海啸堤坝

1、堤坝修高一点是不是能抵御海啸

海啸的力量太大了，堤坝修再高，也挡不住海啸的冲击。

2、梦见和弟弟在海边堤坝，然后发生海啸，滔天巨浪袭来，我们逃走，很多房屋被摧毁，我们逃走路上遇到在吃鸡

梦里海首先你能发点小财，血你能破点财，最后的鞋子注意你的伴侣已出轨，所以多多注意什么事别冲动，财能保住人也安定，

3、海啸带来的灾害有哪些

海啸会摧毁沿海的堤坝，淹没沿海低地；引发涝灾，造成人员伤亡和财产损失；海啸退去后还会导致细菌滋生，影响人类健康

4、看到日本地震，海啸，三峡大坝抗震级别是多少

资料显示，三峡大坝的设计抗震能力为十级，大坝不同部位采用的是不同的混凝土，抗压强度都不一样的。 范围在C10~C90，c90也就是抗压强度90MPa。
三峡大坝工程包括主体建筑物工程及导流工程两部分。大坝为混凝土重力坝，坝顶总长3035米，坝顶高程185米，正常蓄水位175米，总库容393亿立方米，其中防洪库容量221.5亿立方米，能够抵御百年一遇的特大洪水。三峡大坝左右岸安装32台单机容量为70万千瓦水轮发电机组，安装2台5万千瓦电源电站，其2250万千瓦的总装机容量为世界第一，三峡大坝荣获世界纪录协会世界最大的水利枢纽工程世界纪录。

5、在渤海沿岸抵御风暴潮是修筑沿海堤坝好还是建防护林好？为什么？

首先你得先了解什么是风暴潮，风暴潮（Storm Tide）是一种灾害性的自然现象。由于剧烈的大气扰动，如强风和气压骤变（通常指台风和温带气旋等灾害性天气系统）导致海水异常升降，同时和天文潮（通常指潮汐）叠加时的情况，如果这种叠加恰好是强烈的低气压风暴涌浪形成的高涌浪与天文高潮叠加则会形成更强的破坏力。又可称“风暴增水”、“风暴海啸”、“气象海啸”或“风潮”。（百度来的），知道了风暴潮是什么后就好解决了，首先风暴潮是海水异常升降，可以理解为海浪很大，涌到陆地上了，这样就是修筑沿海堤坝好，防护林一般是用来在西北防风固沙用的，对于海水树木是没有办法抵挡的

6、海啸的破坏力有多大？

海啸是由地震、火山爆发或强烈风暴等引起的海水巨大的涨落。其中最常见的是风暴海啸。海啸的破坏力很大，它所激起的巨浪最高时可达二三十米，从海岸边望去，可谓铺天盖地，一般的堤坝很难抵挡它那强烈的冲击。

1890年6月15日，日本海发生的地震海啸，将1万多幢房屋夷为平地，有27000多人丧生，海浪最高时竟达30.5米。

1960年5月22日，在南美智利的沿海地区发生了9.5级大地震，伴随着大地震爆发了迄今为止破坏力最强的一次海啸。这次海啸在智利沿岸的平均浪高为10米，最大的海浪高达25米。海浪还以每小时700千米左右的速度沿太平洋传播，当它抵达1万多千米以外的夏威夷时，浪高达到9米；当它到达日本和俄罗斯沿岸时，浪高仍有8.1米。这次海啸给太平洋沿岸的各国造成很大损失，仅日本就有300多人丧生，100多艘船只被打翻，3000多幢房屋倒塌。

1983年8月27日，印度尼西亚的喀拉喀托火山爆发，30分钟后，引发了强烈的海啸，呼啸的巨浪使数万人丧生，几百个村镇被毁。有一艘军舰竟被推到陆地上，最后停留在一个距海岸1000多米的地方，足见海啸威力之巨大。

1970年11月12日，印度洋东北部的孟加拉湾出现最高风速达70米/秒的强台风，结果造成该地区少见的强烈海啸，最大浪高近10米。使30万人死亡，100万人无家可归，大量海水冲进陆地，2万多平方千米的土地被“水”洗一空。

7、海啸沉积（岩）的类型及特征

对于由海啸事件所形成的海啸沉积的类型及特征，国内外关注的大多是现代海啸事件所造成的破坏，而对由海啸事件导致的沉积作用所形成的沉积类型及特征研究较少，对于地质历史时期海啸事件所形成的海啸岩的认识更是寥寥无几。这可能是由于：①地质记录中大多数的海啸事件还没有识别出来；②海啸沉积物在滨岸环境中不易被保存；③海啸沉积物和其他作用如风暴形成的沉积物之间具有相似性，而目前对二者之间的区分还不清楚。

目前关于海啸沉积记录的报道主要集中在现代历史上和第四纪晚期以来的海啸事件沉积。有关古海啸沉积物（海啸岩）的研究国际上仅有少量文献涉及到（图6-11），如新太古代（Hassler et al.，2000），元古宙（Bhattacharya et al.，1998），寒武纪（Pratt，2001，2002，2007），泥盆纪（Warme，1998；Masaitis，2002），中侏罗世（Brookfield et al.，2006），侏罗/白垩纪界线（Schnyder et al.，2005），早白垩世（Fujino et al.，2006），中白垩世（Rossetti et al.，2000），白垩纪/古近纪界线（Bourgeois et al.，1988；Maurrasse et al.，1991；Smit et al.；Takayama et al.，2000；Goto et al.，2008），中新世（Balance et al.，1981；Cantalamessa et al.，2005），上新世（Massari et al.，2000），更新世晚期（Takashimizu et al.，2000）（图6-11）。过去发生的海啸频率应当和现代相差不多，因此，地质记录中应该还有大多数的海啸事件没有识别出来。

图6-11 国际文献中已识别的地质历史中的海啸沉积记录

底图以及更新世和全新世（不包括新西兰）的记录据Cchnyder（2005）；新西兰的全新世记录据Goff（2011）；其他时代见正文

海啸的沉积作用可以在水下和水上环境发生（图6-12）。水下环境可以分为滨岸封闭的浅水湖盆、浅海和深海。水上环境对应于岸上环境，如滨岸平原。由于海啸行为与水深和地形相关，因此海啸浪在不同的环境中有不同的沉积特点，因而沉积物也有不同的特征。如果以引发海啸的因素来看，包括地震引起的海啸、外星撞击引起的海啸等，在不同的因素影响下，发育的海啸岩特征也存在差异。

图6-12 海啸沉积作用的简要模式

（据Fujiwara，2008）

A型沉积作用：海啸爬升浪以海滩和沙丘向陆地搬运碎屑物质，同时海啸回流将陆源物质向海方向搬运；B型沉积作用：软体动物堆积在湖盆边缘，其壳体形成几十厘米高的小丘；C型沉积作用：大量海水通过水道涌入潮间小海盆，由海水以海滩和沙丘带来的砂堆积在小湖盆底部，形成几厘米厚的砂层

（一）不同环境海啸沉积特征

1.岸上海啸沉积

海啸在岸上环境，以发育高速地面漫流的短暂海岸洪泛作用为特征，这与极端的海岸风暴引起的沉积作用相似，因此，两者产生的砂质沉积有相似的物理特征，很难区分。事实上，人们对岸上前第四纪海啸岩的描述很少，而已报道的海啸岩研究则大多和滨外环境有关（Dawson，2008）。由于细粒沉积物在地层层序中更易发育各种构造，容易研究其来源和时代，因而有关岸上海啸沉积物的研究大多是和细粒沉积物相关。而巨砾沉积物究竟是海啸或是风暴来源，目前仍有激烈的争论。

（1）细粒海啸沉积物特征

岸上环境海啸沉积与风暴沉积都可发育，并且这两种沉积非常易于混淆。因此，我们选择几个海啸沉积与风暴沉积的实例，来认识海啸岸上细粒沉积的特征。

Nanayama et al.（2000）对日本北海道海岸的同一个沟内的海啸沉积（Hokkaido-nanseioki海啸，1993）和风暴沉积（Miyakojima台风，1959）进行了对比研究。结果显示，海啸沉积和风暴沉积具有几乎一致的厚度，均约为50cm，并且由沟内向陆地方向变薄。其中，海啸沉积物由4层组成：即海相浅灰色砂层、含非海相物质的棕色砂层、海相浅灰色砂层和丘状砾石层，显示了与向陆地和向海的与两个主要波浪作用相关的双向水流。海啸的爬升流沉积物主要由海相砂组成，而回流沉积物则由非海相砂和土壤、河流砾石和植物碎片的混合组成。与之对比，风暴沉积物显示了单向水流，含有前积层，并且比海啸沉积物有更好的分选性。

Goff et al.（2004）对比了新西兰最近一次的风暴沉积物和在同一地点与15世纪海啸相关的沉积物，发现两者在空间延伸，厚度和粒度特征等方面存在差异。海啸沉积物在陆地上相对较薄，粒度较细，而风暴沉积物则具有高度变化的粒度分布，并以向陆地方向变粗为特征。风暴沉积物的分选要好于海啸沉积物，向陆地方向延伸约40m，而海啸则为200m；而且海啸沉积物含有撕裂的碎屑，并有侵蚀的底部接触，这与风暴沉积物不一样。

Kortekaas＆Dawson（2007）对比了葡萄牙西南Maritinhal地区出现在同一地点的风暴和海啸沉积物，在海啸沉积物内发现了撕裂的碎屑和巨砾，而风暴沉积内不发育；海啸沉积物向陆地延伸的距离要超过风暴沉积物；海啸沉积物比风暴沉积物的有孔虫密度更高一些。

Tuttle et al.（2004）把和1929年纽芬兰Grand Banks地震相关的海啸沉积物与1991年马萨诸塞州Halloween风暴的沉积物进行了对比。其中海啸沉积物由1～3个亚单元的块状或正粒序砂组成，而风暴沉积物显示了纹层、三角洲前积层和近水平板状层理。海啸沉积物比风暴沉积物在陆地上延伸更远，并在更高的高度上。然而，由于两者都没有在同一地点出现，具体地点变化的差异，像水深、地形或者沉积前可能的源区物质等因素都没有被考虑，因此这样的对比所得出的结论不一定具有代表意义。

Morton et al.（2007）对比了2个现代北美的风暴和2个海啸沉积实例，认为岸上海啸和风暴沉积的识别标准为沉积物的组成、结构和粒序、种类和地层组织关系、厚度、地貌和地形；并且认为这些差异与海啸和风暴在搬运期间的水动力学和沉积物分选作用相关。他们认为，海啸沉积物往往是由正粒序砂组成的相对薄的层（平均＜25cm），这种砂由无沉积构造的单层或者仅由几个薄层组成。沉积物内的泥质纹层和泥质内碎屑以及双向水流也是海啸沉积物的特有特征。风暴沉积物通常是中厚层砂（平均大于＞30cm），它由许多近水平板状纹层形成的多个层系组成，有和床沙载荷搬运相关的层理类型（前积层，爬升波痕层理，后积层），层理内有丰富的壳体碎片，不含内部的泥质纹层和极少含有泥质内碎屑。

如Goff et al.（1998）利用古海啸解释，建立了海啸沉积物的特征性标准，但Kortekaas（2002）认为Goff et al.（1998）的大多数标准也适用于风暴沉积物；Sedgwick＆Davis（2003）通过现代冲溢流的地理局限实例建立了风暴沉积物的识别标准，但Sedgwick＆Davis（2003）几乎所有的标准也适用于海啸沉积物。

尽管难以区分海啸和风暴沉积物，但是由于海啸浪具有比风暴浪更长的波长和周期，海啸爬升和回流作用重复发生，因而海啸沉积物具有独有的特征，这已经体现在上述研究者的对比研究中（表6-3）。在有利的沉积和保存条件下，岸上海啸沉积物的特有特征是：①地层层序上向上变细、减薄；②水流方向的重复反向（即重复的双向水流）；③含有撕裂的碎屑；④较差的分选性；⑤向陆地延伸更远。需要强调的是，以上任何单一的特征也有可能是风暴沉积所具有的，因此任何孤立地将以上单一特征看成是海啸沉积的特征性依据都是不恰当的，因此需要将以上特征结合起来判断，才能作为判别海啸沉积的依据。

表6-3 不同学者对海啸和风暴沉积物特征的对比研究

续表

（2）巨砾沉积物

关于海啸成因及海岸粗粒沉积物——巨砾，有关研究不多，报道也较少，并且对其来源的讨论近年来也很激烈，既有认为是海啸成因，也有认为是风暴成因。以德国科学家ScheffersA.，ScheffersS.和Kelletat为首的研究团队，是巨砾海啸成因的坚定支持者。他们认为，巨砾的搬运和堆积需要大的托举力，为此定义了一个“搬运系数”，用来表示搬动巨砾能量的粗略估计，该系数是巨砾的重量、向内陆搬运的距离和巨砾位于海平面的高度三个参数的简单乘积。他们将巨砾的搬运和沉积归结为海啸来源的主要依据，就是该搬运系数，并据此认为风暴还不足以将大型巨砾向内陆搬运到较远的高处（Scheffers et al.，2008；Nott，1997），搬运系数为2000或更低是地球上最强的风暴搬运的门限值（Scheffers et al.，2007）。Nott的物理计算认为，风暴浪的振幅要达到海啸浪的4倍才能产生同样的搬运能量（Nott，2003a，2003b，2004）；要搬运一块50t重的巨砾，风暴浪需要的波高简单来说在地球上根本不存在，因此，Scheffers等支持巨砾作为海啸来源的特征性标准，认为风暴浪通常不能搬运大于20t重的巨砾（Kelletat，2008）。也有部分科学家认为巨砾是风暴成因的。Williams＆Hall（2004）在爱尔兰西岸Aran群岛发现巨碎屑沿着悬崖顶部堆积，包括在海平面处重达250t的巨砾，海平面12m高处超过117t的巨砾以及海平面50m高处2.9t的巨砾；沉积物中发现有塑料碎屑；另外还发现和盛行的风暴风向一致的、完好的砾石叠瓦构造，结合沉积物的定年和历史记录，认为极端风暴是巨砾堆积的原因。Morton et al.（2008）对加勒比海粗粒碎屑沉积物的详细沉积学分析，表明那些由砂到巨砾的多峰碎屑组成的、具有碎屑叠瓦构造的堤坝复合体，主要是风暴浪的特征；而一些横向堤坝复合体加积或巨砾田以及和堤坝复合体相关的单个岩块可能是海啸成因。Etienne＆Paris（2009）在冰岛Reykjanes半岛南岸发现了和风暴有关的巨砾堆积，可以分为悬崖顶巨砾、巨砾簇和堤，巨砾滩以及巨砾田等，多达70t重的巨砾被搬运到内陆65m远、海拔6m的地方。

事实上，海啸和风暴浪都和巨砾的搬运有关。Goto et al.（2007）报道了在泰国Pakarang Cape由2004年印度洋海啸搬运的巨砾，但是Goto et al.（2009）又认为日本Kudaka岛的巨砾是风暴来源，这些巨砾是珊瑚礁的碎屑，由于历史中无海啸的记录，据此认为巨砾是由2007年的0704号台风形成的。但是如Dawson et al.（2008）所言，由于任何巨砾的堆积都没有地层背景，因此确定巨砾的海啸和风暴来源格外困难，但巨砾堤坝的形成基本可以确定为风暴成因。

2.滨岸封闭浅水环境的海啸岩

滨岸封闭的浅水环境介于岸上环境与滨外环境之间，有利于海啸沉积的保存，也比海底环境更适合于观察海啸的沉积作用。这种环境下的海啸岩通常是一套具独特砂层，夹在低能稳定状态背景下的沉积粉砂-黏土层内。砂层之下泥质沉积物发育侵蚀面，说明水底受到海啸期间牵引流的侵蚀，细粒物质反映了在相对平静条件下沉积物的自由沉降；砂层在横向上厚度和粒度减小，可能表明了沉积物的搬运方向；砂层通常向上变细，表明了海啸能量的逐渐减小；砂和粉砂层的成对重复出现表明了海啸的长周期特点。

3.浅海海啸岩

浅海环境包括了滨外到陆棚的浅海。海啸浪向内陆的入射流和向盆地方向的回流能够影响在浪基面之下较深水的地区，因此浅海区有着较高的保存事件沉积物的能力，并且不易被后期大浪所改造，因此浅海的海啸沉积记录更容易被发现和识别。

Bourgeois et al.（1988）在得克萨斯州Brazos河附近的地点识别出的海啸岩，特征表现为含有大的泥岩碎屑、再改造的碳酸盐结核和木屑的粗砂岩，向上变为波痕层理的极细粒砂岩，该层序夹在上白垩—下古新统大约50～100m水深的陆棚泥岩中。智利北部Mejillones半岛中新世浅海海啸回流沉积物，由两个底部侵蚀的沉积单元组成，与背景沉积物相比粒度异常粗，并显示了侵蚀的底部，沉积物的混合来源，多重侵蚀和沉积事件，正粒序或块状结构等特征。日本下白垩统Miyako群浅海相的砾质海啸沉积物，表现为发育双向（向海和向陆方向的古流向）的叠瓦构造，冲刷和粒序构造，见珊瑚碎屑沉积，存在有机质层，软体动物化石良好保存等特征（Fujino，2006）。

浅海碳酸盐海啸沉积也有发育。Puga-Bemabu et al.（2007）在西班牙东南Sorbas盆地上中新统温带的碳酸盐岩内识别出了海啸岩。该碳酸盐岩在盆地北部和南部边缘显示了不同的沉积模式，北部为在不规则古地形上发展起来的局部陡峭的缓坡，而南部为等斜缓坡；在南、北边缘的外缓坡沉积物中夹有两种因沉积模式不同而类型不同的海啸岩：北部为“巨型丘状岩”（Megahummockites），海啸入射浪撞击陡峭的缓坡，使下伏岩层褶皱，形成大的侵蚀面，回流携带的再搬运沉积物充填了先前的冲刷面，形成了巨型丘状层；南部为异常厚的壳质碎屑层，海啸入射流通过缓坡并侵蚀底部沉积物，回流向盆地方向搬运之前被搬运的沉积物，在外缓坡上沉积了厚的生物碎屑层。

Shiki et al.（2008）总结了浅海海啸岩的特征。浅海海啸岩就是出现在平常背景沉积物之间的异常高能条件下形成的沉积层，如异常粗粒的沉积物、泥质碎屑和巨型HCS（丘状交错层理）和SCS（凹状交错层理），这些沉积构造反映了在陆棚平缓海底上由重力引发的回流和快速的沉积作用。

4.深海海啸岩

深海的海啸沉积作用机制仍然不太明确。由于海啸回流可能比爬升流更具侵蚀性，能量也更强，海啸回流驱动的沉积物重力流，以近滨到深水的运动能够搬运以粉砂到巨砾级的碎屑颗粒。因此，海啸回流很可能是深海海啸岩的主要成因。

和现代海啸相关的深海海啸沉积，已知的唯一实例就是Cita等提出的所谓地中海“均质岩”（Homogenite）（王立成，2010）。它以一层无沉积构造的灰色厚层半远洋泥为特征，底部含有正粒序砂和快速变化的接触面。Cita＆Aloisi（2000）将均质岩分为了两种沉积背景完全不同的A型和B型。A型均质岩由海啸传播阶段半远洋沉积物液化作用产生的远洋浊积岩组成，形成于深海远洋背景下；B型均质岩是巨型浊积岩，它的源区是很远的近滨地区，来自完全不同的沉积作用，不包含覆盖洋底沉积物的液化作用，它是由异常海啸浪撞击滨岸的回流所产生的悬浮沉降，源区来自浅水环境，这种海啸岩是由Santorini火山喷发引起的海啸形成的。实际上，海啸引发的均质岩和普通浊积岩有着相似的搬运机制，因而两者之间的区分也很困难。有学者甚至认为，均质岩实际等同于浊积岩，没必要再采用海啸岩这个术语，而建议用海啸相关的浊积岩（Shanmugam，2006）。但是，按照海啸岩的严格定义，均质岩确实是在海啸作用下产生，因此称为海啸岩是必要的，并且它和普通浊积岩有着差异的特征。如B型均质岩底部的砂质部分要明显薄于普通的厚浊积岩，砂质部分的粒度也要细于普通厚浊积岩；另外以地中海均质岩来看，海啸爬升和回流的往返运动微弱的体现在粒度和组分上，均质岩的无沉积构造特征也反映了细粒物质由海啸引发的高密度悬浮团的沉积，这些特征都区别于普通浊积岩。Balance et al.（1981）在新西兰地震活动边缘的中新世海底扇浊积岩中发现含有椰子壳化石，他们认为这是海啸引起的浊流的沉积作用。尽管其他高能的沉积作用能搬运正常滨海的碎屑到这样的深度，但是，在浊流沉积物中陆源碎屑的存在应该是识别海啸岩的一个关键标准。

（二）地震型海啸岩

地震海啸岩具有特殊的特征。Takashimizu＆Masuda（2000）研究了发育于日本中部上更新世的海啸岩，该套海啸岩下部为由地震晃动产生的卷曲且无沉积构造的砂，底部含有由地震引发的包卷构造；中部为交错层理，显示了向海和向陆地方向的古流向，因此暗示了快速的退潮流和洪泛流；上部为悬浮沉积物，为地震海啸后平静期的沉积。他们认为此沉积复合体的每一部分自身都有不同的解释，但在一套沉积物里发现时，最可能的沉积机制就是地震海啸。

国内对地震海啸岩也有研究。其中宋天锐（1988）对北京十三陵雾迷山组震积岩-海啸岩沉积序列的报道认为，海啸岩发育于震积岩之上，由具丘状交错层理的碎屑灰岩组成。乔秀夫等（1994）报道了辽东和鲁中地区震旦系震积岩-海啸岩-震浊积岩序列。乔秀夫描述的海啸岩主要由具丘状层理的碎屑岩组成，并将丘状层理划分为5种类型。丘状层理的纹层倾角较小，一般小于10°，个别达12°～15°。波长（L）与波高（H）比值较大，一般L/H＞9，个别为4，反映以平缓丘体为多。丘状层内部可以具递变层理，也有不具递变层理者，有具交错纹层者，也有不具交错纹层者。杜远生等（2000）对滇中峨山、易门等地中元古界大龙口组震积岩进行了详细观测、研究，发现了典型的震积作用成因的变形构造（断裂递变层、断裂均一层、微同沉积断裂、微褶皱纹理等）、泥晶脉（即Molar Tooth构造），形成典型的原地震积岩岩石类型（震裂岩、震褶岩、自碎屑角砾岩等）。与震积岩共生的海啸岩或位于震积岩之上与震积岩组成震积岩-海啸岩的完整沉积序列（图6-13），或单独出现于含震积岩的地层之中。大龙口组海啸岩的主要岩石类型是具丘状层理的内碎屑副角砾岩（Intraclastic Parabreccia）、含砾屑的砂屑灰岩。其砾屑大小一般为2～10mm，最大可达30mm左右。砾屑具塑性变形特征，可呈钩状、火炬状等各种难以形象描述的复杂不规则形态。砾屑和砂屑分选和圆度均差，排列无定向。海啸岩底面为明显的冲刷界面，表现为含砾砂屑灰岩与震积岩或背景沉积泥晶灰岩的突变面。界面多波状起伏，也见下凹的槽状冲刷面。冲刷槽深5～10cm，宽约55cm。海啸岩中的沉积构造包括丘状层理、不清晰的平行层理、单向交错层理和块状层理等类型。丘状层理呈丘状或洼状纹层，纹层平缓，倾角在5°左右，单个丘长几十厘米到一米不等。平行层理纹层不甚清晰，隐约可见，纹层间距0.5cm左右。单向交错层理纹层倾角为15°～20°，层系厚度为32cm。由于大龙口组的震积岩-海啸岩背景沉积为灰色中厚层到薄层均质或水平层理的泥晶灰岩和白云质灰岩的浅海沉积。上述含砾砂屑灰岩以岩性特征和沉积构造均反映为极高能沉积。该沉积夹于低能的浅海沉积之中，代表一种异常的事件沉积。加上与震积岩共生，故属于海啸岩无疑。

图6-13 大龙口组震积岩-海啸岩沉积序列

A1—震裂岩（内含泥晶脉）；A2—震褶岩；B—海啸岩；C—背景沉积（泥晶灰岩）

已有的研究表明，含丘状层理的粗碎屑岩或碎屑灰岩是海啸岩的主要鉴别标志。需要说明的是，丘状交错层理是风暴岩的重要标志。风暴岩成因的丘状交错层理与上述海啸成因的丘状层理具有类似的特征。但风暴岩成因的丘状交错层理与风暴成因的碎屑岩或碎屑灰岩共生，而海啸岩成因的丘状层理与震积岩或火山岩共生。

总体来看，地震海啸岩具有显著的特点，通常为震积岩-海啸岩的沉积序列，下部的震积岩序列显示了地震的液化构造，如包卷层理、砂岩脉、砂岩贯入构造等；上部的海啸序列具有典型的海啸岩特征，如双向古水流等；海啸岩之上通常有海啸衰退阶段的泥质覆盖沉积。序列中含有植物碎屑，整个序列显示了与上覆和下伏的背景沉积粒度更粗的特征。

（三）火山喷发型海啸岩

针对火山事件引发的海啸以而形成海啸岩的报道很少。龚一鸣等（1993 a，1993 b）以沉积特征、空间关系并结合区域地质背景，认为新疆北部泥盆纪发育一套火山喷发海啸岩沉积。以其分析可以看出，火山喷发型海啸沉积见于东准噶尔考克塞尔盖山主峰北东约800m处的纸房组底部，厚度＞19m。岩性为块状杂砾岩，最大砾径可达40m，大小混杂，碎屑成分为火山碎屑、花岗岩、骨屑灰岩、群体珊瑚等，呈次圆状至棱角状。该套海啸岩与下伏含植物化石碎片和放射虫沉凝灰岩、凝灰岩等不同岩性地层冲刷接触，冲刷面具较大的起伏。在区域上呈面状分布，相变快，在14km范围之外，与海啸岩同层位者为浅海火山碎屑流沉积。以火山碎屑流沉积到和火山喷发海啸沉积，沉积环境由浅海上部相变为浅海下部或半深海，二者为同时异相，系作用相和环境相复合相变的产物。

（四）陨星撞击型海啸岩

虽然地震、火山、海底滑坡可以引起海啸，并且能传播很大的距离，但一般都限于一个大洋。全球性的海啸常常是外行星坠入海洋发生撞击引起的。目前在地球表面上发现的160多个陨石坑中有7个在现代海洋中，还有20个所处的位置在地史时期也曾是海洋（杜远生，2008）。根据陨石对地球的撞击频率可知，在过去的3.5亿年中有超过8000个陨石撞击海洋。这就使得小行星和彗星撞击海洋成为引发海啸的非常可能的因素。数字模拟得出，直径大于1km的小行星可以穿透5000m深的海洋并立即扰动整个水体，在瞬间引起与海洋深度相当的巨浪。随着水中空气凹穴的破碎，这些水沿着撞击坑边缘以高到低迅速跌落，引发几百米高的巨浪，在距陨石坑1000km远的海域，这样的撞击仍会产生约100m高的波浪（Alastair et al.，2007）。据报道，2.15Ma前一颗名为Eltain的小行星（直径4km）陨落贯穿到南太平洋底部，在距发生地1200～1500km远的南美北部和南极半岛引起的海啸波浪高达200～300m（Ward et al.，2002）。据Hills＆Goda（1999）研究，像这样能产生浪高达100m的海啸的小行星每3000～5000年就会撞击地球的任何部位，而且地球表面的2/3被海洋覆盖，所以那些大小中等的小行星、彗星与海洋之间的撞击成为海啸发生的一个重要原因（Alastair et al.，2007）。由于海啸波浪超过5m就会在地史沉积中留下记录，这充分证明大小中等的小行星可以留下它所形成的海啸的证据（即海啸岩）。

白垩纪/古近纪撞击产生的深海海啸岩是目前讨论较多的一种海啸岩。在白垩纪与古近纪的地层之间，有一层富含铱的黏土层，名为白垩纪/古近纪界线，代表了白垩纪-古近纪大规模物种灭绝事件，大部分的科学家推测，这次灭绝事件是由一个或多个原因所造成，例如：小行星或彗星引起的撞击事件，或是长时间的火山爆发。Smit et al.（1992）将墨西哥白垩纪/古近纪撞击后产生的厚达3m的层状碎屑单元解释为海啸沉积，这套沉积扰乱了超过400 m水深的远洋泥灰岩层序，并且海啸岩内有木碎屑的存在，认为是海啸引发的密度流（回流）的沉积。Takayama et al.（2000）描述了古巴西北Panalver组内一个180m厚与白垩纪/古近纪界线相关的沉积层序，该界线为一块状弱分选的颗粒支撑的单元，含有大的浅海相化石和偶尔的大内碎屑。该单元被解释为颗粒流，而上覆的向上变细的均质单元，含有丰富的泄水构造和再改造化石，被认为是海啸回流引起的高密度悬浮的结果。这个均质单元与Cita描述的地中海海啸成因的均质岩很类似。Goto et al.（2008）也对古巴西北Panalver组的横向岩性、组分和粒度变化做了详细的研究，他们认为该组下部由来自浅水碳酸盐台地的砾屑灰岩组成，是由撞击形成的碎屑流形成；上部由半远洋-远洋的砂屑灰岩和泥屑灰岩组成，是由海啸回流产生的悬浮沉积；远洋到半远洋来源物质的区域均质性和外来物质如蛇纹石岩屑的存在支持了上部单元是由海啸形成的解释。Lawton et al.（2005）的研究表明与白垩纪/古近纪撞击相关的砾石层在陆棚边缘具有峡谷状特征，是由于一次或几次海啸湍急的回流结果；海啸来源的峡谷充填沉积物不是碎屑流来源的关键特征就是其具有：颗粒支撑、正粒序层、紧闭填充的内碎屑团、冲刷和粗糙的叠瓦构造等特征。

在讨论与白垩纪/古近纪撞击相关的海啸岩的同时，国际也出现了有关其他撞击事件的海啸岩。Hassler et al.（2000）描述了澳大利亚西部Hamersley盆地26亿年前的一套地层，由大量撞击产生的融化小球体组成，地层内的非对称波痕是由大洋撞击产生的大海啸浪的冲刷而形成。Masaitis（2002）认为在波罗的海三国、俄罗斯西北部和白俄罗斯出现的中泥盆世Narva角砾岩可能是和Kaluga撞击相关的海啸岩，Kaluga撞击是在380百万年前对东欧台地中300～500m水深处的一次撞击，该海啸岩沉积在细粒的背景沉积物内。

杜远生等（2008）在广西泥盆系弗拉斯-法门阶事件界线（F-F事件）附近发现了广泛分布的一套事件沉积，并认为该事件沉积具有等时性、成因相关性、分区性和广布性。该套事件沉积的主要特征为：在横县六景、象州罗秀、巴漆等台地边缘斜坡相区F-F事件沉积为碎屑流沉积的粗砾岩或砾屑灰岩；台间海槽相区的桂林杨堤和白沙、德保都安、武宣南峒和三利、象州香田和马鞍山、崇左那艺、上林云攀等地F-F事件沉积为浊积岩；台间海槽相区的南丹芒场、罗富和南丹-天峨公路F-F事件沉积为块状砂屑灰岩，发育均质层理，其砂屑与相邻的条带状灰岩差别也很大，反映具有远源特征。这些事件沉积可以和比利时的Hony剖面、美国内华达的DevilsGate剖面、摩洛哥的Atrous剖面、俄罗斯的南乌拉尔、西伯利亚东北部的Fore-Kolyma、波兰-摩拉维亚盆地南部（Holy Cross山脉，Cracow和Brno地区）法门阶底部的浊积岩和角砾岩对比。如此广泛的全球性分布的等时性事件沉积可以和巨大的外星体坠入海洋引起的全球性海啸相联系。可以推测一个小行星坠入古特提斯洋，引起的巨大海啸向外扩展到几千千米之外。包括华南、欧洲-北美、西伯利亚、冈瓦纳等陆块的海底被巨大的海啸浪侵蚀（杜远生等，2008）。海啸及其触发的碎屑流、浊流在深水盆地和斜坡形成碎屑流粗砾灰岩、砾屑灰岩、浊积岩、海啸岩等事件沉积。华南弗拉斯-法门期之交的事件沉积主要发育于台地边缘斜坡和台间海槽，原因在于：①这些部位具有丰富的物源，易于触发重力流；②这些部位位于正常浪及面之下，海啸形成的沉积在沉积后不易遭到破坏。浪及面以上的地区海啸沉积由于易于被后期的波浪破坏，所以难以保存。

以这些撞击产生的海啸岩的报道来看，海啸岩既可以由海啸传播时对深海的冲刷侵蚀形成，也可以由海啸回流产生的沉积物重力流和悬浮沉积产生。大多数撞击海啸岩则与海啸回流有关，海啸回流产生的碎屑流沉积明显显示了与深海细粒沉积不同的粗粒沉积，如角砾岩、小球体层、砾屑灰岩等，其中还可能含有外源的碎屑，如植物或木屑，无鲍马序列；而回流产生的悬浮沉积则显示了无沉积构造的均质单元的特征。其可能的沉积模式如图6-14所示。

8、世界上最大的海啸发生在哪一年？

全球历史上最大的海啸是智利海啸，

历史上重大海啸有夏威夷海啸、日本三陆海啸、日本东海道海啸、印度洋海啸等。

1、智利大海啸

1960 年5月 21日凌晨开始，在智利的蒙特港附近海底，突然发生了罕见的强烈地震。震级之高、持续时间之长、波及面积之广，实属少有。大地震一直持续到6月 23 日，在前后1个多月的时间内，先后发生了225次不同震级的地震。震级在7级以上的有 10 次之多，其中震级大于8级的有3次。

2、夏威夷海啸

1946年4月1日，夏威夷也曾发生过一次大海啸。这场海啸由发生在距夏威夷3750千米的阿留申群岛附近海底的7.3级地震引起。

地震发生45分钟后，滔天巨浪首先袭击了阿留申群岛中的尤尼马克岛，彻底摧毁了一座架在12米高的岩石上的钢筋水泥灯塔和一座架在32米高的平台上的无线电差转塔。

之后，海啸以喷气式飞机般的速度往南直扫而去，摧毁了夏威夷岛上的488栋建筑物，造成159人死亡。

3、日本海啸

2011年3月11日13时46分（北京时间13时46分）发生在西太平洋国际海域的里氏9.0级地震， 震中位于北纬38.1度，东经142.6度，震源深度约10公里。日本气象厅随即发布了海啸警报称地震将引发约6米高海啸，后修正为10米。根据后续研究表明海啸最高达到23米。

4、印尼火山爆发引起的海啸

1883年8月，印尼火山岛喀拉喀托的火山爆发是人类史上最厉害的一次。此次火山爆发，远在澳大利亚都能听见。火山爆发引发的海啸巨浪高达130英尺（合40米）。

根据美国地质勘探局（USGS）的报告，仅爪哇和苏门答腊岛，海浪就冲走165个村庄。海啸掀起的海浪直到远在4350英里（合7000千米）的阿拉伯半岛才停息下来。

5、日本东海道海啸

1498年9月20日日本东海道因海底8.6级地震引起海啸，海啸最大波高15-20米，在伊势湾冲毁1000栋以上建筑，溺死5000余人，在伊豆，海浪侵入内陆达2000米多，伊势志摩受灾惨重，据静冈县《太明志》记载，死亡2.6万人；三重县溺死1万人。

太平洋沿岸易于受到灾难性海啸的袭击。日本自1596年以来就遭受了20多次大海啸的袭击。1703年海啸袭击日本栗津，10万人遭难。1933年日本本州岛东岸遭海啸，约有3000人死亡。

9、海啸过后会不会形成洪水？

海啸会带来很多的次生灾害，本身海啸所产生的破坏力就非常的惊人，海啸不是洪水，但是可能会造成堤坝等设施损坏，间接的产生洪水，造成损失