Je leest:

Hoe ontstaan tsunami’s en waarom?

Hoe ontstaan tsunami’s en waarom?

Auteurs: , en | 31 januari 2006

Een jaar geleden, op zondag 26 december 2004, werd Zuidoost-Azië getroffen door een van de zwaarste aardbevingen uit de geschiedenis. De magnitude was tenminste 9,0 1. Deze aardbeving, waarvan het epicentrum ongeveer honderdvijftig kilometer ten westen van het Indonesische eiland Sumatra lag, veroorzaakte een vloedgolf – een tsunami – die tot enorme overstromingen leidde in de kustgebieden langs de Indische Oceaan: van Sumatra en Thailand tot aan Sri Lanka, India en zelfs Somalië. Ongeveer 300.000 mensen kwamen om het leven en miljoenen raakten gewond en/of dakloos. In dit artikel leggen we uit hoe een tsunami ontstaat, hoe deze zich voortplant op de oceaan en waarom een tsunami zulke desastreuze gevolgen kan hebben voor een kustgebied. Tot slot staan we stil bij de (on)mogelijkheden om de gevolgen van een dergelijk natuurverschijnsel te beperken.

Oorsprong van tsunami’s

Om een tsunami te genereren is een mechanisme nodig dat in korte tijd een grote hoeveelheid water verplaatst. Een voorbeeld van zo’n mechanisme is een aardbeving die plaatsvindt in de aardkorst onder water. Niet elke aardbeving onder water veroorzaakt een tsunami. Twee platen die horizontaal langs elkaar schuiven kunnen wel een aardbeving veroorzaken, maar hierbij zal nauwelijks water verplaatst worden. Er moet een verticale beweging van de zeebodem plaatsvinden. Bovendien moet de aardbeving behoorlijk sterk zijn (magnitude > 7,0) en niet te diep onder de zeebodem plaatsvinden. Áls een tsunami wordt opgewekt, hangt zijn hoogte ook nog af van de diepte van het water waaronder de aardbeving plaatsvindt. Als de beving onder een ondiepe zee of oceaan plaatsvindt, is het verschil in waterdiepte tussen de plaats van ontstaan en het kustgebied klein. Daardoor is ook het verschil in voortplantingssnelheid van de tsunami klein en zal de hoogte van de golf weinig toenemen (zie verderop in het artikel). De aardbeving van 26 december vorig jaar vond plaats onder een ruim één kilometer diep zeegebied.

Figuur 1. Schematische weergave van de tektoniek van het gebied rond Sumatra en de beweging van de aarde vóór en tijdens de aardbeving.

De aardkorst bestaat uit verschillende platen die ten opzichte van elkaar bewegen. Voor de westkust van Sumatra schuift de Indo-Australische plaat geleidelijk naar het noordoosten onder de Euraziatische plaat (figuur 1a). Door de schuifweerstand tussen de twee platen wordt de Euraziatische plaat meegetrokken naar beneden en buigt de plaat op (figuur 1b). Bij de aardbeving is de Euraziatische plaat ‘losgeschoten’ en ongeveer twintig meter langs het breukvlak verplaatst. Het breukvlak maakt daar een hoek van 13° met het horizontale vlak, wat resulteert in een verticale verplaatsing van ongeveer 4,5 meter. Door de ontspanning is het opgebogen deel weer gestrekt. Dit losschieten en strekken heeft een stijging van de zeebodem aan de oceaanzijde en een daling aan de continentale zijde veroorzaakt (figuren 1c en 2). Daarom was het front van de tsunamigolven aan de westkant een top en aan de oostkant een dal, het laatste merkbaar als het zich aanvankelijk terugtrekken van de zee aan de kusten van Sumatra en Thailand.

Figuur 2. Berekende verplaatsing van de zeebodem als gevolg van de aardbeving. Links: de verticale verplaatsing, rechts: de horizontale verplaatsing 3. De dikke zwarte lijn geeft de rand van de Indo-Australische plaat weer. De dunne zwarte lijn geeft de kustlijn van noordwest-Sumatra en de omliggende eilanden aan. De getallen langs de horizontale en verticale assen geven respectievelijk de graden noorderbreedte en oosterlengte aan.

Voortplanting op de oceaan

Het breukvlak van de aardbeving strekte zich uit over circa vierhonderd kilometer vanuit het hypocentrum in een ongeveer noord-noordwestelijke richting (zie figuur 2). Vanwege de relatief grote lengte was de uitstraling van energie in de tsunami niet alzijdig maar meer in de vorm van twee gerichte bundels, in ongeveer oostelijke respectievelijk westelijke richting. De gebieden in het pad van deze bundels (Noord-Sumatra/Thailand respectievelijk Sri Lanka/Somalië) zijn daarom veel zwaarder getroffen dan de meer zuidelijk of noordelijk gelegen gebieden.

In oost-west-richting strekte het brongebied van de aardbeving zich uit over circa tweehonderd kilometer (zie figuur 2). Het grootste deel van de golfenergie zit daardoor in golflengten van deze grootte-orde, dat wil zeggen een factor 102 meer dan de plaatselijke waterdiepten. Hierdoor kunnen de tsunamigolven in redelijke benadering wiskundig worden beschreven als zogenaamde lange golven, waarvan de voortplantingssnelheid afneemt met afnemende waterdiepte. Variaties van de diepten in het zeegebied en de kustzones waarin de tsunami beweegt veroorzaken daarom refractie (in de optica: breking). Als gevolg hiervan draaien de golven bij scheve voortplanting in ondieper wordend water naar de ondiepte toe. Dit is geïllustreerd in figuur 3: de golf (de blauwe lijn in de figuur) plant zich voort in de richting van de pijl. De voortplantingssnelheid hangt af van de diepte, waardoor de golf in punt 2 zich sneller verplaatst dan in punt 1. Als gevolg hiervan draait de golf bij, zoals weergegeven met de stippellijn.

Bij het passeren van kapen en kleine eilanden of openingen treedt uiteraard ook buiging op. Bij flauw hellende bodems wordt dit effect versterkt of zelfs gedomineerd door refractie. Vandaar dat ook kustgebieden aan de lijzijde toch zwaar getroffen kunnen worden, zoals de zuidwestkust van Sri Lanka.

Figuur 3. Schematische weergave van golfrefractie door variaties in de waterdiepte.

Veranderingen bij de kust

Bij het naderen van de kust komen de golven in steeds ondieper water waardoor de voortplantingssnelheid afneemt. Dit heeft een afname van de golflengten tot gevolg, maar, vanwege het behoud van energie, ook een toename van de golfhoogten. Bovendien treedt er vervorming op doordat de hogere delen sneller gaan lopen dan de lagere. Alles bij elkaar is het gevolg dat met name de voorzijde van de golven, gezien vanuit de kust, sterk steiler kan worden, soms zelfs tot breken (branden) toe. Of dat laatste gebeurt, hangt sterk af van het bodemprofiel.

In het laatste stadium van het naderen van een hellende kust treedt oploop op, waarbij de impuls van het aankomende water een zekere watermassa tegen de helling opstuwt. De hoogte die daarbij bereikt kan worden boven het ongestoorde zeeniveau kan wel tot tien keer de golfhoogte op dieper water bedragen.

Waarom zo desastreus?

Een tsunami is op de oceaan niet extreem hoog (twee uur na de aardbeving had de tsunami van 26 december 2004 op de oceaan een maximale hoogte van ongeveer 60 cm 4). Gewone windgolven kunnen vele malen hoger zijn. Toch leiden dat soort windgolven niet tot dergelijke grote overstromingen. Het verschil zit voornamelijk in de periode en de lengte van de golf. Windgolven hebben een periode in de orde van 5 tot 15 seconden en een lengte van maximaal enkele honderden meters. Tsunami’s hebben een veel grotere periode (in de orde van een kwartier tot een half uur) en een veel grotere lengte (de tsunami van 26 december had golflengten in de grootte-orde van ongeveer honderdvijftig kilometer). Als windgolven de kust naderen en in ondieper water komen, worden ze – net als tsunami’s – hoger, alleen is dit effect bij tsunami’s veel sterker omdat die op diep water zoveel lager zijn en hun golflengten zoveel groter. Windgolven worden door deze processen uiteindelijk instabiel en breken voordat ze de kust bereiken. Daarmee verliezen ze een groot deel van hun energie. Door de veel grotere lengte wordt een tsunami lang niet zo steil, waardoor die niet (of pas veel later) breekt, maar het land oploopt; in sommige gevallen ‘als een muur van water’. Bovendien resulteert de lange golfperiode in een vrij lange duur van elke aanval.

Dit alles heeft grote gevolgen. In geval van lager gelegen land treedt overstroming op. De hoge stroomsnelheden die zich daarbij kunnen voordoen (tot wel 5 m/s) gecombineerd met de soms aanzienlijke overstromingsdiepten, kunnen leiden tot grote schade en veel slachtoffers. Uit sporen in het landschap heeft een Japans onderzoekteam geprobeerd in kaart te brengen hoe ver landinwaarts het water in en rond Banda Atjeh is gekomen 5. Hieruit blijkt dat in sommige laaggelegen gebieden het water vier kilometer de stad in is gestroomd en dat op sommige plekken, die 2,5 tot 3 kilometer uit de kust lagen, het water twaalf meter boven gemiddeld zeeniveau heeft gestaan (figuur 4). Aan de westkust ten zuiden van Banda Atjeh, waar de vlakke kuststrook slechts enkele honderden meters breed is en een heuvelrug aan de kust grenst, zijn oploophoogten opgetreden van circa 35 meter (figuur 5).

Als gevolg van de tsunami zijn grote stukken kust weggeslagen en is bijna alle vegetatie en bebouwing verwoest. Satellietfoto’s 6 laten zien dat de kust van Banda Atjeh nu enkele honderden meters verder landinwaarts ligt dan voor de tsunami (figuur 4 en figuur 6). Volgens het Japanse onderzoekteam is dit deels veroorzaakt door bodemdaling als gevolg van de aardbeving en deels door erosie van het strand als gevolg van de tsunami.

Figuur 4.Kaart van Banda Atjeh met de oorspronkelijke en de nieuwe kustlijn, het gebied dat grotendeels verwoest is en het gebied dat overstroomd is. De oranje symbolen geven de verplaatsing weer van twee schepen door de tsunami. (Het linker schip, van meer dan duizend ton, werd door de tsunami ruim drie kilometer landinwaarts meegesleept.) Het kader geeft de locatie aan van de satellietfoto van figuur 6. De getallen geven de waterdiepte in meters ten gevolge van de tsunami weer. De werkelijke overstromingsdiepte was ongeveer een meter hoger als gevolg van het getij op het moment van de tsunami (uit 2 op basis van data uit 5).

Voorkómen of schade beperken

Het voorkómen van een tsunami is onmogelijk, omdat de aardbeving die de tsunami veroorzaakt niet is te voorkomen. Wel kan er worden nagedacht over hoe de schade valt te beperken. Daarbij valt te denken aan de volgende zaken: 1 Voorlichting geven aan de lokale bevolking over het vóórkomen van tsunami’s en de te nemen acties. Bijvoorbeeld mensen bewust laten worden van het feit dat het terugtrekken van de zee een voorteken van een tsunami kan zijn en mensen laten weten waar ze op dat moment naartoe moeten (in ieder geval niet naar zee!). 2 Een tsunamiwaarschuwingssysteem installeren. Belangrijke aspecten hierbij zijn de vragen hoe de gehele bevolking bereikt kan worden – ook in afgelegen gebieden – en hoe de evacuatie geregeld moet worden. Overigens had een tsunamiwaarschuwingssysteem voor Banda Atjeh nauwelijks zin gehad: er zat minder dan een half uur 7 tussen het optreden van de aardbeving en het moment waarop de tsunami deze stad van meer dan 300.000 inwoners bereikte. 3 Regels maken voor het landgebruik in de kustzone. Bijvoorbeeld het niet langer toestaan dat mensen of bedrijven zich vestigen dicht bij de kust. Dit zal heel moeilijk blijken omdat in veel gevallen de kust dé bron van inkomsten voor de bevolking vormt. 4 Maatregelen treffen die ervoor zorgen dat de tsunami zijn energie verliest voordat hij bebouwd gebied bereikt. Er is gesuggereerd om mangrove bossen aan te planten. Het is echter de verwachting dat de strook mangrove onrealistisch breed moet zijn (enkele tot honderden kilometers) om de tsunami af te remmen. 5 Aangepaste bebouwing realiseren. Bijvoorbeeld gebouwen van meerdere verdiepingen met een open constructie op de begane grond: alleen kolommen of dragende muren evenwijdig aan de verwachte stroomrichting.

Hoeveelheid water

Om enig idee te geven van de hoeveelheid water die door een tsunami aangevoerd kan worden, is een vergelijking gemaakt met de afvoer van de Rijn in Nederland. Tijdens het hoogwater van 1995 voerde de Rijn (die bij hoog water een breedte heeft in de orde van één kilometer) ongeveer 12.000 m3/s af. Een grove schatting laat zien dat over een strook kust met een lengte van een kilometer een tsunami met een hoogte op de oceaan van zestig centimeter in zeven minuten (de halve golfperiode ofwel de duur van de waterstandsverhoging door de tsunami) bijna 30 miljoen m3 water meevoert. Dit komt overeen met ruim 70.000 m3/s (ongeveer zes keer de hoogwaterafvoer van de Rijn) over deze strook kust van een kilometer.

Figuur 5. Gemeten golfoploophoogte (in de figuur tsunami height genoemd) ten gevolge van de tsunami in meters boven lokaal getijniveau 5.

Kortom

In dit artikel hebben we uitgelegd dat tsunami’s veroorzaakt worden door zware aardbevingen waarbij een verticale beweging plaatsvindt van de zeebodem. De verticale waterverplaatsing die hierbij optreedt leidt tot een lange golf die zich voortplant over de oceaan. Wanneer de golf in ondieper water komt en de kustgebieden bereikt, neemt de golfhoogte zeer sterk toe. Dit kan leiden tot grote overstromingen met alle gevolgen van dien. Door het bijdraaien van de golf naar de ondiepten toe, kunnen ook gebieden aan de lijzijde zwaar getroffen worden. Tsunami’s zijn niet te voorkomen. Wel zouden het aantal slachtoffers en de schade kunnen worden beperkt, bijvoorbeeld door het geven van goede voorlichting aan de bevolking, het gebruiken van een tsunamiwaarschuwingssysteem, het opstellen van regels voor het landgebruik in de kustzone, of gebouwen zo te ontwerpen dat ze beter bestand zijn tegen overstromingen.

Figuur 6. De noordkust van Banda Atjeh, vóór (boven) en na (onder) de tsunami van 26 december 2004 6.

Woordenlijst

Hypocentrum: De locatie van de aardbevingshaard. Epicentrum: De plaats aan het aardoppervlak recht boven het hypocentrum. Magnitude: De maat waarmee de sterkte van een aardbeving wordt weergegeven. Omdat aardbevingen grote variaties in sterkte hebben, zijn de magnitudeschalen logaritmisch. Er zijn verschillende magnitudeschalen. De bekendste is die van Richter, die gebaseerd is op de grootste amplitude van het seismogram, gemeten met een standaard seismometer en gecorrigeerd voor de afstand. Andere schalen zijn bijvoorbeeld gebaseerd op oppervlaktegolven (surfacewave magnitude) of ruimtegolven (bodywave magnitude). De meest recente schaal is de momentmagnitudeschaal, die afgeleid is van het seismisch moment. De in dit artikel genoemde magnitude is de momentmagnitude M. Tot M = 6 komt de schaal van Richter ongeveer overeen met deze schaal. Daarboven wijken deze schalen van elkaar af en geeft de schaal van Richter een te lage waarde (dit heet verzadiging). Seismisch moment: De maat voor de kracht van een aardbeving waarin het totale breukoppervlak, de gemiddelde verplaatsing van het breukvlak en de elasticiteitseigenschappen van het gesteente tot uitdrukking komen. Het is een maat voor de energie die vrijkomt uit de bron van de aardbeving.

Referenties

1 S. Stein en E.A. Okal, Nature 434 (2005), 581-582. 2 E. Meilianda, C.M. Dohmen-Janssen, S.J.M.H. Hulscher en J.P.M. Mulder, ‘Towards coastal zone management of Banda Aceh beach: the coastal system before and after the tsunami disaster of December 26th 2004’, wordt gepubliceerd in Proc. of the Int. Conf. on Coastal Conservation and Management (17-20 april Tavira, Algarve, Portugal). 3 http://www.gps.caltech.edu/%7Ejichen/Earthquake/2004/aceh/aceh.html. 4 http://www.noaanews.noaa.gov/stories2005/images/tsunami-2hrs2.jpg. 5 http://www.eri.u-tokyo.ac.jp/namegaya/sumatera/surveylog/eindex.htm. 6 http://www.digitalglobe.com/. 7 http://www.eeri.org/lfe/pdf/indonesia_sumatra_tsunami_surveys.pdf. 8 http://www.andaman.org/mapstsunami/tsunami.htm.

Bezoek de website van het Nederlands Tijdschrift voor Natuurkunde

Dit artikel is een publicatie van Nederlands Tijdschrift voor Natuurkunde.
© Nederlands Tijdschrift voor Natuurkunde, alle rechten voorbehouden
Dit artikel publiceerde NEMO Kennislink op 31 januari 2006

Discussieer mee

0

Vragen, opmerkingen of bijdragen over dit artikel of het onderwerp? Neem deel aan de discussie.

NEMO Kennislink nieuwsbrief
Ontvang elke week onze nieuwsbrief met het laatste nieuws uit de wetenschap.