Vloedgolven na zware bevingen

Kees Floor, Zenit maart 2005

Sommige aardbevingen onder de zeebodem brengen de oceaan erboven in beweging. De golven die daarbij ontstaan, heten tsoenami's. Op zee worden de golven nauwelijks opgemerkt, maar langs de kust vervormen ze tot een muur van water, die in incidentele gevallen veel schade veroorzaakt en talrijke slachtoffers eist.

Tsoenami van 26 december 2004. (langere animatie).	Aardbeving en tsoenami (groter).	De hoogte van tsoenamigolven neemt bij een ondiepe kust sterk toe. (groter)

Het woord tsoenami komt uit het Japans (figuur 1) en betekent havengolf, een toepasselijke naam omdat de waterstand in havens en elders langs de kust veel sterker afwijkt dan verder weg op zee. Het is sinds een wetenschappelijke conferentie in 1963 de algemeen aanvaarde benaming voor de vloedgolf, al gebruikt men in Zuid-Amerika veelal maremoto. Voor 1963 waren er tevens termen in omloop als getijgolf en seismische zeegolf . Op beide benamingen is wat af te dingen. Een tsoenami wordt niet veroorzaakt door stand van zon en maan, zoals het getij en is ook geen dagelijks of in andere regelmaat terugkerend verschijnsel. De aardbevingsactiviteit waarnaar het woord seismisch verwijst, is wel de meest voorkomende, maar niet de enig mogelijke oorzaak van tsoenami's. Ook aardverschuivingen onder water, explosieve uitbarstingen van onderzeese vulkanen, inslagen van meteorieten in de oceaan en zeer zware ontploffingen kunnen een tsoenami veroorzaken. Al die gebeurtenissen brengen de oceaan uit zijn evenwicht, waarbij golven ontstaan.

Stille oceaan
Tsoenami's komen vooral voor in de Stille Oceaan. In de periode 1900-2001 zijn er daar 796 waargenomen, in allerlei soorten en maten. Men maakt er onderscheid tussen lokale, regionale en de hele oceaan bestrijkende tsoenami's. Lang niet allemaal brachten ze schade of eisten ze slachtoffers. In 117 gevallen gebeurde dat wel en minstens negen tsoenami's veroorzaakten op uitgebreide schaal dood en verderf. De afgelopen vijfhonderd jaar was er op de veel kleinere Indische Oceaan slechts één geval van een tsoenami die in alle uithoeken toesloeg; dat was op 26 december 2004! Wel was er na de ontploffing van de vulkaan Krakatau in 1883 in de wateren rond Indonesië een tsoenami met 32 meter hoge golven. Andere locale of regionale tsoenami's rond Sumatra deden zich voor in 1797, 1833, 1843 en 1861. Tsoenami's kunnen verder optreden in de Middellandse Zee, het Caribische gebied en zelfs in de Atlantische Oceaan.

Figuur 1: Tsoenami komt uit het Japans. Tsoe (boven) betekent haven, nami golf.	De lithosfeer is de buitenste laag van de aarde en bestaat uit verscheidene schollen of platen.	De platen 'drijven' op de laag eronder, de asthenosfeer, en schurken langs de raakvlakken als het ware tegen elkaar aan.	Sommige breuken lopenschuin de diepte in ; daar wringt de ene plaat zich onder de andere.

Figuur 2. De lithosfeer is de buitenste schil van de aarde en bestaat uit verschillende platen. De aardbevingshaarden (stippen) markeren de randen van die platen. De diepte van de bevingen langs de oceaanranden neemt toe in de richting van de continenten. Terug te vinden zijn onder andere de Indo-Australische plaat (1) en de Euraziatische plaat (2), die met een snelheid van 6 cm/jaar ten opzichte van elkaar bewegen. Langs de actieve rand van deze platen trad 26 december 2004 een zware aardbeving op, die een verwoestende tsoenami opwekte.

Aardbevingen De meeste tsoenami's worden veroorzaakt door aardbevingen. Op hun beurt hangen bevingen samen met de manier waarop de aarde is opgebouwd. Binnenin zit een bolvormige aardkern met daaromheen verscheidene schillen. De buitenste schil, 70 tot 250 km dik, is de lithosfeer.Daardoorheen loopt een wereldwijd 'web' van breuken (figuur 2). Feitelijk bestaat de lithosfeer dus uit verschillende losse stukken, schollen of platen genoemd. In totaal zijn er zeven tot negen grote platen en daarnaast nog een aantal kleinere. Gezamenlijk bedekken ze het gehele aardoppervlak. Ze 'drijven' op de laag eronder, de asthenosfeer, en schurken langs de raakvlakken als het ware tegen elkaar aan. Bij sommige randen bewegen de platen uit elkaar. Dat is bijvoorbeeld het geval in het midden van de Atlantische Oceaan en in andere mid-oceanische ruggen. Elders lopen de breuken schuin de diepte in en wringt de ene plaat zich onder de andere (figuur 3a). Dat gebeurt onder andere langs de actieve continentale randen van de Stille Oceaan voor de kust van Zuid-Amerika en onder het zeegebied ten noorden en westen van Sumatra, waar de zware aardbeving van 26 december 2004 plaatsvond. De spanningen die daarbij in deze zogeheten subductiezones optreden, ontladen zich in aardbevingen (figuur 3b). De meeste zware aardbevingen, samen goed voor 80% van de energie die wereldwijd bij bevingen vrijkomt, worden op deze manier veroorzaakt en doen zich dan ook voor in subductiezones langs raakvlakken van platen in de buurt van de actieve grenzen tussen continent en oceaan.

Subductie (zie ook figuur 3a).

Subductie (zie ook figuur 3b en c). animatie.

a.

b.

c.

d.

Zeebevingen
Lang niet elke aardbeving veroorzaakt een tsoenami. De bevingshaard mag zich niet meer dan 70 km onder de oceaanbodem bevinden. In de subductiezones is aan deze eis meestal voldaan. Dat komt doordat het breukvlak waar de bevingen plaatsvinden, onder de oceaan veel minder diep ligt dan onder het vasteland (vergelijk figuur 3a). Diepere bevingen doen zich voor verder landinwaarts onder het continent. Daarnaast moeten de aardbevingen. over een groot gebied een hoogteverandering van de zeebodem teweegbrengen van enkele meters. Ook daardoor al gaat het om ondiepe bevingen. Bij de beving van Noord-Sumatra op 26 december 2004 lag de haard op slechts 18 km diepte. Een verdere eis is dat de beving krachtig genoeg is. Bij een sterkte van minder dan 6,5 op de schaal van Richter zijn tsoenami's niet aan de orde. Kleine veranderingen in zeeniveau kunnen worden waargenomen bij bevingen tussen 6,5 en 7,5, al zijn ook dan verwoestende tsoenami's nog erg onwaarschijnlijk. Dat wordt anders bij nog krachtiger bevingen. Bevingen met een sterkte van 7,6 tot 7.8 kunnen vooral in de directe omgeving van het epicentrum schadebrengende tsoenami's veroorzaken. Zijn de bevingen nog sterker, zoals magnitude 9,0 op tweede kerstdag, dan wordt een veel groter gebied bedreigd. De schade door een tsoenami overtreft in dergelijke gevallen meestal de direct door de aardbeving veroorzaakte verwoestingen.

Figuur 4. Verband tussen de voortplantingssnelheid van een tsoenami en de diepte van de oceaan. Een tsoenami kan binnen een dag de Stille Oceaan oversteken; voor de kleinere Indische Oceaan is een halve dag voldoende.

Figuur 5. Verplaatsing van de voorste begrenzing van de tsoenami na de aardbeving van Noord-Sumatra van 26 december 2004. De getrokken lijnen geven voor elk uur na de beving aan waar de voorkant van de tsoenami zich bevond. De afstand tussen twee getrokken lijnen is een maat voor de snelheid. In de ondiepere wateren voor de Thaise kust zijn die afstanden klein en liggen de lijnen dicht bij elkaar; de snelheid is daar dus lager dan in de diepere Indische Oceaan. Bron: Kenji.Satake, Active Fault Research Center, National Institute of Advanced Industrial Science and Technology, AIST, Japan

Figuur 6. In ondiep water dichter bij de kust neemt de golfhoogte drastisch toe. De verticale afstanden van de golf zijn sterk overdreven ten opzichte van de horizontale afstanden tussen de golftoppen.

Figuur 7. Windgolven gedragen zich anders dan de golven van een tsoenami; ze gaan niet verder dan de vloedlijn. Een tsoenami trekt tientallen, honderden, soms zelfs duizenden meters het land op.   Rechts: Computersimulatie van de tsunami van 26 december 2004.

Golven
Bij aardbevingen die aan de genoemde voorwaarden voldoen, wordt het oceaanwater over de volle diepte uit zijn evenwichtspositie gebracht (figuur 3c). Onder invloed van de zwaartekracht tracht het verplaatste water zijn oorspronkelijke staat te hervinden. Daarbij ontstaan golven, die zich enerzijds voortplanten in de richting van de kust van het nabijgelegen continent, anderzijds de oceaan optrekken (figuur 3d). De golven van de tsoenami onderscheiden zich op diverse punten van gewone windgolven. Zo strekken ze zich uit van oceaanoppervlak tot zeebodem; windgolven zijn daarentegen slechts een verstoring aan het wateroppervlak. Een tweede verschil betreft de golfhoogte. Tsoenami's zijn in de diepe oceaan vaak niet meer dan een meter hoog en worden daar niet of nauwelijks opgemerkt; bij de kust is dat anders, zoals we later zullen zien. Ook golflengte en golfperiode zijn anders: de golflengte bedraagt meer dan 100 km en een golfperiode varieert van 10 minuten tot twee uur. Ter vergelijking: bij windgolven is de afstand tussen twee opeenvolgende golftoppen honderd tot tweehonderd meter en de golfperiode vijf tot twintig seconde. Door deze verschillen planten tsoenami's zich ook anders voort. Zo verplaatsen windgolven zich over het oceaanoppervlak met snelheden van slechts enkele tientallen km/h. Tsoenami's daarentegen trekken met een veel grotere snelheid, die afhangt van de waterdiepte (figuur 4). Bij een oceaan van 6 km diep, verplaatst de tsoenami zich vrijwel onopgemerkt met de snelheid van een straalvliegtuig, bijna 900 km/h. Tegelijkertijd kunnen de tsoenami's grote afstanden afleggen en zelfs oceanen oversteken zonder noemenswaardig energieverlies.

Ondiep water
Als de tsoenami in de buurt van de kust in ondieper water komt, gaat hij zich anders gedragen, afhankelijk van de topografie van de zeebodem, de vorm van de kustlijn en de aanwezigheid van koraalriffen. Steeds neemt de snelheid af tot enkele tientallen km/h (figuren 4 en 5) en neemt de hoogte drastisch toe (figuur 6). Daardoor kan een tsoenami op volle zee niet opgemerkt zijn en toch bij de kust een hoogte bereiken van enkele tientallen meters. Daar wordt een deel van de golf teruggekaatst, terwijl de tsoenami tevens energie verliest door wrijving met de bodem. Toch blijft er voldoende kracht over om verwoestingen aan te richten en een kuststrook van honderden meters breed onder water te zetten. Daarbij vallen gewoonlijk talrijke slachtoffers. Een belangrijk verschil tussen tsoenami's en windgolven is dus ook dat ze veel verder het land op trekken dan windgolven (figuur 7).

Figuur 8. Na de zware aardbeving van Chili in 1960 bereikte de opgewekte tsoenami Japan na ongeveer 22 uur. Daar werd in de haven van Onagawa de golfhoogte gemeten. Op de nadering van een tsoenami trekt de zee zich eerst terug; in dit geval ging daaraan een lichte, onschuldige stijging van het waterniveau vooraf. De aankomst van die eerste golven werd opgemerkt door een brandweerman. Hij spoorde zijn dorpsgenoten aan het hogerop te zoeken. Voor de hoogste piek arriveerd,e was iedereen boven en bleef daar tot ook de volgende golven, voorbij waren. De laatste golf werd niet meer geregistreerd doordat inmiddels de waterstandmeter door het geweld van het water defect was geraakt.

Terugtrekkende zee In veel gevallen trekt de zee zich op de nadering van een tsoenami eerst terug; een enkele maal ging daaraan een lichte, onschuldige stijging van het waterniveau aan vooraf (figuur 8). Het terugtrekken van de zee, soms een kilometer of meer, is een belangrijk signaal dat er een tsoenami op komst is, zeker als er eerder al een beving is gevoeld. Op Hawaï heeft de locale bevolking voor dit verschijnsel zelfs een aparte naam. Kai mimiki beschrijft het terugtrekken van de zee, terwijl het eigenlijke woord voor tsoenami kai e'e is. Door onbekendheid met de voorspellende waarde van het verschijnsel, gaan mensen vaak het strand op om vissen en schaaldieren te rapen of vrijgekomen kliffen te bekijken. In de meeste gevallen zullen ze hun activiteit of nieuwsgierigheid met de dood moeten bekopen. Ook tussen twee golftoppen in kan de zee zich terugtrekken, zoals de waterstandregistratie van figuur 8 en de satellietbeelden van de QuickBird in figuren 9 en 10 laten zien. Tegelijkertijd voert het terugstromende water wrakstukken, bomen en slachtoffers mee naar zee. Bij een tsoenami moet men altijd rekening houden met meer dan één vloedgolf, temeer daar de eerste golf niet de hoogste hoeft te zijn uit de reeks. Zo'n geval is duidelijk terug te vinden in figuur 11. Tegelijkertijd kunnen er sterke, ongebruikelijke zeestromingen optreden.

Figuur 9. Strand van Kalutara, Sri Lanka voor het optreden van de tsoenami. Let op de 'normale' positie van de vloedlijn en de 'normale', chloorblauwe kleur van het water in het zwembad van een hotel. Datum: 1 januari 2004. Satelliet: QuickBird. Bron: DigitalGlobe.	Figuur 10. Hetzelfde strand als in figuur 9, iets minder dan vier uur na het moment van de aardbeving. Na de eerste golf van de tsunami heeft het oceaanwater zich 343 meter teruggetrokken. Er stroomt nog water van de overstroming terug naar zee. Het water van het zwembad onderscheidt zich niet langer van gewoon oceaanwater. Datum: 26 december 2004. Satelliet: QuickBird. Bron: DigitalGlobe.

Muur van water Vaak worden tsoenami's afgebeeld als een gigantische, overslaande golf met een over de kustlijn buigende golftop, maar in de praktijk is dat zelden het geval. Veeleer treedt er een snelle stijging op van de waterstand, zonder golfvorm, zoals ook door verscheidene ooggetuigen in de tv-journaals van eind december 2004 werd beschreven. Het verschijnsel lijkt op het opkomen van de vloed, maar dan veel sneller. In andere gevallen vertoont de tsoenami die de kust bereikt, een verticale wand van turbulent water, die uiterst verwoestend kan zijn. De hoogte van een tsoenami is niet direct te meten zonder levensgevaar. De grootste hoogte wordt bereikt boven land. De hoogte boven zeeniveau van het hoogste punt waar het water nog is gekomen, geldt als hoogte van de tsoenami, ook al kan het water tussen dat punt en de kustlijn hoger gestaan hebben. De hoogte wordt bepaald door plaatsen in kaart te brengen waar nog afval uit zee ligt of waar de vegetatie schade heeft opgelopen door het zilte zeewater.

11. Na de zware aardbeving van Chili in 1960 bereikte de opgewekte tsoenami Hawaï in minder dan 14 uur. De getoonde registratie is gebaseerd op metingen van vijf seismologen. Zij hadden hun meetopstelling geplaatst op een brug over een rivier, die het tijdens een eerdere tsoenami van 1946 had begeven, maar opnieuw was opgebouwd. Voor de zekerheid hadden ze een noodvluchtroute uitgestippeld om zichzelf en elkaar in geval van nood in veiligheid te kunnen brengen. De route moest inderdaad gebruikt worden toen de golf die Hilo deels zou gaan verwoesten, naderde.	12. Links: borden om aan te geven dat golven van tsoenami's de locatie kunnen bereiken. Rechts: borden die de vluchtroute markeren.

Schade
Tsoenami's brengen schade door overstromingen en door het beuken van golven tegen gebouwen. Daarnaast veroorzaakt het naar de oceaan terugstromende water erosie en tast het de funderingen aan van gebouwen, bruggen en kades. Ronddrijvende voorwerpen, boten en auto's worden ongeleide projectielen, die schade toebrengen aan bouwwerken, pieren en voertuigen. De indirecte schade kan nog veel groter zijn, bijvoorbeeld als uit beschadigde schepen of olieopslagplaatsen lekkende brandstof in vlammen opgaat. Ook kan de omgeving verontreinigd raken als riolen stuk gaan of opslag van chemicaliën lek raakt. In toenemende mate maakt men zich zelfs zorgen over het in het ongerede raken van koelwaterinstallaties van bij de kust gelegen kerncentrales.

Voorzorg Om de schade van tsoenami's te beperken is het belangrijk dat bevolking en lokale overheden zich van de gevaren bewust zijn en de waarschuwingen die overheden afgeven, serieus nemen. Ook de natuur waarschuwt: je voelt de aarde beven, merkt op dat de oceaan zich onrustig gedraagt of ziet de zee zich terugtrekken. Borden op het strand kunnen de mogelijke risico's nadrukkelijker onder de aandacht brengen, aangeven wat men moet doen (figuur 12 links) en de kortste route uit de gevarenzone aangeven (figuur 12 rechts). Voor de Stille Oceaan worden vanuit twee centrale punten waarschuwingen uitgegeven. Na de gebeurtenissen van tweede kerstdag bestaan er plannen om voor de Indische Oceaan eveneens een waarschuwingssysteem op te zetten. Belangrijk punt van zorg is hoe alle mensen in de gevarenzone te bereiken. Het is nu nog lastig om direct na een aardbeving aan te geven of er inderdaad een tsoenami is opgewekt. In de praktijk nemen verantwoordelijke autoriteiten het zekere voor het onzekere, waarbij ze voor lief nemen dat drie van de vier keer een vals alarm wordt uitgegeven. Een meetnet in de oceaan moet in de toekomst het aantal valse waarschuwingen terugbrengen.