DE AARDBEVING EN TSOENAMI VAN 26 DECEMBER 2004IN DE INDISCHE OCEAAN - DEEL 2

~6~84

De tsoenami van 26 deceDlber 2004Kris Vanneste, Tim Van Hoolst en de afdeling seismologie

(Koninklijke Sterrenwacht van Belgie)

DE AARDBEVING VAN 26december 2004 voor dewestkust van Sumatra ver-oorzaakte een transoceani-

sche tsoenami die de kusten van delanden rond de Indische Oceaan over-

spoelde. Naast de ontelbare slacht-offers in Sumatra eiste deze tsoenamitienduizenden slachtoffers in Thai-

land, Maleisie, Myanmar, Bangladesh,India, Sri Lanka, de Malediven, deSeychellen, tot zelfs in Somalie, Tan-zania en Kenia in Oost-Afrika. Het

was de meest rampzalige tsoenami inde gekende geschiedenis. De aardbe-ving van 28 maart 2005 werd gevolgddoor een veel kleinere tsoenami dieenkellokaal schade veroorzaakte.

Tsoenami'sTsoenami's zijn lange oceaangolven.Hun fYsischmechanisme is eigenlijkhetzelfde als dat voor alledaagsegolven op water. Als een waterkolomstijgt of daalt, bijvoorbeeld door eensteen in water te gooien, zal de druk

Figuur 17. Boven: golfbewegingen vanoppervlaktegraviteitsgolven met eenperiode van 1500, 150 en 50 seconden ineen oceaan van 4 km diep. De bewegin-gen zijn telkens genormaliseerd tot deeenheidswaarde aan het zeeoppervlak. Bijgolven met een lange periode reiken debewegingen tot aan de zeebodem. Merkop dat voor dergelijke tsoenami de hori-zontale beweging constant blijft door-heen de waterkolom, en meer dan tien-maal groter kan zijn dan de verticale be-weging. Onder: fase- en groepssnelheidvoor oppervlaktegraviteitsgolven in func-tie van hun periode en de waterdiepte.Voor tsoenami's met de langste periodenis de snelheid enkel afbankelijk van dewaterdiepte en niet van de periode (geendispersie). De snelheid van windgolvendaarentegen is onafbankelijk van dewaterdiepte. Bron: Ward (2002).

in die kolom ook stijgen of dalen tenopzichte van de druk in naburigewaterkolommen. Deze drukverschil-

len geven aanleiding tot een golf-

beweging in horizontale richting diezich aan het wateroppervlak voort-plant, een zogeheten oppervlakte-graviteitsgolf. Tsoenami's verschillen

Periode 1500

o'~

~, ,~ I

---

E~- I

"...,. .-"',',..,-

. ',~

~~

Q)....c...~o

2

4 I Oceaanbodem

"., , ,-I ~

I

,

250 t- Oceaandiepteh=6km

en 200-E- h=4km --'" ., ,

Gro~PSSnelheid\:'I \~"

\~ 150Q)

.r::.Q)c

JQo(!)

h = 2 km

100h = 1 km

50

2510

10000 1000 100

Golfperiode (s)

10 1

HEELALAUGUSTUS2005 I 261

150 50 s

C>-('> 0

I

0

:::;::::. 0 0II I

::::::> 0,.

I:::> 0

I"

:> 6,,,I

'7>II

van gewone zeegolven door hun ont-staanswijze en door hun karakteris-tieke periode en golflengte. Typischezeegolven worden vooral door dewind aangedreven en hebben eengolflengte van een honderdtal meteren een periode rond 10 seconden.Tsoenami's daarentegen wordenopgewekt door abrupte verplaatsingenvan de oceaanbodem en worden

gekenmerkt door een erg lange golf-lengte (tien tot honderden kilometer)en peri ode (100 seconden tot onge-veer 1 uur). Terwijl gewone golvenenkel de bovenste waterlaag verstoren,zetten golven met een langere golf-lengte een veel diepere laag water inbeweging (figuur 17). Wanneer degolflengte langer is dan driemaal dewaterdiepte reikt de golfbeweging totaan de oceaanbodem. Dit betekent

dat in een doorsnee oceaan verplaat-singen van de bodem enkel aanleidingkunnen geven tot oppervlaktegravi-teitsgolven met een golflengte langerdan ongeveer 10 km.

Door hun lange golflengte plantentsoenami's zich anders voort dan

gewone zeegolven. De voortplantings-snelheid wordt voornamelijk bepaalddoor de waterdiepte (figuur 17).Tsoenamigolven waarvan de golfleng-te veel groter is dan de waterdiepte,planten zich voort met een snelheidgelijk aan de vierkantswortel uit hetproduct van de valversnelling en dewaterdiepte. In volle oceaan kan desnelheid oplopen tot 160-250 m/s of600-900 km/h, ongeveer even snel alseen passagiersvliegtuig. Het relief vande oceaanbodem doet de golven ver-snellen of verrragen, en tegelijkertijdook afbuigen (refractie). De hoogtevan tsoenami's neemt af met de

afstand van de bron, enerzijds omdatze een steeds groter gebied in bewe-ging zetten (geometrische spreiding),en anderzijds omdat golven metverschillende perioden zich niet evensnel voortplanten (dispersie). Golvenmet verschillende perioden die op eenbepaalde plaats ontstaan, zullen danook uiteen gaan. Langgolvige tsoe-nami's die minder onderhevig zijn aandispersie kunnen grote afstandenafleggen en zelfs een volledige oceaanoversteken zander al te groot energie-

2621 HEELALAUGUSTUS2005

verlies. De uitzonderlijke energie vantsoenami's komt pas tot uiting wan-neer ze aan land komen. In ondiepwater in de nabijheid van de kustloopt de snelheid terug tot slechts eenpaar tientallen km/h. Bij constanteenergieflux zal de golfhoogte echtertoenemen (figuur 18). Tsoenami's diein volle oceaan typisch slechts 1 meterhoog zijn en onopgemerkt blijven,kunnen hierdoor opgestuwd wordentot een hoogte van 10 tot zelfs 30meter aan de kust. De betekenis van

het Japanse woord tsoenami ("haven-golf") illustreert dit fenomeen perfect.Langs eenzelfde kusrlijn kan dehoogte sterk varieren naargelang devorm van de kust en het relief van dezeebodem. Tsoenami's kunnen dekust be reiken in de vorm van een snel

stijgend zeeniveau, een reeks vanoverslaande golven, of minder vaak alseen muur van water. Hun verwoes-

~ 213Km

4000m

Figuur 18 (boven). Bij nadering vande kust neemt de snelheid vantsoenami's af, waardoor hun golf-lengte gecomprimeerd wordt en hungolfhoogte toeneemt. De amplifica-tie- of opstuwingsfactor is gelijk aande vierkantswortel van de verhou-ding tussen de (groeps)snelhedenvan de tsoenami op de plaats vanontstaan en op de plaats van aan-komst. Bron: International TsunamiInformation Center.

Figuur 19 (rechts). Schematischevoorstelling van de opwekking vaneen tsoenami ten gevolge van deabrupte verticale deformatie van dezeebodem bij een mega-subductie-aardbeving. Bron: AUSGEO News(2004).

tende kracht is vooral een gevolg vanhun lange golflengte en hoge snelheid,die respectievelijk verantwoordelijkzijn voor grootschalige overstroming(tot honderden meter landinwaarts),en voor impact van snelstromendwater en bodemerosie.

Verschillende processen kunnen eenabrupte verstoring van de zeebodemveroorzaken met dimensies die

voldoende groot zijn om een tsoenamiop te wekken. Verreweg de meestetsoenami's zijn het gevolg van onder-zeese aardbevingen (in de populairemedia dikwijls aangeduid als "zeebe-vingen", hoewel er geen enkel f}rsischverschil is met aardbevingen waarvanhet epicentrum zich op het landbevindt). Niet elke aardbeving metepicentrum in zee kan een tsoenamiveroorzaken. De breukdimensies moe-

ten voldoende groot zijn (wat neer-komt op een magnitude van minimaal

,

+'IO.6Km+

Snelheld

(km/u)942,9712,7504,2159,079,035,6

Golflengte(km)28221315147,723,010,6

..

aardbeving!

... ~ ... I

10 minuten na de aardbeving

7.0 tot 7.5), het breukvlak moet tot

dicht bij de zeebodem reiken (hethypocentrum mag bijgevolg nietdieper zijn dan een paar tientallenkm), en het breukmechanisme moetresulteren in een verticale deformatie

(opheffing of daling) van de zee-bodem. Vooral mega-subductieaard-bevingen voldoen aan deze criteria.Hun verticale bewegingscomponent isweliswaar kleiner dan de horizon tale

component, maar de breukdimensies,en dus het brongebied voor eentsoenami, kunnen meer dan tienmaal

groter zijn dan bij andere breuktypes.De vier grootste subductieaard-bevingen van de vorige eeuw hebbenallemaal tsoenami's veroorzaakt in de

Stille Oceaan, al lag hun dodentolaanzienlijk lager dan bij de aardbevingvan 26 december 2004. De tsoenami

die volgde na de aardbeving van Chiliin 1960 (M 9.5) was verwoestend inde hele Stille Oceaan tot zelfs in

Japan, meer dan 17000 km verderopaan de overkant van de oceaan. Desubductiezones die de Stille Oceaan

omringen, behoren sam en met deSoenda-subductiezone in Indonesietot de meest actieve ter wereld, maarook in de Adantische Oceaan en in deMiddellandse Zee komen subductie-zones VOOL

Naast aardbevingen kunnen ook an-dere processen tsoenami's genereren,zoals onderzeese aardverschuivingen(die mogelijk op hun beurt weerveroorzaakt worden door aardbevin-

gen), de explosie en instorting vanvulkaaneilanden, en ook impact doorneerstortende rotsmassa's of meteo-

rieten. In sommige gevallen kunnentsoenami's die op deze manier ont-staan een grotere initiele golfhoogrehebben dan tsoenami's veroorzaakt

door aardbevingen, waardoor ze somsals "megatsoenami's" worden bestem-peld. Hun brongebied, en bijgevolgook hun golflengre, is echter veelkleiner (tot een paar tientallen km),waardoor ze veel meer aan dispersieonderhevig zijn en ze zelden kustenop grote afstand van het brongebiedtreffen. Een beroemd voorbeeld is de

tsoenami van 1958 in de LitUyabaai,Alaska. Door de impact van eenenorme lawine ontstond een golf van

ongeveer 180 meter hoog, die aan deoverkant van de baai werd opgestuwdtot de ongelooflijke hoogte van 520meter! Dit was de hoogste tsoenami-golf die ooit werd waargenomen,maar buiten de baai werd de tsoenami

snel gedempt en in volle oceaan viel ernauwelijks nog iets van te merken.

Historische tsoenami's

Indonesie en de Golf van Bengalenwerden in het verleden meermaals

getroffen door tsoenami's, meestalveroorzaakt door aardbevingen. DeTsunami Database van het National

Geophysical Data Center vermeldtniet minder dan 50 tsoenami's in

Indonesie tijdens de voorbije honderdjaar, waarvan 15 destructief. In tegen-stelling tot in de Stille Oceaan echter,heeft in de Indische Oceaan nog nooiteerder in de ons bekende geschiedeniseen tsoenami transoceanische propor-ties aangenomen zoals de tsoenamivan 26 december 2004. Drie tsoe-

nami's hebben de voorbije 15 jaarslachtoffers geeist: in de Flores-zee in1992 (maximum opstuwhoogte 26meter, 1000 doden), bij het eilandJava in 1994 (maximum opstUw-hoogre 13 meter, 238 doden), en bijNieuw-Guinea in 1996 (maximum

opstUwhoogre 8 meter, 127 doden).T elkens ging het om lokale tsoe-nami's, opgewekt door aardbevingenmet een magnitUde tussen 7.5 en 8.1,waarbij de schade beperkt bleef toteen afstand van ongeveer 300 km vanhet epicentrum. In 1907 veroorzaakteeen aardbeving met M 7.6 in de buurtvan het epicentrum van de aardbevingvan 26 december een tsoenami van 3

meter hoog waarbij 400 mensen langsde noordwestkust van Sumatra om

het leven kwamen. Ook de grotesubductieaardbevingen van 1833(M:::: 8.7) en 1861 (M:::: 8.5) langs decentrale westkust van Sumatra gingengepaard met tsoenami's. De aard-bevingen in 1881 (M 7.9) en in 1941(M 7.7) in het noordelijk deel van deruptuurzone van 26 december hebbentsoenami's doen ontstaan die de Golf

van Bengalen zijn overgestoken enschade veroorzaakt hebben op deIndische oostkust. In 1941 kwamenmeer dan 5000 mens en om het leven,

maar de golfhoogte is niet bekend. Demeest desastreuze tsoenami tot nogtoe in het gebied werd echter nietveroorzaakt door een aardbeving,maar door de explosie en instortingvan de Krakatau-vulkaan in 1883. De

golven bereikten toen een hoogte vanmeer dan 35 meter, verschillende

kuststeden op de eilanden Java enSumatra werden van de kaart geveegd,en ongeveer 36 500 mensen kwamenom. Zelfs deze tsoenami had echter

niet de omvang van de tsoenami van26 december 2004. Aan de oostkust

van India bedroeg de golfhoogte nogslechts 2 meter en bleef de schade

beperkt.

De tsoenami van26 december 2004

We hebben gezien dat de aardbevingvan 26 december 2004 de zeebodem

over een groot gebied abrupt verticaalverplaatst heeft (figuur 13, zie Reelaljuli 2005, blz.225). De opheffing wasbovendien maximaal (2 tot 5 meter)boven de bovenste helft van hetsubductievlak, net ten oosten van de

Soendatrog, in waterdieptes van 2500tot 4000 meter. Het kolossale water-volume dat hierdoor uit even wicht

werd getild, zette de tsoenami in gang.Het is belangrijk zich te realiseren datde tsoenamigolven niet in een puntontstonden, maar over een lengre vanverschillende honderden kilometer.

Het is momenteel nog niet duidelijkof ook de noordelijke helft van deruptUurzone, waar de breukbewegin-gen veel trager waren, heeft bij-gedragen tot het opwekken van detsoenami. Hoe dan ook vertegenwoor-digt dit een reusachtig brongebied(minimaal 450 bij 200 km, of90 000 km2), veel groter dan bij vul-kanische erupties en aardverschuivin-gen mogelijk is. Een belangrijk gevolgis ook dat de energie-uitstraling nietradiaal-symmetrisch was. De golf-amplitUdes waren het grootst in derichting loodrecht op de breuklijn, indit geval naar het oosten en westen.Dit verklaart bijvoorbeeld waaromBangladesh in het noorden van deGolf van Bengalen ondanks zijn lageligging minder hard getroffen werddan Somalie op meer dan 4500 km

HEELALAUGUSTUS2005 I 263

van het epicentrum. Door het typi-sche verplaatsingspatroon bij een sub-ductie-aardbeving - opheffing bovenhet subductievlak in de oceaan ensubsidentie landwaarts daarvan

(figuur 14, zie Reelal juli 2005,blz.226) - heeft de tsoenami een posi-tief golffront naar de open oceaan toe,en een negatief golffront in landwaart-

se zin (figuur 19). Om deze redenwerden de eerste golven aan de kustenten oosten van het epicentrum vooraf-gegaan door een ongewoon verreterugtrekking van de zee, terwijl naarhet westen toe de tsoenami met een

overstroming begon. Hoewel vooralde kustlijnen in het directe pad van detsoenami het hardst getroffen worden,

kunnen tsoenamigolven door refractieom landmassa's heen buigen en op diemanier ook kustlijnen aan de scha-duwzijde van een landmassa overspoe-len. Dit was bijvoorbeeld het gevalvoor de oostkust van Sumatra en dewestkusten van India en Sri Lanka.

De tsoenami van 26 december 2004

zaaide dood en vernieling in elf

Maximaletsoenami-amplitude

(em)

17384003002001008060402010987654321o

Figuur 20 (boven). Gemodelleerde maximale amplitude en reistijd van de tsoenami van 26 december 2004 in de Indische Oceaan.Daarnaast zijn ook waargenomen oploophoogtes (runup) aangegeven, evenals de baan van de radaraltimetriesatelliet Jason-I. Bron:NOAA Pacific Marine Environmental Laboratory, Earthquake Engineering ResearchInstitute.

Figuur 21 (onder). Gemodelleerde propagatie van de tsoenami in de Indische Oceaan 10,70 en 120 minuten na de aardbeving. Bijde modellering werd een ruptuurlengte van 1000 km aangenomen. Rode kleuren geven een hoger zeeniveau aan dan normaal,blauwe kleuren een lager niveau. Hoe intenser de kleur, hoe groter de amplitude. Merk op dat het golffront negatief is naar hetoosten toe (Thailand, Sumatra) en positief naar het westen toe (India, Sri Lanka). Bron: Kenji Satake, National Institute ofAdvanced Industrial Science and Technology, Japan.

25'

20'

15'

10'

5'

O'

-6'

I

I

I

1

.10'

10 min..15'

7rt 8rt go' 10rt

264 HEELALAUGUSTUS 2005

70 min.

7rt 8rt go' 10rt

5'

O'

-6'

10'

120 min...15'

7(f 8(f grt lort

landen rondom de Indische Oceaan,

en werd ook geregistreerd in de StilleOceaan en in de Atlantische Oceaan.

De aankomsttijden en golfhoogrenvan de tsoenami op verschillendekustlocaties werden geregistreerd doorgetijdenmeters, en in volle oceaandoor radarsatellieten. In de weken die

volgden op de ramp werden internati-onale surveyteams uitgesruurd naaronder andere Sumatra, Sri Lanka en

India om er ooggeruigenverslagen opte schrijven en er belangrijke parame-ters op te meten, zoals het horizontalebereik (verste afstand van overstro-ming ten opzichte van de kustlijn) ende run up of oploophoogte (maximalelandinwaartse hoogte van het waterboven zeeniveau, dit is niet gelijk aande golfhoogte) van de tsoenami.Vergelijking van al deze gegevens metrekenmodellen (figuren 20 en 21) zalmeer inzicht verschaffen in het

ontstaan en de propagatie van detsoenami.

De noordwestelijke tip van Sumatrawerd het eerst en het hardst getroffendoor de tsoenami. De ergste effectenwerden waargenomen ten westen vanBanda Atjeh, langs de kustlijn diegericht is naar het epicentrum.

Waarnemingen van een internationaalsurvey team te Lhoknga duiden op eengolfhoogre van 12 tot 15 meter aanhet strand, en oploophoogtes tot meerdan 25 meter (figuur 22). Eenvrachtschip werd meer dan 150 meterlandinwaarts meegesleurd, terwijl eenander kapseisde. Het centrum van destad Banda Atjeh, dat van de zeewordt gescheiden door een 2 kmbrede laagvlakte, werd 25 minuten nade aardbeving overstroomd door 9meter hoge golven. Het deel van destad dat aan de laagvlakte grenst, werdzo goed als weggeveegd. Ten gevolgevan de ondiepe zee langs de oostkustvan Sumatra arriveerde de tsoenami er

stelselmatig later en nam de impactervan a£ In Medan, 430 km ten zuid-

oosten van Banda Atjeh, bedroeg deoploophoogte nog 2.5 meter. Op heteiland Nias voor de westkust van

Sumatra werd de eerste terugtrekkingvan de zee anderhalf uur na de

aardbeving gevolgd door verschillendeoscillaties de hele dag lang. Degrootste golf had een oploophoogrevan 4 meter en werd eigenaardiggenoeg pas in de namiddag waarge-nomen, meer dan 5 uur na de

aardbeving. Vermoedelijk was dit een

Figuur 22. Op een steile heuvel vlakbij de kust te Lhoknga, Noordwest-Sumatra, werdaile begroeiing tot een hoogte van zowat 25 meter weggeschoren door de tsoenami.Bemerk de verschillende oploophoogtes aan de zeewaartse en aan de landwaartse zijdevan de heuvel. Bron: Tsunami Laboratory, Novosibirsk.

r

gereflecteerde golf.De tsoenami bereikte de westkust

van Thailand ongeveer 90 minuten nade aardbeving, iets eerder dan deoostkust van Sri Lanka. Thailand ligtnochtans veel dichter bij hetepicentrum, maar de snelheid van detsoenami in de minder diepeAndamanzee ten westen van Thailand

lag veel lager dan in de IndischeOceaan. Op de dieptemeter van hetBelgische jacht Mercator dat 1 mijlvoor de kust van Phuket voor anker

lag, zijn golven van 4 tot 5 meterhoog te zien met een periode van 12tot 14 minuten (figuur 23). Detsoenami vernielde alle strandhotels in

populaire vakantieoorden als Phuket,Phi Phi en Khao Lak. De maximale

oploophoogte bedroeg meer dan 9meter.

Aan de overkant van de Golf van

Bengalen bereikten de eerstetsoenamigolven de oostkust van SriLanka ongeveer 110 minuten na deaardbeving. De hoofdstad Colomboaan de schaduwzijde van het eiland ende oostkust van India waren 30minuten later aan de beurt. Hier was

er geen voorafgaande terugtrekkingvan de zee. Een gedetailleerd oog-getuigenverslag beschrijft hoe aan dewestkust van Sri Lanka de zeespiegeleerst geleidelijk een paar meter steeg,waarna de zee zich 20 minuten langterugtrok tot een niveau ongeveer 7meter lager dan normaal. Nog eens 20minuten later kwam een golf van wel7 meter hoog aanrollen die groteverwoestingen aanrichtte aan de velestrandhotels en een trein meesleurde.

De zeespiegel bleef daarna nogverschillende uren lang op en neerschommelen, de pieken telkens onge-veer 40 minuten uiteen. Survey teamsstelden rwee weken na de rampoploophoogtes van 3 tot 12 meter vastin Sri Lanka, en 3 tot 5 meter langs dezuidoostkust van India. Het horizon-

tale bereik van de tsoenami lag russen50 meter en meer dan 1 km. Omdat

veel mensen, vooral vissers, oplaaggelegen grond zeer dicht bij dekust leven, vielen er lokaal veel slacht-

offers. Bijna alle houten woningen ende meeste huizen uit baksteen werden

totaal verwoest, terwijl constructies uit

il

I

I

I

I

I

I

I

I

I

I

I

HEELALAUGUSTUS2005 I 265

--

Depth02=30 03:ee

o~ 5

\~" /" 1@V p. 15~ 20

Figuur 23. Registratie van de tsoenami door de dieptemeter aan boord van hetBelgische jacht "Mercator" dat 1 mijl voor de kust van Phuket voor anker lag.Horizontale as is tijd in uren, verticale as diepte in meter. De waterdiepte neemt eerstaf, wat overeenkomt met een initiele terugtrekking van de zee. Dit werd gevolgd doordrie golven van 4 tot 5 meter hoog met een periode van 12 tot 14 minuten. Merk opdat de eerste golf niet de hoogste was. Bron: Thomas Siffer.

gewapend beton de kracht van hetwater doorstonden. Door golfrefractiekon de tsoenami ook grote del en vande Indische westkust bereiken, maarde golfhoogtes namen snel af naar hetnoorden toe.

Ten zuidwesten van India bereikte

de tsoenami de Malediven ongeveer3.5 uur na de aardbeving. Degevolgen bleven hier al bij al beperkt.De golven liepen op tot een hoogtevan slechts 1 tot 3 meter (figuur 24).Mogelijk is dit te wijten aan dedempende werking van koraalriffenvoor de kust. De tsoenami zetteverder koers naar het westen en had

nog voldoende energie om deIndische Oceaan over te steken enmeer dan zeven uur en een kwartier

na de aardbeving nog verschillendeslachtoffers te maken in Oost-Afrika.

In Somal ie, de Seychellen en Mauri-tius, die in de richting van maximaleenergie-uitstraling lagen, bereikten degolven nog een oploophoogte van 4meter en werd grote schade aange-richt. Via Zuid-Afrika en Australie,waar op twee plaatsen langs de west-kust lichte schade werd aangerichtdoor golven van 1 meter hoog,sijpelde de energie van de tsoenamidoor naar respectievelijk de Adan-tische Oceaan en de Stille Oceaan. In

deze laatste werden daags na deaardbeving nog steeds kleine varia ties

2661 HEELALAUGUSTUS2005

van het zeeniveau gemeten. V oor dekust van Mexico bedroeg deamplitude door een focusseringseffectnog meer dan 1 meter.

De tsoenami werd ook gedetecteerd,en dit voor het eerst, door vier radar-

satellieten die toevallig een baan overde Indische Oceaan beschreven terwijlde tsoenami onderweg was. Deze

l satellieten hebben radaraltimeters aan

boord die de hoogte van de zeespiegellangs hun baan kunnen meten meteen precisie van enkele centimeter.Door vergelijking met de hoogtegemeten bij vorige passages is detsoenami duidelijk te zien. Dit zijn deenige gegevens over de tsoenami involle oceaan, alle overige gegevens zijnimmers afkomstig van getijdenmetersdie in ondiepe kustwateren zijn opge-steld en daarom geen juist beeld gevenvan de werkelijke tsoenamihoogte (endus energie) in de oceaan. Jason-lpasseerde 2 uur na de aardbeving overhet tsoenamifront op 5° zuiderbreedte(figuur 25). De tsoenami had dan aleen afstand van 1500 km afgelegd,wat dus overeenkomt met een gemid-delde snelheid van 750 km/h. Het

front was 60 tot 70 cm hoog, en werdgevolgd door een golfdal van 30 tot40 cm; de golflengte bedroeg 430 km,en de periode 37 minUten. Dit laatstestemt goed overeen met de oog-getuigenverslagen in Sri Lanka. Bij depassage van ENVISAT, drie uur en 15minUten na de aardbeving, bedroeg dehoogte van het tsoenamifront nog 40cm. Acht uur en 50 minuten na de

aardbeving had de tsoenami zich over

1

J

Figuur 24. Registratie van de tsoenami door een getijdenmeter op de Malediven. Derode lijn geeft het voorspelde getij aan. Bron: University of Hawaii Sea Level Center.

200

150

_100E~ 50~mQ) 0.==:

c:Q)-SOQ)N

100

!

...

i~ I: ~1lY'~\r. & t,/~~I'~ I:~ ,..

~~' ~150

Gan

200o 6

J

~

0-41 S 73-09E

12

Tijd (U.T.)18 24

.!~

o 5 10

Breedtegraad (graden)

15

Figuur 25. Registratie van de tsoenami in de Indische Oceaan door de radar-altimetriesatelliet Jason-l bij toevallige passage(pass 129) twee uur na de aardbeving,vergeleken met de afwijkingen van de zeespiegelhoogte gemeten bij eerdere passages.De baan van de satelliet is aangegeven in figuur 20. Bron: Gower (2005),AVISO.

bijna de hele Indische Oceaanverbreid en waren de golven nogslechts 5 tot 10 cm hoog, behalve inde Golf van Bengalen waar er nogsteeds golven heen en weer gingenmet een hoogte van 25 cm. Desatellietgegevens konden helaas nietworden gebruikt om de bevolking tealarmeren. Op het moment van deeerste passage overspoelden de eerstetsoenamigolven reeds de oostkust vanSri Lanka en bovendien konden de

gegevens pas verschillende dagen latergeanalyseerd worden. Aangezien dekans klein is dat een satelliet zich ophet goede moment op de juiste plaatsbevindt om een tsoenami in een vroegstadium te detecteren, is het onwaar-

schijnlijk dat dit soort gegevens in denabije toekomst kan gebruikt wordenvoor een waarschuwingssysteem voortsoenami's.

De tsoenami na de aardbevingvan 28 maart 2005Na de aardbeving van 28 maart 2005werd gevreesd voor een nieuwetsoenami in de Indische Oceaan. Erontstond we! degelijk een tsoenami,maar deze bleef veel kleiner dan op 26december 2004. Op het eilandSimeulue werden de haven en deluchthaven beschadigd door golvenvan 3 meter hoog, terwijl het water

tot 2 meter hoog werd opgestuwdlangs de westkust van het eiland Niasen tot 1 meter langs del en van dewestkust van Sumatra. Ook opgrotere afstand werden zeespiegel-schommelingen van 5 tot 20 cmgeregistreerd door getijdenmeters,onder andere op de Malediven, SriLanka en Cocoseiland ten noord-westen van Australie. Waarom de

tsoenami zo beperkt bleef, terwijl deiets minder krachtige aardbeving van1861 in dezelfde zone wel eendesastreuze tsoenami veroorzaakte,heeft vooral te maken met de ruimte-

lijke verdeling van de breukverplaat-sing. Volgens de initiele naschokken(figuur 15, zie Heelal juli 2005,blz.227) en eerste modelberekeningenconcentreerde de ruptuur zich hoofd-zakelijk op de onderste helft van hetsubductievlak en reikte ze vermoede-

lijk niet tot aan de zeebodem. Samenmet de kleinere magnitude van deaardbeving resulteerde dit in eenverticale verplaatsing van de zee-bodem die minder groot was dan indecember. Een ander gevolg is dat demaxim ale opheffing van de zeebodemzich situeerde ter hoogre van deeilanden voor de westkust van

Sumatra, waar de oceaan gemiddeldslechts 200 meter diep is. Dit is veelminder diep dan bij de aardbeving

van 26 december, waar de verticale

bewegingen van de zeebodem gebeur-den in delen van de oceaan die meer

dan 1000 tot 1500 meter diep zijn.De geringe waterdiepte in het bron-gebied zorgt voor een veel kleinereamplificatie van de tsoenami bij hetnaderen van de kust (zie uitleg bijfiguur 18). Dit is wellicht de belang-rijkste reden waarom de tsoenami zobeperkt bleef.

20

Besluit

De Sumatra-Andamanaardbeving van26 december 2004 was de eerste

mega-subductieaardbeving sinds deintrede van het digitale tijdperk in deseismologie, en zal wellicht nog jarenstof tot onderzoek opleveren. Ge-detailleerde seismologische en geode-tische analyses zullen niet alleen leidentot een betere kennis van de Soenda-

subductiezone, maar dergelijke groteaardbevingen zijn ook belangrijk omeen beter beeld te bekomen van de

fijnere structuur van het inwendigevan de Aarde, tot en met de kern. De

aardbeving zal ook letterlijk nog eentijdje blijven natrillen. De naschokkenkunnen nog verschillende maandenblijven duren. Daarnaast blijft er dekomende (tientallen) jaren een ver-hoogde kans bestaan op nieuwekrachtige aardbevingen in de regio,onder meer op de Sumatrabreuk enop meer zuidelijke segmenten van deSoenda-subductiezone. Dit laatste

onderstreept het belang om het alarm-systeem voor tsoenami's dat mom en-teel bestaat in de Stille Oceaan uit tebreiden naar de Indische Oceaan. Dit

wordt gecoordineerd door de Inter-governmental Oceanographic Com-mission van de UNESCO en zou oplangere termijn moeten resulteren ineen globaal systeem. N aast het alarm-systeem dienen er zich ook preven-tieve maatregelen aan om de risico'sbeter in te schatten en/of te vermin-

deren. Voor de nabije omgeving vanpotentiele brongebieden van tsoe-nami 's kan geen enkel alarmsysteemtijdig waarschuwen. Hier moet de be-volking opgeleid worden om natuur-lijke waarschuwingssignalen die wij-zen op een naderende tsoenami, zoalskrachtige aardbevingen die verschil-

HEELALAUGUSTUS2005 I 267

I

I

I

J

lende minuten blijven duren en eenuitzonderlijke terugtrekking van dezee, te leren herkennen. De lessen die

men getrokken heeft uit de proble-men bij de bepaling van de magnitudevan de aardbeving van 26 decemberzullen ongetWijfeld ook leiden tot eenbijsturing van de routine-analyses omsneller tot een betrouwbare schattingvan de magnitude bij dergelijkeuitzonderlijke aardbevingen te komen.De grote verschillen die men gecon-stateerd heeft tussen de tsoenami's van26 december 2004 en 28 maart 2005

noodzaken de ontWikkeling van pre-ciezere rekenmodellen voor het ont-

staan en de propagatie van tsoenami'sna een aardbeving, waarmee de op-loophoogtes, en dus de risico's, betervoorspeld kunnen worden. Tenslottewordt ook verder gewerkt aan syste-men die autonoom tsoenami's kun-

nen detecteren zonder de voorafgaan-de detectie van potentieel tsoenami-gene aardbevingen, zodat er mindersnelloos alarm wordt geslagen.

De vraag dringt zich op of ook bijons tsoenami's kunnen voorkomen.

V oor W est- Europa ligt het grootstegevaar in de Middellandse Zee en inde Adantische Oceaan. De Middel-

landse Zee is een complex tektonischgebied waar de Afrikaanse en deEuropese plaat met elkaar botsen.Tussen Griekenland, Kreta en het

zuidwesten van Turkije loopt er eensubductiezone die weliswaar minder

lang is dan de subductiezones in deIndische of de Stille Oceaan, maar diein het verleden al verschillende lokaletsoenami's heeft veroorzaakt. In

hetzelfde gebied zou de explosie eninstorting van het vulkanisch eilandSantorini in 1490 voor onze tijdreke-ning een tsoenami veroorzaakt hebbendie het einde betekende van de

Mino"ische beschaving op Kreta. Ookandere del en van de plaatrand kunnenechter gevaarlijk zijn, zoals in 2003nog werd ge"illustreerd door een aard-beving met epicentrum voor de kustvan Algerije (M 6.8). Er ontstondtoen een kleine tsoenami met een

maximale oploophoogte van 2 meterdie lichte schade veroorzaakte op deBalearen, maar gelukkig geenslachtoffers maakte. In de Adantische

2681 HEELALAUGUSTUS2005

Oceaan gaat de grootste dreiging uitvan de breukzone tussen de Straat vanGibraltar en de Azoren die verant-

woordelijk is voor de aardbeving entsoenami van Lissabon in 1755

waarbij meer dan 50 000 mensen omhet leven kwamen. De subductiezonerond de Cara"iben aan de overkant van

de oceaan is eveneens een gekendebron van tsoenami's die mogelijk ookde West-Europese kusten kunnenbereiken. Een ander gevaar wordtgevormd door onderzeese afglijdingenlangs de continentale helling, dit is derelatief steile helling tussen het conti-nentaal plat en de diepe oceaan waarveelal losse sedimenten liggen. Degrootste gekende onderzeese aardver-schuiving is die van Storegga ongeveer8000 jaar geleden in de Noorse Zee.Langs de kust van Schodand en deShedandeilanden zijn zandlagenteruggevonden die worden toegeschre-yen aan de tsoenami die hierdoor

veroorzaakt werd. Ook op heel watandere plaatsen komen instabiliteitenvoor langs de continentale helling.Daarnaast kunnen er ook tsoenami's

ontstaan door destabilisatie bij deuitbarsting van vulkanische eilandenzoals de Canarische eilanden. De kans

dat een volledige vulkaanflank in zeestort, is echter lang niet zo groot.

Tsoenami's die ontstaan in de Adan-tische Oceaan kunnen eventueel ookde Noordzee bereiken, maar vormen

slechts weinig gevaar voor de Belgi-sche kust. Het is onwaarschijnlijk dattsoenami's afkomstig uit de hierbovenvermelde brongebieden een golf-hoogte van meer dan een vijftal meterkunnen hebben bij het binnenkomenvan de Noordzee. Door de geringediepte van de N oordzee en door dis-persie zouden deze golven vervolgenssterk gedempt worden vooraleer ze deBelgische kust bereiken. T enslotte isde dreiging van een tsoenamiveroorzaakt door een aardbeving metepicentrum in de Noordzee zelf eerdergering. Historische bronnen makengewag van overstromingen in deomgeving van Boulogne en Calais nade aardbeving van 6 april 1580 meteen geschatte magnitude van 6.0 in dezuidelijke Noordzee. Het is echterzeer onwaarschijnlijk dat deze over-

stromingen te wijten waren aan eentsoenami. De magnitude van deaardbeving was daarvoor te klein.Bovendien vielen de overstromingensamen met een hoogtij en traden ze dedag nadien (bij het volgend hoogtij)opnieuw op, wat eerder wijst op eenextreem hoogtij, zakking van het landof de vernieling van een zeedijk.Daarnaast is er ook sprake van golventot 15 meter hoog die een dertigtalschepen in het Kanaal hebben doenvergaan, maar dit berust waarschijn-lijk op vetWarring met een grotestorm een jaar later. De geringe dieptevan de Noordzee (maximaal 40meter) vormt wellicht de belangrijkstereden waarom tsoenami's die er

eventueel ontstaan weinig gevaaropleveren. Dit betekent namelijk dater weinig diepteverschil is tussen deplaats van ontstaan en de kustWateren,en bijgevolg dat de tsoenamigolvennauwelijks opgestuwd worden wan-neer ze de kust bereiken (amplificatie-factor:::: 1). We gaan ervan uit dataardbevingen in de Noordzee eenmagnitude van maximaal 6.5 kunnenhalen en de zeebodem niet veel meer

dan 1 meter kunnen opheffen of doendalen. Golven van 15 meter hoog zijndaarom uitgesloten. We moeten danook besluiten dat het risico op eentsoenami ten gevolge van een aard-beving in de Noordzee vele mal enkleiner is dan het risico op extremestormen of het seismisch risico opzich.

BronnenInternet·AUSGEO News September 2004

Issue No.75 (http://www.ga.gov.au/urbani geohazardupdates/ tsunami/tsun

ami_ausgeo.jsp) ;·AVISO: satellietWaarnemingen vande tsoenami van 26 december 2004

(http://www.aviso.oceanobs.com/html/applications/ geophysique/tsunami_uk.htm~;·Chen Ji, CaiTech: ruptuurmodelvoor de aardbeving van 26 december2004 (http://www.gps.caltech.edu/

~ jichen/ Earthquake/2004/ aceh/aceh.htm~; ruptuurmodel voor de aard-beving van 28 maart 2005 (http://www.gps.caltech.edu/~ jichen/Earthqu

ake/2005/sumatra/sumatra. htm~;·Earthquake Engineering ResearchInstitute: tsoenami-survey Sumatraen India (http://www.eeri.org/lfe/clearinghouse/sumatra_tsunami/overview.htm~;·Geological Survey of India: rapportover de effecten van de Sumatra-An-

damanaardbeving in de Andaman-eilanden (http://cires.colorado.edu/~ bilham/lndonesiAndaman2004jiles/GSlreprt12%20J an.pdft;·Harvard Seismology Centroid-Mo-ment Tensor Project (http://www.seismolog}'.harvard. edu/projects/CMT/);·International Tsunami Information

Center, UNESCO: algemene infor-matie over tsoenami's (http://www.prh. noaa.gov/iticlindex. htm~;·IRIS Consortium: speciale paginaover de Sumatra-Andamanaard-

beving (http://www.iris.iris. edu/sumatra/);·Kenji Satake, National Institute ofAdvanced Industrial Science and

Technology, Japan: tsoenamimodel-leringen (http://staffaist.go.jp/kenji.satake/Sumatra- E htm~;·Kerry Sieh, Sumatran PlateBoundary Project, CalTech: verticalebewegingen van de aardkorst na deaardbeving van 26 december 2004,en paleogeodetisch onderzoek opbasis van koralen (http://www.tectonics.caltech.edu/sumatra/);·National Earthquake InformationCenter (http://wwwneic.cr. usgs.gov):pagina over de aardbeving van 26december 2004 (http://earthquake.usgs.gov/eqinthenews/2004/usslav/);pagina over de aardbeving van 28maart 2005 (http://earthquake.usgs.gov/eqinthenews/2005/usweax/); P reli-minary Determination of Epicenterscatalogus;·National Geophysical Data Center:tsunami database en significantearthquake database (http://www.ngdc.noaa.gov/seg/hazard! hazards. shtm~;·Tsunami Laboratory, Novosibirsk:tsoenami-survey Sumatra, Thailand,India en Malediven (http://tsun.sscc.ru/tsulab/20041226. htm);·NOAA Pacific Marine Environmen-

tal Laboratory: tsoenamimodelle-ringen en satellietWaarnemingen

(http://www.pmel.noaa.gov/tsunami/indo_1204.htm~; Pacific TsunamiWarning Center (http://www.prh.noaa.govlptwc/);·Roger Bilham, University of Colo-rado: verticale bewegingen van deaardkorst na de aardbeving van 26december 2004 op de Nicobar- enAndamaneilanden (http://cires. colorado.edu/ ~ bilham/IndonesiAndaman20

04_files/I ndiraPointS ubsidence. htm);·Seth Stein & Emile Okal, North-western University: bepaling seis-misch moment op basis van vrijetrillingen (http://www.earth.northwestern. edulpeople/seth/research/sumatra. htm~;·Thomas Siffer: ooggetuigenverslagtsoenami te Phuket, Thailand

(http://www.zeilen.com/publish/printer_1659.shtm~;·University of Hawaii Sea Level Cen-ter: registraties van de tsoenami in deIndische Oceaan door getijden-meters (http://ilikai.soest. hawaii. edu/uhslcliotd/) .

Wetenschappelijke publicaties·Bilham R., Engdahl E.R., Feldl N.,Satyabala S.P. (2005), Partial andComplete Rupture of the lndo-Andaman plate boundary 1847-2004,SeismologicalResearch Letters;·Chapman C (2005), The Asiantsunami in Sri Lanka: a personalexperience,EOS Transactions, AGU,86(2),p.13-14;·Gower J. (2005), Jason 1 Detects the26 December 2004 Tsunami, EOSTransactions, AGU, 86(4), p. 37-38;·McCloskey J., Nalbant 5.5. &Steacy S. (2005), Earthquake riskfrom co-seismicstress, Nature, 434(17 maart 2005), p. 291;

· Melville CP., Levret A., AlexandreP., Lambert J. & Vogt J. (1996),Historical seismicity of the Strait ofDover - Pas de Calais,Terra Motae,8, p. 626-647;

.Natawidjaja D.H., Sieh K., WardS.N., Cheng H., Edwards R.L.,Galetzka J. & Suwargadi W. (2004),Paleogeodeticrecords of seismic andaseismic subduction from centralSumatran microatolls, Indonesia,Journal of Geophysical Research,109 (B04306), doi:10.1029/2003

JB002398;·Park J., Buttler R., Anderson K.,Berger J., Benz H., Davis P., HuttCR., McCreery CS., Ahern T.,Ekstrom G. & Aster R. (2005),Performancereviewof the GlobalSeis-mographicNetwork for the Sumatra-Andaman megathrust earthquake,SeismologicalResearch Letters;·Park J., Song T.A., Tromp J., OkalE., Stein 5., Roult G., Laske G.,Kanamori H., Davis P., Berger J.,Braitenberg C, Van Camp M., LeiX., Sun H. & Xu H. (2005), Long-period behavior of the 26 December2004 Sumatra-Andaman earthquakefrom its excitation of Earth5 freeoscillations, Science, 308(5725), p.1139-1144;·Sieh Kerry (2005), Sumatran PlateBoundary Project, Caltech;·Sieh K. (2005), Aceh-Andamanearthquake: What happened andwhat's next?, Nature, 434 (31 maart2005), p. 573-574;

.Sieh K., Ward S.N., Natawidjaja D.,Suwargadi B.W. (1999), Crustaldeformation at the Sumatransubduction zone revealed by coralrings, Gephysical Research Letters,26(20), p. 3141-3144;·Stein S. & Okal E. (2005), Speedand size of the Sumatra earthquake,Nature, 434 (31 maart 2005), p.581-582;·Ward, S. N. (2002), Tsunamis, in:The Encyclopedia of PhysicalScience and Technology, ed. R. A.Meyers, Academic Press, Vol. 17, p.175-191.

rIIIII

~III'IIII

II

IIIII

II

OUDENUMMERSVANHEELAL

Nummers van oude jaargangenvan Heelal (teruggaand tot 1990)zijn verkrijgbaar tegen de prijs van1.25 EUR per nummer.

De verzendingskosten bedragen1.50 EUR voor een nummer, 2.50EUR tot drie nummers, 3.50 EURtOt zes en 4.50 EUR tOt tWaalfnummers in een keer besteld.

Gelieve het juiste bedrag vooraf testOrten op rekening 000-1600462-59 van de WS, met opgave vande gewenste nummers.

HEELALAUGUSTUS2005 I 269