Chng 2

I. MỞ ĐẦU

Hướng phân tích cắt lớp sóng địa chấn (seismic tomography) trên cơ sở tài liệu động đất đã được các nhà địa chấn đề cập tới từ những năm đầu thập niên 90 của thế kỷ XX. Kết quả nghiên cứu theo định hướng này đã cho thấy ý nghĩa khoa học lớn của nó trong nghiên cứu kiến tạo và địa động lực mang tính toàn cầu. Phương pháp này đã làm sáng tỏ nhiều quan điểm về kiến tạo mảng, như chứng minh được sự tồn tại của các đới hút chìm, đới va chạm, đới tách giãn, v.v., phát hiện đặc trưng vận động của manti và dần dần lý giải một cách phù hợp hơn quá trình địa động lực của thạch quyển cũng như vỏ Trái đất.

Nhằm mục đích tìm hiểu đặc trưng cắt lớp sóng dọc địa chấn P ở thạch quyển và manti khu vực Đông Nam Á, các tác giả đã tiến hành:

- Thiết lập và giải bài toán mô hình cắt lớp sóng dọc địa chấn trên cơ sở số liệu quan trắc động đất có được;

- Xây dựng mô hình vận tốc truyền sóng dọc P tại các độ sâu khác nhau của thạch quyển và manti Trái đất, đến độ sâu 850 km;

- Xây dựng mặt cắt vận tốc truyền sóng dọc P và bất đồng nhất nằm ngang vận tốc truyền sóng dọc theo một số tuyến, tới độ sâu trên 2.500 km.

Tài liệu được sử dụng là các băng sóng động đất mạnh của ISC thời kỳ 1966-1990. Phương pháp phân tích do GS. Geiko V.S. thiết lập trên cơ sở xấp xỉ Taylor giải bài toán động học phi tuyến ba chiều sóng địa chấn.

Khu vực nghiên cứu được giới hạn trong khung tọa độ: từ -10⁰ đến 25⁰ độ vĩ B; từ 90⁰đến 130⁰ độ kinh Đ.

II. PHÂN TÍCH VÀ GIẢI BÀI TOÁN NGƯỢC TRUYỀN SÓNG ĐỊA CHẤN

1. Đặc điểm chung của số liệu băng sóng động đất

Chúng ta biết rằng các băng ghi sóng địa chấn thường đánh dấu thời gian thực sóng địa chấn đến trạm quan sát. Thời gian T của pha sóng đến đầu tiên của P thường được sử dụng để xác định chấn tiêu động đất, có nghĩa là xác định tọa độ và độ sâu của một trận động đất (vĩ độ, kinh độ và độ sâu) và thời gian thực T₀xảy ra động đất mà các nhóm trạm ghi nhận được. Quá trình xác định tọa độ chấn tiêu được tiến hành theo hai bước [3-6]:

- Thứ nhất, là quá trình biến đổi tuyến tính, vì chuẩn đường cong sóng tương ứng với tia đối xứng xuyên tâm của Trái đất. Có nghĩa là thỏa mãn tiên đề:

(1)

trong đó D là chuẩn của manti Trái đất, là tọa độ cực, n là môi trường thực, n₀ là môi trường biểu kiến tương ứng với chuẩn TTC và n₁ là nhiễu phụ thuộc vào hàm điều chỉnh sau đây:

(2)

Ở đây và là kinh độ và vĩ độ tương ứng của trạm động đất, t₁ là nhiễu của thời gian đến t gây bởi hàm n₁ và là sai số đo đạc ngẫu nhiên.

- Thứ hai, thành phần được hiểu như là sai số tổng cộng của phân bố Gauss. Như vậy, sai số xác định thông số đối với mỗi trận động đất phụ thuộc vào các yếu tố sau: a) Tính quy luật của các tham số; b) Sai số của giá trị ban đầu T; c) Số trạm quan sát; d) Khoảng cách của các trạm tới chấn tâm; và một số sai số không đáng kể khác.

2. Biến đổi số liệu ban đầu về chuẩn điểm sâu chung

Phương pháp điểm sâu chung CMP (Central middle point) đã được nhiều nhà địa vật lý chứng minh là có hiệu quả cao trong phân tích bài toán ngược truyền sóng. Vấn đề biến đổi số liệu ban đầu về chuẩn điểm sâu chung được tiến hành như một bước riêng biệt trong phân tích số liệu.

Đối với nguồn trên bề mặt, cơ sở của phương pháp biến đổi hàm trực tiếp về hàm là phương pháp được Geyko phát triển [3-6]. Ở đây, là tọa độ của tia trung bình trên bề mặt đất và là góc phương vị của vòng lớn nhất chứa tia sóng. Giá trị của hàm được xác định như sau:

(3)

trong đó, là chuẩn của TTC đối với nguồn mặt biểu thị một đơn vị của trường truyền sóng 3-D trong chuẩn điểm sâu chung CMP.

Theo kinh nghiệm phân tích sóng địa chấn nghiên cứu bất đồng nhất môi trường thạch quyển và manti thì thông thường khi chọn số liệu động đất cần đáp ứng các yêu cầu sau đây [3-6]: a) Động đất có độ sâu chấn tiêu nhỏ hơn 50 km; b) Chấn cấp (magnitude) động đất lớn hơn 4,5 độ Richter; c) Số trạm quan sát được động đất lớn hơn 200; d) Sai số tối đa xác định tọa độ cầu và khoảng cách chấn tâm () tương ứng không vượt quá 0,25 và 0,5⁰.

Phương pháp nhằm biểu diễn trường sóng điểm sâu chung được tiến hành như sau: phụ thuộc vào tính đầy đủ của số liệu mà ta lựa chọn độ lớn của miền chuẩn (domain) hay còn gọi là cửa sổ, thông thường là 0,5⁰×0,5⁰ đến 5×5⁰.

1. Một bảng số liệu được thiết lập, trong đó mỗi hàng chứa các thông số và trọng số. Trọng số sẽ mô tả chất lượng của số liệu.

2. Số liệu được xếp theo khoảng cách chấn tâm .

3. Phân tích, so sánh, đánh giá và trung bình hóa số liệu.

4. Loại trừ các số liệu đầu vào có sai số lớn.

5. Tài liệu quan sát TTC của CMP được thiết lập.

3. Giải bài toán ngược và biểu diễn kết quả

Quá trình phân tích cắt lớp sóng dọc địa chấn P được giải theo trình tự các bước sau [5]:

1. Lựa chọn các trận động đất có đủ tiêu chuẩn để phân tích;

2. Biên dịch toàn bộ pha sóng đến đầu tiên;

3. Biến đổi toàn bộ số liệu ban đầu về chuẩn điểm sâu chung CMP;

4. Đảo nghịch số đường cong truyền sóng bằng cách sử dụng thuật toán cân bằng (ổn định) trên cơ sở phương pháp hàm tương tự;

5. Thiết lập mô hình giá trị vận tốc không đổi, môi trường 3-D ban đầu;

6. Lập mô hình cuối cùng lưới không đổi 3-D bằng cách sử dụng mô hình xấp xỉ và thuật toán làm trơn;

7. Biểu diễn (visualization) kết quả dưới dạng tập mặt cắt nằm ngang và thẳng đứng vận tốc theo mô hình 3-D;

8. Biểu diễn một số đặc tính tích phân vận tốc.

Kết quả cuối cùng của mô hình 3-D sóng P (hoặc S) lớp manti trên và manti dưới thông thường được biểu diễn như sau:

- Tập hợp các mặt cắt nằm ngang mô hình vận tốc sóng địa chấn từ độ sâu 50 km đến độ sâu tối đa có thể nghiên cứu với bước 25 km;

- Tập hợp các mặt cắt dị thường vận tốc truyền sóng địa chấn từ độ sâu 50 km đến độ sâu tối đa có thể nghiên cứu với bước 25 km;

- Tập hợp các mặt cắt thẳng đứng (theo kinh độ và vĩ độ) mô hình giá trị vận tốc dọc theo các tuyến cách nhau từ 0,5 đến 1-2⁰;

- Tập hợp các mặt cắt thẳng đứng (theo kinh độ và vĩ độ) mô hình giá trị dị thường vận tốc dọc theo các tuyến cách nhau từ 0,5 đến 1-2⁰;

- Tập hợp các bản đồ biểu diễn giá trị vận tốc trung bình tới các độ sâu tương ứng với 8 lớp cơ bản của phần trên manti, đó là: phần trên cùng của manti (uppermost mantle) (50-100 km); đỉnh của manti (top of mantle) (50-250 km); phần trên quyển kiến tạo (upper tectonosphere) (50-400 km); quyển kiến tạo (tectonosphere) (50-650 km); quyển dẻo (asthenosphere) (100-250 km); phần dưới của manti trên (lower part of the upper mantle) (250-400 km); quyển kiến tạo dưới hay còn gọi là đới chuyển tiếp giữa manti trên và manti dưới (lower tectonosphere or the transition zone between the upper and lower mantle) (400-650 km); và phần trên cùng của manti dưới (uppermost lower mantle) (650-850 km).

Nhằm tính toán giá trị vận tốc trung bình tương ứng với các độ sâu chính, chúng tôi sử dụng công thức [1, 2]:

(4)

trong đó: ,là độ sâu tới ranh giới phía dưới của các khối thuộc manti (km) và:

(5)

trong đó: h* {100, 250, 400, 650}; H* {250, 400, 650, 850}, h* và H* là độ sâu tới mặt trên và mặt dưới của các khối tương ứng thuộc manti (km).

Công thức (5) biểu diễn sự phân bố vận tốc trung bình truyền sóng theo diện (theo chiều nằm ngang); nó mô tả tính phân khối (phân mảng cấu trúc) của manti theo chiều nằm ngang. Mô hình này phù hợp với những gì chúng ta hiểu biết về manti và lý thuyết kiến tạo mảng.

Mô hình tổng thể vận tốc - độ sâu: v_min(z) - vận tốc nhỏ nhất, v_max(z) - vận tốc lớn nhất, và v_aver(z) - vận tốc trung bình được thiết lập trên cơ sở các công thức sau đây:

(6)

trong đó: là diện tích của khối tại độ sâu ; là diện tích bề mặt trong hệ tọa độ và .

Mô hình này cũng tương tự mô hình Jeffris-Bullen và PREM (Dziewonski and Anderson, 1981) với độ lệch rất nhỏ, sử dụng hàm [5]:

(7)

ở đây:

;

và là chỉ số vận tốc theo Jeffris-Bullen.

Như vậy, phương pháp phân tích cắt lớp sóng địa chấn như đã mô tả trên đây cho phép xây dựng mô hình vận tốc của thạch quyển và manti một cách đầy đủ và có độ tin cậy cao.

III. MÔ HÌNH VẬN TỐC TRUYỀN SÓNG DỌC P CỦA THẠCH QUYỂN VÀ MANTI KHU VỰC ĐÔNG NAM Á

Mô hình vận tốc truyền sóng dọc P của thạch quyển và manti Đông Nam Á được tính toán trên cơ sở:

- Công thức (6) đã trình bày ở phần trên;

- Số liệu được sử dụng là các băng địa chấn ghi nhận được thời gian đến của sóng dọc P của tất cả các trận động đất mạnh từ năm 1966 đến 1990 (số liệu của ISC) của các trạm động đất khu vực châu Á - Thái Bình Dương;

- Phương pháp cắt lớp địa chấn được Geyko (1997, 1998) xây dựng trên cơ sở giải bài toán địa chấn ngược bằng cách xấp xỉ phương trình eikonal (Taylor's approximation of wave and eikonal equation in inverse seismic problems).

Việc thiết lập mặt cắt vận tốc được thực hiện theo quy trình sau:

- Vận tốc truyền sóng được tính toán bắt đầu từ độ sâu 50 km, lần lượt sau đó là các độ sâu từ 75, 100, ... (cách nhau 25 km) ... đến 850 km;

- Xây dựng mặt cắt vận tốc truyền sóng dọc P theo độ sâu tới trên 2500 km. Tương tự, các mặt cắt dị thường vận tốc truyền sóng dọc cho tới độ sâu trên 2500 km cũng được thiết lập dọc theo kinh độ và vĩ độ, cách nhau 1 độ. Một số mặt cắt về vận tốc và dị thường vận tốc theo phương cắt chéo cũng được thiết lập;

- Khái niệm về đới chuyển tiếp được hiểu là vùng có giá trị gradien thẳng đứng vận tốc truyền sóng cao. Tại vùng này có P đạt cỡ 9,50 đến 10,50 km/s. Ở Việt Nam và khu vực Đông Nam Á, đới này có độ sâu từ 450-470 đến 650 km.

Tổng cộng đã thiết lập được:

- 33 sơ đồ phân bố vận tốc truyền sóng P theo diện tại các mức độ sâu: từ 50, 75, 100, ... (cách nhau 25 km)..., đến 850 km.

- 41 mặt cắt dọc theo vĩ độ, từ vĩ độ -15 đến vĩ độ 25, dị thường vận tốc truyền sóng dọc P đến độ sâu trên 2500 km;

- 46 mặt cắt dọc theo kinh độ, từ kinh độ 90 đến kinh độ 135, dị thường vận tốc truyền sóng dọc P đến độ sâu trên 2500 km;

- 4 mặt cắt dị thường vận tốc truyền sóng dọc P đến độ sâu trên 2500 km theo phương cắt chéo.

Một số ví dụ về kết quả phân tích sóng động đất nghiên cứu mô hình cấu trúc vận tốc sóng dọc P của thạch quyển và manti Đông Nam Á được trình bày ví dụ trong các hình từ 1 đến 4.

IV. PHÂN TÍCH KẾT QUẢ

Các kết quả nghiên cứu đạt được trong bài báo này cho thấy:

1. Vận tốc truyền sóng P trung bình của lớp dưới vỏ Trái đất ở độ sâu 50 km biến động trong giới hạn 7,40 - 8,10 km/s. Vận tốc sóng P cao (7,80 - 8,10 km/s) trùng với khu vực có vỏ đại dương như trung tâm Biển Đông Việt Nam, biển Philippines và Ấn Độ Dương. Đới ranh giới mảng được phản ánh trên tài liệu vận tốc sóng P như đới có giá trị vận tốc thấp. Giá trị vận tốc thấp (P = 7,40 - 7,70 km/s) trùng với cấu trúc Trường Sa và Kalimantan [2] (Hình 3, 4).

2. Vận tốc truyền sóng P trung bình của đỉnh manti ở độ sâu 100 km biến động trong giới hạn 7,80 - 8,10 km/s. Vận tốc sóng P cao (8,00 - 8,10 km/s) trùng với khu vực có vỏ đại dương như trung tâm Biển Đông Việt Nam, biển Philippines và Ấn Độ Dương. Đới ranh giới mảng được phản ánh trên tài liệu vận tốc sóng P như đới có giá trị vận tốc thấp. Giá trị vận tốc thấp (P = 7,80 - 7,90 km/s) trùng với cấu trúc Trường Sa, bắc Kalimantan và Banda (Hình 1, 3, 4).

3. Vận tốc truyền sóng P trung bình của quyển dẻo (quyển mềm) ở độ sâu 200 km biến động trong giới hạn 8,10 - 8,40 km/s. Vận tốc sóng P cao (8,00 - 8,10 km/s) trùng với khu vực có vỏ đại dương như trung tâm Biển Đông Việt Nam, biển Philippines và Ấn Độ Dương. Giá trị vận tốc thấp (P = 8,10 - 8,20 km/s) trùng với cấu trúc Tây Bắc Bộ Việt Nam, bắc Sulawesi và đảo Cocost (Hình 3, 4) [2].

4. Vận tốc truyền sóng P trung bình của phần dưới manti trên ở độ sâu 300 km biến động trong giới hạn 8,40 - 8,70 km/s. Giá trị vận tốc thấp (P = 8,40 - 8,60 km/s) trùng với cấu trúc có vỏ đại dương như trung tâm Biển Đông Việt Nam, biển Philippines và Ấn Độ Dương. Các cấu trúc có vỏ lục địa như Trường Sơn, Khorat, Kon Tum, Đà Lạt cũng có giá trị mật độ thấp, nhỏ hơn 8,60 km/s(Hình 3, 4) [2].

5. Vận tốc truyền sóng P trung bình của lớp chuyển tiếp ở độ sâu 500 km biến động trong giới hạn 9,40 - 9,70 km/s. Giá trị vận tốc thấp (P = 9,40 - 9,60 km/s) trùng với các cấu trúc thuộc trung tâm Biển Đông Việt Nam, cấu trúc Tây Bắc Bộ, Trường Sơn, Đà Lạt, Banda, đảo Mentavay và đảo Christmas (Hình 2-4).

6. Vận tốc truyền sóng P trung bình của phần trên cùng của manti dưới ở độ sâu 700 km biến động trong giới hạn 10,60 - 10,90 km/s. Vận tốc sóng P của lớp này có cấu trúc phức tạp, hình dạng chủ yếu là cân xứng và có sự đan xen giữa các cấu trúc âm và cấu trúc dương (Hình 3, 4) [2].

7. Giá trị vận tốc sóng P biến đổi rất phức tạp trong phạm vi độ sâu từ 50 đến 650 km (quyển kiến tạo). Từ độ sâu 650 đến độ sâu 1700-1800 km (phần trên của manti dưới) có giá trị vận tốc tăng dần đều theo chiều sâu và ít biến động theo chiều nằm ngang. Từ độ sâu trên 1800 đến trên 2500 km, vận tốc sóng P biến đổi khá phức tạp cả theo phương thẳng đứng lẫn phương nằm ngang (Hình 3, 4).

VĂN LIỆU

1. Cao Đình Triều, Mai Xuân Bách, V.S. Geyko, 2004. Đặc trưng phân đới cấu trúc thạch quyển Việt Nam theo tài liệu địa vật lý. TC Địa chất, A/285 : 177-187. Hà Nội.

2. Cao Đình Triều (Chủ biên), 2008. Nghiên cứu dự báo động đất mạnh khu vực Đông Nam Châu Á có nguy cơ gây sóng thần ảnh hưởng đến bờ biển và hải đảo Việt Nam. BC tổng kết nhiệm vụ HTQT về KH&CN theo Nghị định thư Việt Nam - Italia (2006-2008). Lưu trữ Viện VLĐC, 222 trg.

3. Geyko V.S., 1993. Concrete conditions for the unidimensional kinematic problem of seismics. Geofiz. Zhurn., 15/3 : 27-50; 15/6 : 31-43 (in Russian).

4. Geyko V.S., 1997. Inversion of seismic travel-time curve as a problem of moment. Geophys. J., 7 : 39-58.

5. Geyko V.S., 1998. Taylor's approximation of wave and eikonal equation in inverse seismic problems. Geophys. J., 17 : 465-493.

6. Geyko V.S., 2004. A general theory of the seismic travel-time tomography. Geophys. J., 26/1 : 3-32.