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第七章 海啸地球在愤怒（第2页）

在一次震动之后，震荡波在海面上以不断扩大的圆圈，传播到很远的距离，正象卵石掉进浅池里产生的波一样。

海啸波长比海洋的最大深度还要大，轨道运动在海底附近也没受多大阻滞，不管海洋深度如何，波都可以传播过去。

水下地震、火山爆发或水下塌陷和滑坡等激起的巨浪，在涌向海湾内和海港时所形成的破坏性的大浪称为海啸。

破坏性的地震海啸，只在出现垂直断层、里氏震级大于6。

5级的条件下才能发生。

当海底地震导致海底变形时，变形地区附近的水体产生巨大波动，海啸就产生了。

海啸的特征之一是速度快，地震发生的地方海水越深，海啸速度越快。

海水越深，因海底变动涌动的水量越多，因而形成海啸之后在海面移动的速度也越快。

如果发生地震的地方水深为5000米，海啸和喷气机速度差不多，每小时可达800公里，移动到水深10米的地方，时速放慢，变为40公里。

由于前浪减速，后浪推过来发生重叠，因此海啸到岸边波浪升高，如果沿岸海底地形呈Ｖ字形，海啸掀起的海浪会更高。

在遥远的海面移动时不为人注意，以迅猛的速度接近陆地，达到海岸时突然形成巨大的水墙，这就是海啸，人们发现它时再逃为时已晚，因此，一旦发生地震要马上离开海岸，到高处安全的地方。

在大地震之后如何迅速地、正确地判断该地震是否会激发海啸，这仍然是个悬而未决的科学问题。

尽管如此，根据目前的认识水平，仍可通过海啸预警为预防和减轻海啸灾害做出一定的贡献。

海啸预警的物理基础在于地震波传播速度比海啸的传播速度快。

地震纵波即P波的传播速度约为6～7千米秒，比海啸的传播速度要快20～30倍，所以在远处，地震波要比海啸早到达数十分钟乃至数小时，具体数值取决于震中距和地震波与海啸的传播速度。

例如，当震中距为1000千米时，地震纵波大约2。

5分钟就可到达，而海啸则要走大约1个多小时；1960年智利特大地震激发的特大海啸22小时后才到达日本海岸。

如能利用地震波传播速度与海啸传播速度的差别造成的时间差分析地震波资料，快速地、准确地测定出地震参数，并与预先布设在可能产生海啸的海域中的压强计（不但应当有布设在海面上的压强计，更应当有安置在海底的压强计）的记录相配合，就有可能做出该地震是否激发了海啸、海啸的规模有多大的判断。

然后，根据实测水深图、海底地形图及可能遭受海啸袭击的海岸地区的地形地貌特征等相关资料，模拟计算海啸到达海岸的时间及强度，运用诸如卫星、遥感、干涉卫星孔径雷达等空间技术监测海啸在海域中传播的进程、采用现代信息技术将海啸预警信息及时传送给可能遭受海啸袭击的沿海地区的居民，并在可能遭受海啸袭击的沿海地区，开展有关预防和减轻海啸灾害的科技知识的宣传、教育、普及以及应对海啸灾害的训练和演习。

这样，就有希望在海啸袭击时，拯救成千上万生命和避免大量的财产损失。

海啸预警具有可靠的物理基础，它不但在理论上是成立的，实际上也是可行的，并且已经有了成功的范例。

例如，1946年，海啸给夏威夷的“曦嵝”

（Hilo）市造成了严重的人员伤亡和财产损失。

于是，1948年便在夏威夷便建立了太平洋海啸预警中心，从而有效避免了在那以后的海啸可能造成的损失。

倘若印度洋沿岸各国在2004年印度洋特大海啸之前，能与太平洋沿岸国家一样建立起海啸预警系统，那么这次苏门答腊%A3%AD安达曼特大地震引起的印度洋特大海啸，决不致造成如此巨大的人员伤亡和财产损失。

以上所述的海啸预警对于“远洋海啸”

比较有效。

但是，对于“近海海啸”

（亦称“本地海啸”

）即激发海啸的海底地震离海岸很近，例如只有几十至数百千米的海啸，由于地震波传播速度与海啸传播速度的差别造成的时间差只有几分钟至几十分钟，海啸早期预警就比较难于奏效。

为了在大地震之后能够迅速地、正确地判断该地震是否激发海啸，减少误判与虚报、特别是“近海海啸”

预警的误判与虚报以提高海啸预警的水平，必须加强对海啸物理的研究。

历史上的大海啸

智利大海啸

在南美洲西海岸有一个地形细长的国家——智利。

它东倚高峻的安第斯山脉，西濒狭长的太平洋深沟，是地震和火山最为活跃的地方。

由海底地震、火山喷发引起的海啸，是智利的一种严重自然灾害。

在漫长的历史长河中，智利和太平洋东岸的一些海滨城市，曾多次遭到海啸的侵袭，造成了城市被毁和人员的严重伤亡。