risico - inschatting voor een tsunami aan de belgische kust

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
Mod. 765/12 Risico-inschatting voor een tsunami aan de Belgische kust. Advies
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
Mod. 765/12 Risico-inschatting voor een tsunami aan de Belgische kust. Advies
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
Mod. 765/12 Risico-inschatting voor een tsunami aan de Belgische kust. Advies
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
Mod. 765/12 Risico-inschatting voor een tsunami aan de Belgische kust. Advies
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
Mod. 765/12 Risico-inschatting voor een tsunami aan de Belgische kust. Advies
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
Mod. 765/12 Risico-inschatting voor een tsunami aan de Belgische kust. Advies
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
Mod. 765/12 Risico-inschatting voor een tsunami aan de Belgische kust. Advies
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
Mod. 765/12 Risico-inschatting voor een tsunami aan de Belgische kust. Advies
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
Mod. 765/12 Risico-inschatting voor een tsunami aan de Belgische kust. Advies
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
Mod. 765/12 Risico-inschatting voor een tsunami aan de Belgische kust. Advies
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
Mod. 765/12 Risico-inschatting voor een tsunami aan de Belgische kust. Advies
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
Mod. 765/12 Risico-inschatting voor een tsunami aan de Belgische kust. Advies
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
Mod. 765/12 Risico-inschatting voor een tsunami aan de Belgische kust. Advies
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
Mod. 765/12 Risico-inschatting voor een tsunami aan de Belgische kust. Advies
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
Mod. 765/12 Risico-inschatting voor een tsunami aan de Belgische kust. Advies
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
Mod. 765/12 Risico-inschatting voor een tsunami aan de Belgische kust. Advies
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
Mod. 765/12 Risico-inschatting voor een tsunami aan de Belgische kust. Advies
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
Mod. 765/12 Risico-inschatting voor een tsunami aan de Belgische kust. Advies
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
Mod. 765/12 Risico-inschatting voor een tsunami aan de Belgische kust. Advies
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
Mod. 765/12 Risico-inschatting voor een tsunami aan de Belgische kust. Advies
(*)
(+)
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
Nankaido Region, Japan
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
Nankaido Region, Japan
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
Nankaido Region, Japan
1854
5.000
Enshunada, Japan
1868
25.674
Northern Chile
1883
36.000
Krakatau, South Java Sea, Indonesia
1896
26.360
Sanriku Region, Japan
1899
3.620
Banda Sea, Indonesia
1908
70.000
Messina, Italy
1923
2.144
Sagami Bay, Japan
1933
3.000
Sanriku Region, Japan
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
Mod. 765/12 Risico-inschatting voor een tsunami aan de Belgische kust. Advies
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
Mod. 765/12 Risico-inschatting voor een tsunami aan de Belgische kust. Advies
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
Mod. 765/12 Risico-inschatting voor een tsunami aan de Belgische kust. Advies
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
Mod. 765/12 Risico-inschatting voor een tsunami aan de Belgische kust. Advies
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
Mod. 765/12 Risico-inschatting voor een tsunami aan de Belgische kust. Advies
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
Mod. 765/12 Risico-inschatting voor een tsunami aan de Belgische kust. Advies
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
Mod. 765/12 Risico-inschatting voor een tsunami aan de Belgische kust. Advies
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
Mod. 765/12 Risico-inschatting voor een tsunami aan de Belgische kust. Advies
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
Mod. 765/12 Risico-inschatting voor een tsunami aan de Belgische kust. Advies
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