2023, Vol. 54
中国海洋湖沼学会主办。
文章信息
- 刘英男, 魏笑然, 支泓欢, 刘金伟, 李培良, 白晔斐. 2023.
- LIU Ying-Nan, WEI Xiao-Ran, ZHI Hong-Huan, LIU Jin-Wei, LI Pei-Liang, BAI Ye-Fei. 2023.
- 马尼拉俯冲带潜在地震海啸对华南沿海的影响
- EFFECTS OF POTENTIAL SEISMIC TSUNAMIS IN THE MANILA SUBDUCTION ZONE ONTO COASTAL CITIES IN SOUTH CHINA
- 海洋与湖沼, 54(2): 331-350
- Oceanologia et Limnologia Sinica, 54(2): 331-350.
- http://dx.doi.org/10.11693/hyhz20220700181
文章历史
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收稿日期：2022-07-06
收修改稿日期：2022-10-03
2. 浙江大学海南研究院 海南三亚 572025
2. Hainan Institute of Zhejiang University, Zhejiang University, Sanya 572025, China
海啸是一种发生频率较低、难以精准预测, 但会对近海造成巨大潜在危害的自然灾害之一。海底大规模的突发变动, 包括俯冲带逆冲地震、海底滑坡、火山喷发等, 都会引发海啸(李琳琳等, 2022)。在20世纪, 全球共发生498次海啸事件, 其中66次引发灾难(石峰等, 2018); 本世纪以来海啸灾害仍持续不断。2004年12月26日苏门答腊岛发生了Mw 9.0级特大地震(Liu et al, 2005), 海啸波近岸最大爬高超30 m, 造成东南亚及南亚地区29万余人伤亡(Lay et al, 2005)。2010年2月27日智利发生Mw8.8级地震造成500余人丧生(Yamazaki et al, 2011a)。2011年3月11日日本东北地区发生Mw 9.0级地震, 地震引发海啸造成30 000人死亡或失踪, 超过20万栋房屋损毁, 并引发福岛第一核电站核泄漏事故(Popinet, 2012)。2018年9月28日印尼中苏拉威西省发生Mw 7.5级地震并引发局地海啸, 帕卢湾的最大海啸爬高达到4~10 m, 远超预期, 震中南侧70 km处的帕卢湾伤亡严重(Schambach et al, 2019)。2018年12月23日印尼Anak Krakatau火山爆发引发海啸导致437人死亡(Ye et al, 2020)。2020年10月30日欧洲爱琴海发生Mw7.0级地震并伴随海啸以4 m波高强烈冲击土耳其与希腊(Dogan et al, 2021)。2022年1月15日汤加火山爆发, 大气冲击波引发全球范围内不同海盆内的海啸波持续震荡(Witze, 2022)。这些突发的海啸事件持续对沿海地区的人身安全和经济财产构成严重威胁。
南海位于欧亚板块、菲律宾板块和印度~澳大利亚板块的交会处。三大板块相互作用使得南海海盆处于复杂的构造应力环境中, 并环绕中央深水形成性质各异的四周边界(林间等, 2020)。南海北部边界由中国浅海大陆架所包围, 西南边界由越南与马来半岛浅海陆架所组成, 东部边界受中国台湾岛和菲律宾群岛所界定并通过台湾海峡及吕宋海峡与太平洋相接。毗邻南海东边界的马尼拉海沟被公认为是南海内部最可能发生潜在地震海啸的断层区域(Liu et al, 2007; Megawati et al, 2009; Ren et al, 2017)。既有研究表明马尼拉海沟的菲律宾板块正在以每年65~100 mm的速度向西边的巽他板块俯冲(Hsu et al, 2012, 2016), 然而自1560年西班牙殖民有可靠记录后至今未有震级超过Mw 7.6的大地震产生。多年的累积应变可能在马尼拉海沟附近引发Mw 8.8~9.2级地震(Hsu et al, 2016)。环南海的广阔陆架和岛架区域水深较浅, 极易受到经陆坡浅水效应而显著增益的海啸波侵袭, 因而马尼拉海沟是我国评估地震海啸灾害的重点研究区域。
情景式地震海啸模拟方法结合多维震源参数和先进数值模型, 准确重构地震海啸由震源传播至近海的物理过程, 是研究潜在事件对特定海区灾害影响的主要手段(李琳琳等, 2022)。前序针对马尼拉俯冲带情景地震海啸的研究主要围绕不同地震海啸数据源参数展开(Liu et al, 2007; Megawati et al, 2009; Ren et al, 2017)。张鑫等(2017)使用USGS (United States Geological Survey)马尼拉俯冲带震源参数和COMCOT (Cornell Multi-grid Coupled Tsunami model)数值模型模拟了5种地震情景下的海啸传播, 并根据最大波高评估了其对华南沿海构成的危险性。Ren等(2017)基于Nguyen等(2014)建议的震源参数和GeoClaw模型模拟了Mw9.3超级假想地震在南海引发的极端海啸情景, 并根据沿岸最大波高和流速发现受灾严重区域。Qiu等(2019)基于Hsu等(2016)的大地测量耦合模型, 结合俯冲板块的地质特征、几何形状和俯冲界面的耦合状态, 分别在北、中、南三个断裂带上提出了一系列不同震源位置断层破裂情景, 并模拟了相应海啸在各南海周边国家沿海的影响。
在情景式地震海啸的数值模拟和灾害评估中震源参数起着决定性作用。围绕不同震源数据集所开展的研究工作有助于更加全面地理解南海海盆内海啸的传播规律, 也有利于更加全面地发现灾害隐患。在已有的震源数据集中, 由美国太平洋海洋环境研究中心(Pacific Marine Environmental Laboratory, PMEL)所发布并用于海啸短期淹没预报系统(Short-term Inundation Forecasting for Tsunamis, SIFT)的全球震源马尼拉俯冲带段尚未被应用于南海潜在海啸的研究。本文采用该套震源参数设计不同位置不同震级的海啸情景, 根据海啸最大波高和到达时间分析南海海啸对我国南部沿海代表城市的灾害影响, 并对危险等级进行了划分, 文章结构和主要内容组织如下: 第一节分析和比较马尼拉海沟的代表性震源; 第二节介绍采用的数值模型和震源设计方法; 第三节根据数值模拟结果分析不同震源地震海啸对华南沿海区域和代表城市的影响; 第四节得出本文结论并提出不足。
1 马尼拉海沟震源分析马尼拉俯冲带在第三纪中新世形成, 北起中国台湾地区南部, 南至菲律宾中部, 位于亚欧大陆板块和菲律宾板块之间, 其长度与引发印尼海啸的亚齐~安达曼逆冲断层相当(张鑫等, 2017)。历史上马尼拉海沟多次发生强度不等的地震并引发海啸, 但受限于落后观测手段以及不同国家历史资料的保存程度和记录标准不同, 使得南海区域早年地震及海啸的记录可信度不高; 直至近400多年间伴随着菲律宾受灾记录的不断更新, 数据可信度才得以提升(李琳琳等, 2022)。根据自1589年以来马尼拉俯冲带发生的地震事件, 主要包括1828年矩震级Ms 6.6级地震、1924年Ms 7.0级地震、1934年Ms 7.6级地震、1983年Ms 6.5级地震和1999年Ms 6.8级地震, 并结合地形特征和断层几何学, 美国地质调查局USGS首先初步划定了6个主要断裂区块及其参数(表 1, Kirby et al, 2006)。以此为基础, Liu等(2009)根据Wells & Coppersmith关系(Wells et al, 1994)确定震级为Mw 8.0时各断裂带的宽度为35 km, 通过主要历史地震记录估计震源深度为15 km (表 2), 并采用COMCOT模拟了每个震源断层激发后的海啸情景。针对马尼拉海沟可能产生的潜在极端海啸, Wu等(2009)基于USGS的震源参数并结合历史上曾发生的特大地震海啸, 如1960年智利海啸、1964年阿拉斯加海啸和2004年印度洋海啸, 提出Mw 9.35级地震的震源参数, 其中各子断层的宽度均为200 km, 滑移量均为20 m, 震源深度均为40 km。Megawati等(2009)依据十个观测地震横断面发展出一种断裂模型, 该模型将整个马尼拉俯冲带划分为33个子断层, 各单元震源参数不一, 深度范围在0~55 km之间, 总矩震级可达9.0级。Nguyen等(2014)综合Wu & Huang和Megawati两种极端海啸震源的设计优点, 对以上两套震源参数进行修正以拟合马尼拉海沟的地形特征, 并将震源深度调整为30 km, 该套震源参数下Mw 9.3级地震的滑移量可达20 m (表 3)。
| 断层编号 | 经度/°E | 纬度/°N | 走向角/(°) | 倾斜角/(°) | 长度/km | 滑移角/(°) |
| 1 | 120.5 | 20.2 | 10 | 10 | 160 | 90 |
| 2 | 119.8 | 18.7 | 35 | 20 | 180 | 90 |
| 3 | 119.3 | 18.7 | 359 | 28 | 180 | 90 |
| 4 | 119.2 | 15.1 | 3 | 30 | 170 | 90 |
| 5 | 119.6 | 13.7 | 320 | 22 | 140 | 90 |
| 6 | 120.5 | 12.9 | 293 | 26 | 100 | 90 |
| 断层编号 | 经度/°E | 纬度/°N | 走向角/(°) | 倾斜角/(°) | 震源深度/km | 长度/km | 宽度/km | 滑移角/(°) | 滑移量/m |
| 1 | 120.5 | 20.2 | 10 | 10 | 15 | 160 | 35 | 90 | 6.68 |
| 2 | 119.8 | 18.7 | 35 | 20 | 15 | 180 | 35 | 90 | 5.94 |
| 3 | 119.3 | 17.0 | 359 | 28 | 15 | 240 | 35 | 90 | 4.45 |
| 4 | 119.2 | 15.1 | 3 | 30 | 15 | 170 | 35 | 90 | 6.29 |
| 5 | 119.6 | 13.7 | 320 | 22 | 15 | 140 | 35 | 90 | 7.63 |
| 6 | 120.5 | 12.9 | 293 | 26 | 15 | 100 | 35 | 90 | 10.69 |
| 断层编号 | 经度/°E | 纬度/°N | 走向角/(°) | 倾斜角/(°) | 震源深度/km | 长度/km | 宽度/km | 滑移角/(°) | 滑移量/m |
| 1 | 120.5 | 20.2 | 354 | 10 | 30 | 190 | 120 | 90 | 25 |
| 2 | 119.8 | 18.7 | 22 | 20 | 30 | 250 | 160 | 90 | 40 |
| 3 | 119.3 | 17.0 | 2 | 28 | 30 | 220 | 160 | 90 | 40 |
| 4 | 119.2 | 15.1 | 356 | 30 | 30 | 170 | 90 | 90 | 28 |
| 5 | 119.6 | 13.7 | 344 | 22 | 30 | 140 | 110 | 90 | 12 |
| 6 | 120.5 | 12.9 | 331 | 26 | 30 | 95 | 80 | 90 | 5 |
不同于以往马尼拉俯冲带地震海啸研究所采用的地震数据集, 本文使用PMEL于2021年更新的SIFT系统马尼拉俯冲带震源断层作为海啸源。PMEL震源数据库为有限断层模型, 为了便于地震海啸的模拟预报, 所有断层的长度100 km, 宽度50 km, 断层的经纬度参考点位于断层右侧中点处, 断层的走向角、滑移角、倾斜角符合实际地质特征。该震源数据库最初由Gica等(2008)为美国国家海洋大气管理局(National Ocean and Atmospheric Adminstration, NOAA)的SIFT系统编制, 包括太平洋、大西洋和印度洋的所有已知潜在地震区域, 用于支撑NOAA在全球范围内的海啸相关业务和项目, 并为全球各大研究机构和团队所采纳广泛应用于地震震源反演、海啸预报后报及灾害评估中。基于该PMEL震源数据库中的阿留申震源断层, Bai等(2018a)应用NEOWAVE模型研究了Mw 9.3级特大地震产生的海啸N形波在夏威夷群岛岛礁环境下的作用机制。Popovich等(2021)使用该震源数据库中的新西兰俯冲带断层对新西兰13个大港口进行俯冲带地震造成的海啸危害评估。Grilli等(2022)使用Açores辐合区(Açores Convergence Zone)和波多黎各海沟(Puerto Rico Trench)的PMEL震源断层对美国东海岸的海啸灾害进行研究。本文所采用的马尼拉俯冲带PMEL震源断层由22个子断层组成(图 1), 各子断层长100 km, 宽50 km, 断层位置、走向角、倾角、滑移角、震源深度等参数如表 4所示。与USGS划定的6个主要断裂区块及其参数(表 1, Kirby et al, 2006)相比, PMEL的子断层尺寸较小, 有利于更为紧密地贴合海沟走向, 子断层的尺寸均一也便于采用成体系的方法定义不同震级的震源从而为海啸预警预报服务; PMEL的断层参数, 在不同断层位置的走向角、倾角、滑移角、震源深度等参数进一步细化, 更符合海沟的实际地形特征。
 |
| 图 1 南海地形图及计算区域 Fig. 1 The topographic map of the South China Sea 注: 黑框为第二层计算区域; 红色圆圈为测点城市; 黄色五角星为非测点城市; 白色圆圈为PMEL (Pacific Marine Environmental Laboratory)断层经纬度的参考点; 右侧红色断层为PMEL马尼拉震源断层, 1~22为断层编号 |
| 断层编号 | 经度/°E | 纬度/°N | 走向角/(°) | 倾斜角/(°) | 震源深度/km | 长度/km | 宽度/km | 滑移角/(°) |
| P1 | 121.261 | 21.382 | 12.3 | 10.0 | 13.7 | 100 | 50 | 90 |
| P2 | 120.795 | 21.477 | 12.3 | 10.0 | 5.0 | 100 | 50 | 90 |
| P3 | 121.189 | 20.681 | 360.0 | 10.0 | 13.7 | 100 | 50 | 90 |
| P4 | 120.717 | 20.681 | 360.0 | 10.0 | 5.0 | 100 | 50 | 90 |
| P5 | 121.018 | 19.561 | 14.7 | 11.1 | 14.2 | 100 | 50 | 90 |
| P6 | 120.565 | 19.673 | 14.7 | 10.6 | 5.0 | 100 | 50 | 90 |
| P7 | 120.606 | 18.498 | 30.0 | 13.5 | 15.3 | 100 | 50 | 90 |
| P8 | 120.207 | 18.716 | 30.0 | 11.9 | 5.0 | 100 | 50 | 90 |
| P9 | 120.203 | 17.806 | 26.1 | 16.0 | 15.4 | 100 | 50 | 90 |
| P10 | 119.796 | 17.997 | 26.1 | 13.2 | 4.0 | 100 | 50 | 90 |
| P11 | 120.090 | 17.359 | 3.0 | 18.7 | 16.2 | 100 | 50 | 90 |
| P12 | 119.644 | 17.337 | 3.0 | 14.6 | 3.6 | 100 | 50 | 90 |
| P13 | 120.091 | 16.418 | 360.0 | 21.4 | 17.1 | 100 | 50 | 90 |
| P14 | 119.655 | 16.418 | 360.0 | 16.1 | 3.2 | 100 | 50 | 90 |
| P15 | 120.095 | 15.520 | 360.0 | 25.1 | 20.5 | 100 | 50 | 90 |
| P16 | 119.673 | 15.520 | 360.0 | 18.0 | 5.0 | 100 | 50 | 90 |
| P17 | 120.081 | 14.626 | 360.0 | 28.7 | 22.1 | 100 | 50 | 90 |
| P18 | 119.674 | 14.626 | 360.0 | 19.9 | 5.0 | 100 | 50 | 90 |
| P19 | 120.169 | 14.141 | 335.3 | 31.8 | 23.4 | 100 | 50 | 90 |
| P20 | 119.811 | 13.982 | 335.3 | 21.6 | 5.0 | 100 | 50 | 90 |
| P21 | 120.492 | 13.750 | 306.2 | 35.7 | 25.1 | 100 | 50 | 90 |
| P22 | 120.271 | 13.455 | 306.2 | 23.7 | 5.0 | 100 | 50 | 90 |
本文采用非静压波浪模型NEOWAVE对地震海啸的产生、传播和淹没过程进行建模(Yamazaki et al, 2009, 2011b)。与多数基于非线性浅水方程的海啸模型不同, NEOWAVE的控制方程源自多层非静压波浪理论, 通过动力压强和垂向流速实现频散; 同时数值离散中采用的双向嵌套网格技术和激波捕捉格式, 可有效将波动能量在不同精度计算网格间传递并保持数值稳定。如果设R、Ω、g分别代表地球半径、地球自转角速度、重力加速度, ρ为海水密度, n为底面粗糙度曼宁系数, NEOWAVE模型中描述自由表面流动随时间t的演化规律遵循球坐标(ξ、ψ、Z)下的连续方程和动量方程:
(1)
(2)
(3)
(4)其中, ζ为海表波高, d为水深, D= d +ζ表示流深, (U, V, W)代表沿深度积分后在x, y, z方向上的速度分量, q为海底非静力压强。当q=0时, 动量方程(4)中的垂直速度消失, 此时控制方程(1)~(3)简化为非线性浅水方程。垂向动量方程(4)中深度积分的垂向速度可由海表垂向速度Wζ和海底垂向W-d速度根据线性近似估计, 和可分别根据自由表面和底面运动学边界条件表示为
(5)
(6)尽管在深海中海底坡度一般可以忽略不计, 但在近海陡坡和陆架坡折处, 地形的急剧变化会对局部的频散特征产生影响(Bai et al, 2018a), 因此, 海底垂向速度不可忽略。在数值离散方面控制方程采用θ半隐式格式(1/2≤θ≤1)进行差分, 即当θ=0时时间维度离散为显示格式; 当θ=1时时间维度θ离散为全隐式格式。模型中所使用的变量按照交错有限差分格式分布以确保更好的频散性质和守恒性能(Arakawa et al, 1990)。在数值求解方面, 模型采用分步法来分别评估静压项与非静压项: 首先在静压步中忽略非静压项的影响, 求解水平向动量方程和连续方程所构建的关于水位的泊松方程, 从而得到水位与水平流速的近似结果; 在非静压步中, 求解垂向速度并以此求解关于非静压项的泊松方程, 进而对静压步中求解的水平流速进行修正。模型中仅存在最高1阶的空间导数, 因此, 在运行稳定性上具有很大优势。而低阶项的计算也确保了模型可以有效的应用网格嵌套技术来计算不同尺度下的非线性和频散过程, 而无需考虑额外的能量传递过程和边界条件限制。
NEOWAVE是美国国家海啸减灾计划(National Tsunami Hazard Mitigation Program)认证的海啸模型, 可精确模拟海啸波爬高及漫滩过程(NTHMP, 2011), 并可有效重构由海啸所引发的近岸急流(NTHMP, 2015), 现已被全球不同学术团体和业务机构广泛应用于海底地震震源反演和地震海啸灾害评估(Lay et al, 2016, 2017; Bai et al, 2018a, 2018b; Li et al, 2020; Larson et al, 2021; Yamazaki et al, 2021; Ye et al, 2021; Cheung et al, 2022)。非静力压强控制方程中的垂向速度项有助于通过海底变形模拟海啸的产生, 精确重构观测到的近场和远场海啸波(Li et al, 2016a, 2016b; Bai et al, 2017)。最全面的现场验证来自于2011年日本东北大地震海啸在全太平洋海盆的观测数据, NEOWAVE模拟结果与震源附近15个近岸潮位站(Yamazaki et al, 2018)、跨太平洋29个DART站点(Bai et al, 2015)、夏威夷水域的6个近岸潮位站、19个近海ADCP (acoustic doppler current profilers)流速站(Yamazaki et al, 2012; Bai et al, 2016)。
2.2 数据和网格设置海底地形数据取自空间分辨率为30 s的GEBCO2021 (www.gebco.net), 计算区域范围为109°~122°E和12°~24°N所划定的区域(图 1), 空间精度30 s。广东省的澳门、汕尾、南澳岛和海南岛的博鳌、三亚将作为典型位置测点用于输出模型结果和时间序列分析。
2.3 情景地震事件震源设计震级是震源设计中的核心参数, 本文选择在马尼拉俯冲带较易发生且会造成不可忽视海啸灾害的Mw 7.5、Mw 8.1和Mw 8.5三种震级进行情景地震源设计。不同震级断层的走向角、倾角、滑移角及震源深度参数为其所在PMEL子断层的参数, 但不同震级断层的破裂长度、宽度和滑移量还需进一步计算。在震级Mw已知的情形下, 地震矩M0可根据Kanamori (1977)的经验公式(7)得到。随后我们根据Ye等(2016)给出的经验公式(8)和破裂面宽比长0.2423计算矩形地震破裂面积S及其长宽。最后根据计算得到的地震矩M0和破裂面积S由公式(9)推出在剪切模量μ=3×1010 N/m2时的滑移量H。
(7)
(8)
(9)根据公式(9), 破裂区域的长度、宽度和滑移量随震级的增加而单调递增(表 5)。Mw 7.5级的地震破裂过程可在一个PMEL子断层内发生, Mw 8.1级的破裂过程可在相邻两个子断层内发生, Mw 8.5级的破裂过程可在邻近六个子断层内发生。PMEL震源的22个子断层中位于西部的11个子断层由于深度较浅且靠近海沟, 与较深的东部子断层相比更加有效激发海啸的可能性, 因而, 在三个震级的设计中, 我们以马尼拉海沟西部的子断层为主; 当破裂宽度超出单个子断层宽度(50 km)时我们才选择占用部分东部断层的面积作为补充。在震源位置方面我们采用不重叠破裂面积的原则以区分不同子断层间对海啸生成和灾害的影响, 因此, Mw 7.5级情景地震共设置11个位置, Mw 8.1级共设置5个位置, Mw 8.5级地震共设置3个不同位置, 其具体位置和震源参数分别如图 2和表 6所示。
| 震级 | 长度/km | 宽度/km | 滑移量/m |
| Mw 7.5 | 96 | 23 | 3.1 |
| Mw 8.1 | 192 | 46 | 6.3 |
| Mw 8.5 | 303 | 74 | 10.0 |
 |
| 图 2 马尼拉海沟三个不同震级断层位置及滑移量大小示意图 Fig. 2 The location and displacement amount of faults in three different magnitudes in the Manila Trench 注: 白色圆点标注了NEOWAVE模型震源经纬度参考点; a为Mw 7.5; b为Mw 8.1; c为Mw 8.5 |
| 断层编号 | 经度/°E | 纬度/°N | 走向角/(°) | 倾斜角/(°) | 震源深度/km | 长度/km | 宽度/km | 滑移角/(°) | 滑移量/m |
| Mw 7.5 | |||||||||
| A1 | 120.227 | 21.131 | 12.3 | 10.0 | 5.0 | 96 | 23 | 90 | 3.1 |
| A2 | 120.243 | 20.231 | 360.0 | 10.0 | 5.0 | 96 | 23 | 90 | 3.1 |
| A3 | 119.990 | 19.349 | 14.7 | 10.6 | 5.0 | 96 | 23 | 90 | 3.1 |
| A4 | 119.567 | 18.546 | 30.0 | 11.9 | 5.0 | 96 | 23 | 90 | 3.1 |
| A5 | 119.174 | 17.785 | 26.1 | 13.2 | 4.0 | 96 | 23 | 90 | 3.1 |
| A6 | 119.165 | 16.910 | 3.0 | 14.6 | 3.6 | 96 | 23 | 90 | 3.1 |
| A7 | 119.205 | 15.968 | 360.0 | 16.1 | 3.2 | 96 | 23 | 90 | 3.1 |
| A8 | 119.229 | 15.070 | 360.0 | 18.0 | 5.0 | 96 | 23 | 90 | 3.1 |
| A9 | 119.237 | 14.176 | 360.0 | 19.9 | 5.0 | 96 | 23 | 90 | 3.1 |
| A10 | 119.613 | 13.398 | 335.3 | 21.6 | 5.0 | 96 | 23 | 90 | 3.1 |
| A11 | 120.393 | 12.857 | 306.2 | 23.7 | 5.0 | 96 | 23 | 90 | 3.1 |
| Mw 8.1 | |||||||||
| B1 | 120.227 | 21.131 | 12.3 | 10.0 | 5.0 | 92 | 46 | 90 | 6.3 |
| 120.243 | 20.231 | 360.0 | 10.0 | 5.0 | 100 | 46 | 90 | 6.3 | |
| B2 | 119.990 | 19.349 | 14.7 | 10.6 | 5.0 | 92 | 46 | 90 | 6.3 |
| 119.567 | 18.546 | 30.0 | 11.9 | 5.0 | 100 | 46 | 90 | 6.3 | |
| B3 | 119.174 | 17.785 | 26.1 | 13.2 | 4.0 | 92 | 46 | 90 | 6.3 |
| 119.165 | 16.910 | 3.0 | 14.6 | 3.6 | 100 | 46 | 90 | 6.3 | |
| B4 | 119.205 | 15.968 | 360.0 | 16.1 | 3.2 | 92 | 46 | 90 | 6.3 |
| 119.229 | 15.070 | 360.0 | 18.0 | 5.0 | 100 | 46 | 90 | 6.3 | |
| B5 | 119.237 | 14.176 | 360.0 | 19.9 | 5.0 | 92 | 46 | 90 | 6.3 |
| 119.613 | 13.398 | 335.3 | 21.6 | 5.0 | 100 | 46 | 90 | 6.3 | |
| Mw 8.5 | |||||||||
| C1 | 120.693 | 21.037 | 12.3 | 10.0 | 13.7 | 103 | 24 | 90 | 10.0 |
| 120.227 | 21.131 | 12.3 | 10.0 | 5.0 | 103 | 50 | 90 | 10.0 | |
| 120.716 | 20.231 | 360.0 | 10.0 | 13.7 | 100 | 24 | 90 | 10.0 | |
| 120.243 | 20.231 | 360.0 | 10.0 | 5.0 | 100 | 50 | 90 | 10.0 | |
| 120.444 | 19.237 | 14.7 | 11.1 | 14.2 | 100 | 24 | 90 | 10.0 | |
| 119.990 | 19.349 | 14.7 | 10.6 | 5.0 | 100 | 50 | 90 | 10.0 | |
| C2 | 119.969 | 18.326 | 30.0 | 13.5 | 15.3 | 103 | 24 | 90 | 10.0 |
| 119.567 | 18.546 | 30.0 | 11.9 | 5.0 | 103 | 50 | 90 | 10.0 | |
| 119.587 | 17.593 | 26.1 | 16.0 | 15.4 | 100 | 24 | 90 | 10.0 | |
| 119.174 | 17.785 | 26.1 | 13.2 | 4.0 | 100 | 50 | 90 | 10.0 | |
| 119.619 | 16.932 | 3.0 | 18.7 | 16.2 | 100 | 24 | 90 | 10.0 | |
| 119.165 | 16.910 | 3.0 | 14.6 | 3.6 | 100 | 50 | 90 | 10.0 | |
| C3 | 119.654 | 15.968 | 360.0 | 21.4 | 17.1 | 103 | 24 | 90 | 10.0 |
| 119.205 | 15.968 | 360.0 | 16.1 | 3.2 | 103 | 50 | 90 | 10.0 | |
| 119.672 | 15.070 | 360.0 | 25.1 | 20.5 | 100 | 24 | 90 | 10.0 | |
| 119.229 | 15.070 | 360.0 | 18.0 | 5.0 | 100 | 50 | 90 | 10.0 | |
| 119.673 | 14.176 | 360.0 | 28.7 | 22.1 | 100 | 24 | 90 | 10.0 | |
| 119.237 | 14.176 | 360.0 | 19.9 | 5.0 | 100 | 50 | 90 | 10.0 | |
在全部震源参数设定后, 我们使用NEOWAVE模型对3个震级下共19个情景地震所激发的海啸进行12 h的传播模拟, 并评估其对华南沿海的危险性。根据太平洋海啸预报中心发布的海啸危险性等级标准分类海啸危险性(表 7), 对我国华南地区的海啸灾害进行评估。
| 等级 | 海啸波幅h/cm | 影响程度 |
| Ⅰ | h < 30 | 无影响 |
| Ⅱ | 30≤h < 100 | 近海危险 |
| Ⅲ | 100≤h < 300 | 淹没危险 |
| Ⅳ | 300≤h | 严重淹没危险 |
Mw7.5级地震海啸情景共由11个相互独立的地震源构成(图 2a, 表 6, A1~A11), 每个地震源基本对应PMEL马尼拉段震源断层西侧1/2处的11个子断层(表 4, 图 2a); 尽管在该情景中每个子断层的滑移量仅为3.1 m, 不会对研究区域内中国近海造成淹没等级(III级)灾害影响, 但对该情景的分析有助于揭示每个子断层激发的海啸所对应的影响区域、能量通道、传播特征、振动周期等规律, 为理解由更高震级和更大规模的地震海啸所造成的灾害影响提供基础支撑。图 3显示了分别由A1~A11断层断裂所激发海啸的最大波辐分布。A1断层可在震源处激发高达1.3 m高的海啸初始波幅: 向东传播的海啸波能量主要被水深较浅的恒春海脊和吕宋岛弧各岛屿所捕获; 向西传播的海啸波能量以约0.3~0.6 m的波辐沿澎湖峡谷北上。A2断层可在震源处激发高达1.2 m的海啸初始波面正向位移: 东向分支同样在恒春海脊和吕宋岛弧保持波幅约为0.6 m和0.3 m的高能量波动; 西向分支经东沙陆坡浅水化过程, 为东沙群岛所捕获以0.3~0.6 m波幅进行振荡, 透射能量在陆架坡折处深浅不一的沟壑作用下呈条带状对汕头至阳江沿岸造成波幅为0.1~0.3 m的影响。A3断层可在震源处激发高达1.1 m的海啸初始波形: 东向传播能量主要被巴布延群岛(Bubuyan Islands)所捕获产生0.2~0.6 m波幅的振动; 西向海啸能量沿东沙陆坡西侧和尖峰陆坡东侧传入东沙, 并经岛链延伸线和陆架坡折处的沟壑以条带状对汕头至香港东侧沿海造成最大约0.45 m波幅的影响。A4断层可在震源处激发高达1.3 m的海啸初始波形: 东南向近源海啸主要造成菲律宾沿岸水位异常, 最大波幅为4.5 m; 西北向海啸波能量在东沙岛及其东北侧海山汇聚, 并沿西北方向登上陆架, 主要对汕头至汕尾沿线海岸造成最大波幅约0.5 m的影响。A5断层可在震源处激发高达1.4 m的海啸初始波形: 东南向分支能量主要造成菲律宾近海显著波浪活动, 最大波幅2.5 m; 西北向海啸能量以指向澳门的能量分支为最强, 主要对汕头至汕尾(~0.2 m)、大亚湾(~0.4 m)、澳门(~0.6 m)、阳江(~0.2 m)沿岸造成影响。
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| 图 3 11个Mw 7.5海啸情景最大波幅分布图 Fig. 3 Distribution of Mw 7.5 maximum amplitude of 11 tsunami scenarios 注: a~k为A1~A11震源Mw 7.5地震海啸最大波幅分布 |
A6断层可在震源处激发高达1.4 m的海啸初始波形: 东向近源海啸波于菲律宾沿岸汇聚, 对周边沿岸造成最大波幅为3.2 m的高能量振动; 西向海啸波能量分布较为分散, 南海海盆内东沙群岛、中沙群岛、西沙群岛、黄岩岛等各岛屿周边波动能量显著, 我国汕头至湛江沿岸、越南东部沿岸均会受到波幅为0.2 m的波动影响。A7断层可在震源处激发高达1.6 m的海啸初始波形: 东向近源海啸能量主要分布在菲律宾近海, 最大波幅可达3.5 m; 西向远源海啸能量分布与A6断层的类似, 但在西沙北峡谷群的作用下增加了导向海南岛的主要能量通道, 波动能量保持在0.1~0.2 m之间。A8断层可在震源处激发高达1.4 m的海啸初始波形: 东向分支主要波及菲律宾最大波辐可达3 m; 西向分支一部分为黄岩岛、中沙群岛、西沙群岛在南海海盆中所捕获, 剩余主要分布于我国汕头至湛江沿海、海南岛葫芦港至后海、越南东部沿海, 最大波幅不超过0.2 m。A9断层可在震源处激发高达1.4 m的海啸初始波形: 东向海啸波主要影响菲律宾西海岸最大波幅约3 m; 西向海啸波向我国沿海传递的能量明显减少, 主要经黄岩岛、中沙群岛对越南沿海造成波幅在0.1~0.4 m的影响。A10断层可在震源处激发高达1.5 m的海啸初始波形: 东北向近源海啸波主要引发菲律宾波幅为3 m的高能量活动; 西南向海啸波能量主要集中在南沙群岛(0.6~0.8 m)及菲律宾(0.6~0.8 m)沿海。A11断层可在震源处激发高达1.6 m的海啸初始波形: 东北向近源海啸对菲律宾近海影响较大, 最大波幅可达3.5 m; 西南向海啸波能量主要分布在菲律宾周边, 对南海海盆内各岛屿、我国华南沿海沿岸影响极低。
在A1~A11 (图 2a, 表 6)这11个相互独立的地震源影响下, 本文选取的靠近海岸线的6个测点在最大波辐和海啸波到达时间方面表现各不相同(图 4)。最大波辐(图 4)显示A1断层对南澳岛的影响最大, 其次为A4和A2断层; A2、A3、A4断层对汕尾的影响略强于其他断层; A6、A5、A2断层在澳门测点引发的海啸波幅高于其他断层; A8断层引发的海啸波有明显辐射入海南岛东南向海岸的能量通道, 因而对博鳌的影响显著高于其他断层; 由于陡峭陆坡可有效反射海啸入射能量并引发波浪破碎, 各断层在三亚测点的波幅显著低于其他测点, A8、A7、A6断层只能在三亚引发4.5 cm左右的波幅。南海海盆深水区典型深度为3 000 m左右, 对应海啸波传播速度可达170 m/s; 南海北部陆架坡折处水深在100 m左右, 相应海啸波速为30 m/s; 因而宽阔大陆架可有效延缓海啸到达时间, 为灾害预警提供宝贵窗口期。由海啸波到达时间(图 5)可知, 由A1断层激发的海啸仅需2.5 h就可到达南澳岛, 依序排列的其他断层所对应的到达时间单调递增, A11断层生成的海啸需约4 h; 海啸波到达汕尾和澳门前需经过宽阔陆架, 因而到达时间略长, 各断层对应到达汕尾的时间在3~4 h之间, 到达澳门的时间在3.8~4.7 h之间; 博鳌和三亚外海的陆架纵深显著较窄, 因而海啸波到达时间明显缩短, 到达博鳌仅需2.0~2.8 h, 到达三亚仅需2.5 h左右。
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| 图 4 Mw 7.5情景海啸测点海啸波最大波幅 Fig. 4 Maximum surface elevation at observation points in Mw 7.5 tsunami scenario |
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| 图 5 Mw 7.5情景海啸测点海啸波到达时间 Fig. 5 Tsunami arrival time at observation points in Mw 7.5 tsunami scenario |
Mw 8.1级地震海啸情景共由5个相互独立的地震源构成(图 2b, 表 6, B1~B5), 每个地震源在走向角方向的长度基本对应PMEL马尼拉段震源中相邻两个子断层的长度, 在倾斜角方向约为PMEL单个子断层的宽度, 且滑移量由Mw 7.5级的3.1 m增长至6.3 m。由于P21和P22子断层所生成的海啸对我国沿岸影响很小, 因而在设计此情景地震源时不对其进行考虑。图 6显示了分别由B1~B5断层断裂所激发海啸的最大波辐分布。B1断层可在震源处激发高达2.9 m高的海啸初始波幅: 向东传播的海啸波能量主要分布于吕宋岛弧, 并在隆起地形间以不低于1 m左右的波幅通过驻波或半驻波的形式持续传递能量, 同时对中国台湾地区东南向海岸造成1~2 m左右的波幅影响; 向西传播的海啸波能量一部分由澎湖峡谷群经浅水化过程在台湾浅坡和澎湖列岛南部汇聚产生1.5 m左右的剧烈波幅振荡, 并直接以1.5~2 m的波幅影响台南沿岸水域。B2断层可在震源处激发高达2.8 m高的海啸初始波幅: 东向传播能量被菲律宾所捕获, 在沿岸产生高达4.0 m波幅的振动; 西向海啸波主要能量经东沙陆坡汇聚于东沙群岛及其东侧海山, 并沿岛链、海山链、陆架坡折处隆起等地形特征呈条带状辐射入陆架, 在汕头市至深圳市沿岸引发1.5 m左右的海啸。
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| 图 6 Mw 8.1海啸情景最大波幅分布图 Fig. 6 Distribution ofMw 8.1 maximum amplitude of 5 Tsunami scenario 注: a~d为B1~B5震源Mw 8.1地震海啸最大波幅分布 |
B3断层可在震源处激发高达3.0 m高的海啸初始波幅: 东向传播海啸在菲律宾近海引发4.0~6.0 m的显著波浪活动; 西向传播的主要能量经陆坡辐射入陆架, 以自东向西的四个能量分支分别对汕头至汕尾(0.4~1.0 m)、大亚湾(~0.7 m)、澳门(~1.2 m)、阳江(0.6~1.0 m)沿岸造成影响; 西向传播的次级能量以三个主要能量通道投射入中沙和西沙群岛, 引发0.8~1.6 m幅度的波浪活动, 并导致越南东部沿岸0.8 m左右的海啸影响。B4断层可在震源处激发高达3.3 m高的海啸初始波幅: 东向传播海啸在菲律宾可导致2.4~5.4 m的最大波幅; 西向传播的次要能量经陆坡辐射入南海北部陆架海域从4个主要能量通道以0.5 m左右的波幅从东向西分别影响大亚湾、澳门、阳江和湛江, 海南岛东向沿海的淡水港以及西南向沿岸的也会收到一定的波及。B5断层可在震源处激发高达3.9 m高的海啸初始波幅: 东向海啸波主要以2~6 m不等的波幅; 西向传播的主要能量在近源主要影响我国南沙群岛(~1.2 m)和中沙群岛(~0.8 m), 远源端在越南东海岸两点有明显汇聚, 并在这两点间的海岸引发波幅为1 m左右的海啸; 西向传播的次要能量仍以条带状辐射如陆架对我国汕尾、大亚湾、澳门、阳江、湛江等水域造成0.2~0.4 m波幅的海啸影响。
图 7~9显示了在B1~B5这5个相互独立的地震源影响下6个测点的最大波辐、海啸波到达时间和海啸危险等级。由最大波辐可知南澳岛测点受B1断层的影响最大, 可被该震源所激发的海啸淹没; 汕尾受B2和B3断层的影响最大且在量级上大致相当, 属II级危险等级; 澳门受B3断层的影响最大并属III级淹没危险等级, 同时B4、B1、B2断层也可造成接近淹没等级的灾害影响; 博鳌测点在各震源的影响下均可导致II级危险等级, 其危害由高到低依次为B4、B3、B5、B2和B1; 各震源在三亚测点都无法造成高于I级的灾害影响, 其中B3断层对三亚的影响略高。由B1断层激发的海啸仅需2.6 h就可到达南澳岛, 依序排列的其他断层所对应的到达时间单调递增, B5断层生成的海啸需约3.8 h到达南澳岛; 海啸波到达汕尾和澳门前需经过宽阔南海北部陆架, 因而用时略长, 各断层对应到达汕尾的时间在3.0~3.8 h之间, 到达澳门的时间在4.0~4.5 h之间; 博鳌和三亚测点外海陆架宽度显著较窄, 因而海啸波到达时间明显缩短, 到达博鳌测点仅需2.3~2.6 h, 到达三亚仅需2.4~2.7 h左右。
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| 图 7 Mw 8.1情景海啸测点海啸波最大波幅 Fig. 7 The maximum of tsunami surface elevation at observation points inMw 8.1 tsunami scenario |
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| 图 8 Mw 8.1情景海啸测点海啸危险等级 Fig. 8 Tsunami risk level at observation points inMw 8.1 tsunami scenario |
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| 图 9 Mw 8.1情景海啸测点海啸波到达时间 Fig. 9 Tsunami arrival time at observation points inMw8.1 tsunami scenario |
Mw 8.5级地震海啸情景共由3个相互独立的地震源构成(图 2c, 表 6, C1~C3), 每个地震源在走向角方向的长度基本对应PMEL马尼拉段震源中相邻三个子断层的长度, 在倾斜角方向约为PMEL单个子断层宽度的1.5倍, 且滑移量由Mw 8.1级的6.3 m增加至10.0 m。由于P19~P22子断层所生成的海啸对我国沿岸影响很小, 因而在设计此情景地震源时不对其进行考虑。图 10~12分别显示了由C1~C3断层断裂所激发海啸的最大波辐分布。C1断层可在震源处激发高达4.8 m高的海啸初始波幅: 向东传播的海啸波能量主要分布于吕宋岛弧和巴布延群岛(Bubuyan Islands), 基本覆盖中国台湾地区和菲律宾吕宋岛间的所有海域, 受其影响中国台湾地区的东南向海岸波幅可达2~6 m左右, 菲律宾吕宋岛北部沿海波幅可达1~2 m左右; 向西传播的海啸波能量分别在台湾浅坡和东沙群岛附近海域汇聚, 呈现波幅在2~4 m的高能量活动, 且以东沙附近的活动范围为大, 这直接导致更宽幅的带状能量投射到大亚湾水域引发2~4 m的海啸灾害, 其他受灾地如汕头南澳(~1.8 m)、汕尾(~1.5 m)、大亚湾(~2.2 m)、澳门(~1.5 m)、阳江(~0.5 m)均有不同程度的影响。
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| 图 10 C1断层Mw 8.5最大波幅分布图 Fig. 10 Distribution ofMw 8.5 maximum amplitude of fault C1 |
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| 图 11 C2断层Mw 8.5最大波幅分布图 Fig. 11 Distribution ofMw 8.5 maximum amplitude of fault C2 |
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| 图 12 C3断层Mw 8.5最大波幅分布图 Fig. 12 Distribution ofMw 8.5 maximum amplitude of fault C3 |
C2断层可在震源处激发高达6.6 m高的海啸初始波幅: 向东传播的海啸波能量主要引发菲律宾吕宋岛西海岸沿线2~10 m波幅的剧烈波浪活动; 向西传播海啸的主要能量以条带的形式自东向西对大亚湾/大鹏湾、澳门、阳江沿岸造成2~2.5 m波幅的影响, 其中以辐射入澳门外海的波幅能量为最大, 主要能量条带东侧的汕头和西侧的湛江沿海也会出现1.0 m左右的波幅振荡; 向西传播海啸的次要能量通过中沙和西沙群岛岛链传入越南。C3断层可在震源处激发高达5.4 m的海啸: 初始波幅向东投影所覆盖到的菲律宾沿海, 受到2~9 m海啸波的威胁; 西向海啸波主要经黄岩岛、中沙群岛、西沙群岛, 通过中建阶地进入狭窄的南海西部陆架在越南东部汇聚, 引发局地3 m左右强波浪活动; 西向海啸能量可波及我国华南由南澳至湛江、海南由葫芦港至三亚的大范围近海海域, 其中澳门和阳江外海的波幅较为显著, 在1.2 m左右, 其余海域的波幅在0.6~0.8 m。
在Mw 8.5级地震海啸情景3个相互独立的震源断层影响下6个近岸测点的最大波辐相较于Mw 8.1级进一步提升(图 13)。汕头近海的南澳岛测点受C1断层的影响最为显著, 已属于III级危险等级, C2断层也接近造成III级危险(图 14); 汕尾测点受C2断层的影响相对较大, 但三个断层均可造成III级海啸危险; 澳门和博鳌测点在C2和C3断层的影响下均会受到III级或接近III级的危险海啸侵袭(图 14); 三亚测点受陡峭陆坡和宽阔陆架的地形特征所保护, 使得C1~C3断层在该地的海啸波幅勉强超过30 cm而仅被列为II级危险等级(图 14)。在到达时间方面(图 15), 由C1断层激发的海啸仅需2.6 h就可到达南澳岛测点, 依序排列的其他断层所对应的到达时间单调递增, C3断层生成的海啸需约3.4 h; 海啸波在传往汕尾和澳门过程中需经过宽阔陆架故用时略长, 各断层对应到达汕尾的时间在3.1 h左右, 到达澳门的时间在3.9~4.2 h之间; 海啸波在向博鳌和三亚传播过程中无需经历大量较浅陆架区域, 因而用时较短, 到达博鳌和三亚仅需2.5 h左右。Mw 8.5级情景地震海啸C1~C3三个断层位置与Qiu等(2019)提出将俯冲带分为北部、中部和南部三个断层相似。从情景海啸模拟结果来看, 海啸波的位置分布和到达时间相似, 但由于模拟的震级不同, 所以Qiu等(2019)模拟的海啸波辐与本文结果相差较大。
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| 图 13 Mw 8.5情景海啸测点海啸波最大波幅 Fig. 13 Tsunami maximum amplitude at observation points in Mw 8.5 tsunami scenario |
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| 图 14 Mw 8.5情景海啸测点海啸危险等级 Fig. 14 Tsunami risk level at observation points in Mw 8.5 tsunami scenario |
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| 图 15 Mw 8.5情景海啸测点海啸波到达时间 Fig. 15 Tsunami arrival time at observation points inMw 8.5 tsunami scenario |
马尼拉俯冲带潜在地震海啸严重威胁我国南部沿海城市和南海所属岛屿, 合理构造地震源并准确模拟海啸波对沿岸和岛礁的影响有助于理解南海海盆内海啸波传播规律并指导海啸预警预报和防灾减灾工作。本文基于PMEL俯冲带震源数据集在马尼拉段的22个断裂断层, 设计Mw 7.5、Mw 8.1和Mw 8.5三个震级下共19个海底地震事件, 使用非静压长波数值模型NEOWAVE模拟各震源所激发海啸在南海海盆内基于平均海平面的传播过程, 通过模型输出的最大波辐发现各断层激发海啸波在近源和远源的能量传输通道、影响范围和波幅量级, 并根据6个测点的波面时间序列分析了代表区域的海啸危险等级和海啸波到达时间。
结果表明Mw 7.5级地震情景能生成高1.4 m左右的初始海啸波形, 可对南海海盆中部分岛屿造成II级危害, 但在中国南部沿海的波幅一般不高于30 cm, 其中A1断层主要影响南澳至汕头近海; A2~A5断层主要影响汕头至阳江沿线海域及东沙群岛; A6~A8断层对中沙群岛、西沙群岛、海南岛的影响高于其他断层; A9断层对中沙群岛和南沙群岛的影响最为显著, A10断层对南沙群岛构成严重威胁。Mw 8.1级地震情景可生成高3.2 m左右的初始海啸波形, 对华南沿海主要造成II或III级海啸威胁, 其中B1断层可波及厦门至阳江沿岸及东沙群岛, 中段汕头至香港沿线波幅高于两侧沿线; B2断层影响范围覆盖厦门至湛江及海南东南侧沿海, 以红海湾、东沙群岛的波幅最为显著; B3断层在汕尾、大亚湾、澳门、阳江、中沙群岛、西沙群岛的海啸波幅影响最为突出; B4断层则对海南岛和中沙群岛的影响较其他断层更为明显; B5断层的影响范围主要在南沙群岛。Mw 8.5级地震情景可生成高5.6 m左右的初始海啸波形, 主要对中国沿海构成III级以上海啸威胁, 所有断层的影响均不可忽视, 其中C1断层在东沙群岛和大亚湾间引发的能量通道较宽; C2断层引发的海啸在澳门外海活动剧烈; C3断层对中沙群岛构成最大威胁。
源于马尼拉俯冲带地震源的海啸波在向我国沿岸传播过程中途经东沙、中沙、西沙等岛屿和众多海山, 通过澎湖峡谷群、东沙陆坡、尖峰陆坡、神狐峡谷群、一统陆坡等南海北部陆坡在浅水效应作用下由深水传入浅水陆架, 浅水化后的海啸波能量沿由陆架坡折延伸至陆坡的隆起呈条带状辐射入南海北部陆架, 经浅水耗散作用海啸波对汕头南澳、大亚湾、澳门、阳江、湛江、葫芦港等沿海区域造成显著影响。海南岛东南外海的陆坡较陡并临近西沙群岛, 大量海啸波能量在该地形作用下反射或破碎耗散, 因而海南岛东南向沿海受到的海啸威胁较轻。然而我国东沙、中沙、西沙、南沙群岛等诸岛屿无宽广陆架所避护, 即便本文中Mw 7.5级地震情景也会对这些岛屿造成严重海啸灾害威胁。同时, 尽管宽广陆架有助于耗散波浪能量, 减轻海啸首轮侵袭, 但因南海特殊的封闭环境, 可能产生海岸线多次反射和海盆震荡, 造成的超长时间水位振荡灾害(李琳琳等, 2022), 对我国沿海设施、港口、平台等持续造成影响, 因而此类威胁也不容忽视。
李琳琳, 邱强, 李志刚, 等, 2022. 南海海啸灾害研究进展及展望. 中国科学: 地球科学, 52(5): 803-831 DOI:10.1360/SSTe-2021-0262 |
张鑫, 毛献忠, 2017. 马尼拉海沟潜在地震海啸对我国华南沿海危险性研究. 海洋预报, 34(2): 43-50 |
林间, 孙珍, 李家彪, 等, 2020. 南海成因: 岩石圈破裂与俯冲带相互作用新认识. 科技导报, 38(18): 35-39 |
石峰, 何宏林, 周本刚, 魏占玉, 毕丽思, 2018. 马尼拉海沟地震海啸对中国大陆的影响. 地震地质, 40(03): 579-589 |
ARAKAWA A, HSU Y J G, 1990. Energy conserving and potential-enstrophy dissipating schemes for the shallow water equations. Monthly Weather Review, 118(10): 1960-1969 DOI:10.1175/1520-0493(1990)118<1960:ECAPED>2.0.CO;2 |
BAI Y F, CHEUNG K F, 2016. Hydrostatic versus non-hydrostatic modeling of tsunamis with implications for insular shelf and reef environments. Coastal Engineering, 117: 32-43 DOI:10.1016/j.coastaleng.2016.07.008 |
BAI Y F, LAY T, CHEUNG K F, et al, 2017. Two regions of seafloor deformation generated the tsunami for the 13 November 2016, Kaikoura, New Zealand earthquake. Geophysical Research Letters, 44(13): 6597-6606 DOI:10.1002/2017GL073717 |
BAI Y F, YAMAZAKI Y, CHEUNG K F, 2015. Interconnection of multi-scale standing waves across the Pacific Basin from the 2011 Tohoku tsunami. Ocean Modelling, 92: 183-197 DOI:10.1016/j.ocemod.2015.06.007 |
BAI Y F, YAMAZAKI Y, CHEUNG K F, 2018a. Amplification of drawdown and runup over Hawaii's insular shelves by tsunami N-waves from mega Aleutian earthquakes. Ocean Modelling, 124: 61-74 DOI:10.1016/j.ocemod.2018.02.006 |
BAI Y, YE L, YAMAZAKI Y, et al, 2018b. The 4 May 2018 Mw6.9 Hawaii Island earthquake and implications for tsunami hazards. Geophysical Research Letters, 45(20): 11040-11049 |
CHEUNG K F, LAY T, SUN L, et al, 2022. Tsunami size variability with rupture depth. Nature Geoscience, 15(1): 33-36 DOI:10.1038/s41561-021-00869-z |
DOGAN G G, YALCINER A C, YUKSEL Y, et al, 2021. The 30 October 2020 Aegean Sea tsunami: Post-event field survey along Turkish Coast. Pure and Applied Geophysics, 178(3): 785-812 DOI:10.1007/s00024-021-02693-3 |
Gica E, Spillane M C, Titov V V, et al, 2008. Development of the Forecast Propagation Database for NOAA's Short-term Inundation Forecast for Tsunamis (SIFT) [R]. United States: National Oceanic and Atmospheric Administration. https://www.hsdl.org/c/view?docid=25543
|
GRILLI S T, MOHAMMADPOUR M, SCHAMBACH L, et al, 2022. Tsunami coastal hazard along the US East Coast from coseismic sources in the Açores convergence zone and the Caribbean arc areas. Natural Hazards, 111(2): 1431-1478 DOI:10.1007/s11069-021-05103-y |
HSU Y J, YU S B, LOVELESS J P, et al, 2016. Interseismic deformation and moment deficit along the Manila subduction zone and the Philippine Fault system. Journal of Geophysical Research: Solid Earth, 121(10): 7639-7665 DOI:10.1002/2016JB013082 |
HSU Y J, YU S B, SONG T R A, et al, 2012. Plate coupling along the Manila subduction zone between Taiwan and northern Luzon. Journal of Asian Earth Sciences, 51: 98-108 DOI:10.1016/j.jseaes.2012.01.005 |
KANAMORI H, 1977. The energy release in great earthquakes. Journal of Geophysical Research, 82(20): 2981-2987 DOI:10.1029/JB082i020p02981 |
Kirby, S, 2006. Great Earthquake Tsunami Sources: Empiricism and Beyond. In USGS Tsunami Sources Workshop, Menlo Park, California, USA.
|
LARSON K M, LAY T, YAMAZAKI Y, et al, 2021. Dynamic sea level variation from GNSS: 2020 Shumagin earthquake tsunami resonance and Hurricane Laura. Geophysical Research Letters, 48(4): e2020GL091378 |
LAY T, KANAMORI H, AMMON C J, et al, 2005. The great Sumatra-Andaman earthquake of 26 December 2004. Science, 308(5725): 1127-1133 DOI:10.1126/science.1112250 |
LAY T, LI L Y, CHEUNG K F, 2016. Modeling tsunami observations to evaluate a proposed late tsunami earthquake stage for the 16 September 2015 Illapel, Chile, 8.3 earthquake. Geophysical Research Letters, 43(15): 7902-7912 DOI:10.1002/2016GL070002 |
LAY T, YE L L, BAI Y F, et al, 2017. Rupture along 400 km of the Bering fracture zone in the Komandorsky Islands earthquake (7.8) of 17 July 2017. Geophysical Research Letters, 44(24): 12161-12169 |
LI N, CHEUNG K F, CROSS P, 2020. Numerical wave modeling for operational and survival analyses of wave energy converters at the US Navy Wave Energy Test Site in Hawaii. Renewable Energy, 161: 240-256 DOI:10.1016/j.renene.2020.06.089 |
LI L Y, CHEUNG K F, YUE H, et al, 2016a. Effects of dispersion in tsunami Green's functions and implications for joint inversion with seismic and geodetic data: a case study of the 2010 Mentawai 7.8 earthquake. Geophysical Research Letters, 43(21): 11182-11191 |
LI L Y, LAY T, CHEUNG K F, et al, 2016b. Joint modeling of teleseismic and tsunami wave observations to constrain the 16 September 2015 Illapel, Chile 8.3 earthquake rupture process. Geophysical Research Letters, 43(9): 4303-4312 DOI:10.1002/2016GL068674 |
LIU P L F, LYNETT P, FERNANDO H, et al, 2005. Observations by the international tsunami survey team in Sri Lanka. Science, 308(5728): 1595 DOI:10.1126/science.1110730 |
LIU Y C, SANTOS A, WANG S M, et al, 2007. Tsunami hazards along Chinese coast from potential earthquakes in South China Sea. Physics of the Earth and Planetary Interiors, 163(1-4): 233-244 DOI:10.1016/j.pepi.2007.02.012 |
LIU P L F, WANG X M, SALISBURY A J, 2009. Tsunami hazard and early warning system in South China Sea. Journal of Asian Earth Sciences, 36(1): 2-12 DOI:10.1016/j.jseaes.2008.12.010 |
MEGAWATI K, SHAW F, SIEH K, et al, 2009. Tsunami hazard from the subduction megathrust of the South China Sea: Part I. Source characterization and the resulting tsunami. Journal of Asian Earth Sciences, 36(1): 13-20 DOI:10.1016/j.jseaes.2008.11.012 |
NGUYEN P H, BUI Q C, VU P H, et al, 2014. Scenario-based tsunami hazard assessment for the coast of Vietnam from the Manila Trench source. Physics of the Earth and Planetary Interiors, 236: 95-108 DOI:10.1016/j.pepi.2014.07.003 |
NTHMP (National Tsunami Hazard Mitigation Program), 2011. Proceedings and results of the 2011 NTHMP model benchmarking workshop [R]. Boulder: U. S. Department of Commerce, National Oceanic and Atmospheric Administration, National Tsunami Hazard Mitigation Program.
|
National Tsunami Hazard Mitigation Program, 2017. Proceedings and Results of the National Tsunami Hazard Mitigation Program 2015 Tsunami Current Modeling Workshop, February9-10, 2015[R]. Portland, Oregon: compiled by Patrick Lynett and Rick Wilson: 194.
|
POPINET S, 2012. Adaptive modelling of long-distance wave propagation and fine-scale flooding during the Tohoku tsunami. Natural Hazards and Earth System Sciences, 12(4): 1213-1227 DOI:10.5194/nhess-12-1213-2012 |
POPOVICH B, WOTHERSPOON L, BORRERO J, 2021. An assessment of subduction zone-generated tsunami hazards in New Zealand Ports. Natural Hazards, 107(1): 171-193 DOI:10.1007/s11069-021-04578-z |
QIU Q, LI L L, HSU Y J, et al, 2019. Revised earthquake sources along Manila trench for tsunami hazard assessment in the South China Sea. Natural Hazards and Earth System Sciences, 19(7): 1565-1583 DOI:10.5194/nhess-19-1565-2019 |
REN ZY, ZHAO X, WANG BL, et al, 2017. Characteristics of wave amplitude and currents in South China Sea induced by a virtual extreme tsunami. Journal of Hydrodynamics, 29(3): 377-392 DOI:10.1016/S1001-6058(16)60747-3 |
SCHAMBACH L, GRILLI S T, KIRBY J T, et al, 2019. Landslide tsunami hazard along the upper US East Coast: Effects of slide deformation, bottom friction, and frequency dispersion. Pure and Applied Geophysics volume, 176(7): 3059-3098 DOI:10.1007/s00024-018-1978-7 |
WELLS D L, COPPERSMITH K J, 1994. New empirical relationships among Magnitude, rupture length, rupture width, rupture area, and surface displacement. Bulletin of the Seismological Society of America, 84(4): 974-1002 |
WITZE A, 2022. Why the Tongan eruption will go down in the history of volcanology. Nature, 602(7897): 376-378 DOI:10.1038/d41586-022-00394-y |
WU T R, HUANG H C, 2009. Modeling tsunami hazards from Manila trench to Taiwan. Journal of Asian Earth Sciences, 36(1): 21-28 DOI:10.1016/j.jseaes.2008.12.006 |
YAMAZAKI Y, CHEUNG K F, 2011a. Shelf resonance and impact of near-field tsunami generated by the 2010 Chile earthquake. Geophysical Research Letters, 38(12): L12605 |
YAMAZAKI Y, CHEUNG K F, KOWALIK Z, 2011b. Depth-integrated, non-hydrostatic model with grid nesting for tsunami generation, propagation, and run-up. International Journal for Numerical Methods in Fluids, 67(12): 2081-2107 DOI:10.1002/fld.2485 |
YAMAZAKI Y, CHEUNG K F, LAY T, 2018. A self-consistent fault slip model for the 2011 Tohoku earthquake and tsunami. Journal of Geophysical Research: Solid Earth, 123(2): 1435-1458 DOI:10.1002/2017JB014749 |
YAMAZAKI Y, CHEUNG K F, PAWLAK G, et al, 2012. Surges along the Honolulu coast from the 2011 Tohoku Tsunami. Geophysical Research Letters, 39(9): L09604 |
YAMAZAKI Y, KOWALIK Z, CHEUNG K F, 2009. Depth-integrated, non-hydrostatic model for wave breaking and run-up. International Journal for Numerical Methods in Fluids, 61(5): 473-497 DOI:10.1002/fld.1952 |
YAMAZAKI Y, LAY T, CHEUNG K F, 2021. A compound faulting model for the 1975 Kalapana, Hawaii, earthquake, landslide, and tsunami. Journal of Geophysical Research: Solid Earth, 126(11): e2021JB022488 |
YE L L, KANAMORI H, RIVERA L, et al, 2020. The 22 December 2018 tsunami from flank collapse of Anak Krakatau volcano during eruption. Science Advances, 6(3): eaaz1377 DOI:10.1126/sciadv.aaz1377 |
YE L L, LAY T, KANAMORI H, et al, 2016. Rupture characteristics of major and great (≥ 7.0) megathrust earthquakes from 1990 to 2015: 1. Source parameter scaling relationships. Journal of Geophysical Research: Solid Earth, 121(2): 826-844 DOI:10.1002/2015JB012426 |
YE L L, LAY T, KANAMORI H, et al, 2021. The 22 July 2020 7.8 Shumagin seismic gap earthquake: Partial rupture of a weakly coupled megathrust. Earth and Planetary Science Letters, 562: 116879 DOI:10.1016/j.epsl.2021.116879 |