- Wat is een tsunami?
- De fysica van een tsunami
- Wat gebeurt er met een tsunami als deze land nadert?
- Hoe worden tsunami’s gemeten of waargenomen?
- De tsunami in de Indische Oceaan van 26 december 2004
Wat is een tsunami?
Een tsunami is een reeks oceaangolven met zeer lange golflengten (meestal honderden kilometers), veroorzaakt door grootschalige verstoringen van de oceaan, zoals:
- aardbevingen
- landslide
- vulkaanuitbarstingen
- explosies
- meteorieten
Deze verstoringen kunnen ofwel van onderaf komen (bijv.b.v. onderwateraardbevingen met grote verticale verplaatsingen, onderzeese aardverschuivingen) of van bovenaf (b.v. meteorietinslagen).
Tsunami is een Japans woord met de Engelse vertaling: “havengolf”. In het verleden werd naar tsunami’s verwezen als “vloedgolven” of “seismische zeegolven”. De term “vloedgolf” is misleidend; hoewel de impact van een tsunami op een kustlijn afhankelijk is van het getijdenniveau op het ogenblik dat een tsunami toeslaat, hebben tsunami’s niets te maken met de getijden. (Getijden zijn het resultaat van de gravitatie-invloeden van de maan, de zon en de planeten). De term “seismische zeegolf” is ook misleidend. “Seismisch” impliceert een aan aardbevingen gerelateerd ontstaansmechanisme, maar een tsunami kan ook worden veroorzaakt door een niet-seismische gebeurtenis, zoals een aardverschuiving of een meteorietinslag.
Tsunami’s worden ook vaak verward met stormvloeden, hoewel het heel andere verschijnselen zijn. Een stormvloed is een snelle stijging van het zeeniveau aan de kust, veroorzaakt door een belangrijke meteorologische gebeurtenis – deze worden vaak geassocieerd met tropische cyclonen.
De fysica van een tsunami
Tsunami’s kunnen golflengten hebben die variëren van 10 tot 500 km en golfperioden tot een uur. Als gevolg van hun lange golflengten gedragen tsunami’s zich als ondiepwatergolven. Een golf wordt een ondiepwatergolf wanneer de golflengte zeer groot is in vergelijking met de waterdiepte. Ondiepwatergolven verplaatsen zich met een snelheid, c, die afhankelijk is van de waterdiepte en wordt gegeven door de formule:
waarbij g de versnelling is ten gevolge van de zwaartekracht (= 9,8 m/s2) en H de diepte van het water.
In de diepe oceaan is de typische waterdiepte ongeveer 4000 m, zodat een tsunami zich zal verplaatsen met een snelheid van ongeveer 200 m/s, of meer dan 700 km/h.
Voor tsunami’s die worden opgewekt door aardbevingen onder water, wordt de amplitude van de tsunami bepaald door de mate waarin de zeebodem wordt verplaatst. Evenzo worden de golflengte en de periode van de tsunami bepaald door de grootte en de vorm van de onderwaterverstoring.
Zowel als zich met hoge snelheden voortbewegend, kunnen tsunami’s ook grote afstanden afleggen met beperkt energieverlies. Terwijl de tsunami zich over de oceaan voortplant, kunnen de golftoppen breking (buiging) ondergaan, die wordt veroorzaakt doordat segmenten van de golf zich met verschillende snelheden verplaatsen naarmate de waterdiepte langs de golftop varieert.
Wat gebeurt er met een tsunami als deze land nadert?
Als een tsunami het diepe water van de open oceaan verlaat en zich naar het ondiepere water bij de kust begeeft, verandert hij. Als je de paragraaf “De fysica van een tsunami” hebt gelezen, weet je dat een tsunami een snelheid heeft die gerelateerd is aan de waterdiepte – dus, als de waterdiepte afneemt, wordt de tsunami langzamer. De energieflux van de tsunami, die afhankelijk is van zowel de golfsnelheid als de golfhoogte, blijft bijna constant. Bijgevolg, als de snelheid van de tsunami vermindert, groeit zijn hoogte. Dit wordt ‘shoaling’ genoemd. Door dit schuivingseffect kan een tsunami die op zee onmerkbaar is, nabij de kust meters of meer hoog worden.
De toename van de golfhoogte van de tsunami naarmate hij ondiep water binnenkomt, wordt gegeven door:
waarbij hs en hd golfhoogten in ondiep en diep water zijn en Hs en Hd de diepten van het ondiepe en diepe water zijn. Dus een tsunami met een hoogte van 1 m in de open oceaan waar de waterdiepte 4000 m is, zou een golfhoogte van 4 tot 5 m hebben in water met een diepte van 10 m.
Net als andere watergolven beginnen tsunami’s energie te verliezen wanneer zij aan land komen – een deel van de golfenergie wordt weerkaatst op zee, terwijl de zich aan land voortplantende golfenergie wordt gedissipeerd door bodemwrijving en turbulentie. Ondanks deze verliezen bereiken tsunami’s de kust nog steeds met enorme hoeveelheden energie. Afhankelijk van het feit of het eerste deel van de tsunami dat de kust bereikt een top of een trog is, kan de tsunami verschijnen als een snel opkomend of afnemend getij. Lokale bathymetrie kan er ook voor zorgen dat de tsunami verschijnt als een reeks brekende golven.
Tsunami’s hebben een groot erosiepotentieel, waarbij stranden worden ontdaan van zand dat zich soms pas na jaren heeft opgehoopt en bomen en andere kustvegetatie worden ondermijnd. Het snelstromende water dat met de tsunami gepaard gaat, kan huizen en andere kuststructuren verpletteren. Tsunami’s kunnen aan land een maximale verticale hoogte boven de zeespiegel bereiken, vaak aanloophoogte genoemd, van tientallen meters.
Hoe worden tsunami’s gemeten of waargenomen?
In de diepe oceaan heeft een tsunami een kleine amplitude (minder dan 1 meter) maar een zeer lange golflengte (honderden kilometers). Dit betekent dat de helling, of steilheid van de golf zeer klein is, zodat hij voor het menselijk oog praktisch niet waarneembaar is. Er zijn echter oceaanobservatie-instrumenten die tsunami’s kunnen detecteren.
Tijmeters
Tijmeters meten de hoogte van het zee-oppervlak en worden hoofdzakelijk gebruikt voor het meten van getijdenniveaus. De meeste getijdemeters die door het nationale getijdencentrum van het Bureau of Meteorology worden gebruikt, zijn SEAFRAME-stations (Sea Level Fine Resolution Acoustic Measuring Equipment). Deze bestaan uit een akoestische sensor die is verbonden met een verticale buis die aan het onderste uiteinde open is en zich in het water bevindt. De akoestische sensor zendt een geluidspuls uit die van de bovenkant van de buis naar beneden naar het wateroppervlak reist en vervolgens in de buis wordt teruggekaatst. De afstand tot het waterniveau kan dan worden berekend aan de hand van de reistijd van de puls. Dit systeem filtert kleinschalige effecten zoals windgolven uit en kan veranderingen van het zeeniveau tot op 1 mm nauwkeurig meten.
De getijdenmeter op Cocos Island heeft de tsunami op 26 december 2004 waargenomen toen deze het eiland passeerde, zoals blijkt uit deze waarnemingen die in de loop van december zijn gedaan.
Satellieten
Satelliethoogtemeters meten de hoogte van het oceaanoppervlak rechtstreeks door het gebruik van elektromagnetische pulsen. Deze worden vanaf de satelliet naar het oceaanoppervlak gezonden en de hoogte van het oceaanoppervlak kan worden bepaald door de snelheid van de puls te kennen, de locatie van de satelliet te bepalen en de tijd te meten die de puls nodig heeft om naar de satelliet terug te keren. Een probleem met dit soort satellietgegevens is dat ze zeer schaars kunnen zijn – sommige satellieten passeren een bepaalde plaats slechts ongeveer eenmaal per maand, zodat je geluk zou hebben een tsunami te zien omdat ze zo snel reizen. Maar tijdens de tsunami van 26 december 2004 in de Indische Oceaan was de hoogtemeter van de Jason satelliet toevallig op het juiste moment op de juiste plaats.
De foto hieronder toont de hoogte van het zeeoppervlak (in blauw) gemeten door de Jason satelliet twee uur nadat de eerste aardbeving het gebied ten zuidoosten van Sumatra (in rood) trof op 26 december 2004. De gegevens werden genomen door een radarhoogtemeter aan boord van de satelliet langs een baan die de Indische Oceaan doorkruist op het moment dat de tsunamigolven net de hele Golf van Bengalen hadden gevuld. De getoonde gegevens zijn de verschillen in hoogte van het zeeoppervlak ten opzichte van eerdere waarnemingen die 20-30 dagen voor de aardbeving langs dezelfde baan werden gedaan en die de signalen van de tsunami laten zien.
Foto met dank aan NASA/JPL-Caltech
Het DART-systeem
In 1995 begon de National Oceanic and Atmospheric Administration (NOAA) met de ontwikkeling van het Deep-ocean Assessment and Reporting of Tsunamis (DART) systeem. Een reeks stations is momenteel opgesteld in de Stille Oceaan. Deze stations geven gedetailleerde informatie over tsunami’s terwijl ze zich nog ver uit de kust bevinden. Elk station bestaat uit een zeebodemdrukrecorder die de passage van een tsunami detecteert. (De druk van de waterkolom is gerelateerd aan de hoogte van het zee-oppervlak) . De gegevens worden vervolgens via sonar naar een bovengrondse boei gezonden. De bovenboei zendt de informatie vervolgens per satelliet door naar het Pacific Tsunami Warning Center (PTWC). De bodemdrukrecorder heeft een levensduur van twee jaar, terwijl de oppervlakteboei elk jaar wordt vervangen. Het systeem heeft de voorspelling en waarschuwing van tsunami’s in de Stille Oceaan aanzienlijk verbeterd.
De tsunami in de Indische Oceaan van 26 december 2004
Een onderzeese aardbeving in de Indische Oceaan op 26 december 2004 veroorzaakte een tsunami die een van de grootste natuurrampen in de moderne geschiedenis veroorzaakte. Meer dan 200.000 mensen zijn om het leven gekomen.
De golven verwoestten de kusten van delen van Indonesië, Sri Lanka, India, Thailand en andere landen met golven die tot 15 m hoog konden worden, tot in Somalië aan de oostkust van Afrika, 4500 km ten westen van het epicentrum. Door breking en diffractie van de golven werd het effect van de tsunami over de hele wereld opgemerkt en zeeniveau-meetstations in plaatsen als Brazilië en Queensland voelden ook het effect van de tsunami.
Deze animatie (10,4Mb) werd geproduceerd door wetenschappers van het National Tidal Centre van het Bureau of Meteorology. Een numeriek model werd gebruikt om het ontstaan en de voortplanting van de tsunami na te bootsen en het toont hoe de golven zich voortplantten over de oceaanbekkens van de wereld.
De aardbeving vond plaats om ongeveer 1 uur UTC (8 uur plaatselijke tijd) in de Indische Oceaan voor de westkust van Noord-Sumatra. Met een kracht van 9,0 op de schaal van Richter was het de grootste aardbeving sinds de aardbeving bij Alaska in 1964 en de op drie na grootste sinds 1900, toen men begon met het nauwkeurig bijhouden van de seismografische gegevens wereldwijd.
Het epicentrum van de aardbeving bevond zich ongeveer 250 km ten zuidzuidoosten van de Indonesische stad Banda Atjeh. Het was een zeldzame megathrust-aardbeving en deed zich voor op het grensvlak van de Indische en de Birmese tektonische platen. Dit werd veroorzaakt door het vrijkomen van spanningen die ontstaan wanneer de Indiaplaat onder de overheersende Birma-plaat subducteert. Een megathrust-aardbeving is een aardbeving waarbij een tektonische plaat onder een andere doorschuift, wat verticale beweging van de platen veroorzaakt. Deze grote verticale verplaatsing van de zeebodem veroorzaakte de verwoestende tsunami, die in een zo groot gebied rond de Indische Oceaan schade aanrichtte.
De aardbeving was ook in geografisch opzicht ongewoon groot. Naar schatting 1200 km breuklijn gleed ongeveer 15 m langs de subductiezone in een periode van enkele minuten. Omdat de 1.200 km breuklijn die door de beving werd getroffen een bijna noord-zuid oriëntatie had, was de grootste kracht van de golven in oost-west richting. Bangladesh, dat aan het noordelijke uiteinde van de Golf van Bengalen ligt, telde weinig slachtoffers ondanks het feit dat het een dichtbevolkt laaggelegen land is.
Door de grote afstanden duurde het vijftien minuten tot zeven uur (voor Somalië) voor de tsunami de verschillende kusten bereikte. (Zie deze reistijdkaart). De noordelijke regio’s van het Indonesische eiland Sumatra werden zeer snel getroffen, terwijl Sri Lanka en de oostkust van India ruwweg twee uur later werden getroffen. Thailand werd ook ongeveer twee uur later getroffen, ondanks het feit dat het dichter bij het epicentrum lag, omdat de tsunami langzamer reisde in de ondiepe Andaman Zee voor de westkust.
Bij aankomst op het vasteland varieerde de hoogte van de tsunami sterk, afhankelijk van de afstand en richting tot het epicentrum en andere factoren zoals de plaatselijke bodemgesteldheid. Volgens rapporten varieerde de hoogte van 2-3 m aan de Afrikaanse kust (Kenia) tot 10-15 m op Sumatra, het gebied het dichtst bij het epicentrum.