een tsunami, wanneer bij ons?

EEN TSUNAMI, WANNEER BIJ ONS?
- over tsunami’s en aardbevingen -
Manuel Sintubin1
De Sumatra-aardbeving heeft op 26 december 2004 een tot-op-heden ongekende, subcontinentale
catastrofe teweeg gebracht, met een dodental dat mogelijk de 300.000 zal overschrijden. Deze catastrofe,
die in de eerste plaats de kustgebieden langsheen de Indische Oceaan heeft getroffen, is veroorzaakt door
de tsunami’s die door de aardbeving zijn verwekt. Deze dramatische gebeurtenis is dan ook ruim aan bod
gekomen in alle media. Voor duiding over het fenomeen is gelukkig doorgaans een beroep gedaan op de
deskundigheid van seismologen en geologen. Toch blijkt uit vele verslagen in kranten en magazines, op
radio en TV, dat de boodschap niet helemaal correct wordt overgebracht met alle mogelijke misverstanden
vandien. Vandaar deze korte nota over tsunami’s en aardbevingen, waarin ik tracht ‘in mensentaal’ toch nog
wat meer achtergrondinformatie te geven om zo mogelijk misverstanden uit de wereld te helpen. Bovendien
blijkt er meer en meer vraag om deze catastrofe in een breder perspectief te plaatsen en duiken er vragen
op rond de voorspelbaarheid van zulke aardbevingen en van de opgewekte tsunami’s. Ook de vraag wordt
gesteld of de omvang van deze natuurramp niet had kunnen worden beperkt. Verder wordt er met enige
bezorgheid ook de vraag gesteld naar de kans van dergelijke natuurrampen hier in Europa. Ook met
betrekking tot deze vragen zal ik in deze nota enkele bedenkingen trachten te verwoorden.
Om uiteindelijk op de vraag ‘wanneer bij ons?’ te kunnen antwoorden, moeten we natuurlijk eerst weten wat
een tsunami juist is, wat tsunami’s veroorzaakt en of deze voorwaarden voldaan zijn in de Noordzee en de
Noordelijke Atlantische oceaan.
De Sumatra-aardbeving van 26 december 2004
De Sumatra-aardbeving op 26 december 2004 – ongeveer 8h00 in de ochtend lokale tijd – had een
magnitude van 9.0 op de Richterschaal. Zijn epicentrum lag voor de zuidwestkust van het Indonesische
eiland Sumatra, zo’n 250 km ten zuidzuidwesten van Banda Aceh, de hoofdstad van de provincie Aceh,
gelegen in de noordelijke punt van Sumatra. De aardbevingshaard – het hypocentrum – lag op zo’n 30 km
diepte onder de Indische Oceaan. Deze aardbeving heeft een tsunami opgewekt, die de kustgebieden van
de Golf van Bengalen, de eilandgroepen in de Indische Oceaan, alsook de Afrikaanse kusten van de
Indische Oceaan heeft getroffen.
Tektonisch gezien is dit een zogenaamde ‘megathrust’-aardbeving. De aardbeving deed zich voor daar waar
de Indo-Australische plaat in een subductiezone onder de Euraziatische plaat – meer in het bijzonder de
Birmaplaat, een onderdeel van de Euraziatische plaat – duikt. De convergentie of nadering tussen de twee
platen ter hoogte van deze subductiezone gebeurt met een snelheid van ongeveer 5 cm/jaar.
Aardbevingen & tsunami’s
Om het gebeuren ten volle te begrijpen, is het in de eerste plaats noodzakelijk om de twee fenomenen – een
aardbeving en een tsunami – te duiden. Vele misverstanden vinden immers hun oorsprong in het niet ten
volle doorgronden van wat beide fenomenen eigenlijk inhouden.
Een aardbeving – het woord zegt het zelf – is een beving van de Aarde, van de ondergrond. Deze trillingen
worden veroorzaakt door de energie die vrijkomt wanneer gesteentemassa’s in de ondergrond breken.
Hierdoor ontstaan breuken. Ook het plots verschuiven van gesteentemassa’s in de ondergrond langsheen
1
Geodynamics & Geofluids Research Group, K.U.Leuven, Celestijnenlaan 200E, B-3001 Leuven,
[email protected]
tel. 016 32 64 47, GSM 0496 50 25 79
geo.kuleuven.be/G&G/
1
Een tsunami, wanneer bij ons?
breuken geeft enorme hoeveelheden energie vrij, weerom met een aardbeving tot gevolg2. We spreken hier
inderdaad over gigangische hoeveelheden energie. Zo is er bij de bewuste aardbeving ongeveer evenveel
energie vrijgekomen als 23.000 Hiroshimabommen, zo’n 475 megaton TNT. Maar vanwaar komt die
energie? Gesteentemassa’s, zoals trouwens alle andere vaste materialen, hebben een zekere sterkte. Dit is
de spanning die het gesteente kan verdragen voordat het gaat breken. Ook het verschuiven langsheen een
bestaand breukvlak zal zich pas voordoen als er voldoende spanning is opgebouwd om de wrijving op het
breukvlak te overwinnen. Gesteentemassa’s in de aardkorst bouwen dan ook een spanning op – zij slagen
als het ware energie op. Eénmaal de spanning hoog genoeg is opgelopen, breekt de gesteentemassa of
verschuiven gesteentemassa’s langs een breukvlak. De energie die vrijkomt, plant zich als seismische
golven voort doorheen de aardkorst. Dit is een aardbeving. Eigenlijk niets meer dan een manier van de
aardkorst om zich te ‘ontspannen’. Fysisch hebben aardbevingen dan ook alles te maken met
spanningsopbouw in de aardkorst. En dit heeft dan ook weer alles te maken met de beweging van de
verschillende tektonische platen ten opzichte van elkaar. Aardbevingen zijn dan ook de meest in-het-oogspringende – en voelbare – uitdrukkingen van onze levende planeet. Het is bovendien opvallend dat de
meeste aardbevingen zich voordoen in gebieden die gelegen zijn langs plaatranden. Daar vinden we de
meeste wrijving en wordt de meeste spanning opgebouwd. Natuurlijk sluit dit niet uit dat ver weg van de
plaatranden zich ook – al of niet zware – aardbevingen kunnen voordoen.
Nu zijn er drie typen plaatgrenzen: divergente of constructieve, convergente of destructieve, en transform- of
conservatieve plaatgrenzen. Bij divergente plaatgrenzen drijven twee tektonische platen uit elkaar. Dit is wat
er gebeurt ter hoogte van de oceaanruggen, zoals we o.a. terugvinden centraal in de Atlantische Oceaan.
Aardbevingen die zich voordoen langsheen deze plaatranden zijn vaak relatief ondiep en zwak tot matig in
magnitude. Bij convergente plaatgrenzen drijven twee platen naar elkaar toe. Dit type plaatgrens vinden we
onder vele vormen. Ofwel duikt een oceanische korst onder een andere oceanische korst of onder een
continentale korst. Dan spreken we over een subductiezone. Ofwel botsen twee continentale korsten. Dan
worden gebergteketens gevormd, zoals de Alpen of de Himalaya. In subductiezones duikt dus een
oceanische plaat diep weg onder een andere – oceanische of continentale – plaat. Dit brengt op het
contactvlak tussen de twee platen enorme wrijvingen met zich mee. Het is dan ook niet te verwonderen dat
in subductiezones de zwaarste aardbevingen voorkomen. Deze aardbevingen kunnen tot op grote diepte –
meer dan 100 km diep – voorkomen. Vooral in de subductiezones waar oceanische korst onder continentale
korst duikt, krijgen we de grootste wrijving. Hier komen de zwaarste aardbevingen voor, de zogenaamde
‘megathrust’-aardbevingen. De vier zwaarste, tot-op-heden instrumenteel geregistreerde, aardbevingen –
Kamchatka 1952 (9,0 op de Richterschaal), Chili 1960 (9,5 op de Richterschaal), Alaska 1964 (9,2 op de
Richterschaal), Sumatra 2004 (9,0 op de Richterschaal) – zijn dan ook allemaal van dit type. Tenslotte zijn
er nog de transformplaatgrenzen, waar twee platen langsheen schuiven. Klassieke voorbeelden van een
dergelijk type plaatgrens zijn de San Andreasbreuk in California, of de Noord-Anatolische breuk in Turkije.
Ook langs deze plaatgrenzen kunnen er zich zware aardbevingen voordoen. Denk maar aan de aardbeving
in 1906 die San Francisco (California) verwoeste (7,8 op de Richterschaal), of de vernietigende
aardbevingen van Izmit (Turkije) in 1999 (7,4 op de Richterschaal).
Het is dus duidelijk dat niet elke aardbeving even zwaar is. Hoe meer energie vrijkomt, hoe zwaarder de
aardbeving. De zwaarte van een aardbeving wordt uitgedrukt als een magnitude3, een cijfer op de
Richterschaal. Dit is een open, logaritmische schaal. Dit betekent enerzijds dat er geen bovenlimiet is aan
deze schaal. 9,5 (Chili 1960) is de hoogste magnitude tot op heden geregistreerd. Anderzijds betekent het
logaritmisch karakter dat per eenheid op de Richterschaal de magnitude 10 maal groter is. Concreet
betekent dit dat de uitslag op de seismograaf 10 maal groter is. Dit is immers het instrument waarmee de
magnitude wordt opgemeten. Dit betekent ook dat per eenheid op de Richterschaal ongeveer 32 maal meer
energie vrijkomt.
De zwaarte van een aardbeving – dus de energie die vrijkomt – zegt ons ook iets over de grootte van de
breuk die ontstaan is of van het breukvlak dat geschoven heeft. Hoe groter de aardbeving, hoe groter de
verschuiving, de verplaatsing. Bij het merendeel van aardbevingen scheurt de aardkorst ergens diep onder
het aardoppervlak. Bij grote aardbevingen – vanaf 6 à 7 op de Richterschaal – scheurt echter het ganse
2
In het geval van de Sumatra-aardbeving is in de media vaak de term ‘zeebeving’ gehanteerd. Zoals blijkt
uit de ware betekenis van het fenomeen aardbeving, is dit een foute term. De zee kan immers niet beven.
Het is de aarde die breekt en beeft. De enige correcte omschrijving van deze aardbeving is dan ook een
‘onderzeese aardbeving’.
3
De magnitude van een aardbeving is een fysische eigenschap van de aardbeving. Het geeft immers weer
hoeveel energie er vrijkomt bij een aardbeving. Anderzijds spreekt men over de intensiteit van een
aardbeving. De intensiteit van een aardbeving geeft weer hoeveel schade een aardbeving teweeg brengt.
Dit hangt niet alleen af van de magnitude van de aardbeving, maar ook van de diepte van de
aardbevingshaard (hypocenter), en van de omgevingsfactoren in het epicentrum, zoals de aard van de
ondergrond, de bevolkingsdichtheid, de aardbevingsgevoeligheid van gebouwen, etc..
2
Een tsunami, wanneer bij ons?
bovenste deel van de aardkorst – de volledige zogenaamde ‘seismogene korst’4 – en zien we een
verplaatsing aan het aardoppervlak. Zo is nu bij de Sumatra-aardbeving over meer dan 1000 km de
zeebodem opengescheurd en is een kant van de breuk ten opzichte van de andere kant tot meer dan 10 m5
opgeschoven. Het ene blok is ook enkele meters opgeheven ten opzichte van het andere blok.
Inherent aan een aardbeving is het voorkomen van naschokken. Naschokken zijn aardbevingen die
beschouwd kunnen worden als het gevolg van de hoofdschok. Het is immers zo dat door de hoofdschok een
deel van de aardkorst gebroken en verschoven is. Dit brengt in de omliggende gesteentemassa’s nieuwe
spanningen met zich mee. Als deze spanningen ontladen worden, krijgt men nieuwe aardbevingen, de
naschokken. De verstoorde aardkorst gaat als het ware terug op zoek naar zijn evenwicht. Naschokken zijn
doorgaans zwakker dan de hoofdschok. In het geval van de Sumatra-aardbeving betekent dit natuurlijk dat
er naschokken met een magnitude van meer dan 6,0 op de Richterschaal zich hebben voorgedaan, op zich
allemaal zware aardbevingen. Het aantal naschokken neemt geleidelijk af in de tijd, maar dagen, weken tot
maanden na de hoofdschok kunnen er zich nog steeds naschokken voordoen. De vraag kan natuurlijk
gesteld worden wanneer de naschokken stoppen en wanneer er zich langsheen het breuksysteem een
nieuwe ‘hoofdbeving’ zich zal voordoen. De verschuiving die zich heeft voorgedaan bij de eerste
hoofdbeving veroorzaakt natuurlijk een herverdeling van de spanning in de aardkorst en langs het
breuksysteem. Dit kan leiden tot het verhogen van de spanning in andere delen van het breuksysteem, dat
dan onvermijdelijk moet leiden tot een nieuwe aardbeving. Een dergelijke aardbeving vond dan ook plaats
op 28 maart 2005 op een segment van hetzelfde breuksysteem juist ten zuiden van het breuksegment dat
op 26 december 2004 was verschoven. Deze aardbeving had een kracht van 8,7 op de Richterschaal en
veroorzaakte weerom een tsunami. Deze was van veel kleinere omvang en haalde dan ook het nieuws niet.
Meer en meer wordt het voor geologen en seismologen duidelijk dat bepaalde breuksystemen een cyclisch
activiteitenpatroon vertonen, waarbij lange periodes van seismische kalmte afgewisseld worden met
periodes van verhoogde seismische activiteit – zogenaamde ‘seismische stormen’ – waarbij het ganse
breuksysteem als het ware ‘opengeritst’ wordt. Voor het breuksysteem ten zuiden van Sumatra lijkt het erop
dat zo’n cyclus 200 à 300 jaar duurt en dat we nu mogelijk terug in een periode van een seismische storm
beland zijn. Het is dan ook niet uit te sluiten dat in de nabije toekomst er zich nog zware aardbevingen zullen
voordoen in het gebied.
Het tweede fenomeen is de tsunami. Tsunami is een Japans woord en betekent ‘golf in de haven’. Het is
inderdaad niet toevallig dat dit fenomeen met een Japans woord wordt omschreven. Het gros van dergelijke
tsunami’s doet zich immers voor in de Stille Oceaan. Een tsunami kan gedefinieerd worden als een serie
van vlakke golven met een uitermate lange golflengte en een lange golfperiode, opgewekt in een
waterreservoir door een plotse verstoring dat aanleiding geeft tot een plotse verplaatsing van een grote
hoeveelheid water. Het voorkomen van een dergelijke tsunami verschilt zeer sterk van plaats tot plaats.
Temidden van de oceaan is een tsunami dus nauwelijks waarneembaar. Het is een serie van zeer platte
golven met een golflengte die kan oplopen tot enkele honderden km en een amplitude van amper een halve
meter. Deze golf plant zich voort met een snelheid die kan oplopen tot bijna 1000km/uur. Maar éénmaal
deze golf kustgebieden nadert, verandert deze van karakter met alle vernietigende gevolgen vandien. Het
front van de tsunami wordt bij het ondieper worden van de oceaanbodem afgeremd. Dit heeft tot gevolg dat
de golflengte steeds kleiner wordt, maar dat de amplitudo sterk toeneemt. Het gevolg is dat een muur van
water met een enorme kracht en snelheid op de kust afstormt. De wijze waarop de tsunami toeslaat wordt
dan ook in belangrijke mate bepaald door de morfologie van de kust. Langsheen éénzelfde kustlijn kan het
dan ook zijn dat op één plaats een gigantische golf op de kust breekt, terwijl elders het meer lijkt op een
overstroming.
Maar wat doet tsunami’s nu ontstaan? Tsunami’s ontstaan door het plots verplaatsen van een grote
hoeveelheid water. Tsunami’s kunnen zich dan ook voordoen in zowel meren, zeeën als oceanen. Het is
dan ook duidelijk dat niet enkel aardbevingen tsunami’s doen ontstaan. Ook vulkaanuitbarstingen of
gigantische afstortingen en submariene afglijdingen kunnen tsunami’s doen ontstaan. Een klassiek
voorbeeld hiervan is de 35-meter hoge tsunami die bij de ontploffing van de vulkaan Krakatoa in 1883 de
kusten van de Sundastraat – tussen Sumatra en Java – heeft geteisterd. Of de tsunami’s die ontstonden bij
de ontploffing van de vulkaan Thera – het huidige Santorini – in de Egeïsche Zee zo’n 3500 jaar geleden, en
4
Dit is het brosse gedeelte van de aardkorst, de bovenste 10 à 15 km van de aardkorst. Dit deel van de
aardkorst kan immers breken. Eénmaal dieper zijn de omgevingsdrukken en temperaturen zo hoog dat het
gesteente eerder gaat ‘vloeien’.
5
Over meer dan 1000 km is de Euraziatische plaat – meer in het bijzonder de Birmaplaat – tot meer dan 10
m opgeschoven ten opzichte van de Indo-Australische plaat. Dit lijkt in tegenstelling tot de 5cm/jaar, die wij
als snelheid weergeven voor het naar elkaar schuiven van de twee tektonische platen. Deze snelheid is
natuurlijk een gemiddelde snelheid gemeten over een lange geologische tijdsspanne van meerdere
miljoenen jaren. Maar in realiteit is die snelheid het resultaat van de som over een grote hoeveelheid
aardbevingen, waarbij telkens langsheen een deel van de plaatrand de twee platen ten opzichte van elkaar
verschuiven, zoals nu het geval was voor de kust van Sumatra.
3
Een tsunami, wanneer bij ons?
die de kusten van Kreta dermate hebben geteisterd dat deze natuurramp vaak wordt aanzien als de aanzet
voor het einde van de Minoïsche cultuur in de Egeïsche Zeegebied. Of de 500-meter hoge tsunami die in
1958 de Lituyabaai in Alaska overspoelde, hoogstwaarschijnlijk het gevolg van een gigantische bergstoring,
al of niet veroorzaakt door een aardbeving.
Ook is het duidelijk dat niet elke aardbeving een tsunami kan doen ontstaan. Een eerste criterium dat moet
worden voldaan is dat het een aardbeving is met een onderzees hypocentrum. Dit zal zich enkel in
specifieke tektonische contexten voordoen. De meest voor-de-hand-liggende context is deze van
subductiezones, waar een oceanische korst onder een oceanische of continentale korst wegduikt. Een
tweede criterium is natuurlijk dat de aardbeving zwaar genoeg moet zijn en dat de aardbevingshaard niet al
te diep gelegen is opdat de verschuiving op het breukvlak zich tot aan de zeebodem voortzet. Het is immers
de verplaatsing van de zeebodem die een plotse verplaatsing van een gigantische hoeveelheid oceaanwater
zal teweegbrengen en een tsunami in gang zal zetten. Dus enkel aardbevingen met een magnitude van
meer dan ~6.5 op de Richterschaal zullen mogelijk tsunami’s opwekken.
Het is juist op deze criteria dat een tsunamiwaarschuwingssysteem vooral gebaseerd is. Op het moment dat
er zich een aardbeving voordoet met een relatief ondiep en onderzees hypocentrum en een magnitude die
groter is dan ~6,5 op de Richterschaal, wordt een eerste waarschuwing rondgestuurd. Dit laat de autoriteiten
reeds toe zich voor te bereiden voor mogelijke tsunami’s. Op basis van de locatie van het epicentrum kan
ingeschat worden hoeveel tijd er beschikbaar is om de nodige maatregelen te treffen alvorens een mogelijk
tsunami toeslaat. Vervolgens wordt op basis van drukmeters op de oceaanbodems nagegaan of er
inderdaad een tsunami gevormd is. Eénmaal een tsunami gedetecteerd, wordt alarm geslagen en kan
overgegaan worden tot evacuatie van de kustbewoners.
Aardbevingen & tsunami’s in de Stille Oceaan
De Stille Oceaan is de oceaan waar zich de meeste aardbevingsgerelateerde tsunami’s voordoen, zo’n 80%
van alle geregistreerde tsunami’s. Niet voor niets dat kustlanden van de Stille Oceaan aangesloten zijn bij
het ‘Pacific Tsunami Warning System’, gelegen op Hawaii. De reden waarom is ook duidelijk. De Stille
Oceaan vormt één enkele tektonische plaat, de Pacifische plaat. Deze oceanische plaat duikt aan alle
kanten weg onder de verschillende omliggende, continentale, tektonische platen – de Noord-Amerikaanse,
de Euraziatische, en de Indo-Australische. De Stille Oceaan – vooral het noordelijke gedeelte – is dan ook
omgeven door subductiezones, de tektonische context die aanleiding kan geven tot zware aardbevingen, de
zogenaamde ‘megathrust’-aardbevingen. Klassieke voorbeelden hiervan zijn de aardbeving in Chili in 1960,
de aardbeving in Alaska in 1964, en de aardbeving in Kamchatka in 1952. Elk van deze aardbevingen heeft
aanleiding gegeven tot tsunami’s. Zo sloegen de tsunami’s veroorzaakt door de aardbeving in Chili een dag
na de aardbeving toe in Japan. De tsunami had in zo’n 22 uur de ganse Stille Oceaan overgestoken.
Het instellen van een tsunamiwaarschuwingssysteem in de Stille Oceaan ligt dan ook voor de hand,
enerzijds omdat deze oceaan een zeer tsunamigevoelig gebied is, maar anderzijds ook omwille van de
omvang van de Stille Oceaan, zodat de gewaarschuwde kustgemeenschappen voldoende tijd hebben om
zich voor te bereiden op een aanstormende tsunami.
Aardbevingen & tsunami’s in de Indische Oceaan
De meest klassieke tsunami in de Indische Oceaan heeft alles te maken met de vernietigende
vulkaanuitbarsting van de Krakatoa in 1883. Dit vulkanische eiland, gelegen in de Sundastraat tussen
Sumatra en Java, ontplofte volledig. Het gevolg hiervan was een 35-meter hoge tsunami die de kusten van
de Sundastraat overspoelden. 36.000 Indonesiërs lieten hierbij het leven. De tsunami, veroorzaakt door de
Sumatra-aardbeving op 26 december 2004, zal zeker ook een typevoorbeeld worden die zijn weg zal vinden
in menig geologische handboek, vooral omdat deze zo goed gedocumenteerd is.
Tektonisch beschouwd, stond een dergelijke catastrofe in de Indische Oceaan in de sterren geschreven. De
ganse zuidrand van de Indonesische archipel is tektonische gezien immers een subductiezone, waar een
oceanische korst onder een continentale korst wegduikt, de tektonische context waar zich onderzeese
‘megathrust’-aardbevingen kunnen voordoen.
Rekening houdend met wat gebeurd is op 26 december 2004 is er voldoende bewijs geleverd dat een
tsunamiwaarschuwingssysteem in de Indische Oceaan meer dan wenselijk is. Deze oceaan is gevoelig voor
aardbevingsgegenereerde tsunami’s, en bovendien is de omvang groot genoeg zodat de
kustgemeenschappen voldoende tijd hebben om de nodige maatregelen te treffen.
Aardbevingen & tsunami’s in de Atlantische Oceaan
Bekijken we de tektonische context van de Atlantische Oceaan, dan zien we dat er slecht zeer lokaal enkele
subductiezones voorkomen (o.a. Caraïben). De kustgebieden van de Atlantische Oceaan zijn wat we
‘passieve’ continentranden noemen. De continentranden bevinden zich immers niet ter hoogte van een
plaatrand. De enige plaatrand in de Atlantische Oceaan vinden we middenin, namelijk de mid-Atlantische
4
Een tsunami, wanneer bij ons?
oceaanrug, een divergente plaatgrens. De architectuur van deze ‘passieve’ plaatranden draagt echter een
gevaar in zich. Ze zijn immers opgebouwd uit gigantische pakketten sedimenten, aangevoerd vanuit de
continenten gedurende miljoenen jaren. Deze pakketten zijn niet steeds stabiel en er kunnen zich dan ook
submariene afglijdingen voordoen. Dergelijke afglijdingen kunnen grote hoeveelheden oceaanwater
verplaatsen en tsunami’s veroorzaken.
Dus ook in de Atlantische Oceaan kunnen er zich tsunami’s voordoen. Het klassieke voorbeeld van een
aardbevingsgegenereerde tsunami heeft in 1755 de kusten van Portugal, Spanje en Marokko geteisterd.
Lissabon werd totaal verwoest door de aardbeving en de tsunami.
Een ander voorbeeld van een tsunami, gerelateerd met een aardbeving, heeft de kusten voor
Newfoundland, Canada overspoeld in 1926 en koste bijna 30 mensen het leven. Dit is de ‘Grand Banks’aardbeving. Ook deze tsunami werd tot in Europa waargenomen. Er wordt echter verondersteld dat niet
zozeer de aardbeving – met een magnitude van 7.2 op de Richterschaal – de tsunami heeft veroorzaakt,
maar een gigantische onderzeese afglijding, waarbij zo’n 200 km3 sediment werd verplaatst.
Ook de kustgebieden van de noordelijk Noordzee dragen de sporen van een tsunami. Deze tsunami werd
veroorzaakt door een gigantische submariene afglijding – zo’n 3500 km3 sediment – voor de kusten van
zuidelijk Noorwegen. Deze afglijding – de ‘Storeggaslump’ – heeft zich zo’n 8000 jaar geleden voorgedaan.
Wetenschappelijk onderzoek heeft uitgewezen dat de Noorse kusten toen getroffen zijn geweest door een
tot 12 meter hoge tsunami. De Shetlandeilanden zijn overspoeld met een tsunami van meer dan 20 meter. In
Schotland en Noord-Engeland zijn er geologische aanwijzingen van 3 tot 6 meter hoge tsunami’s.
Dus ook de Atlantische Oceaan is niet gevrijwaard van enig gevaar voor tsunami’s. In dit kader wordt er
trouwens vaak gewezen naar de vulkanisch eilandgroepen in de Atlantische oceaan, zoals de Canarische
eilanden, de Kaapverdische eilanden, de Azoren, waar mogelijk vulkaanuitbarstingen, en daarmee gepaard
gaande afglijdingen, tsunami’s zouden kunnen veroorzaken.
Of een tsunamiwaarschuwingssysteem wenselijk is in de Atlantische oceaan lijkt absoluut niet evident en
kan dan ook in vraag gesteld worden. De kans op aardbevingsgegenereerde tsunami’s is uitermate klein.
Anderzijds kan de activiteit van de vulkaaneilanden zodanig opgevolgd worden dat een ‘verrassing’ zo goed
als uitgesloten is. Tenslotte zijn er nog de onderzeese afglijdingen. Deze vormen inderdaad een probleem,
waartegen trouwens een waarschuwingssysteem ons totaal niet zou kunnen beschermen. Enkel door
doorgedreven onderzoek van de sedimentpakketten langsheen de ‘passieve’ continentranden van de
Atlantische Oceaan kunnen mogelijke risicogebieden worden afgebakend.
Aardbevingen & tsunami’s in de Middellandse Zee
Naast de Stille Oceaan is de Middellandse Zee ook een tsunamigevoelige gebied. Niet alleen is het een
tektonisch zeer actief gebied. Het is ook een ‘gesloten’, relatief ondiepe zee. Tektonisch gezien duikt de
Afrikaanse plaat ter hoogte van de Middellandse Zee onder de Euraziatische plaat. Ter hoogte van Kreta,
Cyprus en Sicilië vinden we dan ook subductiezones waar oceaankorst onder de continentale Euraziatische
plaat wegduikt.
De laatste aardbevingsgerelateerd tsunami in de Middellandse Zee dateert van 1956 en was het gevolg van
een aardbeving ter hoogte van het Cycladeneiland Amorgos (7,7 op de Richterschaal). De tsunami was
waarneembaar tot in Egypte. In 1908 overspoelde een tsunami de kusten van de Straat van Messina met
meer dan 1000 doden tot gevolg op Sicilië en Calabrië. Nog verder terug in de tijd vinden we nog
voorbeelden van historische tsunami’s, zoals bijvoorbeeld deze opgewekt door de zware aardbeving ter
hoogte van Kreta in 365 AD. Het klassieke voorbeeld is natuurlijk de tsunami die veroorzaakt werd door de
vulkaanuitbarsting van het eiland Thera – het huidige Santorini – zo’n 3500 jaar geleden.
Een tsunamiwaarschuwingssysteem lijkt dan ook te verantwoorden in de Middellandse Zee. Het enige
probleem is echter de beperkte omvang van de Middellandse Zee, wat slechts weinig tijd geeft om de
kustgemeenschappen te waarschuwen en voorbereidingen te treffen.
Had deze ramp kunnen worden vermeden?
De dodentol van deze catastrofe laat bij velen een wrange smaak achter, vooral met de kennis dat met
enkele kleine, niet al te kostelijke, maatregelen het aantal slachtoffers hoogstwaarschijnlijk veel kleiner had
kunnen zijn. Er moet echter een duidelijk onderscheid worden gemaakt tussen de aardbevingsslachtoffers
en de tsunamislachtoffers.
De provincie Aceh in Sumatra, gelegen vlakbij het epicentrum van de aardbeving, is immers eerst getroffen
door een zeer zware aardbeving. Men vraagt zich dan af of deze aardbeving had kunnen voorspeld worden.
Het antwoord is neen! Aardbevingen voorspellen, kunnen we niet. Wat we wel kunnen – na lang en
gedetailleerd geologisch en seismologisch onderzoek – is het afbakenen van risicogebieden waar de kans
op een – al of niet zware – aardbeving in de nabije toekomst relatief groot is. Dit moet toelaten dat de nodige
maatregelen getroffen worden om zich hierop voor te bereiden. Dit houdt in de eerste plaats in dat de
bewoners van dergelijke risicogebieden er zich bewust van zijn dat ze in een aardbevingsgevoelig gebied
wonen. Zo kunnen ze dan de nodige voorzorgen nemen om zich voor te bereiden op de aardbeving die
5
Een tsunami, wanneer bij ons?
onvermijdelijk zal toeslaan. Ook opvoeding van de bewoners kan vele mensenlevens redden (bv. wegduiken
onder een tafel bij een aardbeving). Maar ook de autoriteiten spelen hier een belangrijke rol. Naast rampenen evacuatieplannen dienen zij ook strikt te waken dat de nodige bouwcodes worden gerespecteerd. Een
gebouw kan immers zodanig gebouwd worden dat het aardbevingen kan doorstaan. En het zijn tenslotte niet
de aardbevingen die doden, maar bijvoorbeeld instortende gebouwen. Rekening houdend met de
tektonische context van de Indonesische archipel, is het overduidelijk dat we hier te maken hebben met een
risicogebied waar zware aardbevingen zich kunnen voordoen.
De provincie Aceh werd vervolgens – ongeveer een half uur na de aardbeving – getroffen door de tsunami.
De tsunami kan je niet tegenhouden. Met al zijn kracht zal hij sowieso een spoor van vernieling achterlaten.
Maar een eenvoudig regeltje6 had wel reeds vele mensenlevens kunnen redden. Dit regeltje zegt dat als je
in een kustgebied een aardbeving voelt, je best de zee in het oog houdt en bij voorkeur naar hogergelegen
gebieden trekt om je in veiligheid te stellen indien een mogelijke tsunami toeslaat.
Kijken we nu naar de situatie in Thailand, Indië, Sri Lanka en de andere kustgebieden die getroffen zijn door
de tsunami, dan moeten we weerom vaststellen dat ook hier een eenvoudig regeltje weer heel wat
mensenlevens had kunnen redden. En dit regeltje zegt dat je je uit de voeten moet maken en hogergelegen
gebieden moet opzoeken wanneer de zee zich abnormaal ver terugtrekt. Dit is immers vaak de voorbode dat
een tsunami in aantocht is. De videobeelden uit zowel Thailand als Sri Lanka laten teveel nieuwsgierige
mensen zien die hun dood inlopen door het vrijgekomen strand te gaan ontdekken.
Natuurlijk had een tsunamiwaarschuwingssysteem in de Indische Oceaan de dodentol in belangrijke mate
kunnen beperken, toch zeker in Thailand, waar de tsunami één uur later toesloeg, in Sri Lanka en Indië, die
de tsunami pas bereikte na twee à drie uur, en zeker langsheen de Afrikaanse kusten, waar ongeveer 6 uur
na de aardbeving de tsunami toesloeg. De tektonische context van de Indische Oceaan vertelt ons dat
hetgeen op 26 december 2004 is gebeurd, eigenlijk onvermijdelijk was en zich in de toekomst nog zal
voordoen.
Wat dienen we uit deze ramp leren?
In de eerste plaats heeft deze aardbevings- en tsunamiramp ons nog eens duidelijk gemaakt dat we een
levende planeet bewonen. Als de Aarde toeslaat, moeten we nederig ons hoofd buigen en onze meerdere
erkennen. We kunnen er niets aan veranderen en zullen er dus mee moeten leren leven.
Toch zijn we niet volledig machteloos. Door de dynamische Aarde in al zijn aspecten te bestuderen – het
werk van geologen – zullen we steeds meer te weten komen over hetgeen zich afspeelt diep onder onze
voeten. Dit moet ons toelaten steeds nauwkeuriger de risico’s in te schatten en zo de nodige maatregelen te
treffen. Van zodra we ons immers bewust zijn van het risico, kunnen we ons daar inderdaad op
voorbereiden. En dit kan gaan van eenvoudige regeltjes, die aangeleerd worden in scholen, tot ingenieuse
waarschuwingssystemen en strikte bouwcodes.
Het is dan ook de opdracht van de autoriteiten – hierin bijgestaan door de geologische en seismologische
gemeenschap – om de mensen in te lichten dat ze in aardbevings- en tsunamigevoelige gebieden leven, en
ze ook voldoende te wapenen om zich te beschermen tegen mogelijke aardbevingen en/of tsunami’s.
Deze ramp in Zuidoost-Azië heeft echter ook overduidelijk gemaakt dat ook toeristen voldoende moeten
geïnformeerd zijn. Geen enkele toerist in Phuket zal zich bewust geweest zijn dat hij in een aardbevings- en
tsunamigevoelig gebied verbleef. Men kan zich dan ook de vraag stellen of er op de hotelkamers in
bijvoorbeeld Phuket naast voorschriften bij brand, ook geen voorschriften moeten aanwezig zijn bij
aardbeving en/of tsunamigevaar. En wat is de rol van de reisbureau’s? Moeten zij ook niet hun klanten op de
hoogte brengen dat ze naar risicogebieden op reis gaan. Wat betreft hygiëne en gezondheid (bv.
vaccinaties, AIDS, SOA’s, ...) wordt de toerist toch ook ingelicht.
En hoe zit het nu hier in Europa en België? Wat aardbevingen en tsunami’s betreft, kijken we dan in de
eerste plaats naar het Middellands Zeegebied. Dit gebied, gelegen op de plaatrand tussen de Afrikaanse en
Euraziatische plaat, is immers tektonisch zeer actief. Aardbevingen komen hier dan ook veelvuldig voor.
Tevens zijn er voldoende voorbeelden dat ook tsunami’s de kustgebieden in het Middellands Zeegebied in
het verleden hebben getroffen. Het lijkt me dan ook evident dat bijvoorbeeld de toerist die naar de Turkse
Rivièra trekt enkele richtlijnen zou meekrijgen over wat te doen bij een eventuele aardbeving en hoe zich
voor te bereiden op mogelijke tsunami’s.
En voor wat betreft de Noordzee en België, lijkt het dat het risico op tsunami’s verwaarloosbaar klein is, toch
zeker vergeleken met het risico dat verbonden is met stormen en overstromingen. Maar als geoloog hebben
we geleerd nooit nooit te zeggen. Wat aardbevingen betreft, ligt het iets anders. Verschillende recente (bv.
Roermond 1992), historische (bv. Verviers 1692), en prehistorische aardbevingen, tonen duidelijk aan dat
we hier in Noordwest-Europa absoluut niet gevrijwaard zijn van – mogelijk zware – aardbevingen.
6
Een wijde verspreiding in de kustgemeenschappen van dergelijke regeltjes is zo goed als kosteloos. Een
mooi voorbeeld hiervan is een ‘kleurboek’ voor kinderen ‘Tommy Tsunami and Ernie Earthquake coloring
book’, gewoonweg te downloaden van het internet (zie http://wcatwc.arh.noaa.gov/tommy00.htm).
6