt gãy thuận, có khả năng gây động đất nông và mạnh ( M>6.5-7.5 ), có cơ cấu chấn tiêu gây ra trượt đứng đáy biển trên diện tích lớn, các đới hoạt động núi lửa, các đới trượt lở đá với khối lượng lớn dưới biển và ven bờ.

I.3.3.2. Đánh giá các thông số các vùng nguồn

Thông số cơ bản của nguồn cần xác định là magnitude Mmax của động đất cực đại có khả năng xảy ra, thường sử dụng magnitude Ms theo sóng mặt và magnitude Mw theo moment địa chấn, moment địa chấn Mo, độ sâu chấn tiêu nhỏ nhất của động đất cực đại, tần suất động đất trong đới. Các thông số đó được xác định như sau:

I.3.3.2.1. Magnitude Mmax động đất cực đại có khă năng phát sinh

Magnitude Mmax của động đất cực đại có khả năng xảy ra trong mỗi vùng nguồn được đánh giá bằng các phương pháp sau:

Phương pháp ngoại suy địa chất: phương pháp này coi động đất mạnh nhất đã xảy ra trong vùng là động đất cực đại sẽ xảy ra trong tương lai trong vùng đó và trong những vùng khác có đặc điểm kiến tạo địa động lực tương đương.

Phương pháp hàm phân bố cực trị Gumbel: Người ta thường dùng hầm Gumbel 3 để xác định giới hạn của phân bố các cực trị. Trong địa chấn học, các cực trị là giá trị magnitude động đất lớn nhất quan sát được trong các khoảng thời gian nhất định. Giới hạn phân bố các giá trị đó theo hàm Gumbel 3 được coi là động đất cực đại.

Phương pháp đánh giá Mmax theo kích thước của vùng nguồn: Các công thức của David Wells và Coppersmith, được xây dựng trên cơ sở tập hợp đầy đủ nhất số liệu toàn cầu, hiện đang được sử dụng rộng rãi, biểu thị mối tương quan giữa magnitude của động đất với các thông số khác của nguồn:

- Giữa magnitude M và chiều dài L, chiều rộng W của đứt đoạn trong chấn tiêu có mối tương quan:

M = 4,38 + 1,49*log L (km) (I.16)

M = 4,06 + 2,25*log W(km) (I.17)

Giữa magnitude và diện tích mặt đứt đoạn có mối tương quan:

M = 4,07 + 0,98 log A (I.18)

Các mối tương quan cho các kiểu đứt đoạn trượt bằng, chờm nghịch, thuận khác nhau không nhiều. Các công thức tương quan nêu trên là trung bình cho cả ba kiểu.

Sai số đánh giá M theo chiều dài, chiều rộng, diện tích mặt đứt đoạn có thể tới 0,5 đơn vị, còn sai số đánh giá các thông số vừa nêu của mặt đứt đoạn theo M có thể tới 1,5 -2 lần.

Trong trường hợp cực đoan nhất, người ta dùng các công thức này để đánh giá Mmax trong các vùng nguồn, coi chiều dài vùng nguồn (tức là chiều dài đứt gãy sinh chấn) là chiều dài của đứt đoạn trong chấn tiêu động đất cực đại có khả năng xảy ra.

Tuy nhiên hiếm có trận động đất nào lại có chấn tiêu chiếm cả chiều dài đứt gãy sinh chấn. Khi đứt gãy vận động, ứng suất được tích luỹ không đồng đều trên chiều dài đứt gãy, động đất sẽ xảy ra ở phần đứt gãy ứng suất đạt tới giới hạn. Rất nhiều nghiên cứu đã chứng minh rằng chiều dài chấn tiêu động đất trung bình bằng 1/3 vùng chuẩn bị ứng suất cho động đất đó (gọi là vùng chuẩn bị động đất (Hình I-3). Như vậy, nếu ta coi đứt gãy sinh chấn là vùng chuẩn bị động đất cực đại, thì chiều dài chấn tiêu của động đất

 Chương I. Đặc điểm tự nhiên, kinh tế xã hội, lịch sử n/c và hệ phương pháp n/c ... 37

cực đại có thể xảy ra sẽ bằng 1/3 chiều dài đứt gãy. Với quan niệm như vậy ta có thể xác định Mmax bằng công thức:

Mmax = 4,38 + 1,49*log [ L(đg)/3] (I.19)

Công thức này sẽ được sử dụng để đánh giá động đất cực đại có khả năng xảy ra trong các vùng nguồn.

Đối với các đứt gãy ở vùng ven biển Việt Nam ta có thể dùng các công thức thiết lập theo số liệu Việt Nam để đánh giá động đất cực đại:

Mmax ≤ 2log L(km) + 1,77 (I.20)

Mmax ≤ 4log H(km) + 0,50 (I.21)

Trong đó L- chiều dài đứt gãy, H- bề dày tầng hoạt động. Lưu ý rằng 2 công thức (I.20), (I.21) phải đồng thời thoả mãn.

I.3.3.2.2. Moment địa chấn Mo

Moment địa chấn Mo của động đất được xác định bằng công thức:

Mo = μAu (I.22)

Trong đó μ là modun cắt của đá, μ = 3.1011 dyn./cm2, A là diện tích mặt đứt đoạn, u là chuyển dịch theo mặt đứt đoạn.

Chuyển dịch u và chiều dài mặt đứt đoạn có mối tương quan sau:

- Chuyển dịch trung bình:

log Atb (m) = -1,43 + 0,88*log L (km) (I.23) - Chuyển dịch cực đại:

log Amax (m)) = -1,38 + 1,02*log L (km) (I.24)

Hình I-3. Kích thước vùng chuẩn bị động đất và mặt đứt đoạn trong chấn tiêu

I.3.3.2.3. Moment magnitude Mw

Được xác định theo moment địa chấn bằng công thức Kanamori:

Mw = (2/3)(logMo-9.05) (I.25)

và có mối tương quan sau với chiều dài chấn tiêu:

Mw = 5,08 + 1,16*log L (km) (I.26)

Các công thức trên cũng sẽ được sử dụng để đánh giá các thông số nguồn theo magnitude, cần thiết trong các kịch bản sóng thần.

I.3.3.2.4. Độ sâu chấn tiêu

Độ sâu chấn tiêu nhỏ nhất của động đất cực đại trong vùng nguồn với tầng hoạt động bề dày H bằng 2/3H cộng với bề dày tầng nằm trên.

hmin(Mmax) = 2/3H + H’ (I.27)

H’ là bề dày tầng nằm trên tầng hoạt động.

I.3.3.2.5. Chu kỳ lặp lại động đất

Chu kỳ lặp lại động đất có thể xác định bằng hai phương pháp:

- Theo quan hệ magnitude-tần suất Gutenberg-Richter, cũng gọi là đồ thị lặp lại động đất:

lgN*( M≥ m) = a - b M (I.28)

Trong đó N* là số lượng trung bình năm động đất magnitude lớn hơn và bằng m, a, b là các hệ số. Tần suất động đất ở mỗi vùng nguồn có thể xác định được khi biết hệ số b và tần suất của động đất magnitude ≥Mng nào đó lấy làm ngưỡng. Thường động đất ngưỡng là động đất nhỏ nhất còn quan sát được đầy đủ trong vùng nguồn. Tần suất của động đất ngưỡng trong vùng nguồn được gọi là tốc độ xảy ra động đất trong vùng, ký hiệu là v. Chu kỳ lặp lại động đất magnitude ≥M sẽ là:

T(M) = 10b(M-Mng)/v (I.29)

- Theo vận tốc chuyển động tương đối giữa hai cánh đứt gãy.

Chu kỳ lặp lại động đất magnitude M là thời gian đạt tới chuyển dịch u tương ứng với động đất magnitude ≥M

T = u/α (I.30)

Trong đó α là vận tốc chuyển động tương đối của hai cánh đứt gẫy.