Đánh giá đặc điểm vi địa chấn, áp dụng vi phân vùng động đất Thành phố Hà Nội

sóng S và HVSR mô phỏng theo phương trình tính elip của sóng hàm truyền sóng S và HVSR mô phỏng theo phương trình tính elip Hình 1.9 Đồ thị so sánh HVSR của DĐVĐC và HVSR sóng S của các

ĐẠI HỌC QUỐC GIA HÀ NỘI

TRƯỜNG ĐẠI HỌC KHOA HỌC TỰ NHIÊN

ĐẠI HỌC QUỐC GIA HÀ NỘI

TRƯỜNG ĐẠI HỌC KHOA HỌC TỰ NHIÊN

LUẬN VĂN THẠC SĨ KHOA HỌC

NGƯỜI HƯỚNG DẪN KHOA HỌC:

TS LÊ TỬ SƠN

Hà Nội – 2012

MỤC LỤC

1.3 HVSR của DĐVĐC và HVSR sóng S của động đất 7

2.2 Sự khuếch đại sóng địa chấn qua lớp phủ 17

2.4 Nghiên cứu vi phân vùng động đất trên thế giới 19 2.5 Nghiên cứu vi phân vùng động đất tại Việt Nam 20 Chương 3 - PHƯƠNG PHÁP, CƠ SỞ LÝ THUYẾT SỬ DỤNG DAO

ĐỘNG VI ĐỊA CHẤN PHỤC VỤ VI PHÂN VÙNG ĐỘNG

3.2 Xác định chu kỳ trội của dao động vi địa chấn 24 3.3 Đánh giá chiều dầy lớp phủ nông theo số liệu đo DĐVĐC 26 Chương 4 - VI PHÂN VÙNG ĐỘNG ĐẤT THÀNH PHỐ HÀ NỘI 31

4.1.4 Tính địa chấn khu vực nghiên cứu và lân cận 32

sóng S và HVSR mô phỏng theo phương trình tính elip của sóng

hàm truyền sóng S và HVSR mô phỏng theo phương trình tính elip

Hình 1.9 Đồ thị so sánh HVSR của DĐVĐC và HVSR sóng S của các trận

động đất ghi được 7 trạm ghi dao động mạnh phân bố trong bồn

Hình 2.1 Vị trí lắp đặt thiết bị và lát cắt địa chất tại vùng McGee Creek 22 Hình 2.2 Biểu đồ mô tả vị trí các trạm động đất từ chấn tâm tới thành phố

Mêxicô và các trạm phân bố trong thành phố Mêxicô 23 Hình 3.1 Hai phương pháp đo DĐVĐC thường được sử dụng để xác định

Hình 3.2 Mô hình 2 lớp đơn giản dùng để đánh giá mối liên hệ giữa chu kỳ

Hình 3.3 Mối quan hệ giữa chiều dầy lớp phủ và tần số trội tại vùng Lower

Hình 4.1 Khu vực nghiên cứu và phân bố các điểm đo DĐVĐC 41 Hình 4.2 Bản đồ phân bố các điểm đo DĐVĐC tại Tp Hà Nội 42

Hình 4.3 Bản đồ địa chất công trình Tp.Hà nội (theo Nguyễn Đức Đại, 1996) 43 Hình 4.4 Bản đồ đường đẳng chấn của một số chận động đất đã xẩy ra và gây

chấn động cho Tp Hà Nội với cường độ IV-VI (thang MSK-64) 44 Hình 4.5 Bản đồ phân bố đứt gẫy và chấn tâm động đất Việt Nam và lân cận 45

Hình 4.7 Bản đồ phân bố các điểm đo DĐVĐC sử dụng để so sánh với tài

Hình 4.12 Bản đồ phân bố chiều dầy lớp phủ thu được từ phương trình (4.2)

Hình 4.13 So sánh chiều dầy lớp phủ theo mặt cắt 1 53 Hình 4.14 So sánh chiều dầy lớp phủ theo mặt cắt 2 54

MỞ ĐẦU

Dao động vi địa chấn là những dao động có biên độ nhỏ trên mặt đất Chúng

có thể được tạo ra từ các hoạt động như: gió, thuỷ triều, sóng biển, giao thông, động đất, Phần lớn các nhà nghiên cứu đều cho rằng thành phần chủ yếu của dao động

vi địa chấn là các sóng mặt (sóng Rayleigh) Tuy nhiên, Nakamura (1989, 2000, 2007) cho rằng thành phần của dao động vi địa chấn biến đổi trên các dải tần khác nhau Thành phần chủ yếu của dao động vi địa chấn xung quanh miền tần số trội (T0) là các dao động ngang giống như các sóng S, còn xung quanh dải tần số vùng lõm là các dao động đứng giống như các sóng Rayleigh

Hai thập kỷ qua, một số phương pháp sử dụng để thực hiện vi phân vùng động đất như: Khoan thăm dò, đo địa chấn phản xạ/khúc xạ, sử dụng các băng ghi dao động mạnh ghi được tại các nền đất khác nhau và đo DĐVĐC Những năm gần đây, với sự phát triển của khoa học kỹ thuật và các cách cải tiến kỹ thuật đo, phương pháp đo DĐVĐC thường được lựa chọn để thực hiện vi phân vùng động đất Phương pháp đo DĐVĐC không cần khoan hay không cần sử dụng các nguồn

nổ nên nó dễ dàng thực hiện trong các khu đông dân cư Hơn nữa, các nguồn tại ra DĐVĐC luôn có sẵn, do đó thời gian thực hiện đo khảo sát ngắn hơn và giá thành

rẻ hơn so với các phương pháp khác Cho đến nay, vi phân vùng động đất bằng phương pháp đo DĐVĐC đã thực hiện thành công tại nhiều nơi trên thế giới [2-10, 12-58]

Ở Việt Nam, ngay từ năm 90 của thế kỷ trước, vi phân vùng động đất bằng phương pháp đo DĐVĐC theo phương pháp độ cứng địa chấn đã được thực hiện tại thành phố Hà Nội [7, 10] Từ năm 2003 đến nay, đo DĐVĐC theo phương pháp phân tích tỉ số phổ H/V của Nakamura (1989) đã thực hiện thành công tại một số thành phố lớn, các công trình trọng điểm, các vùng hoạt động động đất,… [2-7, 9,

10, 54, 57]

Xuất phát từ những nhận định trên nên tôi chọn để tài “Đánh giá đặc điểm vi địa chấn, áp dụng vi phân vùng động đất thành phố Hà Nội” làm luận văn Thạc sỹ của mình Trong khuôn khổ luận văn này, tôi sẽ thực hiện một số vấn đề sau:

(1) Kiểm chứng giả thiết của Nakamura (1989, 2000, 2007) đó là xung quanh miền tần số trội trên HVSR của DĐVĐC chủ yếu là các dao động ngang giống như sóng S, còn xung quanh tần số vùng lõm trên HVSR của DĐVĐC chủ yếu là các các dao động đứng giống như sóng Rayleigh

(2) Vi phân vùng động đất Tp Hà Nội theo số liệu đo DĐVĐC bằng phương pháp phân tích tỉ số phổ H/V 1 trạm của Nakamura (1989)

(3) Đánh giá chiều dầy lớp phủ Tp Hà Nội từ số liệu đo DĐVĐC Kết quả sau

đó được so sánh với 2 mặt cắt địa chất công trình nhằm đưa ra nhận định khách quan giữa kết quả đánh giá từ đo DĐVĐC và tài liệu khoan

Với mục tiêu đó, ngoài phần mở đầu, kết luận và tài liệu tham khảo, luận văn

này được trình bày trong bốn chương với nội dung cụ thể như sau:

Chương 1: Mô tả các đặc điểm dao động vi địa chấn theo miền thời gian và miền

tần số và đưa ra minh chứng của tác giả về thành phần cấu tạo của DĐVĐC dựa trên giả thiết của Nakamura (1989, 2000, 2007)

Chương 2: Mô tả các nghiên cứu vi phân vùng động đất đã thực hiện trên thế giới

và Việt Nam

Chương 3: Mô tả phương pháp, cơ sở lý thuyết sử dụng dao động vi địa chấn phục

vụ vi phân vùng động đất

Chương 4: Mô tả đặc điểm địa chất công trình Tp Hà Nội, số liệu sử dụng trong

nghiên cứu, áp dụng vi phân vùng động đất Tp Hà Nội theo số liệu đo DĐVĐC và đánh giá chiều dầy lớp phủ Tp Hà Nội theo số liệu đo DĐVĐC

Luận văn được hoàn thành tại Trường Đại học Khoa học Tự nhiên - Đại học Quốc gia Hà Nội dưới sự hướng dẫn của TS Lê Tử Sơn

Chương 1 - ĐẶC ĐIỂM DAO ĐỘNG VI ĐỊA CHẤN 1.1 Miền thời gian - Dao động hạt

Phần lớn các nhà khoa học cho rằng DĐVĐC được cấu tạo chủ yếu từ các sóng có dao động đứng (sóng Rayleigh), đặc biệt là trên miền tần số trội Tuy nhiên, theo Nakamura (1989, 2000, 2007), thành phần cấu tạo của DĐVĐC biến đổi trên các dải tần khác nhau Đó là, mặc dù DĐVĐC chủ yếu là các sóng Rayleigh, nhưng các sóng có dao động ngang (sóng S) lại là thành phần chủ yếu trên miền tần số trội, còn các sóng Rayleigh phân bố tập trung trên dải tần cao hơn miền tần số trội Để minh họa thành phần cấu tạo của DĐVĐC trên các dải tần số khác nhau, tôi đi biểu diễn DĐVĐC dưới dạng các dao động hạt trên các dải tần khác nhau

Dao động hạt là dạng dao động mô tả trạng thái hạt dao động khi bị tác động của ngoại lực Dao động hạt của các sóng Rayleigh là dạng dao động chủ yếu theo phương đứng, ngược chiều kim đồng hồ tại mặt phân lớp và bị phản xạ trở lại theo

chiều kim đồng hồ (hình 1.1) Dao động hạt của các sóng S là dạng dao động chủ yếu theo phương ngang (theo các thành phần E và N) tại bề mặt (hình 1.2) Do đó,

bằng cách quan sát các dạng dao động hạt trên các dải tần khảo sát khác nhau chúng

ta có thể phát hiện được tại các dải tần này là sóng S hay sóng Rayleigh

Di Giulio (2006) [22], Kuo (2008) [34] đã tiến hành biểu diễn dao động hạt của DĐVĐC tại các dải tần xung quanh đỉnh trội và vùng lõm của HVSR Kết quả của họ đều cho thấy dao động hạt xung quanh miền tần số trội của HVSR có dao động ngang giống như sóng S Ngược lại, dao động hạt tại các dải tần xung quanh

vùng lõm của HVSR có dạng dao động đứng giống như sóng Rayleigh (hình 1.3)

Hình 1.4(a) mô tả đồ thị HVSR và các dao động hạt tại điểm đo DĐVĐC (H02) trong nghiên cứu này Hình bên phải là các dao động hạt của DĐVĐC được lọc xung quanh dải tần vùng lõm của HVSR, hình bên trái là các dao động hạt của DĐVĐC được lọc xung quanh dải tần đỉnh trội của HVSR Hình này cho thấy các dao động hạt của DĐVĐC có sự khác nhau rất rõ tại miền tần số xung quanh đỉnh trội và vùng lõm Dao động hạt của DĐVĐC tại tần số xung quanh đỉnh trội chủ yếu theo phương ngang giống như sóng S Nếu như tần số xung quanh đỉnh trội này

được cấu tạo bởi sóng Rayleigh (chế độ cơ bản hay cao) thì dạng dao động hạt của

nó tại đây phải thể hiện dạng dao động đứng giống như sóng Rayleigh Ngược lại, khi biểu diễn dao động hạt tại miền tần số xung quanh vùng lõm cho thấy các dao động tại đây chủ yếu theo phương đứng giống như dao động của sóng Rayleigh Hơn nữa, kết quả này hoàn toàn phù hợp với kết quả của Giulio, Kuo, … và lý thuyết của Nakamura, đó là các sóng Rayleigh phổ biến ở miền tần số xung quanh vùng lõm của HVSR Trong trường hợp cụ thể này, giá trị biên độ khuếch đại vi địa chấn trên HVSR tại tần số vùng lõm, nhỏ hơn 1 có thể là do năng lượng của dao động sóng theo phương đứng cao hơn năng lượng trung bình của dao động sóng theo phương ngang

1.2 Miền tần số - HVSR

Xung quanh miền tần số đỉnh trội vẫn có thể tồn tại sóng Rayleigh vì dao động đứng ở đó vẫn nhỏ Sự biến mất của sóng Rayleigh tại miền tần số này được cho là các vận tốc pha của sóng Rayleigh của DĐVĐC đôi khi trở nên không ổn định từ miền tần số cao tới miền tần số trội (Nakamura 2007), đặc biệt tại các vùng đất chặt và đá cứng

Ohori (2002) [44], Bonnefoy-Claudet (2006) [16], sử dụng mô hình 2 lớp đơn giản để xây dựng mô phỏng phương trình hàm truyền sóng S và mô phỏng

phương trình tính elip của sóng Rayleigh (hình 1.5) Hình 1.5(a) mô tả các vận tốc

pha đo được tại điểm khảo sát (các chấm đen); hình 1.5(b) là tỉ số phổ tính được theo mô hình nghịch đảo vận tốc pha (đường liền) và tỉ số phổ của sóng S đo được bằng thiết bị PS-logging (đường đứt); hình 1.5(c) là HVSR của DĐVĐC đo được, HVSR tính được theo mô phỏng phương trình hàm truyền của sóng S và HVSR tính được theo mô phỏng phương trình tính elip của sóng Rayleigh (chế độ cơ bản và chế độ cao); hình 1.5(d) Mô tả các vận tốc pha của DĐVĐC sử dụng để mô phỏng (các chấm màu xám) và đường cong phân tán vận tốc pha ở chế độ cơ bản và 2 chế

độ cao theo lý thuyết (đường đậm màu đen) Các hình này đều cho thấy có hiện tượng vận tốc pha không ổn định tại tần số xung quanh miền tần số trội (từ 5,5 tới 9

Hz (hình 1.5 (a, b) và 2 Hz (hình 1.5 (c, d)) Tuy nhiên, các tác giả này đã giải thích

hiện tượng này như là hiện tượng bất thường Một ví dụ khác của Dutta (2007) [24]

(hình 1.6), cũng cho thấy có trạng thái không ổn định xung quanh tần số 1 Hz (điểm

A1) và 0,8 Hz (điểm B3), 2 đồ thị bên trái và 2 đồ thị bên phải cho thấy tần số trội cũng tại 1 Hz và 0,8 Hz Các ví dụ trên cho thấy có trạng thái không ổn định vận tốc pha tại tần số xung quanh tần số đỉnh trội Đây không phải là kết quả ngẫu nhiên Điều này có nghĩa xung quanh tần số trội của HVSR của DĐVĐC không bị ảnh hưởng bởi các sóng Rayleigh

Nakamura (2007) [43] đã thực hiện xây dựng phương trình mô phỏng hàm truyền sóng S và tính elip của sóng Rayleigh cho thấy có 2 hiện tượng quan trọng

đó là: (i) Tại miền tần số trội, sự khuếch đại của DĐVĐC đo được giống với sự khuếch đại của phương trình mô phỏng hàm truyền sóng S, nhưng không giống với

sự khuếch đại của phương trình mô phỏng tính elip của sóng Rayleigh; (ii) Các vận tốc pha của DĐVĐC đo được “không ổn định” xung quanh tần số 2 Hz, tần số này cũng là tần số trội của DĐVĐC

Năm 2006, Hội nghị khoa học quốc tế lần thứ 3 về ảnh hưởng địa chấn nông đến DĐVĐC được tổ chức tại Grenoble, Pháp [33] Vấn đề đặt ra trong hội nghị này là kiểm tra tính không rõ của DĐVĐC Kuo (2008) [34] thực hiện mô phỏng 4

trường hợp (N101 - N104) nhằm kiểm tra tính không rõ này (hình 1.7) Hình này

cho thấy xung quanh miền tần số trội, các đường cong HVSR của DĐVĐC (màu đen) giống (cả về biên độ khuếch đại và hình dạng) với HVSR được mô phỏng theo phương trình hàm truyền sóng S (màu xanh) Tuy nhiên, HVSR được mô phỏng theo phương trình tính elip của sóng Rayleigh ở chế độ cơ bản (màu đỏ) cũng trội xung quanh tần số này, nhưng biên độ khuếch đại lại khác nhiều Trường hợp N102

và N104 cho thấy sự khuếch đại tại miền tần số trội của HVSR được mô phỏng theo phương trình tính elip của sóng Rayleigh lớn hơn 10 lần so với sự khuếch đại của HVSR được mô phỏng theo phương trình hàm truyền sóng S và sự khuếch đại của DĐVĐC đo được Sự khuếch đại tại miền tần số xung quanh vùng lõm cũng cho hiện tượng tương tự Fäh (2001) [25] giải thích đỉnh trội tạo ra là do tính elip của sóng Rayleigh ở chế độ cao Ông đã đưa ra 2 nhận định sau: (i) Ở miền tần số cao,

HVSR của DĐVĐC đo được không thể lớn hơn HVSR của DĐVĐC mô phỏng, vì DĐVĐC đo được bị ảnh hưởng bởi sóng các S; (ii) Sóng Rayleigh ở chế độ cao không thể trội tại miền tần số xung quanh đỉnh trội, vì miền tần số này đã hạn chế

nó (sóng mặt mức cao chỉ tồn tại được tại dải tần số lớn hơn tần số cắt của nó) Hình 1.7 cho thấy sự khuếch đại tại miền tần số trội là do các sóng S bị phản xạ nhiều lần, tại miền tần số xung quanh vùng lõm chủ yếu là các sóng Rayleigh ở chế

độ cơ bản và tại miền tần số cao các sóng S sẽ suy yếu còn các sóng Rayleigh chế

độ cơ bản sẽ mạnh lên Do đó, tại tần số cao, đường cong HVSR của DĐVĐC thường nằm giữa đường cong HVSR được mô phỏng theo phương trình hàm truyền của sóng S và đường cong HVSR được mô phỏng theo phương trình tính elip của sóng Rayleigh Ở miền tần số cao hơn miền tần số trội, đỉnh trội của HVSR đo được thường nhỏ hơn đỉnh trội của HVSR được mô phỏng theo phương trình hàm truyền sóng S là do các sóng Rayleigh ở chế độ cơ bản tập trung nhiều hơn tại miền tần số này

Kuo (2008) [34] đưa ra một dấu hiệu mới để chứng tỏ đỉnh trội của HVSR của DĐVĐC chủ yếu là do sóng S chứ không phải là do các sóng Rayleigh ở chế độ

cơ bản hay chế độ cao Ông thực hiện khảo sát trường hợp HVSR có đỉnh trội kép, điểm TAP089, các băng ghi DĐVĐC được lọc xung quanh tần số trội của đỉnh trội thứ nhất, đỉnh trội thứ 2 và vùng lõm Sau đó, ông tiến hành biểu diễn các dao động hạt tại các dải tần số này Kết quả cho thấy dao động hạt tại đỉnh trội thứ nhất và đỉnh trội thứ 2 có xu hướng dao động ngang giống như dao động của sóng S, còn dao động hạt tại tần số vùng lõm chủ yếu dao động đứng giống như sóng Rayleigh Sau đó, ông thực hiện mô phỏng HVSR theo phương trình hàm truyền sóng S (đường xanh lá cây) và phương trình tính elip của sóng Rayleigh chế độ cơ bản (đường đỏ) và chế độ cao thứ nhất (đường xanh nước biển) Kết quả của ông cho thấy, cả 2 đỉnh trội đều được mô phỏng theo phương trình hàm truyền sóng S, còn

mô phỏng theo phương trình tính elip của sóng Rayleigh chỉ phù hợp với đỉnh trội ở chế độ cơ bản, còn đỉnh trội ở chế độ cao thứ nhất lại khác xa so với đỉnh trội thứ 2 của HVSR đo được Hơn nữa, khi xét đến sự khuếch đại tương đối giữa các đỉnh

trội của HVSR đo được và HVSR mô phỏng cho thấy sự khuếch đại tại đỉnh trội thứ

2 lớn hơn sự khuếch đại tại đỉnh trội thứ nhất Điều này có thể là do đỉnh trội thứ 2 được tạo ra từ lớp đất mềm (đất mềm sẽ tạo ra sự khuếch đại lớn hơn) nằm trên (đỉnh thuộc lớp nông hơn sẽ xuất hiện tại tần số cao hơn) lớp đất của đỉnh trội thứ

nhất Nhưng nếu giải thích theo tính elip của sóng Rayleigh thì lại bị ngược (hình 1.8) Hình này cho thấy mô phỏng theo phương trình hàm truyền sóng S cũng mô

phỏng được cả 2 đỉnh trội và đỉnh trội thứ 2 cũng nhô cao hơn đỉnh trội thứ nhất Điều này khẳng định các giá trị sử dụng cho mô phỏng phương trình hàm truyền sóng S rất phù hợp với các giá trị đo được

1.3 HVSR của DĐVĐC và HVSR sóng S của động đất

DĐVĐC chủ yếu gồm các sóng S tập trung xung quanh miền tần số trội và các sóng Rayleigh tập trung ở tần số cao hơn tần số trội Do đó, HVSR của vi địa chấn và HVSR sóng S của động đất phải có một số đặc điểm như sau: (i) Hình dạng

và vị trí đỉnh trội giữa HVSR của DĐVĐC và HVSR sóng S của động đất phải giống nhau; (ii) tại miền tần số cao, HVSR của DĐVĐC phải nhỏ hơn HVSR sóng

S của động đất, do DĐVĐC bị ảnh hưởng bởi các sóng Rayleigh

Dựa trên các nhận định này Kuo (2008) [34] đã thực hiện so sánh HVSR trung bình của DĐVĐC với HVSR sóng S của các trận động đất ghi được tại 7 trạm ghi dao động mạnh phân bố trong bồn trũng Đài Bắc, Đài Loan, Trung Quốc Số liệu DĐVĐC cũng được đo gần khu vực đặt trạm dao động mạnh Một số băng DĐVĐC đo theo kiểu mảng, một số băng khác đo theo kiểu 1 trạm (Lin 2005) [38] HVSR trung bình của các trận động đất mà ông sử dụng lấy từ kết quả nghiên cứu

của Chen (2005) [20] Kết quả so sánh được mô tả trong (hình 1.9) Hình này cho

thấy đường cong HVSR của DĐVĐC và đường cong HVSR sóng S của động đất có

3 điểm đặc điểm sau: (i) Sự khuếch đại của HVSR của DĐVĐC lớn hơn sự khuếch đại của HVSR sóng S của các trận động đất; (ii) Xung quanh đỉnh trội, HVSR của DĐVĐC và HVSR sóng S của các trận động đất rất giống nhau; (iii) Ở miền tần số cao, HVSR của DĐVĐC phần lớn thấp hơn HVSR sóng S của động đất, ngoại trừ điểm TA019

Hình 1.1 Dao động hạt của sóng Rayleigh ở chế độ cơ bản Hình này cho thấy,

trong 1 chu kỳ sóng Rayleigh truyền từ trái sang phải và dao động ngược chiều kim đồng hồ Khi đến bề mặt nó bị phản xạ trở lại trở rồi dao động thẳng đứng hoàn toàn ở độ sâu bằng 1/5 lần bước sóng sau đó dao động theo chiều kim đồng hồ tại các độ sâu lớn hơn Các chấm đen là các điểm ổn định theo thời gian (theo Shearer

1999, hình 8.3)

Hình 1.2 Dao động hạt của sóng S Trục x là thành phần E hay N Trục y là thành

phần Z Hình này cho thấy, dao động hạt của sóng S theo phương ngang mạnh hơn theo phương đứng [34]

Hình 1.3(a) Đồ thị HVSR của mảng A và các dao động hạt của DĐVĐC được lọc

trong dải tần số tô màu xám, xung quanh đỉnh trội và vùng lõm (theo Di Giulio, 2006) [22] Hình 1.3(b) Đồ thị HVSR tại điểm TA022 và các dao động hạt của DĐVĐC được lọc trong dải tần tô màu xám, xung quanh đỉnh trội và vùng lõm (theo Kuo, 2008) [34] Các kết quả này đều cho thấy dao động hạt của DĐVĐC tại miền tần số xung quanh đỉnh trội dao động chủ yếu theo phương ngang giống sóng

S, còn dao động hạt của DĐVĐC tại miền miền tần số xung quanh vùng lõm dao động chủ yếu theo phương đứng giống sóng Rayleigh

(a)

(b)

Hình 1.4(a) Đồ thị HVSR tại điểm H02 và các dao động hạt của DĐVĐC được lọc

trong các miền tần số tô màu xám, xung quanh vùng lõm và đỉnh trội Hai hình bên trái là các dao động hạt tại miền tần số xung quanh vùng lõm; 2 hình bên phải là các dao động hạt tại tần số xung quanh đỉnh trội Hình này cho thấy hai dao động bên trái dao động chủ yếu theo thẳng đứng giống sóng Rayleigh, còn 2 dao động bên phải dao động chủ yếu theo phương ngang giống sóng S Hình 1.4(b) Băng ghi DĐVĐC tại điểm H02 dài 60 giây được lọc trong các dải tần số tô màu xám trong hình 1.4(a) Hình bên trái là băng ghi được lọc tại dải tần xung quanh vũng lõm, còn hình bên phải là băng ghi được lọc tại dải tần xung quanh vùng đỉnh trội

Hình 1.5 Các đường cong mô phỏng theo phương trình hàm truyền sóng S và mô

phỏng theo phương trình tính elip của sóng Rayleigh, (hình 1.5(a, b) theo Ohori (2002) [44]; hình 1.5(c, d) theo Bonnefoy-Claudet (2006) [16]) Hình 1.5(a) Các chấm màu đen là các vận tốc pha đo được; các đường liền và đường gạch là các đường cong phân tán vận tốc mô phỏng theo phương trình tính elip của sóng Rayleigh ở chế độ cơ bản (0th) và các chế độ cao (1st, 2nd và 3rd); Hình 1.5(b) đường cong liền là đường cong mô phỏng theo phương pháp nghịch đảo vận tốc pha, đường cong gạch là đường tính được từ số liệu đo sóng S bằng thiết bị PS-logging; Hình 1.5(c) HVSR của DĐVĐC đo được, HVSR tìm được theo mô phỏng phương trình hàm truyền sóng S và HVSR tìm được theo mô phỏng phương trình tính elip của sóng Rayleigh (chế độ cơ bản và cao đầu tiên); Hình 1.5(d) Các vận tốc pha của DĐVĐC (các chấm màu xám) và đường cong phân tán vận tốc pha theo lý thuyết ở chế độ cơ bản và 2 chế độ cao (các đường đen đậm) Các hình này đều cho thấy có

sự không ổn định vận tốc pha tại tần số xung quanh đỉnh trội của HVSR

(b) (a)

Hình 1.6 Mô phỏng sự không ổn định các vận tốc pha của Dutta (2007) [24] Hình

1.6(a, c), ba biểu tượng (tròn, tam giác và vuông) biểu diễn các phép đo mảng DĐVĐC với kích thước khác nhau; Hình 1.6(b, d) các đường cong liền là HVSR tính được từ phép đo mảng; đường cong gạch là HVSR tính được từ mô hình mô phỏng Hình này cho thấy có sự không ổn định vận tốc pha tại tần số xung quanh 1

Hz và 0,8 Hz (mảng A1 và B3), các tần số này cũng là các tần số trội của HVSR

Hình 1.7 Đường cong HVSR đo được và các đường cong HVSR mô phỏng cho 4

trường hợp nhằm kiểm tra tính không rõ của DĐVĐC (N101, N102, N103 và N104) [33] Đường cong màu đen là HVSR của DĐVĐC đo được; đường cong màu xanh nước biển là đường cong HVSR mô phỏng theo phương trình hàm truyền sóng S; đường màu đỏ là đường cong HVSR mô phỏng theo phương trình tính elip của sóng Rayleigh ở chế độ cơ bản; đường xanh lá cây là đường cong HVSR mô phỏng theo tính elip của sóng Rayleigh ở chế độ cao thứ nhất Hình này cho thấy xung quanh miền tần số trội, các đường cong HVSR của DĐVĐC giống với đường cong HVSR mô phỏng theo phương trình hàm truyền sóng S Đường cong HVSR mô phỏng theo tính elip của sóng Rayleigh chỉ giống đường cong HVSR của DĐVĐC

đo được tại chế độ cơ bản, còn tại chế độ cao thì khác nhiều

Hình 1.8 Đường cong HVSR đo được và các đường cong HVSR mô phỏng theo

phương trình hàm truyền sóng S và tính elip của sóng Rayleigh (theo Kuo (2008)) [34] Hình bên trên, đường cong màu đen là HVSR của DĐVĐC đo được tại điểm TA089; đường cong màu xanh lá cây là đường cong HVSR mô phỏng theo phương trình hàm truyền sóng S; đường cong màu đỏ là đường cong HVSR mô phỏng theo phương trình tính elip của sóng Rayleigh ở chế độ cơ bản; đường cong màu xanh nước biển là đường cong HVSR mô phỏng theo phương trình tính elip của sóng Rayleigh ở chế độ cao đầu tiên Các đồ thị phía dưới là các dao động hạt tại các dải tần tô màu ở hình trên Màu xanh lá cây là dải tần xung quanh đỉnh trội thứ nhất; màu xanh nước biển là dải tần xung quanh đỉnh trội thứ 2 và màu đỏ tía là dải tần xung quanh vùng lõm

Hình 1.9 Đồ thị so sánh HVSR của DĐVĐC đo được (đường đậm màu xanh) và

HVSR sóng S của các trận động đất (đường đậm màu đen) ghi được tại 7 trạm ghi dao động mạnh độc lập phân bố trong bồn trũng Đài Bắc, Đài Loan [34] Các đường gạch là sai số độ lệch chuẩn

Chương 2 – NGHIÊN CỨU VI PHÂN VÙNG ĐỘNG ĐẤT

2.1 Khái niệm về vi phân vùng động đất

Vi phân vùng động đất là một nhánh của địa chấn công trình Ở đây, sử dụng

số liệu địa chấn thu thập tại khu vực nghiên cứu để đánh giá chính xác mức độ nguy hiểm động đất cho khu vực nghiên cứu

2.2 Sự khuếch đại sóng địa chấn qua lớp phủ

Ohta (1978) đã thực hiện nghiên cứu chu kỳ trội nền đất tại vùng Hachinohe, Nhật Bản bằng cả số liệu đo DĐVĐC và số liệu đo dao động mạnh cho thấy sự khuếch đại gây ra tại đây là do các lớp trầm tích phù sa sâu [47]

Năm 1984, tại vùng McGee Creek, Mỹ người ta đã tiến hành nghiên cứu sự khuếch đại sóng địa chấn khi truyền qua lớp phủ của các động đất bằng cách đặt 3 máy ghi động đất tại các độ sâu khác nhau, 1 máy đặt trên mặt lớp phủ; 2 máy đặt

trong đá gốc (hình 2.1(a)) Năm 1984, động đất tại Round Valley có ML=5,8, độ sâu 13,4 km, cách vị trí này 22 km Kết quả ghi nhận được tại các máy ghi, gia tốc đỉnh (PGA) của máy ghi đặt trên mặt lớp phủ là 120 cm2, còn PGA của 2 máy ghi đặt

trong đá gốc có giá trị nhỏ hơn 5 lần so với máy ghi đặt trên mặt lớp phủ (hình 2.1(b)) Năm 1986, một trận động đất khác xẩy ra tại Chalfant Valley, có ML=6,4,

độ sâu 11,2 km, cách vị trí này 32 km cũng cho hiện tượng tương tự, PGA ghi được trên mặt lớp phủ là 85 cm2, lớn hơn 5 lần so với trong đá gốc (hình 2.1(c)) [50]

Năm 1991, Celebi nghiên cứu sự khuếch đại sóng địa chấn của trận động đất Michoacan ngày 19/9/1985 có MS=8,1, theo tuyến từ vị trí chấn tâm tới thành phố Mêxicô dài khoảng 400 km, cho thấy: (i) PGA của các trạm đặt trên đá, tại các vị trí chấn tâm, Teacalco (cách vị trí chấn tâm khoảng 340 km) và UNAM (cách vị trí chấn tâm khoảng 400 km), có giá trị lần lượt là 0,15 g, 0,05 g và 0,035 g, bị suy

giảm theo khoảng cách (hình 2.2(a)); (ii) PGA của 5 trạm phân bố trong bồn trũng

Mêxicô đặt trên các nền đất khác nhau, tại các vị trí UNAM (trên đá), SCT (đầm lầy), VIV2

(vùng chuyển tiếp), TAC (đá Tacubaya), CDA (đầm lầy), có giá trị lần lượt là: 0,035 g, 0,17 g, 0,043 g, 0,034 g và 0,095 g, giá trị PGA khác nhau rất rõ

ràng (hình 2.2(b)) [18]

Năm 1999, động đất Chi Chi, Đài loan, Trung Quốc có MW=7,3 gây ra phá huỷ lớn tại bồn trũng Đài Bắc, giá trị PGA hầu hết là 200 gal, trong khi đó tại nhiều nơi nằm giữa chấn tâm và bồn trũng Đài Bắc lại có giá trị PGA nhỏ hơn và có sự phá huỷ ít hơn [29]

Các ví dụ trên cho thấy, điều kiện nền địa phương có ảnh hưởng rất lớn đến đặc tính truyền sóng địa chấn khi động đất Các vùng có các lớp trầm tích dầy thường cho sự khuếch đại lớn, điều này được cho là các sóng địa chấn (sóng S) bị phản xạ nhiều lần khi truyền qua các lớp trầm tích này Kết quả là nền đất sẽ dao động với một chu kỳ dao động riêng Chu kỳ này gọi là chu kỳ trội nền đất Phương pháp xác định chu kỳ trội nền đất thông dụng nhất hiện nay là phương pháp đo DĐVĐC theo phương pháp phân tích tỉ số phổ H/V 1 trạm của Nakamura (1989)

2.3 Các phương pháp vi phân vùng động đất

Một số phương pháp sử dụng để thực hiện vi phân vùng động đất:

(1) Khoan thăm dò là phương pháp có độ chính xác nhất Tuy nhiên, phương pháp này có giá thành cao, tốn nhiều thời gian và nói chung là không thích hợp để thực hiện vi phân vùng động đất

(2) Đo địa chấn phản xạ, khúc xạ, phân tích đa kênh sóng mặt, là phương pháp thường dùng để xây dựng các lát cắt vận tốc sóng ngang (Vs) Tuy nhiên, chúng khó thực hiện trong các khu đông dân cư vì thường phải sử dụng nguồn nổ và chịu ảnh hưởng nhiều bởi các nguồn nhiễu bề mặt

(3) Sử dụng băng ghi dao động mạnh tại các nền đất khác nhau là phương pháp cho kết quả trung thực nhất Tuy nhiên, phương pháp này đòi hỏi phải ghi được đầy

đủ các sự kiện tại các loại nền này Do vậy, phương pháp này chỉ áp dụng được ở một vài quốc gia có hệ thống trạm ghi dao động mạnh dầy đặc và thường xuyên có động đất

(4) Đo DĐVĐC là phương pháp đo tín hiệu thụ động, được dùng phổ biến để thực hiện vi phân vùng động đất vì giá thành rẻ, tốn ít thời gian và không cần tham khảo đầy đủ các băng ghi dao động mạnh mà vẫn đánh giá chính xác chu kỳ khuếch đại dao động nền đất Đo DĐVĐC được ứng dụng tốt nhất cho các vùng có các lớp

trầm tích trẻ và mềm phủ lên trên mặt đá gốc rắn chắc Các vùng này có thể làm khuếch đại các sóng địa chấn khi động đất Do đó, các vùng này thường làm tăng mức độ phá hủy các công trình khi động đất xẩy ra Do ưu những điểm này, ngày nay nó được ứng dụng rộng rãi và phổ biến tại nhiều nơi trên thế giới và Việt Nam [2-10, 12-58] Điều này cũng khẳng định vì sao nghiên cứu này lựa chọn phương pháp đo dao động vi địa chấn để thực hiện vi phân vùng động đất Tp Hà Nội làm luận văn tốt nghiệp

2.4 Nghiên cứu vi phân vùng động đất trên thế giới

Năm 1961, Kanai và Tanaka [32] lần ddaaud tiên sử dụng phương pháp đo DĐVĐC để thực hiện vi phân Khi đó, họ sử dụng phương pháp đo DĐVĐC điểm tựa Phương pháp này thực hiện so sánh HVSR của 01 máy đặt tại các điểm đo khác nhau và 01 máy đặt tại một điểm cố định trên đá gốc trong vùng nghiên cứu

Năm 1989, Nakamura đề xuất phương pháp phân tích tỉ số phổ dao động ngang và dao động đứng (HVSR) cho cả băng ghi động đất và DĐVĐC [41] Ông cho rằng về mặt DĐVĐC, các sóng Rayleigh phân bố trên thành phần thẳng đứng là

do các nguồn dao động nhân tạo trên mặt gây ra, vì thế nó phải phổ biến với dao động đứng Nếu chúng ta sử dụng phương pháp phân tích HVSR thì sẽ khử được các ảnh hưởng của sóng Rayleigh Một phương pháp nữa cũng được Nakamura đề xuất đó là phương pháp HVSR 1 trạm [42, 43] Theo ông, nếu chúng ta đo được đầy

đủ các đặc điểm khuếch đại nền thì chúng ta không cần phải đi tìm nền đá gốc chuẩn trong khu vực nghiên cứu Cho đến nay, nhiều nghiên cứu đã sử dụng phương pháp HVSR 1 trạm của Nakamura (1989) để thực hiện vi phân vùng động đất tại nhiều nơi trên thế giới [2-6, 9, 13-15, 19, 21, 23-26, 30, 34 37, 51, 53-58] Tất cả họ đều cho rằng phương pháp HVSR 1 trạm rất thuận lợi cho việc xác định tần số trội, hệ số khuếch đại biên độ DĐVĐC trong vi phân vùng động đất

Ngoài ra, trong những năm gần đây DĐVĐC còn được sử dụng để đánh giá chiều dầy lớp phủ, xây dựng lát cắt vận tốc song ngang (Vs),… Ban đầu, các nhà khoa học chỉ thực hiện so sánh Vs đo được từ DĐVĐC và các phương pháp địa vật

lý thông dụng khác như: (i) khúc xạ địa chấn, phản xạ địa chấn và khoan thăm dò

[49]; (ii) So sánh kết hợp giữa đo DĐVĐC và các phương pháp địa kỹ thuật [12, 22,

34, 39, 40]; (iii) Nghịch đảo HVSR của DĐVĐC theo thuật toán Haskell kết hợp với nghịch đảo đường cong phân tán vận tốc pha theo phương pháp xác suất cực đại [12, 25, 26, 34]; (iv) Nghịch đảo sóng Rayleigh của DĐVĐC ở chế độ cơ bản và chế độ cao [12, 25, 49]; (5) Sử dụng giá trị SPT và độ sâu của số liệu các hố khoan [31, 35-37, 45, 48]

2.5 Nghiên cứu vi phân vùng động đất tại Việt Nam

Ngay từ những năm 90 của thế kỷ trước, vi phân vùng động đất đã được thực hiện tại Tp Hà Nội bằng phương pháp độ cứng địa chấn [7, 10]

Năm 2001, động đất Điện Biên xẩy ra với Ms=5,5 gây phá hủy lớn cho thành phố Điện Biên và các vùng lân cận Sau trận động đất này, vi phân vùng động đất

đã được thực hiện tại thành phố Điện Biên và các thành phố, thị trấn khác thuộc vùng Tây Bắc [3, 6]

Năm 2005, động đất xẩy ra tại Phú Quý với Ms=5,4 gây hoang mang cho dân chúng sống tại thành phố Hồ Chí Minh và các tỉnh Nam Bộ Sau trận động đất này, vi phân vùng động đất đã được thực hiện tại thành phố Hồ Chí Minh và thành phố Vũng Tàu [4, 9]

Giai đoạn từ năm 2003 đến nay, vi phân vùng động đất cũng được thực hiện tại nhiều công trình thủy điện, nhiệt điện, điện nguyên tử, các khu đô thị, các công trình trọng điểm,… như: thủy điện Sơn La, thủy điện Lai Châu, thủy điện Bản Chát, Nhà Quốc Hội, Tòa nhà Kangnam,…

Vi phân vùng Tp Hà Nội đã được nghiên cứu với mức độ chi tiết và tin cậy khác nhau [2, 5, 7, 9, 10, 54, 57] Nguyễn Đình Xuyên [7] sử dụng phương pháp độ cứng địa chấn và đo DĐVĐC bằng máy ghi động đất LE-3D đã xác định hệ số khuếch đại và chu kỳ trội của các nền đất và lập bản đồ vi phân vùng động đất nội thành Tp Hà Nội Nguyễn Ngọc Thuỷ và nnk [6] cũng áp dụng phương pháp độ cứng địa chấn và đo DĐVĐC để xác định các đặc trưng dao động của các nền đất từ

57 điểm đo DĐVĐC bằng máy K2 Kết quả cho thấy chu kỳ trội nền đất nằm trong khoảng từ 0,6 s đến 2,5 s Tulandhar và nnk [54] thực hiện 63 điểm đo DĐVĐC tập

trung chủ yếu ở các quận nội thành bằng máy đo DĐVĐC xách tay Kết quả cho thấy chu kỳ trội nền đất nằm trong khoảng từ 0,4 s đến 1,2 s Nguyễn Tiến Hùng [2, 57] thực hiện 93 điểm đo DĐVĐC bằng máy hệ thống máy ghi vi địa chấn Servo Kết quả cho thấy chu kỳ trội của nền đất tăng dần từ bắc xuống nam và từ tây sang đông Chu kỳ trội nhỏ nhất, nhỏ hơn 0,6 s, thuộc vùng phía bắc và chu kỳ trội lớn nhất, lớn hơn 1,2 s, thuộc vùng phía đông của khu vực nghiên cứu và chia khu vực nghiên cứu ra thành 2 loại nền: (i) nền C, chu kỳ trội nhỏ hơn hay bằng 0,6 s, thuộc phần phía bắc và tây của Tp Hà Nội; (ii) nền D, chu kỳ trội lớn hơn 0,6 s, thuộc các vùng dọc sông Hồng, khu vực nội thành, phần phía đông và phía nam Hơn nữa, khi

so sánh điều kiện địa chất công trình và kết quả đo DĐVDC cho thấy chiều sâu tới tầng đá cứng ảnh hưởng rất rõ đến chu kỳ trội của DĐVDC Kết quả nghiên cứu của Hùng (2011) cũng là một phần kết quả thực hiện trong luận văn này

Hình 2.1 (a) Vị trí lắp đặt thiết bị và lát cắt địa chất tại vùng McGee Creek 30,5 m

đầu tiên là các lớp đất yếu Độ sâu từ 30,5 m tới 166,4 m là đá gốc Các máy ghi được đặt tại độ sâu 0 m, 35 m, và 166 m (b) Các băng gia tốc ghi được trong trận động đất Round Valley (1984) Các băng ghi có cùng tỉ lệ từ trên xuống dưới lần lượt là trên mặt lớp phủ (0 m), trong đá gốc (35 m) và trong đá gốc (166 m) (c) Các băng gia tốc ghi được trong trận động đất Chalfant Valley (1986) Các băng ghi có

tỉ lệ khác nhau từ phải sang trái lần lượt là trên mặt lớp phủ (0 m), trong đá gốc (35 m) và trong đá gốc (166 m) Hình 2.1 (b, c) cho thấy PGA ghi được trên mặt lớp phủ lớn hơn khoảng 5 lần so với PGA ghi được trong đá gốc và các giá trị PGA ghi được trong đá gốc là như nhau [50]

(a)

(b)

(c)

Hình 2.2 (a) Biểu đồ mô tả vị trí phân bố các trạm động đất và các băng ghi ghi

được tại các trạm động đất của động đất Michoacan xẩy ra 19/9/1985 với MS=8,1 Hình này cho thấy sóng địa chấn bị suy giảm theo khoảng cách, nhưng nó sẽ bị khuếch đại tại vùng đầm lầy thuộc thành phố Mêxicô (b) Bản đồ mô tả vị trí các trạm động đất phân bố trong thành phố Mêxicô trên các nền đất khác nhau [18] (a)

(b)

Chương 3 – PHƯƠNG PHÁP, CƠ SỞ LÝ THUYẾT SỬ DỤNG DAO ĐỘNG

VI ĐỊA CHẤN PHỤC VỤ VI PHÂN VÙNG ĐỘNG ĐẤT

3.1 Khái niệm về dao động vi địa chấn

Dao động vi địa chấn, còn được gọi là vi chấn động (microseisms), nhiễu xung quanh (ambient noise) hay nhiễu địa chấn (seismic noise), là những dao động

có biên độ nhỏ, biên độ dịch chuyển khoảng 0,1-1µm, và biên độ vận tốc khoảng 0,001-0,01cm/s, trên mặt đất DĐVĐC chỉ ghi được bằng các máy ghi địa chấn có

độ phân giải cao

DĐVĐC có thể được chia làm 2 loại dựa trên các dải chu kỳ: (1) Các DĐVĐC chu kỳ ngắn, chu kỳ nhỏ hơn 1s, có liên quan đến các cấu trúc nông, chiều dày vài chục m Chúng có thể được tạo ra từ các hoạt động như: giao thông, nhà máy, xí nghiệp, con người, động đất, ; (2) Các DĐVĐC chu kỳ dài, chu kỳ lớn hơn 1s, có liên quan đến cấu trúc sâu Chúng có thể tạo từ các hoạt động như: gió, thuỷ triều, sóng biển, động đất,

3.2 Xác định chu kỳ trội của dao động vi địa chấn

Trước kia, chỉ trong trường hợp lý tưởng người ta mới chọn chính xác được chu kỳ trội của DĐVĐC, còn phần lớn các trường hợp chu kỳ trội của DĐVĐC rất khó xác định, do DĐVĐC thường bị ảnh hưởng bởi các nguồn nhiễu Để khắc phục

vấn đề này người ta đưa ra 2 phương pháp đo DĐVĐC, hình 3.1

(1) Phương pháp tỉ số phổ cổ điển (phương pháp đo điểm tựa): phương pháp này thực hiện so sánh các DĐVĐC giữa 1 băng ghi DĐVĐC đặt tại một điểm cố định trên đá gốc và một băng ghi DĐVĐC khác đặt tại một điểm khảo sát Tỉ số phổ

so sánh giữa các băng ghi DĐVĐC này mô tả tỉ số phổ đỉnh trội của DĐVĐC ghi được tại thời điểm đó [27] Các tỉ số phổ này gọi là tỉ số phổ S/R

(2) Phương pháp đo DĐVĐC một trạm (Phương pháp phân tích tỷ số phổ ngang

và đứng (H/V) 1 trạm của Nakamura (1989)) [41] Theo Nakamura tỉ số phổ H/V của DĐVĐC liên quan đến chu kỳ trội của lớp phủ bở rời và hệ số khuếch đại biên

độ của lớp phủ bở rời so với đá gốc Phương pháp này dựa trên hai giả thiết sau: (i) DĐVĐC theo phương ngang có thể bị khuếch đại thông qua chùm phản xạ của sóng

S, trong khi đó DĐVĐC theo phương đứng có thể bị khuếch đại thông qua chùm phản xạ của sóng P; (ii) Sóng Rayleigh chỉ ảnh hưởng đến DĐVĐC theo phương đứng trên lớp phủ, nhưng không ảnh hưởng đến DĐVĐC theo phương đứng trên đá gốc

Khi đó phương trình hàm truyền của DĐVĐC qua lớp phủ theo phương ngang và đứng là:

ST =𝑆𝐻𝑆

𝑆𝐻𝐵 (3.1)

ES = 𝑆𝑉𝑆

𝑆𝑉𝐵 (3.2) Trong đó: SHS, SHB, SVS và SVB tương ứng là: phổ DĐVĐC theo phương ngang tại bề mặt, phổ DĐVĐC theo phương ngang tại đá gốc, phổ DĐVĐC theo phương đứng tại bề mặt và phổ DĐVĐC theo phương đứng tại đá gốc

Nếu môi trường không có sóng Rayleigh thì ES=1, ES >1 khi môi trường bị ảnh hưởng bởi sóng Rayleigh Khi đó, phương trình ảnh hưởng của sóng Rayleigh

STT cho thành phần thẳng đứng và thành phần nằm ngang của DĐVĐC là:

STT = 𝑆𝑇

𝐸𝑆 = 𝑅𝑆

𝑅𝐵 (3.3) Trong đó: RS =𝑆𝐻𝑆

𝑆𝑉𝑆 (3.4)

RB =𝑆𝐻𝐵

𝑆𝑉𝐵 (3.5)

RS và RB lần lượt là tỷ số của phổ DĐVĐC ngang và DĐVĐC đứng tại bề mặt

và tỷ số của phổ DĐVĐC ngang và DĐVĐC đứng tại đá gốc Thực nghiệm cho thấy

RB1 trong toàn bộ dải tần quan tâm Kết quả này có thể là do trong đá gốc rắn chắc DĐVĐC theo tất cả các hướng là như nhau

𝑅𝐵 ≅ 1 => STT = RS =𝑆𝐻𝑆

𝑆𝑉𝑆 (3.6) Phương trình (3.6) cho thấy phương trình hàm truyền của DĐVĐC trong lớp phủ có thể được đánh giá chỉ bằng DĐVĐC tại bề mặt

Nhiều tác giả, Lermo (1993), Field (1995), Kuo (2008), , đều cho rằng khi xác định chu kỳ trội của DĐVĐC tại các vùng đất yếu thì kỹ thuật Nakamura (1989) có nhiều ưu điểm hơn so với kỹ thuật tỉ số phổ S/R truyền thống Hơn nữa

trong môi trường thực địa, kỹ thuật Nakamura ít tốn kém hơn do chỉ sử dụng băng ghi DĐVĐC một trạm Tuy nhiên hiện nay bản chất vật lý và cơ sở lý thuyết của kỹ thuật này vẫn chưa được giải thích rõ ràng Người ta chỉ chấp nhận chu kỳ trội của HVSR của DĐVĐC còn hệ số khuếch đại biên độ của HVSR của DĐVĐC vẫn chưa được sử dụng nhiều

3.3 Đánh giá chiều dầy lớp phủ nông theo số liệu đo DĐVĐC

Xét mô hình 2 lớp đơn giản: Gồm một lớp đá gốc bị phủ lên trên bởi một lớp trầm tích yếu Lớp trầm tích này có chiều dầy là D và vận tốc truyền sóng ngang là

Vs, hình 3.2 Khi đó, tần số trội của mô hình này xẩy ra với chiều dầy D phụ thuộc

vào hệ số nhân của λ/4

Phương trình liên hệ giữa tần số trội và độ dầy lớp trầm tích là:

fr =𝑛.𝑉𝑠

4𝐷 (𝑛 = 1, 3, 5, … ) (3.7) Phương trình liên hệ giữa vận tốc và độ sâu của các lớp trầm tích là:

Vs z = V0 (1 + 𝑍)𝑥 (3.8) Trong đó V0 là vận tốc truyền sóng ngang tại bề mặt, Z=z/z0 (với z0 =1 m) là độ sâu lớp trầm tích và x là hệ số sự phụ thuộc của vận tốc theo độ sâu Ví dụ: Budny (1984), sử dụng số liệu hố khoan để đánh giá các hệ số này cho nền cát lỏng tại phía tây Lower Rhine Embayment nước Đức, thu được V0=162 m/s, x=0,278 [17]

Tần số trội fr được tính bằng 1/4T, với T là thời gian truyền sóng ngang từ đáy tới mặt của lớp

Theo định nghĩa thì V(z)=dz/dt khi đó thời gian truyền được tính như sau:

𝐷 0

(1+𝐷)1−𝑥−1 (1−𝑥) (3.9)

Do đó mối liên hệ giữa chiều dầy lớp phủ và tần số trội trở thành

fr =4T1 = 𝑉0 (1−𝑥)

4 (1+𝐷) 1−𝑥 −1 (3.10)

 D = 𝑉0 (1−𝑥)

4𝑓𝑟 + 1 1/(1−𝑥)− 1 (3.11) Trong đó fr tính bằng Hz, V0 tính bằng m/s và D tính bằng m

Chúng ta biểu diễn phương trình (3.11) dưới dạng đơn giản hơn

(3.11) D + 1 = 𝑉0 (1−𝑥)

4𝑓𝑟 + 1 1/(1−𝑥) (3.12) Thực tế cho thấy D >> 1 => D + 1  D; 𝑉0(1−𝑥)

D = 146f(S/R)−1.375 (3 14)

D = 96f(H/V)−1.388 (3.15) Hình 3.3 cho thấy chiều dầy lớp phủ và tần số trội có mối liên hệ phù hợp với nhau Hơn nữa, hình này cũng cho thấy mối liên hệ giữa chiều dầy lớp phủ và tần số trội của DĐVĐC đánh giá theo tỉ số phổ H/V tốt hơn là đánh giá theo tỉ số phổ S/R

Hình 3.1 Hai kỹ thuật đo DĐVĐC thường được sử dụng để xác định chu kỳ trội của

DĐVĐC

Hình 3.2 Mô hình 2 lớp đơn giản, gồm một lớp trầm tích yếu có chiều dầy D, vận

tốc truyền sóng ngang Vs phủ lên trên lớp đá gốc rắn chắc Khi đó, tần số trội fr của

mô hình xẩy ra với chiều dầy D phụ thuộc vào hệ số nhân của λ/4

D

Hình 3.3 Mối quan hệ giữa chiều dầy lớp phủ (D) và tần số trội (T0) tại vùng Lower Rhine Embayment (Đức) Hình tròn đặc là giá trị tần số trội tính theo tỉ số phổ H/V; hình tam giác là giá trị tần số trội tính theo tỉ số phổ S/R; các đường đậm là đường cong được nội suy theo phương trình (3.15); các đường gạch là đường cong được nội suy theo phương trình (3.14) [52]

Chương 4 – VI PHÂN VÙNG ĐỘNG ĐẤT THÀNH PHỐ HÀ NỘI

4.1 Đặc điểm khu vực nghiên cứu

4.1.1 Vị trí

Toạ độ vùng nghiên cứu được giới hạn trong phạm vi: vỹ độ từ 20º52’N tới

21º14’N, kinh độ từ 105º42’E tới 106º02’E Để vi phân vùng động đất Tp Hà Nội tôi đã tiến hành đo DĐVĐC tại 93 điểm bằng hệ thống máy ghi DĐVĐC Servo

(hình 4.1) Kết quả đo đạc, phân tích số liệu và vi phân vùng động đất Tp Hà Nội

thuần túy bằng phương pháp vi địa chấn được trình bày trong nghiên cứu này

4.1.2 Địa hình

Địa hình Tp Hà Nội mang tính thang bậc khá rõ nét, bao gồm: (i) địa hình đồi và núi thấp phân bố ở phía bắc thành phố, có độ cao từ 270 đến 374m; (ii) đồng bằng - gò đồi phát triển rộng ở phía đông bắc Sóc Sơn; (iii) đồng bằng cao phân bố chủ yếu ở Đông Anh và phần còn lại của Sóc Sơn, có độ cao từ 6 m đến 15 m ; (iv) đồng bằng thấp phân bố phổ biến ở phần đông nam thành phố, dọc theo sông Hồng,

sông Đuống, sông Cà Lồ Độ cao trung bình từ 2 m đến 6 m (hình 4.2) [1]

4.1.2 Đặc điểm địa chất công trình

Lớp phủ của khu vực này chủ yếu là các trầm tích tuổi Đệ tứ, thành phần chủ yếu là bùn, cát, sét, sỏi và cuội, chúng phủ lên trên trầm tích đá gốc tuổi Đệ tam, thành phần chủ yếu gồm cuội kết, sỏi sạn kết, cát bột kết Chiều dầy lớp phủ ở đây tăng dần từ bắc xuống nam Chiều dầy tăng từ 0 m, khu vực Sóc Sơn, tới > 90 m,

khu vực trung tâm (hình 4.3) [1]

Hình 4.3 cho thấy các lớp trầm tích tuổi Đệ tứ ở Tp Hà Nội được hình thành

từ Pleistocen sớm đến Holocen muộn, gồm 5 hệ tầng trầm tích, từ trên xuống dưới là: (i) hệ tầng Thái Bình với thành phần chủ yếu là sét pha, cát pha, cát hạt nhỏ, cát bột lẫn mùn thực vật; (ii) hệ tầng Hải Hưng là trầm tích hồ - đầm lầy, trầm tích biển

và đầm lầy, chủ yếu gồm bùn, than bùn, sét bột chứa tàn tích thực vật; (iii) hệ tầng Vĩnh Phúc lộ với diện tích rộng tại vùng Sóc Sơn, Đông Anh và một vùng nhỏ ở Cổ Nhuế - Xuân Đỉnh, thành phần chủ yếu gồm sét bột, cát lẫn sét, cát vàng xây dựng; (iv) hệ tầng Hà Nội lộ ở vùng gò đồi Sóc Sơn, còn phần lớn chúng bị phủ, chỉ quan

sát được trong các lỗ khoan từ Sóc Sơn, Đông Anh trở xuống phía nam, đông nam thành phố, thành phần chủ yếu gồm cuội, cuội tảng, sỏi sạn, cát hạt thô, ít cát bột;

(5) hệ tầng Lệ Chi chỉ xuất hiện trong các lỗ khoan thuộc mặt cắt I, II và III (hình 4.3) ở độ sâu 45 m đến 69,5 m, thành phần chủ yếu gồm cuội, sỏi, cát, ít bột sét

Các trầm tích đá gốc tuổi Đệ tam ở Tp Hà Nội không lộ ra trên mặt, chỉ gặp trong các lỗ khoan ở vùng Đông Anh trải về phía nam, đông nam ở độ sâu từ 77 m trở xuống, thành phần chủ yếu gồm cuội kết, sỏi sạn kết, xen kẽ cát kết, cát bột kết màu xám, xám xi măng [1]

Trong nghiên cứu địa chấn công trình chiều dầy lớp phủ thay đổi làm cho giá trị chu kỳ trội của DĐVĐC cũng thay đổi Do vậy, sự thay đổi chiều dầy lớp phủ trong khu vực nghiên cứu là thông tin rất quan trọng cho việc đánh giá mối quan hệ giữa chu kỳ trội của DĐVĐC và chiều dầy lớp phủ Ngoài ra, các lỗ khoan địa chất công trình trong khu vực nghiên cứu cung cấp cho chúng ta các thông tin tin cậy về cấu trúc lớp phủ như: chiều dày, thành phần vật chất, … Các thông tin này rất hữu ích cho việc đánh giá mối quan hệ giữa chiều dầy lớp phủ và chu kỳ trội của DĐVĐC

4.1.3 Tính địa chấn khu vực nghiên cứu và lân cận

Việt Nam là nước có mức độ hoạt động địa chấn trung bình Theo các tài liệu quan trắc và điều tra trên lãnh thổ Việt Nam và lân cận [8], đến tháng 12 năm 2006 trong phạm vi giới hạn bởi vĩ độ 8030’N tới 23030’N và kinh độ 1020E tới 1110E, đã ghi nhận được 146 trận động đất xẩy ra có Ms  4,5 Trận động đất lớn nhất xẩy ra tại Điện Biên năm 1935 có Ms = 6,8 và trận động đất Tuần Giáo năm 1983 có Ms = 6,7 Khu vực nghiên cứu đã xẩy ra 6 trận động đất có Ms  3,0, trận động đất lớn nhất xẩy ra năm 1278 và 1285 có Ms = 5,1 với cường độ chấn động cấp VII-VIII Hình 4.4, mô tả bản đồ đường đẳng chấn của một số trận động đất xẩy ra và ảnh hưởng tới Tp Hà Nội với cường độ từ cấp IV – VI Hình 4.4(a) động đất Điện Biên (1935); Hình 4.4(b) động đất Bắc Giang (1961); Hình 4.4(c) động đất Tuần Giáo (1983) Theo nghiên cứu của Nguyễn Đình Xuyên [8], vùng nghiên cứu có thể xẩy

ra động đất có Ms = 6,1, cường độ cấp VII - VIII trên đới phá huỷ sông Hồng, đới

phá huỷ này gồm 3 đứt gãy chính là sông Hồng, sông Chảy và sông Lô chạy ngang

qua Hà Nội theo hướng tây bắc - đông nam (Hình 4.5)

4.2 Thu nhận và xử lý số liệu

4.2.1 Thiết bị

Thiết bị sử dụng trong nghiên cứu này là hệ thống máy ghi DĐVĐC Servo do hãng Tokyo Sukushin, Nhật Bản sản xuất Một hệ thống gồm 1 máy ghi SAMTAC-801H và 1 sensor VSE315D hay VSE355EV Máy ghi có độ phân giải 24 bit và sensor có 6 thành phần (3 thành phần vận tốc và 3 thành phần gia tốc) với dải tần từ

0,1Hz tới 50Hz (hình 4.6)

4.2.2 Số liệu

Số liệu được sử dụng trong nghiên cứu này gồm:

(1) Số liệu vi địa chấn: gồm 93 điểm đo DĐVĐC, trong đó có 24 điểm đo gần vị trí các lỗ khoan Số liều này được lấy từ đề án hợp tác nghiên cứu vi phân vùng động đất Tp Hà Nội giữa phòng Quan sát động đất, Viện Vật lý địa cầu, Viện Khoa học và Công Nghệ Việt Nam và Viện Các khoa học trái đất, Đại học trung ương, Đài Loan trong 3 năm 2008, 2009 và 2010 [2]

(2) Số liệu lỗ khoan: gồm 42 lỗ khoan, trong đó có 33 lỗ khoan có độ sâu tới đá

gốc (hình 4.7) [1]

4.2.3 Minh giải số liệu

 Vi phân vùng động đất khu vực nghiên cứu

Tại mỗi điểm, chúng tôi tiến hành đo liên tục trong khoảng 18 phút, tần số lấy mẫu của phép đo là 200 mẫu/giây Số liệu dùng để phân tích là số liệu đo DĐVĐC của 3 thành phần vận tốc, gồm hai thành phần nằm ngang (NS và EW) và một thành phần thẳng đứng (V) Các điểm đo được xác định chính xác bằng hệ thống định vị toàn cầu (GPS) cầm tay

Các băng ghi số liệu được chúng tôi tiến hành xử lý như sau: (i) chia toàn bộ băng ghi thành nhiều đoạn, mỗi đoạn có độ dài 20,48s (4096 điểm số liệu); (ii) loại

bỏ các đoạn bị ảnh hưởng bởi nhiễu và bất thường; (iii) sử dụng phép biến đổi