海啸的传播速度 海啸是怎么形成的过程

导语：海啸的传播速度是什么？海啸的传播速度是一个复杂的物理现象，它受到多种因素的影响，包括海啸的成因、海域的地理特征、海水的深度以及海底地形等，一般来说，海啸的传播速度在深海区域较快，而在近岸浅水区则会有所减缓，下面就去看看海啸是怎么形成的过程吧！

海啸的传播速度

海啸

海啸的传播是指海上之长浪，从发生地区由内而外，向四面八方传播。海啸波质点运动的特征是，海啸的波长(10～100千米)比海水的深度(约数千米)大得多，水深达数千米的海洋，对于波长10~100千米的海啸，犹如一池浅水，所以海啸作为一种重力表面波是一种“浅水波”。当它在海洋中传播时，振幅随深度衰减很慢，慢到了几乎没有什么衰减的程度;并且，海水质点在垂直方向的运动幅度比在水平方向的运动幅度小得多，呈极扁的前进的椭圆形，扁到几乎退化为一条直线，以至整个海洋，从海面直至海底的海水质点、同步地沿水平方向往复地运动，携带着大量的能量袭向海岸。

平常的海浪或风暴潮，虽然与海啸两者同属重力表面波，但由于风暴潮波长(数量级约100米)比海水的深度(数量级约为1千米)小得多，所以是一种“深水波”。海水质点的运动只限于在距深海大洋的表面数量级约100米的深度范围内传播。海水质点在垂直于海面的平面上运动，呈前进的圆形;振幅随深度很快地衰减，到了大约半波长，即数量级约为100米的深度即衰减殆尽。尽管海面上波涛汹涌，潜没在水下的潜艇却岿然不为所动就是这个道理。

海啸发生后，首先在发源地传播，上下翻腾，然后以重力长波的形式向各个方向传播，最后到达近岸，以快速高振幅冲向海岸。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，波高随相邻两波线间的距离和水深的变化而动。在绝大多数情况下，海啸发源地的海底山脊、陡岩、断层呈狭带状分布。

由于海中陡峭隆起与山脊均是波导，而波导面上能量显著集中，引起波高增大，致使能量辐射具有明显方向性。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。

海啸

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。当海啸进入湾内后，波高骤然增大，特别是在V形(三角形或漏斗形)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形海湾，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米的大波和造成波峰倒卷，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。

海啸是怎么形成的过程

震源：海啸通常由震源在海底下50千米以内、里氏震级6.5级以上的海底地震引起。水下或沿岸山崩、火山爆发也可能引起海啸。

震动传播：地震发生时，海底地层发生断裂，部分地层出现猛然上升或下沉，造成从海底到海面的整个水层发生剧烈“抖动”。这种“抖动”与平常所见到的海浪大不一样，因为海浪只在海面附近起伏，而地震引起的海水“抖动”则是从海底到海面整个水体的波动。

海啸波的形成与传播：地震引起的海水“抖动”形成海啸波，其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。海啸波在深海大洋中传播时，往往很难察觉，但当呼啸的海浪到达海岸浅水地带时，波长减短而波高急剧增高，可达数十米，形成含有巨大能量的“水墙”。

海岸影响：海啸到达岸边时，“水墙”就会以摧枯拉朽之势冲上陆地，同时还能挟着重达数吨的岩石及船只、废墟等杂物，向内陆扫荡数千米，甚至会沿着入海的河流逆流而上，沿河地势低洼的地区会被吞噬。

海啸的波速高达每小时700～800千米，在几小时内就能横过大洋;波长可达数百公里，可以传播几千公里而能量损失很小。全球的海啸发生区大致与地震带一致，全球有记载的破坏性海啸有260次左右，平均大约六、七年发生一次。