Các mô phỏng về sự lan truyền sóng địa chấn đã xác nhận sự khuếch đại và kéo dài đáng kể các chuyển động chu kỳ dài trong các khu vực đại dương sau trận động đất năm 2013. Các nghiên cứu mô phỏng trước đây về sóng địa chấn lan truyền qua máng Nankai tập trung vào việc tái tạo dữ liệu trạm trên đất liền. Chúng tôi đã tái tạo các dạng sóng tại các trạm dưới đáy biển bằng cách kết hợp lớp nước biển, địa hình ba chiều (3-D) của đáy biển và các điều kiện biên chất lỏng-rắn vào các mô phỏng của mình.
Hình S4 cho thấy các dạng sóng vận tốc mô phỏng của ba thành phần trong dải chu kỳ dài 10–20 giây. Các trạm của dạng sóng được đặt tại các điểm lưới của bề mặt đất và đáy đại dương từ tâm chấn đến N126°E–N54°W (đường màu đỏ nét đứt, Hình S2a). Các dạng sóng mô phỏng cho các khu vực đất liền và đại dương tái tạo các đặc điểm quan sát được về sự khuếch đại và kéo dài (Hình 4).
Các dạng sóng tại các trạm dưới đáy đại dương cho thấy các chuyển động kéo dài với thời gian dài > 100 giây, trong khi các dạng sóng tại các trạm trên đất liền cho thấy các chuyển động đơn giản với thời gian ngắn tối đa là 30 giây. Sự suy giảm của PGV trong các dạng sóng mô phỏng được hiển thị trong Hình 3c. Các PGV tại các trạm trên đất liền bị suy giảm tỷ lệ với nghịch đảo căn bậc hai của khoảng cách, trong khi các PGV tại hầu hết các trạm dưới đáy đại dương lớn hơn các PGV tại các trạm trên đất liền, điều này phù hợp với các quan sát (Hình 3b). Kết quả của một số mô phỏng bổ sung bằng cách sử dụng các cơ chế nguồn khác nhau bao gồm trượt ngang, trượt dốc, cơ chế tương tự như trận động đất năm 2013 ngoại trừ hướng tấn công và cơ chế tương tự như trận động đất Kobe năm 1995 chỉ ra rằng sự khuếch đại xảy ra tại các trạm dưới đáy đại dương không thể được giải thích bằng các hiệu ứng nguồn, như được hiển thị trong Hình S5. Tuy nhiên, trong mô phỏng chuyển tiếp của chúng tôi, chúng tôi đã không thu được sự tái tạo tốt các dạng sóng trong dải chu kỳ của Hình S6 và S7. Vì độ chính xác của mô phỏng của chúng tôi là 2 giây đối với sự phân tán lưới, sự khác biệt về dạng sóng trong dải chu kỳ có thể chỉ ra sự khác biệt giữa mô hình cấu trúc hiện tại được sử dụng và các điều kiện thực tế, ngụ ý sự cần thiết phải cải thiện mô hình.
Sự lan truyền sóng địa chấn của thành phần nằm ngang (căn bậc hai của tổng bình phương của hai thành phần nằm ngang) trong dải chu kỳ dài 10–20 giây được hiển thị trong Hình 5 và Phim bổ sung 1. Các chuyển động khuếch đại được quan sát thấy ở các khu vực lưu vực lớn xung quanh đồng bằng Osaka và Nobi (Hình 1 và 5b) và cả ở các khu vực đại dương, đặc biệt là ở mảng đáy đại dương phía đông. Các khu vực khuếch đại ở đại dương lớn hơn đáng kể so với trên đất liền và tương ứng với các khu vực có lớp trầm tích dày (Hình 5b), điều này xác nhận ảnh hưởng của các lớp trầm tích vận tốc thấp đến sự khuếch đại địa chấn.
Ảnh chụp nhanh trong 60–120 giây cho thấy sự khuếch đại trong các lớp trầm tích dày sau khi sóng địa chấn biên độ cao truyền từ đất liền ra đại dương. Chúng tôi cho rằng các sóng chu kỳ dài được khuếch đại là sóng bề mặt phát triển trong các lớp trầm tích của các khu vực đại dương, có thể thông qua cùng một quá trình như trong các lưu vực trầm tích trên cạn. Độ dày của các lớp trầm tích ở đáy đại dương, từ lớp mềm nông gần đáy biển đến tầng hầm địa chấn (Vs = 2,7 km/s), thay đổi đáng kể dọc theo hướng hút chìm giữa khu vực ven biển và trục rãnh (Hình 5b và S2c). Do đó, sự khác biệt đáng kể về sự khuếch đại tại các trạm dưới đáy đại dương (Hình 3b,c) có thể là do cả sự suy giảm theo khoảng cách và độ dày của các lớp trầm tích. Các chuyển động chu kỳ dài được khuếch đại trong các khu vực đại dương liên quan đến các lớp trầm tích này không thể được tái tạo bằng mô phỏng bằng cách sử dụng mô hình vận tốc 1-D. Hình S8 cho thấy các dạng sóng tổng hợp thu được thông qua phương pháp số sóng rời rạc bằng cách sử dụng mô hình 1-D được Viện Nghiên cứu Khoa học và Phòng chống Thiên tai Quốc gia (NIED) sử dụng để ước tính cơ chế nguồn. Mặc dù các dạng sóng tổng hợp được tạo ra bởi mô hình 1-D có thể giải thích các dạng sóng được tạo ra bởi mô hình 3-D tại các trạm trên đất liền, nhưng chúng khác biệt đáng kể tại các trạm dưới đáy đại dương, ngụ ý ảnh hưởng của sự thay đổi độ dày của các lớp trầm tích đối với các dạng sóng tại các trạm dưới đáy đại dương.
Các ảnh chụp nhanh cũng cho thấy sự lan truyền chậm hơn của sóng bề mặt ở đại dương so với trên đất liền, góp phần vào các chuyển động kéo dài tại các trạm dưới đáy đại dương. Sự lan truyền chậm lại khi sóng địa chấn truyền ra ngoài khơi, nơi độ dày của lớp nước biển và các lớp trầm tích dưới bề mặt tăng dần. Sự thay đổi tốc độ lan truyền từ đất liền ra đại dương này cũng được xác minh bằng phân tích thời gian truyền của sóng bề mặt. Hình S9 cho thấy đường đi của sóng Rayleigh và Love và thời gian truyền của chúng trong khoảng thời gian 10 và 20 giây, được tính từ bản đồ vận tốc nhóm và pha dựa trên phân tích các đường cong phân tán (Hình S3) cho các khu vực đất liền và đại dương. Sự phân bố thời gian truyền cho cả sóng Rayleigh và Love trong khoảng thời gian 20 giây tạo thành các mẫu gần như đồng tâm, cho thấy ít sự khác biệt về tốc độ lan truyền giữa các khu vực đất liền và đại dương. Thời gian truyền nhanh hơn một chút gần trục rãnh của mảng Biển Philippines là do vận tốc địa chấn cao trong lớp phủ đại dương. Tuy nhiên, đối với khoảng thời gian 10 giây, thời gian truyền chậm hơn đã được quan sát thấy ở các khu vực đại dương do pha chậm và vận tốc nhóm liên quan đến các lớp trầm tích vận tốc thấp dày. Đối với sóng Rayleigh, lớp nước biển cũng làm giảm vận tốc. Trong các mô phỏng sai phân hữu hạn, chúng tôi đã chứng minh hiệu ứng này bằng cách sử dụng mô hình cấu trúc không nước biển, trong đó lớp nước biển của mô hình ban đầu (Hình S2c) được thay thế bằng lớp không khí (Hình S10a). Sự khác biệt về trường sóng giữa các mô hình không nước biển và nước biển được thấy rõ trong các dạng sóng mô phỏng cho thành phần thẳng đứng (Hình S4 và S10b). Kết quả của chúng tôi về hiệu ứng của nước biển tương ứng với các nghiên cứu gần đây về sự phát triển của các pha chu kỳ dài sau đó khác biệt như được chứng minh bằng các mô phỏng ở miền đông và đông nam Nhật Bản. Đối với sóng Love với chu kỳ 10 giây, sự lan truyền chậm hơn trong phân tích tia chỉ là do các lớp trầm tích vận tốc thấp dày và không phải lớp nước biển, vì đáy biển hoạt động như một bề mặt tự do cho sự lan truyền sóng Love.
Các đường dò tia cho cả sóng Rayleigh và Love cũng xác định các khu vực tập trung và làm mất tập trung của các tia xung quanh trục rãnh (Hình S9) do sự thay đổi bên trong vận tốc pha trong quá trình lan truyền. Sự tập trung mạnh có thể đã khuếch đại các chuyển động địa chấn. Trong các mô phỏng sai phân hữu hạn, sự phân bố biên độ tối đa trong dải chu kỳ dài cho các thành phần thẳng đứng và ngang mô phỏng thường có biên độ cao và thấp ở các khu vực đại dương phía tây nam (Hình S11), có thể giải thích cho các khu vực tập trung và làm mất tập trung của các tia sóng Rayleigh và Love (Hình S9). Gần các trạm dưới đáy đại dương, sóng địa chấn chủ yếu bị giữ lại trong các lớp trầm tích dày xung quanh các trạm; các khu vực tập trung và làm mất tập trung không được xác định rõ ràng ở đó trong sự phân bố biên độ tối đa.
Chúng tôi cũng đã xác minh các chuyển động chu kỳ dài được khuếch đại và kéo dài trong các khu vực đại dương cho một sự kiện ngoài khơi mô phỏng. Chúng tôi giả định rằng nguồn nằm ở giao diện mảng hút chìm ở độ sâu 10 km (Hình S12a và Phim bổ sung 2), gần tâm chấn của trận động đất hút chìm Tonankai năm 1944. Trong các mô phỏng của chúng tôi, nguồn có mômen địa chấn tương tự như sự kiện năm 2013 nhưng có cơ chế kiểu đẩy. Kết quả cho thấy các chuyển động khuếch đại > 100 giây gần các trạm dưới đáy đại dương (Hình S12a và Phim bổ sung 2). Các khu vực có chuyển động khuếch đại và kéo dài tương ứng với vị trí của các lớp trầm tích dày (Hình 5b và S2c). Sự lan truyền chậm của sóng bề mặt cũng được xác minh trong các khu vực đại dương dựa trên thời gian truyền trong khoảng thời gian 10 giây (Hình S12b).
