Tsunami se 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 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]
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 společnou příčinu a liší se mechanismem vzniku.[3][7][8] Přílivová vlna je na několika místech světa pravidelně se opakující vlna, vyvolaná kombinací silnéhopřílivu a specifické topografie v dané lokalitě.[24][25] S jevem se lze setkat například vAnglii (řekySevern aMersey), naAljašce (zátoka Turnagain), v Brazílii (Amazonka) neboČíně (Čchien-tchang).[26][27][28][29]
Zemský povrch se skládá ze sedmi velkých a dvanácti menšíchlitosférických desek.[6][30] Tyto kusy pevnélitosféry, jejichž horní část tvoříoceánská akontinentální kůra, v podstatě „plavou“ na plastické vrstvěsvrchního pláště –astenosféře.[30][31] Díky tomu se neustále pohybují rychlostí přibližně 2–10 cm/rok.[32] 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).[32][33] Přibližně 90 % zemětřesení naplanetě, včetně těch nejsilnějších, probíhá v tzv.Ohnivém kruhu, což je asi 40 tisíc km dlouhý pás styku několika litosférických desek, který lemuje okrajeTichého oceánu.[34][35]
Zhruba 90 % všech zaznamenaných tsunami bylo vyvolánozemětřesením. Ne každé zemětřesení je však toho schopno.[5] Klíčové je, aby došlo k narušení vodního sloupce, typicky vertikálním pohybem mořského dna. V některých případech se může přispět i horizontální posunstrmých podmořských svahů, který rovněž dokáže narušit vodní sloupec a spolupodílet se k přenosu energie do vznikající tsunami.[pozn. 2][36] Aby zemětřesení bylo tsunamigenní (tzn. vytvořilo tsunami), musí splňovat určitá kritéria.[37] 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.[37][38][39] Nutno dodat, že překročení této hodnoty stále nezaručuje vznik tsunami. S velikostí zemětřesení koreluje i délka prasklého zlomu.[40] Při seismických událostech s magnitudem 9,0 Mw může délka poruchy činit přes 1000 km.[41] Dalším důležitým kritériem je hloubka zemětřesení. Čím mělčí jehypocentrum (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.[42][15] Tsunami mohou vyvolat jak zemětřesení způsobená přesmykem (výzdvihem), tak i zemětřesení s normálovým pohybem (poklesem).[38]
divergentní rozhraní – desky se pohybují od sebe a nevzniká zde tak velkénapětí.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.[44]
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.[44]
Nejsilnějšízemětřesení, a tedy i nejničivější tsunami mají na svědomí extrémně silná zemětřesení (anglickymegathrust earthquakes) vsubdukčních zónách.[5][6][45] Tato zemětřesení mohou přesáhnoutmagnitudo 9,0 Mw a vyvolat tzv.transoceánské tsunami – vlny, které jsou schopny s jen malou ztrátou energie překonat celýoceán a způsobovat rozsáhlé škody i tisíce kilometrů odepicentra.[46][47][48][49] Jako subdukce se označuje typkonvergentního rozhraní, při němž se proti sobě pohybují dvělitosférické 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 dozemského pláště.[50] Mezi oběma deskami na zlomové ploše dochází vlivem velkéadheze k silnémutření. 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 nazlomu dochází k výraznému nárůstunapětí. Čím je větší odpor mezi oběma deskami, tím víceenergie 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.[5] Dochází k permanentní deformaci nadložní desky a vzniká zemětřesení.[51] 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.[52][53][54]
Subdukující oceánská deska deformuje nadložní 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.
Vzniká vlna tsunami, šířící se na všechny strany.
Transformní zlomy
Transformní zlomy jsou typem rozhraní, kde se dvětektonické desky pohybují horizontálně podél sebe (anglicky strike-slip). Vlivem tření vzniká na zlomové plošenapětí, 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 silnéhozemětřesení. Nejznámějším transformním zlomem jeSan Andreas vKalifornii, kde sepacifická deska posouvá k severu, zatímcoseveroamerická směřuje k jihu. Tyto zlomy se také nacházejí nadivergentních rozhraních, kde se jimi vyrovnává nesouvislá expanze nově vznikající desky.[32][55]
Tsunamigenní potenciál transformních zlomů je obvykle malý, jelikož čistě horizontální pohyb nemá za běžných okolností schopnost vertikálně narušit vodní sloupec. Některázemětřesení jsou přesto schopná vyvolat silné tsunami lokálního až regionálního charakteru, zejména prostřednictvím následných podmořskýchsesuvů.[pozn. 3][15][56]
Zhruba 5 % všech tsunami připadá navulkány asopečnou činnost.[57] Tsunami spojené s vulkanickou činností mohou vznikat jak přímo v průběhuerupce, 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 tektonickázemětřesení. 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:[31][42][58][59][60][61]
Sesuv sopečného tělesa – vulkanická tělesa (sopečné kužele), tvořená vrstvamilávy apyroklastik, vykazují širokou škálu nestability způsobenou například hydrotermálními změnami, magmatickouintruzí nebo celkovou strukturální nestabilitou.[62] Sesuvy nemusí být spojeny s aktuální aktivitousopky. Je-li jejich objem dostatečný, patří sesuvy sopečných svahů k častým příčinám vzniku lokálníchmegatsunami. Mezi ukázkové případy se řadí napříkladKrakatoa (2018),Stromboli (2002) neboUnzen (1792).[60][61]
Pyroklastické proudy nebo lahary – prudký průniklaharu (sopečný bahnotok) nebopyroklastických proudů do vodní plochy dokáže vytlačit poměrně velké množství vody. Obzvlášť velký tsunamigenní potenciál mají objemné pyroklastické proudy (s objemem větším než 1 km³).[59] Právě tento fenomén byl hlavním důvodem vzniku série vln vysokých až 46 m, které si při erupci vulkánuKrakatoa roku1883 vyžádaly přibližně 30 tisíc mrtvých.[58][60] Stejný proces dal při erupciTambory roku1815 do pohybu tsunami a následkem toho zahynulo asi 4 600 lidí.[15][58][63]
Podvodní erupce – mělké podvodní erupce, kam například patřísurtseyský 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.[58][61]
Kalderizace – silná explozivníerupcepliniovského typu vede k částečnému vyprázdněnímagmatického krbu, jehož nadloží se v jejím závěru propadne do uvolněného prostoru. Na zemském povrchu se to projeví vznikemkaldery – několik kilometrů široké kotlovité prohlubně s hloubkou několik set metrů. Probíhá-li takový kolaps podhladinou 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.[58][61]
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 jeamerickásopkaMount St. Helens. Kombinace sesuvu severního svahu a silné laterální erupce v roce1980 vytlačila vodu z přilehléhojezera Spirit do obří vlny (megatsunami). Masa vody při úderu na protější břeh vystoupala do výšky zhruba 260 m.[60][61][64]
Tlakové vlny – atmosférické akusticko-gravitační vlny, vyvolané extrémně prudkými explozemi v průběhu silnýchsopečných 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 blízkourychlosti 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 sopekHunga Tonga – Hunga Haʻapai (2022) aKrakatoa (1883).[61][65][66][67][68]
Sesuvy, podobně jakovulkanická činnost, patří mezi významné neseismické příčiny vzniku tsunami. Zahrnují rychlý pohyb velkého objemuhornin,půdy,sedimentů neboledovců, 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. Mohou se odehrávat i na svazích se sklonem pouhých 1°. Sesuv je často iniciovánzemětřesením. Mezi další příčiny lze zařadit takéerozi nebovulkanickou 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 blízkostipobřeží, kam mohou vlny dorazit velice brzy, takže čas naevakuaci je výrazně omezený.[7][42][69][70][71][72]
Významné události:
Lituya Bay (1958) – silnézemětřesení naAljašce vyvolalo následný sesuv asi 30 milionů m³ hornin dofjordu. Vznikla 524 m vysokámegatsunami s velmi krátkým dosahem. Jedná se o nejvyšší zaznamenanou vlnu v historii. Ačkoliv bylo odlehlé místo prakticky neobydlené, ve fjordu zahynulo 5 osob.[69][73]
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.[74]
Přehrada Vajont (1963) – v důsledku lidského přičinění se do přehrady na severuItálie, tehdynejvyšší na světě, sesunula masa hornin, převyšující objem samotné vodní nádrže.Megatsunami o výšce 250 m se převalila přes hráz a zdevastovala přilehlé městoLongarone, včetně dalších obcí. Neštěstí si vyžádalo 2 117 obětí.[75][76]
Jiné příčiny
Impakty
Tsunami generovanádopademplanetky nebokomety 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 průletzemskou 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 naZemi 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 pokrývajímoře aoceány, 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 kategoriemegatsunami.[77][78][79][80]
Rozsah takové události určuje zejménakinetická 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 dlouhouvlnovou délkou, která při svém šíření relativně pomalu ztrácejí svou energii, a proto mohou mít transoceánský dosah.[79][81][5]
Před66 miliony let dopadla do mělkých vodMexického zálivu planetkaChicxulub o průměru zhruba 10–14 km. Podle současných numerických modelů impakt vedl ke vznikumegatsunami, 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 severemAtlantiku a jihemPacifiku se přehnalo tsunami s výškou přesahující 10 m.[82][83] Výsledky modelů jsou podporovány geologickými záznamy zusazenin na různých kontinentech, což naznačuje, že událost vedla ke globálnímu tsunami s dopadem na pobřeží většiny tehdejších oceánů.[84]
Lidská činnost
V roce1917 se vkanadském přístavu vHalifaxu srazila dvě plavidla, z nichž jedno převáželo přes 2 600 tunvýbušnin ahořlavin. Požár lodi zapříčinilmasivní explozi a vznik vln vysokých zhruba 10–18 m.[85][86] Výbuch si vyžádal zhruba 2 tisíce mrtvých a 9 tisíc zraněných, přičemž část škod v bezprostředním okolí přístavu souvisela i s vyvolanými vlnami.[87][88]
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 přibližně 6 km od místa exploze, dorazila série vln s výškou asi 5–6 m.[89] Další podvodní testy v následujících letech však prokázaly, žejaderné 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 vpáru. Z provedených testů také vyplynulo, že čím hlouběji dojde k detonaci, tím menší vlny vzniknou.[90]
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 a ukázal, že praktické vytvoření takové zbraně je nerealistické.[91][92]
Popis
Zjednodušená vizualizace přenosu energie při tsunami, kdy osciluje celý vodní sloupec – od hladiny po mořské dno.[11]
Přibližné hodnoty vlnové délky a rychlosti tsunami pro různé hloubky vody, vypočtené z rovnice:[93][94][95]
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 jemechanická gravitační vlna,[95][96][97] protožegravitace se snaží vyrovnat náhlou deformaci vodního sloupce, čímž se vytvářívlnění.[42] Takovou deformaci nejčastěji způsobuje rozruch v podobě podmořskéhozemětřesení,vulkanismu,sesuvu neboimpaktu 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 – a tím vzniká tsunami.[38][42] 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][32] 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.[103][11][104][105][106][95][107][108][102]
Naproti tomu větrem generovanémořské vlny vznikají v důsledku přenosu energie zvětru na hladinu vody, kdy vítr vyvolává tlakové rozdíly a tření na rozhraní vzduch–voda. I tyto vlny jsou gravitační povahy, ale mají mnohem kratšívlnovou délku aperiodu a jejich podstatně menší energie je soustředěna pouze v horní části vodního sloupce.[5][15][109][110][96][95]
K popisu vln se užívá několik základních fyzikálních parametrů:[15][95][42][96][111]
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.
Výška: svislá vzdálenost mezi hřebenem a údolím vlny, tedy dvojnásobek amplitudy.
Vlnová délka
Schematická animace šíření tsunami z hlubokého oceánu do mělkých vod. Jak hloubka klesá, vlna se zpomaluje, jejívlnová délka se zkracuje aamplituda (výška) roste – dochází k tzv.shoalingu.
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, zatímco u větrných vln dosahuje obvykle jen 5–20 sekund. Při přibližování k pevnině se vlnová délka zkracuje, zatímco perioda zůstává neměnná.[15][109][96][107][112]
Rychlost
Jelikož se tsunami šíří po celé výšce vodního sloupce, tedy od hladiny až po mořské dno, je jehorychlost 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.[95][112] Za těchto podmínek se rychlost tsunami řídí vztahem,[93][94][95] podle něhož se rychlost určuje jako odmocnina součinugravitačního zrychlení a hloubky vody:
Například 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 hodin až desítek hodin překonat celý oceán a šířit se na vzdálenost tisíců kilometrů. Zpomaluje teprve až v mělkých vodách, kde se zároveň zkracujevlnová délka a rosteamplituda (výška) vlny.[15][109][96][107]
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. 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 od několika metrů po desítky metrů.[15][109][96][107][112]
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 zachycenýchpřílivoměry na pobřeží má amplitudu jen několik jednotek až desítek centimetrů a bez těchto citlivých měření by zůstala zcela bez povšimnutí.[113]
Dopad na pobřeží
Různé typy pobřeží, ovlivňující účinky tsunami
Zátoka u města Onagawa (prefektura Mijagi,Japonsko). Ukázkový příklad pobřežního útvaru ve tvaru „V“, který může soustředit energii tsunami do závěru zátoky a vést zde k lokálnímu zvýšení výšky vln.[114]
Tsunami z roku 1993 najaponském ostrověOkuširi. Simulace ukazuje, jak vlny obtekly (tzv. difrakce) kolem malého poloostrova s obcí Aonae, zasáhly břeh i na jeho odvrácené straně a částečně se odrazily od 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 rozlehlýchoceánů, napříkladPacifiku, 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.[11][12][15][112][116][117][118][119][102]
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.[11][12][117][112][15]
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.[12][15][120][102]
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 svažujícímkontinentálním 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. Vzátokách ve tvaru „V“ nebo „U“ může vlna v důsledku geometrického zaostření dosáhnout významně vyšší 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 proniknout 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. 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.[12][15][112][116][120][121][122][119][102]
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 čierozí) a na ohrožení osob stržených proudem.[15][112][121]
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.[125]
Nejvyšší riziko Nižší, avšak významné riziko Nejnižší, přesto nezanedbatelné riziko
Výskyt tsunami veStředozemním moři je dlouhodobě doložen historickými i novodobými záznamy. 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 výšku vln.[128][129][130][131][132][133][134]
Erupce sopkyThéry (~1600 př. n. l.) – mohutnáerupce ostrovnísopky Théra měla za následek vznik až 20 metrů vysokého tsunami, které zasáhlo zejména nedaleké pobřeží severníKréty.[135][136]
Zemětřesení na Krétě (1303) – další zemětřesení (8,0Mw) v Helénské subdukční zóně opět vyvolalo rozsáhlé tsunami ve východní částí Středozemního moře.[139][140]
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. Tyto vlny zahubily dalších 2 tisíce osob a celkový počet obětí katastrofy dosáhl nejméně 60 tisíc mrtvých.[141][142][143]
Přibližně před 8200 roky došlo u pobřežíNorska k rozsáhlému podmořskému sesuvu na okraji kontinentálního šelfu (Storegga). S odhadovaným objemem 2400 až 3200 km³ šlo o největší známý podmořskýsesuv. Pobřeží Norska aShetland následně zasáhly vlny přesahující výšku 20 metrů. Vedle toho by Evropu teoreticky mohly ohrožovat i obří sesuvy částí ostrovů vKanárském 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 oblastiKaribiku.[147][149][150][151][152]
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 v případě kolapsu celého svahu, by výsledné tsunami mohlo dosáhnout výšky až 20 metrů.[156][157][158][159]
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, a to jak suchozemské (půdních, skalních či ledových mas), tak podvodní (hornin čisedimentů). Spouštěč takové události může být takézemětřesení. Vzhledem k uzavřenému a omezenému prostoru vodní plochy, 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; zdroj vln bývá často lokální, takže v praxi je obtížné zajistit včasné a spolehlivé varování.[160][161]
Podrobnější informace naleznete v článku Megatsunami.
Megatsunami označuje vzácný typ tsunami vyvolaný prudkým, rozsáhlým a zpravidla lokálním přesunem hmoty do vodního prostředí (např.sesuvem svahu nebovulkanické struktury; ve velmi vzácných případech idopadem kosmického tělesa). Takové vlny, na rozdíl od seismogenních tsunami, mohou u zdroje dosahovat mimořádné výšky a mít extrémně ničivé účinky. Při šíření jejich výška i energie zpravidla rychle klesají s rostoucí vzdáleností od místa vzniku, takže jde o silně lokalizovaný jev. V odborné literatuře není pojem megatsunami jednotně vymezen. Proto se lze setkat s různými mezními hodnotami pro výšku: ≥ 35 m, ≥ 50 m a ≥ 100 m.[171][172][173][174][175][176][177]
Meteotsunami (anebo také meteorologické tsunami) jsoudlouhoperiodické vlny vznikající působením atmosférických procesů, zejména silnéhovětru nebo rychlých změnatmosférického tlaku. Oproti tsunami vyvolaným geologickými procesy (zemětřesení,sesuvy čisopečná činnost) nevznikají v důsledku náhlého a impulsivního narušení vodního sloupce, ale kontinuálním působením šířící se atmosférické poruchy (např. při průchodubouřkové fronty nebosquall line) na hladinu vodní plochy. Pokud se rychlost pohybu této poruchy blíží rychlosti šíření vyvolané vlny v dané hloubce, může dojít k tzv.Proudmanově rezonanci, při níž se energie účinněji přenáší do vodního prostředí, což vede k výraznému zesílení meteotsunami. V některých případech mohou lokálně dosáhnout výšky několika metrů a převyšovat úroveň místníhopřílivu. Přestože výška a rozsah zaplavení jsou u meteotsunami obvykle nižší než seismických tsunami, představují významné riziko propobřežní oblasti, zejména tam, kde je rozpětí přílivu a odlivu menší než 2 m. Stejně jako jiné typy tsunami je i meteotsunami ovlivňovánoreliéfem mořského dna a tvarem pobřeží. Například dochází k jejichdifrakci (ohybu) kolem překážek, odrazu od břehů a zesílení účinků vzátokách ve tvaru „V“ nebo „U“. Meteotsunami nelze zaměňovat zavzdutí hladiny během bouří ani za tzv.seiche. Seiche jsoustojatéoscilace vodní hladiny v uzavřených či polouzavřených vodních plochách.[179][15][180][181][182]
Výzkum tsunami se zaměřuje na porozumění mechanismům jejich vzniku, šíření a dopadů. Zkoumají se především zdroje tsunami, tedytektonickézlomy,sopečné procesy asesuvy, s využitímgeofyzikálních měření,satelitních dat a dalších metod. Specifickou oblastí je výzkum paleotsunami,[pozn. 7] který studujesedimenty a dalšígeologické stopy dávných událostí prostřednictvím analýzy sedimentárníchjader apůdních profilů. Tyto poznatky zpřesňují odhady četnosti a velikosti historických událostí a slouží k hodnocení dlouhodobého rizika v jednotlivých regionech.[184][185][186][187][188][189]
Přímé studium tsunami v přirozených podmínkách je výrazně omezené, zejména kvůli jejich vzácnosti a nepředvídatelnosti. Z tohoto důvodu se pro výzkum jejich šíření a interakce spobřežím používají předevšímpočítačové simulace. Vedle nich se uplatňují také praktickéexperimenty ve specializovaných zařízeních, která umožňují vytvářet vlny v laboratorních podmínkách – ve zmenšeném i velkorozměrovém měřítku. Tato zařízení slouží nejen k ověřování numerických modelů, ale také k testování působení vln na pobřežní stavby (např.vlnolamy, hráze či budovy) a k posouzení účinkůeroze. Dále se využívá terénní výzkum, zahrnující dokumentaci reálných událostí – analýzu zaplavených oblastí, odběrsedimentů a detailní mapování dopadů tsunami. Při něm se rovněž zkoumá vliv přírodních i umělých prvků, napříkladkorálových útesů či pobřežních hrází.[184][185][187][188][190][191][192][193][194][195]
Varovné systémy
Schéma stanice DART, schopné detekovat průchod tsunami na hlubokém oceánu, na základě změnytlaku vody.
Vyhodnocování rizik. Vyčkejte další informace a buďte připraveni jednat.
Advisory
Upozornění
Nebezpečné vlny a proudy pro osoby ve vodě nebo v její blízkosti. Vyhýbejte se pobřeží, plážím a vodním tokům.
Warning
Varování
Nebezpečné zaplavení pobřeží a silné proudy. Přesuňte se na vyvýšené místo nebo do vnitrozemí.
Mezinárodní výstraha
Threat
Hrozba
Nebezpečné zaplavení pobřeží a/nebo silné proudy. Vyhledejte další informace a řiďte se pokyny státních a místních úřadů.
Poznámka: pokud není vydána žádná z uvedených výstrah,NOAA uvádí jako běžný stav„No Tsunami Warning, Advisory, Watch, or Threat“, což znamená, že aktuálně není evidována žádná hrozba tsunami. Úroveň„Information Statement“ se může vydat po významném zemětřesení, u něhož bylo vyhodnoceno, že nepředstavuje hrozbu ničivého tsunami, čímž slouží zejména k informování veřejnosti a prevenci zbytečných evakuací.[196][197]
Současné systémy včasného varování před tsunami jsou primárně založeny na rychlé detekci silnýchzemětřesení a vyhodnocení jejich potenciálu vyvolat ničivé vlny. U tsunami jiného původu (vyvolaných např.sesuvy nebovulkanismem) je proto včasná identifikace a vydání výstrahy zpravidla obtížnější a méně spolehlivé.[15][125]
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 sítě senzorů pro detekci, analytického zázemí (včetně výpočetních modelů) 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 a odpovědné složky krizového řízení. V rámci mezinárodní spolupráce předávají některá varovná centra (např.NOAA) varovné informace dalším státům, které následně samy určují, zda varování pro své území vydají.[198][199][200][201][202]
Když pod mořským dnem či u pobřeží dojde k silnémuzemětřesení, nejprve se vyhodnocují jeho parametry (magnitudo, hloubkahypocentra a mechanismus), k čemuž slouží síťseismometrů. Jelikož seseismické vlny šířízemskou kůrou rychlostí 3–7 km/s,[198] mohou být první varování vydány během několika minut. Další důležitou součástí systému jsoubóje DART na hlubokém oceánu. Jejich měřicí zařízení na mořském dně dokážou detekovat průchod tsunami na základě změnytlaku vody. Sítě podmořských tlakoměrných stanic jsou však finančně nákladné a umísťují se na volný oceán, nikoliv přímo k pobřeží. Kvůli tomu neposkytují dostatečný časový náskok pro varování oblastí v bezprostřední blízkosti zdroje. Proto se uplatňují zejména při zpřesňování předpovědí pro vzdálenější oblasti oceánu.[203] Na základě dostupných dat zeseismických sítí a případného potvrzení bójemi DART se spouštějí výpočetní modely, které využívají 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. Varovné systémy bývají nastaveny konzervativně, aby minimalizovaly riziko podcenění hrozby. Důsledkem toho mohou být vydána varování i v případech, kdy nakonec tsunami nedosáhne předpovězeného rozsahu.[198][200][204][205][206][207]
9 metrů vysoká evakuační věž Konakaze ujaponského městaIwata, jejíž horní patro leží 12 metrů nad mořskou hladinou.[208]
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][209]
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.[209][210][211][212][213][214][215]
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.[209][216][217][218][219][220]
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][121][209][218][220][221]
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.[222][223][224]
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.[222][224][225]
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.[222][229][230][231]
↑Slovník vznikal v době, kdy bylo slovo včeštině málo frekventované. Svou roli může hrát i to, že se vnitrozemskéČesko s tímto jevem prakticky nesetkává a hypoteticky by k němu mohlo dojít jen v souvislosti s mimořádnými událostmi, například při náhlém kolapsu velkýchsvahových deformací (v minulosti takové riziko hrozilo u svahu nadvodní nádrží Šance, který byl následně technicky zajištěn).[19][20][21]
↑Například přiničivém zemětřesení v Japonsku roku2011 dosáhl maximální vertikální posun mořského dna přibližně 5 m, což samo o sobě plně nevysvětluje velikost výsledné tsunami. Významnou roli zde sehrál také horizontální posun strmého mořského dna, činící až ~58 m.[36]
↑Tsunami může vzniknout i za jiných, poměrně specifických podmínek.Transformní zlomy, které protínají protáhlézátoky, mohou generovat přesuny velkých objemů vody, a to i bez účasti podmořskýchsesuvů. Mechanismus spočívá v tom, že horizontální pohyb podélzlomu náhle posune podmořské svahy, čímž způsobí lokální zdvih hladiny na jedné straně zátoky a pokles na straně opačné. Dochází tak k vertikálnímu přemístění vodního sloupce. Efekt je ještě výraznější, pokud jezemětřesení tzv.supersmykové, tedy když se ruptura po zlomu šíří rychleji nežseismické vlny. Nejohroženější částí protáhlých zátok je jejich špička, kde dochází k soustředění energie vln, což vede k výraznému nárůstu jejich výšky i ničivých účinků.[4]
↑Protoževoda je prakticky nestlačitelnákapalina, nemůže se výrazně stlačit a musí se jako celek přemístit.[36]
↑Směrovost tsunami, respektive rozložení jeho energie do různých směrů, závisí zejména na geometrii zdroje – u seismogenních událostí na orientaci a délce porušenéhozlomu, směru šíření ruptury a rozsahu posunu na poruchové ploše (při šíření vln oceánem se toto nerovnoměrné směrové rozložení může dále měnit vlivem členitého reliéfu mořského dna). V důsledku těchto faktorů se totéž tsunami může na různých pobřežích, ležících na odlišných světových stranách od místa vzniku, projevit výrazně rozdílnou vlnovou sérií: někde dorazí nejprve tzv. depresní vlna (údolí vlny) spojená s výrazným ústupem moře, a teprve poté následuje hřeben (elevační vlna), zatímco jinde je na čele vlnové série přímo hřeben, a pobřeží je zaplaveno bez předchozího ústupu hladiny.[98][99][100][101][102]
↑Míra rizika zde vyjadřuje především četnost opakování ničivých tsunami v dané oblasti. Například ve východním Středomoří se průměrná perioda návratu ničivých tsunami odhaduje přibližně na ~31 let, zatímco vČerném moři až na ~1660 let.[128]
↑Paleotsunami označuje takové tsunami, které nebylo zaznamenáno v dobových písemných nebo jiných přímých svědectvích, a jehož existence je odvozena výhradně z geologických stop. Tyto události mohou pocházet jak z prehistorických období, tak i z relativně nedávné minulosti v regionech s omezenou nebo neexistující historickou dokumentací.[183]
↑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)
↑abcdefgC. 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)
↑abcY. T. Song; A. Mohtat; S. C. Yim.New insights on tsunami genesis and energy source [online]. Journal of Geophysical Research: Oceans, 2017-03-20.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.
↑National Academies of Sciences, Engineering, and Medicine.Finding Hazardous Asteroids Using Infrared and Visible Wavelength Telescopes [online]. The National Academies Press, 2019.Dostupné online. (anglicky)
↑abJ. 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)
↑P. A. Bland; N. A. Artemieva.The rate of small impacts on Earth [online]. Meteoritics & Planetary Science, 2006. (anglicky)
↑E. M. Shchetnikov; G. S. Inaev.Tsunami generated by oceanic asteroid impacts [online]. Comptes Rendus Physique, 2005.Dostupné online. (anglicky)
↑M. M. Range a kol.The Chicxulub Impact Produced a Powerful Global Tsunami [online]. AGU Advances, 2022.Dostupné online. (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.
↑N. K. Sannikova; H. Segur; D. Arcas.Influence of Tsunami Aspect Ratio on Near and Far-Field Tsunami Amplitude [online]. Geosciences, 2021-04-16.Dostupné online. (anglicky)
↑A. G. Marchuk.Directivity of tsunami generated by subduction zone sources [online]. Bulletin of the Novosibirsk Computing Center, 2010.Dostupné online. (anglicky)
↑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)
↑abB. 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.
↑abD. Kim; S. Son.Role of shelf geometry and wave breaking in single N-type tsunami runup under geophysical-scale [online]. Ocean Modelling, 2019-06.Dostupné online. (anglicky)
↑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)
↑abcdF. 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)
↑T. S. Murty; N. Nirupama; I. Nistor; A. D. Rao.WHY THE ATLANTIC GENERALLY CANNOT GENERATE TRANSOCEANIC TSUNAMIS? [online]. ISET Journal of Earthquake Technology, 2005-12.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)
↑abCORDIS. Final Report Summary - ASTARTE (Assessment, STrategy And Risk Reduction for Tsunamis in Europe).https://cordis.europa.eu [online]. 2017-12-18.Dostupné online.
↑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)
↑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)
↑V. Nigg a spol.Shallow-Water Tsunami Deposits: Evidence From Sediment Cores and Numerical Wave Propagation of the 1601 CE Lake Lucerne Event [online]. Geochemistry, Geophysics, Geosystems, 2021-12-14.Dostupné online. (anglicky)
↑V. Nigg a spol.A tsunamigenic delta collapse and its associated tsunami deposits in and around Lake Sils, Switzerland [online]. Natural Hazards, 2021-02-08.Dostupné online. (anglicky)
↑F. Bussmann; F. S. Anselmetti.Rossberg landslide history and flood chronology as recorded in Lake Lauerz sediments (Central Switzerland) [online]. Swiss Journal of Geosciences, 2010-05-28.Dostupné online. (anglicky)
↑J. G. Moore; R. A. Schweickert; Ch. A. Kitts.Tsunami-generated sediment wave channels at Lake Tahoe, California-Nevada, USA [online]. Geosphere, 2014.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. Ferrer; L. I. González-de-Vallejo.Global Historical Megatsunamis Catalog (GHMCat) [online]. GeoHazards, 2024-09-23.Dostupné online. (anglicky)
↑James 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)
↑I. Vilibić; P. Z. Selak; J. Šepić.Meteorological Tsunamis: From Local Hazard to Global Relevance [online]. Reviews of Geophysics, 2025-10-06.Dostupné online. (anglicky)
↑I. Ibtiha a spol.Indonesia paleotsunami database as an effort to reduce the tsunami disasters in Indonesia [online]. Web of Conferences, 2022.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)
↑C. M. Kunkel; R. W. Hallberg; M. Oppenheimer.Coral reefs reduce tsunami impact in model simulations [online]. Geophysicals Research Letters, 2006-12-14.Dostupné online. (anglicky)
↑B. V. Boshenyatov.Investigation of Tsunami Waves in a Wave Flume: Experiment, Theory, Numerical Modeling [online]. Geohazards, 2022.Dostupné online. (anglicky)
↑abW. A. Morrissey.Tsunamis: Monitoring, Detection and Early Warning Systems [online]. Congressional Research Service, 2007-05-10.Dostupné online. (jazyk)
↑D. Melgar; J. Bock.Near-field tsunami models with rapid earthquake source inversions from land- and ocean-based observations: The potential for forecast and warning [online]. Journal of Geophysical Research, 2013-11-08.Dostupné online. (anglicky)
↑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.
.jpg)
![Zátoka u města Onagawa (prefektura Mijagi, Japonsko). Ukázkový příklad pobřežního útvaru ve tvaru „V“, který může soustředit energii tsunami do závěru zátoky a vést zde k lokálnímu zvýšení výšky vln.[114]](/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.[115]](/mt/?noimg=&dark=on&url=https%3a%2f%2fcs.wikipedia.org%2fwiki%2fSoubor%3a2011_Tohoku_tsunami_flooded_area_Sendai_Natori_by_GSI.png)
.jpg)
