溫州甌江口淺灘地區越洋海嘯影響評估計算

王培濤，于福江,2，趙聯大,2，侯京明

（1.國家海洋環境預報中心,北京 100081；2.國家海洋環境預報中心海洋災害預報技術研究國家海洋局重點實驗室，北京 100081）

1 引言

2004年12月26日蘇門答臘-安達曼Mw9.1地震引發的海嘯，不僅造成了印度洋周邊十余個國家的重大經濟損失（超過100億美元），還奪去了近30萬人的生命，超過100萬人無家可歸[1-7]。2010年2月27日智利中部近海發生Mw8.8地震，并引發越洋海嘯，此次地震及海嘯在智利當地造成近1000人死亡，超過150萬所房屋建筑倒塌，至少200萬人受災，遠在大洋彼岸的中國在地震發生25個小時后監測到海嘯，最大海嘯波為32 cm[8-9]。同年10月25日西蘇門答臘省明打威群島附近海域發生的Mw 7.7地震再次引發了海嘯，并造成近400人死亡[10]。

當人類還未擺脫印度洋海嘯、智利海嘯的陰影時，又一次“惡夢”震驚世界—2011年3月11日14時46 min（當地時間）日本東北近海發生Mw9.0級地震，為日本歷史上最強地震，引發的越洋海嘯不僅對日本東北部近岸造成災難性影響，還對環太平洋多個國家造成災害[11-13]；海嘯近場的福島縣相馬海嘯波幅9.3 m、宮城縣石卷8.6 m以上、巖手縣宮古8.5 m以上,局部海嘯爬高達40 m[14];美國西海岸也監測到了2.5 m的海嘯波。地震、海嘯、火災和核泄漏構成了災害的主體，形成并發的復合型災害，共造成15240人死亡死亡、8173人失蹤、112528棟房屋被毀、40多萬人無家可歸和100萬人缺少飲用水，綜合多家國際知名金融公司的預測，此次災難造成的經濟損失超過18萬億日元[15]。受此影響，我國發布了首個海嘯藍色警報，海嘯波震6 h后到達我國大陸沿海，我國沿海儀測最大海嘯波幅為55 cm,數值模擬研究發現此次地震海嘯在我國沿海局部地區海嘯波幅可達1.5 m[12]。

如果說2004年印度洋海嘯事件改變了人們對印度洋海嘯危險性的認識[16]，那么，1960年、2010年智利海嘯、2011年日本海嘯則應該改變人們對我國不會受越洋海嘯影響的觀點[8-9,12,16]。加之，近年來頻發的地震海嘯災害再次敦促各濱海國家進一步完善海嘯預警系統，加強海嘯基礎理論研究、加大海嘯預警監測投入，適時開展海嘯災害風險評估及區劃工作。早在上世紀90年代于福江等就利用自主開發的地震海嘯模型對沿海的多個核電站進行可能最大海嘯增水計算；日本3.11地震海嘯后，國家海洋環境預報中心海嘯組針對區域海嘯評估了我國沿海所有在建和已建核電站海嘯危險性，但是上述研究成果均是針對區域海嘯和局地海嘯所開展的論述。本文主要關注越洋海嘯對研究區域危險性的影響評估。

2 我國東南沿海的地震海嘯風險

我國是世界上最早記錄到地震海嘯的國家，2000多年來我國沿海共發生海嘯大約60多次[17]，其中大多數集中在我國臺灣和南海沿岸。我國東南沿海處于環太平洋地震帶上，既面臨著局地海嘯的威脅，也受區域和越洋海嘯的影響。影響我國的海嘯最有可能發生在南海東部馬尼拉海溝、臺灣島周邊海域、琉球群島。尤其是南海馬尼拉海溝，是國際公認的海嘯潛在發生源地[18-19]。局地海嘯一般發生在近海和岸邊，海嘯波到達岸邊的時間很短，有時僅幾分鐘或幾十分鐘，通常猝不及防，往往造成嚴重危害。我國歷史上1867年臺灣基隆和1992年海南島的海嘯事件均屬于局地海嘯。越洋海嘯主要來自于太平洋海域，盡管有外圍島鏈的阻擋和大陸架地形的影響，越洋海嘯對我國東海沿岸和臺灣島的影響不容忽視。1960年、2010年智利海嘯和2011年日本海嘯事件均屬于越洋海嘯，我國東部沿海儀器監測到55 cm的最大海嘯波幅。這并不能說明，在這幾次事件中我國東南沿海最大海嘯波為55 cm，在沒有儀器觀測的局部地區可能會有更大的海嘯波存在.我國沿海越洋海嘯風險不容忽視[8-9,12]。

根據美國哈佛大學提供的震源機制解資料分析，環太平洋地震帶7級以上地震主要為逆沖型破裂，由于引發海嘯的地震震源機制類型是傾滑型或帶傾滑分量的走滑型的地震，從地震錯動方式上，該區的地震多數具備引發海嘯的條件。因此研究溫州甌江口淺灘地區海嘯風險除應考慮區域海嘯源（琉球海溝、馬尼拉海溝）的影響，也應該考慮越洋海嘯對該地區的威脅。本文將針對該區域的越洋海嘯危險進行計算評估。

3 越洋海嘯傳播特征及海嘯源選取

3.1 越洋海嘯傳播特征

海嘯通常是由海底地震、海底火山噴發、海底或海岸滑坡、崩塌、海底核爆炸或者小行星撞擊所產生的系列具有超長波長和周期（與風浪相比）的大洋行波，其中海底地震是誘發海嘯的主要原因，在所有的海嘯事件中86%是由地震觸發，5%由火山活動引起，4%由海底滑坡產生，5%是由這些因素的綜合過程引起[20]，因此海嘯通常被稱為“地震海嘯”。按照海嘯影響范圍海嘯又可以分為越洋海嘯、區域海嘯和局地海嘯[21].越洋海嘯是指海嘯源距離受災地區超過1000 km。越洋海嘯首波波長在量級相當于震源長軸尺度，通常可達幾百千米，此時大洋水深和海嘯波長的關系為：<<1，因此海嘯波可視為淺水長波，即海嘯波在大洋中傳播時不發生頻散，傳播速度為，可達700 km/h，但波高卻只有1 m左右，甚至更小；加之海嘯波在大洋中受到的摩擦力較小，所以越洋海嘯可以在大洋中傳播數千海里而能量衰減甚少，對數千海里外的沿岸地區也會造成海嘯災害。當海嘯波傳播到近岸區域后由于水深急劇變淺，水體波動特性因受到地形影響而改變，主要表現為其傳播方向、海嘯高度以及剖面形狀都要隨之變化；特別當水深沿波向線逐漸變淺使得原先的海嘯波波長急劇變短，波高驟增。如1960年、2010年智利海嘯、2011年日本海嘯，上述3次越洋海嘯奔襲24 h，海嘯波行進了大約1.8×104km，海嘯波平均波速達到750 km/h（見圖1 a）,周期為60 min（見圖1b）。海嘯到達彼岸時海嘯波幅依舊高達數米。

3.2 海嘯源選取

我國東南沿海越洋海嘯威脅主要來自環太平洋地震帶，因此本文進行評估計算的海嘯源取自歷次海嘯演習中UNESCO/IOC推薦的環太平洋地震帶上的潛在地震海嘯源。包括日本東北部潛在地震源、菲律賓東部潛在地震源、智利中南部潛在地震源、厄瓜多爾西部潛在地震源、中美洲潛在地震源、卡斯凱迪亞潛在地震源、阿留申群島潛在地震源、堪察加半島潛在地震源、湯加以及瓦努阿圖潛在地震源（見圖2，表1）。

圖2 UNESCO/IOC推薦環太平洋地震帶可能最大越洋海嘯震源位置分布圖

表1 環太平洋地震帶潛在震源參數

4 地震海嘯模式建立及驗證

4.1 地震海嘯模式建立

地震海嘯模型是探索海嘯生成機制、評估海嘯災害和建立實時海嘯預警系統的重要工具和技術手段。根據海嘯波的物理特性，海嘯數值模型通常包括：計算海嘯初始位移場的斷層模型(Genera?tion)；基于非線性淺水方程或類Boussinesq方程，計算海嘯波傳播的傳播模型(Propagation)；考慮沿岸地形、地物、采用動態移動邊界技術來實現海嘯爬高及與海岸相互作用的淹沒模型(Inundation)[2,8,22-23]。

4.1.1 海嘯源模型(斷層模型)

海嘯源模型是海嘯數值模型研究的基礎，它的適用性直接關系到海嘯波的傳播及海嘯與海岸的相互作用。斷層模型通過利用海床位移量來估算地震引起的初始水面高度，為海嘯數值模型計算提供初始條件。目前，Mansinha&Smylie(1971)[24]以及Okada(1985)[25]基于彈性錯移理論發展的兩套斷層模型被廣泛應用，大量的研究和應用實例表明此類模型對大部分海嘯源計算具有較好的適用性[8,26-27]。

4.1.2 海嘯傳播數值模型

海嘯在大洋和大陸架傳播時，水質點的垂直加速度與重力加速度相比可看做一小量；這時水質點的垂直運動對壓力分布的影響可以忽略，所以不考慮頻散項的非線性淺水方程通常被用來作為海嘯的傳播模型。在近岸此類模型對海嘯波到達時間和海嘯波首波波高均能給出較精確的模擬結果，但對首波后的系列波形的預報卻有較大的偏差。Imamura F和Liu P.L認同頻散作用的重要性，認為模型物理頻散效應可以通過選擇適當的時間和空間步長，用差分方程的數值頻散代替微分方程的物理頻散(physical dispersion)既保持了海嘯傳播過程的物理本質,又降低了求解物理頻散項的機時代價。

本文選用美國Cornell大學開發COMCOT(Cor?nell Multi-grid Coupled Tsunami Model)海嘯模型作為本文的研究模型。該模型采用基于多層網格嵌套的有限差分法。針對海嘯波不同物理特性，模式可以靈活配置所需坐標系(直角/球面)和控制方程類型(線性/非線性)[28-30]。本次模擬采用三層嵌套網格（見圖3）。

本文中深水模塊采用球坐標系下線性方程:

淺水模塊采用球坐標系下非線性方程:

圖3 模型計算區域網格配置

圖4 2010年智利海嘯（a）、2011年日本海嘯（b）在近場及遠場傳播的數值模擬與觀測數據對比

式中η為相對于平均海平面的自由表面位移；?為緯度；ψ為經度；R為地球半徑；h為凈水深，H=h+η為總水深；P為沿經度單位寬度的通量；Q為沿緯度單位寬度的通量；f為科氏力系數；g為重力加速度。Fx，Fy分別為經度和緯度方向的底摩擦力。

4.2 模型驗證

為了驗證模型的可靠性和適用性，本文利用該模型對2010年智利海嘯、2011年日本地震海嘯的近場、遠場傳播進行了數值模擬（模擬參數配置見文獻[8,12]），將模擬結果與觀測數據進行對比。從對比的結果（見圖4）可以看出所采用模型對海嘯波到達時間及最大波幅的模擬計算具有較高的精度。但是模型對首波以后的高頻波動模擬仍存在一定的偏差，這與該模型所采用的海嘯源模型及基礎的水深數據精度有直接關系。但就海嘯評估工作，此模型精度滿足需求。

5 越洋海嘯對甌江口地區的影響評估計算及危險性分析

5.1 計算網格和地形數據

圖5 第三層嵌套網格范圍及評估點設置

越洋海嘯的計算分3層嵌套網格進行（見表2），第一層太平洋范圍網格分辨率4'，第二層陸架范圍網格分辨率0.5'，第三層評估區所在的近岸區域（見圖5）網格分辨率0.1'。第一層的水深數據主要取自ETOPO1數據；第二層陸架范圍數據采用GEBCO（General Bathymetric Chart of the Oceans）數據與部分海圖數據融合；第三層數據由大比例尺海圖數字化獲取，其中近岸海陸交接面的分離采用strm 30衛星數據訂正。考慮海嘯波進入大陸架，特別是行進到研究區域時海嘯波的傳播特性，圍繞甌江口淺灘近岸區域選擇12個控制點作為該區域海嘯評估的主要參考依據。其中，1#—5#位置主要考慮海嘯波直接進入該區域后對研究區域的影響，7#—10#位置主要考慮繞射波對評估區域的影響作用，11#、12#位置主要考查開闊海域海嘯波特征參數及模式評估驗證，6#、7#綜合考慮波浪反射、繞射、散射等共同作用后海嘯波幅的高度。

5.2 計算結果及危險性分析

從各越洋海嘯源計算結果（見表3）可以看出：智利海嘯源產生的海嘯在評估對象近岸的海嘯波最大，其中06點處的最大海嘯波幅為100 cm；其次是菲律賓東部、日本海嘯源在06點海嘯波幅分別達到97 cm、94 cm，厄瓜多爾、堪察加海嘯源、瓦努阿圖、湯加、中美洲、卡斯凱迪亞海嘯源同樣最大海嘯波幅出現在06點位，分別為34 cm、64 cm、60 cm、29 cm、85 cm和62 cm。06點位處的海嘯波幅最大及淺灘南側海嘯波幅偏大分析可能的原因：越洋海嘯傳播至琉球海溝后，經過繞射及折射調整后，波傳播方向與06點、05點位連線的方向接近一致，06點位又處于最外側；而淺灘北側由于受到群島環繞，海嘯波繞射后能量受到損失。按照太平洋海嘯警報中心海嘯危險性等級分類標準（見表4）劃分：智利海嘯在所評估的12個點位處淺灘附近的10個點的海嘯波幅都達到Ⅱ級；菲律賓東部、日本東北、阿留申群島、中美洲以及卡斯凱迪亞海嘯源只在01#—08#點達到Ⅱ級，厄瓜多爾、堪察加、瓦努阿圖海嘯源在05點、06點處的海嘯波達Ⅱ級，湯加海嘯源各點處的海嘯波幅均不會對評估區近海、近岸造成影響；同時可知：各海嘯源對評估區近岸均不構成淹沒風險，但是可以看出菲律賓東部、南美智利、日本東北部海嘯以及北美洲中部潛在海嘯源產生的海嘯對評估區近海工程及作業船會有一定的影響。

表2 網格及模型參數設置

表3 太平洋潛在地震海嘯在評估點處海嘯波幅計算結果（單位/cm）

表4 海嘯危險性等級劃分

6 結語與討論

（1）從太平洋潛在地震海嘯過程數值計算結果可以看到，評估區受越洋海嘯過程的影響比較小，普遍小于100 cm。但由于工況位置不同，評估區所受海嘯影響也各不相同，主要表現為：評估區南側比北側海嘯危險性大、東側比西側的危險性大。這主要與海嘯波傳播方向及局部的地形變化有關；

（2）從10個越洋海嘯評估計算結果分析可知，南美中南部海嘯源、日本東北部海嘯源、菲律賓東部、北美洲中部海嘯源比較容易對我國東南沿海造成影響。但厄瓜多爾、湯加、瓦努阿圖、堪察加等海嘯源由于其海嘯能量傳播主軸方向不直接面向我國東南沿海方向，因而上述幾處海嘯源地發生的海嘯不易對評估區造成影響；

（3）值得注意的是如果日本3.11海嘯源的位置發生在日本“南海海槽”，那么對評估區將造成較大影響。另外，沖繩海槽地震潛在海嘯對評估區域有較大威脅，在充分認識越洋海嘯對該研究區域的危險性后，加強該區域可能最大海嘯地震分析研究，評估計算研究區可能最大的海嘯將顯得尤為重要。

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