[拼音]：haixiao

[外文]：tsunami

由水下地震、火山爆发或水下塌陷和滑坡所激起的巨浪。日本人称海啸为“津波”，意思是涌向湾内和海港的破坏性的大浪。破坏性的地震海啸，只在地震构造运动出现垂直断层，震源深度小于20～50公里，而里氏震级大于 6.5的条件下才能发生。没有海底变形的地震冲击或海底的弹性震动，可引起较弱的海啸。水下核爆炸也能产生人造海啸。

常用的地震海啸震级(m)是以里氏地震震级(M)为主要依据的。日本学者飯田汲事曾提出海啸的震级m与海啸的能量和较大涌潮的高程的统计关系。海啸的能量大致为1021～1024尔格，一般为海啸地震的能量的1～10％。

海啸是一种频率介于潮波和涌浪之间的重力长波，其波长约为几十至几百公里，周期为2～200分，最常见的是2～40分。传播速度由确定(c为传播速度，g为重力加速度，h为海区深度)。若取大洋平均深度为 4公里，周期为40分钟，则相应的海啸波的传播速度为713公里/小时，波长为475公里。许多学者认为，大洋中海啸震源的水面最初升高的幅度大致在1～2米之间。虽然海啸在沿岸会造成巨大的破坏，但在深海传播时，由于波高和波长之比（波陡）甚小，周期较长，难以察觉到反常的现象。海啸的性质，主要取决于其源地的特性和几何特征、海底变形的大小、地震的持续时间和强度等因素。

世界上有记载的由大地震引起的海啸，80％以上发生在太平洋地区。在环太平洋地震带的西北太平洋海域，更是发生地震海啸的集中区域。海啸主要分布在日本太平洋沿岸，太平洋的西部、南部和西南部，夏威夷群岛，中南美和北美。受海啸灾害最重的是日本、智利、秘鲁、夏威夷群岛和阿留申群岛沿岸。我国是一个多地震国，但海啸却不多见。在公元前47～公元1918年这近两千年的时间里，我国沿海有确切记录的地震海啸为数很少。1969～1976年，我国海区先后发生过数次大地震，但均未造成地震海啸。

在地震或扰动源的强迫力作用下，海啸的传播可分为 3个阶段：

（1）源地附近的传播；

（2）大洋中的自由传播，③近岸带中的传播。海啸在传播过程中，如果不发生反射、绕射和摩擦等现象，则两波线之间的能量与波源的距离无关。波高α 随相邻两波线间的距离l和水深h 的变化服从格林定律：

α～h-1/4l-1/2其中在绝大多数的情况下，海啸源地的海底断层呈狭带状。由于海中的山脊均是波导，而波导面上能量显著集中处的波高特别大，所以能量辐射的方向性就表现得特别明显。例如，1946年4月1日的阿留申海啸和1952年11月4日的堪察加海啸，就是明显的例子。在水深急剧变化或海底起伏很大的局部海区，会出现海啸波的反射现象。在大陆架或海岸附近，海啸在传播过程中有相当多的能量被反射，称为强反射；而在深海下的山脊和海底上的反射则属弱反射。如果水深和波长的比值远大于水深的梯度，则不发生反射。此外，海啸波在传播过程中遇到海岸边界、海岛、半岛、海角等障碍物时，还会产生绕射。海啸进入大陆架后，因深度急剧变浅，能量集中，引起振幅增大，并能诱发出以边缘波形式传播的一类长波（见陆架拦获波）。当海啸进入湾内后，波高骤然增大，特别是在 V型(三角型或漏斗型)的湾口处更是如此。这时湾顶的波高通常为海湾入口处的 3～4倍。在U型海湾，湾顶的波高约为入口处的 2倍。在袋状的湾口，湾顶的波高可低于平均波高。海啸波在湾口和湾内反复发生反射时，往往会诱发湾内海水的固有振动，使波高激增。这时可出现波高为10～15米的 和造成波峰倒卷，甚至发生水滴溅出海面的现象。溅出的水珠有时可高达50米以上。

从海面到海底，海啸的流速几乎是一致的。当它传播到近岸处时，海水的流速很大（若波高为10米，流速也大致为10米/秒），骤然形成“水墙”，伴着隆隆巨响，汹涌地冲向海岸。它可使堤岸决口。若最先到达的是波谷，则水位骤落，可看见从未 的水下礁石。几乎所有的海啸灾害都是由最初2～3个波所造成的。海啸灾害常发生在第一个波到达岸边后几小时内。海啸的破坏力很大，1960年5月23日在智利发生的海啸，曾把夏威夷群岛希洛湾内护岸砌壁的约10吨重的巨大玄武岩块翻转，抛到100米外的地方。此外，横跨怀卢库河上的钢质铁路桥（夏威夷的希洛附近），也曾被海啸推离桥墩200 多米。海啸给沿海地区的人、畜、树木、房屋建筑、港湾设施、船舶和海上建筑物等造成的严重灾害，往往大于地震灾害。如1896年（明治29年）的日本三陆大海啸，里氏震级虽只有 7.6，也没有发生直接的地震灾害，但死于海啸者却超过27000人。

海啸的研究，包括理论研究和模拟实验两方面。19世纪初，法国数学家A.L.柯西和S.D.泊松提出求解小振幅波的初值问题，为海啸的理论研究奠定了基础。1883年喀拉喀托火山爆发引起的大海啸，促使人们更重视海啸的研究。理论研究的内容包括：

（1）海啸产生的机制，②海啸在大洋中的自由传播，③海啸在近岸带中的传播，④海湾内和大陆架上的海啸动力学研究。自20世纪50年代以来，海啸模拟试验主要包括：

（1）流体动力学水槽实验。其中对椭圆形扰动源地的海啸模拟结果，证实了海啸波传播的方向性。

（2）数值模拟。研究海啸波在近岸浅水域中的传播。

（3）电模拟。70年代初期，有人根据非线性的电磁波方程和有限振幅表面波的长波方程之间的相似性，采用电模拟方法研究海啸的一些非线性问题。

（4）人工海啸试验。通过在外海的水下或水上的爆炸进行试验。例如，1954年美国在比基尼环礁区进行的水上氢弹爆炸，在试验过程中，使用了专门的测波仪进行相当详尽的观测研究。

根据海啸波传播的长波理论，可以分析和判断海啸传播的动向，并发布警报。通常在地震发生后20分钟以内发出海啸警报，其内容包括：海啸地震的震中，海啸的规模（震级），判断海啸到达海岸的时刻和其他有关情况。由于大洋中几乎每年都有破坏性的海啸发生，为了预防灾害，在1966年成立了“太平洋海啸警报系统国际协调组”(ITSU)，目的在于传递海啸警报，收集并交换地震波和海平面变化的实测资料，向20多个国家和地区的有关机构和团体发布海啸警报和情报。监测海啸的主要方法：

（1）在沿海设置自记验潮仪，根据水位记录曲线的异常升降现象判断出现海啸的可能性。

（2）设置岸边水声接收站，监测海啸（因为地震海啸产生的声波的传播速度为5400公里/小时，比海啸传播的速度快得多，故可根据接收到海啸声音的时刻，推算地震海啸到达的时间）。

（3）通过国际性的协作组织，加强通讯网，建立联合的海啸预警和警报系统。

参考书目

T.S.Murty，Seismic Sea Waves-Tsunamis，FisheriesResearch Board of Canada，Ottawa，Canada，1977.

和逹清夫編:《津波、 、海洋灾害》，第一編，津波（防灾科学技術シリ一ズ），共立出版株式会社，東京，1977。

参考文章

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