- 津波とは何か
- 津波の物理
- 津波は陸地に近づくとどうなるか
- 津波はどのように計測、観測されるか
- 2004年12月26日のインド洋津波
津波とは何か
- 津波はどのように発生するか
- 津波が到達するとどうなるか
- 津波が到達するとどうなるか
- 津波はどうなるか。
津波は、次のような大規模な海洋擾乱によって引き起こされる非常に長い波長（通常は数百キロメートル）を持つ一連の海洋波です。
- 地震
- 地すべり
- 火山噴火
- 爆発
- 隕石
これらの撹乱は、下からのもの（例.例えば、大きな垂直変位を伴う海底地震、海底地滑り）、または上方（例えば、隕石の衝突）です。
津波は日本語で、英訳すると「harbour wave」である。 過去には、津波は「潮汐波」または「地震性海水波」と呼ばれていた。 津波が海岸線に与える影響は、津波が発生した時の潮位に依存するが、津波は潮位とは無関係である。 (潮汐は、月、太陽、惑星の重力の影響から生じる）。 また、「地震性海水準」という言葉も誤解を招きやすい。 「地震」は地震に関連した発生メカニズムを意味するが、津波は地滑りや隕石の衝突など、地震以外の出来事によっても起こりうる。
津波は高潮とよく混同されるが、これらはまったく異なる現象である。 高潮は、重大な気象現象によって引き起こされる沿岸の海水面の急激な上昇であり、これらはしばしば熱帯低気圧に関連している。
津波の物理
津波は、波長が10～500km、波の周期が1時間に及ぶこともある。 その長い波長の結果、津波は浅海波として作用する。 波長が水深に比べて非常に大きい場合、浅水波となります。 浅水波の速度は水深に依存し、次の式で与えられる：
ここでgは重力による加速度（= 9.8 m/s2）、Hは水深を示す。
深海では、一般的な水深は約4000mなので、津波は約200m/s、つまり700km/h以上で伝わることになる。
海底地震によって発生する津波では、津波の振幅は海底がずれる量によって決まる。 同様に、津波の波長と周期は、水中の擾乱の大きさと形状によって決まる。
津波は高速で移動するだけでなく、エネルギーの損失を抑えながら長距離を移動することもできる。 津波が海を伝播するとき、波頭は屈折することがある。これは、波頭に沿った水深が変化すると、波の断片が異なる速度で移動することによって生じるものである。
津波が陸地に近づくとどうなるか
津波は外洋の深海を離れ、海岸近くの浅い海へと移動し、変形していきます。 津波の物理」の項を読んでいただければ、津波は水深に関係した速度で進むので、水深が小さくなると津波の速度が遅くなることがおわかりになると思います。 しかし、津波のエネルギーは、波速と波高に依存し、ほぼ一定です。 そのため、津波の速度が低下すると、津波の高さは大きくなります。 これをシャリングと呼びます。
津波が浅瀬に入ったときの波高の増大は、次の式で表される。
他の水上波と同様に、津波は陸上に押し寄せるとエネルギーを失い始める。波エネルギーの一部は沖合で反射し、岸に向かって伝播する波エネルギーは底面摩擦と乱流によって消散する。 これらの損失にもかかわらず、津波は莫大なエネルギーをもって沿岸に到達する。 津波が最初に海岸に到達する部分が頂上か谷かによって、急激な上げ潮や下げ潮に見えることがある。
津波には大きな浸食作用があり、何年もかけて堆積した砂を海岸から剥がし、木やその他の海岸植物を弱らせる。 一般的な高水位を超えて何百メートルも内陸に浸水することができ、浸水する津波に伴う高速の水は、住宅やその他の沿岸建造物を押しつぶす可能性があります。
How are tsunamis measured or observed?
深海では、津波の振幅は小さい（1メートル未満）が波長が非常に長い（数百キロメートル）。 つまり、波の傾き、つまり急勾配が非常に小さいので、人間の目では実質的に検出できないのです。 しかし、津波を検出できる海洋観測機器もあります。
潮位計
潮位計は海面の高さを測定し、主に潮位を測定するために使用されます。 気象庁の国立潮汐センターで運用されている潮位計のほとんどは、SEAFRAME局（Sea Level Fine Resolution Acoustic Measuring Equipment）である。 これは、水中にある下端が開いた垂直な管に接続された音響センサーで構成されています。 音響センサーは音波パルスを発射し、チューブの上部から水面まで伝わり、反射してチューブの上部に戻ってきます。 水位までの距離は、パルスの移動時間から計算することができる。
ココス島の潮位計は、2004年12月26日に島を通過した津波を観測しており、12月に行われたこの観測に示されている。 パルスの速度と衛星の位置、そしてパルスが衛星に戻ってくるまでの時間を測定することで、海面の高さを知ることができるのです。 このような衛星データの問題点は、データが非常に少ないことです。衛星によっては、月に1回程度しか特定の場所を通過しないものもあり、津波は非常に速く伝わるので、津波を発見できたとしてもラッキーなことです。 下の図は、2004年12月26日にスマトラ島南東部で発生した地震から2時間後にジェイソン衛星が測定した海面高度（青色）です（赤色で表示）。 このデータは、津波がベンガル湾全体を満たした直後に、衛星に搭載されたレーダー高度計がインド洋を横断する軌道で観測したものです。
画像提供：NASA/JPL-Caltech
The DART System
1995年、米国海洋大気庁（NOAA）は深海津波評価・報告システム（DART）の開発を開始しました。 現在、太平洋に多数の観測所が配置されています。 これらの観測所は、津波がまだ沖合にいる間に、津波に関する詳細な情報を提供します。 各ステーションは海底圧力記録計で構成され、津波の通過を検知する。 (水柱の圧力は海面の高さに関係します）。 そのデータはソナーで地上のブイに送られる。 地表ブイはその情報を衛星経由で太平洋津波警報センター（PTWC）に無線送信する。 底圧記録装置は2年間使用でき、地表ブイは1年ごとに交換する。 このシステムにより、太平洋の津波の予測や警報が大幅に改善された。
2004年12月26日のインド洋津波
2004年12月26日にインド洋で起きた海底地震は、現代史上最大の自然災害の一つである津波を発生させた。 インドネシア、スリランカ、インド、タイなどの海岸を壊滅させ、波の高さは最大15mに達し、震源地から西に4500km離れたアフリカ東岸のソマリアまで到達したと報告されています。 波の屈折や回折により、津波の影響は世界中で注目され、ブラジルやクイーンズランド州などの海面観測所でも津波の影響が感じられたという。
このアニメーション（10.4MB）は、気象局の国立潮汐センターの科学者たちによって制作されたものです。 津波の発生と伝播を再現するために数値モデルが使用され、津波が世界の海盆をどのように伝播するかを示しています。
地震はスマトラ島北部西岸のインド洋で午前1時（現地時間午前8時）ごろに発生しました。 マグニチュードは9.0、1964年のアラスカ沖地震以来最大で、世界の地震観測の記録が始まった1900年以降では4番目の大きさである。
震源地はインドネシアの都市バンダ・アチェの南南東約250kmの地点であった。 珍しいメガトラスト地震で、インド・ビルマプレートの境界で発生した。 インドプレートがビルマプレートの下に沈み込む際に発生する応力が解放されたことが原因である。 メガトラスト地震とは、ある構造プレートが別の構造プレートの下に潜り込み、構造プレートが上下動する地震である。 この海底の大きな垂直変位が、インド洋の広い範囲に被害をもたらす大津波を発生させた。
この地震は、地理的な範囲も異常に大きかった。 推定1200kmの断層が数分間で沈み込み帯に沿って約15m滑った。 この地震の影響を受けた1200kmの断層はほぼ南北に走っていたため、波の強さは東西方向が最大であった。 ベンガル湾の北端に位置するバングラデシュは、人口の多い低地国であるにもかかわらず、死傷者はほとんど出なかった。
津波が各海岸線に到達するまでの時間は、距離の関係で15分から7時間（ソマリア）であった。 (この移動時間マップを参照)。 インドネシア・スマトラ島北部は非常に早く、スリランカとインド東部は約2時間後に襲われた。 タイは震源地に近いにもかかわらず、約2時間後に被災したが、これは津波が西海岸の浅いアンダマン海をゆっくり進むためである。
津波が海岸に到達したときの高さは、震源地からの距離と方向、地元の地形などの要因によって大きく異なる。 アフリカ沿岸（ケニア）では2〜3m、震源地に最も近いスマトラ島では10〜15mという報告がある。