Tsunami

Un tsunami (do xaponés 津波: tsu, "porto" e nami, "onda") é unha serie de ondas xeradas cando a auga de superficie, por exemplo dun lago ou océano, se despraza rapidamente a escala masiva. Os derrubamentos (de xeo nos glaciares ou de terra na beiramar), as erupcións volcánicas (terrestres ou submarinas) ou un meteorito grande teñen o potencial de xerar un tsunami pero o 90 % deles son provocados por terremotos, e nese caso reciben o nome de tsunamis tectónicos.

Simulación dun tsunami.

Diagrama explicativo.

Este tipo de ondas desprazan unha cantidade de auga moi superior ás ondas superficiais producidas polo vento. Calcúlase que o 75% destes fenómenos son provocados por terremotos, nese caso reciben o nome máis correcto e preciso de «tsunamis tectónicos». A enerxía dun maremoto depende da súa altura, da súa lonxitude de onda e da lonxitude da súa fronte. A enerxía total descargada sobre unha zona costeira tamén dependerá da cantidade de picos que leve o tren de ondas. É frecuente que un tsunami que viaxa grandes distancias diminúa a altura das súas ondas, pero sempre manterá unha velocidade determinada pola profundidade sobre a cal o tsunami desprázase. Normalmente, no caso dos tsunamis tectónicos, a altura da onda de tsunami en augas profundas é da orde dun metro, pero a lonxitude de onda pode alcanzar algúns centos de quilómetros. Isto é o que permite que aínda cando a altura en océano aberto sexa moi baixa, esta altura creza de forma abrupta ao diminuír a profundidade, co cal, ao diminuír a velocidade da parte dianteira do tsunami, necesariamente crece a altura por transformación de enerxía cinética en enerxía potencial. Desta forma unha masa de auga dalgúns metros de altura pode arrasar ao seu paso cara ao interior.

A enerxía dun tsunami depende da súa altura (amplitude da onda) e velocidade de translación. A enerxía total descargada sobre unha zona costeira tamén dependerá da cantidade de picos que leve o tren de ondas (no tsunami do Índico de 2004 houbo 7 picos). Este tipo de vagas removen unha cantidade de auga moi superior ás ondas superficiais producidas polo vento. Un tsunami tectónico producido nun fondo oceánico de 5 km de profundidade removerá toda a columna de auga desde o fondo ata a superficie. O desprazamento vertical pode ser tan só de centímetros pero, de se producir a suficiente profundidade, a velocidade será moi alta e a enerxía transmitida á onda será enorme. Aínda así, na mar a fóra a onda case non se aprecia xa que queda diluída entre as ondas superficiais. Con todo, destacan pola falta de tranquilidade do fondo mariño, que se axita en toda a súa profundidade.

Causas e fenomenoloxía

Antigamente, o termo tsunami utilizábase para referirse ás ondas producidas por furacáns e temporais que podían entrar terra dentro, pero estas non deixaban de ser ondas superficiais producidas polo vento. Tampouco se debe confundir coa onda producida pola marea coñecida como macareu. Este é un fenómeno regular e moito máis lento, aínda que nalgúns lugares estreitos e de forte desnivel poden xerarse fortes correntes.

A maioría dos maremotos son orixinados por terremotos de gran magnitude baixo a superficie acuática. Para que se orixine un maremoto o fondo mariño debe ser movido abruptamente en sentido vertical, de xeito que unha gran masa do océano sexa impulsada fóra do seu equilibrio normal. Cando esta masa de auga trata de recuperar o seu equilibrio xera ondas. O tamaño do maremoto estará determinado pola magnitude da deformación vertical do fondo mariño, ademais doutros parámetros como a profundidade do leito mariño. Non todos os terremotos baixo a superficie da auga xeran tsunamis.

Un maremoto tectónico producido nun fondo oceánico de 5 km de profundidade removerá toda a columna de auga dende o fondo ata a superficie. O desprazamento vertical pode ser só de centímetros, mais se se produce a suficiente profundidade a velocidade será moi alta e a enerxía transmitida á onda será enorme. Aínda así, en mar a fóra a onda pasa case desapercibida, xa que queda camuflada entre as ondas superficiais. En cambio, destacan na quietude do fondo mariño, que se axita en toda a súa profundidade.

A zona máis afectada por estes fenómenos é o océano Pacífico, debido a que nel se atopa a zona máis actica do planeta, o cinto de lume. Por iso é o único océano cun sistema de alertas verdadeiramente eficaz.

Física dos tsunamis tectónicos

Esquema dun tsunami.

Animación dunha onda en augas superficiais.

Non existe un límite claro respecto da magnitude precisa dun sismo para xerar un tsunami. Os elementos determinantes para que aconteza o tsunami son, entre outros, a magnitude do sismo orixinador, a profundidade do hipocentro e a morfoloxía das placas tectónicas involucradas. Isto fai que para algúns lugares do planeta se requiran grandes sismos para xerar un tsunami mentres que para outros chegue con tremores de menor magnitude. É dicir, a xeoloxía local, a magnitude e a profundidade focal son parte dos elementos que definen a ocorrencia ou non dun tsunami de orixe tectónica.

A velocidade das ondas pode determinarse a través de ecuación: $v={\sqrt {g\cdot D}}$, onde D é a profundidade da auga que está directamente sobre o sismo e g, a gravidade terrestre (9,8 m/s²).

Ás profundidades típicas de 4-5 km as ondas viaxarán a velocidades arredor dos 600 quilómetros por hora ou máis. A súa amplitude superficial ou altura da crista H pode ser pequena, mais a masa de auga que axitan é enorme e por iso a súa velocidade é tan grande, igual que tamén o é a distancia entre os picos. É habitual que a lonxitude de onda da cadea de tsunamis sexa de 100 km, 200 km ou máis.

O intervalo entre cristas (período da onda) pode durar dende menos de dez minutos ata media hora ou máis. Cando a onda entre na plataforma continental, a diminución drástica da profundidade fai que a súa velocidade diminúa e comece a aumentar a súa altura. Ao chegar á costa, a velocidade decreceu ata uns 50 km/h mentres que a altura será xa duns 3 a 30 m, dependendo do tipo de relevo que atope. A distancia entre cristas tamén se estreitará preto da costa.

Debido a que a onda se propaga en toda a columna de auga, dende a superficie ata o fondo, pódese facer a aproximación á teoría linear da hidrodinámica. Así, o fluxo de enerxía E calcúlase como: $E={\frac {1}{8}}d\cdot g^{\left(3/2\right)}\cdot H^{2}\cdot h^{\left(1/2\right)}$, sendo 'd' a densidade do fluído.

A teoría linear predí que as ondas conservarán a súa enerxía mentres non rompan na costa. A disipación da enerxía preto da costa dependerá das características do relevo mariño e a maneira na que se disipa esa enerxía antes de romper depende da relación H/h. Unha vez que chega á terra firme a forma en que a onda rompe depende da relación H/L. Como L sempre é moito maior ca H as ondas romperán como o fan as ondas baixas e planas. Esta forma de disipar a enerxía é pouco eficiente, e leva a onda a adentrarse na terra como unha gran marea.

Ao chegar á costa a altura aumentará, mais seguirá a ter forma de onda plana. Pódese dicir que hai un transvasamento de enerxía de velocidade a amplitude. A onda frea mais gaña altura. Con todo, a amplitude non abonda para explicar o poder destrutor da onda e mesmo un nun tsunami de menos de 5 m os efectos poden ser devastadores. O que acontece é que a onda arrastra unha masa de auga moito maior que calquera onda convencional, polo que o primeiro impacto da fronte da onda vén seguido do pulo do resto da masa de auga perturbada que preme, facendo que o mar se adentre máis na terra.

Antes da súa chegada, o mar adoita retirarse distancias variables da costa, que no caso de fondos relativamente planos, pode chegar a varios centos de metros como unha rápida baixamar. Dende ese momento ata que chega a onda principal poden pasar de 5 a 10 minutos, e mesmo existen casos en que transcorreron horas ata chegar á terra. Ás veces, antes de chegar a cadea principal de ondas do tsunami, que realmente arrasará a zona, poden aparecer «micro tsunamis» de aviso. Así ocorreu o 26 de decembro de 2004 nas costas de Sri Lanka onde, minutos antes da chegada da onda forte, pequenos tsunamis entraron uns cincuenta metros praia dentro, provocando o desconcerto entre os bañistas antes de que se lles botase encima a onda maior. Segundo testemuños, «víronse rápidas e sucesivas mareas baixas e altas, daquela o mar retirouse por completo e só sentiuse o estrondo atronador da gran onda que viña».

Debido a que a enerxía dos tsunamis tectónicos é case constante, poden chegar a cruzar océanos e afectar costas moi afastadas do lugar do suceso. A traxectoria das ondas pode modificarse polas variacións do relevo abisal, fenómeno que non ocorre coas ondas superficiais. Nos tsunamis tectónicos, dado que se producen debido ao desprazamento vertical dunha falla, a onda que xeran adoita ser especial. A súa fronte de onda é recta en case toda a súa extensión e só nos extremos vai diluíndose a enerxía ao se curvar. A enerxía concéntrase polo tanto nunha fronte de onda recta, o que fai que as zonas situadas xusto na dirección da falla se vexan relativamente pouco afectadas, en contraste coas zonas varridas pola onda, aínda que se sitúen moito máis lonxe. A peculiar fronte da onda fai que a onda non perda enerxía por simple dispersión xeométrica, sobre todo na súa zona máis central. O fenómeno é parecido a unha onda encaixada nun canal ou río. A onda, ao non poder dispersarse matén constante a súa enerxía. Nun tsunami si existe certa dispersión, mais sobre todo concéntrase nas zonas máis afastadas do centro da fronte de onda recta.

Dispersión da enerxía debido ao alongamento da fronte de onda

Hai quen sostén que os tsunamis son exemplos dun tipo especial de ondas non lineais denominadas solitóns.

O fenómeno físico dos solitóns foi descrito, no século XIX, por J. S. Russell en canles de auga de pouca profundidade, e son observables tamén noutros lugares. Respecto diso expresouse que:

...en ríos (de varios metros de altura: mascaret do río Sena ou bore do río Severn ) e en estreitos (como na pycnoclina do estreito de Xibraltar, onde poden alcanzar ata cen metros de amplitude aínda que sexan apenas perceptibles na superficie do mar) ou no océano (maremoto é unha onda xigantesca nun porto que ocorre como etapa final dunha onda solitaria que percorreu de tres a catro mil quilómetros a uns oitocentos quilómetros por hora, por exemplo de Alasca a Hawái).

Tsunamis con outros tipos de orixes

Existen outros mecanismos xeradores de tsunamis menos correntes que tamén poden producirse por erupcións volcánicas, deslizamentos de terra, meteoritos, explosións submarinas e de orixe meteorolóxica coñecidos como meteotsunamis. Estes fenómenos poden producir ondas enormes, moito máis altas que as dos tsunamis correntes. De todas estas causas alternativas, a máis común é a dos deslizamentos de terra producidos por erupcións volcánicas explosivas, que poden afundir illas ou montañas enteiras no mar en cuestión de segundos. Tamén existe a posibilidade de desprendementos naturais tanto na superficie como debaixo dela. Este tipo de tsunamis difiren drasticamente dos tsunamis tectónicos.

En primeiro lugar, a cantidade de enerxía que intervén. Está o terremoto do Océano Índico de 2004, cunha enerxía desenvolvida duns 32.000 MT. Só unha pequena fracción desta traspasarase ao tsunami. Pola contra, un exemplo clásico deste tipo de tsunamis é a explosión do volcán Krakatoa, cuxa erupción xerou unha enerxía de 300 MT. Con todo, mediuse unha altitude nas ondas de ata 50 m, moi superior á das medidas polos tsunamis do océano Índico. A razón destas diferenzas estriba en varios factores. Por unha banda, o maior rendemento na xeración das ondas por parte deste tipo de fenómenos, menos enerxéticos pero que transmiten gran parte da súa enerxía ao mar. Nun seismo (ou terremoto), a maior parte da enerxía invístese en mover as placas. Pero, aínda así, a enerxía dos tsunamis tectónicos segue sendo moito maior que a dos mega tsunamis. Outra das causas é o feito de que un tsunami tectónico distribúe a súa enerxía ao longo dunha superficie de auga moita maior, mentres que os mega tsunamis parten dun suceso moi puntual e localizado. En moitos casos, os mega tsunamis tamén sofren unha maior dispersión xeométrica, debido xustamente á extrema localización do fenómeno. Ademais, adoitan producirse en augas relativamente pouco profundas da plataforma continental. O resultado é unha onda con moita enerxía en amplitude superficial, pero de pouca profundidade e menor velocidade. Este tipo de fenómenos son incriblemente destrutivos nas costas próximas ao desastre, pero dilúense con rapidez. Esa disipación da enerxía non só dáse por unha maior dispersión xeométrica, senón tamén porque non adoitan ser ondas profundas, o cal implica turbulencias entre a parte que oscila e a que non. Iso comporta que a súa enerxía diminúa bastante durante o traxecto.

Recreación gráfica dun tsunami aproximándose á costa

O exemplo típico de megatsunami é o causado pola caída dun meteorito no océano. Este evento produciría ondas curvas de gran amplitude inicial, bastante superficiais, que si terían dispersión xeométrica e disipación por turbulencia, polo que, a grandes distancias, quizais os efectos non serían tan daniños. Unha vez máis os efectos estarían localizados, sobre todo, nas zonas próximas ao impacto. O efecto é exactamente o mesmo que o de lanzar unha pedra a un estanque. Evidentemente, se o meteorito fóra o suficientemente grande, daría igual cuán afastado atopásese o continente do impacto, pois as ondas arrasaríano de todos os xeitos cunha enerxía inimaxinable. Tsunamis apocalípticos desa magnitude deberon producirse fai 65 millóns de anos cando un meteorito caeu na actual península do Iucatán. Este mecanismo xerador é, sen dúbida, o máis raro de todos; de feito, non se teñen rexistros históricos de ningunha onda causada por un impacto.

Algúns xeólogos especulan que un mega tsunami podería producirse nun futuro próximo (en termos xeolóxicos) cando se produza un esvaramento no volcán da parte inferior da illa de La Palma, nas illas Canarias (Cumbre Vieja). Con todo, aínda que existe esa posibilidade (de feito algúns vales de Canarias, como o de Güímar, en Tenerife, ou o do Golfo, no Hierro, formáronse por episodios xeolóxicos deste tipo), non parece que iso poida ocorrer a curto prazo.

Tsunamis históricos

Consérvanse moitas descricións de ondas catastróficas na antigüidade, especialmente na zona mediterránea:

• Erupción minoica: illa Santorini, (1650 a. C.). Algúns autores afirman que a lenda da Atlántida está baseada na dramática desaparición da civilización minoica.
• Golfo de Cádiz, 218 a.C. e 210 a.C.
• Valparaíso: o 8 de xullo de 1730 a área central de Chile foi movida por un forte tremor. O tsunami resultante afectou arredor de 1000 quilómetros de costa. O tsunami cruzou o océano Pacífico ata o Xapón, onde anegou casas e campos de arroz na península de Oshika en Sendai.
• Lisboa: o terremoto do 1 de novembro de 1755 produciu un gran tsunami que afectou todas as costas atlánticas.
• Krakatoa: a descomunal explosión do Krakatoa o 27 de agosto de 1883 produciu unha onda de entre 15 e 42 metros de altura.

Krakatoa (1883)

O 27 de agosto de 1883 ás dez e cinco (hora local), a descomunal explosión do Krakatoa, que fixo desaparecer ao citado volcán xunto con aproximadamente o 45% da illa que o albergaba, produciu unha onda de entre 15 e 42 metros de altura, segundo as zonas, que acabou coa vida de aproximadamente 20 000 persoas.

A unión de magma escuro con magma claro no centro do volcán foi o que orixinou devandita explosión. Pero non só as ondas mataron ese día. Enormes coadas piroclásticas viaxaron mesmo sobre o fondo mariño e emerxeron nas costas máis próximas de Xava e Sumatra, facendo ferver a auga e arrasando todo o que atopaban ao seu paso. Así mesmo, a explosión emitiu á estratosfera gran cantidade de aerosois, que provocaron unha baixada global das temperaturas. Ademais, houbo unha serie de erupcións que volveron formar un volcán, que recibiu o nome de Anak Krakatoa, é dicir, ‘o fillo do Krakatoa’.

Messina (1908)

Na madrugada do 28 de decembro de 1908 produciuse un terrible terremoto nas rexións de Sicilia e de Calabria, no sur de Italia. Foi acompañado dun tsunami que arrasou completamente a cidade de Messina, en Sicilia. A cidade quedou totalmente destruída e tivo que ser levantada de novo no mesmo lugar. Calcúlase que morreron preto de 70.000 persoas na catástrofe (200.000 segundo estimacións da época). A cidade contaba entón cuns 150.000 habitantes. Tamén a cidade de Reggio de Calabria, situada alén do estreito de Messina, sufriu importantes consecuencias. Faleceron unhas 15.000 persoas, sobre unha poboación total de 45.000 habitantes.

Océano Pacífico

• Océano Pacífico: un tremor en 1946 provocou un tsunami que provocou 165 mortes en Hawai e Alasca. Este tsunami fixo que os estados da zona creasen un sistema de alertas que entrou en funcionamento en 1949.

Alasca (1958)

Os danos causados polo megatsunami da baía de Lituya de 1958 pódense ver nesta fotografía aérea oblicua da baía, notándose nas áreas máis claras na beira onde as árbores foron arrincados de raíz. A frecha vermella mostra a localización do deslizamiento de terra, e a frecha amarela mostra a localización do punto máis alto da onda que se estende sobre o promontorio.

O 9 de xullo de 1958, na baía Lituya, ao nordés do golfo de Alasca rexistrouse un forte sismo, de 8,3 graos na escala de Richter que fixo que se derrubase practicamente unha montaña enteira, xerando unha parede de auga que se elevou sobre os 580 metros, converténdose na onda máis grande da que se teña rexistro, chegando a cualificarse o suceso de megatsunami.

Valdivia (1960)

Vista dunha rúa no centro de Valdivia tras o maremoto do 22 de maio de 1960

O terremoto de Valdivia (tamén chamado o Gran Terremoto de Chile), ocorrido o 22 de maio de 1960, é o sismo de maior magnitude rexistrado até agora por sismógrafos a nivel mundial. Produciuse ás 15:11 (hora local), tivo unha magnitude de 9,5 na escala de Richter e unha intensidade de XI a XII na escala de Mercalli, e afectou o sur de Chile. O seu epicentro localizouse en Valdivia, nos 39,5° de latitude sur e a 74,5° de lonxitude oeste; o hipocentro localizouse a 35 km de profundidade, aproximadamente 700 km ao sur de Santiago. O sismo causou un tsunami que se propagou polo océano Pacífico e devastou Hilo a 10 000 km do epicentro, como tamén as rexións costeiras de Suramérica. O número total de vítimas fatais causadas pola combinación de terremoto e maremoto estímase en 3000.

Nos minutos posteriores un tsunami arrasou o pouco que quedaba en pé. O mar recolleuse por algúns minutos e logo unha gran onda levantouse acabando ao seu paso con casas, animais, pontes, botes e, por suposto, moitas vidas humanas. Cando o mar se recolleu varios metros, a xente pensou que o perigo pasara e no canto de afastarse camiñaron cara ás praias, recollendo peixes, moluscos e outros residuos mariños. Para o momento en que se decataron da gran onda, xa era demasiado tarde.

Como consecuencia do terremoto orixinouse un tsunami que arrasou con algúns lugares das costas do Xapón (142 mortes e danos por 50 millóns de dólares), Hawai (61 falecementos e 75 millóns de dólares en danos), Filipinas (32 vítimas e desaparecidos). A costa oeste de Estados Unidos tamén rexistrou un tsunami, que provocou danos por máis de medio millón de dólares estadounidenses.

Colombia (1979)

Un terremoto importante de magnitude 8,1 graos Richter ocorreu ás 02:59 do 12 de decembro de 1979 ao longo da costa pacífica de Colombia e o Ecuador. O terremoto e tsunami asociado foron responsables da destrución de polo menos seis municipios de pesca e da morte de centenares de persoas no Departamento de Nariño en Colombia. O terremoto sentiuse en Bogotá, Pereira, Cali, Popayán, Buenaventura, Medellín e outras cidades e partes importantes en Colombia, e en Guayaquil, Esmeraldas, Quito e outras partes de Ecuador. O tsunami de Tumaco causou, ao romper contra a costa, gran destrución na cidade de Tumaco e as poboacións de El Charco, San Juan, Mosquera e Salahonda no Pacífico colombiano. Este fenómeno deixou un saldo de 259 mortos, 798 feridos e 95 desaparecidos.

Nicaragua (1992)

Un terremoto ocorrido nas costas do Pacífico de Nicaragua, de entre 7,2 e 7,8 graos na escala de Richter, o 2 de setembro de 1992, provocou un tsunami con ondas de ata 10 metros de altura, que azoutou gran parte da costa do Pacífico deste país, provocando máis de 170 mortos e afectando a máis de 40.000 persoas, en polo menos unha vintena de comunidades, entre elas San Juan del Sur.

Hokkaido (1993)

Un tsunami imprevisto ocorreu ao longo da costa de Hokkaido en Xapón, como consecuencia dun terremoto, o 12 de xullo de 1993. Como resultado, 198 persoas da pequena illa de Okushiri perderon a vida, e centenares resultaron feridas. Este maremoto provocou que algunhas oficinas caesen en quebras.

As ondas adquiriron unha altura de 31 metros, pero só atacaron a esta illa.

Océano Índico (2004)

Arriba: pobo na costa de Sumatra en ruínas debido ao tsunami de 2004 Abaixo: vista de Sendai (Xapón) asolagada tras o tsunami de 2011.

Artigo principal: Terremoto do océano Índico de 2004.

Animación del tsunami de 2004 en el océano Índico.

Tsunami provocado polo terremoto do océano Índico de 2004 en Tailandia.

Ata a data, o tsunami máis devastador ocorreu o 26 de decembro de 2004 no océano Índico, cun número de vítimas directamente atribuídas ao tsunami de aproximadamente 280.000 persoas. As zonas máis afectadas foron Indonesia e Tailandia, aínda que os efectos destrutores alcanzaron zonas situadas a miles de quilómetros: Bangladesh, India, Malaisia, as Maldivas, Sri Lanka e mesmo Somalia, no leste de África. Isto deu lugar á maior catástrofe natural ocorrida desde o Krakatoa, en parte debido á falta de sistemas de alerta temperá na zona, quizais como consecuencia da pouca frecuencia deste tipo de sucesos nesta rexión.

O terremoto foi de 9,1: o segundo máis poderoso tras o terremoto de Valdivia (Chile) de 1960 (9,5). En Banda Aceh formou unha parede de auga de 10 ou 18 m de altura penetrando na illa 1 ou 3 km desde a costa ao interior; só na illa de Sumatra morreron 228.440 persoas ou máis. Sucesivas ondas chegaron a Tailandia, con ondas de 15 metros que mataron a 5.388 persoas; na India morreron 10.744 persoas e en Sri Lanka, houbo 30.959 vítimas. Este tremendo tsunami foi debido ademais da súa gran magnitude (9,1), a que o epicentro estivo só a 9 km de profundidade, e a que a rotura da placa tectónica foi de 1600 km de lonxitude (600 km máis que no terremoto de Chile de 1960).

Chile Central e Sur (2010)

Artigo principal: Terremoto de Chile de 2010.

O terremoto de Chile de 2010 foi un forte sismo ocorrido ás 3:34:17 hora local (UTC-3), do 27 de febreiro de 2010, que alcanzou unha magnitude de 8,8 MW de acordo ao Servizo Sismolóxico de Chile e ao Servizo Xeolóxico dos Estados Unidos. O epicentro situouse na costa fronte á localidade de Cobquecura, aproximadamente 150 km ao noroeste de Concepción e a 63 km ao suroeste de Cauquenes, e a 47,4 km de profundidade baixo a cortiza terrestre.

Un forte tsunami impactou as costas chilenas como produto do terremoto, destruíndo varias localidades xa devastadas polo impacto telúrico. O Arquipélago Juan Fernández, a pesar de non sentir o sismo, foi impactado polas marusías que arrasaron co seu único poboado, San Juan Bautista, na Illa Robinson Crusoe. A alerta de tsunami xerada para o océano Pacífico estendeuse posteriormente a 53 países situados ao longo de gran parte da súa conca, chegando á Antártida, Colombia, Costa Rica, Ecuador, as costas de Hawai, Nova Zelandia, Panamá, Perú e a Polinesia Francesa.

O sismo é considerado como o segundo máis forte na historia de Chile e un dos dez máis fortes rexistrados pola humanidade. só é superado a nivel nacional polo cataclismo do terremoto de Valdivia de 1960, o de maior intensidade rexistrado mediante sismómetros. O sismo chileno foi 31 veces máis forte e liberou preto de 178 veces máis enerxía que o devastador terremoto de Haití ocorrido o mes anterior. A enerxía liberada foi próxima a 100 000 bombas atómicas como a liberada en Hiroshima en 1945.

Xapón (2011)

Artigo principal: Terremoto e tsunami de Sendai de 2011.

Vista de Sendai, asolagada tras o terremoto e o posterior tsunami.

Animación do maremoto de Xapón 2011, realizada polo NOAA

O 11 de marzo de 2011 un terremoto de magnitude 9.0 na escala de Richter golpeou Xapón. O terremoto liberou unha cantidade de enerxía superficial calculada en 1,9 ± 0,5×10¹⁷ joules, que se disipou en forma de tremor e a enerxía que xerou o tsunami; esa enerxía é case o dobre comparada co terremoto de 9,1 do 2004 no océano Índico. A enerxía total liberada, tamén coñecida como o "momento sísmico" (M0), foi de máis 200 000 veces a enerxía de superficie e foi calculada polo USGS en 3.9×10²² joules, lixeiramente menor que o terremoto do 2004 no océano Índico. Isto é equivalente a 9320 xigatoneladas de TNT, ou aproximadamente 600 millóns de veces a enerxía da bomba nuclear de Hiroshima.

Tras o sismo xerouse unha alerta de tsunami para a costa pacífica do Xapón e outros países, incluídos Nova Zelandia, Australia, Rusia, Guam, Filipinas, Indonesia, Papúa Nova Guinea, Nauru, Hawai, illas Marianas do Norte, Estados Unidos, Taiwán, América Central, México e as costas de América do Sur, especialmente Chile, Colombia, Ecuador e Perú. A alerta de tsunami emitida polo Xapón foi a máis grave na súa escala local de alerta, o que implica que se esperaba unha onda de 10 metros de altura. A axencia de noticias Kyodo informou que un tsunami de 4 m de altura golpeara a Prefectura de Iwate no Xapón. Observouse un tsunami de 10 metros de altura no aeroporto de Sendai, na prefectura de Miyagi, que quedou asolagado, con ondas que varreron coches e edificios a medida que se penetraban en terra.

Detectáronse, horas máis tarde, ao redor de 105 réplicas do terremoto, unha alerta máxima nuclear e 1000 veces máis radiación do que producía o Xapón mesmo debido aos incendios ocasionados nunha planta atómica. Temíase máis tarde unha posible fuga radioactiva.

Finalmente o tsunami azoutou as costas de Hawai e toda a costa suramericana con danos mínimos grazas aos sistemas de alerta temperá liderados polo Centro de Alerta de Tsunamis do Pacífico.

Indonesia (2018)

O 28 de setembro de 2018, un [[|Terremoto e tsunami de Celebes de 2018|tsunami]] causado por un sismo de magnitude 7,0 na escala de Richter arrasou con varias zonas costeiras de Indonesia, deixando algo máis de 4300 falecidos.

Erupción do Anak Krakatoa (2018)

En Indonesia, o 22 de decembro de 2018, o volcán Anak Krakatoa entrou en erupción, provocando un tsunami que deixou máis de 400 falecidos e 1400 feridos.

Sistemas de alerta

Instrumento que avisa á poboación en caso de inminente maremoto, nunha praia de Concepción, Chile.

Sirena SAT do Ecuador en Muisne, Esmeraldas. O país conta con este sistema de alertas en todas as súas costas e en Galápagos. Divídese en dous tipos: Para tsunamis e contra inundacións en ríos.

Moitas cidades ao redor do Pacífico, sobre todo en Chile, Ecuador, Estados Unidos, Xapón, México, Nova Zelandia e Perú dispoñen de sistemas de alarma e plans de evacuación en caso de tsunamis. Diversos institutos sismolóxicos de diferentes partes do mundo dedícanse á previsión de tsunamis, e a evolución destes é a monitorización destes por satélites. O primeiro sistema, bastante rudimentario, para alertar da chegada dun tsunami foi posto a proba en Hawai nos anos vinte. Posteriormente desenvolvéronse sistemas máis avanzados debido aos tsunamis do 1 de abril de 1946 e do 22 de maio de 1960, que causaron unha gran destrución en Hilo (Hawai). Os Estados Unidos crearon o Centro de Alerta de Tsunamis do Pacífico (Pacific Tsunami Warning Center) en 1949, que pasou a formar parte dunha rede mundial de datos e prevención en 1965.

Sinal que avisa do perigo de tsunami, na península de Seward (Alasca).

Sinal de evacuación na illa Ko Phi Phi Don, Tailandia

Un dos sistemas para a prevención de tsunamis é o proxecto CREST (Consolidated Reporting of Earthquakes and Seaquakes) (Información Consolidada sobre Terremotos e Maremotos), que é utilizado na costa noroeste estadounidense (Cascadia), en Alasca e en Hawai polo Servizo Xeolóxico dos Estados Unidos, a Oficina Nacional de Administración Oceánica e Atmosférica (National Oceanic and Atmospheric Administration), a rede sismográfica do nordés do Pacífico e outras tres redes sísmicas universitarias.

A predición de tsunamis segue sendo pouco precisa. Aínda que se pode calcular o epicentro dun gran terremoto subacuático e o tempo que pode tardar en chegar un tsunami, é case imposible saber se houbo grandes movementos do chan mariño, que son os que producen tsunamis. Como resultado de todo isto, é moi común que se produzan alarmas falsas. Ademais, ningún destes sistemas serve de protección contra un tsunami imprevisto.

Sinal que indica zona de ameaza ante un tsunami na península de Cavancha en Iquique, Chile.

A pesar de todo, os sistemas de alerta non son eficaces en todos os casos. En ocasións o terremoto xerador pode ter o seu epicentro moi preto da costa, polo que o lapso entre o sismo e a chegada da onda será moi reducido. Neste caso, as consecuencias son devastadoras, debido a que non se conta con tempo suficiente para evacuar a zona e o terremoto en por si xa xerou unha certa destrución e caos previo, o que fai que resulte moi difícil organizar unha evacuación ordenada. Este foi o caso do tsunami de 2004 pois, aínda contando cun sistema adecuado de alerta no océano Índico, quizais a evacuación non sería o suficientemente rápida.

Prevención e mitigación

Barreiras naturais

Un informe publicado polo Centro de Vixilancia da Conservación do Ambiente (PNUE) suxire que o tsunami do 26 de decembro de 2004 provocou menos danos nas zonas en que existían barreiras naturais, como os mangleirales, os arrecifes coralinos ou a vexetación costeira. Un estudo xaponés sobre este tsunami en Sri Lanka estableceu cales son os parámetros de resistencia costeira máis importantes, en función das diferentes clases de árbores con axuda dunha modelización sobre imaxes satelitais.

Barreiras artificiais

Véxase tamén: Quebraondas.

Nalgúns países con risco de tsunamis tomáronse medidas de enxeñaría sísmica, co obxectivo de reducir os danos causados nas costas.

No Xapón, lugar onde a ciencia dos tsunamis e as medidas de resposta cara aos mesmos comezaron a investigarse logo do desastre de 1896, prodúcense medidas defensivas e plans de resposta cada vez máis detallados. No país construíronse numerosos paredóns anti-tsunami de ata 12 metros de alto para protexer á poboación das áreas costeiras. Outras localidades, como Fudai e Kamaishi, construíron comportas de ata 15,5 metros de altura, así como canles para redirixir a auga dos tsunamis. A pesar disto, a súa efectividade foi cuestionada xa que os tsunamis rebasarón frecuentemente estas barreiras, creando unha falsa sensación de seguridade.

O desastre da central nuclear de Fukushima Daiichi foi provocado directamente polo terremoto e tsunami de Xapón de 2011, cando as ondas superaron a altura das barreiras que protexían ao recinto. A prefectura de Iwate, unha área con alto risco de tsunami, tiña unha barreira anti-tsunami denominada rompeolas Tarō (田老防波堤, Tarō bōhatei), a cal medía 25 km na súa traxectoria adxacente ás cidades costeiras. Máis da metade desta barreira foi destruída pola o tsunami de 2011, causando danos catastróficos.

O tsunami de Okushiri, pertencente a Hokkaido, que arrasou coa illa entre dous a cinco minutos despois do terremoto do 12 de xullo de 1993, ocasionou ondas de ata 30 metros, ou a mesma altura que un edificio de 10 pisos. A cidade porto de Aonae (青苗村, Aonae-mura) estaba rodeada completamente por un paredón anti-tsunami, pero aínda así as ondas superaron a barreira, destruíndo todas as estruturas de madeira na área. A estrutura talvez serviu para retardar ou limitar a altura do tsunami, pero non logrou previr os danos e mortes ocasionados polo desastre.

Diferenzas entre tsunamis e marusías

As marusías prodúcense habitualmente pola acción do vento sobre a superficie da auga, as súas ondas adoitan presentar unha ritmicidade de 20 segundos, e adoitan propagarse uns 150 m terra dentro, como máximo total, tal e como observamos nos temporais ou furacáns. De feito, a propagación vese limitada pola distancia, de modo que vai perdendo intensidade ao afastarnos do lugar onde o vento está a xerala.

Un tsunami, en cambio, presenta un comportamento oposto, xa que o brusco movemento da auga desde a profundidade xera un efecto de «lategazo» cara á superficie, o cal é capaz de lograr ondas de magnitude impensable. As análises matemáticas indican que a velocidade é igual á raíz cadrada do produto do potencial gravitatorio (9,8 m/s²) pola profundidade. Para ter unha idea, tomemos a profundidade habitual do océano Pacífico, que é de 4000 m. Isto daría unha onda que podería moverse a uns 200 m/s, ou sexa, a 700 km/h. E, como as ondas perden a súa forza en relación inversa ao seu tamaño, ao ter 4000 m pode viaxar a miles de quilómetros de distancia sen perder moita forza.

Só cando chegan á costa comezan a perder velocidade, ao diminuír a profundidade do océano. A altura das ondas, con todo, pode incrementarse ata superar os 30 metros (o habitual é unha altura de 6 ou 7 m). Os tsunamis son ondas que, ao chegar á costa, non rompen. Ao contrario, un maremoto só maniféstase por unha subida e baixada do nivel do mar das dimensións indicadas. O seu efecto destrutivo radica na importantísima mobilización de auga e as correntes que iso implica, facendo na práctica un río de toda a costa, ademais das ondas 'normais' que seguen propagándose encima do maremoto e arrasando, ao seu paso, co pouco que puidese resistir a corrente.

A enerxía dos tsunamis mantense máis ou menos constante durante o seu desprazamento, de modo que, ao chegar a zonas de menor profundidade, por haber menos auga que desprazar, a altura do tsunami increméntase de maneira formidable. Un maremoto que mar dentro sentiuse como unha onda non perceptible, debido á súa longa lonxitude de onda pode, ao chegar á costa, destruír ata quilómetros terra dentro. As turbulencias que produce no fondo do mar arrastran rochas e area, o que provoca dano erosivo nas praias que pode alterar a xeografía durante moitos anos.

As fallas presentes nas costas do océano Pacífico, onde as placas tectónicas introdúcense bruscamente baixo a placa continental, provocan un fenómeno chamado subdución, o que xera maremotos con frecuencia. Derrubes e erupcións volcánicas submarinas poden provocar fenómenos similares.

Véxase tamén

Bibliografía

• Boris Levin, Mikhail Nosov: Physics of tsunamis. Springer, Dordrecht 2009, ISBN 978-1-4020-8855-1.
• Gascón, M. et al. (2005). Vientos, terremotos, tsunamis y otras catástrofes naturales. Historia y casos latinoamericanos. Buenos Aires: Biblos. 159 pp. ISBN 950-786-498-9.
• Kontar, Y. A. et al.: Tsunami Events and Lessons Learned: Environmental and Societal Significance. Springer, 2014. ISBN 978-94-007-7268-7 (print); ISBN 978-94-007-7269-4 (eBook)
• Kristy F. Tiampo: Earthquakes: simulations, sources and tsunamis. Birkhäuser, Basel 2008, ISBN 978-3-7643-8756-3.
• Linda Maria Koldau: Tsunamis. Entstehung, Geschichte, Prävention, (Tsunami development, history and prevention) C.H. Beck, Munich 2013 (C.H. Beck Reihe Wissen 2770), ISBN 978-3-406-64656-0 (in German).
• Walter C. Dudley, Min Lee: Tsunami! University of Hawaii Press, 1988, 1998, Tsunami! University of Hawai'i Press 1999, ISBN 0-8248-1125-9, ISBN 978-0-8248-1969-9.
• Charles L. Mader: Numerical Modeling of Water Waves CRC Press, 2004, ISBN 0-8493-2311-8.

Outros artigos

• Terremoto de Lisboa de 1755
• Terremoto do Océano Índico de 2004
• Terremoto e tsunami de Sendai de 2011
• Marqués de Pombal

Ligazóns externas

• Geophys.Washington.edu Arquivado 05 de xaneiro de 2005 en Wayback Machine. (animación dun maremoto xerda mediante simulación numérica).
• NOAA.gov National Oceanic and Atmospheric Administration).
• Prh.Noaa.gov (Pacific Tsunami Warning Centre).