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Journal of Tropical Oceanography >

2017 , Vol. 36 >Issue 6: 62 - 70

DOI: https://doi.org/10.11978/2016121

海洋地球物理学

Review of tsunami caused by large earthquakes along the Sumatra and Makran subduction zones in the North Indian Ocean

  • ZHAO Xu , 1 ,
  • XU Min , 1 ,
  • ZENG Xin 1 ,
  • LIN Jian 1, 2
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  • 1. CAS Key Laboratory of Ocean and Marginal Sea Geology, South China Sea Institute of Oceanology, Guangzhou 510301, China
  • 2. Department of Geology and Geophysics, Woods Hole Oceanographic Institution, Woods Hole MA 02543, USA
XU Min. E-mail:

Received date: 2016-11-18

  Request revised date: 2016-12-22

  Online published: 2018-01-18

Supported by

CAS Pioneer Hundred Talents Program (Y6YB011001)

National Natural Science Foundation of China (41676044, 91628301, U1606401)

Chinese Academy of Sciences Project (QYZDY-SSW-DQC005, Y4SL021001)

Copyright

热带海洋学报编辑部
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Abstract

The frequency of tsunamis occurred in the Indian Ocean is much lower than that of the Pacific Ocean; in the past fifteen years, however, three out of ten major tsunamis triggered by the earthquake occurred in the Indian Ocean region. The Makran and the Sumatra subduction zones are the two active regions in the North Indian Ocean for tsunamigenic earthquakes. In the northern Sumatra subduction zone, two earthquakes with Mw 9.0 and 8.6 occurred on December 26, 2004 and March 28, 2005, respectively, and they were ranked as the second and fourth largest earthquakes in the past half century. The 2004 event generated a tsunami disaster with the largest wave runup of 50.9m, and resulted in the most devastating historical disaster, while the 2005 event only generated a maximum wave runup of 4m. What caused the completely different tsunami scenarios by the two earthquakes with similar location and focal mechanism is worthy of study. Recent studies showed that the seismic activities along the Makran subduction zone were divided into two neighboring sections: the seismic activity of the eastern section is significantly stronger than the western section, and the 1945 tsunami was located in this section. Whether the western section, or the whole Makran subduction zone has the potential to rupture together and thus generate major tsunamis requires further investigations.

Key words： North Indian Ocean; tsunami; earthquake; Makran subduction zone; Sumatra subduction zone; paleotsunami research

Cite this article

ZHAO Xu , XU Min , ZENG Xin , LIN Jian . Review of tsunami caused by large earthquakes along the Sumatra and Makran subduction zones in the North Indian Ocean[J]. Journal of Tropical Oceanography, 2017 , 36(6) : 62 -70 . DOI: 10.11978/2016121

海啸灾害是一种典型的海洋灾害, 是世界上破坏性最大的自然灾害之一。海啸的英文单词#cod#x0201c;tsunami#cod#x0201d;来自日文, tsu-表示港湾, nami-表示波浪, tsunami就是港湾中的波浪的意思。海啸是由一系列极具破坏性的波浪组成, 它与只在海洋表面附近起伏的一般海浪不同, 是海水从海底到海表的整体波动。海啸通常具有如下特点: 1) 超长周期, 发生海啸时, 整个水体都会发生剧烈波动, 最常见的波动周期是2~40min; 2) 超长波长, 两个相邻的波峰之间距离可长达500km, 可以传播几千千米而能量损失很小; 3) 超快传播速度, $\nu=\sqrt{gh}$, 其中v代表海啸传播速度, g是重力加速度, h是海水深度。海啸传播速度随海水深度的增大而加快, 在4km水深的海洋中,
其时速可达720km#cod#x000b7;h-1; 4) 超高波幅, 海啸波幅在海洋中常常小于1m, 但当传到近海岸时, 波长变短, 波速变低, 爬高急剧变大, 可达10~30m, 最高可达几百米; 5) 超长持续时间, 海啸持续时间可达几个小时, 甚至更长; 6) 活动重复性, 海啸主要受波浪特性、海底地形及海岸线几何形状控制, 呼啸的#cod#x0201c;水墙#cod#x0201d;每隔数分钟或数十分钟就重复冲击海岸带一次; 7) 超强破坏力, 海啸在近岸形成的巨大#cod#x0201c;水墙#cod#x0201d;能使重达数吨的物体向内陆移动数公里, 甚至会导致入海的河水逆流, 淹没一切地势低洼的地区, 摧毁建筑, 夺走生命财产。
海啸按照其成因大致可以分为三类: 地震海啸、火山海啸、滑坡海啸, 其中地震海啸占全部海啸的80%左右(图 1)。海底地震或火山活动经常伴随有海底滑坡现象, 使得很多单个海啸的起源就包括这3类不同的成因。本文将主要介绍由海底地震活动引发的海啸。地震活动根据震源机制的不同可分为逆冲断层地震、正断层地震及走滑断层地震, 其中逆冲断层地震的垂直方向运动最大, 正断层地震次之, 走滑断层地震几乎没有垂直运动, 所以它们各自引发的海浪波动幅度表现为从大到小(图2)。相关研究显示, 地震海啸主要是由海底发生的逆冲断层地震引起的, 而俯冲带恰好是逆冲断层地震多发区域, 因此地震海啸主要发生在俯冲带上。通常海洋岩石圈顶部25km以内, 里氏震级6.5级以上的逆冲断层或正断层地震才可能引发海啸。当逆冲断层/正断层运动时, 海底突然发生很大的垂直运动, 造成整个海水层急剧抬升/下降, 并向外传播产生海啸。原生的海啸初始分裂为两个传播方向相反的波, 一个向深海传播, 另一个则向近海岸传播。向近海岸传播的海啸, 受到海岸海底地形等的影响, 在岸边与海底发生相互作用, 传播速度减慢, 波长变小, 振幅变得很大(通常可达几十米), 在海岸带造成很大的破坏。当地震的震级与震源机制相同时, 一般震源深度越浅, 则海底产生的升降越明显, 其导致的海啸越大(Satake et al, 1999)。此外, 地震断裂区的水深较大(几公里)时, 更容易引发大型海啸灾害。
Fig. 1 Global distribution map of tsunamis caused by different mechanisms (Data obtained from NGDC/WDS)

图1 全球不同成因海啸分布图(数据来自National Geophysical Data Center / World Data Service)

Fig. 2 Cartoon of ocean wave propagation triggered by thrust (a), normal (b), and strike-slip (c) fault earthquakes

图2 逆冲断层(a)、正断层(b)及走滑断层(c)地震活动引发海浪波动的示意图

近年来, 全球强震频发, 由强震引发的重大海啸时有发生。尽管印度洋海啸发生的频率远低于太平洋(图 1), 但2000年以来全球因地震引发的10个重大海啸有3个发生在印度洋区域。2004年12月26日, 由苏门答腊俯冲带附近海域发生的9.0级强震引发的印度尼西亚海啸产生的海啸爬高超过50m, 波及印度洋沿岸十几个国家, 造成约29万人死亡或失踪, 经济损失超过100亿美元。2006年7月17日, 印度尼西亚爪哇岛西南海域发生的6.8级地震引发的海啸造成668人死亡, 287人失踪, 约7.4万人无家可归。2010年10月25日, 印度尼西亚西苏门答腊附近海域发生的7.2级地震引发的海啸造成至少509人死亡, 上万人无家可归。沿海地区城市化和经济的快速发展使得海啸可能带来的生命及经济损失也越来越大, 研究地震海啸的产生机制以及发展海洋地质灾害长期实时监测技术也显得越来
越重要。随着#cod#x0201c;海洋强国#cod#x0201d;和#cod#x0201c;一带一路#cod#x0201d;国家海洋战略的提出, 我国海洋事业的发展已经进入到了一个新的阶段, 进军深海大洋已是大势所趋。印度洋为世界三大洋之一, 与青藏高原的耦合控制了亚洲气候, 也是我国海洋战略的重要通道。地震海啸是我们科研进军印度洋不能忽视的海洋自然灾害, 其研究应该得到发展和重视。本文将简述北印度洋苏门答腊和莫克兰俯冲带地震海啸特征以及古海啸研究, 为将来的北印度洋地震海啸灾害研究提供可以借鉴的科学思路。

1 苏门答腊俯冲带地震海啸事件及其特征

由于印度洋沿岸缺乏完善的海啸预警系统, 加上对印度洋发生的地震灾害研究较为匮乏, 导致在印度洋发生的几次海啸均造成巨大的生命和财产损失。1976年以来, 印度洋共发生6次由地震引发的海啸(表1), 均分布于安德曼-巽他海沟附近(图3)。安德曼-巽他俯冲带是世界上最活跃的地震带之一, 印度-澳大利亚板块向东北俯冲到欧亚板块之下, 汇聚速度由南向北变小。在巽他海峡汇聚速度约为5.7cm#cod#x000b7;yr-1, 在缅甸南部汇聚速度降为3.7cm#cod#x000b7;yr-1 (Socquet et al, 2006; Delescluse et al, 2007)。
Tab. 1 Tsunamis generated in the Sumatra subduction zone since 1976 (Data obtained from National Geophysical Data Center/World Data Service)

表1 1976年以来苏门答腊俯冲带发生的海啸(数据来自National Geophysical Data Center/World Data Service)

时间 震级(Mw) 震源深度/km 纬度 经度 最大爬高/m
2010/10/25 7.8 20 3°42′36″S 99°19′12″E 16.9
2006/07/17 7.7 34 10°16′48″S 107°46′48″E 20.9
2005/03/28 8.6 30 1°40′12″N 97°04′12″E 4.2
2004/12/26 9.0 30 3°05′24″N 94°15′36″E 50.9
1994/06/02 7.8 18 11°01′48″S 113°02′24″E 13.9
1977/08/19 8.3 33 11°08′24″S 118°13′48″E 15
2004年12月26日(Mw 9.0)和2005年3月28日(Mw 8.6)发生在苏门答腊俯冲带的两次地震是1961年以来发生的第2及第4强震, 两次地震事件沿板块边界共破裂了1600km。2004年的印度洋海啸是历史上破坏性最大的海啸事件, 海啸爬高局部可达50m, 波及印度洋沿岸十几个国家(Lay et al, 2005)。 2005年3月28日在苏门答腊岛北部发生里氏8.6级大地震, 震中位于在2004年大地震震中位置东南约300km处, 两次地震的震源机制非常相似, 但是2005年的大地震引发的海啸最大海啸爬高仅为4m (Ammon et al, 2005)。
2004年印度洋大地震断裂从震中沿着印度洋板块和上覆巽他板块间的断层面向北单向传播, 破裂过程持续约500s, 破裂长度约1300km, 断裂带宽度约200km (Banerjee et al, 2005; Ishii et al, 2005; Ni et al, 2005; Lay et al, 2005), 总断距超过10m, 垂向断距约5m, 震源深度约30km (Lay et al, 2005)。该地震的震源机制解为断层走向(strike)329#cod#x000b0;、倾角(dip)8#cod#x000b0;、滑动角(rake)110#cod#x000b0;, 说明断层活动主要为逆冲分量, 而走滑分量较小。地震发生区域内两个板块汇聚速度与弧正交的分量为1.5~2.5cm#cod#x000b7;yr-1, 因此在断裂范围内至少400年不会发生相似大小的地震事件, 但俯冲带的南部海域仍有发生大地震的可能(Stein et al, 2005)。
2005年发生的地震破裂过程持续约120s, 破裂从震中向两侧传播, 破裂传播速度约为2.9~3.3km#cod#x000b7;s-1。破裂开始后, 先由震中向北延伸近100km, 约40s后, 破裂由震中向东南延伸近200km, 破裂区域总面积约为40000km2。总断距约6m (Walker et al, 2005)。该地震的震源机制解为断层走向(strike)329#cod#x000ba;、倾角(dip)7#cod#x000ba;、滑动角(rake)110#cod#x000ba;, 与2004年地震的震源机制非常相似。海啸波主要向南印度洋方向传播, 对震中附近的苏门答腊岛影响较小, 此次灾害导致的损失主要由地震造成。
Fig. 3 The location and focal mechanism of the tsunamigenic earthquakes in the Sumatra subduction zone (Dziewonski et al, 1981; Ekstr#cod#x000f6;m et al, 2012). Tsunami information can be seen in Tab. 1; arrows indicate the direction and speed of the India-Australia plate subduction relative to the Sumatra island (Subarya et al, 2006)

图3 苏门答腊俯冲带引发大型海啸的地震位置及震源机制(Dziewonski et al, 1981; Ekstr#cod#x000f6;m et al, 2012)

海啸信息见表1。箭头表示印度-澳大利亚板块向苏门答腊下方俯冲的方向和速度(Subarya et al, 2006)

通过多道反射地震数据的深度偏移成像结果解释, Kopp等(2009)认为爪哇俯冲弧前结构呈现分段性, 这种分段性与俯冲板块各部分截然不同的变形状态息息相关。板块内部不均匀分布的滑脱构造或许是控制俯冲板块浅部不同摩擦行为方式, 也即不同地震发生的主要原因。地震成像结果同时也发现了陡峭倾斜的分叉断层, 这些断层植根于底部的滑脱构造并延伸到海底, 或者正是在地震发生期间伴随的这些断层活动加强了海啸的产生。通过数值模拟, 结合对比GPS、地震和地震学观测数据发现整个苏门答腊弧前也呈现出明显的分段性, 与该区域地震破裂模式有着相当好的对应(戴黎明 等, 2010)。2004年地震主震区处于弱耦合状态, 但是在俯冲作用下存在垂直向下的位移, 为地震激发海啸提供了有利的构造环境。我们认为由于俯冲速度、角度、俯冲板块岩石圈物理性质以及地幔各向异性等因素, 整个苏门答腊俯冲带孕育的地震分布呈现较强的非均匀性, 从而造成了该区域海啸地震的明显分段性。
两次海啸引发的波浪主要传播方向不同, 2004年的海啸主要向西(印度、斯里兰卡)和向东(泰国)传播, 而2005年的海啸主要向远离陆地的西南方向传播。震中位置处的水深也是影响海啸灾害大小的因素之一, 较大水深处海底的断裂引发的海啸较大。2004年地震海底垂向位移大于3m的区域水深大于1100m, 而2005年地震垂向断距大于1.5m的区域水深在600~700m之间(Geist et al, 2006)。
由地震发生时震中位置处海平面高出周围海平面的高度可计算海啸的势能:
$E_{T_{0}}=\frac{1}{2} \rho g \int_{s} \eta^{2}_{0} dS$,
其中$\eta_{0}$为初始海平面高程; S为海面面积; #cod#x003c1;为海水密度; g为重力加速度。$ E_{T_{0}}$可作为表示海啸能量大小的指标(Kajiura, 1981)。2004年海啸的势能$ E_{T_{0}}$约为4.1~4.2#cod#x000D7;1015 J, 2005年海啸的势能$ E_{T_{0}}$约为1.0~ 2.1#cod#x000D7;1014 J (Lay et al, 2005; Geist et al, 2006), 比2004年海啸的势能低一个数量级, 用$ E_{T_{0}}$表示这两次海啸灾害的强烈程度更有代表性(Geist et al, 2006)。
2005年地震(Mw 8.6)与该地区1861年地震(Mw 8.5)的破裂范围非常相似, 在这期间并未发生大地震事件。根据Centroid-Moment-Tensor (CMT) 震源机制得到的与海沟正交的汇聚速率为4.2#cod#x000b1;0.4cm#cod#x000b7;yr-1, 因此从1861年至2005年俯冲的距离为5.5~6.6m。但是1989#cod#x02014;1993年的GPS测量证明弧前和俯冲板块之间只有40%耦合, 1861年以来积累的应力只有大约2005年地震释放的应力的一半。因此, 2005年地震释放的应力包含了1861年以前板块俯冲积累的应力(Walker et al, 2005)。

2 莫克兰俯冲带地震海啸事件及其特征

莫克兰俯冲带位于阿拉伯海的巴基斯坦和伊朗近海。阿拉伯板块在莫克兰俯冲带向欧亚板块下方俯冲, 板块俯冲速度自西向东由3.65cm#cod#x000b7;yr-1增加至4.2cm#cod#x000b7;yr-1 (图4), 平均俯冲速度~4cm#cod#x000b7;yr-1 (Byrne et al, 1992), 俯冲角度~4.5#cod#x000ba;, 沉积层较厚, 在地形上未形成明显的海沟(Smith et al, 2012)。莫克兰俯冲带边界构造较为复杂, Ornach-Nal断层系统形成莫克兰的东部边界, Zendan-Minab断层系统形成它的西部边界, Murray海岭则勾画出了俯冲带南部阿拉伯板块与印度板块边界(图4)。
Fig. 4 Tectonic setting of the Makran subduction zone and tsunamigenic earthquakes with documented locations (Byrne et al, 1992; Heidarzadeh et al, 2009; Hoffmann et al, 2013; International Seismological Centre, 2013)

图4 莫克兰俯冲带构造特征以及有位置记录的地震海啸(Byrne et al, 1992; Heidarzadeh et al, 2009; Hoffmann et al, 2013; International Seismological Centre, 2013)

莫克兰俯冲带的地震活动相对较少, 平均每100~250年发生一次Mw 8.0级以上的地震。莫克兰俯冲带发生的有历史文字记载或数据记录的地震海啸共有6次(图4), 海啸描述及参考文献见表2。

2.1 1945年11月27日海啸事件

1945年11月27日在莫克兰俯冲带的东部区域(24#cod#x000b0;55#cod#x02032;48″N, 63#cod#x000b0;48#cod#x02032;E)发生Mw 8.1级地震(International Seismological Center), 地震造成的人员死亡少于300人, 但是地震随后引发的海啸灾害造成4000多人死亡(Pararas-Carayannis, 2006a; Jaiswal et al, 2009)。这是该地区首次有仪器数据记录的海啸事件, 引发海啸的地震使海底产生了~2m的抬升(Page et al, 1979)。伯斯尼和奥尔马拉是两个受灾最严重的城市, 遭到至少3次海啸波浪袭击, 两地均观测到12~15m的爬高。除了伯斯尼和奥尔马拉, 该海啸也给附近其他海岸造成了严重的财产损失和人员伤亡。位于360km以外的卡拉奇, 虽然只是记录到1.5m的海啸爬高, 但是由于海啸波袭击事件较长, 给印度河三角洲沿岸的凯蒂班达尔的港口工程和人员生命造成了巨大的损失。根据Ambraseys等(1982)的记录, 在距离伯斯尼1100km以外的孟买也产生了2m的海啸爬高, 在该地区造成了一定程度的人员伤亡。Pendse (1946)和Berninghausen (1966)也同样估计了该海啸在卡拉奇和孟买地区造成的1.5m和2m的海啸爬高记录。Pendse (1946)同时也报道称地震发生时伴随有火山活动, 其后在25#cod#x000b0;7#cod#x02032;12″N, 64#cod#x000b0;15″E形成两座小岛。在伊朗西南海岸虽然没有任何关于海啸爬高的信息记录, 也同样观察到1945年海啸活动。由于该区域人烟稀少, 少有的几个人口密集的地点也都位于高地形地区, 所以并没有任何人员伤亡记录。根据对巴基斯坦和伊朗沿岸, 从Pozm港到位于瓜达尔港西角的帕萨班德尔的实地考察和对经历过此次海啸的当地人的访问记录, Okal等(2015) 推测该海啸在帕萨班德尔、贝里斯和恰巴哈尔港口形成的海啸爬高分别为8m、5m和2m。在1945年海啸之后莫克兰很少发生Mw 6.0级以上的地震, 且发生的地震的震中均位于1945年震中位置与海岸之间的区域(Smith et al, 2013)。
Tab. 2 Tsunamis caused by earthquakes documented in the Makran subduction zone

表2 莫克兰俯冲带发生的有记录的地震海啸

时间 位置 海啸描述 参考文献
1945 AD 24°88′48″N, 63°36′E Mw 8.1级地震, 海啸爬高12~15m Quittmeyer et al, 1979;
Ambraseys et al, 1982;
Pararas-Carayannis, 2006a
1897 AD 24°30′N, 62°E 由地震或火山引发海啸 Heidarzadeh et al, 2008
1851 AD 25°6′N, 62°18′E 莫克兰中部发生大地震并引发海啸, 数间房屋被摧毁 Quittmeyer et al, 1979
1524 AD 莫克兰俯冲带 地震引发的海啸损坏了印度Dabhol沿岸的葡萄牙舰队 Rastogi et al, 2006;
Heidarzadeh et al, 2008
1008 AD 25°N, 60°E 伊朗南部沿海有地震与海啸记载 Ambraseys et al, 1982;
Heidarzadeh et al, 2008;
Shah-HosseinI et al, 2011
326 BC 24°N, 67°18′E 印度西部的马其顿舰队被摧毁 Murty et al, 1999;
Pararas-Carayannis, 2006b;
Rastogi et al, 2006;
Heidarzadeh et al, 2008
1945年地震海啸的模拟结果往往跟已有的相关报道和实地记录的爬高不完全吻合。例如Heidarzadeh等(2008)对1945年莫克兰俯冲带海啸的数值模拟结果认为Mw 8.1级的构造地震引发的2m海底抬升无法产生最大爬高12~15m的海啸, 并提出了3种解释观点: 1) 地震发生的同时引发了严重海底滑坡(Rajendran et al, 2008); 2) 地震引发了拖曳断层滑动; 3) 12~15m的爬高或许并不真实。然而, Neetu等(2011)结合海底地形数据数值模拟1945年的莫克兰俯冲带的海啸, 认为Mw 8.1级地震本身就足以引发1945年的海啸事件, 而不需要假设地震引发任何海底滑坡, 提出海啸的能量被海底地形圈闭在陆架上, 造成了高于预期且较为局部的灾害。

2.2 1897年海啸事件

1897年莫克兰地区发生海啸, 数百吨鱼被冲上海岸, 在海面上有大量死鱼漂浮, 并对沿岸地区造成严重破坏。Ambraseys等(1982)认为此次海啸由海洋风暴引起, Heidarzadeh等(2008)认为海洋风暴不会导致大量鱼的死亡, 考虑到莫克兰有很多火山存在, 而鱼的死亡可能正是由火山喷发物质导致窒息引起的, 推测此次海啸事件由火山活动引起, 但不清楚是否同时有地震发生。

2.3 1851年海啸事件

1851年莫克兰地区发生地震, 震中位于1945年地震震中的西部, 震级大小与1945年的地震相似, 可能引发了海啸, 造成数间房屋被毁(Quittmeyer et al, 1979)。

2.4 1524年海啸事件

1524年印度Dabhol沿岸发生海啸, 损坏了聚集于此的葡萄牙舰队船只(Rastogi et al, 2006)。数值模拟证明莫克兰俯冲带的地震与海啸可以在远场产生较大的爬高, 此次海啸事件可能是由莫克兰俯冲带的大地震事件引发(Heidarzadeh et al, 2008)。

2.5 1008年海啸事件

公元1008年伊朗南岸发生地震并引发海啸, 此次海啸事件导致多艘船只沉没和大量人员伤亡(Ambraseys et al, 1982)。然而对于引发海啸的地震震中位置仍有不同的见解, Ambraseys等(1982)认为震中位于波斯湾(27#cod#x000b0;42#cod#x02032;N, 52#cod#x000b0;18#cod#x02032;E), 而Rastogi等(2006)认为震中位于莫克兰西部(25#cod#x000b0;N, 60#cod#x000b0;E)。波斯湾的平均水深只有几十米, 在波斯湾发生的地震引发的海啸无法对较远的沿海地区造成灾害, 因此引发此次海啸事件的震中位置位于莫克兰西部(25#cod#x000b0;N, 60#cod#x000b0;E)。

2.6 公元前326年海啸事件

公元前326年11月的海啸是莫克兰地区最早的有文字记载的海啸事件。根据记载, 亚历山大大帝的马其顿舰队在探索一条返回希腊的航线时遭遇了海啸。舰队早上出发后潮位急剧下降, 三艘船只被搁浅并完全暴露在浅滩, 剩余的船只急速驶向深水区。当海水再次到来时, 驶向深水区的船只又被推回到三艘搁浅船只所在的位置(Robson, 1933)。Dominey-Howes等 (2007)认为当时并没有发生海啸, 马其顿舰队遇到的只是正常的海洋潮汐。马其顿舰队只熟悉潮汐变化较小的封闭爱琴海而不了解莫克兰附近的潮汐变化, 导致舰队被摧毁。虽然为了确定这样一个古海啸事件还需要更多的证据和研究, 但是正常的潮汐应该无法摧毁一个军事舰队, 因此应当认为这次事件是一次突发海啸事件导致的, 且引发海啸的地震震级在Mw 7.0~8.0之间(Heidarzadeh et al, 2008)。

2.7 莫克兰发生海啸地震的可能性分析

莫克兰俯冲带在地震活动性上可以分为东西两段, 中间以Sistan缝合带为界, 西段地震活动较少(Smith et al, 2013)。莫克兰海沟的东西两侧均存在晚全新世阶梯状海底地貌, 说明两侧都有可能产生可引发海啸的大地震, 然而, 只有莫克兰海沟的东段有产生大海啸的地震记录。Mokhtari (2008)认为有以下几种可能: 1) 莫克兰西段还在孕育更大的地震, 将来可能引发大海啸; 2) 莫克兰西段分成了多段破裂带, 各段引发震级较小的地震; 3) 莫克兰西段和东段完全不同, 一直在进行无震滑动, 无法发生强震。这些可能性需要我们必须先了解莫克兰西段弧前的速度结构和内部地层固结成岩的程度, 才能推测莫克兰西段或是全段俯冲带是否可能发生地震和海啸灾害。
由于莫克兰俯冲带的沉积层的厚度达5~7km (Schl#cod#x000fc;ter et al, 2002), 俯冲板片变形前缘的板块边界温度高达150℃, 下部的沉积层可能发生成岩作用, 因此, 此处的逆冲断层可能诱发浅层地震。莫克兰俯冲板片倾角较小(~4.5#cod#x000b0;), 小倾角的逆冲断层增加了板片之间的耦合程度, 并形成较宽的孕震带(~350km), 因此, 莫克兰俯冲带可能发生Mw 8.7~ 9.2级大地震(Smith et al, 2013)。

3 古海啸的研究

古海啸研究对现代海啸研究具有重要的指导意义。古海啸研究涉及地震地质、古生物学、古生态学、地貌学、海洋物理学、地球物理学、海洋地质学、沉积学、地球化学、地震学、海岸工程学和社会学等领域(Rhode et al, 2006)。通过研究海岸带上的岩层沉积和堆积的巨石年龄可以推测过去发生的大型海啸事件。
2004年引发印度洋海啸的苏门答腊大地震断层错动10m, 而在发生地震的俯冲带北端, 板块的相对运动速度有较大一部分为走滑分量, 板块间与海沟垂直的汇聚速率约为1.4cm#cod#x000b7;yr-1, 因此需要大约700年才能积累2004年大地震所释放的应力(Lay et al, 2005)。地层研究显示泰国帕莱松岛西岸和苏门答腊岛北部的沼泽中席状砂岩与泥煤层相互交替(图5a), 通过与2004年海啸沉积的砂岩层对比推测该区域遭受的最近的一次与2004年大海啸相似规模的海啸事件发生于500~700年前(Jankaew et al, 2008; Monecke et al, 2008)。
在莫克兰西部沿岸(伊朗)有堆叠的巨砾沉积
(图5b), 总重达18吨的巨砾出现在高出海平面6m, 距离海岸线达40m的位置。只有海啸才能将这些巨砾从海底搬运到距离海岸较远的位置。通过放射性碳同位素定年发现钻孔中贝类的年龄范围为公元340#cod#x02014;980年, 间接证明公元1008年在该区域发生的地震与海啸(地震位置见图4)(Shah-Hosseini et al, 2011)。
Fig. 5 Paleotsunami research.

(a) Cross-sectioned shape of sand sheets on Thailand#cod#x02019;s Phra Thong Island (Jankaew et al, 2008); (b) Boulder deposits in Chabahar coast of the southeastern Iran plucked by tsunami waves (http://inio.ac.ir/default.aspx?tabid=1723)

图5 古海啸研究

a. 泰国帕莱松岛的层状砂岩(Jankaew et al, 2008); b. 伊朗东南部恰赫巴哈尔海岸古海啸搬运到海岸的巨石沉积(http://inio.ac.ir/default.aspx?tabid=1723)

4 印度洋海啸预警

2004年苏门答腊海啸发生后, 从2005年联合国教科文组织召开的海啸预警国际会议决定启动印度洋海啸预警系统建设计划。到2011年10月12日, 该系统进行演习并正式启动期间, 印度洋沿岸有28个国家先后安装了先进的海啸预警系统, 该系统可以在地震发生之后10min内做出快速反应, 并及时发出海啸警报(中国新闻网, 2014-12-22)。该系统的工作流程简要介绍如下:
1) 通过地震台网数据分析, 定位和表征地震震源信息, 同时计算地震引发海啸的概率。
2) 预警系统值班科学家评估自动地震分析结果, 如有需要及时进行修改。
3) 通过潮汐站点记录并结合浮标数据获得海平面相关数据, 评估和校验海啸发生的可能性和传播模式。
4) 准备和分发地震和海啸信息给相应的应急管理人员, 根据需要发出预警报告。
目前, 印度尼西亚是全球拥有最现代化的海啸预警系统的国家之一。印度尼西亚海啸早期预警系统已经成功地成为印度洋区域海啸信息服务供应商, 担负起为印度洋周边28个国家进行海啸实时预警的职责。该系统基于约300个观测点的数据, 这
些观测站包括地震仪、GPS台站和海岸潮汐探测器。利用最现代化的灾害评估和海啸仿真模拟系统, 在分析传感器获得的观测数据后, 便能自动编制出震区和海啸的实时传播图像, 随后在决策支持系统的帮助下对受影响的沿海地区发出分类警报。自2011年以来, 该海啸预警中心共向公众发布6次海啸预警。同时巴基斯坦在卡拉奇、伊斯兰堡等多个城市进行地震监测, 组建海啸预警系统 (DAWN, 2006-11-14), 2009年该海啸预警系统测试成功并逐渐开展与太平洋海啸预警中心的通信合作(DAWN, 2009-10-16)。
2012年4月11日, 苏门答腊西海岸(2#cod#x000b0;21#cod#x02032;N, 92#cod#x000b0;49#cod#x02032;12″E)发生Mw 8.6级地震, 包括巴基斯坦在内的28个国家发出海啸警报(GEO, 2012-04-11), 但是印度尼西亚、印度等国家的海啸预警系统并不能有效地监测海啸、传递预警信息。在印度尼西亚, 花费巨资装置的、用以协助海啸预警中心收集资料的海上测量浮标因为预算问题及浮标无法发挥功效而作废。在泰国, 2004年印度洋大海啸后虽然极大地改善了防灾及安全措施, 但是民众依然很缺乏灾难发生时要如何逃生、逃往何处等知识。在印度, 海啸预警系统由于通信设备的不完善导致无法有效地传递信息。2012年地震发生时, 印度洋大
海啸重灾区之一的印度尼西亚亚齐省, 人们并没有疏散到指定的庇护所, 而是各自逃生造成交通大阻塞, 本应发出警报的海啸系统那一天也寂静无声。当时人们侥幸逃过一劫并不是因为预警系统, 而是因为海啸没有发生。
预警系统的建设无法避免大地震及海啸的发生, 但是合理地利用预警信息肯定会大大降低地震海啸灾害的不利影响。2012年事件的教训告诉我们, 只有在实施过程中, 重视相关灾害教育、培训和提高灾害预防能力的建设, 加强对已发布预警信息和有计划疏散措施的理解和认识, 才能真正地发挥它的作用。

5 结论

印度洋的大地震与海啸主要集中在巽他-安德曼俯冲带附近, 在2004年与2005年大地震破裂区域近几百年内可能不会再次发生大型地震活动, 而在俯冲带的南部仍有较大可能发生大型地震。莫克兰俯冲带由于俯冲速度较慢, 应力积累过程需要的时间较长, 同时沉积层厚度较大。莫克兰俯冲带沉积层底部可能固结成岩, 且温度较高(150℃), 孕震带较宽, 板片之间的耦合程度较高, 因此可能发生引发海啸的大地震。在我们即将开始的北印度洋研究计划过程中, 拟开展对莫克兰俯冲带的综合地球物理研究, 利用三维地球物理观测资料, 获得板块俯冲的深部结构和地震活动规律, 同时结合地震海啸传播数值模拟, 对莫克兰海沟的自然灾害风险进行评估, 并着手推动在该区域建立示范性的海洋地质灾害长期实时监测平台。

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