海啸，是由于海底突发事件(海底地震即海震及火山爆发、滑坡或塌陷)所激起的巨浪，这些巨浪引起海水激荡上涌，形成惊涛骇浪，咆哮声如虎啸，故称海啸。日本人称海啸为津浪(tsunami)。据史书《闽杂记》记载：“近海常闻海啸，其声或大或小，乍远乍近，若断若续，逾二、三时即止。大则汹涌澎湃，虽十万大军未足拟也；久或逾半月，日夜罔间，暂也四五日方止。”海啸可怕并不仅仅在于其吼声，主要在于巨浪冲刷海岸，给沿海人民造成生命财产损失。
海啸是一种界于潮波和涌浪之间的重力长波。海啸传播周期一般为2～400 min，传播速度v=(g．h)1/2(g为重力加速度，h为海底深度)。海啸波长L=v.T(v为海啸传播速度，T为周期)。当海底深度为4 km时，其传播速度可达713 km/h。1975年11月29日夏威夷海啸的传播速度达800 km/h。海啸波长一般达几十到几百公里，波高可高达20 m以上(如1933年3月2日日本本州海啸)。1960年5月23日，智利沿海发生8.9级强烈地震，地震引起的海啸穿过太平洋在夏威夷的希洛湾推起超过10 m高的水墙，将海岸各种建筑物荡涤一空，把护岸的约10 t重的玄武岩岩块抛至100 m以外的地方。横跨怀卢库河的钢质铁路桥也被海啸推离桥墩200 m。之后，海啸又传至日本东海岸，浪高仍有6.5 m，将沿海停泊的船舶推抛到海岸上，造成了巨大的经济损失。
海啸的诱发因素主要是海底地震、海底火山爆发、海底滑坡或塌陷。海底核爆炸也可引起人工海啸。我国古代文献《闽杂记》记录的海啸部分是属于风暴(台风)引发的，而现代海洋学和沉积学一般不把风暴浪列入海啸。现代海洋灾害研究表明，不是所有的海底地震、火山爆发、滑坡或塌陷都能引发破坏性海啸，只有海底出现剧烈变形才能引发海啸。如破坏性地震海啸只有在地震出现垂直断层、里氏震级达6.5级以上时才能引发。因此，地震海啸主要由浅源地震(震中深度0～70 km)，尤其是地壳浅部的地震引发。海底地震、火山爆发和大规模海底滑坡或塌陷主要发生于活动的构造背景下。现代地震和火山爆发主要分布于环太平洋活动大陆边缘带、阿尔卑斯—喜马拉雅—印尼大陆碰撞带、大洋中脊(中央裂谷)带和大陆裂谷带(如东非裂谷、红海—亚丁湾、死海裂谷等)。对世界上有记录的2 400次海啸［1］的分析表明，世界上每约10年发生一次较大的海啸。绝大多数海啸是由地震活动触发的，而且主要分布于太平洋地区。个别发生于印度洋、地中海等地，如1945年12月28日卡拉奇以西288 km附近海底地震触发的海啸，该海啸在阿拉伯海岸浪高达12～15 m，造成极大灾害。由火山爆发引起的海啸记录仅有一次，即1883年印尼巽他海峡喀拉喀托火山爆发引起的海啸，该海啸最高浪高达30 m以上，附近海岸遭到毁灭性破坏。海啸到达非洲、澳洲海岸时，浪高仍有2 m。其它火山，如环太平洋火山活动形成的海啸规模较小，不具有很大的破坏性。海底滑坡和塌陷仅引起局部海水骚动，从未引起大的海啸。依据将今论古原则，地史时期的古海啸也应形成于类似的活动构造背景下。
现代海啸的毁坏主要影响于沿海地区和岛屿(如夏威夷地区自1895年以来有记录的海啸约30次，海啸主要来自于太平洋东西海沟的地震)。我国东部地处沿海，曾经有过26次海啸记录［2］。由于太平洋西部岛弧的屏蔽作用，加上我国大陆有广阔的浅海大陆架消耗海啸的能量，我国大陆受海啸的危害不大，海啸危害主要影响台湾等外海岛屿。地史时期，我国幅员辽阔，构造背景复杂多变。因此在古海洋裂谷盆地和初始洋盆、活动大陆边缘盆地和大洋盆地、残余盆地等构造背景海啸存在的可能性很大。通过沉积记录中海啸沉积(海啸岩)的识别可以帮助认识古海啸作用的存在。
2 海啸沉积作用和海啸岩
对海啸沉积作用和海啸岩的研究，远远不及对风暴、地震、浊流等其它海洋事件沉积的研究。虽然海啸的破坏性巨大，但其发生的频率较低。人们可以通过验潮仪观测海啸和进行海啸预报，但观测海啸对沉积物的影响未能引起人们的足够重视。因此，人们对海啸沉积作用的认识还很局限。近年来，一些学者通过对地震、火山的研究对与地震、火山共生的海啸沉积有了一些新的认识，笔者着重对这些海啸沉积予以简述。
从理论上讲，海啸是一种海底突发性高能事件。由于其波长长(可达几十公里到几百公里)、浪高也大(可达20余米)，传播速度快(可达800 km/h，即222 m/s)，且引发自海洋底部任何深度。因此，海啸沉积作用可以发生在海底任何深度、任何部位。由于海啸的能量远远高于正常波浪、潮汐和洋流，也高于风暴浪，所以它可以形成更粗的碎屑或内碎屑沉积。由于它属于牵引流而不属于重力流，故可以与碎屑流、浊流及风暴重力流沉积区分。如果海啸沉积与其触发因素(地震、火山、)造成的沉积共生，海啸沉积是容易识别的。如果海啸沉积单独出现，识别起来可能存在一定难度。
国内外对海啸沉积作用和海啸岩的了解都很少，所识别出的海啸岩更是寥寥无几。Kastens等［3］论述了地中海海啸引起的沉积物搬运过程。国内对海啸岩的最早报道见于宋天锐［4］对北京十三陵雾迷山组震积岩—海啸岩沉积序列的报道。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［5］报道了辽东和鲁中地区震旦系的震积岩—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大于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。
尽管火山爆发和海底滑坡或塌陷也能引发海啸，但对与火山事件和滑坡或塌陷事件共生的海啸岩报道很少。龚一鸣等［6］报道了新疆北部泥盆纪的火山喷发海啸岩。该海啸岩为“块状杂砾岩，最大砾径达40 cm，大小混杂、分选差。碎屑成分复杂，有火山碎屑、花岗岩、骨屑灰岩、群体珊瑚，碎屑次圆状至角状”。该海啸岩与下伏沉凝灰岩、凝灰岩等火山岩地层呈冲刷接触，冲刷面有较大起伏。龚一鸣等从沉积特征、空间关系并结合区域地质背景，认为该碎屑岩为火山喷发海啸岩沉积。
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。
3 滇中地区中元古代大龙口组与震积岩共生的海啸岩
云南滇中地区中元古代主要由极低级变质的碎屑岩和碳酸盐岩组成。发育震积岩—海啸岩的地层为昆阳群大龙口组。大龙口组广泛分布于滇中易门、罗(次)武(定)、元江及东川地区，以碳酸盐岩沉积为主。其底部鲁奎山段为中—厚层泥质灰岩、泥质条带灰岩、含碳泥质灰岩；下部龙棚段为中—厚层灰岩、薄板状泥质灰岩及钙质板岩；上部大六龙段为中－厚层灰岩和蠕条灰岩、角砾灰岩等；顶部三元宫段为厚层叠层石灰岩和泥灰岩、白云质灰岩等［7］。上述灰岩中除三元宫段含叠层石外，多见均质层理或水平层理，因此属于波及面以下浅海环境的沉积。大六龙段的蠕条构造的成因一直没有得到很好的解释。详细的野外调查和资料研究表明，该组的蠕条构造与广泛发育于元古代地层中的molar tooth构造、华北晚元古代的“纹象花纹构造”、“蠕虫状构造”、“网状或蠕虫状钙质细脉”、“泥晶脉”相同，为地震引起的震积作用成因［5，8，9］。
通过对滇中峨山、易门等地中元古代大龙口组震积岩进行的详细观测、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)。
大龙口组的震裂岩是由微断裂组成的断裂均一层和递变层，局部可见微同沉积断裂。断裂递变层和均一层是由岩层底部向上逐渐变细、变少(递变层)或均匀分布(均一层)的各种微断裂层。微同沉积断裂可以单独发育，也可形成阶梯状。上述微断裂均为灰泥质充填形成泥晶脉(molar tooth构造)(图1-A)。震裂岩中的微断裂以张性断裂为主，断裂密集分布。断裂宽度为毫米级，长度几厘米到几十厘米不等。断裂面不规则且排列无序、不切层、不具共扼性，与后期构造形成的排列有序、切层、具共扼性，并与结晶方解石充填的张扭或压扭性断裂相区别。后期构造断裂往往切割早期形成的地震断裂。泥晶脉是灰泥充填地震微断裂形成的。泥晶脉形态不规则、不协调，呈细楔形、不规则薄透镜状、分叉状、不规则网状、飞鸟状、蠕虫状等。可垂直、平行或斜交层面。脉体由泥晶方解石组成，与后期亮晶方解石脉相区别。
海啸中如何逃生
一、地震是海啸最明显的前兆。如果你感觉到较强的震动，不要靠近海边、江河的入海口。如果听到有关附近地震的报告，要做好防海啸的准备，注意电视和广播新闻。要记住，海啸有时会在地震发生几小时后到达离震源上千公里远的地方。
二、海上船只听到海啸预警后应该避免返回港湾，海啸在海港中造成的落差和湍流非常危险。如果有足够时间，船主应该在海啸到来前把船开到开阔海面。如果没有时间开出海港，所有人都要撤离停泊在海港里的船只。
三、海啸登陆时海水往往明显升高或降低，如果你看到海面后退速度异常快，立刻撤离到内陆地势较高的地方。
四、每个人都应该有一个急救包，里面应该有足够72小时用的药物、饮用水和其他必需品。这一点适用于海啸、地震和一切突发灾害。
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