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Tsunami

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Temps de parcours estimé de l'onde du tsunami induit par le tremblement de terre de Sendai du 11 mars 2011.

Un tsunami (du japonais 津波, tsu nami, littéralement « vague de port ») est une série d'ondes de très grande période se propageant à travers un milieu aquatique (océan, mer ou lac[1]), issues du brusque mouvement d'un grand volume d'eau, provoqué généralement par un séisme, un glissement de terrain sous-marin ou une explosion volcanique, et pouvant se transformer, en atteignant les côtes, en vagues destructrices déferlantes de très grande hauteur[2].

En eau profonde, les vagues du tsunami ont une période (temps séparant chaque crête) se comptant en dizaines de minutes, et peuvent voyager à plus de 800 km/h, tout en ne dépassant pas quelques décimètres de hauteur. Mais à l'approche des côtes, leur période et leur vitesse diminuent, tandis-que leur amplitude augmente, leur hauteur pouvant dépasser 30m[2]. Elles peuvent alors submerger le rivage, inondant les terrains bas, pénétrant profondément dans les terres, en emportant tout sur leur passage, dans une succession de flux et de reflux.

Les tsunamis font partie des catastrophes les plus destructrices de l'histoire. Sur les quatre derniers millénaires, ils totalisent plus de 600 000 victimes, à travers au moins 279 évènements répertoriés[2]. Le tsunami de 2004 dans l'Océan Indien est la catastrophe la plus meurtrière des 30 dernières années, avec plus de 250 000 victimes.

En français, le terme de raz-de-marée est couramment employé pour désigner les tsunamis. Toutefois, en raison de son imprécision, car regroupant sous la même appellation les tsunamis et d'autres phénomènes de submersion marine, les scientifiques ont officialisé le terme de tsunami en 1963 pour désigner le sujet de cet article[3].


Description[modifier | modifier le code]

Génération[modifier | modifier le code]

Fig. 1 - Vie d'un tsunami : création par un séisme, propagation et déferlement sur les côtes

Un tsunami est créé lorsqu'une grande masse d'eau est déplacée. Cela peut être le cas lors d'un séisme important, d'une magnitude de 6,3 (valeur « seuil » d'après les catalogues de tsunamis disponibles : NOA, catalogue de Novossibirsk, etc) ou plus, lorsque le niveau du plancher océanique le long d'une faille s'abaisse ou s'élève brutalement (voir Fig. 1), lors d'un glissement de terrain côtier ou sous-marin, ou lors d'un impact par un astéroïde ou une comète. Un fort séisme ne produit pas nécessairement un tsunami : tout dépend de la manière (vitesse, surface, etc) avec laquelle la topographie sous-marine (bathymétrie) évolue aux alentours de la faille et transmet la déformation à la colonne d'eau au-dessus.

Propagation[modifier | modifier le code]

Les mouvements de l'eau provoquent un mouvement de grande longueur d'onde (généralement quelques centaines de kilomètres) et de grande période (quelques minutes dans le cas d'un glissement de terrain à quelques dizaines de minutes dans le cas d'un séisme).

Certains tsunamis sont capables de se propager sur des distances de plusieurs milliers de kilomètres et d'atteindre l'ensemble des côtes d'un océan en moins d'une journée. Ces tsunamis de grande étendue sont généralement d'origine tectonique, car les glissements de terrain et les explosions volcaniques produisent généralement des ondes de plus courte longueur d'onde qui se dissipent rapidement : on parlera de dispersion des ondes.

Effets[modifier | modifier le code]

Ce n'est pas principalement la hauteur du tsunami qui fait sa force destructrice, mais la durée de l'élévation du niveau de l'eau et la quantité d'eau déplacée à son passage : si des vagues de plusieurs mètres de hauteur, voire d'une dizaine de mètres, sont légion sur les côtes de l'océan Pacifique, elles ne transportent pas assez d'énergie pour pénétrer profondément à l'intérieur des terres. On peut voir le phénomène sous un autre angle : une vague classique, d'une période d'au plus une minute, n'élève pas le niveau de l'eau suffisamment longtemps pour qu'elle pénètre profondément, tandis que le niveau des eaux s'élève au-dessus de son niveau normal pendant 5 à 30 minutes lors du passage d'un tsunami.

La force destructrice provient de l'énergie considérable qu'il véhicule : contrairement à la houle ou aux vagues classiques qui sont des phénomènes de surface et de faible longueur, le tsunami touche l'océan sur toute sa profondeur et sur une longueur d'onde bien plus importante. L'énergie dépendant de la vitesse et de la masse, celle-ci est considérable, même pour une faible élévation de surface au large près de l'épicentre. C'est cette énergie qui est révélée par l'élévation de la vague à l'approche des côtes. D'où son impact sur le littoral.

Le 5 décembre 2011, la NASA annonce que le tsunami issu du séisme de 2011 de la côte Pacifique du Tōhoku était en fait composé de plusieurs vagues — au moins deux — ayant fusionné en haute mer, ce qui a multiplié sa force, validant ainsi une hypothèse émise suite au tsunami du séisme de 1960 de Valdivia[4].

La grande majorité des tsunamis, dont celui de Tohuku, sont dus à des séismes sur le plancher océanique, le long des zones de subduction. Situées pour la plupart dans les océans Pacifique et Indien, ces failles représentent le point de collision entre deux plaques tectoniques. Celle portant la croûte océanique, plus dense, plonge sous la plaque continentale, plus légère. Une fosse se forme alors au fond de l'océan. En général, tout se passe en douceur - quelques centimètres par an. Mais, parfois, les plaques se bloquent. Par exemple, quand le sommet d'une montagne sous-marine bute contre le dessous d'un continent. Après plusieurs siècles, la tension accumulée l'emporte sur les forces de frottement. Alors les plaques glissent soudain l'une contre l'autre, provoquant de violentes secousses[5].

Dangers liés[modifier | modifier le code]

Les dangers liés aux tsunamis sont liés à l'inondation qui en résulte, à la force du courant qu'ils engendrent tant lors du flux que du reflux et à leur capacité à happer les personnes vers le large.

Pertes humaines[modifier | modifier le code]

Les victimes emportées par un tsunami peuvent recevoir divers coups par les objets charriés (morceaux d'habitations détruites, bateaux, voitures, etc.) ou être projetées violemment contre des objets terrestres (mobilier urbain, arbres, etc.) : ces coups peuvent être mortels ou provoquer une perte des capacités, perte menant à la noyade. Certaines victimes peuvent aussi être piégées sous les décombres d'habitations. Enfin, le reflux du tsunami est capable d'emmener des personnes au large, où elles dérivent et, sans secours, meurent de noyade, d'épuisement ou de soif.

Dans les jours et les semaines suivant l'événement, le bilan peut s'alourdir, en particulier dans les pays pauvres. Mais de temps à autre des victimes survivent et restent des jours, des semaines voire des mois sous les décombres. L'après-tsunami peut être plus mortel que la vague elle-même. Les maladies liées à la putréfaction de cadavres, à la contamination de l'eau potable et à la péremption des aliments sont susceptibles de faire leur apparition. La faim peut survenir en cas de destruction des récoltes et des stocks alimentaires.

Pour exemple, le tsunami du 26 décembre 2004 dans l'océan Indien a fait plus de 200 000 morts[6]. Néanmoins, selon L'OMS ce tsunami aurait entrainé la mort d'environ 270 000 personnes ainsi qu'environ 500 000 blessés[7]. Ainsi on peut en conclure qu'il est difficile de déterminer un nombre exact de mort lors d'un tsunami.

Dégâts[modifier | modifier le code]

Train renversé par le tsunami du 26 décembre 2004 au Sri Lanka.

Les tsunamis sont susceptibles de détruire habitations, infrastructures et flore en raison :

  • du fort courant qui emporte les structures peu ancrées dans le sol (voir la photo ci-contre) ;
  • de l'inondation qui fragilise les fondations des habitations, parfois déjà atteintes par le tremblement de terre précédant le tsunami ;
  • de dégradations dues aux chocs d'objets charriés à grande vitesse par la crue.

De plus, dans les régions plates, la stagnation d'eaux maritimes saumâtres peut porter un coup fatal à la faune et à la flore côtières, ainsi qu'aux récoltes. Sur les côtes sableuses ou marécageuses, le profil du rivage peut être modifié par la vague et une partie des terres, immergées.

  • des pollutions induites par la destruction d'installations dangereuses et de dispersion de toxiques, de pathogènes à partir de ces installations (usines, décharges sous-marines…) ou par dispersion de sédiments pollués (estuaires, ports, en aval d'émissaires industriels, décharges sous-marines ou littorales). Lors du tsunami du 26 décembre 2004, un dépôt de munitions immergées a par exemple été dispersé sur les fonds marins sur de grandes distances. Il existe plusieurs centaines de décharges sous-marines dans le monde, contenant notamment des déchets nucléaires et des déchets militaires ou industriels hautement toxiques.

Les récifs coralliens peuvent également être disloqués et mis à mal par le tsunami lui-même et par la turbidité de l'eau qui peut s'ensuivre les semaines suivantes, ainsi que par les polluants (engrais, pesticides…) que l'eau a pu ramener.

  • Un tsunami ne modifie pas entièrement le climat en profondeur
  • Le tsunami affecte profondément les bandes du littoral mais peu les terres intérieures

Étude et prévention[modifier | modifier le code]

Échelles de classification[modifier | modifier le code]

Pour mesurer les effets ou la magnitude des tsunamis, différentes échelles, analogues à l'échelle de Richter pour les séismes, sont utilisées.

L'échelle Sieberg-Ambraseys[modifier | modifier le code]

L'échelle Sieberg-Ambraseys, utilisée par le BRGM, classe les tsunamis par degrés[3] :

Degré Gravité Onde Effets
1 Très légère Perceptible uniquement sur les marégraphes Aucun
2 Légère Remarquée sur des rivages très plats, par les populations habituées de la mer. Aucun
3 Assez forte Généralement remarquée. Inondation des côtes en pente douce, embarcations emportées, constructions légères endommagées.
4 Forte Notable Inondation du rivage sous une certaine hauteur d'eau. Structures en dur abîmées sur la côte. Gros navires emportés.
5 Très forte Très notable Inondation générale du rivage. Murs et constructions en dur sévèrement endommagés sur la côte.
6 Désastreuse. Très notable Destruction des constructions jusqu'à une certaine distance du rivage. Inondation des côtes sous une grande hauteur d'eau. Gros navires gravement endommagés. Arbres déracinés ou cassés. Nombreuses victimes.

L'échelle d'Imamura[modifier | modifier le code]

L'échelle d'Imamura, permet d'attribuer une magnitude aux tsunamis. Introduite par Imamura en 1942 et développée par Iida en 1956, est l'une des plus simples. La magnitude est calculée à partir de la hauteur maximum de la vague au niveau de la cote, selon la formule :
m = \log_2( H_{max} )
avec m la magntidue et Hmax la hauteur maximale de la vague[8].

Par exemple, le tsunami de 2004 dans l'océan indien fut de magnitude 2 en Thaïlande, et de magntidue 4 à Sumatra[8].

Système d'alerte[modifier | modifier le code]

La présence d'un système d'alerte permettant d'alerter la population quelques heures avant la survenue d'un tsunami, la sensibilisation des populations côtières aux risques et aux gestes de survie, et la sécurisation de l'habitat permettent de sauver la plupart des vies humaines.

Au Japon, habitué à ce genre de catastrophes, les habitants ont pris des précautions systématiques. Ils ont mis en place un système doté d'ordinateurs très performants, système qui peut détecter la formation d'un tsunami, en déduire la hauteur des vagues ainsi que la vitesse de leur propagation et le moment où les vagues atteindront les côtes grâce à l'épicentre et à la magnitude du séisme. Ils transmettent aussi ces données aux pays du Pacifique, même à leurs concurrents, contrairement à la surveillance de l'océan Indien[9].

Les habitants de Sydney continuant à se baigner malgré l'alerte au tsunami lancée suite au séisme de 2010 au Chili

Il suffit généralement de s'éloigner de quelques centaines de mètres à quelques kilomètres des côtes ou d'atteindre un promontoire de quelques mètres à quelques dizaines de mètres de hauteur pour être épargné. La mise à l'abri ne prend donc que quelques minutes à un quart d'heure, aussi un système d'alerte au tsunami permet-il d'éviter la plupart des pertes humaines.

Un système de bouées adaptées à la réception des mouvements (capteurs de pression disposés sur les fonds océaniques) peut être installé le long des côtes et ainsi prévenir du danger.

Un dispositif de surveillance et d'alerte, utilisant une maille de sondes subocéaniques et traquant les séismes potentiellement déclencheurs de tsunamis, permet d'alerter les populations et les plagistes de l'arrivée d'un tsunami dans les pays donnant sur l'océan Pacifique : le Centre d'alerte des tsunamis dans le Pacifique, basé sur la plage d'Ewa à Hawaï, non loin d'Honolulu.

Sécurisation de l'habitat[modifier | modifier le code]

À Hawaï, où le phénomène est fréquent, les règlements d'urbanisme imposent que les constructions proches du rivage soient bâties sur pilotis.

À Malé, la capitale des Maldives, une rangée de tétrapodes en béton dépassant de 3 mètres le niveau de la mer est prévue pour diminuer l'impact des tsunamis.

Sensibilisation[modifier | modifier le code]

Panneau de prévention des tsunamis en Alaska, États-Unis

La sensibilisation au phénomène et à ses dangers est également un facteur déterminant pour sauver des vies humaines, car toutes les côtes ne possèdent pas de système d'alarme - les côtes des Océans Atlantique et Indien en sont notamment dépourvues. De plus, certains tsunamis ne peuvent être détectés à temps (tsunamis locaux).

Deux indices annonçant la survenue possible d'un tsunami sont à reconnaître et impliquent qu'il faut se rendre en lieu sûr :

  • retrait rapide et inattendu de la mer, car il annonce la survenue d'un tsunami ;
  • tremblement de terre, même de faible intensité, car il peut s'agir d'un séisme majeur distant provoquant un tsunami.

Si l'on est surpris par le tsunami, grimper sur le toit d'une habitation ou la cime d'un arbre solide, tenter de s'accrocher à un objet flottant que le tsunami charrie sont des solutions de dernier recours. En aucun cas, il n'est sûr de revenir auprès des côtes dans les heures suivant le tsunami car celui-ci peut être composé de plusieurs vagues espacées de quelques dizaines de minutes à plusieurs heures.

Sources : voir Bibliographie thématique : prévention.

Les barrières naturelles[modifier | modifier le code]

Un rapport publié par le PNUE suggère que le tsunami du 26 décembre 2004 a causé moins de dégâts dans les zones où des barrières naturelles, telles que les mangroves, les récifs coralliens ou la végétation côtière, étaient présentes. Une étude japonaise sur ce tsunami au Sri Lanka, établit à l’aide d’une modélisation sur image satellite, les paramètres de résistance côtière en fonction de différentes classes d’arbres[10].

Recherche publique concernant le risque de tsunami[modifier | modifier le code]

En France Métropolitaine, le programme MAREMOTI[11] financièrement soutenu par l'ANR dans le cadre de RiskNat 2008 et ayant débuté le 24 mars 2009[12]. Il associe plusieurs disciplines : la marégraphie, l'observation historique et de traces de paléo-tsunamis d'événements anciens (aux Baléares et sur la côte Nord-Est Atlantique notamment), la modélisation (notamment pour la création d'outils d'alerte) et des études de vulnérabilité. Le CEA coordonne les 10 partenaires (CEA/DASE, SHOM, Université La Rochelle, Noveltis, GEOLAB - Université Blaise Pascal, LGP - Université Paris 1, Géosciences Consultants, GESTER - Université Montpellier, Centro de Geofisica da Universidade de Lisboa (Portugal), Laboratoire de Géologie - ENS).

En outre-mer, le programme de recherche PREPARTOI[13] s'intéresse à l'évaluation et la réduction du risque de tsunami à La Réunion et à Mayotte. Également pluridisciplinaire, ce projet se veut intégré et systémique, tout comme le programme MAREMOTI, apportant des solutions opérationnelles aux services de l'État.

Le CENALT, le centre d'alerte aux tsunamis pour l'Atlantique Nord-Est et la Méditerranée occidentale est opérationnel depuis juillet 2012 à Bruyères-le-Chatel.

Tsunamis terrestres[modifier | modifier le code]

Glissements de terrain et éruptions volcaniques peuvent déclencher des tsunamis dans des lacs et des fleuves[14].

Mégatsunamis[modifier | modifier le code]

Article détaillé : Mégatsunami.

On définit comme mégatsunami un tsunami dont la hauteur au niveau des côtes dépasse cent mètres. Un mégatsunami, s'il se propage librement dans l'océan, est capable de provoquer des dégâts majeurs à l'échelle de continents entiers. Les séismes étant incapables a priori d'engendrer de telles vagues, seuls des événements cataclysmiques, tels un impact météoritique de grande ampleur ou l'effondrement d'une montagne dans la mer, en sont la cause possible.

Aucun mégatsunami non local n'a été rapporté dans l'histoire de l'humanité. Notamment, l'explosion du Krakatoa en 1883 et l'effondrement de Santorin dans l'Antiquité n'en ont pas produit.

Les causes possibles d'un mégatsunami sont des phénomènes rares, espacés d'échelles de temps géologiques — ­au bas mot plusieurs dizaines de milliers d'années, si ce n'est des millions d'années. Certains scientifiques estiment cependant qu'un mégatsunami aurait récemment été provoqué par l'effondrement du Piton de la Fournaise sur lui-même, à la Réunion : l'événement remonterait à 2 700 av. J.-C. environ.

Les glissements de terrain produisent des tsunamis de courte période qui ne peuvent se propager sur plusieurs milliers de kilomètres sans dissiper leur énergie. Par exemple, lors des glissements de terrain à Hawaï en 1868 sur le Mauna Loa et en 1975 sur le Kīlauea, des tsunamis locaux importants furent créés, sans que les côtes américaines ou asiatiques distantes fussent inquiétées.

Le risque de mégatsunami reste cependant médiatisé et surévalué. Des modèles controversés prédisent en effet deux sources possibles de mégatsunami dans les prochains millénaires : sont envisagés un effondrement le long des flancs du Cumbre Vieja aux Canaries (mettant la côte est du continent américain en danger) et un autre au Kīlauea à Hawaï (menaçant la côte ouest de l'Amérique et celles de l'Asie). Des études plus récentes remettent en cause le risque d'effondrement sur les flancs de ces volcans, d'une part, et le caractère non local des tsunamis engendrés, d'autre part.

Sources : Bibliographie thématique : mégatsunamis.

Histoire[modifier | modifier le code]

Article détaillé : Liste de tsunamis notables.

Événements préhistoriques[modifier | modifier le code]

Des tsunamis surviennent quasiment chaque année dans le monde. Les plus violents peuvent changer le cours de l'histoire. Par exemple, des archéologues ont avancé qu'un raz de marée en mer Méditerranée a ravagé la côte nord de la Crète, il y a un peu plus de 3 500 ans ; ce désastre aurait marqué le début de la décadence de la civilisation minoenne, l'une des plus raffinée de l'Antiquité[15].

Premiers évènements relatés[modifier | modifier le code]

L'historien grec Thucydide fut le premier à établir un lien entre tremblements de terre et tsunamis, au Ve siècle av. J.-C.. Il avait noté que le premier indice d'un raz de marée est souvent le soudain retrait des eaux d'un port, tandis que la mer s'éloigne de la côte[5].

Premières études[modifier | modifier le code]

Événements récents[modifier | modifier le code]

Au XXe siècle, dix tsunamis par an furent enregistrés, dont un et demi par an a provoqué des dégâts ou des pertes humaines. Sur cette période d'un siècle, sept provoquèrent plus d'un millier de morts, soit moins d'un tous les dix ans.

80 % des tsunamis enregistrés le sont dans l'océan Pacifique ; parmi les huit tsunamis ayant causé plus d'un millier de victimes depuis 1900, seul le tsunami du 26 décembre 2004 n'a pas eu lieu dans l'océan Pacifique.

Sources : voir Bibliographie thématique : statistiques sur les tsunamis.

Caractéristiques physiques[modifier | modifier le code]

Propagation en haute mer[modifier | modifier le code]

Fig. 2 - Mouvement d'une particule d'eau lors du passage d'un tsunami en haute mer. Le mouvement des particules et l'amplitude du tsunami sont exagérés pour rendre le graphique lisible.

En pleine mer, le tsunami se comporte comme la houle : c'est une onde à propagation elliptique, c'est-à-dire que les particules d'eau sont animées d'un mouvement elliptique à son passage. Il n'y a (presque) pas de déplacement global de l'eau, une particule retrouve sa position initiale après le passage du tsunami. La figure 2 illustre le déplacement des particules d'eau au passage de la vague.

Mais, contrairement à la houle, le tsunami provoque une oscillation de l'eau aussi bien en surface (un objet flottant est animé d'un mouvement elliptique à son passage, cf. point rouge du haut sur la Fig. 2) qu'en profondeur (l'eau est animée d'une oscillation horizontale dans le sens de la propagation de l'onde, voir le point rouge du bas sur la Fig. 2). Ce fait est lié à la grande longueur d'onde du tsunami, typiquement quelques centaines de kilomètres, qui est très supérieure à la profondeur de l'océan - une dizaine de kilomètres tout au plus. Il en résulte que la quantité d'eau mise en mouvement est bien supérieure à ce que la houle produit ; aussi le tsunami transporte-t-il beaucoup plus d'énergie que la houle.

Les vagues ordinaires de l'océan sont de simples rides formées à sa surface par le vent. Mais un tsunami déplace une colonne d'eau tout entière, depuis le plancher océanique jusqu'en haut. La perturbation initiale se propage dans des directions opposées à partir de la faille, dans de longs fronts de houle parfois séparés les uns des autres par 500 km. Ceux-ci se remarquent à peine au large, en eaux profondes. Ils n'atteignent des hauteurs redoutables qu'en eaux peu profondes, quand ils se cumulent à l'approche d'une côte[5].

Caractéristiques fondamentales[modifier | modifier le code]

Fig. 3 - Schéma d'une vague de tsunami : longueur d'onde et amplitude (notée I sur la figure).

Un tsunami possède deux paramètres fondamentaux :

  • l'énergie mécanique E libérée ;
  • pour simplifier, sa période T, c'est-à-dire la durée d'une oscillation complète (Dans la pratique, un tsunami est un court train d'onde qui est caractérisé par son spectre de périodes – voir transformée de Fourier pour une explication détaillée).

Ces paramètres sont sensiblement constants au cours de la propagation du tsunami, dont la perte d'énergie par friction est faible du fait de sa grande longueur d'onde.

Les tsunamis d'origine tectonique ont des périodes longues, généralement entre une dizaine de minutes et plus d'une heure. Les tsunamis créés par des glissements de terrain ou l'effondrement d'un volcan ont souvent des périodes plus courtes, de quelques minutes à un quart d'heure.

Les autres propriétés du tsunami comme la hauteur de la vague, la longueur d'onde (distance entre les crêtes) ou la vitesse de propagation sont des quantités variables qui dépendent de la bathymétrie et/ou des paramètres fondamentaux E et T.

Longueur d'onde[modifier | modifier le code]

Fig. 4 - Propagation du tsunami en profondeur variable : augmentation de l'amplitude, diminution de la longueur d'onde et de la vitesse en milieu peu profond

La plupart des tsunamis ont une longueur d'onde supérieure à la centaine de kilomètres, bien supérieure à la profondeur des océans qui ne dépasse guère 10 km, de sorte que leur propagation est celle d'une vague en milieu « peu profond ». La longueur d'onde \lambda dépend alors de la période T et de la profondeur de l'eau h selon la relation :

\lambda = T \sqrt{gh},

g = 9,81 m.s−2 est la gravité, ce qui donne numériquement

\lambda \approx 870 \left( \frac{T}{60\ \mathrm{min} }\right) \sqrt{\frac{h}{6\ \mathrm{km}}} km.

La période spatiale ou longueur d'onde est le plus souvent comprise entre 60 km (période de 10 min et profondeur de 1 km), typique des tsunamis locaux non tectoniques, et 870 km (période de 60 min et profondeur de 6 km), typique des tsunamis d'origine tectonique.

Vitesse de propagation ou célérité[modifier | modifier le code]

Fig. 5 - Propagation du tsunami du 26 décembre 2004.

Pour les tsunamis de période suffisamment longue, typiquement une dizaine de minutes, soit la plupart des tsunamis d'origine tectonique, la vitesse v de déplacement d'un tsunami est fonction de la seule profondeur d'eau h :

v = \sqrt{gh}.

Cette formule peut être utilisée pour obtenir une application numérique :

v \approx 870 \sqrt{\frac{h}{6\,\mathrm{km}}} km/h,

ce qui signifie que la vitesse est de 870 km/h pour une profondeur de 6 km et de 360 km/h pour une profondeur d'un kilomètre. La figure 4. illustre la variabilité de la vitesse d'un tsunami, en particulier le ralentissement de la vague en milieu peu profond, notamment à l'approche des côtes.

De la variabilité de cette vitesse de propagation, il résulte une réfraction de la vague dans les zones peu profondes. Ainsi, le tsunami a rarement l'allure d'une onde circulaire centrée sur le point d'origine, comme le montre la Fig. 5. Toutefois, l'heure d'arrivée d'un tsunami sur les différentes côtes est prévisible puisque la bathymétrie des océans est bien connue. Cela permet d'organiser au mieux l'évacuation lorsqu'un système de surveillance et d'alerte est en place.

Il est ainsi possible de calculer et de retracer les temps de parcours de différents tsunamis historiques à travers un océan comme le fait le National Geophysical Data Center[16]

Amplitude[modifier | modifier le code]

Pour des tsunamis de longue période, qui présentent peu de dissipation d'énergie même sur de grandes distances, l'amplitude A du tsunami est donnée par la relation :

A \sim E^{1/2} r^{-1/2} h^{-1/4}, c'est-à-dire que l'amplitude augmente lorsque l'eau devient moins profonde, en particulier à l'approche des côtes (voir Fig. 4) et quand l'énergie est plus élevée. Elle diminue avec la distance, typiquement en 1/\sqrt{r} car l'énergie se répartit sur un front d'onde plus grand.

Pour les tsunamis de faible période (souvent ceux d'origine non sismique) la décroissance avec la distance peut être beaucoup plus rapide.

Déferlement sur les côtes[modifier | modifier le code]

Mouvement horizontal de l'eau[modifier | modifier le code]

Lorsque le tsunami s'approche des côtes sa période et sa vitesse diminuent, son amplitude augmente. Lorsque l'amplitude du tsunami devient non négligeable par rapport à la profondeur de l'eau, une partie de la vitesse d'oscillation de l'eau se transforme en un mouvement horizontal global, appelé courant de Stokes. Sur les côtes, c'est davantage ce mouvement horizontal et rapide (typiquement plusieurs dizaines de km/h) qui est la cause des dégâts que l'élévation du niveau de l'eau.

À l'approche des côtes, le courant de Stokes d'un tsunami a pour vitesse théorique

u \approx \frac{A^2}{2 h^2} v,

soit

u \approx 18 \,\left(\frac{A}{h}\right)^2 \left(\frac{h}{10\,\mathrm{m}}\right)^{1/2}\ \mathrm{km/h}.

Complexité des effets en zones côtières[modifier | modifier le code]

Cependant, contrairement à la propagation en haute mer, les effets d'un tsunami sur les côtes sont difficiles à prévoir, car de nombreux phénomènes peuvent avoir lieu.

Contre une falaise, par exemple, le tsunami peut être fortement réfléchi ; à son passage on observe une onde stationnaire dans laquelle l'eau a essentiellement un mouvement vertical.

  • Selon l'angle d'attaque du tsunami sur la côte et la géométrie de celle-ci, le tsunami peut interférer avec sa propre réflexion et provoquer une série de vagues stationnaires avec des zones côtières non inondées (« nœuds ») et des zones avoisinantes particulièrement touchées (« ventres »).
  • Un tsunami à l'approche d'une île est capable de contourner celle-ci en raison du phénomène de diffraction lié à sa grande longueur d'onde ; en particulier la côte opposée à la direction d'arrivée du tsunami peut également être touchée. Lors du tsunami du 26 décembre 2004, la ville de Colombo au Sri Lanka fut inondée bien que protégée des effets directs du tsunami par le reste de l'île (voir la Fig. 5).
  • Dans les fjords et les estuaires étroits, l'amplitude de la vague peut être amplifiée, comme c'est le cas pour les marées (cette dernière peut atteindre dix mètres d'amplitude sur certaines côtes, comme au Mont Saint-Michel, alors qu'elle n'atteint pas un mètre sur des îles, comme Madère). Par exemple la baie de Hilo a une période d'oscillation typique de 30 min et fut davantage ravagée que le reste de l'île lors du passage du tsunami de 1946, qui avait une période de 15 min : la première vague du tsunami interférait constructivement avec la troisième, et ainsi de suite.
  • Le confinement des vagues dans une baie étroite peut produire des effets aussi spectaculaires que limités : le séisme du 9 juillet 1958 en Alaska (magnitude de 8,3) a provoqué, par l'effondrement d'un flan de montagne, une vague record de 524 mètres de hauteur dans la baie Lituya, un fjord situé à 20 km au Nord de l'épicentre[17].

Phénomènes comparables[modifier | modifier le code]

Certains raz-de-marée causés par le creusement et l'atténuation brutale des cyclones les plus violents peuvent avoir un comportement similaire au tsunami (y compris dans son intensité, sa propagation sous forme d'onde sur de grandes distances, ou ses effets dévastateurs sur les côtes).

Le BRGM a par exemple répertorié un « mouvement singulier de la mer » à Marseille, le 27 février 1843, puis le 14 juillet 1841, et un autre le 8 juillet 1829, catalogués depuis comme faux séisme ou séisme douteux[18].

Dans certains cas, l'origine sismique du tsunami, ni une origine cyclonique (tsunami météorologique ne peut pas être complètement déterminée avec certitude.

En Europe[modifier | modifier le code]

Les derniers tsunamis vraiment importants de la période historique ont concerné la mer Méditerranée et datent de l'Antiquité[19] : le premier récit historique d'un tsunami est fait par Hérodote dans son Enquête lors de la prise de la ville de Potidée par le général perse Artabaze en -479 lors des guerres médiques[20]. Ils peuvent aussi naître dans la mer du nord située au-dessus de ce qui a été la jonction de trois plaques tectoniques continentales dans la première période de l'ère paléozoïque (des mouvements et failles résiduels peuvent encore provoquer des tremblements de terre et les tsunamis de petite taille)[21]. Quelques petits tsunamis semblent avoir eu lieu durant les vingt derniers siècles dans le Pas-de-Calais, notamment lors du tremblement de terre de 1580.

En France[modifier | modifier le code]

La France Métropolitaine a connu des tsunamis de faible amplitude en 1564 et 1887 sur la côte d'Azur, en 1755 sur la façade ouest de la Corse et en Atlantique suite au séisme de Lisbonne, en 1846 sur la région de Marseille et en 1986 aux Saintes-Maries-de-la-Mer, le raz-de-marée des Saintes-Maries-de-la-Mer. En 1979, l'effondrement d'une partie du remblai de l'aéroport de Nice (construction d'un port de commerce) cause un tsunami local inondant les quartiers de la Garoupe et de La Salis à Antibes, atteignant à La Salis une altitude 3,5 m[22]. Plus récemment, le 21 mai 2003, le séisme de Boumerdès-Zemmouri (Algérie) a engendré un tsunami affectant les côtes françaises de la Méditerranée, entraînant la perte de plusieurs embarcations. Il a notamment affecté les ports du Lavandou, de Fréjus, de Saint-Raphaël, de la Figueirette, de Cannes, d'Antibes ou encore de Menton[23].

L'outre-mer est bien plus exposé à l'aléa tsunami que la France Métropolitaine de par la localisation de ses territoires et départements dans des bassins océaniques plus propices au déclenchement de tsunami par des séismes de forte magnitude, notamment dans les zones de subduction. De nombreux catalogues de ces tsunamis existent dans la littérature scientifique pour la Polynésie française[24], la Guadeloupe[25], la Martinique[26] ou encore la Nouvelle-Calédonie[27]. À noter l'événement meurtrier du 28 mars 1875, tuant 25 personnes sur l'île de Lifou en Nouvelle-Calédonie dont une personne du Bureau des étudiants.

Notes et références[modifier | modifier le code]

  1. Katrina Kremer, Guy Simpson, Stéphanie Girardclos, Giant Lake Geneva tsunami in AD 563, Nature Geoscience 5, p. 756–757 (2012), doi:10.1038/ngeo1618. Publié en ligne le 28 octobre 2012. Voir Tsunami dans le Lac Léman en l'an 563, Université de Genève, Sciences, Actualités 2012 ; et (en) Ancient tsunami devastated Lake Geneva shoreline, Jessica Marshall, Nature, 28 October 2012
  2. a, b et c Brochure en Français de l'UNESCO/NOAAA
  3. a et b Définitions, sur le site tsunamis.fr du BRGM
  4. (en) Alan Buis, Steve Cole, « NASA Finds Japan Tsunami Waves Merged, Doubling Power », NASA, le 5 décembre 2011
  5. a, b et c National Geographic France no  de février 2012 p. 58
  6. Le bilan du tsunami s'élève à 219.000 morts
  7. OMS, Réussites et ratés de l'aide après le tsunami
  8. a et b [Publi_Sorbonne/643_Tsunarisque_01.pdf Ouvrage issu du programme international de recherche Tsunarisque]
  9. Le Japon dispose d'un système d'alerte au tsunami perfectionné mais pas infaillible
  10. La forêt arrête les tsunamis, une modélisation avec des images satellites
  11. MAREMOTI (pour MAREgraphie, observations de tsunaMis, mOdélisation et études de vulnérabilité pour le nord-est Atlantique et la Méditerranée occidentale) ; Financement 762 k€ pour 3 ans.
  12. Annonce du démarrage du projet MAREMOTI
  13. PREPARTOI (pour Prévention et REcherche Pour l'Atténuation du Risque Tsunami dans l'Océan Indien ; Financement Fondation MAIF et CNRS.
  14. National Geographic France no  de février 2012 p. 60
  15. National Geographic France no  de février 2012 p. 55-58
  16. NGDC Tsunami Travel
  17. « Ressources naturelles Canada », Tsunamis (consulté le 2010-07-24)
  18. SisFrance : catalogue des faux séismes et séismes douteux
  19. Les raz-de-marée ou tsunamis dans le Golfe de Naples A Malladra - Bulletin Volcanologique, 1929 - Springer
  20. (en) T. C. Smid, « 'Tsunamis' in Greek Literature », Greece & Rome, vol. 17, no 1,‎ avril 2010, p. 100-104
  21. Articoli Enciclopedici Online (Article "Mer du nord")
  22. SAHAL, A. et LEMAHIEU, A. The 1979 Nice airport tsunami: mapping of the flood in Antibes. Natural Hazards, 2011, vol. 56, no 3, p. 833-840. DOI: 10.1007/s11069-010-9594-6 Disponible en ligne.
  23. SAHAL, A., ROGER, J., ALLGEYER, S., LEMAIRE, B., HÉBERT, H., SCHINDELÉ, F. et LAVIGNE, F. The tsunami triggered by the 21 May 2003 Boumerdès-Zemmouri (Algeria) earthquake: field investigations on the French Mediterranean coast and tsunami modelling. Natural Hazards and Earth System Science, 2009, vol. 9, no 6, p. 1823-1834. DOI: 10.5194/nhess-9-1823-2009 Disponible en ligne.
  24. SCHINDELÉ, F., HÉBERT, H., REYMOND, D. et SLADEN, A. L'aléa tsunami en Polynésie française : synthèse des observations et des mesures. C. R. Geoscience, 2006, vol. 338, p. 1133-1140.
  25. BEAUDUCEL, F., BAZIN, S. et LE FRIANT, A. Étude du risque tsunami en Guadeloupe. In. Le Houëlmont, Gourbeyre, Guadeloupe, France: IPGP, 2006, p. 21.
  26. ACCARY, F. et ROGER, J. Tsunami catalog and vulnerability of Martinique (Lesser Antilles, France). Science of Tsunami Hazards, 2010, vol. 29, p. 148-174.
  27. SAHAL, A., PELLETIER, B., CHATELIER, J., LAVIGNE, F. et SCHINDELÉ, F. A catalog of tsunamis in New Caledonia from 28 March 1875 to 30 September 2009. C. R. Geoscience, 2010, vol. 342, p. 434-447. DOI: 10.1016/j.crte.2010.01.013.

Annexes[modifier | modifier le code]

Articles connexes[modifier | modifier le code]

Liens externes[modifier | modifier le code]

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Bibliographie et données thématique[modifier | modifier le code]

Bibliographie[modifier | modifier le code]

  • Carole Bruzzi, André Prone ; Une méthode d'identification sédimentologique des dépôts de tempête et de tsunami : l'exoscopie des quartz, résultats préliminaires (A method of sedimentological identification of storm and tsunami deposits : exoscopic analysis, preliminary results) ; Quaternaire ; 2000 ; Volume 11, no 11-3-4, p. 167-177. (Résumé)

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Statistiques[modifier | modifier le code]

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