近十多年来重大海啸灾害呈高发态势, 全球范围内平均每年均有破坏性海啸事件发生, 远高于上个世纪每六年一次的频率。据统计, 海啸灾害已造成245622人死亡, 129658栋房屋受损, 直接经济损失超过2500亿美元。由此可见, 海啸灾害已成为世界上最严重的海洋灾害之一, 严重威胁着全球沿海居民生命财产安全。为了尽可能避免或降低未来海啸事件对东海沿岸造成的灾难, 应尽快完善本区域的海啸预警系统与监测网络的建设, 并加强本区域的海啸灾害风险评估及区划技术的研发(Synolakis et al, 2005; Geist et al, 2006; Tang et al, 2009; Titov, 2009)。

由于地震海啸的引发离不开地震, 所以全球的海啸发生区基本上与地震带一致。全球90%的海底大地震发生在太平洋, 因此太平洋沿岸是全球海啸的多发区。据美国地球物理数据中心统计(http://www.ngdc.noaa.gov/), 历史海啸事件中, 82%发生在太平洋。我国周边沿海处于环太平洋地震带, 东海沿岸受到来自太平洋的越洋海啸威胁。尽管有外围岛链的阻挡和大陆架地形的影响, 越洋海啸对我国东海沿岸的影响不容忽视。2010年智利和2011年日本地震海啸事件均属于越洋海啸, 智利海啸发生26个小时后, 海啸波到达我国东部沿海地区, 记录表明我国浙江沿海地区出现波幅30厘米以上的海啸波, 为各沿海省份之最。一年后, 日本发生特大海底地震, 震后6到8小时海啸波袭击了我国东海沿岸, 记录到的最大海啸波幅55厘米, 受此影响国家海啸预报台发布了我国第一份海啸蓝色警报(于福江等, 2011; 王培涛等, 2012)。

日本南海海槽位于菲律宾板块和欧亚板块交接处, 自伊豆半岛至九州岛东南, 全长600—800公里, 如图 1。在过去的1300多年, 日本南海海槽发生多次震级在8.0以上的大地震, 地震重现期为100—200年(Kumagai, 1996; Ishibashi et al, 1998)。如果距离我国东海沿岸较近的南海海槽发生地震海啸, 那么对我国的影响如何呢？Matsu’ura等(2010)认为1707年10月28日宝永地震破裂区域自骏河湾至整个日本南海海槽, 且断层单元同时破裂, 因此宝永地震被视为日本南海海槽历史地震中规模较大的地震。我国史料古籍中也有宝永地震海啸的记载。例如:宝永地震同日浙江吴兴县双林地震水涌; 乌青镇河水暴涨(王锋等, 2005; 温燕林等, 2014)。这说明日本南海海槽发生越洋海啸时, 可能会对我国沿岸造成影响, 但历史资料无法提供更详细的海啸传播过程, 并且也无法定量描述海啸传播特征。

本文通过数值模拟方法分析了日本南海海槽地震海啸对东海沿岸的影响。利用Furumura等(2011)提供的断层模型, 重现了1707年宝永地震海啸的传播情景, 计算了东海沿岸的海啸波高以及到达时间, 并且定量评估了日本南海海槽潜在地震海啸对我国东海沿岸的风险。

1 日本南海海槽历史地震概述

位于日本西南海域的日本南海海槽, 由于菲律宾板块以4—6cm/year的速度向欧亚板块俯冲(Miyazaki et al, 2001), 致使该区域成为现代构造运动最激烈、强烈地震最密集的地带之一。Ishibashi(2004)根据历史记载和海啸沉积物认为自公元684年至今日本南海海槽共发生11次地震事件, 最近一次发生在1944—1946年, 是该区域唯一有仪器记录的地震。Ando(1975)基于历史地震破裂区域和地质调查结果将整个日本南海海槽俯冲带以纪伊半岛为界分为东西两个破裂带, An’naka等(2003)利用海啸源反演技术将俯冲带进一步细化, 分为日向滩(Hyuganada)、南海(Nankai)、东南海(Tonankai)和东海(Tokai)四个断层单元, 如图 1。历史地震表明南海海槽破裂带既存在同时破裂的情形, 如前所述1707年宝永地震, 也可以由东向西分段破裂。Kanamori (1972)利用观测数据计算得出1944年和1946年的震源位置分别位于纪伊半岛东西两侧; 1854年地震也是分段破裂, 第一次震中位于东海区域, 时隔一天发生了第二次地震, 震中位于南海区域(Sugiyama, 1994)。1944年地震距今已有70多年, 非常接近1854年和1944年的90年最小地震复发间隔期。由于1944(7.9级)和1946(8.0级)地震是南海海槽历史地震中震级较小的, 会缩短下次发生地震的间隔时间(Shimazaki et al, 1980)。因此南海海槽地区已经进入危险期, 有较大几率在未来几十年内发生地震(日本地震调查研究推进本部事务局, 2001)。

2 1707年宝永地震海啸数值模拟

1707年10月28日日本南海海槽发生8.4级地震, 史称“宝永地震”, 地震共造成超过二万人伤亡, 并引发大规模海啸(Usami, 2003)。地震发生时南海海槽破裂带大部分区域同时破裂, 被视为该区域最严重的地震事件, 同时该震源模型作为评估未来地震的重要参考信息。我国历史资料中也存在本次地震海啸的文字记录, 下面我们将用海啸数值模拟方法重现海啸的传播特征。海啸数值模型可以定量描述海啸产生、传播及淹没, 能准确提供海啸到达近岸的时间、海啸在近岸的波幅以及海啸淹没的范围, 这些信息是进行海啸防灾减灾最主要的依据。

2.1 海啸源模型

断层模型直接关系到海啸波在大洋中的传播及海啸与近岸的相互作用, 为了重现宝永地震海啸的传播过程以及对我国东海沿岸的影响, 本文引用Furumura等(2011)宝永地震断层模型。该模型在Aida(1981)和An’naka等(2003)的研究基础上, 考虑沿岸海啸沉积物分布, 补充了日向滩断层单元, 将断层模型细化为5个子断层, 且均为低角度逆断层, 具体参数详见表 1。

我们将获得的震源参数(表 1), 利用Okada基于弹性错位理论的断层模型(Okada, 1985)计算了海啸传播所需的初始位移场(图 2)。从海啸源的形态特征我们可以看出, 其形变场能量整体覆盖南海海槽破裂带, 呈平均具有1米以上分段带状高能分布特征; 相比于其他断层单元, 日向滩和南海西部具有更高的能量, 局部最大增水超过4米。另外, 地震发生时沿岸会出现减水现象。

2.2 数值模型建立

本文利用美国国家海啸研究中心的MOST (Method of Splitting Tsunami)数值模型进行模拟(Titov et al, 1997, 2005)。MOST模式以非线性浅水方程(NSWE)为控制方程, 物理过程涵盖海啸的产生、传播和淹没, 经过多次历史海啸验证, 模式运行稳定, 模拟结果与实测数据较为吻合, 因此被广泛应用于海啸预警和风险评估(Wei et al, 2008, 2014; Tang et al, 2009)。

球坐标下模型控制方程为:

其中, λ、ϕ分别为经度和纬度, R为地球半径, g为重力加速度, h为总水深, h_t为水深对时间的导数, d为海平面高度, u、v分别为经向和纬向上的速度, u_t、v_t分别为速度对时间的导数, u_λ、v_λ和、u_ϕv_ϕ分别为速度在经向和纬向上的变化率, f为科氏力参数。

本文的模拟计算范围是99°E—157°E, 5°S—52°N, 采用双层嵌套网格结构, 第一层网格分辨率为2 arcmin, 地理信息数据来自ETOPO1 (https://www.ngdc.noaa.gov/mgg/global/global.html)。海啸波传播至近岸, 波动特征受地形因素影响较大, 为了更加准确的描述海啸波在近岸的传播特征, 在我国东海沿岸利用SRTM3和GEOBCO_08数据通过插值得到计算模型中每个网格点上的具体高程值和水深数据, 使其网格分辨率达到0.5arcmin。另外考虑到底摩擦效应, 模型中曼宁系数取0.025。

2.3 数值模拟结果

从海啸最大波幅分布(图 3)来看, 本次海啸波的主要能量传播方向为东南方向, 并且南海海槽西部的海啸能量明显高于东部, 局部地区出现两米以上增水; 另外西南西和东南东两个方向为海啸波能的次传播方向。这种海啸能量分布特征主要受断层特征的影响, 其次远场海啸能量的走向还与特定的地形有关。例如当海岭的走向与海啸波传播的方向相近时, 洋中脊和环绕大陆的陆架区对海啸波的传播方向具有导向作用, 除了可以将波动导向更远的地方外, 还可以捕捉海啸能量, 使得这些地区的海啸维持长时间的振荡; 但当岛屿的走向与传播方向相垂直时, 会阻挡海啸传播, 使其能量削减(Titov et al, 2005)。我国东海沿岸处于海啸波能的次传播方向上, 海啸波途径第一岛链后, 能量有所减弱。由此可见, 海底地形决定了海啸波在大洋中的波能量流方向, 其主要的能量流聚集在的海岭处, 并呈带状分布。

地震发生2.5小时后海啸波传至东海大陆架。在东海区域共选取六个输出点, 自北向南分别为吕泗、嵊山、朱家尖、石浦、大陈和坎门, 如图 4。图 5是数值计算得到的输出点时间序列图。从计算结果可以看出, 海啸波在东海大陆架上爬升3.5个小时后(震后约6小时), 袭击了我国浙江沿海地区, 其中计算表明石浦地区的海啸波为本次过程中的最大值, 波幅接近0.8m。之后海啸波又袭击了江苏南部地区, 首波到达时间约为震后10小时。另外, 在嵊山、朱家尖、大陈和坎门站均出现海啸先导波波幅并非最大波幅的现象, 例如朱家尖站的最大波幅出现在先导波到达后的10小时。由于近岸特定地形作用下海啸波长期振荡的存在, 对海啸预警工作而言, 我们除了关注首波到时、首波波幅外, 更不能忽略最大波特征的存在。

从我国东海沿岸海啸最大波幅分布(图 6)来看, 海啸波的主要能量集中在江苏南部和浙江中部两个能量带。在远场海啸波受到海啸源的影响逐渐减小, 其能量特征与特定的地形有关。海啸波随着传播距离的增加, 频散效应及底摩擦力的影响往往会使其能量耗散。但海啸波传至东海大陆架后不断爬升, 使得到达我国东海沿岸后能量增强。为了研究海啸波在东海大陆架上的传播特征, 我们在海啸波的主要传播方向上选取两条测线AA′和BB′, 用于分析海底地形对海啸波幅的影响, 如图 6所示。由于测线的长度远大于两端的落差, 我们将大陆架近似看成缓坡, 进而将研究问题转化为1维海啸波爬坡问题。由于模拟结果表明海啸波在东海大陆架上传播时, 其波幅远小于海水深度, 利用Synolakis(1987)一维海啸爬坡公式, 以A和B点为起点, 计算海啸波在A′和B′点的爬升高度。计算公式如下:

其中, H为海啸波高, h为海水深度, β为坡度。对比表明(表 2), 爬坡公式计算结果与精细化模拟结果比较吻合。如果我们监测到东海大陆架边缘的海啸波高, 可以利用上述爬坡公式快速估算沿岸的波高, 并判断沿岸海啸灾害等级, 为中国东海区域快速海啸预警提供了便捷的估算方法。

3 讨论

上述模拟结果表明1707年宝永地震海啸发生后, 中国东海沿岸受到了海啸的影响, 江苏南部、舟山群岛、以及浙江中部区域的海啸波超过0.3米, 其中石浦地区波幅最大, 接近0.8米, 如图 7。根据太平洋海啸预警中心(PTWC)海啸灾害等级(表 3), 属于轻海啸灾害。东海沿岸其余部分地区属于无影响海啸等级。历史文献记载1707年10月28日湖州出现河水上涨的现象(《湖州府志》)。湖州不是沿海城市, 但北濒太湖, 东联黄浦江, 境内河网交错, 河水上涨的原因有可能是海啸波涌入长江及其支流造成的, 模拟结果显示海啸波在长江口的波幅在0.3米以下。

2011年3月11日日本东北发生9.0级特大地震, 随后引发了泛太平洋范围的海啸, 据统计灾害造成至少15550人丧生, 直接经济损失高达3090亿美元, 与此同时由于海水倒灌导致福岛核电站发生核泄漏, 严重威胁地球生态环境安全。震后日本官方重新评估了南海海槽区域的地震海啸危险性, 并布放海底观测网对发震带进行研究(Nakano et al, 2013), 2013年地震调查研究推进本部事务局发布公告, 认为南海海槽区域具有发生9.0级地震的能力。Hyodo等(2016)利用动态破裂模型研究了南海海槽潜在地震的最大滑动量, 认为最大滑动量应在16米以上。本文模拟了利用地震矩推算的日本南海海槽9.0级潜在地震引发的海啸。结果表明(图 7), 我国东海沿岸大部分区域存在轻海啸灾害的风险, 其中浙江中北部地区面临着大海啸灾害的威胁, 沿岸最大波高超过2米。对比两次模拟结果我们可以发现, 海啸波传至中国东海沿岸后表现的波幅空间分布特征大致相似, 当远离海啸源时, 海啸在传播过程中受到源的影响逐渐减小, 而海底地形逐渐成为影响海啸波分布的主要因素。同时这种分布特征为今后的海啸预警工作提供了参考。

4 结论

本文根据历史文献中1707年宝永地震海啸对我国的影响为线索, 利用Furumura等(2011)断层模型重现了地震海啸的传播特征, 定量分析了海啸波在中国东海沿岸的时空分布特征。计算结果表明地震发生后大约6小时, 海啸波首先袭击了浙江沿岸, 随后传播至江苏南部地区。海啸造成浙江中部和江苏南部地区存在遭受轻海啸灾害的风险, 其中石浦地区的海啸波接近0.8米。通过研究海底地形与波幅的关系, 分析了海啸波在东海大陆架上的传播特征, 说明东海陆架缓变地形下海啸放大效应, 同时通过估算沿岸波幅可使预报人员及时判断受灾程度。

本文还分析了当日本南海海槽发生极端9.0级地震情况下, 海啸在中国东海沿岸危险性分布:我国东海沿岸大部分区域存在轻海啸灾害的风险, 浙江中北部地区还面临着大海啸灾害的威胁, 沿岸最大波高超过2米。通过对比发现, 海底地形是影响远场海啸波分布的主导因素, 导致两次事件中海啸波在东海沿岸分布特征相似。当日本南海海槽发生地震海啸时, 这种波幅分布特征将为东海沿岸海啸预警快速响应提供借鉴。此外, 针对时间序列中尾波波幅大于先导波的现象, 以及快速估算波高方法是否在中国其他海区适用问题有待进一步研究。