RISICO - INSCHATTING VOOR EEN TSUNAMI AAN DE BELGISCHE KUST - ADVIES

2005

MOD 765/12

WATERBOUWKUNDIG LABORATORIUM FLANDERS HYDRAULICS RESEARCH

RISICO - INSCHATTING VOOR EEN TSUNAMI AAN DE BELGISCHE KUST - ADVIES

05 - 04 Ministerie van de Vlaamse Gemeenschap Departement Leefmilieu en Infrastructuur Administratie Waterwegen en Zeewezen Afdeling Waterbouwkundig Laboratorium en Hydrologisch Onderzoek

Model 765/12

RISICO-INSCHATTING VOOR EEN TSUNAMI AAN DE BELGISCHE KUST ADVIES

januari 2005

project nr 005-125

Mod. 765/12 Risico-inschatting voor een tsunami aan de Belgische kust. Advies

INHOUDSOPGAVE

INHOUDSOPGAVE................................................................................................................... i 1

INLEIDING .................................................................................................................... 1 1.1 Wat is een tsunami........................................................................................................ 1 1.2 Tsunami’s in het verleden ............................................................................................. 1

2

1.2.1

Wereldwijd ........................................................................................................ 1

1.2.2

Vlaanderen ....................................................................................................... 2

TSUNAMI’S : OORZAKEN EN GEVOLGEN ............................................................... 3 2.1 Mogelijke oorzaken ....................................................................................................... 3 2.1.1

Tsunami’s als gevolg van onderzeese aardbevingen en vulkaanuitbarstingen......................................................................................... 3

2.1.2

Tsunami’s als gevolg van onderzeese massabewegingen ............................. 4

2.1.3

Tsunami’s als gevolg van kosmische inslagen ................................................ 5

2.2 Generatie en ontwikkeling van tsunami........................................................................ 6 2.3 Golven en golfvoortplanting .......................................................................................... 9 2.4 Run-up en run-in ........................................................................................................... 9 3

TSUNAMI IN BELGIË ................................................................................................. 12 3.1 Atlantische Oceaan ..................................................................................................... 12 3.2 Noordzee..................................................................................................................... 12

4

CONCLUSIES EN AANBEVELINGEN....................................................................... 16

REFERENTIES....................................................................................................................... 18 BIJLAGE A : DODELIJKE TSUNAMI'S BIJLAGE B : PLATENTEKTONIEK EN AARDBEVINGEN

Eindrapport

Januari 2005

i


1 INLEIDING

1.1

Wat is een tsunami

Tsunami’s zijn zeer lange golven (golflengtes tot 200 km) die ontstaan bij een plotse beweging van grote volumes water. Tsunami’s kunnen zich voortplanten aan een snelheid van 600 à 800 km/u, afhankelijk van de waterdiepte. De voortplantingssnelheid is gelijk aan de vierkantswortel van de waterdiepte h vermenigvuldigd met de valversnelling g, dus { v =

g • h }. Ze kunnen ook duizenden

kilometers over oceanen afleggen en zodoende grote verwoestingen aanrichten op verre kusten uren na de aardbeving die ze gegenereerd heeft. Golfhoogtes van tsunami’s op zee zijn gewoonlijk minder dan 1 m en de golven worden zelden opgemerkt door opvarenden. In de ondiepere wateren van de kust kunnen de golfhoogtes toenemen tot soms meer dan 20 m. Een tsunami kan veroorzaakt worden door : -

een zeebeving ; een onderzeese vulkaanuitbarsting ; een aardverschuiving ; een explosie ; een impact van een kosmisch element, b.v. een meteoriet.

In het verleden werden tsunami’s soms “getijgolven” genoemd door het brede publiek of “seismische zeegolven” door wetenschappers. De term “getijgolven” is foutief omdat tsunami’s geen enkel verband hebben met getijden noch met de aantrekkingskrachten van de zon en de maan. De term “seismische zeegolven” is misleidend omdat tsunami’s door meer dan alleen aardbevingen kunnen gegenereerd worden.

1.2

Tsunami’s in het verleden

1.2.1 Wereldwijd De meest gevoelige regio voor tsunami’s is de Stille Oceaan omdat ongeveer 90 % van de seismologische activiteit onder het zeeoppervlak daar plaatsvindt. In bijlage A wordt een overzicht gegeven van tsunami’s die een ernstige ramp veroorzaakten met een groot dodental als gevolg. Op het internet zijn 2 tsunami databanken beschikbaar (website http://www.ngdc.noaa.gov/seg/hazard/tsu.shtml van ‘National Geophysical Data Center’ (Verenigde Staten van Amerika) en http://tsun.sscc.ru/On_line_Cat.htm van ‘Institute of Computational Mathematics and Mathematical Geophysics’ (Rusland)) met een overzicht van alle gekende tsunami’s in de voorbije 40 resp. 20 eeuwen. De databanken bevatten de locaties waar de tsunami’s ontstonden en de kustplaatsen waar de golven geregistreerd werden. In de Atlantische Oceaan komen significant minder onderzeese aardbevingen voor dan in de Stille Oceaan en dan in de Indische Oceaan (ook minder dan in de Stille Oceaan). Dit heeft grotendeels met de specifieke geologische omstandigheden te maken (zie verder). Men moet er van uitgaan dat een krachtige aardbeving in zee eender waar in de Atlantische Oceaan een tsunami kan induceren die overal langs de kusten van de Atlantische oceaan gevolgen kan hebben, ook bij ons. Vlaanderen ligt enigszins beschermd achter het Verenigd Koninkrijk voor impacts uit het westen maar calamiteiten in de Noordzee en meer naar het noorden en vanuit het zuiden zijn mogelijk.

Eindrapport

Januari 2005

1


1.2.2 Vlaanderen In hoger vermelde tsunami databanken wordt voor België melding gemaakt van een geregistreerde golfoploop van ongeveer 1,5 m in Oostende in 1767 ten gevolge van een tsunami afkomstig van Ierland (Berninghausen W.H., 1968). Voorts worden nog 2 tsunami’s vermeld die hun oorsprong in de omgeving van België zouden hebben: 1 van tectonische aard op 4 april 1640 en 1 van meteorologische aard op 1 februari 1953 (!). Deze laatste is ons natuurlijk goed bekend maar wordt eigenlijk nooit in verband gebracht met tsunami’s (immers de oorzaak is van meteorologische aard). Er moet aan worden toegevoegd dat geologisch onderzoek in de Vlaamse kustvlakte en omgeving geen tastbare bewijzen van catastrofale kortdurende overstromingen te wijten aan tsunami’s gedurende de laatste 10.000 jaar heeft kunnen aantonen. Dit betekent niet dat er geen tsunami’s zijn geweest. Het betekent enkel dat er geen geologische sporen konden worden teruggevonden omdat ofwel ze er nooit waren, ofwel de sporen ondertussen uitgewist zijn, ofwel de sporen als dusdanig niet herkend zijn. Niet vergeten dat de zeespiegel sedert 10.000 jaar geleden meer dan 100 meter geleidelijk is gestegen door de klimaatsverandering na de ijstijd. Er is wel een melding van verdachte afzettingen in de kustvlakte, namelijk ontdekt bij de graafwerken van de slufter in De Panne, maar dit werd tot op heden nog niet verder onderzocht.

Eindrapport

Januari 2005

2


2 TSUNAMI’S : OORZAKEN EN GEVOLGEN

2.1

Mogelijke oorzaken

Een tsunami kan veroorzaakt worden door : -

een onderzeese aardbeving ; een onderzeese vulkaanuitbarsting ; een onderzeese aardverschuiving ; een explosie ; een impact van een kosmisch element, b.v. een meteoriet.

2.1.1 Tsunami’s als gevolg van onderzeese aardbevingen en vulkaanuitbarstingen Tsunami’s worden opgewekt door hevige aardbevingen van minstens 7,5 op de schaal van Richter. In de literatuur is te lezen dat in Japan voor een tsunami wordt gevreesd indien daar een beving van méér dan 6,4 op de schaal van Richter plaatsvindt. Het betreft meestal aardbevingen die optreden op geringe diepte in de aardkorst (hypocentrum minder dan 50 km diep) en een verticale bodembeweging induceren. De tsunami van 26 december 2004 in Zuid-Oost-Azië werd veroorzaakt door een zeebeving van 9 op de schaal van Richter, terwijl een nabeving van 6 à 7 geen 2de tsunami veroorzaakte. Het voorkomen van aardbevingen is volledig geconditioneerd door de zogenaamde platentektoniek. In bijlage B is een korte theoretische inleiding opgenomen over aardbevingen en meer in het bijzonder die aardbevingen die tsunami’s kunnen veroorzaken, evenals beschrijvingen van de gebruikte geologische terminologie. In deze paragraaf zijn de conclusies m.b.t. aardbevingen en vulkaanuitbarstingen samengevat. Tsunami’s die veroorzaakt worden door aardbevingen worden vooral gegenereerd ter hoogte van botsende platen, vooral op plaatsen waar subductie (onderduiking) van een plaatrand voorkomt. Ondergeschikt hierbij zijn de onderzeese aardbevingen die voorkomen waar platen uit elkaar gaan. Waar plaatranden lateraal ten opzichte van elkaar bewegen, ter hoogte van sommige transformbreuken, kunnen ook zeer belangrijke ondiepe aardbevingen voorkomen die vloedgolven kunnen veroorzaken. Dit was onder meer het geval voor de tsunami die Lissabon in 1755 heeft verwoest. De aardbeving die dit genereerde, situeerde zich op een transformbreuk. Vulkaanuitbarstingen van het zogenaamde granitische of zure type, in de buurt van subductiezones kunnen ook oorzaak zijn van tsunami’s. Vulkanen van het zure type hebben weinig viskeuze lava en zijn explosief. Met andere woorden ze spatten uit elkaar en verzetten hierbij zeer veel materiaal. Voorbeelden met catastrofale afloop zijn de ontploffing van de Krakatau in Indonesië (30.000 doden) en de ontploffing van Santorini die een einde aan de Minoïsche cultuur bracht door een tsunami op Kreta. Het vulkanisme van bazaltische aard zoals in de mid-oceanische ruggen is veel minder explosief en zal geen tsunami’s induceren. Vulkanisme ter hoogte van hot spots is vooral van bazaltische aard en de ermee geassocieerde aardbevingen zijn gevaarlijker dan het eigenlijke vulkanisme. De hot spot van Tenerife is van het gemengde type en gaat gepaard met afwisselend meer explosieve uitbarstingen en meer kalme uitstroming van lava. Vulkanisme van dit type kan onrechtstreeks toch een bedreiging vormen als het belangrijke massabewegingen induceert die in zee terechtkomen zoals gevreesd wordt in La Palma. Hieronder een samenvatting van publicaties hieromtrent.

Eindrapport

Januari 2005

3


La Palma, Canarische Eilanden, landslide van uitbarstende vulkaan ? It may not happen anytime soon, but the Cumbre Vieja volcano in the Canary Islands is bound to erupt again—and when it does, it may well set in motion a tsunami wave more massive than any in recorded history. According to a new model by Simon Day of University College London and Steven Ward of the University of California, this mega-tsunami, which they describe in the September 2001 issue of Geophysical Research Letters, would rouse waves 100 meters high along the West Saharan shore, seas more than 40 meters high on the north coast of Brazil, and water walls towering 50 meters in the air off the coast of Florida and in the Caribbean. Britain, Spain, Portugal and France would also face sizeable waves. Day and his colleagues predicted earlier that a future eruption of Cumbre Vieja would most likely prompt a serious landslide on the volcano's western side. They guessed that a chunk of rock twice the volume of the Isle of Man might break off, rush into the sea and create a debris avalanche deposit extending as far as 60 kilometers from the island. The new model adds to this picture, forecasting that Cumbre Vieja's collapse would send up a dome of water 900 meters high and tens of kilometers wide. As that dome collapsed and rebounded, giant waves would form and build, fuelled by what is known as a tsunami wave train, itself created as the landslide sped away from the In La Palma constateerde men een belangrijke breuk die aangeeft dat de structuur van de vulkaan niet meer stabiel is. Vulkanische uitbarstingen zouden met de geassocieerde aardbevingen de massa in beweging kunnen brengen waardoor massaal veel materiaal tegelijkertijd in het oceaanwater zou terechtkomen. Omdat La Palma boven een hot spot zit en een eiland is midden in de oceaan met grote waterdieptes op geringe afstand van het eiland is dit nog een extra gevaar voor snelle propagatie van de golf in alle richtingen. Bovendien is er nog een complicatie. De vulkaan bestaat uit afwisselend doorlatende lagen gevuld met grondwater en niet doorlatende lagen die zorgen voor goed afgesloten watervoerende lagen. Voor alle Canarische eilanden zijn deze grondwatervoorraden essentieel voor menselijke ontwikkeling. De waterlagen in La Palma zijn dermate omgord door ondoorlatende lagen dat bij een vulkaanuitbarsting, met temperaturen van 1000°, dit afgesloten water onmiddellijk zou verdampen met hevige explosies tot gevolg die de kans op verdere ontwikkeling van de breuk met zich zou brengen. Wetenschappers zijn het niet eens of een mega-afschuiving door één uitbarsting kan worden gerealiseerd en sommigen beweren dat een catastrofale afloop minder waarschijnlijk is dan een in de geologische tijd gezien opeenvolging van minder ernstige tsunami’s als gevolg van gedeeltelijke afschuivingen. De vulkaan van La Palma wordt momenteel als de grootste bedreiging gezien voor de kusten van de Atlantische Oceaan en dus ook voor onze kusten bezien. Er werden effecten voorspeld van verschillende meter voor het Thames estuarium wat vergelijkbaar is met wat voor het Schelde-estuarium mag worden gevreesd. Geen enkel geoloog of geofysicus kan echter een redelijke kansinschatting maken voor een dergelijke catastrofe.

2.1.2 Tsunami’s als gevolg van onderzeese massabewegingen Bovenstaand voorbeeld van La Palma op de Canarische eilanden is een voorbeeld van tsunami’s ten gevolge van de gecombineerde werking van vulkanisme, geassocieerde aardbevingen en massabewegingen. Tsunami’s kunnen ook gevormd worden door massabewegingen zonder dat hiervoor noodzakelijk aardbevingen of vulkanen mee gepaard gaan. Ze worden geassocieerd met massale afglijdingen van materiaal langs de continentale helling meestal in de onderzeese canyons. Er is 7000 jaar geleden een catastrofale massabeweging gedocumenteerd (2de Storegga afschuiving) voor de kusten van Noorwegen. Uit de verplaatste massa kon men de mogelijke effecten modelleren. Het gebied voor de Noorse kust is nog altijd niet stabiel en analoge fenomenen kunnen er zich voordoen. Ook voor de Canadese oostkust zijn fenomenen beschreven. Hieronder een uittreksel uit een rapport. Een tsunami kan veroorzaakt worden door elke verstoring die een groot watervolume uit zijn evenwichtspositie verplaatst. In het geval van een aardbeving wordt de waterkolom verstoord door een verhoging of verlaging van de zeebodem. Onderzeese aardverschuivingen, die dikwijls samengaan met grote aardbevingen, evenals instortingen van vulkanen kunnen het water ook verstoren doordat grote grond- en rotsvolumes plots naar beneden schuiven. Een hevige onderzeese vulkaanuitbarsting kan een impulsieve kracht veroorzaken die de waterkolom verheft en een tsunami veroorzaakt. Daartegenover staat dat landverschuivingen en inslagen van kosmische elementen het water van bovenaf verstoren, doordat de energie van neervallend puin wordt overgedragen naar het water waarin het valt.

Eindrapport

Januari 2005

4


1929 Grand Banks Tsunami (Canada) door een onderzeese massabeweging On November 18, 1929, at 17:02 Newfoundland time, an earthquake occurred of the coast of Grand Banks, Newfoundland. A tsunami was triggered by a sub-marine landslide and the earthquake, which had a Richter magnitude of 7.2 with an epicenter of 44.5°N, 56.3°W. The tsunami caused $400,000 in damage and killed 29 people, the highest death toll attributed to an earthquake in Canada. The most damaging factor in this event was the sub-marine landslide. The landslide added to the size of the tsunami and damaged many kilometers of 12 transatlantic telegraph cables. The majority of the monetary damage was due to repair costs of the damaged transatlantic cables. Unaware of the danger coming from the sea, the communities of Burin Peninsula, Newfoundland, suffered heavy damages and loss of 29 people. The tsunami was registered as far as South Carolina and Portugal. In 1952 American scientists from Columbia University put together the pieces of the sequentially broken cables that led to discovery of the landslide and the first documentation of a turbidity current. Scientists are looking at layers of sand believed to be deposited by other tsunamis in an effort to determine the occurrence rates of large earthquakes. One sand layer, thought to be deposited by the 1929 tsunami, at Taylor's Bay was found 13 cm below the turf line. The occurrences of large tsunamis, such as the one in 1929, are dependent upon deposition of sediments offshore because it was the landslide, which made the tsunami so powerful. The deposition of such a large volume of sediments will take awhile before there is enough to for an underwater landslide of size as in 1929. Bij aardverschuivingen worden golven gegenereerd niet alleen in de richting van de verschuiving maar ook in de tegenovergestelde richting. Een verschuiving zuigt het wateroppervlak achter zich naar beneden, en de put in het wateroppervlak leidt tot oscillaties en een reeks golven. Een opmerkelijk verschil in de eigenschappen van een tsunami veroorzaakt door een onderzeese aardbeving en aardverschuiving, is de beweging van de aardbodem. Bij een aardverschuiving beweegt de bodem horizontaal, bij een aardbeving (subductie, gewoonlijk over een gebied van 100 km of meer breed) enkel verticaal. Japanse onderzoekers concluderen hieruit dat de lange golven benadering enkel geldig zou zijn voor tsunami’s t.g.v. aardbevingen en niet bij aardverschuivingen. Bovendien zijn de golven t.g.v. aardbevingen veel meer verspreid in richting (~ omni-directioneel) dan bij aardverschuivingen.

2.1.3 Tsunami’s als gevolg van kosmische inslagen Statistieken over de frequentie van kleine objecten in de ruimte relatief dicht bij de Aarde (Near Earth Objects, NEO’s) vermelden 2000 NEO’s met een diameter groter dan 1000 m, 10.000 NEO’s groter dan 500 m, 300.000 NEO’s groter dan 100 m en 150.000.000 NEO’s groter dan 10 m (met een onzekerheid van 50% op deze aantallen). De willekeurige impact van meteorieten in de wereldzeeën kan gebruikt worden om het risico van een tsunami voor elke kustlijn te berekenen (Bryant, 2001).

Figuur 1 : Kans op een meteorieten-tsunami van verschillende grootten voor enkele kuststeden aan grote oceanen – uit Bryant (2001).

Eindrapport

Januari 2005

5


Voor elke plaats op Aarde is de kans op een inslag van een meteoriet met een diameter van 2 m, 10 m en 25 m respectievelijk 0,049%, 0,00249% en 0,0009%. Deze kansen kunnen geïntegreerd worden voor elk punt langs de kustlijn. Zo is het mogelijk om de kans op tsunami’s van verschillende grootte te berekenen voor een bepaalde kust, rekening houdend met de grootte van de oceaan gelegen voor die kust. Als voorbeeld wordt in figuur 1 de kans voor 6 kuststeden gelegen aan grote oceanen, weergegeven. New York, gelegen aan 0,64x108 km² Atlantische Oceaan waarin een meteoriet kan inslaan, heeft een kans van 0,005% resp. 0,002% op een tsunami met een golfhoogte van 2 m resp. 5 m. Een algemene berekening voor een generieke kustlijn (oceaan voor de kust over 180°, 5 km diep en 6000 km ver) resulteert in een kans van 0,007% resp. 0,003% op een tsunami met een golfhoogte van 2 m resp. 5 m. Er werd ondertussen geologisch aangetoond dat mega-catastrofes te wijten aan meteorietinslagen tot massaal uitsterven van vele soorten aanleiding heeft gegeven. Best bekend voorbeeld is de inslag van een meteoriet met een diameter van een 10-tal kilometer in de buurt van Yucatan Mexico. De inslag gebeurde op het einde van het Krijt (65 miljoen jaar geleden) in een ondiepe zee en heeft het verdwijnen van de dinosauriërs met zich gebracht en talloze andere soorten en de weg vrijgemaakt voor de zoogdieren. Deze inslag is onder meer door Vlaamse onderzoekers zeer goed gedocumenteerd en de afzettingen van de met die inslag gepaard gaande catastrofale tsunami met wereldwijde gevolgen zijn op die wijze identificeerbaar. Met de huidige technieken zal men dergelijke impacts voldoende vooraf kunnen voorspellen maar er iets aan kunnen doen anders dan de catastrofe lijdzaam ondergaan zit er momenteel nog niet in. Dergelijke impacts hebben een terugkeerperiode van 60 tot 100 miljoen jaar.

2.2

Generatie en ontwikkeling van tsunami

Het ontstaan en de ontwikkeling van een tsunami verloopt volgens een aantal fasen, die hieronder worden toegelicht.

Het aardoppervlak bestaat uit losse platen die ten opzichte van elkaar kunnen bewegen. De grenzen van de platen lopen grotendeels door zee. Waar de platen langs elkaar schuren, tegen elkaar botsen of onder elkaar schuiven, treden grote spanningen in de aardkorst op. Als deze spanningen vrijkomen, ontstaan schokgolven die de aardkorst heftig in trilling brengen of een stukje optillen. Op het land zijn deze trillingen voelbaar als een aardbeving. Vindt de beving op de bodem van de zee plaats, dan wordt de energie van de trillende bodem overgebracht op de bovenliggende waterkolom. Meestal zijn alleen trillingen die vrijkomen als een oceanische plaat onder een continentale plaat schuift (subductie) groot genoeg om een tsunami te laten ontstaan. Er is hiervoor een beving nodig met een kracht van minstens 7,5 op de schaal van Richter.

Eindrapport

Januari 2005

6


Door de opname van de kinetische energie van de aardbeving begint ook de waterkolom boven het epicentrum van de beving te trillen. Als gevolg hiervan ontstaat een cirkelvormige rimpeling aan het wateroppervlak. De tophoogte van deze rimpeling bedraagt slechts enkele decimeters tot hooguit een meter, een hoogteverandering die voor schepen nauwelijks merkbaar is. Ondanks de geringe hoogte wordt een groot gebied in beweging gebracht: de rimpeling bevat daardoor zeer veel energie.

Omdat de zwaartekracht aan het omhoog bewegende water trekt, wordt de verticaal gerichte kinetische energie van de aardbeving omgezet in een horizontale beweging: als gevolg hiervan, en door nieuwe trillingen die door de aarde aan het water worden doorgegeven, splitst de ontstane rimpeling zich op in meerdere golven, die zich van het epicentrum van de beving verwijderen. De golven hebben dezelfde kringvorm en vertonen hetzelfde gedrag als de kringen die ontstaan als men een steen in een vijver gooit.

Eindrapport

Januari 2005

7


De golven verwijderen zich met hoge snelheid van het epicentrum van de beving, maar de snelheden zijn niet overal even groot. In het algemeen geldt dat golven die zich over diep water verplaatsen een grotere snelheid hebben dan golven die zich over ondiep water verplaatsen. De tsunamigolf die in de richting van de open oceaan gaat, verwijdert zich dus sneller van het epicentrum dan de tsunamigolf die zich in de richting van de kust verplaatst. Deze golf reist immers over de steeds ondieper wordende continentale plaat en zal onderweg meer weerstand ondervinden, waardoor zijn snelheid steeds meer afneemt. De voortplantingssnelheid van de golf is wiskundig te berekenen. In het algemeen geldt dat de snelheid waarmee de golf zich verplaatst gelijk is aan de wortel van het produkt van de waterdiepte en de valversnelling. Als de waterdiepte 4000 m is, zal de tsunami met een snelheid van ongeveer 710 km/u over het wateroppervlak rollen (4000 x 9,81 = 39240 m²/s² ; wortel 39240 = 198 m/s x 3,6 = 713 km/u); de golf die vlak bij de kust op een waterdiepte stuit van 20 m zal zich nog maar met een snelheid van ongeveer 50 km/u verplaatsen.

Zodra de tsunami de ondiepe kustzone nadert, begint bodemwrijving een rol te spelen. De voorkant van de golf wordt afgeremd door de weerstand die hij van de oplopende bodem ondervindt, terwijl de achterkant van de golf nog de volledige snelheid heeft. Hierdoor wordt de golf in elkaar gedrukt. Het water kan nog maar één kant op: omhoog. De tophoogte van de golf zal plotseling sterk toenemen.

De laatste honderden meters voor de kust neemt de waterdiepte snel af, waardoor de voortrollende watermassa nog meer weerstand ondervindt. De oplopende kustlijn remt de voorkant van de golf steeds meer in zijn beweging, terwijl de achterkant, die zich in dieper water bevindt, met grotere snelheid kan blijven doorrollen. Op een gegeven moment loopt de achterkant van de golf als het ware tegen de voorkant op, waardoor de golf nog verder in hoogte toeneemt. Het klimmen van de golf veroorzaakt zuiging aan de voorkant, waardoor zeewater dat zich tussen de tsunami en de kust bevindt in de golf omhoog wordt getrokken. De kustlijn trekt zich nu in korte tijd tientallen tot honderden meters terug. Even lijkt het eb te worden, een situatie die een minuut of tien kan duren.

Eindrapport

Januari 2005

8


Als de supergolf uiteindelijk de kust bereikt, rolt hij als een muur van water over het land heen, alles verwoestend wat hij op zijn weg tegenkomt. Wie deze enorm krachtige golf overleeft, is nog niet in veiligheid, omdat het water zich met evenveel kracht als het gekomen is ook weer terugtrekt in zee. Tegen de zuigende werking van het water is vrijwel niets bestand. Bovendien komen achter de eerste krachtige golf meerdere tsunamigolven aan die nog krachtiger kunnen zijn.

2.3

Golven en golfvoortplanting

Een tsunami is geen eenlinggolf maar een golftrein met meerdere (tot een 10-tal) golven. De golfperiode van dergelijke golven kan variëren van 10 minuten en 2 uur. In een waterdiepte van grootte-orde 4000 m is de golflengte 100 à 1000 km. Omdat de verhouding van de waterdiepte tot de golflengte zeer klein is, is dit een ondiepwatergolf. Hun voortplantingssnelheid is gelijk aan

g• h

(de wortel uit het product van de valversnelling g (9,8 m/s²) en de waterdiepte h). In diezelfde waterdiepte van grootte-orde 4000 m is de voortplantingssnelheid dus ongeveer 700 km/u. Doordat de snelheid waaraan een golf haar energie verliest omgekeerd evenredig is met haar golflengte, kunnen tsunami’s ook zeer grote afstanden afleggen (b.v. een oceaan oversteken) met een zeer beperkt energieverlies. Al deze cijfers zijn vele malen groter dan bij de klassieke windgolven met een golfperiode van b.v. 10 s, een golflengte van b.v. 120 m en een voortplantingssnelheid van b.v. 50 km/u. Wanneer een tsunami vanuit het diepe water in de oceaan het ondiepere water nabij een kust bereikt, vertraagt ze. De energieflux, die zowel van de golfsnelheid als van de golfhoogte afhangt, blijft nagenoeg constant. Bij gevolg neemt de golfhoogte toe wanneer de snelheid afneemt. Door dit effect (shoaling) kan een tsunami tot enkele meters toenemen in het ondiepere water. Zoals andere golven beginnen tsunami’s energie te verliezen wanneer zij de kust naderen : een deel van de energie reflecteert terwijl de rest gedissipeerd wordt door bodemwrijving en turbulentie. Ondanks deze verliezen bereiken tsunami’s de kust met enorme hoeveelheden energie, en hebben ze een groot potentieel in erosie, afslaan van stranden en ondermijnen van bomen en vegetatie. Het snelstromende water kan huizen en andere bouwwerken aan de kust vernielen. Als algemene regel kan gesteld worden dat tsunami’s met een grote golfperiode, gegenereerd door grote bronnen zoals grote aardbevingen over honderden kilometers, zich zullen voortplanten en schade zullen veroorzaken over grotere afstanden van de bron dan equivalente tsunami’s (gelijke energie) met een kleinere golfperiode, gegenereerd door kleinere bronnen zoals aardverschuivingen en meteorieten. Dit betekent echter geenszins dat deze laatste enkel lokaal van betekenis zijn.

2.4

Run-up en run-in

De grootte van het landinwaarts gebied dat ten gevolge van een tsunami overstroomt, varieert naargelang de golfhoogte en golflengte aan de kust en de lokale topografie.

Eindrapport

Januari 2005

9


Bij steile kusten wordt de zone best uitgedrukt in functie van run-up, gedefinieerd als de maximale hoogte van de golftop boven een gemiddelde waterstand. Bij flauwere kusten (~ hellingen < 10 %) en in vlakke kustgebieden is de maximale breedte van de zone, de zogenaamde run-in, beter geschikt. De bepalende factor voor run-up is voornamelijk de golfhoogte H0 ter plaatse van de oorspronkelijke kustlijn. De maximale run-up hoogte kan benaderd worden door volgende formule (Bryant, 2001) :

Rumax = k • cot(β) • H10,25 met :

Rumax H0 β k

= = = =

maximale run-up hoogte, golfhoogte ter plaatse van de oorspronkelijke kustlijn, helling van de kustvlakte, constante.

Wanneer de tsunamigolf de vorm van een eenlinggolf aanneemt (dit gebeurt in ondieper water omdat een tsunamigolf een ondiepwatergolf is), is de coëfficiënt k gelijk aan 2,83. Wanneer de tsunamigolf voorafgegaan wordt door een golfdal, wordt van een N-golf gesproken. Hiervoor is de coëfficiënt k gelijk aan 3,86. Wanneer de N-golf nog wordt voorafgegaan door een kleinere golf spreekt men van een dubbele N-golf en is de coëfficiënt k gelijk aan 4,55. De run-up hoogte van een tsunami hangt verder ook af van de topografie van de kust, diffractie, golfresonantie en invallende golfenergie die wordt gevangen door gerefracteerde of gereflecteerde golven van de kust. Bovendien zijn al deze processen nog eens gevoelig aan variaties over de kustlijn. Zo kan de run-up hoogte sterk variëren langsheen een kustlijn (b.v. een factor 4 verschil over enkele kilometer kustlijn). Bij vlakke kustgebieden hangt de run-in minder af van de topografie en meer van de terreineigenschappen, met name de karakteristieken van de obstakels voor het snelstromende water. De run-in afstand kan uitgedrukt worden met behulp van een ruwheidscoëfficiënt :

X max met :

Xmax H0 n

H04 / 3 = 0,06 • n²

= run-in afstand = golfhoogte ter plaatse van de oorspronkelijke kustlijn = ruwheidscoëfficiënt voor het oppervlak (zie tabel)

Terrein type Vlakke modder, ijs, open onbebouwde velden Bebouwde gebieden (gebruikelijk) Bebouwde gebieden (stadskernen met hoge gebouwen) Bossen, oerwouden, ruwe lavastromen

Ruwheids-coëfficiënt

Xmax voor H0 = 10 m

Xmax voor H0 = 50 m

0,015

5700 m

48 km

0,035

1050 m

9 km

0,110

100 m

1 km

0,070

260 m

2 km

Het kan opgemerkt worden dat de ruwheidscoëfficiënt aantoont dat de afstand merkelijk afneemt voor de golven die groot zijn in verhouding tot de obstakels op hun pad. Anderzijds is enige voorzichtigheid geboden omdat er indicaties zijn over het feit dat een eerste tsunamigolf soms de obstakels uit de weg ruimt voor een tweede tsunamigolf waardoor de ruwheidscoëfficiënt merkelijk afneemt. Ook de lange golven van een tsunami kunnen refracteren, diffracteren, reflecteren en interfereren zoals gewone windgolven. Daardoor kunnen b.v. verschillende golftoppen samenvallen aan de achterzijde van een eiland en zodoende een nog hogere golftop creëren. De effecten van deze 4 fenomenen variëren in grote mate naargelang de topografie van de kustlijn en de zeebodem. Het mogelijks gezamenlijk optreden maakt een evaluatie van tsunami’s langs een kust nog veel complexer dan het al is.

Eindrapport

Januari 2005

10


Aan de kust zelf kan een tsunami zich voordoen als een snel stijgend of dalend getij, als een reeks brekende golven of zelfs als een muur van water. Een tsunami veroorzaakt schade door verschillende mechanismen : losse objecten drijven weg, vaste objecten worden losgerukt door hun drijfvermogen bij onderdompeling, hydrostatische drukken op vaste objecten, enorme stromingen op de overstroomde gebieden en vlak voor de kust met sterke erosie en onmogelijke scheepvaart tot gevolg, hydrodynamische krachten, impacten met alle losgeslagen objecten, …

Eindrapport

Januari 2005

11


3 TSUNAMI IN BELGIË

3.1

Atlantische Oceaan

De meeste tsunami’s worden gegenereerd door ondiepe aardbevingen in subductiezones. De enige subductiezones rond de Atlantische Oceaan zijn de Puerto Rico Trench en de Antilles subductiezone rond de Caraïben en de South Sandwich Trench ten zuiden van Zuid-Afrika (zie figuur B3). Deze subductiezones zijn allebei kleiner en minder actief dan diegene rond de Stille Oceaan, dus de Atlantische Oceaan heeft veel minder tsunami’s. De geregistreerde tsunami’s ten gevolge van subductie vonden plaats op het Amerikaanse continent. Er loopt weliswaar een breuklijn door de Atlantische Oceaan tussen twee tektonische platen, de Noord-Amerikaanse plaat en de Euraziatische plaat. Deze platen schuiven niet over elkaar heen maar langzaam uit elkaar. Daardoor kunnen ook aardbevingen ontstaan, maar die zijn in de regel vele magnitudes kleiner dan aardbevingen bij schurende platen (subductie). De geologische activiteiten langs de mid-Atlantische rug worden gewoonlijk geassocieerd met het vrijkomen van vulkanisch gesteente. In deze omstandigheden gebeuren de geologische processen meestal voldoende traag, te traag om een tsunami te kunnen genereren. Deze visie wordt verder onderbouwd doordat bij het ontstaan van nieuwe vulkanische eilanden ten zuiden van IJsland geen tsunami werd gegenereerd. De bekendste Atlantische tsunami werd gegenereerd door een aardbeving buiten een subductiezone. De Gorringe Bank is een onderzeese rug voor de kust van Portugal die omhooggeduwd wordt door de noordwaartse beweging van de Afrikaanse plaat tegen de Euraziatische plaat (er is convergentie tussen deze platen, maar de dichtstbijzijnde echte subductie is verder oostwaarts gelegen, onder Italië). Op 1 november 1755 vernietigde een aardbeving in de Gorringe Bank met een kracht van 8,6 grote delen van Lissabon. Enkele minuten na de aardbeving kwam de tsunami : 3 grote golven, meer dan 10 m hoog, overspoelden de stad. De tsunami bereikte de kusten van de Britse eilanden enkele uren later ; in Newlyn (Zuidwest-Engeland) steeg de waterstand met meer dan 3 m in 10 minuten tijd. De golven veroorzaakten ook aanzienlijke schade in Spanje, Noord-Afrika, de Azoren, Madeira en de Canarische eilanden. Minder schade trad op tot in Ierland en West-Indië. In de Atlantische Oceaan hebben ook tsunami’s ten gevolge van aardverschuivingen plaatsgevonden. De meest recente was in 1929 in Noord-Amerika (zie 2.1.2) Er bestaan tegenstrijdige bewijzen over het feit of een tsunami de Atlantische Oceaan kan oversteken. Van de 3 belangrijkste tsunami’s in de Atlantische Oceaan (Newfoundland, aardbeving en onderzeese aardverschuiving (1929) ; Lissabon, aardbeving (1755) ; Storrega, aardverschuiving (5000 v.C.)) is slechts 1 de oceaan overgestoken (1755, met een lichte deining in de Caraïben tot gevolg), de andere 2 niet. Interessant is wel dat het in 1755 om een onderzeese aardbeving ging, de andere 2 hadden in principe te maken met een onderzeese aardverschuiving. Voor tsunami’s als gevolg van kosmische inslagen wordt verwezen naar paragraaf 2.1.3.

3.2

Noordzee

Er dient rekening gehouden met verschillende aspecten wanneer men wil weten hoe tsunami’s vanuit de Atlantische Oceaan zich op de Noordzee voortplanten. Enerzijds is er de overgang van de Atlantische Oceaan naar het continentaal plat, anderzijds is er de voortplanting in de Noordzee zelf. Een tsunamigolf is een lange golf (net zoals een getijgolf er één is). Lange golven reflecteren in belangrijke mate wanneer ze een obstakel tegenkomen, zoals bijvoorbeeld de shelf break bij de overgang van de Atlantische Oceaan naar het continentaal plat. Zij h1 de oceaandiepte, waarin de voortplantingssnelheid van de golf wordt gegeven door c1 =

g • h 1 en de golflengte door L1. De shelf

break betekent dan een plotse overgang van een diepte h1 naar een diepte h2 van het continentaal

Eindrapport

Januari 2005

12


plat, waardoor de voortplantingssnelheid van de golf plots vermindert tot c2 =

g • h 2 en de golfleng-

te reduceert tot L2. Uit een beschouwing (Van Rijn, 1994) van massabehoud en continuïteit van het wateroppervlak ter hoogte van de plotse verondieping (shelf break) kan men de volgende verbanden afleiden tussen de golfhoogte Hi van de invallende golf, de golfhoogte Hr van de gereflecteerde golf en de golfhoogte Ht van de doorgelaten (= transmissie) golf :

 c − c2  Hr = Hi  1   c1 + c 2   2c1  Ht = Hi    c1 + c 2  Vermits de energie (per oppervlakte-eenheid) van een lange oscillerende golf evenredig is met het kwadraat van de golfhoogte en met de golflengte, kan men de volgende verbanden afleiden tussen de energie van de invallende golf Ei, de gereflecteerde energie Er en de doorgelaten energie Et :

H E r =  r  Hi  H E t =  r  H i 

2

  E i  2  H  2  h  L2  E i =  r   2  L  H i   h1  1  

  

0. 5

 E i  

In het geval van een oceaandiepte h1 ≈ 2000 m en een diepte van de shelf h2 ≈ 200 m, leiden bovenstaande uitdrukkingen tot volgende grootte-ordes : Hr = 0,52 Hi Ht = 1,52 Hi Er = 0,27 Ei Et = 0,73 Ei. In dit geval wordt dus 73% van de invallende energie doorgelaten, waarbij de golflengte wel gereduceerd wordt met een factor 0,32 maar de golfhoogte toeneemt met 52 %. Wat de voortplanting in de Noordzee betreft, worden hieronder kort de resultaten van modelberekeningen weergegeven voor het effect van tsunami’s op de Belgische kust. Deze berekeningen zijn uitgevoerd met de computermodellen beschikbaar op het Waterbouwkundig Laboratorium. De randen van het model liggen in de buurt van de 200 m dieptelijn. De resultaten voor de Belgische kust worden berekend bij een waterdiepte van 10 à 15 m. Om het effect van de tsunami te isoleren is er bij de simulaties geen rekening gehouden met het getij of invloeden van weersomstandigheden. Onderstaand worden de situatie voor een vanuit het noorden inkomende tsunami (tussen het Verenigd Koninkrijk en Noorwegen) en de situatie voor een vanuit het zuiden inkomende tsunami (via het Kanaal) afzonderlijk besproken. In beide gevallen treedt een tsunami van zo’n negentig minuten op aan onze kust. In figuur 2 is het waterstandsverloop voor een drietal plaatsen langs de Belgische kust (Nieuwpoort, Oostende en Zeebrugge) weergegeven voor een tsunami die met een hoogte van 1 m (gemodelleerd als een golf zonder golfdal waarvan de golftop zich 1 m boven het zeeniveau verheft) de noordelijke rand van de Noordzee is binnengekomen. Een hoogte van 1 m is een realistische schatting van een tsunami vanuit het noorden van de Atlantische Oceaan.

Eindrapport

Januari 2005

13


Figuur 2 : Waterstandsverloop bij Nieuwpoort (blauw), Oostende (groen) en Zeebrugge (rood). De tijd is gemeten ten opzichte van het ogenblik dat de tsunami de noordelijke rand van de Noordzee passeerde.

Uit de resultaten blijkt dat de maximale waterstandsverhoging langs de Belgische kust ongeveer 70 cm bedraagt. De tsunami wordt onderweg sterk gedempt, en groeit dus niet uit tot een metershoge golf aan onze kust. Deze demping is voor een belangrijk deel het gevolg van het feit dat de tsunami zich eerst over grote afstand (ca. 1000 km) door de ondiepe Noordzee moet voortplanten. Deze resultaten komen goed overeen met simulaties van tsunami’s aan de Nederlandse kust (Bijl, 1993), waar waterstandsverhogingen van 1 à 1,5 m werden berekend. In figuur 3 zijn de resultaten weergegeven voor het waterstandsverloop bij Nieuwpoort, waar de grootste waterstandsverhoging langs de Belgische kust optreedt. Naast een tsunami met een aanvangshoogte van 1 m (opgelegd ter hoogte van Bretagne) zijn ook golven met een hoogte van 5 m en 10 m bekeken. Dit laatste is gedaan in een poging om het effect van een mega-tsunami te kunnen inschatten. Een dergelijke mega-tsunami kan mogelijks optreden als een deel van het eiland Las Palmas abrupt in zee zou schuiven door een vulkaanuitbarsting.

Figuur 3 : Waterstandsverloop bij Nieuwpoort voor een tsunami uit het zuiden met een amplitude van 1 meter (blauw), 5 meter (groen) en 10 meter (rood).

Eindrapport

Januari 2005

14


Aan de hand van de tsunami met een hoogte van 1 m is te zien dat de golf vanuit het zuiden nog sterker gedempt wordt dan die uit het noorden : de maximale waterstandsverhoging (38 cm) is bijna twee keer zo klein. Mogelijk hangt dit samen met het feit dat door de sterke vernauwing van het Kanaal een belangrijk deel van de golfenergie door reflectie aan de Engelse en Franse kust verdwijnt vooraleer de tsunami de Belgische kust nadert (Bijl, 1993). Ook de hogere golven vanuit het zuiden worden sterk gedempt, waarbij de maximale waterstandsverhoging bij Nieuwpoort niet groter dan 2 m lijkt te worden. Bovenstaande resultaten werden uitgerekend zonder rekening te houden met het effect van het getij. Uit de resultaten van Bijl (1993) voor een tsunami uit noordelijke richting volgt echter dat het effect van getij langs de Nederlandse kust vrijwel overal tot een daling van de maximale waterstandsverhoging leidt. Aan de zuidelijke rand van de Nederlandse kust (Vlissingen) bedraagt deze verlaging ca. 25 cm. Indien men de resultaten van Bijl (1993) voor de Nederlandse kust als indicatie neemt voor België, dan lijken zij dus te wijzen op een verlaging van de maximale waterstandsverhoging. De resultaten van deze berekeningen zijn gelijklopend met het standpunt van de Nederlandse seismoloog Van Eck van het KNMI. Volgens hem is de kans dat Nederland (en België) ooit door een grote tsunami worden overspoeld, zeer onwaarschijnlijk. De kans op een vloedgolf is uiterst klein, maar niet voor honderd procent uit te sluiten. Zelfs indien er een grote tsumani op de Atlantische Oceaan ontstaat, zal Nederland (en België) volgens Van Eck daar weinig schade van ondervinden. De Noordzee is vrij ondiep en daardoor verliest de vloedgolf veel energie wanneer die de Noordzee bereikt. Om kwalitatief een gevoel te krijgen wat een tsunamigolf van 2 m (op een waterdiepte van 10 à 15 m) kan betekenen voor de Westerschelde, kan als referentiepunt gedacht worden aan de ergste stormvloed die tot op heden is opgetekend. Een tsunamigolf en een stormopzet hebben een verschillende oorsprong maar zijn 2 natuurverschijnselen die gedurende langere tijd aanhouden. In februari 1953 bedroeg de stormopzet bij hoogwater in Vlissingen 2,5 m en de stormopzet bij hoogwater in Antwerpen 2,79 m. In eerste benadering lijkt een mogelijke golfhoogte van een tsunami dus van dezelfde grootte-orde als de stormopzet van 1953. De risico’s en de gevolgen, zowel aan de kust als in de rivier, zijn natuurlijk minder groot wanneer de tsunamigolf niet samenvalt met het tijdstip van hoogwater. Een tsunami die ten noorden van de Britse eilanden of ter hoogte van Noorwegen wordt opgewekt, kan door de Noordzee België bereiken. De vraag moet dus gesteld welke mogelijke oorzaken in de regio effectief een bedreiging kunnen zijn. Zoals hierboven reeds toegelicht is het gevaar uit het noorden vooral het ontstaan van afschuivingen op de continentale helling tussen Noord-Engeland en Noorwegen en voor de kusten van Noorwegen. Ondergeschikte oorzaak kunnen onderzeese aardbevingen zijn ter hoogte van de mid-oceanische rug of zeer intensief vulkanisme met massabewegingen in de zeer actieve zone rond IJsland. Hoewel de kans op voorkomen van een significante aardbeving in de Noordzee zelf relatief gering is, blijkt uit het geologische overzicht dat gezien de Noordzee grotendeels overeenkomt met het verlengde van de Rijnslenk, dat er zich in de ondergrond van de Noordzee breuken bevinden en dat verplaatsingen niet uit te sluiten zijn.

Eindrapport

Januari 2005

15


4 CONCLUSIES EN AANBEVELINGEN

In deze nota is aangetoond dat het risico voor een tsunami aan de Belgische kust zéér klein is en dat bovendien de mogelijke tsunamigolven aan de kustlijn relatief beperkt zijn in hoogte. Een aardbeving in de Noordzee zelf is niet helemaal uit te sluiten maar de kans op voorkomen van een significante aardbeving is uiterst gering. Mogelijke oorzaken voor een tsunami vanuit het noorden van de Noordzee kunnen zijn afschuivingen op de continentale helling tussen Noord-Engeland en Noorwegen en voor de kusten van Noorwegen of eventueel onderzeese aardbevingen ter hoogte van de mid-oceanische rug of zeer intensief vulkanisme met massabewegingen in de zeer actieve zone rond IJsland. In de Noord-Atlantische Oceaan zijn geen subductiezones waar een aardbeving met een voldoend grote magnitude een tsunami kan genereren. De geologische processen (vrijkomen van vulkanisch gesteente ) langs de mid-Atlantische rug gebeuren meestal te traag om een tsunami te kunnen genereren.. In de veronderstelling dat aan de noordrand van het continentaal plat (op ± 200 m diepte) een tsunami van 1 m hoog zou kunnen gegenereerd worden, leveren berekeningen een maximale waterstandsverhoging langs de Belgische kust van ongeveer 70 cm (op een waterdiepte van 10 à 15 m). De tsunamigolf groeit niet tot een metershoge golf maar wordt door de ondiepe Noordzee in belangrijke mate gedempt. In de veronderstelling dat aan de zuidrand van het continentaal plat (op ± 200 m diepte) een tsunami van 1 m hoog zou kunnen gegenereerd worden, leveren berekeningen een maximale waterstandsverhoging langs de Belgische kust van ongeveer 38 cm (op een waterdiepte van 10 à 15 m). Door de vernauwing van het Kanaal verdwijnt een belangrijk deel van de golfenergie en de tsunamigolf groeit dus niet tot een metershoge golf. Met betrekking tot het risico van een mega-tsunami, die misschien ooit zou kunnen veroorzaakt worden door een vulkaan op de Canarische Eilanden, volgt uit de berekeningen dat ook grotere golven vanuit het zuiden sterk worden gedempt met een maximale waterstandsverhoging langs de Belgische kust van ongeveer 2 m. Met betrekking tot tsunami’s veroorzaakt door meteorieten, resulteert een algemene berekening voor een generieke kustlijn (oceaan voor de kust over 180°, 5 km diep en 6000 km ver) in een kans van 0,007% (≈ 1 op 15.000 jaar) op een tsunami met een golfhoogte van 2 m. Vermits de Noordzee afgeschermd ligt van de oceaan, en bovendien een zeer groot continentaal plat is, is dit risico voor België nog vele malen kleiner. Op basis van deze quick-scan, en rekening houdend met de kans en de onzekerheden, kan tenslotte gesteld worden dat een potentiële tsunami aan de Belgische kust minder risico inhoudt dan andere effecten zoals extreme meteorologische omstandigheden.

Eindrapport

Januari 2005

16


Deze conclusies zijn het resultaat van een korte verkennende studie over tsunami’s. Het verdient aanbeveling dat de landen rond de Noordzee samen deze problematiek verder bestuderen en desgevallend een diepgaand gemeenschappelijk onderzoek uitvoeren om de risico’s van een tsunami te evalueren.

Borgerhout, januari 2005

ir. Marc Willems Projectingenieur

dr. George Schramkowski Projectingenieur

dr. ir. Tom De Mulder Projectingenieur

dr. Frank Mostaert Afdelingshoofd

Eindrapport

Januari 2005

17


REFERENTIES

Berninghausen W.H. (1968). Tsunamis and seismic seiches reported from the western north and south Atlantic and the coastal waters of northwestern Europe, Informal Report No.68-85, Naval Oceanographic Office, Washington, D.C., U.S.A., 49 p. Bijl W. (1993). Tsunamigolven in het Noordzeegebied, T.U.Delft, 62 p. Bryant E. (2001). Tsunami The Underrated Hazard, Cambridge University Press, ISBN 0521772443. Dawson A.G. (2000). Tsunami risk in the Northeast Atlantic region [WWW], Natural Environment Research Council, Coventry University and University College London : http://www.nerc-bas.ac.uk/tsunami-risks/html/HSE1.htm [11/01/2005]. Lumsden G. I., Ed. (1992). Geology and the Environment in Western Europe, Clarendon Press, Oxford, 325 p. Lutgens F. K. and Tarbruck E. J. (1989). Essentials of Geology, Merril Publishing Company, 378 p. Mostaert, F. (2001). Geologie van het Quartair, lesnota's bij de cursus Quartairgeologie aan de Universiteit Gent, 133 p. Mostaert, F. (2003). Geologie en Fysica van de aardbol – academiejaar 2003-2004, Limburgs Universitair Centrum, 2 delen: 199 p. (cursus) en 65 p. (practicum). Van Andel Tjeerd H. (1994). New Views on an Old Planet - A History of Global Change, Second edition, Cambridge University Press, 439 p. Van Rijn L.C. (1994). Principles of fluid flow and surface waves in rivers, estuaries, seas and oceans, Aqua Publications. Wicander R. and Monroe J. S. (1995). Essentials of Geology, West Publishing Company, 428 p.

Eindrapport

Januari 2005

18


BIJLAGE A : DODELIJKE TSUNAMI’S

Onderstaande tabel geeft een overzicht van een aantal tsunami’s met meer dan 2000 dodelijke slachtoffers. Twee gebeurtenissen in Europa zijn gemarkeerd. Deze tabel werd opgemaakt op basis van de gegevens op http://en.wikipedia.org/wiki/Death_toll#Tsunami (Wikipedia is een zgn. vrije encyclopedie op het internet) en http://www.prh.noaa.gov/itic/library/about_tsu/worldbook_tsunami.pdf (U.S. National Oceanic & Atmospheric Administration). Volgende bronnen liggen o.a. aan de basis van deze gegevens : United Nations Educational, Scientific and Cultural Organisation ; International Tsunami Information Center; Russian Academy of Sciences Tsunami Laboratory ; U.S. National Geophysical Data Center.

Eindrapport

Januari 2005

Bijlage A p. 1


(*) (+)

Jaar

Dodentol

Plaats (*)

1293

23.024 (+)

1341

2.600

Jusanko, Aomori, Japan

1498

31.000

Nankaido Region, Japan

1570

2.000

Southern coast, Chile

1605

3.862

Enshunada (Shizuoka Prefecture), Japan

1605

5.000


1611

5.000

Sanriku Region, Japan

1674

4.487

Banda Sea, Indonesia

1687

5.000 (+)

1692

2.000

Jamaica

1703

5.233

Southwestern Boso Peninsula, Japan

1703

100.000

1707

4.900

Enshunada, Japan

1707

30.000


1741

14.810

West Hokkaido Island, Japan

1746

3.800

Lima, Peru

1755

100.000

Lissabon earthquake & tsunami, Portugal

1771

13.486

Ryukyu Islands, Japan

1782

40.000 (+)

1792

15.030

Southwest Kyushu Island, Japan

1826

27.000

Japan

1854

3.000


1854

5.000

Enshunada, Japan

1868

25.674

Northern Chile

1883

36.000

Krakatau, South Java Sea, Indonesia

1896

26.360


1899

3.620

Banda Sea, Indonesia

1908

70.000

Messina, Italy

1923

2.144

Sagami Bay, Japan

1933

3.000


1945

2.306 (+)

1952

2.336

Southeast Kamchatka Peninsula, Russia

1960

2.000

Great Chilean Earthquake, Chili

1976

8.000

Moro Gulf, Mindanao, Philippines

1992

2.200

Flores Island, Indonesia

1998

2.182

Sagami Bay, Japan

Lima, Peru

Awa, Japan

South China Sea, Taiwan

Mikawa Bay (Aichi Prefecture), Japan

Aitape, north coast of Papua New Guinea Indian Ocean earthquake with tsunami, 2004 > 175.000 (I d i I di S i L k Th il d S li M De plaatsnaam kan zowel verwijzen naar de oorsprong van de tsunami als naar de kust die getroffen )werd. Aantal doden zowel van de tsunami als van de aardbeving.

Eindrapport

Januari 2005

Bijlage A p. 2


BIJLAGE B : PLATENTEKTONIEK EN AARDBEVINGEN

Het voorkomen van aardbevingen is volledig geconditioneerd door de zogenaamde platentektoniek. Hieronder een korte theoretische inleiding over aardbevingen en meer in het bijzonder die aardbevingen die tsunami’s kunnen veroorzaken. De aardbol heeft een driedelige opbouw op basis van de samenstelling. In het centrum komt de kern voor die wordt omgeven door de mantel, die op haar beurt door de korst wordt omsloten. De kern : vooral uit ijzer en verder onder te verdelen in : -

de vaste interne kern (5100 km tot 6371 km diep) bij 5000 °C, en de externe vloeibare kern (uit ijzer en zwavel) met vloeistoffenstromen die het magnetisch veld van de aarde induceren (2900 km tot 5100 km diep) bij 3200° C.

De mantel : uit silicaten en oxiden (Mg, Fe, Al, Si, O), onder te verdelen in : -

de rigide kristallijne onderste mantel (700 km tot 2900 km diep) bij 1900° C, en de bovenste mantel, bovenaan gedeeltelijk gesmolten en smeedbaar met grote convectiecellen (tussen 30 km en 700 km diep). De korst : rigide, breekbaar en zeer dun buitenste deel van de aardbol bestaande uit gesteenten met relatief geringe dichtheid. Onder de oceaan slechts 5 km dik en bestaande uit gesteenten met iets hogere dichtheid dan onder de continenten (gemiddeld 30 km dik). Een enigszins andere indeling voor het buitenste gedeelte van de aardbol (de mantel en de korst) is gebaseerd op de fysische karakteristieken en wordt vrij algemeen gehanteerd : De lithosfeer : deze bestaat uit de gesteenten (hard en elastisch) van de korst en de bovenste mantel, gemiddeld 100 km dik. De asthenosfeer : een meer buigzaam (zacht en plastisch) gedeelte van de boven mantel gelegen onder de lithosfeer. Deze strekt zich uit vanaf een diepte van 80 tot 200 km tot een diepte variërend tussen 350 en 500 km. De mesosfeer : dit is de rest van de mantel die bestaat weer uit meer vaste en minder plastische materie en strekt zich uit tussen 350 à 500 km diepte tot 2900 km.

A B’ B” C’ C” 1 2

de rigide lithosfeer met bovenaan de korst en eronder het bovenste deel van de boven mantel bovenste mantel met bovenaan de asthenosfeer onderste mantel vloeibare buitenste kern interne vaste kern Spreidingsrug (zoals de mid-oceanische rug in de Atlantische Oceaan, een potentieel aardbevingsgebied) Subductiezone (zoals het gebied ten zuidwesten en zuiden van Sumatra en andere Indonesische eilanden waar de tsunami heeft plaatsgegrepen) Figuur B1 : Doorsnede van de aarde - gebaseerd op Lumsden (1992).

Eindrapport

Januari 2005

Bijlage B p. 1


Zowel inwendige als uitwendige krachten oefenen hun werking uit op de aardkorst. Men kan zich de aardmantel voorstellen als een taai vloeibare hete massa. Door de hitte, vooral gegenereerd door nucleaire reacties in de kern van de aarde, ontstaan dank zij het plastische karakter van de mantel zeer trage convectiestromingen. Boven warmtebronnen in de kern stijgt de taaie mantelmassa, elders daalt ze dan weer. De lithosfeer, die bovendrijft omdat hij lichter is, wordt door deze stromingen meegesleurd. Hierdoor wordt deze in grote stukken opgebroken, de platen, die zich bewegen als afzonderlijke schollen. De snelheid van de bewegende platen is met de hedendaagse technieken meetbaar en varieert meestal tussen 3 en 10 cm per jaar, met een maximum van 20 cm per jaar. De lithosfeer wordt op bepaalde plaatsen uiteengereten en opengescheurd. Hierdoor vermindert de statische druk, verlaagt de inwendige gasspanning en verlaagt aldus het smeltpunt van de onderliggende mantelmaterie waardoor deze vloeibaar wordt (magma). Dit magma welt dan naar boven, koelt af, stolt, en sluit aan bij de twee zich van elkaar verwijderende schollen die dus aangroeien. Aldus gevormde korst is relatief zwaar omdat haar samenstelling vergelijkbaar is met die van de mantel. Daardoor komt dit soort korst voor op de laagst gelegen plaatsen van het aardoppervlak, bedekt door oceanen. Ze wordt dan ook oceanische korst genoemd. De wegdrijvende stukken lithosfeer worden elders tegen mekaar aan gestuwd. Uiteindelijk zal de lithosfeer daar doorknappen en ontstaan er grote breuklijnen waarlangs één van de twee platen onder de andere duikt. De onderduikende gesteenten komen terecht in de hete mantel en worden gedeeltelijk hersmolten. Deze hersmolten korst bestaat uit iets lichtere fractie dan de omgevende mantel en zo ontstaat magma dat ontsnapt via vulkaanpijpen naar het oppervlak, dwars doorheen de overschuivende plaat. Dit gaat gepaard met aardbevingen. De vulkanische gesteenten die aldus ontstaan zijn lichter dan die van de oceanische korst. De overschuivende plaat wordt geplooid, samengeperst, gebroken en opgehoopt, en vormt lokaal een bijzonder dik stuk aardkorst dat, onder meer omwille van de lagere dichtheid, boven het zeeoppervlak uitsteekt. Dit worden dan de continenten, en aardkorst van dit type wordt dan ook continentale korst genoemd. Omdat de oceanische korst altijd onder lichtere continentale korst duikt, kunnen volledige schollen oceanische korst weer in de mantel verdwijnen zodat uiteindelijk twee stukken continentale korst mekaar ontmoeten en tot één groter continent uitgroeien. Als deze fenomenen zich herhalen, ontstaan continenten met een zeer ingewikkelde geologische structuur. Deze continenten hoeven niet te blijven bestaan, want het thermisch dynamische karakter van de mantel kan het patroon van de convectiestromingen wijzigen. Aldus kunnen continenten opnieuw in stukken uiteengereten worden en zijn nieuwe configuraties mogelijk. En dit is in de aardgeschiedenis tientallen keren gebeurd. Al deze bewegingen verlopen volgens menselijke begrippen uiterst traag. Aardbevingen en vulkaanuitbarstingen bewijzen echter dat het proces nog altijd gaande is. De verdeling van oceanische en continentale korst bepaalt waar het water van de oceanen zich bevindt, waar de continenten liggen en hoe ze er uitzien. Een meer gedetailleerde meer wetenschappelijke benadering van de theorie van de platentektoniek noodzaakt de kennis van enkele basisbegrippen van het landschap van de oceaanbodem en de rand van de continenten (figuur B2) : - continentaal plat :

ondiepe zee tussen continent en oceaan (= shelf),

- continentale helling :

tussen shelf en oceaanbodem, met geringe helling van enkele graden, met onderzeese canyons, waar turbidieten worden afgezet,

- eilandenbogen :

opgelijnde reeks vulkanische of sedimentaire eilanden in de omgeving van onderduikende platen,

- diepzeetrog :

lange zeer diepe oceaantroggen (tot 10.000 m diep) waar oceaanplaten in de diepte onderduiken (subductie),

- mid-oceanische rug :

onderzees gebergte van vulkanische oorsprong,

- abyssale vlakte :

oceaanbodem tussen 4000 en 6000 m diep.

Eindrapport

Januari 2005

Bijlage B p. 2


Situatie zoals in Indonesië waar de tsunami gegenereerd is.

De Noordzee behoort tot het continentaal plat.

Langs de mid-oceanische rug treedt vooral vulkanisme op en zijn aardbevingen mogelijk.

Langs de continentale helling kunnen grote hoeveelheden sediment catastrofaal verplaatst worden of afglijden langs de onderzeese canyons.

Figuur B2 : Onderzeese landschappen.

Eindrapport

Januari 2005

Bijlage B p. 3


De lithosfeer bestaat uit een beperkt aantal rigide platen waarbij de meeste vervormingen (breuken, plooiingen, dus aardbevingen en vulkanisme) gebeuren langs de plaatranden. Een plaat kan enkel een continentale korst dragen, enkel een oceanische korst of beide tegelijk. De Pacifische plaat bijvoorbeeld omvat enkel oceanische korst, terwijl de Afrikaanse plaat bestaat uit het oostelijke deel van de centrale en de zuidelijke Atlantische Oceaan, het continent Afrika en de westelijke helft van de Indische Oceaan (figuur B3).

Figuur B3 : De verschillende platen.

Figuur B4 : Mechanisme van de platentektoniek met drie verschillende types van plaatranden – uit Wicander et al (1995).

Er kunnen drie soorten plaatranden worden onderscheiden (figuur B4) : (1) Plaatranden waar oceanische korst wordt gevormd door de uitstoot van grote hoeveelheden basalt afkomstig van de mantel onder de lithosfeer. Dit gebeurt ter hoogte van spreidingsruggen in de oceanen (mid-oceanische gebergtes) of in slenkzones op de continenten (Afrikaanse slenk en Baikal slenk). Door de spreiding wordt het gebied, ingenomen door de oceaanbodem of in wor-

Eindrapport

Januari 2005

Bijlage B p. 4


ding zijnde oceaanbodem (in de slenkzones) breder met 1 tot 20 cm per jaar. Platen die uit elkaar drijven langs deze spreidingsruggen doen dit ten opzichte van die centrale as met gelijke snelheden. (2) Plaatranden die naar elkaar toe bewegen. Langs deze grenzen verdwijnt vooral oceanisch materiaal, dit ter compensatie van het nieuw gevormde oceanische korst langs de spreidingsruggen. Dit verdwijnen van oceanisch korstmateriaal gebeurt door onderduiken van de ene plaatrand onder de andere en inzakken in de mantel tot 700 km diep : subductie. Waar continenten (continentale korst) tegen elkaar botsen verdwijnt geen materie naar grote dieptes. De lichtere continentale korst kan niet onderduiken. Door de botsing ontstaan daar gebergten (Himalaya, Alpen,…). (3) Plaatranden die horizontaal ten opzichte van elkaar bewegen langs belangrijke verticale transformbreuken (b.v. de San Andreas breuk in Californië). De assen van de oceaanruggen verlopen niet continu. Ze zijn opgesplitst door transformbreuken, min of meer parallel aan de richting van de plaatbewegingen. Ze ontstaan door beweging van de rigide platen op het sferische oppervlak van de aarde. Langs transformbreuken komen dikwijls zware ondiepe aardbevingen voor, in de zone met beweging in tegengestelde richting (San Andreas breuk) (figuur B5). Langs transformbreuken is de verplaatsing dominant horizontaal. Echter ook verticale bodembewegingen doen zich voor waardoor ze toch ook tsunami’s kunnen induceren.

Figuur B5 : Transformbreuken - uit Van Andel (1994).

De platen zijn in constante beweging afhankelijk van de spreidingssnelheid en van de snelheid van subductie. Continenten behoren tot de platen zodat ze dus constant ten opzichte van elkaar verplaatst worden. Om de situatie in de Atlantische Oceaan en de randzeeën zoals de Noordzee te kunnen vatten, wordt hieronder ook de geodynamische cyclus uitgelegd. De cyclische dynamiek van onze planeet (elke cyclus duurt ongeveer 200 miljoen jaar) omvat verschillende fasen : (1) Oceaan spreiding. Waar er een opwaartse convectiestroming is, vertoont de continentale of oceanische korst de neiging thermisch te expanderen en hierdoor open te splijten, waardoor basalt kan uitvloeien. Dit oceanisch vulkanisme en de geassocieerde spreiding is de eerste stap in de ontwikkeling van een nieuwe oceaan (b.v. momenteel in de Rode Zee en in het Afar gebied) (figuur B6 a tot c). (2) Oceaan uitbreiding. Uitvloeiing van basalten gebeurt in de as van de initiële slenken of spreidingszones. Er wordt een spreidingsrug gevormd met permanente aanmaak van oceanische

Eindrapport

Januari 2005

Bijlage B p. 5


korst (figuur B6 c en d)). De lithosfeer met die nieuwe korst is als een rigide vloer die over de onderliggende viskeuze mantel (asthenosfeer) glijdt en de oorspronkelijke continentale massa's uit elkaar drijft. Dit is het proces van de oceaan uitbreiding, een proces dat momenteel in de Atlantische oceaan gebeurt. IJsland is een gedeelte van de spreidingsrug dat door vulkanische activiteit boven het actuele zeeoppervlak is komen te liggen.

iding Momenteel gebeurt dit nergens

Momenteel in Oost Afrika en de Rijnslenk is een stilgevallen proces van spreiding

Situatie van de Noordzee. Geen verdere spreiding momenteel .

De Atlantische Oceaan vandaag.

Figuur B6 : De uitbreiding van de oceaan – uit Lutgens et al (1989).

(3) Oceanische subductie. De oceanische korst schuift geleidelijk weg van de warme spreidingsas. Als gevolg van de afkoeling neemt de dikte af en de dichtheid toe van de oceanische lithosfeer met de ouderdom en met de afstand tot de as. Dit mechanisme maakt dat de oceaanbodem dieper komt te liggen (abyssale dieptes, 5000 m onder het zeeoppervlak) terwijl de warme oceanische spreidingsruggen onderzeese bergruggen vormen met gemiddeld 2500 m of minder water boven zich. De afgekoelde oceanische lithosfeer heeft een grote dichtheid en duikt uiteindelijk in de viskeuze mantel (asthenosfeer) met een snelheid vergelijkbaar met de aanmaak van oceanische lithosfeer ter hoogte van de spreidingsrug (figuur B7 a of b ). Deze oceanische subductie is geassocieerd met het ontstaan van diepe troggen in de oceaanbodem tot meer dan 10 km diep (b.v. de Marianentrog) en geassocieerd met de levensgevaarlijke aardbevingen die tsunami’s veroorzaken.. Bij subductie treden vanaf een bepaalde diepte belangrijke thermische onevenwichten op. Progressief heropwarmen van de onderduikende oceanische korst veroorzaakt metamorfe omzetting en gedeeltelijk opsmelten ervan tegelijk met het partiële opsmelten van mantelmateriaal.

Eindrapport

Januari 2005

Bijlage B p. 6


Figuur B7 : Subductie - uit Wicander (1995). Dit nieuwe magma zoekt zich een weg naar het oppervlak en zorgt geleidelijk voor de vorming van nieuwe continentale korst (met lagere dichtheid) over een gebied van ongeveer 100 km breed boven de subductiezone. Waar subductie gebeurt onder een andere oceanische plaat ontstaan eilandenbogen, ketens van vulkanische eilanden parallel met de diepzeetroggen (b.v. Antillen, de Indonesische archipel, Japan, ...) (figuur B7 b). Subductie onder een continentaal gedeelte van

Eindrapport

Januari 2005

Bijlage B p. 7


een andere plaat, maakt dat het magma migreert doorheen de continentale korst, deze opwarmt en een gebergteketen vormt : actieve rand. Dit proces kan bestudeerd worden in de Andes. (figuur B7 a) (4) Het sluiten van de oceaan. Na een periode van oceaanspreiding (variabele duur) begint onvermijdelijk een proces van verdwijnen door subductie. Op die manier begint het westelijke deel van de Atlantische oceaan te verdwijnen in de subductiezone van de Antillen. De lithosfeer die daar verdwijnt is de oudste van de Atlantische oceaan (185 miljoen jaar oud). De lithosfeer van de Indische Oceaan verdwijnt onder de eilandenbogen van Maleisië en Indonesië. Langs elke zijde van de subductiezone is er onvermijdelijk een punt waar twee continenten naar elkaar toe bewegen. Deze beweging gaat door tot de oceaan volledig verdwijnt. (5) Continentenbotsing. Eens de oceaan volledig gesloten is bereikt het continentaal deel van de verdwijnende plaat de subductiezone. De heel erg lichte continentale korst kan niet opgenomen worden in de diepte van de mantel waardoor de subductie stopt. Dit betekent niet dat de convergentie van de twee platen ook onmiddellijk stopt, deze wordt immers ook beïnvloed door de beweging van de andere platen. De twee tegenoverliggende continentale lithosferen, gescheiden door de sutuurzone, worden tegen mekaar geduwd en botsen. Gedurende deze botsing (die tientallen miljoenen jaar kan duren) gebeuren fundamentele tektonische processen die leiden tot gebergtevorming. Gedurende de gebergtevorming ondergaan de twee continentale blokken spectaculaire veranderingen : plooiingen, metamorfose met herkristalliseren, overschuivingen en dekbladen, en de vorming van granieten. Hierdoor wordt de continentale korst ter hoogte van de gebergten aanzienlijk dikker (35 tot 70 km) en ontstaat een onevenwicht tussen korst en mantel (met een veel grotere dichtheid) waarop de korst drijft (wet van Archimedes). Vooral dit onevenwicht veroorzaakt de eigenlijke opheffing (isostasie) met als gevolg erosie, transport en processen van sedimentatie. De erosie neemt weer massa weg waardoor de opheffing van de continentale korst steeds verder doorgaat zonder dat de absolute hoogte van het gebergte noodzakelijk hoger wordt. Uiteindelijk vermindert de snelheid van de botsing, het systeem blokkeert, en nieuwe plaatranden ontstaan op andere plaatsen. Samengevat zijn de vier hoofdfasen van de geodynamische cyclus : 1. openen van de oceanen met transfer van materiaal (basalt) van de mantel naar de oceanische korst, 2. oceaanuitbreiding, 3. sluiten van de oceanen in het gebied van de subductiezone, waarbij verdere transfers gebeuren van oceanische korst en mantel naar het oppervlak toe (felsisch of zuur vulkanisme, granietvorming), en dus vorming van nieuwe continentale korst, 4. botsing van blokken continentale korst en de vorming van gebergten. Nog één begrip moet het plaatje vervolledigen met name dit van de zogenaamde hot spots. Een hot spot is een zone in de mantel met verhoogde hitte waardoor magma kan ontstaan en dus ook vulkanisme. Het eiland Hawaï van de Hawaï archipel ligt momenteel boven een dergelijke hot spot (figuur B8). De noordwestelijke beweging van de Pacifische Plaat over deze 'hete plaats' geeft een rij ondertussen uitgedoofde vulkanen. Dichter bij ons is er in de Atlantische Oceaan nog de hot spot van de Canarische Eilanden die een belangrijke rol voor het ontstaan van tsunami’s kan spelen.(zie verder) De oorsprong van deze hot spots zouden hot plumes zijn met wortels op de grens tussen kern en mantel. Deze opwelling van warmte kan de aanzet geven tot convectiestroming in de mantel en dus tot plaatbeweging. Als die plumes 100° tot 150° C warmer zijn dan normaal ontstaan net onder de lithosfeer ondergrondse paddestoelachtige lichamen met een diameter van 1000 tot 2000 km. Dergelijke plumes kunnen reusachtige hoeveelheden lava produceren, de zogenaamde plateaubasalten (b.v. Deccan plateau in India) en de opwelving ervan kan breukpatronen doen ontstaan aan het oppervlak (vergelijk met de Afar zone in Ethiopië) (figuur B9). Dikwijls ontstaan zo een aantal preferentiële breuken (initiële spreidingszones) waar de korst uit elkaar gedreven kan worden. Als breuken van verschillende hot spots elkaar bereiken kunnen spreidingszones ontstaan die tot oceanen kunnen ontwikkelen. Soms ontwikkelt een initiële spreidingszo-

Eindrapport

Januari 2005

Bijlage B p. 8


ne zich niet verder tot een oceaan. In dergelijke zones zijn de grootste petroleum- en gasvoorraden gevonden. De voor dit onderwerp belangrijkste niet verder ontwikkelde initiële spreidingszone is de Rijn-Noordzee slenk. De Noordzee kent ook vrij grote olie- en gasvoorraden. Voorgaande bespiegelingen verklaren het voorkomen van vulkanen en de aard van het vulkanisme; het voorkomen van de belangrijkste risicogebieden voor aardbevingen en de ouderdom van de oceaanbodem.

Figuur B8 : Ontstaan van vulkanen boven hot spot.

Figuur B9 : Hot plumes of mantel plumes.

Eindrapport

Januari 2005

Bijlage B p. 9

WATERBOUWKUNDIG LABORATORIUM

Berchemlei 115 B- 2140 ANTWERPEN tel. 32(0)3/224 60 35 fax 32(0)3/224 60 36 e-mail: [email protected] [email protected] http://watlab.lin.vlaanderen.be

RISICO - INSCHATTING VOOR EEN TSUNAMI AAN DE BELGISCHE KUST - ADVIES

Recommend Documents