了解海啸，以便更好地预测海啸

  在 2004 年（苏门答腊岛）和 2011 年（日本）的灾难性海啸之后，太平洋地区久负盛名的海啸[1]引起了全球瞩目。纵观历史，在太平洋以外的地区，类似的事件也广为人知。如在 1755 年，里斯本海啸给许多欧洲国家（主要是葡萄牙、西班牙，也包括爱尔兰、英国……）、非洲国家（摩洛哥）以及西印度群岛造成了巨大损失。而最近的 2018 年在帕卢（Palu）及喀拉喀托（Krakatau，印度尼西亚）发生的海啸再次凸显了海啸的破坏力，并让人反思这个反复被提及的问题： 在了解海啸、更好地预防海啸、或者预报方面是否取得了进展？不论诱因（特大地震或山体滑坡）如何，海啸都会导致内陆被洪水淹没至数公里，形成高达到数米至数十米的大浪，强大的洋流侵袭港口，这些通常会对沿海地区造成相当大的破坏。一些海啸可以通过预警系统进行预报或预防。

1 什么是海啸？

  2004 年和 2011 年的海啸对沿海地区造成了极大的破坏。由于人类活动以及经济和旅游活动，这些地区具有极高的脆弱性，媒体对此进行了大量报道。这两场海啸还促成了旨在更好地了解和预防海啸的科学研究的复兴。海啸的起源与地震、火山爆发和山体滑坡等重大地质过程有关。如今，由于沿海地区的脆弱性迅速增长， 海啸造成的危害比以往更为严重。

  任何使地壳表面产生形变，并能够通过诱导显著的垂直形变而影响周围水体（海洋、海洋、峡湾、海湾、湖泊等）的运动都可能引发海啸。在重力作用下， 水体恢复平衡，在此过程中产生并向外传播一系列重力波。海啸到达海岸时的增强现象使得海啸的影响波及附近所有的地方，甚至达到遥远的海岸线。

1.1 由地震引发的海啸

  大洋俯冲带，即一个大洋板块俯冲至另一个构造板块之下，并与最活跃的火山链（例如印度尼西亚、西印度群岛、日本、智利、秘鲁等）相关，产生所谓的板块汇聚作用。板块运动导致了目前已知最大的地震（例如，公元 365 年希腊地震、1843 年西印度群岛地震、1957 年阿留申群岛地震、1960 年智利地震等），这通常会在一世纪内引发五到十次海啸。

  2004年和2011年的海啸都是由震级[2]大于 9 的俯冲地震引发的。在数十年甚至数百年的俯冲过程中积累的弹性应力在几分钟内迅速释放（图 1），引起水体垂直形变，进而引发海啸。

  板块上覆水体的垂直形变可达一到数米，在俯冲方向上形变的水体可延伸几十到几百公里，并且沿着深海海沟的侧向延伸范围有时可达一千多公里。形变水体的侧向延伸长度一般与震级相关，数量级从 50 公里（震级~7.5）、200 公里（震级~8）、500 公里（震级~8.5）到 1000 公里甚至更多（震级~9）。

  只要垂直形变足够大，俯冲带之外的海底地震也会引发海啸：

• 例如，2003 年 5 月 21 日，阿尔及利亚沿海的布米尔达斯（Boumerdès）地区发生了 6.8 级地震。这个活跃的构造汇聚带经常发生大型沿海和/或海底地震[3]，这里的断层面[4]相当陡峭，足以产生 6.0级左右地震所带来的垂直形变；
• 同样，2004年11月发生在勒桑特斯群岛（Les Saintes，西印度群岛）的3级地震涉及断层的延伸或张开（即正断层），其陡峭程度足以产生引发海啸的垂直形变；
• 最后，主要产生水平移动的地震（所谓的走向滑动断层），虽然垂直形变很小，但有时也会引发海啸。这种情况下，地震引起近岸陡峭的海底地形发生水平运动， 或者导致海底岩崩，从而放大海啸的规模（例如，1999 年 8 月的土耳其伊兹米特市（Izmit）、2010 年 1 月的海地、2018 年 9 月的帕卢）[5].

1.2 由重力作用引发的海啸

  海底发生的滑坡或岩崩（图 2），体积通常有几万至几十万立方米，极端情况下甚至达到几立方公里。塌陷持续时间在几分钟到几十分钟，具体取决于所波及的地质结构和基质材料。滑坡体的水平范围不大，通常为几百米到几公里不等，垂直形变一般在一米到几十米不等。

  火山爆发引发的海啸在历史上非常知名，如希腊圣托里尼岛（Santorini）的喷发（约公元前 1600 年）、1883 年喀拉喀托（Krakatoa）火山（印度尼西亚）的爆发（在普罗贝海峡发生超过 30 m 的海啸），以及培雷（Pelee）火山的爆炸（马提尼克岛，1902 年）[6]

  岩石崩塌，无论其完全还是部分发生在海下，都引发过重大海啸事件，如在北海的斯托里加（Storegga，约 8000 年前）、公元 563 年在日内瓦湖、1979  年在尼斯（Nice）机场。很多海啸源于强震后的重力作用，如 1958 年在利图亚湾（Lituya，阿拉斯加）发生的海啸就是震后岩崩导致的。如今，由于全球变暖，岩石失稳现象更为频繁，如在格陵兰岛的例子（2000 年和 2017 年）[7]。

1.3 传播的物理过程

  由于海底的突然变化而产生的扰动使水体涨落，其引发的重力波向各个方向传播。

  根据海啸诱因的类型，可以分为如下情形：

• 对于地震海啸而言，波长 λ 通常远大于水深，即几百到几千米不等。可以采用被称为“浅水”或“薄层”的近似值，用于表征海啸的一阶传播速度，即√𝑔ℎ， 其中 g 是重力常数，h 是水深（参见图 3 中的值）。

  这个速度表达式的简易性使得在海底地震发生后的几秒内就可以计算出海啸首次到达的时间。

  引发海啸的地震大约每 10 到 60 分钟会对水体产生振荡性扰动，具体的时间长短取决于地震波及的范围和上覆水体的深度。在波列的传播过程中，这种周期特征在第一阶波中仍然占主导地位。

• 对于滑坡海啸而言，波长比水深更短，振荡周期彼此接近（约 1 到 10 分钟）。在这种情况下，海啸的传播速度还取决于波长：较短的波比较长的波传播得更慢。不同波长的波在传播过程中波幅会发生显著的衰减：在源处非常大，但是随着距离的增加而迅速减小。

  由于海啸源的复杂性（断层或崩塌区的三维几何形状、断裂动力学），海啸波实际上是一个包含多种波长的波谱，并且几乎总能系统地观察到频率色散。这个复杂频谱中的特定波段可能在近岸区被过度放大，从而产生共振现象。

  所以，海啸有地质成因。然而，也有大气成因的海啸。当与气象扰动有关的巨大空间压力梯度以浅波速度(小于200米)在水面上移动时，就会出现这种情况。然后发生的一种共振现象(被称为普劳德曼共振)可以产生类似海啸的波列，即所谓的气象海啸，其周期为5到15分钟，与海啸类似。人们在海床较浅的地区（亚得里亚海、巴利阿里里萨加斯岛、日本海等）经常观察到气象海啸。它们可能造成破坏性影响。

  一般而言，海啸由一系列波组成，其波幅取决于水深。在海啸源附近，波幅可能有几米，由于传播过程中的衰减，到达近海区时波幅下降到只有几厘米到几十厘米。然后，随着海啸波向海岸接近（图 3），海床升高的影响会变得相当大。陡峭的海床往往会将达到的海啸波反射回去，而平缓的海床会使波浪的速率减缓5 到 20 倍，波列受到挤压，导致海啸波波幅相应增大，即海啸在海岸被放大，进而可能对海岸线造成冲击。

1.4 对于海岸的影响

  海啸对海岸的冲击导致了一连串的海水涨落，涨落的幅度随时间而变化。这些海洋运动可以连续导致海岸线的淹没和后退，在大海啸的情况下，超过通常的低潮位水平。由于水位上升，河流或运河经常会出现涌潮现象。此外， 虽然并不是总会发生，但是原本静止的海水开始后退可能是海啸到来的一个重要预警信号，在低潮区出现这样的现象尤其值得警惕，如果还伴随着轻微的震感，那么出现地震诱发的海啸的可能性更大。

  根据不同情况，从海水后退到海啸侵袭的时间间隔变化很大，从几分钟到约60 分钟，海岸边水位的变化会持续几个小时。通常在最初两个小时内观测到最高的海啸波，而几小时后晚到的海啸波可能会造成更大的破坏。海水水位往往要在海啸波首次到达后至少 24 小时才恢复正常状态。

  在好几种语言中，这些经常见于沿海地区的海啸都有特殊的叫法：例如在日语中有 tsunami（字面意思是港口的波浪），如同意大利语或西班牙语中的 maremoto，即海水运动，或是类似于马克萨斯群岛语言中的 tai toko（大浪）。在法语中 raz-de-marée 常被用于称呼海啸，但它专指气象原因造成的海水倒灌，也被称为“surcote”，因而不会出现前兆性的海水后退现象（实际上，海啸可以被视为一连串的潮汐波，通常伴随着显著的海水后退）。

  滨海环境会引发复杂的水力效应。即使是较弱的海啸，如浪高小于 1 米、没有引发海水倒灌的海啸，也会使海水在港口或海湾处产生浪涌和凶猛的水流，有时还会在堤岸末端产生涡流，所有这些都可能对航运和港口基础设施产生潜在的破坏。如果发生海水倒灌，请记住，即便是不足 50 厘米高的海浪也可以摧毁建筑，推动轻型车辆，并将站立的人冲倒。洪水还会携带大量的碎片，这些碎片也增强了洪水的破坏力。特大海啸几乎能摧毁任何建筑物，有时甚至会毁灭距离海岸数公里范围内的建筑。

  图 4 显示了 2011 年发生在地震过后 30 至 40 分钟的海啸是如何淹没宫古湾（日本岩手县）的水体的：海啸不是一个孤立的波浪，而是使整个海水水位上涨长达数分钟，产生了溢流，破坏了防护墙和堤坝。海潮（潮起潮落）的力量会造成巨大的破坏，并且能够推翻没有坚实地基的建筑（图 4，右）。

2  如何观测和研究海啸

2.1 从外海到海岸的海平面测量

  在近海，海啸的振幅和波长使船只难以察觉。从 20 世纪末开始，人们才刚刚能使用仪器通过波浪路径引起的静水压力的变化来测量海啸。自 20 世纪 90 年代以来，部署在海底的压力传感器将数据以声波方式传输到海面的浮标上，再通过卫星将数据远程传输（见焦点 1）（图 5）。

  在港口的验潮仪会记录海岸处海平面随时间的动态变化（焦点一），包括海啸波。验潮仪不仅记录连续到达的成串海啸波，而且还会把 20 小时或更长时间内洋流搅动海湾的波动记录下来。与地震引发共振的场地效应（例如在沉积谷中）相似，海啸也会在海湾引发共振效应[8]。各海湾因其几何形状和平均深度不同，共振效应也各不相同，有些海湾的放大效应更强。现在已经可以获得高质量的数据来测量信号随时间变化的主要振幅和周期（图 6）。

  在 2004 年印度尼西亚海啸发生后，各地对港口验潮仪进行了大幅升级。因此部署的预警系统需要这类经过适当采样的测量数据，以监测海啸的传播。在一些海湾盆地仍然需要适当配置海啸测量仪器，这样才能有效监测滑坡等导致的短周期海啸事件。

2.2 补充测量

  并非所有的港口和海湾都配备了验潮仪，同时对海啸的影响评估必须掌握被其冲击地区的状况，因此需要通过现场调查以快速明确海啸的路径，估测被淹没区的海啸高度，以及海水抬升的最大高度（称为波浪爬高，run-up）和淹没的最大范围（图 7）。上述现场测量数据并不能给出海啸的波形参数，这些参数可以通过分析目击者提供的视频材料得到，利用这些材料能够补充和重建出完整的验潮仪记录，或者提供最初海退幅度的信息。

  能够提供海啸信息的其它测量方式还有：浮标上部署的 GPS 传感器、卫星数据、电离层总电子含量分析[9]（见焦点1）。

3 应对海啸的准备工作

3.1 记录和数据统计

  对海啸的历史记录因地区而异。通常在20世纪中叶之前，只有极端的海啸记录在案。将海啸记录与地震记录关联起来是可行的，这种尝试证实已知的海啸大多源于大的地震活跃区域，特别是俯冲带（图 8）。所有的法国领土都可能受到海啸的冲击，它们要么直接位于俯冲带（如西印度群岛），要么处在远离俯冲带的地方，但也受到海啸波到达后的放大效应的影响。

  太平洋是大多数海啸发生的地区，地震为其主要诱因。时间分析是有偏差的，因为可以进行完整分析的时间很短。因此，过去已知发生过的非常罕见的海啸(例如，365年克里特岛西部的大海啸)以及在历史上不易记录的时期发生的海啸(例如，15世纪以前的西印度群岛)没有被记录下来。

  这些统计数字是评估某一特定区域自然风险的首要因素。虽然地震是不可预测的，但是大多发生在活跃带上，有不同的周期性，由其引发的海啸也会反复发生。

3.2 自然风险研究和海啸模拟

  自 20 世纪 80 年代以来，数值模拟使得海啸自然风险评估越来越定量化。早期的模型基于变速介质（海洋）中的射线追踪法（ray tracing），结合逐渐广为人知的全球测深技术，根据与水深的函数关系来计算传播时间（图 9）。

  从 20 世纪 90 年代开始，以数值方法为代表的模拟技术得到大幅提升，能够将海啸源模型（地震、重力塌陷）[11]与波传播模型以及沿海影响模型相耦合。海啸源模型和沿海影响模型涉及复杂的建模步骤。这两个领域物理机制的复杂性导致我们需要非常先进的模型，如三维模型，或者已知极限的近似模型。

  对于海啸源，可采用弹性模型对地震引起的初始变形建模，并根据地震学的研究成果进行模型参数化。若是重力塌陷引发的海啸，参数化过程就更为复杂，这取决于滑坡体的基质、几何形状和动力学过程等多种因素。无论是哪一种起源，源位现场数据都很稀缺，模型只能基于对地震或测地数据的解读和反演。

  在海啸波的传播过程中，上述长波近似模式允许使用流体力学方程在两个水平维度上模拟波列的演变。

  模拟海啸对沿海的影响，首先必须解决非线性放大的问题。到达海边海啸波波长变短，只有精确掌握波浪的速度才能计算其波长，而这又依赖于非常精细的水深测量数据。要在港口尺度上模拟海啸，模型的“像素”通常必须小于 20 米。最后，对沿海地区影响建模需要相同分辨率下的精细地形参数，并且在方程求解时考虑海啸波与建筑物、植被之间的相互作用。

  如果有可用的数据，那么就可以对海啸进行数字化重现，展现从它的起源、传播到对海岸影响的全过程（图 10）。数字化重现方法有助于更好地理解海啸的物理过程，解释观测到的结果，并预测某些可能情景下海啸的影响，推动对海啸防范的研究。（参见[12]）

3.3 直面海啸侵袭的沿海地区及海岸线抗灾准备

  借助历史记录和模拟结果，可以制定风险防范计划。直面海啸侵袭区域图是协助推进沿海规划、公众认知、疏散规划（如图 11 和图 12）和应急响应计划的重要工具，而上述所有这些都可以用来帮助暴露在海啸危害下的海岸线地区做好抗灾准备。

4 预测海啸的影响

4.1 海啸预警系统

  海啸预警系统由运营中心负责，该中心能够利用地震数据来探测和描述地震， 能够利用海平面测量数据来探测和测量海啸波，并且能够将预警信息发送给民防 当局和外国接收方。

  20 世纪中期美国建立全球首个海啸国家预警中心，随后日本、俄罗斯、智利和法国（在法属波利尼西亚，见焦点 2）也相继在发生重大海啸灾害（1946 年阿留申群岛、1952 年堪察加半岛、1960 年智利）后建立各自的海啸国家预警中心。继联合国教科文组织政府间海洋学委员会（IOC）成立之后，太平洋海啸预警系统国际协调小组（ICG）于1965 年成立，以便在发生可能引起海啸的大地震时，向太平洋国家发出预警。

  在 2004 年 12 月的印度洋重大海啸发生之后，政府间海洋学委员会（IOC） 进行了重大部署，设立了三个新的国际协调小组（ICG），以覆盖印度洋、加勒比海、大西洋东北部、地中海及其连通海域，并设立了一个全球工作组。

  这些小组负责确定预警系统的结构，协调预警系统的部署，激励所有成员国做出贡献并参与这些活动。预警系统的三大支柱包括：（i）危害因素和风险评估；（ii）监测和预警；以及（iii）防范和减轻灾害。

  自 2012 年以来，这四个海区（图 13）由 11 家海啸预警中心进行监测和预警。

4.2 海啸影响的业务预报

  海啸预警中心（法国和法属波利尼西亚见焦点 2）根据地震监测站记录的实时数据，自动估算出震源参数（震源位置、震源深度、震级、断裂持续时间、震源几何形态和断层尺寸）。

  利用震源参数可以计算地震形变，进而模拟海啸的传播过程，计算出海啸到达的时间，并以洪水预报图的形式展示预估的海啸高度。在法属波利尼西亚，海啸到达往往需要传播超过 7 至 8 小时（发生在太平洋西南部的地震除外），海啸预警模型的模拟结果非常精细，可以给出沿海各地区详细的海啸高度分布（图14）。这一信息会传送给民防局，由它决定是否为本次海啸的预警管理设立危机应对小组。

  法国海啸预警中心（Cenalt）[14]对海啸的数值模拟仍然太耗时，无法做到在地震发生后 15 分钟内完成港口和海湾尺度的精细模拟。因此，估算依旧是现在通行的做法（决策矩阵）。当前正在发展快速估算的方法，例如基于一系列精细模型（图 15）[15]给出的参数，对某个海湾的响应做出估测。总体目标仍然是在海啸到来之前对沿海地区进行评估，以便组织疏散和避难。

5 需要记住的要点

  海啸有地质成因，可以侵袭附近以及遥远的海岸，淹没这些地区并造成重大破坏。

• 由于构造活动频繁，太平洋地区是全球受海啸侵袭最多的地区；
• 事实上，所有海洋和海盆都可能会被海啸波及，尤其是那些位于构造带和火山带的地区；
• 监测海啸所需的数据包括从外海到海岸的地震数据和海平面测量数据；
• 太平洋海域自 20 世纪 60 年代以来就已经配备了海啸预警系统，其它海盆也在 2005 年至 2012 年期间相继建立了预警系统；
• 数值模拟可以模拟从海啸发生到侵袭沿岸的全过程，如果定期与地震和海平面数据进行比较，数值模拟将会更为高效；
• 如果有大量数据，且能实时传输和分析，并与高性能数值模型相结合，那么预警系统就能有效工作；
• 通过公众教育和对管理部门培训，形成风险意识，预警信息才会起作用，同时必须反复演练才能做好应对准备；
• 对于高风险区人群的灾害防范至关重要的是更好的教育，使他们深入理解海啸现象，同时必须与海岸带建设（标志、施工条件、疏散措施等）决策相结合。

  在许多地区海啸有时极其罕见、出人意料，甚至已被遗忘或低估。只有具备以上条件，才能正确预防和有效减轻下次海啸产生的影响。

 

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参考资料及说明

封面图片：1755 年里斯本地震引发的海啸波传播 3 小时后的大西洋洋面模拟。

[1] 水底地质活动（地震、滑坡或火山爆发）发生后，海啸波在海洋或内海中的传播。当海啸波到达海岸时，它会被显著地放大并引起大洪水。

[2] 描述震源释放能量的无量纲量。一个量级单位相当于能量乘以 30。

[3] ROGER, (2011) Tsunamis générés par des séismes au niveau de la zone de collision entre les plaques africaine et eurasienne :études de cas pour l’évaluation du risque tsunami en Méditerranée occidentale et Atlantique nord. Doctoral thesis, Université Pierreet Marie Curie, 347 p.

[4] 断层是一个断裂面，它将一块巨岩分成两个部分或分隔为两个构造板块。

[5] JAMELOT, A, GAILLER A, HEINRICH P, VALLAGE A, CHAMPENOIS J (2019) Tsunami Simulations of the Sulawesi Mw 7.5 Event: Comparison of Seismic Sources Issued from a Tsunami Warning Context Versus Post-Event Finite Source, Pure Appl Geophys 176. 3351- 3376 https://doi.org/10.1007/s00024-019-02274-5

[6] PARIS, R (2015) Source mechanisms of volcanic tsunamis, Philos T Roy Soc A 373, 20140380, http://doi.org/10.1098/rsta.2014.0380

[7] PARIS, A., OKAL, E. A., GUERIN, C. et al. (2019) Numerical Modeling of the June 17, 2017 Landslide and Tsunami Events in Karrat Fjord, West Greenland. Pure Appl. Geophys. 176, 3035-3057. https://doi.org/10.1007/s00024-019-02123-5

[8] ALLGEYER, S. (2012). Modélisation de l’aléa tsunamis et des résonances côtières en France. PhD thesis, Université Paris Diderot, 202 p.

[9] OCCHIPINTI G, ROLLAND L, LOGNONNÉ P, WATADA S (2013) From Sumatra 2004 to Tohoku-Oki 2011: The systematic GPS detection of the ionospheric signature induced by tsunamigenic earthquakes, J Geophys Res Space 3626-3636. https://doi.org/10.1002/jgra.50322

[10] SAHAL, A. (2011) Le risque tsunami en France : contributions méthodologiques pour une évaluation intégrée par scénarios de risque. Doctoral thesis, Université de Paris 1 Panthéon- Sorbonne, 315 p.

[11] HEBERT, H., SCHINDELE F., SLADEN A. (2005) Comprendre et prévenir les tsunamis. Les apports de la simulation numérique, Annales des Mines, 40 « Les Catastrophes naturelles », 35-47.

[12] SCHINDELE, F and HEBERT, H. (2006). A quand la prévision des tsunamis, Geosciences, 4, 76-81.

[13] PEROCHE, M. (2016) La gestion de crise tsunami dans la Caraïbe : contribution géographique aux dispositifs d’alerte et d’évacuation des populations. Doctoral thesis, Université de Montpellier 3, 406 p.

[14] CENALT 是法国海啸预警中心，致力于向法国沿海大都市发布由地震引发的海啸预警。

[15] GAILLER, A. et al (2019). Vers une estimation en temps réel de l’amplification côtière au centre national d’alerte aux tsunamis français. Chocs Avancées, 12, 42-43.