ĐẠI HỌC QUỐC GIA HÀ NỘI
TRƯỜNG ĐẠI HỌC KHOA HỌC TỰ NHIÊN
---------------------

Nguyễn Tiến Hùng

ĐÁNH GIÁ ĐẶC ĐIỂM VI ĐỊA CHẤN, ÁP DỤNG
VI PHÂN VÙNG ĐỘNG ĐẤT THÀNH PHỐ HÀ NỘI

LUẬN VĂN THẠC SĨ KHOA HỌC

Hà Nội – 2012


ĐẠI HỌC QUỐC GIA HÀ NỘI
TRƯỜNG ĐẠI HỌC KHOA HỌC TỰ NHIÊN
---------------------

Nguyễn Tiến Hùng

ĐÁNH GIÁ ĐẶC ĐIỂM VI ĐỊA CHẤN, ÁP DỤNG
VI PHÂN VÙNG ĐỘNG ĐẤT THÀNH PHỐ HÀ NỘI

Chuyên ngành: Vật lý địa cầu
Mã số: 60 44 15

LUẬN VĂN THẠC SĨ KHOA HỌC

NGƯỜI HƯỚNG DẪN KHOA HỌC:

TS. LÊ TỬ SƠN

2.4. Nghiên cứu vi phân vùng động đất trên thế giới

18
19

2.1

2.5. Nghiên cứu vi phân vùng động đất tại Việt Nam
Chƣơng 3 - PHƢƠNG 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.
3.2. Xác định chu kỳ trội của dao động vi địa chấn
3.3. Đánh giá chiều dầy lớp phủ nông theo số liệu đo DĐVĐC
Chƣơng 4 - VI PHÂN VÙNG ĐỘNG ĐẤT THÀNH PHỐ HÀ NỘI
4.1 Đặc điểm khu vực nghiên cứu
4.1.1. Vị trí
4.1.2. Địa hình
4.1.3. Đặc điểm địa chất cơng trình
4.1.4. Tính địa chấn khu vực nghiên cứu và lân cận
4.2 Thu nhận và xử lý số liệu
4.2.1. Thiết bị
4.2.2. Số liệu
4.2.3. Minh giải số liệu
4.3. Thảo luận kết quả
KẾT LUẬN
TÀI LIỆU THAM KHẢO
PHỤ LỤC

20

chiều dầy lớp phủ D và chu kỳ trội T0 của DĐVĐC

40


Danh mục các hình vẽ
Hình 1.1 Dao động hạt của sóng Rayleigh ở chế độ cơ bản

8

Hình 1.2 Dao động hạt của sóng S

9

Hình 1.3 Đồ thị HVSR của điểm đo DĐVĐC và các dao động hạt

10

Hình 1.4 Đồ thị HVSR tại điểm đo H02 và các dao động hạt

11

Hình 1.5 Các đƣờng cong HVSR mơ phỏng theo phƣơng trình hàm truyền
sóng S và HVSR mơ phỏng theo phƣơng trình tính elip của sóng
Rayleigh.
Hình 1.6 Mơ phỏng sự khơng ổn định vận tốc pha của Dutta

12
13


trội và chiều dầy lớp phủ.

29

Hình 3.3 Mối quan hệ giữa chiều dầy lớp phủ và tần số trội tại vùng Lower
Rhine Embayment (Đức).

30

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 cơng trình Tp.Hà nội (theo Nguyễn Đức Đại, 1996)

43

Hình 4.4 Bản đồ đƣờng đẳng chấn của một số chận động đất đã xẩy ra và gây
chấn động cho Tp. Hà Nội với cƣờng 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


52

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


Bảng ký hiệu các chữ viết tắt

TT

Ký hiệu

1

DĐVĐC

2

HVSR

3

PGA


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 cơng tại một số
thành phố lớn, các cơng 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 khn khổ luận văn này, tôi sẽ thực hiện một số vấn đề sau:

1


(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 cơng trình nhằm đưa ra nhận định khách
quan giữa kết quả đánh giá từ đo DĐVĐC và tài liệu khoan.
Với mục tiêu đó, ngồi 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:
Chƣơng 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).
Chƣơng 2: Mô tả các nghiên cứu vi phân vùng động đất đã thực hiện trên thế giới
và Việt Nam.

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) mơ 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

3


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 hồn tồn 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 đơi khi trở nên khơng ổn
định từ miền tần số cao tới miền tần số trội (Nakamura 2007), đặc biệt tại các vùng
đất chặt và đá cứng.

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 khơng rõ của DĐVĐC. Kuo (2008) [34] thực hiện mô phỏng 4
trường hợp (N101 - N104) nhằm kiểm tra tính khơng 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 mơ phỏng theo
phương trình hàm truyền sóng S (màu xanh). Tuy nhiên, HVSR được mơ 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. Ơng đã đưa ra 2 nhận định sau: (i) Ở miền tần số cao,

5


HVSR của DĐVĐC đo được không thể lớn hơn HVSR của DĐVĐC mơ 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 cịn 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 mơ phỏng theo phương trình hàm truyền
của sóng S và đường cong HVSR được mơ phỏng theo phương trình tính elip của

Điều này khẳng định các giá trị sử dụng cho mơ 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 mơ 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.

7


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 hồn
tồn ở độ sâu bằng 1/5 lần bước sóng sau đó dao động theo chiều kim đồng hồ tại


1

(a)

H/V amplitude

10

0

10

-1

10

-1

10

0

10
Period t, sec

1

10


Hình 1.5(c) HVSR của DĐVĐC đo được, HVSR tìm được theo mơ phỏng phương
trình hàm truyền sóng S và HVSR tìm được theo mơ 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 khơng ổn định vận tốc pha tại tần số xung quanh đỉnh trội của HVSR.
12


(a)

(b)

(c)

(d)

Hình 1.6 Mơ phỏng sự khơng ổn định các vận tốc pha của Dutta (2007) [24]. Hình
1.6(a, c), ba biểu tượng (trịn, tam giác và vng) 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 mơ hình mơ
phỏng. Hình này cho thấy có sự khơng 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.

13


Hình 1.7 Đường cong HVSR đo được và các đường cong HVSR mô phỏng cho 4
trường hợp nhằm kiểm tra tính khơng rõ của DĐVĐC (N101, N102, N103 và
N104) [33]. Đường cong màu đen là HVSR của DĐVĐC đo được; đường cong màu

gạch là sai số độ lệch chuẩn.

16


Chƣơng 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 cơng 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

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

18