Tsunami se v žádném ohledu nepodobá běžným, větrem způsobenýmvlnám. Odlišuje se řádově větším množstvím energie, vysokouamplitudou (výškou), dlouhouperiodou a schopností za krátký čas urazit velké vzdálenosti. Zároveň tsunami nevzniká v důsledkupřílivu a odlivu. Není proto správné tento jevsynonymně označovat jakopřílivovou vlnu. Dojde-li během podmořskéhozemětřesení k vertikálnímu posunu mořského dna, předá se do vodního sloupce obrovské množství energie a zformovanévlnění 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 dlouhévlnové délce neškodně míjí proplouvajícíplavidla, 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 několika hodin opakovaně zasahovat a zaplavovat pobřeží.[3][5][6][7][8][9][10][11][12]
Termíntsunami pochází z japonštiny, kde je slovo津波 složeno ze slovcu (津 – „přístav“) anami (波 – „vlna“). V doslovném překladu tedy znamená „vlna v přístavu“.[17][18]
Veslovníku spisovné češtiny není slovo uvedeno. Důvodem je nízká frekvence používání vzhledem ke geografické polozeČeské republiky, kde se tento přírodní fenomén běžně nevyskytuje.[pozn. 1] PodlePravidel českého pravopisu se jako základní tvar doporučujecunami, což je přímý přepis japonského slova podle zásadčeské transkripce. Novější jazykové příručky, napříkladNový akademický slovník cizích slov, uvádějí jako správné nejencunami, ale stejně tak itsunami, což je původněanglický přepis stejného japonského slova. V praxi se běžněji užívá tvartsunami. Z hlediskagramatiky je slovotsunaminesklonné a původně středního rodu. V současnéčeštině se však stále častěji užívá v rodě ženském, zejména ve spojení s podstatným jménem „vlna“.[18][20][21]
Přílivová vlna
Pro tsunami se někdy jako synonymum používá termínpřílivová vlna. To je ve skutečnosti zavádějící zaměňování pojmů, jelikož se jedná o dva odlišné jevy, které nemají nic společného.[3][7][8] Přílivová vlna je na několika místech světa pravidelně se opakující vlna, vyvolaná kombinací silnéhopřílivu a specifické topografie v dané lokalitě.[22][23] S přílivovými vlnami lze setkat například vAnglii (řekySevern,Mersey), naAljašce (zátoka Turnain), v Brazílii (Amazonka) neboČíně (Čchien-tchang).[24][25][26][27]
Zemský povrch se skládá ze sedmi velkých a dvanácti menšíchlitosférických desek.[6][28] Tyto kusy pevnélitosféry, jejíchž horní část tvoříoceánská akontinentální kůra, v podstatě „plavou“ na plastické vrstvěsvrchního pláště –astenosféře.[28][29] Díky tomu se neustále pohybují rychlostí přibližně 2–10 cm/rok.[30] Většinazemětřesení vzniká na okrajích (rozhraní) dvou desek, neboť konstantním pohybem vzniká mezi niminapětí, které se uvolňuje ve formě otřesů.[6] Některá zemětřesení se objevují i na aktivníchzlomech mimo rozhraní dvou desek (tzv. vnitrodesková zemětřesení).[30][31] Přibližně 90 % zemětřeseních naplanetě, včetně těch nejsilnějších, probíhá v tzv.Ohnivém kruhu, což je 40 tisíc km dlouhý tektonický pás, lemující téměř celýTichý oceán.[32][33]
Zhruba 90 % všech zaznamenaných tsunami bylo vyvolánozemětřesením. Nicméně ne každé zemětřesení je toho schopno.[5] Zásadně musí dojít k narušení vodního sloupce, zpravidla vertikálním pohybem mořského dna. Tím je celá masa mořské vody nad místem vzniku vytlačena ze své normální rovnováhy, jelikožvoda je nestačitelnákapalina. Když se tato masa snaží působenímgravitace znovu získat ztracenou rovnováhu, vytváří vlny.[34][35] Sloupec vody přitom kmitá ode dna oceánu až k hladině, což vysvětluje obrovskou energii, kterou s sebou tsunami nese. Následně se vzniklé vlny v soustředných kružnicích šíří na všechny strany. Účinky tsunami nejsou stejné na všechny strany. Směrovost záleží na mechanismu rozruchu.[30]
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.[36] Neexistuje žádná minimální hodnota, která by určovala jasnou hranici, kdy tsunami zaručeně vznikne. Obecně lze říct, že je velmi málo pravděpodobné u zemětřesení o síle 6,5 Mw a méně. U většiny evidovaných tsunami byly původcem otřesy o síle více než 7,0 Mw. Skutečně ničivé vlny spouští zemětřesení s magnitudem +8,0 Mw.[34][36][37] Nutno dodat, že překročení této hodnoty stále nezaručuje vznik tsunami. S velikostí zemětřesení koreluje i délka prasklého zlomu.[38] Při seismických událostech s magnitudem 9,0 Mw může délka poruchy činit přes 1000 km.[39] Dalším důležitým kritériem je hloubka zemětřesení. Čím mělčí jehypocentrum (ohnisko), tím více energie se dokáže přenést až k vodnímu sloupci. Naopak hluboká zemětřesení, s hypocentry pod 100 km, tsunami negenerují, jelikož na mořském dně nedojde k potřebným deformacím.[35][15] Tsunami vyvolávají, jak zemětřesení způsobeny přesmykem (výzdvihem), tak i normálovým pohybem (poklesem).[34]
divergentní rozhraní - desky se pohybují od sebe a nevzniká takovénapětí.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.[41]
transformní zlomy - desky se horizontálně pohybují vedle sebe. Ačkoliv zemětřesení mohou být velmi silná, tak tsunami obecně nezpůsobují, jelikož primární složka pohybu je horizontální. Přesto omezený vertikální pohyb není zcela vyloučen. Pokud k němu dojde, tsunami je lokálního charakteru a nedosahuje takové intenzity jako u konvergentních rozhraní.[41]
Nejsilnějšízemětřesení a tedy i nejničivější tsunami mají na svědomí extrémně silná zemětřesení (anglickymegathrust earthquakes) vsubdukčních zónách.[5][6][42] Tato zemětřesení mohou přesáhnoutmagnitudo 9,0 Mw a vyvolat transoceánské tsunami. Takové vlny jsou schopné bez větší ztráty své energie překonat celýoceán a na jeho druhé straně, tisíce kilometrů odepicentra, stále způsobovat rozsáhlou destrukci.[43] Jako subdukce se označujekonvergentní rozhraní, kde se dvělitosférické desky pohybují proti sobě a jedna z nich (zpravidla lehčí oceánská) se podsouvá pod pevninskou, přičemž se postupně noří hlouběji až dozemského pláště.[44] Mezi oběma deskami na zlomové ploše dochází vlivem velkéadheze k silnémutření. To klade odpor vůči jejich neustálému pohybu, což produkuje velké množství slabých zemětřesení. Jestliže se do sebe zaklesnou, začne stále se podsouvající oceánská deska deformovat tu pevninskou. Tím nazlomu dochází k výraznému nárůstunapětí. Čím je větší odpor mezi oběma deskami, tím víceenergie se naakumuluje. Její ukládání může trvat stovky nebo více než tisíc let. Jakmile odpor mezi deskami již nedokáže vzdorovat rostoucímu napětí a překročí se kritický bod, energie je náhle uvolněna.[5] Dochází k permanentní deformaci horní desky a vzniká zemětřesení.[45] 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. Toto kvaziperiodické hromadění a uvolňování napětí se říká seismický (zemětřesný) cyklus a nastává i u jiných typu zlomů, nejenom u subdukcí.[46][47][48]
Podsouvající se oceánská deska deformuje pevninskou desku. Tím ve zlomu vzniká obrovskénapětí.
Okamžité uvolnění nahromaděné energie po dosažení kritického bodu. Vyrovnání deformace do výchozí pozice. Vertikální složka pohybu narušuje vodní sloupec.
Tsunamigenní potenciál transformích zlomů je malý, jelikož horizontální pohyb nemá za běžných okolností schopnost vodní sloupec narušit. Nicméně některázemětřesení jsou přeci jen schopná vyvolat silné, byť územně stále omezené tsunami. Nejrozšířenější hrozbou jsou následné podmořskésesuvy. Tsunami ovšem může vzniknout i za jiných, poměrně specifických podmínek. Pokudzlom vede paralelně v blízkostizátoky protáhlého tvaru a zemětřesení je supersmykové (tzn. že šíření uvolňování napětí po délce zlomu probíhá rychleji, než je rychlostseismických vln), může uvést do pohybu nebezpečné vlny. Nejzranitelnějším místem je špička zátoky, kde proběhne akumulace energie vlny a tedy významnému navýšení její výšky.[4][15][49]
Zhruba 5 % všech tsunami připadá navulkány asopečnou činnost.[50] Jako bodový zdroj ale nejsou schopné vytlačit dostatečně velký objem vody, proto jsou obvykle lokálního charakteru. Nicméně aby se daly do pohybu ničivé vlny, nemusí nutně dojít kerupci. Některá vulkanogenní tsunami lze řadit mezi tzv.megatsunami. Mezi hlavní příčiny tsunami sopečného původu patří:[29][35][51][52][53][54]
Sesuv sopečného tělesa – vulkanická tělesa (sopečné kužele), tvořená vrstvamilávy apyroklastik, vykazují širokou škálu nestability (hydrotermálními změnami, magmatickouintruzí nebo celkovou strukturální nestabilitou).[55] Sesuvy nemusí být spojeny s aktuální aktivitousopky. Je-li jejich objem dostatečný, jsou velmi častou příčinou tvorby lokální megatsunami. Mezi ukázkové případy tsunami vyvolaná sesuvem sopečné struktury se řadí napříkladKrakatoa (2018),Stromboli (2002) neboUnzen (1792).[53][54]
Pyroklastické proudy nebo lahary – prudký průniklaharu (sopečný bahnotok) nebopyroklastických proudů do vodní plochy umí vytlačit poměrně velké množství vody. Obzvlášť velký tsunamigenní potenciál mají objemné pyroklastické proudy (s objemem >1 km³).[52] Právě tento fenomén byl hlavním důvodem vzniku série několik až 46 metrových vln, které si při erupci vulkánuKrakatoa roku1883 vyžádaly 30 tisíc mrtvých.[51][53] Stejný proces dal při erupciTambory roku1815 do pohybu tsunami a následkem toho zemřelo 4 600 lidí.[15][51][56]
Podvodní erupce – ačkoliv podvodní erupce (napříkladsurtseyský typ) nejsou tsunamigenní, dostatečná silná exploze dokáže svou silou na velmi krátký okamžik vytvořit ve vodní mase kráter. Jeho následné gravitační zborcení generuje vlny s malou amplitudou a velmi krátkým dosahem.[51][54]
Kalderizace – silná explozivníerupcepliniovského typu vede k částečnému vyprázdněnímagmatického krbu, jehož nadloží se v jejím závěru propadne do uvolněného prostoru, což se na zemském povrchu projeví vznikemkaldery - několik kilometrů široké kotlovité prohlubně s hloubkou několik set metrů. Doba tohoto dramatického procesu není pevně vymezena, ale trvat může v řádu minut nebo hodin.[51][54]
Tlakové vlny – atmosférické akustické gravitačními vlny, vyvolané prudkými explozemi v průběhusopečných erupcí, přenášejí do vodní masy svojí energii jevem, známým jako nelineární rezonance. Atmosférické vlny se šíří rychlostí blízkourychlostí zvuku. Generují tak sekundární tsunami, které na pobřeží dorazí mnohem rychleji, než konvenční tsunami, jehož jeho pohyb je limitován pomalejší rychlostí vlnění ve vodě. Ačkoliv tyto vlny mají velmi velký dosah (transoceánské), jejich amplituda (výška) je nízká. Tímto mechanismem se například zformovalo sekundární tsunami při erupcí sopekHunga Tonga Haʻapai (2022) aKrakatoa (1883).[54][58][59][60][61]
Sesuvy patří mezi významné, i když relativně méně časté příčiny. Zahrnují rychlý pohyb velkého objemuhornin,půdy,sedimentů neboledovce, který způsobí vytlačení vody. Mohou probíhat jak na souši, tak pod vodní hladinou (podvodní sesuvy).[15] K podmořským sesuvům obvykle dochází napevninských svazích, okrajíchkontinentálních šelfů nebo vhlubokomořských příkopech. Může se odehrát i na svazích se sklonem pouhý 1°. Výsledné vlastnosti tsunami závisí na několika faktorech, jako je objem sesunutého materiálu, rychlost jeho pohybu a hloubka vody. Sesuv je často iniciovánzemětřesením. A to i takovým, které by ničivé vlny samo o sobě nevyvolalo (např. nízkémagnitudo nebo horizontální pohyb horninových bloků). Mezi další příčiny lze zařadit takéerozi nebovulkanickou činnost. V závislosti na rozsahu sesuvu je vzniklé tsunami lokálního, někdy i regionálního charakteru a velice zřídka zasahují více vzdálené oblasti. Obzvláště nebezpečné jsou tyto události v blízkostipobřeží, kam mohou vlny dorazit velice brzy, čímž je čas naevakuaci omezený.[7][35][62][63][64][65]
Významné události:
Lituya Bay (1958) - silnézemětřesení naAljašce vyvolalo následný sesuv 30 mil. m³ hornin dofjordu. Vznikla 524 m vysokámegatsunami s velmi krátkým dosahem. Jedná se tak o nejvyšší zaznamenanou vlnu v historii. Ačkoliv odlehlé místo bylo neobydlené, zemřelo ve fjordu 5 osob.[62][66]
Papua Nová Guinea (1998) - zemětřesení iniciovalo podmořský sesuv. Zhruba 25 km dlouhý úsek pobřeží zasáhly až 12m vlny a o život připravily 1600 lidí.[67]
Přehrada Vajont (1963) - v důsledku lidského přičinění se do přehrady na severuItálie, tehdynejvyšší na světě, sesunula masa hornin, převyšující objem samotné vodní nádrže.Megatsunami s výškou 250 m se převalilo přes hráz a zdevastovalo přilehlé městoLongarone, včetně dalších obcí. Neštěstí si vyžádalo 2117 obětí.[68][69]
Jiné příčiny
Impakty
Tsunami generovanádopademplanetky nebokomety je extrémně vzácný jev, který dosud nebyl pozorován. Aby těleso přežilo průletzemskou atmosférou, musí mít průměr alespoň 30–50 m. Statisticky seZemě střetně s objekty o průměru 100 m jednou za 1 000 let. Náraz impaktoru o velikosti více než 1 km se odehrává již každých 100 tisíc let. Pravděpodobnost střetu tudíž klesá s jejich velikostí. Jelikož 71 % povrchu naší planety zabírajímoře aoceány, je vyšší šance, že k dopadu dojde do vody. Rozsah takové události určujekinetická energie nárazu, závisející na velikosti i rychlosti tělesa. Pro vlastnosti následných vln je dalším důležitým faktorem také hloubka vody v místě zásahu. Tsunami po dopadech velkých těles mají velkou vlnovou délkou, díky níž neztrácejí energii a jsou tak transoceánské. Navíc při zásahu pobřeží mají vysokou amplitudu a tím i značný destruktivní potenciál. Při dopadu 14km planetkyChicxulub před66 miliony let do mělkých vodMexického zálivu vzniklomegatsunami s počáteční výškou 4,5 kilometrů, která po 10 minutách klesla na 1,5 kilometru. Pobřeží zálivu zasáhly vlny o výšce přesahující 100 m, zatímco severemAtlantiku a jihemPacifiku se přehnalo tsunami s amplitudou přesahující 10 m.[70][71][72][73]
V roce1946 byl v rámcioperace Crossroads provedentestatomové bomby s označenímBaker. Bomba o síle 23 kt byla odpálena v hloubce 27 m. K nejbližšímu ostrovu, vzdáleném 6 km od místa exploze, dorazila série vln s výškou 5-6 metrů.[78] Další podvodní testy v následujících letech však prokázaly, žejaderné zbraně jsou pro generování vln málo účinné. Důvodem je skutečnost, že výbuch vytlačí pouze malý objem vody na omezené ploše. Vzniklé vlny tak velmi rychle ztrácí svou energii a zároveň se v žádném ohledu nepodobají skutečnému tsunami. Většina síly výbuchu se navíc spotřebuje na vyvržení vody nebo její přeměnu vpáru. Z provedených testů také vyplynulo, že čím hlouběji dojde k detonaci, tím menší vlny zformuje.[79]
Na koncidruhé světové války experimentovalanovozélandská aamerická armáda s konvenčnímivýbušninami v rámci projektuSeal. 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 vyvíjenýmjaderným zbraním. Experiment však nepřinesl očekávané výsledky.[80][81]
Popis
Zjednodušená vizualizace přenosu energie při tsunami, kdy osciluje celý vodní sloupec – od hladiny po mořské dno.[11]
Tsunami je gravitační vlna,[82][83] protožegravitace se snaží vyrovnat náhlou deformaci hladiny vody, čímž se vytvářívlnění.[35] Tuto deformaci nejčastěji způsobuje rozruch v podobě podmořskéhozemětřesení,vulkanismu,sesuvu neboimpaktu vesmírného tělesa. Tyto dramatické události jsou schopné do vodní masy předat obrovské množství energie. Vzniklé vlny se od místa vzniku šíří na všechny strany v soustředných kružnicích, přičemž při pohybu se jejich energie přenáší po celé výšce vodního sloupce (od hladiny až po dno).[11]Kinetická energie se přenáší zmolekuly na molekulu a nejedná se tak o proud vody.[84]Vlnová délka tsunami dosahuje stovek kilometrů aperioda 5-120 minut. Naproti tomu větrem generovanévlny vznikají v důsledku přenosu energie zvětru na hladinu vody, který vytváří tlak na hladině a tím ji rozvlní. Takové vlny jsou taktéž gravitační, ale mají malou vlnovou délku (90–180 m), krátkou periodu (5–20 sekund) a jejich řádově menší energie se přenáší jen přes nejsvrchnější část vodního sloupce, což je činí fyzikálně zcela odlišnými od tsunami, ačkoliv spolu sdílí základní charakteristiky.[5][6][15][85][86][82][87][88]
K popisu vln, se užívají tyto základní parametry:[15][35][82][89]
Vlnová délka: je vzdálenost mezi dvěma po sobě jdoucími hřebeny (nebo jinými identickými body na vlně). Určuje horizontální rozměr vlny.
Perioda: je časový interval mezi dvěma po sobě jdoucími hřebeny nebo stejnými body vln, měřený v sekundách.
Amplituda: je svislá vzdálenost od klidné hladiny k hřebenu nebo údolí vlny.
Výška: je svislá vzdálenost mezi hřebenem a údolím vlny, tedy dvojnásobek amplitudy.
Rychlost
Vliv hloubky vody na vlnovou délku a rychlost.[85]
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
Rychlost tsunami závisí především na hloubce moře. V hlubokých vodách se pohybuje velmi rychle, zatímco v mělkých pobřežních oblastech se jeho rychlost výrazně snižuje. Tato závislost se dá vyjádřit rovnicí,[90] podle níž se rychlost určuje jako odmocnina součinugravitačního zrychlení a hloubky vody:
Voceánech s hloubkou kolem 6 000 metrů dosahuje rychlost šíření téměř 900 km/h, což je srovnatelné s rychlostídopravních letadel. Díky tomu může tsunami během několika hodin překonat celý oceán a rozšířit se na vzdálenost tisíců kilometrů. Zpomaluje teprve až v mělkých vodách, kde se zároveň zkracujevlnová délka a rosteamplituda (výška) vlny.[15][85][82][87]
Tsunami se vyznačují extrémně dlouhouvlnovou délkou, která může v hlubokém oceánu přesahovat 500 km (zatímco u běžných větrnýchvln je to jen 90–180 m). Ta je úzce spojena speriodou, jež se pohybuje od 5 minut do 2 hodin. Při přibližování k pevnině se vlnová délka zkracuje, zatímco perioda zůstává neměnná. Jelikož tsunami obvykle tvoří více vln, je právě perioda důvodem, proč je vhodné se na pobřeží nevracet minimálně několik hodin po úderu poslední vlny.[15][85][82][87][91]
Amplituda
Na otevřeném oceánu dosahujeamplituda tsunami obvykle jen několika desítek centimetrů až jednoho metru. Vlivem dlouhévlnové délky iperiody jsou zde výkyvy hladiny velmi pozvolné, takže tsunami zpravidla neškodně míjí plavidla, aniž by si jejich posádky čehokoliv všimly. Ztráty energie jsou zanedbatelné a na volném moři se tak děje především vlivem geometrického šíření. Tsunami proto může překonat i celé oceány bez většího zeslabení. 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 nárůstuamplitudy (výšky) vlny. Tento jev se nazýváshoaling. Výsledná vlna může při úderu na pevninu dosáhnout výšky několika až desítek metrů.[15][85][82][87][91]
Dopad na pobřeží
Různé typy pobřeží, ovlivňující účinky tsunami
Zátoka u města Onagawa, v hornaté částiJaponska. Ukázkový příklad pobřežního útvaru ve tvaru „V“, zesilující účinky tsunami.[92]
Doba, za kterou tsunami dosáhne pobřeží, závisí na vzdálenosti od místa jeho vzniku. Je-li blízko pevniny, může tato doba činit méně než hodinu, někdy i pouhé minuty. Čas na překonání rozlehlýchoceánů, napříkladPacifiku, může trvat až 22 hodin. Tsunami obvykle tvoří více vln různé velikosti, z nichž první nemusí být nutně nejvyšší ani nejničivější. Jen vzácně mají podobu lámající se vodní stěny. Častěji se projevují jako rychle stoupající moře nebo mohutný příval vody. Vlny se skládají z hřebenu (vrcholu) a údolí (dolu). Pokud k pobřeží dorazí nejprve údolí, jehož nejnižší bod leží pod běžnou úrovní hladiny moře, dochází k dočasnému, někdy i výraznému ústupu moře – přirozenému varování před blížící se vlnou.[11][12][15][91][94][95][96]
Tsunami nezasahuje pobřeží pouze jedním přímým směrem. Díky své dlouhé vlnové délce umí obtékatostrovy či pobřežní výběžky a udeřit i na zdánlivě chráněné oblasti, například na místa ležící na odvrácené straně. Po nárazu na pevninu se může vlna částečně odrazit zpět. Tato odražená vlna může působit další škody i jinde, anebo interagovat s dalšími přicházejícími vlnami.[12][15][97][98]
Účinky tsunami ovlivňuje tvar mořského dna a členitost pobřeží. Tyto faktory ji mohou oslabit, ale také výrazně zesílit. V úzkýchzátokách ve tvaru „V“ nebo „U“ může vlna vlivem geometrického zaostření dosáhnout extrémní výšky. Prostorově vymezená místa, jako jsoupřístavy čizálivy, ji mohou rovněž zesílit tzv.rezonanční oscilací, ke které dochází při shoděperiody vlny s přirozenoufrekvencí dané lokality. Na rovinatých pobřežích může tsunami penetrovat několik kilometrů do vnitrozemí. Tato horizontální vzdálenost se označuje jakoinundace. Pronikání mohou dále usnadnit i říční koryta.Run-up představuje maximální výšku, do níž voda vystoupá nad běžnou hladinu moře v konkrétním místě.[12][15][91][94][97][98][99][100]
Jakmile se k pobřeží blíží údolí následující vlny, začne se voda vracet zpět do moře. Tento zpětný proud dokáže být velmi silný a stejně jako inundační proud při zaplavování se podílí na škodách – mimo jiné transportem trosek,erozí a ohrožením osob stržených proudem.[15][91][99]
Podle databázeNOAA 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.[103]
Tsunami veStředozemním moři nejsou nijak výjimečné. Od5. století př. n. l. zde bylo zaznamenáno 256 událostí, z toho 87 v období mezi lety1900–2021. Region se vyznačuje složitoutektonickou stavbou. Kromě střetuafrické aeuroasijské desky se zde nacházejí i mikrodesky, například egejská a anatolská, včetně komplexní sítě aktivníchzlomů. Oblast je proto charakterizovaná vysokouseismicitou avulkanickou činností. Mořské dno zde tvoří převážně strmýreliéf, který přispívá k častým podmořskýmsesuvům. Středozemní moře je obzvlášť zranitelné i při výskytu relativně slabého tsunami. Důvodem jehusté osídlenípobřeží a rozsáhlýturistický ruch. Riziko dále zvyšuje velmi krátký čas na včasné varování aevakuaci, kdy první vlna může dorazit během několika minut. Složitá podmořskátopografie a členité pobřeží mohou účinky tsunami zesílit, případně lokálně navýšit jeho výšku.[109][110][111][112][113][114][115]
Erupce sopkyThéry (~1600 př. n. l.) - mohutnáerupce ostrovnísopky Théra měla za následek vznik až 20 metrů vysokého tsunami, které zasáhlo zejména nedaleké pobřeží severníKréty.[116][117]
Zemětřesení na Krétě (1303) - další zemětřesení (8,0Mw) v Helénské subdukční zóně opět vyvolalo rozsáhlé tsunami ve východní částí Středozemního moře.[120][121]
Zemětřesení v Messině (1908) - vprůlivu meziSicílií aKalábrií se odehrálo zemětřesení s magnitudem 7,1Mw. Brzy ke břehům dorazila trojice až 12m vln, pravděpodobně způsobenými podmořskýmsesuvem. Ty zahubily dalších 2 tisíce osob a celkový počet obětí katastrofy dosáhl nejméně 60 tisíc mrtvých.[122][123][124]
Atlantský oceán
Lisabonské zemětřesení (8,5–8,7Mw) z 1. listopadu1755 představuje nejsilnější zaznamenanouseismickou událost naatlantickém pobřežíEvropy. Jeho původcem byl Azorsko-gibraltarskémzlom, tvořící rozhraníafrické aeuroasijské desky. Následné vlny o výšce 5–30 m zdevastovaly břehyPortugalska,Španělska aMaroka, čímž přispěly k celkové bilanci 70 tisíc obětí. Asi před 8200 roky došlo u pobřežíNorska ke kolapsukontinentálního šelfuStoregga. S odhadovaným objemem 2400 až 3200 km³ šlo o největší známý podmořskýsesuv. Norsko aShetlandy následně zasáhly vlny přesahující výšku 20 metrů. Evropu mohou rovněž ohrožovat potenciální obří sesuvy částí ostrovů vKanárském souostroví. Takové události jsou ovšem extrémně vzácné, neboť k nim dochází průměrně jednou za 100 tisíc let. K atlantickému pobřeží Evropy se mohou v ojedinělých případech dostat i tsunami ze vzdálenějších míst, například z oblastiKaribiku.[125][126][127][128][129][130][131][132]
Rudé moře
Rudé moře tvoří po většině své délkydivergentní hranici meziafrickou aarabskoutektonickou deskou. Výjimkou jeAkabský záliv, kde rozhraní přechází doLevantskéhotransformního zlomu. Obecně platí, že severní i jižní části Rudého moře vykazují vyššíseismicitu, než centrální. Mořské dno se navíc vyznačuje poměrně velkou hloubkou a strmými podmořskými svahy, což vytváří podmínky pro výskyt podmořskýchsesuvů. V roce1995 došlo v Akabském zálivu k zemětřesení o magnitudu 7,2Mw. Nedalekéegyptské městečkoNuweiba poté zasáhla vlna tsunami dosahující výšky 3–4 metry. V oblastiTiranském průlivu, poblíž letoviskaŠarm aš-Šajch, byly objeveny geologické důkazy o sesuvu části podmořského svahu, k němuž pravděpodobně došlo přibližně před 500 lety. Vzniklá vlna mohla měřit okolo 10 metrů. V případě opakování události, zejména pokud by došlo ke kolapsu celého svahu, by výsledné tsunami mohlo dosáhnout výšky až 20 metrů.[133][134][135][136][137][138][139]
Neobvyklé typy tsunami
Vnitrozemní tsunami
Znázornění šíření vln po sesuvu v oblasti Tauredunum naŽenevském jezeře (563 n. l.). Izolinie na mapě ukazují dobu (v minutách), za kterou tsunami dorazila do jednotlivých míst jezera.
Vnitrozemní tsunami je vzácné, avšak při vhodných podmínkách může být stejně ničivé. Obvykle je vyvolávajísesuvy půdy nebo podvodní sesuvysedimentů. Spouštěč takové události může být takézemětřesení. Vzhledem k uzavřenému a omezenému prostoru, kde se energie nemůže účinně rozptýlit, mají vlny vysokou počátečníamplitudu (výšku) a ničivý potenciál, ačkoliv zasahují pouze omezené území. Mnohdy je k dispozici velmi málo času na jakoukoliv evakuaci, což komplikuje i nemožnost zřízení varovného systému.[140][141]
Podrobnější informace naleznete v článku Megatsunami.
Megatsunami označuje výjimečný typ tsunami, který vzniká náhlým a rozsáhlým přesunem hmoty do vodního prostředí. Nejčastější příčinou jsou gravitačně podmíněné události, zejménasesuvy. Ve vzácných případech může být spouštěčem idopad impaktoru (komety neboplanetky). Takto vzniklé vlny mohou v blízkosti svého zrodu dosahovat výrazně vyššíamplitudy (výšky), často v řádu stovek metrů i více. Přestože mají tyto události obvykle lokální dosah, jejich ničivé následky mohou být extrémní.[146][147][148][149][150]
Meteotsunami (anebo také meteorologické tsunami) jsoudlouhoperiodické vlny vznikající působením silnéhovětru nebo prudkých změnatmosférického tlaku. Pokud je původcem rychle se pohybující atmosférický systém (např.bouřková fronta nebosquall line), jehož rychlost se shoduje s rychlostí vyvolané vlny, dochází k tzv.Proudmanově rezonanci, která vede k výraznému zesílení meteotsunami. V některých případech může přesahovat výšku 1,8 metru a způsobit materiální škody nebo ztráty na životech, zejména pokud nastane v doběpřílivu nebo zasáhne hustě zalidněné pobřeží. Jeho výskyt byl zaznamenán například veStředomoří, naFloridě nebo vUSA (východní pobřeží aVelká jezera). Meteotsunami se někdy zaměňuje s tzv.seiche. Ty jsouoscilací vodní hladiny (stojaté vlny) s delší periodou a pomalejšími změnami hladiny, které se odehrávají převážně v uzavřených či polouzavřených vodních ploch. Seiche meteorologického původu vznikají, když náhlá změna atmosférického tlaku nebo silný vítr tlačí vodu na jednu stranu. Po odeznění pak hladina osciluje z jedné strany na druhou v řádu hodin až dní.[15][152][153]
Výzkum tsunami se zaměřuje na porozumění mechanismům jejich vzniku, šíření a dopadů. Zkoumány jsou především zdroje tsunami, tedytektonickézlomy,sopečné oblasti a potenciálnísesuvná území, a to pomocígeofyzikálních měření,satelitních dat a dalších metod. Specifickou oblastí je paleotsunamiologie, která studujesedimenty a dalšígeologické stopy dávných tsunami prostřednictvím analýzy sedimentárníchjader,půdních profilů a pobřežníchteras. Tyto poznatky zpřesňují odhady četnosti a intenzity historických událostí a slouží k hodnocení dlouhodobého rizika v jednotlivých regionech.[154][155][156][157][158][159]
Pro modelaci šíření tsunamioceánem a jejich interakce spobřežím se využívajípočítačové simulace. Vedle nich se uplatňují také praktickéexperimenty ve specializovaných zařízeních, která umožňují vytvářet vlny v laboratorních podmínkách – ve zmenšeném i reálném měřítku. Tato zařízení slouží nejen k ověřování numerických modelů, ale také k testování odolnosti infrastruktury (např.vlnolamů, hrází či budov) a k posouzení účinkůeroze. Terénní výzkum zahrnuje měření reálných událostí – analýzu zaplavených oblastí, sběrsedimentů a detailní mapování dopadů tsunami. Zkoumá se rovněž vliv různých přírodních i umělých prvků, napříkladkorálových útesů či pobřežních hrází.[154][155][157][158][160][161][162][163]
Varovné systémy
Schéma stanice DART, schopné detekovat průchod tsunami na hlubokém oceánu, na základě změnytlaku vody.
Současné systémy včasného varování před tsunami jsou primárně navrženy pro detekci seismogenních tsunami, tedy tsunami vyvolanýchzemětřesením. Nedokáží tedy spolehlivě detekovat tsunami jiného původu, například způsobenýmisopečnými erupcemi nebosesuvy, a dosud neexistuje standardizovaný a účinný přístup k jejich včasné detekci a varování.[15][103]
Klíčovou součástí systému včasného varování před tsunami jsou varovná centra, jejichž hlavním cílem je minimalizace ztrát na životech a majetku. Impulsem k jejich zřízení byly často předchozí ničivé události. Varovné systémy se skládají ze dvou základních komponent: sítě senzorů pro detekci a komunikační infrastruktury pro rychlé varování ohrožených oblastí. Přímé varování je ve všech systémech šířeno prostřednictvím více komunikačních kanálů (např. internetu, rozhlasu, televize, SMS, e-mailu či Cell Broadcastu), stejně jako systémů pro upozornění obyvatelstva (např.sirény). Současně jsou informoványzáchranné služby aozbrojené složky. V rámci mezinárodní spolupráce předávají některá varovná centra (např.NOAA) varovné informace dalším státům, které následně samy určují, zda varování pro své území vydají.[165][166][167][168][169]
Když pod mořským dnem či u pobřeží dojde k silnémuzemětřesení, tak se nejprve vyhodnocují jeho parametry (magnitudo, hloubkahypocentra a mechanismus), k čemuž slouží síťseismometrů. Jelikož seseismické vlny šířízemskou kůrou rychlostí 3-7 km/s,[165] mohou být první varování vydány během několika minut. Další úrovní jsoubóje DART na hlubokém oceánu. Jejich měřící zařízení na mořském dně dokáže detekovat průchod tsunami na základě změnytlaku vody.[170] Pokud se iniciace tsunami potvrdí, spouští se výpočetní modely, využívající data ze seismických sítí a bójí, digitální modely mořského dna (batymetrie) i topografie pobřeží. Tyto modely odhadují: výšku vln, čas příchodu, rozsah zaplavení pobřeží a jeho trvání. Na základě výsledků lze aktualizovat výstrahy nebo je případně zrušit. Tyto informace pomáhají místním správám azáchranným složkám naplánovat evakuaci, uzavírky silnic a další opatření.[165][167][171][172][173]
9 metrů vysoká evakuační věž Konakaze ujaponského městaIwata, jejíž horní patro leží 12 metrů nad mořskou hladinou.[174]
Ochrana před tsunami zahrnuje různá opatření, jejichž cílem je zmírnit dopady vln na lidské životy, majetek ainfrastrukturu a zároveň zkrátit dobu reakce a zvýšit připravenost obyvatelstva.[11][175]
Jedním z hlavních prostředků přímé ochrany jsou umělé a přírodní bariéry. Mezi umělé patřívlnolamy, jenž mohou absorbovat energii přicházejících vln, dále pobřežní zdi nebozemní valy, které mohou zcela zamezit zaplavení pevniny nebo alespoň omezit jeho rozsah. Uplatnění nacházejí i přírodní bariéry, napříkladkorálové útesy či vegetační pásymangrovů,keřů nebo pobřežníchlesů z vhodně zvolenýchdřevin. Ačkoliv nezabrání průniku tsunami do vnitrozemí, hustá vegetace snižuje rychlost proudu, omezujeerozi a zachycuje plovoucí trosky. V nízko položených a rovinatých oblastech, kde nelze obyvatele včasevakuovat do vyvýšeného terénu, slouží jako ochrana vertikální evakuační úkryty (věže, umělé pahorky nebo vícepodlažníželezobetonové budovy). Tyto struktury musejí být navrženy tak, aby odolalyzemětřesení ihydrodynamickému zatížení.[175][176][177][178][179][180][181]
Svislé značení vUSA (Kalifornie aOregon): • První značka obsahuje text:„Zóna, ohrožená tsunami - v případě zemětřesení vyhledejte vyvýšené místo nebo jděte do vnitrozemí“ • Druhá označuje evakuační trasu na bezpečné místo.
Klíčovou roli hrajeúzemní a krizové plánování. Omezení nové výstavby v inundačních (záplavových) oblastech nebo uplatnění stavebních předpisů zohledňujících riziko tsunami snižuje potenciální škody. K efektivnímu plánování přispívá itopografické zaměřování terénu a následnápočítačová modelace, která simuluje šíření vln a rozsah záplav. Výsledkem jsou mapy ohrožených oblastí, které slouží pro plánování infrastruktury, evakuace i krizového řízení. Krizová připravenost zahrnuje tvorbu evakuačních plánů, identifikacikritické infrastruktury a koordinacizáchranných složek. Evakuační trasy a přístup k vyvýšeným místům musejí být předem určeny, označeny a udržovány.[175][182][183][184][185][186]
Zásadním nástrojem prevence je informovanost obyvatel. Vzdělávání a osvěta zvyšují povědomí o rizicích, což umožňuje rychlejší a účinnější reakci veřejnosti. Obyvatelé pobřežních oblastí by měli znát přirozené signály blížící se tsunami (např. silnézemětřesení, rychlý ústup moře) i oficiální výstražné systémy. K prevenci přispívají i varovné cedule, informační kampaně, školení, pravidelné nácviky evakuace a znalost evakuačních tras i bezpečných vyvýšených míst.[11][99][175][184][186][187]
Tsunami způsobily v posledních desetiletích celosvětově škody v řádu stovek miliardamerických dolarů a připravily o život statisíce lidí. Velké události vedou k rozsáhlé destrukci a poškozeníinfrastruktury a zástavby. Bezprostředně po katastrofě je nutná okamžitáhumanitární pomoc přeživším v postižených oblastech. Následný úklid trosek, likvidaceodpadu, demolice staticky narušených budov, výstavba nové infrastruktury a rekonstrukce lehce poškozených objektů představují obrovské finanční náklady zatěžujícíekonomiku zasaženého státu. Tu dále negativně ovlivňuje také výpadek široké škálypříjmů. Zničenépřístavy a ztráty plavidel narušují obchod a místnírybolov, zatímcocestovní ruch,zemědělství čiprůmyslová výroba se často ocitají v dlouhodobém útlumu.[188][189][190]
Ekonomické dopady však často přesahují samotnou obnovu zničených oblastí. Ztrátapracovních míst a příjmů obyvatel může vést k prohloubeníchudoby a sociální nejistoty, zejména v regionech silně závislých na jedné činnosti, například rybolovu nebo turistice. Rekonstrukce a zahraniční pomoc sice krátkodobě podporují hospodářskou aktivitu prostřednictvím investic do výstavby a služeb, avšak celková obnova může trvat dlouhou dobu. Délka a kvalita zotavení závisí na míře koordinace pomoci, struktuře ekonomiky a schopnosti státu zajistit její efektivní využití.[188][190][191]
Vysoký počet obětí a zraněných vede k náhlému narušeníkomunit a ke ztrátě rodinných příslušníků, přátel i sousedů. Miliony lidí mohou být donuceny opustit své domovy a dlouhodobě žít v provizorních podmínkách. Vysídlení a rozpad sociálních vztahů vedou k oslabení soudržnosti komunit a k vytváření nových zranitelných skupin obyvatelstva.Psychologické dopady mohou být stejně závažné jako fyzické ztráty. Přeživší často čelítraumatickým prožitkům,úzkostem,posttraumatické stresové poruše adepresím. Strach z opakování katastrofy a dlouhodobá psychická zátěž mohou ovlivňovat kvalitu života celé populace v postižených oblastech. Tyto následky se dotýkají nejen jednotlivců, ale i rodin a komunit, což komplikuje proces zotavování a návrat do běžného života. Sociální důsledky tsunami zahrnují také narušenívzdělávacího systému,zdravotní péče a dalších základních služeb. Ztráta těchto veřejných institucí přispívá k prodlužování krize a k omezení přístupu k podpoře. Vlivem vysídlení a nedostatku základních zdrojů se mohou zvyšovatsociální nerovnosti a rizikomarginalizace některých skupin obyvatelstva.[188][195][196][197]
Podrobnější informace naleznete v článku Seznam tsunami.
V dávné minulosti proběhlo mnoho tsunami. Obří tsunami o výšce až v řádu stovek metrů, která oběhla vícekrát celou zeměkouli, vznikla například po dopadu 10 až 12 km velképlanetky do oblasti současnéhoMexického zálivu v době před 66 miliony let (tato událost souvisí svelkým vymíráním na konci křídy).[202] Tsunami v pozdějších lidských dějinách pak dokládají i starověké masové hroby na pobřežích.[203]
Dopad planetky na konci křídy vyvolal podle nových poznatků mohutnou tsunami, která se šířila po celém světě a měla 30 000× větší energii než tsunami z roku2004, která způsobila katastrofu v Indonésii.[204]
18. století
Tsunami nathajském pobřeží, 26. prosince 2004 – dočasný ústup vody před příchodem vlnyTsunami na thajskémpobřeží, 26. prosince 2004 – vlna přicházíSpoušť po japonském tsunami 2011
TisícePortugalců, kteří přežili velkélisabonské zemětřesení v roce1755, zemřely krátce poté, když dorazila vlna tsunami. Když voda ustoupila, v přístavu zbyly jen vraky lodí.
19. století
V roce1883 explodoval sopečný ostrovKrakatoa v Indonésii. Série velkých tsunami o výšce přes 40 m (u pobřeží) se šířila celým světem, zemřelo nejméně 36 tisíc lidí.
15. června1896 zasáhlajaponský ostrovHonšú obrovská tsunami. Rybáři, kteří byli pouhých 30 km od pobřeží, ji vůbec nezaznamenali, ale na ostrově zabila 28 000 lidí a zničila 275 km pobřeží.
20. století
V roce1908 zasáhlo Itálii v oblasti Messinského průlivu zemětřesení o síle 7,5 stupněRichterovy škály. Desetimetrová vlna zaplavila pobřežní sídla včetně Messiny a zanechala za sebou přes 200 000 mrtvých.
9. července1958 došlo v zátoceLituya Bay po otřesech ke skalnímu sesuvu. V poměrně těsném prostoru koutu zátoky se vlna na protějším břehu doslova vyšplhala do výšky přes 500 metrů. Celý úkaz byl popsán očitými svědky.[205]
30. září2009 byla tsunami vyvolána zemětřesením o síle 8,3 stupněRichterovy škály u souostrovíSamoa v Tichém oceánu. Je pravděpodobné, že většina lidí byla vlnou spláchnuta do moře. Konečný počet obětí je okolo 150. Byly stovky zraněných, ale většina z 220 000 ohrožených stihla utéct na bezpečné vyvýšeniny.
11. března2011 došlo k jednomu z nejsilnějšíchzemětřesení u východního pobřeží japonského ostrovaHonšú. Otřesy o síle 9,0 stupněRichterovy škály a následná až 38 m vysoká[207] vlna tsunami usmrtila nejméně 28 tisíc lidí. Vlny poškodily i několik jaderných elektráren, zdaleka nejvíceFukušimu I. Vlna místy zasáhla až 10 km do vnitrozemí[208] a způsobila rozsáhlé škody na infrastruktuře, stavbách a průmyslu.[209] Neméně závažné jsou ekologické škody, jelikož došlo vlivem poškození mnoha průmyslových podniků k úniku nebezpečných látek do ovzduší i půdy. Nejzávažnější je poškození jaderné elektrárnyFukušima I, kde došlo vlivem selhání chladicího systémuk závažné havárii reaktoru, která je klasifikována stupněm 7, tzn. stejně jakohavárie jaderné elektrárny v Černobylu. Okolí elektrárny je v okruhu 30 km evakuováno a bude trvale uzavřeno na mnoho let.[210] Škody přesáhly 309 miliard dolarů, a proto se jedná o nejdražší katastrofu dějin.[211]
Odkazy
Poznámky
↑Výskyt v Česku je velmi nepravděpodobný. Nicméně například nadVodní nádrží Šance se nachází sesuv, který by teoreticky mohl, v případě náhlého kolapsu, vytvořit tsunami.[19]
↑F. Lavigne a spol.Learning from a major disaster (Banda Aceh, December 26th, 2004): A methodology to calibrate simulation codes fortsunami inundation models [online]. Zeitschrift für Geomorphologie Supplementary Issues, 2006-01.Dostupné online. (anglicky)
↑abcA. Elbanna; M. Abdelmeguid; X. Ma; F. Amlani; H. S. Bhat; C. Synolakis; A. J. Rosakis.Anatomy of strike-slip fault tsunami genesis [online]. Earth, Atmospheric, and Planetary Sciences, 2021-05-03.Dostupné online. (anglicky)
↑abcdefC. Thomas; D. Burbidge; P. R. Cummins.A Preliminary Study into the Tsunami Hazard faced by Southwest Pacific Nations [online]. Geoscience Australia, 2007-06-22.Dostupné online. (anglicky)
↑Matěj Sviták; Petra Hosenseidlová. Japonci uctili minutou ticha oběti tsunami. Před deseti lety zabila tisíce lidí a způsobila hlubokou krizi.ČT24 [online].Česká televize, 2021-03-11.Dostupné online.
↑E. Juanara; Ch. Y. Lam.Classification of Non-Seismic Tsunami Early Warning Level Using Decision Tree Algorithm [online]. Universitas Airlangga, 2024-10-28.Dostupné online. (anglicky)
↑P. Kosuth; J. Callède; A. Laraque; N. Filizola Jr.Sea‐tide effects on flows in the lower reaches of the Amazon River [online]. Hydrological Processes, 2009-10.Dostupné online. (anglicky)
↑Libuše Tomanová. Největší přílivová vlna světa na čínské řece je atrakcí. Podívejte se.https://www.idnes.cz [online]. 2015-10-02.Dostupné online.
↑Cun-hong Pan; Bing-Yao Lin; Xian-Zhong Mao.Case Study: Numerical Modeling of the Tidal Bore on the Qiantang River, China [online]. Journal of Hydraulic Engineering, 2007-02.Dostupné online. (anglicky)
↑The University of the West Indies Seismic Research Centre. Do all earthquakes cause tsunamis?.https://uwiseismic.com [online]. 2024-06-19.Dostupné online.
↑C. L. Dybas. Analysis of the Sumatra-Andaman Earthquake Reveals Longest Fault Rupture Ever.https://www.nsf.gov [online]. 2005-05-19 [cit. 2024-12-20].Dostupné v archivu pořízeném dne 2021-08-12.
↑abcJ. C. Duarte; W. P. Schellart.Plate Boundaries and Natural Hazards (Geophysical Monograph Series). [s.l.]: American Geophysical Union;, 2016.Dostupné online.ISBN978-1119053972. S. 352. (anglicky)
↑S. L. Bilek; T. Lay.Subduction zone megathrust earthquakes [online]. Geosphere, 2018-07-06.Dostupné online. (anglicky)
↑D. H. Abbott; T. Bryant; V. K. Gusiakov; W. Masse.Megatsunami of the World Ocean: Did They Occur in the Recent Past? [online]. Springer Science, 2007-04.Dostupné online. (anglicky)
↑Y. Fukutani; A. Suppasri; F. Imamura.Stochastic analysis and uncertainty assessment of tsunami wave height using a random source parameter model that targets a Tohoku-type earthquake fault [online]. Stochastic Environmental Research and Risk Assessment, 2014-10-31.Dostupné online. (anglicky)
↑abcdeR. Paris.Source mechanisms of volcanic tsunamis [online]. Philosophical Transactions of The Royal Society A Mathematical Physical and Engineering Sciences, 2015-10-28.Dostupné online. (anglicky)
↑abcdefF. Schindelé; L. Kong; E. M. Lane; R. Paris; M. Ripepe; V. Titov; R. Bailey.A Review of Tsunamis Generated by Volcanoes (TGV) Source Mechanism, Modelling, Monitoring and Warning Systems [online]. Pure and Applied Geophysics, 2024-06-24.Dostupné online. (anglicky)
↑Fukashi Maeno; Fumihiko Imamura.Tsunami generation by a rapid entrance of pyroclastic flow into the sea during the 1883 Krakatau eruption, Indonesia [online]. Journal of Geophysical Research Atmospheres, 2011-09-23 [cit. 2022-09-15].Dostupné v archivu pořízeném dne 2021-07-09. (anglicky)
↑abWashington State University. Geologist merges science with eyewitness interviews of Mount St. Helens’ 1980 eruption.https://wsupress.wsu.edu [online]. 2016-01-16.Dostupné online.
↑R. Omira; R. S. Ramalho; J. Kim; P. J. González; U. Kadri; J. M. Miranda; F. Carrilho.Global Tonga tsunami explained by a fast-moving atmospheric source [online]. Nature, 2022-06-13.Dostupné online. (anglicky)
↑Dan Poláček; Michaela Prešinská. Hora se pohnula a zasypala přehradu. Tsunami vysoká 200 metrů zabila dva tisíce lidí.https://zpravy.aktualne.cz [online]. 2023-10-11.Dostupné online.
↑J. G. Hills; M. P. Goda.Damage from comet-asteroid impacts with earth. [s.l.]: Physica D: Nonlinear Phenomena, 1999-09-10. 506 s.Dostupné online. S. 189–198. (anglicky)
↑Radek Panchartek. Největší výbuch před Hirošimou. Loď s výbušninami zničila před 105 lety Halifax.https://www.idnes.cz [online]. 2012-12-25.Dostupné online.
↑A. C. Varsoliwala; T. R. Singh.Mathematical modeling of tsunami wave propagation at mid ocean and its amplification and run-up on shore [online]. Journal of Ocean Engineering and Science, 2021-12.Dostupné online. (anglicky)
↑N. Mori; T. Takahashi; T. Yasuda; H. Yanagisawa.Survey of 2011 Tohoku earthquake tsunami inundation and run-up [online]. Geophysical Research Letters, 2011-09-27.Dostupné online. (anglicky)
↑B. F. Atwater; M. Cisternas; J. Bourgeois; W. C. Dudley; J. W. Hendley; P. H. Stauffer. Surviving a Tsunami—Lessons from Chile, Hawaii, and Japan.https://pubs.usgs.gov [online]. 2007-07-02.Dostupné online.
↑abR. Aranguiz; P. A. Catalán; C. Cecioni; G. Bellotti; P. Henriquez; J. González.Tsunami Resonance and Spatial Pattern of Natural Oscillation Modes With Multiple Resonators [online]. Journal of Geophysical Research: Oceans, 2019-10-31.Dostupné online. (anglicky)
↑G. Bellotti; R. Briganti; G. M. Beltrami.The combined role of bay and shelf modes in tsunami amplification along the coast [online]. Geophysical Research Letters: Oceans, 2012-08-22.Dostupné online. (anglicky)
↑abF. Laksono; M. Mishra; B. Mulyana; J. Kovács.Exploring the Mediterranean tsunami research landscape: scientometric insights and future prospects [online]. Geoenvironmental Disasters, 2024-02-10.Dostupné online. (anglicky)
↑G. A. Papadopoulos; A. Fokaefs.Strong tsunamis in the mediterranean sea: A re-evaluation [online]. ISET Journal of Earthquake Technology, 2005-12.Dostupné online. (anglicky)
↑UNESCO. Experts meet to examine tsunami sources threatening coastal communities of North-Eastern Atlantic and the Mediterranean Sea Region.https://www.unesco.org [online]. 2025-03-26.Dostupné online.
↑N. Feuillet. Discovery of the origin of the largest Mediterranean tsunami in two centuries.https://www.ipgp.fr [online]. 2024-11-27.Dostupné online.
↑J. Douvinet; N. Carles; P. Foulquier; M. Peroche.Tsunami hazard perception and knowledge of alert: early findings in five municipalities along the French Mediterranean coastlines [online]. Natural Hazards and Earth System Sciences, 2024-03-01.Dostupné online. (angličtna)
↑O. Necmioglu.Design and challenges for a tsunami early warning system in the Marmara Sea [online]. Earth Planets and Space, 2016-12.Dostupné online. (anglicky)
↑L. Lespez a spol.Discovery of a tsunami deposit from the Bronze Age Santorini eruption at Malia (Crete): impact, chronology, extension [online]. Scientific Reports, 2021-07-29.Dostupné online. (anglicky)
↑K. Minoura a spol.Discovery of Minoan tsunami deposits [online]. Geology, 2000-01.Dostupné online. (anglicky)
↑G. Pararas-Carayannis.The earthquake and Tsunami of July 21, 365 AD in the Eastern Mediterranean Sea - Review of impact on the ancient world - Assessment of recurrence and future impact [online]. Science of Tsunami Hazards, 2011-01.Dostupné online. (anglicky)
↑abP. England; A. Howell; J. Jackson; C. Synolakis.Palaeotsunamis and tsunami hazards in the Eastern Mediterranean [online]. The Royal Society, 2015-10-28.Dostupné online. (anglicky)
↑G. A. Papadopoulos a spol.Geological evidence of tsunamis and earthquakes at the Eastern Hellenic Arc: correlation with historical seismicity in the eastern Mediterranean Sea [online]. Research in Geophysics, 2012-09.Dostupné online. (anglicky)
↑L. Schambach; S. T. Grilli; D. R. Tappin; M. D. Gangemi; G. Barbaro.New simulations and understanding of the 1908 Messina tsunami for a dual seismic and deep submarine mass failure source [online]. Marine Geology, 2020-03.Dostupné online. (anglicky)
↑A. Billi; R. Funiciello; L. Minelli; C. Faccenna; G. Neri; B. Orecchio; D. Presti.On the cause of the 1908 Messina tsunami, southern Italy [online]. Geophysical Research Letters, 2008-03-19.Dostupné online. (anglicky)
↑J. F. B. D. Fonseca.A Reassessment of the Magnitude of the 1755 Lisbon Earthquake [online]. Bulletin of the Seismological Society of America, 2020-01-07.Dostupné online. (anglicky)
↑S. Martínez-Loriente; V. Sallarès; E. Gràcia.The Horseshoe Abyssal plain Thrust could be the source of the 1755 Lisbon earthquake and tsunami [online]. Communications Earth & Environment, 2021-07-21.Dostupné online. (anglicky)
↑J. Kim; F. Løvholt; D. Issler; C. Forsberg.Landslide Material Control on Tsunami Genesis—The Storegga Slide and Tsunami (8,100 Years BP) [online]. Journal of Geophysical Research: Oceans, 2019-05-01.Dostupné online.
↑B. Tehranirad a spol.Far-Field Tsunami Impact in the North Atlantic Basinfrom Large Scale Flank Collapses of the Cumbre ViejaVolcano, La Palma [online]. Pure and Applied Geophysics, 2021-06-10.Dostupné online. (anglicky)
↑M. Ferrer a spol.Megatsunamis Induced by Volcanic Landslides in the Canary Islands: Age of the Tsunami Deposits and Source Landslides [online]. GeoHazards, 2021-08-12.Dostupné online. (anglicky)
↑CORDIS. Final Report Summary - ASTARTE (Assessment, STrategy And Risk Reduction for Tsunamis in Europe).https://cordis.europa.eu [online]. 2017-12-18.Dostupné online.
↑B. R. Jordan.Tsunamis of the Arabian Peninsula: A Guide of Historic Events [online]. Science of Tsunami Hazards, 2008-01.Dostupné online. (anglicky)
↑Z. H. El-Isa.Seismicity and seismotectonics of the Red Sea Region [online]. Arabian Journal of Geosciences, 2015-02.Dostupné online. (anglicky)
↑A. Salamon a spol.Tsunami Hazard Evaluation for the Head of the Gulf of Elat–Aqaba, Northeastern Red Sea [online]. Geohazards and Georisks, 2021-01-28.Dostupné online. (anglicky)
↑S. J. Purkis a spol.Tsunamigenic Potential of an Incipient Submarine Landslide in the Tiran Straits [online]. Geophysical Research Letters, 2022-02-03.Dostupné online. (anglicky)
↑Ch. Jallouli a spol.Geophysical evidences on reactivation of NE faults in southern Arabian Shield and its tectonic implications [online]. Journal of King Saud University - Science, 2023-01.Dostupné online. (anglicky)
↑K. Kremer a spol.Lake Tsunamis: Causes, Consequences and Hazard investigated in a multidisciplinary project [online]. European Geosciences Union, 2020-05.Dostupné online. (anglicky)
↑A. Carrillo‐Ponce; S. Heimann; G. M. Petersen; T. R. Walter; S. Cesca; T Dahm.The 16 September 2023 Greenland Megatsunami: Analysis and Modeling of the Source and a Week‐Long, Monochromatic Seismic Signal [online]. The Seismic Record, 2024-08-08.Dostupné online. (anglicky)
↑S. Ward; S. Day.Cumbre Vieja Volcano -- Potential collapse and tsunami at La Palma, Canary Islands [online]. Geophysical Research Letters, 2001-09.Dostupné online. (anglicky)
↑abK. Svennevig a spol.A rockslide-generated tsunami in a Greenland fjord rang Earth for 9 days [online]. Science, 2024-09-12.Dostupné online. (anglicky)
↑abRaphaël Paris; K. Goto; J. Goff; H. Yanagisawa.Advances in the study of mega-tsunamis in the geological record [online]. Earth-Science Reviews, 2020-11.Dostupné online. (anglicky)
↑J. Goff; J. P. Terry; C. Chagué-Goff; K. Goto.What is a mega-tsunami? [online]. Marine Geology, 2014-12.Dostupné online. (anglicky)
↑M. C. Strzelecki.Arctic tsunamis threaten coastal landscapes and communities – survey of Karrat Isfjord 2017 tsunami effects in Nuugaatsiaq, western Greenland [online]. Natural Hazards and Earth System Sciences, 2020-09-24.Dostupné online. (anglicky)
↑Y. Shimada; D. Matsumoto; K. Tanigawa; Y. Sawai.Sedimentological and micropaleontological characteristics of tsunami deposits associated with the 2024 Noto Peninsula earthquake [online]. Scientific Reports, 2025-03-21.Dostupné online. (anglicky)
↑abB. F. Atwater a spol.The Orphan Tsunami of 1700. [s.l.]: University of Washington Press / U.S. Geological Survey, 2005. 133 s.Dostupné online.ISBN978-0295985350. (anglicky)
↑abW. A. Morrissey.Tsunamis: Monitoring, Detection and Early Warning Systems [online]. Congressional Research Service, 2007-05-10.Dostupné online. (jazyk)
↑J. Garthwaite. Stanford research shows how park-like tsunami defenses can provide a sustainable alternative to towering seawalls.https://news.stanford.edu [online]. 2020-05-04.Dostupné online.
↑Z. Xu; B. Melville; C. Whittaker; N.A.K. Nandasena; A. Shamseldin.Mitigation of tsunami bore impact on a vertical wall behind a barrier [online]. Coastal Engineering, 2021-03.Dostupné online. (anglicky)
↑B. Lunghino a spol.The protective benefits of tsunami mitigation parks and ramifications for their strategic design [online]. Proceedings of the National Academy of Sciences, 2020-05-04.Dostupné online. (anglicky)
↑T. Al-Faesly; D. Palermo; I. Nistor.TSUNAMI MITIGATION MEASURES [online]. Canadian Conference on Earthquake Engineering, 2023-08-06.Dostupné online. (anglicky)
↑Syamsidik a spol.Assessing the tsunami mitigation effectiveness of the planned Banda Aceh Outer Ring Road (BORR), Indonesia [online]. Natural Hazards and Earth System Sciences, 2019-01-31.Dostupné online. (anglicky)
↑M. Ishiwatari; J. Sagara.Structural Measures against Tsunamis [online]. Global Facility for Disaster Reduction and Recovery, 2024-04-16.Dostupné online. (anglicky)
↑United Nations Office for Disaster Risk Reduction. Tsunamis account for $280 billion in economic losses over last twenty years.https://www.undrr.org [online]. 2018-11-02.Dostupné online.
↑M. Carballo; B. Heal; M. Hernandez.Psychosocial aspects of the Tsunami [online]. Journal of the Royal Society of Medicine, 2005-09.Dostupné online. (anglicky)
↑S. Doocy 1; A. Daniels; A. Dick; T. D. Kirsch.The Human Impact of Tsunamis: a Historical Review of Events 1900-2009 and Systematic Literature Review [online]. PLOS Currents, 2013-04-16.Dostupné online. (anglicky)
↑M. Álvarez-Martí-Aguilar. Representations of Tsunami in the Ancient Mediterranean: Cosmological Perspectives in the Long Durée.https://ics.sas.ac.uk [online]. 2025-04-18.Dostupné online.
↑Pacific Coastal and Marine Science Center. Native American Legends of Tsunamis in the Pacific Northwest.https://www.usgs.gov [online]. 2025-04-27.Dostupné online.
↑T. Banse. The Oral History Wasn’t A Myth. Tsunamis Hit This Tribal Village Five Times, Study Shows.https://www.nwpb.org [online]. 2019-05-07.Dostupné online.
↑Astonishing Wave Heights Among the Findings of an International Tsunami Survey Team on Sumatra [online]. U.S. Geological Survey [cit. 2016-06-16].Dostupné v archivu pořízeném dne 2016-08-27.Je zde použita šablona{{Cite web}} označená jako k „pouze dočasnému použití“.
↑EUROZPRÁVY.CZ.Devastující tsunami. Japonská vlna dosáhla 38 metrů | EuroZprávy.cz [online]. [cit. 2016-06-26].Dostupné v archivu pořízeném dne 2016-03-04.
.jpg)
![Zátoka u města Onagawa, v hornaté části Japonska. Ukázkový příklad pobřežního útvaru ve tvaru „V“, zesilující účinky tsunami.[92]](/mt/?noimg=&dark=on&url=https%3a%2f%2fcs.wikipedia.org%2fwiki%2fSoubor%3aOnagawa_City_-_Miyagi_Prefecture_-_typical_example_for_a_V-shaped_bay_-_probably_enhancing_tsunami_wave_height_of_2011_tsunami.jpg)
![Sendajská nížina v Japonsku, kde tsunami v roce 2011 proniklo více než 5 km do vnitrozemí. Průnik vln byl mimo jiné usnadněn koryty vodních toků.[93]](/mt/?noimg=&dark=on&url=https%3a%2f%2fcs.wikipedia.org%2fwiki%2fSoubor%3a2011_Tohoku_tsunami_flooded_area_Sendai_Natori_by_GSI.png)
.jpg)
