Tsunami
.jpg)
Tsunami (psáno i cunami; japonsky 津波, hiragana: つなみ, v překladu vlna v přístavu) označuje jednu nebo sérii po sobě jdoucích vln, které vznikají náhlým přemístěním velkého množství vody na rozsáhlých vodních plochách. Nevyskytuje se pouze v oceánech a mořích, ale může se objevit i ve vnitrozemí (jezera, vodní nádrže). Nejčastěji je tento jev vyvolán silným zemětřesením, jehož epicentrum leží na mořském dně nebo v blízkosti pobřeží. V menší míře je důsledkem sopečné činnosti, sesuvů a vzácně také impaktů planetek či komet.[2][3]
Tsunami se nepodobá běžným, větrem způsobeným vlnám. Odlišuje se řádově větším množstvím energie, vysokou amplitudou (výškou), dlouhou periodou a schopností za krátký čas urazit velké vzdálenosti. Zároveň tsunami nevzniká v důsledku přílivu a odlivu. Není proto správné tento jev synonymně označovat jako přílivovou vlnu. Dojde-li během podmořského zemětřesení k vertikálnímu posunu mořského dna, předá se do vodního sloupce obrovské množství energie a zformované vlnění se šíří na všechny strany. Na hlubokém volném oceánu dosahuje rychlost vlnění několik stovek km/h. Výška těchto vln zde obvykle nepřesahuje 1 metr a díky velmi dlouhé vlnové délce neškodně míjí proplouvající plavidla, aniž by si jejich posádky čehokoli všimly. Jak se tsunami přibližuje k pobřeží a klesá hloubka vody, dochází k jejímu zpomalování a ke zkracování vlnové délky. Zároveň dochází k výraznému nárůstu výšky, která může v extrémních případech dosahovat několika desítek metrů. Jelikož tsunami tvoří více různě velkých vln, mohou tyto vlny v rozmezí desítek minut až hodin opakovaně zasahovat a zaplavovat pobřeží.[2][4][5][6][7][8][9][10][11]
Tsunami patří k nejničivějším přírodním fenoménům. V minulosti si opakovaně vyžádaly vysoké ztráty na lidských životech a způsobily značné materiální škody. Mezi nejznámější neštěstí patří tsunami v Indickém oceánu v roce 2004, které mělo na svědomí 230 tisíc obětí a stalo se jednou z největších přírodních katastrof. Roku 2011 zasáhlo Japonsko nejsilnější zemětřesení v jeho dějinách. Následná tsunami zabila více než 15 tisíc lidí a poškození atomové elektrárny Fukušima vedlo k nejhorší jaderné havárii od katastrofy v Černobylu.[3][12][13][14][15]
Etymologie
Termín tsunami pochází z japonštiny, kde je slovo 津波 složeno ze slov cu (津 – „přístav“) a nami (波 – „vlna“). V doslovném překladu tedy znamená „vlna v přístavu“.[16][17]
Ve slovníku spisovné češtiny není slovo „tsunami“ uvedeno.[pozn. 1] Podle Pravidel českého pravopisu se jako základní tvar doporučuje cunami, což je přímý přepis japonského slova podle zásad české transkripce. Novější jazykové příručky, například Nový akademický slovník cizích slov, uvádějí jako správné nejen cunami, ale také tsunami, což je původně anglický přepis stejného japonského slova. V praxi se běžněji užívá tvar tsunami. Z hlediska gramatiky je slovo tsunami nesklonné a původně středního rodu. V současné češtině se však stále častěji užívá v rodě ženském, zejména ve spojení s podstatným jménem „vlna“.[17][21][22]
Přílivová vlna
Pro tsunami se někdy jako synonymum používá termín přílivová vlna. To je ve skutečnosti zavádějící zaměňování pojmů, jelikož se jedná o dva odlišné jevy, které nemají společnou příčinu a liší se mechanismem vzniku.[2][6][7] Přílivová vlna je na několika místech světa pravidelně se opakující vlna, vyvolaná kombinací silného přílivu a specifické topografie v dané lokalitě.[23][24] S jevem se lze setkat například v Anglii (řeky Severn a Mersey), na Aljašce (zátoka Turnagain), v Brazílii (Amazonka) nebo Číně (Čchien-tchang).[25][26][27][28]
Vznik
Zemětřesení
Červená linie divergence
Zelená linie: transformní zlom
Fialová linie: konvergence - kolize
Modrá linie konvergence - subdukce
A: Horizontální (strike-slip)
B: Normálový (normal)
C: Přesmykový (reverse)
Zemský povrch se skládá ze sedmi velkých a dvanácti menších litosférických desek.[5][29] Tyto kusy pevné litosféry, jejichž horní část tvoří oceánská a kontinentální kůra, v podstatě „plavou“ na plastické vrstvě svrchního pláště – astenosféře.[29][30] Díky tomu se neustále pohybují rychlostí přibližně 2–10 cm/rok.[31] Většina zemětřesení vzniká na okrajích (rozhraní) dvou desek, neboť konstantním pohybem vzniká mezi nimi napětí, které se uvolňuje ve formě otřesů.[5] Některá zemětřesení se objevují i na aktivních zlomech mimo rozhraní dvou desek (tzv. vnitrodesková zemětřesení).[31][32] Přibližně 90 % zemětřesení na planetě, včetně těch nejsilnějších, probíhá v tzv. Ohnivém kruhu, což je asi 40 tisíc km dlouhý pás styku několika litosférických desek, který lemuje okraje Tichého oceánu.[33][34]
Zhruba 90 % všech zaznamenaných tsunami bylo vyvoláno zemětřesením. Ne každé zemětřesení je však toho schopno.[4] Klíčové je, aby došlo k narušení vodního sloupce, typicky vertikálním pohybem mořského dna. V některých případech se může přispět i horizontální posun strmých podmořských svahů, který rovněž dokáže narušit vodní sloupec a spolupodílet se k přenosu energie do vznikající tsunami.[pozn. 2][35] Aby zemětřesení bylo tsunamigenní (tzn. vytvořilo tsunami), musí splňovat určitá kritéria.[36] Prvním je jeho velikost, respektive síla (magnitudo). Otřesy slabé intenzity toho schopny nejsou. Neexistuje žádná minimální hodnota, která by určovala jasnou hranici, kdy se tsunami zaručeně zformuje. Obecně lze říci, že její vznik je velmi málo pravděpodobný u zemětřesení o síle 6,5 Mw a méně. U většiny evidovaných případů byly původcem otřesy o síle více než 7,0 Mw. Skutečně ničivé vlny obvykle vyvolávají zemětřesení s magnitudem 8,0 Mw a více.[36][37][38] Nutno dodat, že překročení této hodnoty stále nezaručuje vznik tsunami. S velikostí zemětřesení koreluje i délka prasklého zlomu.[39] Při seismických událostech s magnitudem 9,0 Mw může délka poruchy činit přes 1000 km.[40] Dalším důležitým kritériem je hloubka zemětřesení. Čím mělčí je hypocentrum (ohnisko), tím více energie se dokáže přenést až k vodnímu sloupci. Naopak zemětřesení s hypocentry ve velkých hloubkách (zpravidla více než 100 km) tsunami negenerují, protože na mořském dně nedojde k potřebným deformacím.[41][14] Tsunami mohou vyvolat jak zemětřesení způsobená přesmykem (výzdvihem), tak i zemětřesení s normálovým pohybem (poklesem).[37]
Existují tři základní typy rozhraní tektonických desek:[42]
- konvergentní rozhraní (subdukce/kolize) – dvě desky se pohybují proti sobě. Drtivá většina tsunami vzniká právě na tomto typu rozhraní.[4][43]
- divergentní rozhraní – desky se pohybují od sebe a nevzniká zde tak velké napětí. Zemětřesení tu proto nejsou tak silná a obecně negenerují vertikální pohyb horninových bloků. Tsunami jsou na divergentních hranicích desek velmi vzácná, slabá a lokálního charakteru.[43]
- transformní zlomy – desky se horizontálně pohybují vedle sebe. Ačkoli zemětřesení mohou být velmi silná, tsunami obecně nezpůsobují, jelikož primární složka pohybu je horizontální. Omezený vertikální pohyb však není zcela vyloučen. Pokud k němu dojde, tsunami je lokálního až regionálního charakteru a nedosahuje takové intenzity jako u konvergentních rozhraní.[43]
Subdukce
Nejsilnější zemětřesení, a tedy i nejničivější tsunami mají na svědomí extrémně silná zemětřesení (anglicky megathrust earthquakes) v subdukčních zónách.[4][5][44] Tato zemětřesení mohou přesáhnout magnitudo 9,0 Mw a vyvolat tzv. transoceánské tsunami – vlny, které jsou schopny s jen malou ztrátou energie překonat celý oceán a způsobovat rozsáhlé škody i tisíce kilometrů od epicentra.[45][46][47][48] Jako subdukce se označuje typ konvergentního rozhraní, při němž se proti sobě pohybují dvě litosférické desky a jedna se podsouvá pod druhou. Typicky jde buď o kontakt oceánské a pevninské desky, nebo o rozhraní dvou oceánských desek. Kvůli větší hustotě a menší tloušťce se v obou případech oceánská deska vždy podsouvá (subdukuje) pod druhou desku – v místě střetu se ohýbá a postupně noří do zemského pláště.[49] Mezi oběma deskami na zlomové ploše dochází vlivem velké adheze k silnému tření. To klade odpor vůči jejich neustálému pohybu, což vede ke vzniku velkého množství slabých zemětřesení. Jestliže se desky do sebe zaklesnou, začne stále se podsouvající oceánská deska deformovat nadložní desku. Tím na zlomu dochází k výraznému nárůstu napětí. Čím je větší odpor mezi oběma deskami, tím více energie se v místě nahromadí. Ukládání této energie může trvat stovky až více než tisíc let. Jakmile odpor mezi deskami již nedokáže vzdorovat rostoucímu napětí a je překročen kritický bod, nahromaděná energie se náhle uvolní.[4] Dochází k permanentní deformaci nadložní desky a vzniká zemětřesení.[50] Během deformace nastává zpravidla reverzní pohyb (přesmyk) mořského dna, respektive jeho výzdvih. Tím je převedena energie do vodního sloupce. Doba návratnosti silného zemětřesení se u jednotlivých subdukčních zón liší. Tomuto kvaziperiodickému hromadění a uvolňování napětí se říká seismický (zemětřesný) cyklus a nastává i u jiných typů zlomů, nejen u subdukcí.[51][52][53]
- Schéma seismického cyklu v subdukční zóně
Subdukující oceánská deska deformuje nadložní pevninskou desku. Tím ve zlomu vzniká obrovské napětí.
Okamžité uvolnění nahromaděné energie po dosažení kritického bodu. Vyrovnání deformace do výchozí pozice. Vertikální složka pohybu narušuje vodní sloupec.
Vzniká vlna tsunami, šířící se na všechny strany.
Transformní zlomy
Transformní zlomy jsou typem rozhraní, kde se dvě tektonické desky pohybují horizontálně podél sebe (anglicky strike-slip). Vlivem tření vzniká na zlomové ploše napětí, které se uvolňuje ve formě otřesů. Rovněž na transformních zlomech se mohou desky dočasně do sebe „zaklesnout“, takže v místě vzniká napětí, energie se po desítky až stovky let hromadí a následně se uvolní v podobě silného zemětřesení. Nejznámějším transformním zlomem je San Andreas v Kalifornii, kde se pacifická deska posouvá k severu, zatímco severoamerická směřuje k jihu. Tyto zlomy se také nacházejí na divergentních rozhraních, kde se jimi vyrovnává nesouvislá expanze nově vznikající desky.[31][54]
Tsunamigenní potenciál transformních zlomů je obvykle malý, jelikož čistě horizontální pohyb nemá za běžných okolností schopnost vertikálně narušit vodní sloupec. Některá zemětřesení jsou přesto schopná vyvolat silné tsunami lokálního až regionálního charakteru, zejména prostřednictvím následných podmořských sesuvů.[pozn. 3][14][55]
Sopečná činnost
Zhruba 5 % všech tsunami připadá na vulkány a sopečnou činnost.[56] Tsunami spojené s vulkanickou činností mohou vznikat jak přímo v průběhu erupce, tak i v důsledku procesů, které probíhají mimo ni. Tyto události však obvykle představují spíše bodové zdroje, které nedokážou náhle přemístit tak velký objem vody jako velká tektonická zemětřesení. Proto mají takto vzniklá tsunami zpravidla jen lokální až regionální charakter – výsledné vlny při svém šíření relativně rychle ztrácejí energii. Některé z nich lze řadit mezi tzv. megatsunami. K hlavním tsunamigenním mechanismům sopečného původu patří:[30][41][57][58][59][60]
- Sesuv sopečného tělesa – vulkanická tělesa (sopečné kužele), tvořená vrstvami lávy a pyroklastik, vykazují širokou škálu nestability způsobenou například hydrotermálními změnami, magmatickou intruzí nebo celkovou strukturální nestabilitou.[61] Sesuvy nemusí být spojeny s aktuální aktivitou sopky. Je-li jejich objem dostatečný, patří sesuvy sopečných svahů k častým příčinám vzniku lokálních megatsunami. Mezi ukázkové případy se řadí například Krakatoa (2018), Stromboli (2002) nebo Unzen (1792).[59][60]
- Pyroklastické proudy nebo lahary – prudký průnik laharu (sopečný bahnotok) nebo pyroklastických proudů do vodní plochy dokáže vytlačit poměrně velké množství vody. Obzvlášť velký tsunamigenní potenciál mají objemné pyroklastické proudy (s objemem větším než 1 km³).[58] Právě tento fenomén byl hlavním důvodem vzniku série vln vysokých až 46 m, které si při erupci vulkánu Krakatoa roku 1883 vyžádaly přibližně 30 tisíc mrtvých.[57][59] Stejný proces dal při erupci Tambory roku 1815 do pohybu tsunami a následkem toho zahynulo asi 4 600 lidí.[14][57][62]
- Podvodní erupce – mělké podvodní erupce, kam například patří surtseyský typ, nejsou většinou významně tsunamigenní, protože jednotlivé exploze obvykle přemístí jen relativně malý objem vody. Dostatečně silná exploze však dokáže na velmi krátký okamžik vytvořit ve vodní mase kráter. Jeho následné gravitační zborcení generuje vlny s malou amplitudou a velmi krátkým dosahem.[57][60]
- Kalderizace – silná explozivní erupce pliniovského typu vede k částečnému vyprázdnění magmatického krbu, jehož nadloží se v jejím závěru propadne do uvolněného prostoru. Na zemském povrchu se to projeví vznikem kaldery – několik kilometrů široké kotlovité prohlubně s hloubkou několik set metrů. Probíhá-li takový kolaps pod hladinou moře nebo v těsném sousedství pobřeží, může tato rychlá změna reliéfu mořského dna vést k přesunu velkého objemu vody a iniciovat vznik tsunami. Doba kalderizace není pevně vymezena, ale trvat může v řádu minut až hodin.[57][60]
- Laterální erupce – laterální (bočně směřovaná) erupce je vzácný a atypický typ erupce, při němž často dochází také k částečné destrukci (sesuvu) sopečného tělesa. Velmi známým příkladem je americká sopka Mount St. Helens. Kombinace sesuvu severního svahu a silné laterální erupce v roce 1980 vytlačila vodu z přilehlého jezera Spirit do obří vlny (megatsunami). Masa vody při úderu na protější břeh vystoupala do výšky zhruba 260 m.[59][60][63]
- Tlakové vlny – atmosférické akusticko-gravitační vlny, vyvolané extrémně prudkými explozemi v průběhu silných sopečných erupcí, mohou přenášet část energie do vodní masy jevem, známým jako nelineární rezonance mezi atmosférickou a oceánskou vlnou, a tím vyvolat sekundární tsunami. Protože atmosférické vlny se šíří rychlostí blízkou rychlosti zvuku, dorazí tyto vlny tsunami na pobřeží rychleji než „klasické“ tsunami, jehož pohyb je limitován relativně nižší rychlostí vlnění ve vodě. Ačkoliv tyto vlny mají velmi velký dosah (transoceánské), jejich amplituda (výška) bývá nízká. Tímto mechanismem se například zformovalo sekundární tsunami při erupcích sopek Hunga Tonga – Hunga Haʻapai (2022) a Krakatoa (1883).[60][64][65][66][67]
Sesuv
Sesuvy, podobně jako vulkanická činnost, patří mezi významné neseismické příčiny vzniku tsunami. Zahrnují rychlý pohyb velkého objemu hornin, půdy, sedimentů nebo ledovců, který způsobí vytlačení vody. Mohou probíhat jak na souši, tak pod vodní hladinou (podvodní sesuvy).[14] K podmořským sesuvům obvykle dochází na pevninských svazích, okrajích kontinentálních šelfů nebo v hlubokomořských příkopech. Mohou se odehrávat i na svazích se sklonem pouhých 1°. Sesuv je často iniciován zemětřesením. Mezi další příčiny lze zařadit také erozi nebo vulkanickou činnost. Výsledné vlastnosti tsunami závisí na několika faktorech, jako je objem sesunutého materiálu, rychlost jeho pohybu a hloubka vody. V závislosti na rozsahu sesuvu je vzniklé tsunami zpravidla lokálního, někdy i regionálního charakteru a jen velmi zřídka zasahuje vzdálenější oblasti. Obzvláště nebezpečné jsou tyto události v blízkosti pobřeží, kam mohou vlny dorazit velice brzy, takže čas na evakuaci je výrazně omezený.[6][41][68][69][70][71]
Významné události:
- Lituya Bay (1958) – silné zemětřesení na Aljašce vyvolalo následný sesuv asi 30 milionů m³ hornin do fjordu. Vznikla 524 m vysoká megatsunami s velmi krátkým dosahem. Jedná se o nejvyšší zaznamenanou vlnu v historii. Ačkoliv bylo odlehlé místo prakticky neobydlené, ve fjordu zahynulo 5 osob.[68][72]
- Papua Nová Guinea (1998) – zemětřesení iniciovalo podmořský sesuv. Zhruba 25 km dlouhý úsek pobřeží zasáhly až 12 m vysoké vlny a o život připravily přibližně 1 600 lidí.[73]
- Přehrada Vajont (1963) – v důsledku lidského přičinění se do přehrady na severu Itálie, tehdy nejvyšší na světě, sesunula masa hornin, převyšující objem samotné vodní nádrže. Megatsunami o výšce 250 m se převalila přes hráz a zdevastovala přilehlé město Longarone, včetně dalších obcí. Neštěstí si vyžádalo 2 117 obětí.[74][75]
Jiné příčiny
Impakty
Tsunami generovaná dopadem planetky nebo komety do oceánu je extrémně vzácný jev, který v historické době nebyl pozorován. Jeho existence je odvozena z numerických modelů a geologických stop dávných impaktů. Aby těleso přežilo průlet zemskou atmosférou a mělo potenciál způsobit významnější škody na povrchu nebo ve vodě, musí mít průměr řádově několik desítek metrů – menší objekty většinou explodují nebo shoří ještě nad zemí. Odhady četnosti ukazují, že tělesa o velikosti kolem 100 m dopadají na Zemi v průměru jednou za několik tisíc let, zatímco planetky o průměru okolo 1 km a více zasahují planetu ještě vzácněji, s intervaly v rozsahu statisíců až milionů let. Protože asi 71 % povrchu Země pokrývají moře a oceány, je pravděpodobné, že k významné části těchto dopadů dochází ve vodním prostředí. Tsunami vzniklé při dopadu velkých kosmických těles do oceánu spadají svým rozsahem do kategorie megatsunami.[76][77][78][79]
Rozsah takové události určuje zejména kinetická energie nárazu, daná velikostí, hustotou a rychlostí tělesa, a také hloubka vody v místě dopadu. Čím je vodní sloupec hlubší, tím větší objem vody může být nárazem přemístěn. Navzdory pokroku v numerickém modelování však zůstává vznik a šíření tsunami vyvolaných impaktory středních rozměrů – zhruba v rozsahu průměrů 100 m až 1 km – stále nejisté. Pro tuto velikostní třídu se publikované odhady výšky i dosahu vln často výrazně liší. Menší tělesa (s průměrem pod přibližně 100 m) pravděpodobně nevytvoří tsunami se závažnými dopady, zatímco kilometrové a větší planetky jsou podle současných modelů schopny generovat významná tsunami s velmi dlouhou vlnovou délkou, která při svém šíření relativně pomalu ztrácejí svou energii, a proto mohou mít transoceánský dosah.[78][80][4]
Před 66 miliony let dopadl do mělkých vod Mexického zálivu asteroid Chicxulub o průměru zhruba 10–14 km. Podle současných numerických modelů impakt vedl ke vzniku megatsunami, jehož počáteční výška v bezprostřední blízkosti místa dopadu přesahovala 4,5 km a krátce na to klesla na asi 1,5 km. Pobřeží Mexického zálivu zasáhly vlny vysoké přes 100 m, zatímco severem Atlantiku a jihem Pacifiku se přehnalo tsunami s výškou přesahující 10 m.[81][82] Výsledky modelů jsou podporovány geologickými záznamy z usazenin na různých kontinentech, což naznačuje, že událost vedla ke globálnímu tsunami s dopadem na pobřeží většiny tehdejších oceánů.[83]
Lidská činnost
V roce 1917 se v kanadském přístavu v Halifaxu srazila dvě plavidla, z nichž jedno převáželo přes 2 600 tun výbušnin a hořlavin. Požár lodi zapříčinil masivní explozi a vznik vln vysokých zhruba 10–18 m.[84][85] Výbuch si vyžádal zhruba 2 tisíce mrtvých a 9 tisíc zraněných, přičemž část škod v bezprostředním okolí přístavu souvisela i s vyvolanými vlnami.[86][87]
V roce 1946 byl v rámci operace Crossroads proveden test atomové bomby s označením Baker. Bomba o síle 23 kt byla odpálena v hloubce 27 m. K nejbližšímu ostrovu, vzdáleném přibližně 6 km od místa exploze, dorazila série vln s výškou asi 5–6 m.[88] Další podvodní testy v následujících letech však prokázaly, že jaderné zbraně jsou pro generování vln málo účinné. Výbuch vytlačí pouze malý objem vody na omezené ploše, takže vzniklé vlny velmi rychle ztrácejí svou energii a svými charakteristikami neodpovídají vlastnostem tsunami. Většina energie exploze se navíc spotřebuje na vyvržení vody nebo její přeměnu v páru. Z provedených testů také vyplynulo, že čím hlouběji dojde k detonaci, tím menší vlny vzniknou.[89]
Na konci druhé světové války experimentovala novozélandská a americká armáda s konvenčními výbušninami v rámci projektu Seal. Jeho cílem bylo zjistit, zda by bylo možné mnohočetnými explozemi uměle vyvolat tsunami, které by se mohlo využít k vojenským účelům jako alternativa k tehdy vyvíjeným jaderným zbraním. Experiment však nepřinesl očekávané výsledky a ukázal, že praktické vytvoření takové zbraně je nerealistické.[90][91]
Popis
| Hloubka (m) | Vlnová délka (km) | Rychlost (km/h) |
|---|---|---|
| 10 | 10,6 | 36 |
| 50 | 23 | 79 |
| 200 | 48 | 159 |
| 2 000 | 151 | 504 |
| 4 000 | 213 | 713 |
| 7 000 | 282 | 943 |
Tsunami je mechanická gravitační vlna,[94][95][96] protože gravitace se snaží vyrovnat náhlou deformaci vodního sloupce, čímž se vytváří vlnění.[41] Takovou deformaci nejčastěji způsobuje rozruch v podobě podmořského zemětřesení, vulkanismu, sesuvu nebo impaktu vesmírného tělesa. Tyto geofyzikálně impulzivní události jsou schopné do vodní masy předat obrovské množství energie. V okamžiku vzniku je celá masa vody nad deformovaným mořským dnem vytlačena ze své rovnovážné polohy.[pozn. 4] Když se tato masa působením gravitace snaží znovu získat rovnováhu, rozkmitá se celý vodní sloupec – od hladiny až po mořské dno.[37][41] Vzniklé vlny se od místa vzniku šíří na všechny strany v soustředných kružnicích, přičemž rozložení jejich energie není pro všechny směry stejné a závisí na mechanismu původního rozruchu.[pozn. 5][31] Při pohybu oceánem se přenáší energie vlněním, nikoli pohybem (prouděním) vody. Částice vody se při průchodu vlny pohybují převážně kmitavě, přičemž po průchodu vlny se vracejí přibližně do původní polohy. Energie tsunami je nesena kombinací kinetické energie kmitavého pohybu částic vody a potenciální energie spojené s vychýlením hladiny, a šíří se prostřednictvím pohybu celého vodního sloupce. Vzhledem k velmi dlouhé vlnové délce ztrácí při šíření hlubokým oceánem svou energii jen pozvolna, a proto se tsunami může šířit na značné vzdálenosti. Na otevřeném oceánu se zároveň chová odlišně než v mělkých pobřežních vodách.[102][10][103][104][105][94][106][107][101]
Naproti tomu větrem generované mořské vlny vznikají v důsledku přenosu energie z větru na hladinu vody, kdy vítr vyvolává tlakové rozdíly a tření na rozhraní vzduch–voda. I tyto vlny jsou gravitační povahy, ale mají mnohem kratší vlnovou délku a periodu a jejich podstatně menší energie je soustředěna pouze v horní části vodního sloupce.[4][14][108][109][95][94]
K popisu vln se užívá několik základních fyzikálních parametrů:[14][94][41][95][110]
- Vlnová délka: horizontální vzdálenost mezi dvěma po sobě jdoucími hřebeny (nebo jinými identickými body vlny).
- Perioda: časový interval mezi dvěma po sobě jdoucími vlnami.
- Amplituda: svislá vzdálenost od rovnovážné hladiny k hřebenu nebo údolí vlny.
- Rychlost: jakou se vlna pohybuje.
- Výška: svislá vzdálenost mezi hřebenem a údolím vlny, tedy dvojnásobek amplitudy.
Vlnová délka
Tsunami se vyznačují extrémně dlouhou vlnovou délkou, která může v hlubokém oceánu přesahovat 500 km (zatímco u běžných větrných vln je to jen 90–180 m). Ta je úzce spojena s periodou, jež se pohybuje od 5 minut do 2 hodin, zatímco u větrných vln dosahuje obvykle jen 5–20 sekund. Při přibližování k pevnině se vlnová délka zkracuje, zatímco perioda zůstává neměnná. [14][108][95][106][111]
Rychlost
Jelikož se tsunami šíří po celé výšce vodního sloupce, tedy od hladiny až po mořské dno, je jeho rychlost dána především hloubkou vody. Z fyzikálního hlediska se v oceánu chová jako tzv. mělká vlna, protože hloubka moře je ve srovnání s jeho mimořádně dlouhou vlnovou délkou relativně malá.[94][111] Za těchto podmínek se rychlost tsunami řídí vztahem,[92][93][94] podle něhož se rychlost určuje jako odmocnina součinu gravitačního zrychlení a hloubky vody :
Například v oceánech s hloubkou kolem 6 000 metrů dosahuje rychlost šíření téměř 900 km/h, což je srovnatelné s rychlostí dopravních letadel. Díky tomu může tsunami během hodin až desítek hodin překonat celý oceán a šířit se na vzdálenost tisíců kilometrů. Zpomaluje teprve až v mělkých vodách, kde se zároveň zkracuje vlnová délka a roste amplituda (výška) vlny.[14][108][95][106]
Amplituda
Na otevřeném oceánu dosahuje amplituda tsunami obvykle jen několika desítek centimetrů až jednoho metru. Vlivem dlouhé vlnové délky i periody jsou zde výkyvy hladiny velmi pozvolné, takže tsunami zpravidla neškodně míjí plavidla, aniž by si jejich posádky čehokoliv všimly. Jakmile vstoupí do mělkých vod u pobřeží, jeho pohyb zpomaluje. Obrovské množství energie se přitom koncentruje do stále menšího vodního sloupce, což vede k výraznému nárůstu amplitudy (výšky) vlny. Tento jev se nazývá shoaling. Výsledná vlna může při úderu na pevninu dosáhnout výšky od několika metrů po desítky metrů.[14][108][95][106][111]
Výška nemá stanovenou dolní hranici. Označení „tsunami“ se vztahuje k mechanismu vzniku vln, nikoli k jejich velikosti. Za tsunami se proto považuje i velmi malé vychýlení hladiny, pokud vzniklo deformací vodního sloupce. Mnoho tsunami zachycených přílivoměry na pobřeží má amplitudu jen několik jednotek až desítek centimetrů a bez těchto citlivých měření by zůstala zcela bez povšimnutí.[112]
Dopad na pobřeží
Doba, za kterou tsunami dosáhne pobřeží, závisí na vzdálenosti od místa vzniku. Je-li zdroj blízko pobřeží, může tato doba činit méně než hodinu, někdy i pouhé minuty. Čas na překonání rozlehlých oceánů, například Pacifiku, může při rychlosti několika set km/h (až ~900 km/h v hlubokém oceánu) trvat až 22 hodin. Tsunami obvykle nepředstavuje jedinou vlnu, ale sérii vln (tzv. vlnový vlak), složenou z kladných a záporných výchylek hladiny – z hřebenů a údolí. Pokud dorazí k pobřeží nejprve depresní fáze vlny (údolí), projeví se to dočasným poklesem hladiny a ústupem moře. Tento jev může v praxi sloužit jako varovný signál před příchodem živlu. Je-li naopak první elevační fáze (hřeben), dochází přímo k zaplavení pobřeží bez předchozího ústupu moře.[10][11][14][111][117][118][119][120][101]
Tsunami má jen zřídka podobu lámající se vodní stěny. Častěji se projevuje jako rychlé zvýšení hladiny nebo jako silný příval vody. Časový rozestup mezi jednotlivými vlnami (perioda) je proměnlivý a obvykle se pohybuje zhruba od pěti minut do dvou hodin, takže pobřeží může být vlnami a silnými proudy zasaženo opakovaně v průběhu delší doby. První z přicházejících vln nemusí být nutně nejvyšší ani nejničivější.[10][11][118][111][14]
Vlny nezasahují pobřeží pouze jedním přímým směrem. Díky dlouhé vlnové délce může tsunami obtékat (tzv. difrakce) ostrovy či pobřežní výběžky a zasáhnout i zdánlivě chráněné oblasti, například na jejich odvrácené straně. Po nárazu na pevninu se může vlna částečně odrazit zpět. Tato odražená vlna může způsobit v okolí další škody nebo se vzájemně ovlivňovat (interferovat) s dalšími přicházejícími vlnami.[11][14][121][101]
Výsledné účinky tsunami se pak výrazně liší v závislosti na místních podmínkách u pobřeží. Tyto faktory mohou účinky zmírnit nebo naopak zesílit. Nejprve se uplatňuje tvar mořského dna v pobřežní zóně. Na dlouhém, postupně se svažujícím kontinentálním šelfu mají přicházející vlny často tendenci se lámat a tím přicházet o část své energie, kdežto na strmém a krátkém šelfu je tento tlumící efekt omezený. Dále rozhoduje tvar a členitost pobřeží. V zátokách ve tvaru „V“ nebo „U“ může vlna v důsledku geometrického zaostření dosáhnout významně vyšší výšky. Prostorově vymezené oblasti, jako jsou přístavy nebo zálivy, mohou tsunami dále zesílit v důsledku rezonance, která nastává při shodě periody vlny s vlastní periodou kmitání dané vodní plochy. Na rovinatých pobřežích může tsunami proniknout několik kilometrů do vnitrozemí. Tato horizontální vzdálenost se označuje jako inundace. Pronikání mohou dále usnadnit i říční koryta. Run-up představuje maximální výšku, do níž voda vystoupá nad běžnou hladinu moře v konkrétním místě. Za nebezpečné jsou považovány tsunami s run-upem přesahujícím 1 m. I menší vlny však mohou představovat významné riziko, zejména kvůli silným proudům, které mohou zranit či utopit osoby ve vodě a poškodit plavidla nebo infrastrukturu v přístavech.[11][14][111][117][121][122][123][120][101]
Jakmile po kulminaci hřebenu přichází depresní fáze (údolí) a hladina začne klesat, voda se vrací zpět do moře. Tento zpětný proud může být velmi silný a stejně jako inundační proud při zaplavování se podílí na škodách (například transportem trosek či erozí) a na ohrožení osob stržených proudem.[14][111][122]
- Postup úderu tsunami na pláži Kata Noi (Phuket, Thajsko, 2004)
1. Normální stav moře před příchodem tsunami.
2. Počáteční ústup moře při příchodu údolí (depresní fáze) vlny, obnažující mořské dno.
3. Maximální ústup vody.
4. Přibližující se hřeben (elevační fáze).
5. Vlna zaplavující pevninu (inundace).
Výskyt
| Oblast | Četnost |
|---|---|
| Tichý oceán | 78 % |
| Atlantský oceán | 9 % |
| Středozemní moře | 6 % |
| Indický oceán | 5 % |
| Ostatní oblasti | 1 % |
Tsunami se může odehrát v různých typech vodních ploch, tedy ve všech světových oceánech, mořích, jezerech a vodních nádržích. Nicméně nejčastěji vzniká v Tichém oceánu. Ten je lemován tzv. Ohnivým kruhem – 40 tisíc kilometrů dlouhým tektonickým pásem, většinou subdukčních zón, kde se nachází 75 % všech známých aktivních sopek a dochází tam k 90 % všech zemětřesení na světě. Podle databáze NOAA dochází průměrně 2× ročně k tsunami, která má za následek úmrtí nebo materiální škody. Významnější události s ničivými účinky ve vzdálenosti více než 1000 km se objevují přibližně 2× za desetiletí.[41][125][126][127]
Nejčastěji se tsunami vyskytují v oblasti Tichého oceánu, zejména u pobřeží Japonska, na které připadá přibližně 20 % všech známých případů. Další významné oblasti představují Kamčatka s Kurilskými ostrovy na ruském Dálném východě (asi 8 %) a Indonésie (rovněž přibližně 8 %).[41][128]
Tsunami lze také klasifikovat podle vzdálenosti, do níž sahají jejich ničivé účinky. Lokální zasahují oblasti do přibližně 100 km od zdroje. Regionální tsunami mohou postihnout pobřeží vzdálené zhruba 100 až 1 000 km. Transoceánská tsunami se šíří na vzdálenosti přesahující 1 000 km a jejich cesta přes oceán může trvat několik až desítky hodin.[46][47][48]
Výskyt v okolí Evropy
Středozemní a Černé moře
Výskyt tsunami ve Středozemním moři je dlouhodobě doložen historickými i novodobými záznamy. Od 5. století př. n. l. zde bylo zaznamenáno 256 událostí, z toho 87 v období mezi lety 1900–2021. Region se vyznačuje složitou tektonickou stavbou. Kromě střetu africké a eurasijské desky se zde nacházejí i mikrodesky, například egejská a anatolská, včetně komplexní sítě aktivních zlomů. Oblast je proto charakterizovaná vysokou seismicitou a vulkanickou činností. Mořské dno zde tvoří převážně strmý reliéf, který přispívá k častým podmořským sesuvům. Středozemní moře je obzvlášť zranitelné i při výskytu relativně slabého tsunami. Důvodem je husté osídlení pobřeží a rozsáhlý turistický ruch. Riziko dále zvyšuje velmi krátký čas na včasné varování a evakuaci, kdy první vlna může dorazit během několika minut. Složitá podmořská topografie a členité pobřeží mohou účinky tsunami zesílit, případně lokálně navýšit výšku vln.[129][130][131][132][133][134][135][136]
Obecně platí, že riziko ničivých tsunami je vyšší ve východní části Středomoří než v západní.[pozn. 6] Nejrizikovějšími oblastmi jsou vysoce seismogenní zóny, jako je Helénská subdukční zóna jižně od Kréty a Messinská úžina na jihu Itálie. Zvýšené riziko taktéž panuje v okolí sopky Santorini na jihu Egejského moře a v jadersko-jónské oblasti při západním pobřeží Řecka. Nižší, avšak stále významné riziko se vyskytuje v Levantském moři, Korintském zálivu, Kalábrii, Toskánsku, Tyrhénském moři, Alboránském moři, v okolí Sicílie a severního Tuniska. Dále na Kykladách, Liparských ostrovech, u poloostrova Gargano a v oblasti Italské a Francouzské Riviéry. Nejnižší, přesto nezanedbatelné riziko existuje v Černém a Marmarském moři.[129][130]
Významné historické případy:
- Erupce sopky Théry (~1600 př. n. l.) – mohutná erupce ostrovní sopky Théra měla za následek vznik až 20 metrů vysokého tsunami, které zasáhlo zejména nedaleké pobřeží severní Kréty.[137][138]
- Zemětřesení na Krétě (365) – velmi silné zemětřesení (o síle 8,5 Mw) v Helénské subdukční zóně způsobilo ničivé vlny o výšce až 12 metrů, které zpustošily východní Středomoří, včetně Alexandrie.[139][140][141]
- Zemětřesení na Krétě (1303) – další zemětřesení (8,0 Mw) v Helénské subdukční zóně opět vyvolalo rozsáhlé tsunami ve východní částí Středozemního moře.[141][142]
- Zemětřesení v Messině (1908) – v průlivu mezi Sicílií a Kalábrií se odehrálo zemětřesení s magnitudem 7,1 Mw. Brzy ke břehům dorazila trojice až 12m vln, pravděpodobně způsobenými podmořským sesuvem. Tyto vlny zahubily dalších 2 tisíce osob a celkový počet obětí katastrofy dosáhl nejméně 60 tisíc mrtvých.[143][144][145]
Atlantský oceán
Na rozdíl od Tichého a Indického oceánu není Atlantský oceán lemován rozsáhlými subdukčními zónami. Většina zdejších tsunami má proto spíše lokální až regionální dosah, zatímco transoceánské události jsou zde výjimečné. Jedním z mála dobře doložených transoceánských tsunami je to po lisabonském zemětřesení z 1. listopadu 1755, které se rozšířilo až do Karibiku. Tato katastrofa představuje nejsilnější zaznamenané zemětřesení na atlantickém pobřeží Evropy. Zdrojem zemětřesení byl pravděpodobně Azorsko-gibraltarský zlom, tvořící rozhraní africké a eurasijské desky. Následné vlny o výšce 5–30 m zdevastovaly břehy Portugalska, Španělska a Maroka, což přispělo k vysokým ztrátám na životech; celkový počet obětí katastrofy se odhaduje na ~70 tisíc.[146][147][148][149][150][101]
Přibližně před 8200 roky došlo u pobřeží Norska k rozsáhlému podmořskému sesuvu na okraji kontinentálního šelfu (Storegga). S odhadovaným objemem 2400 až 3200 km³ šlo o největší známý podmořský sesuv. Pobřeží Norska a Shetland následně zasáhly vlny přesahující výšku 20 metrů. Vedle toho by Evropu teoreticky mohly ohrožovat i obří sesuvy částí ostrovů v Kanárském souostroví. Takové události jsou ovšem extrémně vzácné, neboť k nim dochází v dlouhých intervalech, typicky v řádu stovek tisíc let. K atlantickému pobřeží Evropy se mohou ve výjimečných případech dostat i tsunami ze vzdálenějších míst, například z oblasti Karibiku.[149][151][152][153][154]