海啸的传播是指海上的长浪,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。 在绝大多数的情况下,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,引起波高特别增大,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。 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。