Vi har igen gravet lidt i bunkerne efter nogle ’oldies but goodies’-spørgsmål, som vi har måttet ligge noget tid, men som ikke er mindre interessante af den grund.

Frem dukkede en række spørgsmål om jordskælv og tsunamier. Således har Søren Jepsen spurgt:

Et jordskælv i den ene ende af verden kan udløse oversvømmelser i den anden. Hvordan er det muligt for en tsunamibølge at bevare sin energi over så lange afstande?

Sammenstød imellem vandmolekyler må da give et væsentligt energitab undervejs. Men måske høster bølgen også energi undervejs?

Desuden har Helge Knudsen spurgt:

Hvordan bevæger en tsunami sig med så stor fart, 700 km/t er blevet nævnt. Almindelige bølger bevæger sig jo meget langsomt.

Og endelig har Lars Hammerskov engang undret sig over følgende:

Hvis jeg smider en sten i en dyb lille sø, udbredes ’tsunami’-ringbølgerne sig langt fra med samme ca. 800 km/t som en tsunami-bølge på oceandybde (3-4 km) vand. Hvad skyldes forskellen?

Hvis nu den sten, jeg smider i søen, ikke er en sten, men en asteroide, som hamrer ned i dybhavet (altså rammer overfladen), så får vi også en hurtiggående tsunami. Det med, om det er på overfladen eller på bunden er ikke nok forklaring.

Jacob Woge Nielsen, oceanograf hos DMI, svarer:

Hvis vi starter med at forklare, hvordan en tsunami kan bevæge sig så langt uden at miste pusten, så skyldes det, at energitabet undervejs ikke er særlig stort.

Den primære kilde til energitab i en tsunami under dens fremmarch er friktion mod havbunden, og det tab er ikke særlig stort. Indre molekylær friktion har minimal betydning. Det samme gør sig i øvrigt gældende for vindbølger - det tager meget lang tid, før de dør ud af sig selv.

Dog har vindbølger ekstra mekanismer til at dræne energi, som tsunamier mangler. En af dem er whitecapping - altså tilfældig brydning, som danner skum på havoverfladen.

En tsunami er ikke ret høj på åbent vand - typisk en halv til en hel meter. Så den bliver slet ikke stejl nok til at bryde. En anden mekanisme er dispersion. Vindbølger er dispersive, hvilket betyder, at de hele tiden spilder energi langs med deres vej. Det dræner gradvist bølgefronten for energi.

I modsætning hertil er tsunami ikke dispersive, med det resultat at bølgeenergien forbliver koncentreret i bølgefronten.

Havet er sat i samlet bevægelse over en dybde på ca. 4 kilometer, og det er kun den allerdybeste del, der er i kontakt med havbunden. Det forhold, at havbunden mange steder er forholdsvis glat, kan godt spille en rolle, ligesom muligheden for at hvirvle sediment op kan have betydning for energiregnskabet.

Bølgen brydes først ved kysten

Men ultimativt mister bølgen først rigtigt sin energi, når den brydes inde ved kysten. Som altså må stå for at absorbere den fulde effekt. Det er det, der gør disse bølger så farlige.

Hvis vi forestiller os et punktformet epicenter, så breder bølgen sig i ringe ud fra dette. Efterhånden som ringen bliver større og større, reduceres energitætheden. Den samlede bølgeenergi er (næsten) bevaret, men spredes over en stadig længere bølgefront.

I en idealiseret situation vil bølgeenergien nemlig være fordelt ligeligt over cirklens omkreds, og efterhånden som cirklen bliver større og større, er der mindre energi pr. løbende meter.

Hvis der i stedet er tale om en lang brudlinje, som det fx. var tilfældet for den indonesiske tsunami 26. dec. 2004, så ser vi ikke helt den samme forlængelse af bølgefronten relativt til starttilstanden.

I stedet skrider bølgen frem, omtrent parallelt med startlinjen uden spredning, og kun ved brudlinjens ender får man ringform. Det kan gøre langdistanceeffekten ekstra alvorlig, hvilket man netop så i 2004, hvor tsunamien var kraftig nok til at forårsage dødsfald i Kenya.

Bølgelængden er afgørende

Ser vi på farten af tsunamier, så afgøres den af, at bølgelængden som regel meget større end vanddybden.

Bølgelængden (afstand fra en bølgetop til den næste) er typisk flere hundrede kilometer, og havet er kun ca. 4 km dybt. Man kalder sådanne bølger ’lange bølger’ eller ’grundtvandsbølger’. Det er tyngdebølger, der kan mærke havbunden, og deres hastighed afhænger netop af disse to ting: tyngdeaccelerationen og vanddybden.

Man måler sjældent bølgelængden direkte, men kan vurdere den ud fra perioden og vanddybden. Perioden kan man måle på dybt vand, med trykmålere på havbunden. Men den er den samme inde på kysten, altså tiden mellem to bølgetoppe, hvis man er så heldig eller uheldig at være til stede og har et stopur. Dybden på eller tæt ved dannelsesstedet kender man fra søkort.

Sætter vi det på formel, er hastigheden for en lang bølge: C= sqrt(g*D), hvor D er vanddybden. Det er ca. 200 m/s på 4 km dybde, men aftager på lavere vanddybde. Bølgen sagtner altså farten, når den nærmer sig kysten. Det får den samtidig til at ’grunde op’, hvilket betyder at bølgehøjden øges.

Voldsommere bølger ved tsunami

Tidevandet er en anden lang bølge med omtrent samme dynamik og samme hastighed. På engelsk hedder tsunami ’tidal wave’, eller har i hvert fald gjort det indtil for nylig, hvor det japanske navn er blevet mere kendt.

Tidevandet omfatter hele verdenshavet, dybe som grunde områder. Kun lukkede havområder, søer mv. har intet (eller næsten intet) tidevand.

Den væsentligste forskel på tsunami og tidevand er bølgeperioden, som for en tsunami typisk er 5-15 minutter, for tidevandet ca. 12,5 timer. Det vil sige, at en tsunami kan opfattes som et meget hurtigt og meget kraftigt tidevand.

Årsagen til den meget forskellige bølgeperiode er, at tidevandet bliver skabt af Månens (og i mindre grad Solens) tilstedeværelse, som forstyrrer Jordens tyngdefelt en lille smule. Den forstyrrelse forplanter sig rundt om Jorden som følge af Månens rotation om Jorden og som følge af Jordens rotation om sin egen akse.

Havvandet forsøger at følge med i denne rotation i et evigt kapløb med himmellegemet. Perioden i disse rotationer, dvs. månedøgnet og soldøgnet, bestemmer tidevandets periode. Forskellige forhold gør, at perioden ikke er et helt, men hhv. et halvt måne- og soldøgn.

Vindbølger er korte

Almindelige bølger, det vil sige vindskabte bølger, er korte sammenlignet med vanddybden. I modsætning til tsunami og tidevand, hvis bølgebevægelse omfatter hele vandsøjlen fra overflade til bund, er de begrænset til havets overflade, og når kun ned til havbunden inde ved kysten.

Hastigheden af disse bølger afhænger af bølgelængden, som også er meget mindre end tsunami. Jo længere bølgen er, jo hurtigere bevæger den sig. Men de længste vindbølger er kun nogle hundrede meter lange - mindre end 1% af længden af en tsunami. Så de når aldrig op på tilnærmelsesvis samme hastighed.

Til spørgsmålet om stenen – eller asteroiden – i søen, så er det fuldstændigt rigtigt, at det er lige meget om forstyrrelsen af havet sker på bunden eller i overfladen.

I dette eksempel, hvis stenen vel at mærke er stor nok, udbreder bølgen sig med førnævnte hastighed C= sqrt(G*D). Søer er sjældent 4 km dybe, så vi får et mindre tal end de 800 km/t. Mindre sten skaber kun overfladebølger. Dybden er naturligvis ikke konstant for et naturligt bassin, så hastigheden vil variere under bølgens fremmarch.

Det behøver ikke være en asteroide eller et stenkast. Et nyligt skred i en grønlandsk fjord sendte en hel klippevæg ned i fjorden fra mere end 1 km højde, og forårsagede oversvømmelse på den modsatte fjordbred ca. et kvarter senere. Da havet trak sig tilbage, var fire mennesker forsvundet i bølgen. I dag er bostedet evakueret.

Et andet eksempel er hækbølgen efter hurtigfærger. Det kan forekomme, ved hurtig sejlads, at bølgen bliver så lang at den antager karakter af en tsunami. Med den risiko det medfører for færdsel på de nærtliggende kyster. Af den grund er der sat grænser for hvor hurtigt disse færger må sejle, når de kommer nær kysten.