Tsunami

Na Galipedia, a Wikipedia en galego.
Este é un dos 1000 artigos que toda Wikipedia debería ter.
Diagrama explicativo
Animación do tsunami de Indonesia de 2004.

Un tsunami[1] (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.

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 alta mar 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.

Orixe[editar | editar a fonte]

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 alta mar a onda pasa case desapercibida, xa que queda camuflada entre as ondas superficias. 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 maremotos tectónicos[editar | editar a fonte]

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 profuncidade 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: , onde D é a profundidade da auga que está directamente sobre o sismo e g, a gravidade terrestre (9,8 m/s²).[2]

Ás profundidades típicas de 4-5 km as ondas viaxarán a velocidades arredos 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 maremotos 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 superfice ata o fondo, pódese facer a aproximación á teoría linear da hidrodinámica. Así, o fluxo de enerxía E calcúlase como: , 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 trasvase 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 maremoto 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 empuxe do resto da masa de auga perturbada que presiona, 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.

Debido a que a enerxía dos maremotos 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 maremotos 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 maremoto si existe certa dispersión, mais sobre todo concéntrase nas zonas máis afastadas do centro da fronte de onda recta.

Maremotos históricos[editar | editar a fonte]

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.[3]
  • 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.[4] O tsunami cruzou o océano Pacífico ata Xapón, onde anegou casas e campos de arroz na península de Oshika en Sendai.[5]
  • Lisboa: o terremoto do 1 de novembro de 1755[6] 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.[7]
  • Messina: o 28 de decembro de 1908 un maremoto arrasou completamente a cidade de Messina, en Sicilia.[8]
  • Océano Pacífico: un tremor en 1946 provocou un maremoto que provocou 165 mortes en Hawaii e Alasca. Este maremoto fixo que os estados da zona creasen un sistema de alertas que entrou en funcionamento en 1949.
  • Alasca: un terremoto na baía Lituya o 9 de xullo de 1958 fixo que se derrumbase parte dunha montaña, xerando unha parede de auga de arredor de 580 metros, converténdose na maior onda da que se ten rexistro.
  • Valdivia: o terremoto do 22 de maio de 1960 é o sismo de maior magnitude rexistrada. Nos minutos posteriores un maremoto arrasou o que quedaba en pé.[9] O tsunami arrasou lugares de Xapón (142 mortes), Hawaii (61 mortes) e Filipinas (32 mortes).
  • Océano Índico: o maremoto máis devastador da historia tivo lugar o 26 de decembro de 2004. O número de vítimas directamente atribuídas ao tsunami foi de arredor de 280 000.
  • Sendai: o 11 de marzo de 2011 un terremoto de magnitude 9.0 golpeou Xapón. A alerta de tsunami emitida por Xapón foi a máis grave na súa escala local, o que implicaba que se agardaba unha onda de dez metros de altura. A prefetura de Miyagi quedou inundada e provocou unha alerta nuclear máxima.[10]

Notas[editar | editar a fonte]

Véxase tamén[editar | editar a fonte]

Bibliografía[editar | editar a fonte]

  • 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.

Outros artigos[editar | editar a fonte]

Ligazóns externas[editar | editar a fonte]