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    tsunami

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    GODOF
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    tsunami

    مُساهمة من طرف GODOF في الجمعة 9 أبريل - 10:11

    uelques
    généralités
    sur le phénomène

    Tsunami, mot
    d'origine
    japonaise signifie littéralement "vague de port". Les vagues sont
    générées soit par une déformation du fond de
    l'océan (la couche d'eau située au dessus de la faille subit
    alors un déplacement) soit par des éruptions volcaniques
    sous-marines soit par des glissement de terrains. Dans les deux derniers
    cas l'énergie générée est beaucoup moins importante
    que dans le premier pour lequel l'énergie générée
    permet de traverser les océans.
    Les
    tsunamis d'origine tectonique

    Des failles 
    facilitent
    le mouvement  des  plaques mobiles de la lithosphère sur
    l'asthénosphère. L'énergie emmagasinée par
    les contraintes de ces différentes couches se libère au cours
    d'une rupture sismique.

    L'océan est considéré
    comme une mince couche se mettant en mouvement sur l'ensemble de son
    épaisseur
    . Cette déformation est considérée comme instantanée
    car la vitesse de rupture de la faille est dix fois supérieure à
    la vitesse de propagation des ondes.

    Au large, les
    hauteurs des
    vagues sont négligeables devant la profondeur et n'influent pas
    sur la vitesse de propagation du tsunami défini ainsi :


        V = (gh)½
    avec g accélération de la pesanteur et h profondeur


         longueur
    d'onde = 100 km


         hauteur
    des vagues = qques dizaines de centimètres


         période
    = 1 heure

    Près des côtes,

     diminution
    de
    la longueur d'ondes (due à la diminution de la profondeur)


     période des vagues
    constante


     conservation de l'énergie

    => augmentation de la
    hauteur des
    vagues proportionnelle à (h)-1/4

    Ainsi, au large la
    vitesse
    de propagation des vagues est de 800 km/h alors que près des côtes
    elle n'est plus que de 36 km/h d'où l'accroissement des vagues jusqu'à
    plusieurs mètres.



    Les
    tsunamis générés par des glissements de terrain

    Les vagues créées
    par l'impact de blocs rocheux dans l'eau ou de glissements de terrains
    aériens sont dangereux localement pour des volumes effondrés
    de quelques millions de mètre cube (un effondrement dans un réservoir
    de barrage a généré une vague tuant près de
    3 000 personnes dans la vallée du Vajont en Italie en 1963).

    Les tsunamis d'origine
    volcanique
    sont plus rares. En Indonésie l'effondrement de la moitié
    du cône volcanique du Krakatoa a provoqué une avalanche de
    plusieurs kilomètres cubes qui a généré un
    tsunami qui inonda plusieurs centaines de kilomètres de côte.



    Classification
    des tsunamis


     

    Il existe deux
    classifications
    en fonction de leur intensité :


        <insere
    bidgjup>échelle
    d'intensité de SIEBERG : 6 degrés de "très légère"
    à "désastreuse"


        <insere
    bidgjup>échelle
    de hauteur maximale des vagues d'IMAMURA et IDA : 6 degré de "tsunami
    mineur avec H<0.5m" à "zones côtières endommagées
    sur plus de 500 km".


    Pour plus de détails
    consulter Sujet
    d'hydrodynamique marine année 1997-1998 : Tsunamis II

    Alerte
    et prévention

    En 1968, le premier système
    d'alerte des tsunamis pour les côtes pacifiques s'installe à
    Hawaï.

    Il enregistre des ondes
    sismiques
    qui se propagent beaucoup plus vite que les ondes hydrauliques. Ainsi,
    les données des réseaux sismiques permettent de localiser
    le séisme, d'estimer sa magnitude et ainsi prévoir s'il provoquera
    un tsunami.

    Il enregistre également les
    hauteurs d'eau avec les marégraphes installés sur les côtes
    du Pacifique et sur les îles. Ces enregistrements ont l'inconvénient
    parfois de mesurer des perturbations dues aux côtes et non générées
    par des tsunamis.


    Afin de palier à cet
    inconvénient,
    des capteurs de pression, insensibles à la houle, et installés
    sur le fond de l'océan au large des côtes japonaise et des
    îles Aléoutiennes, enregistrent des données plus fiables
    ; ils peuvent mesurer des tsunamis inférieurs au centimètre.

    Description
    du phénomène

    Le 22 mai 1960 à Concepcion
    au Chili, des secousses sismiques se produisent. La mer monte de
    plusieurs
    mètres, se retire,  revient 20 minutes plsu tard, se retire
    à nouveau puis revient une heure plus tard sous la forme d'une vague
    de 18 mètres de haut. Ce même tsunami se propage jusqu'à
    Tahiti où la vague atteint 4 mètres et 11 mètres dans
    la baie d'Hilo à Hawaï. Le 24 mai, il atteint le Japon où
    on enregistre des hauteurs de vagues de 9 mètres.


    Enfin cette vague se réfléchit
    sur ces côtes et retourne au Chili.


     



    Description
    théorique du tsunami

    Introduction
    à la théorie


     

    Les tsunamis
    peuvent être
    décrits en utilisant les équations d'ondes longues (loin
    ou près des côtes).


    En fonction de la position
    dans
    laquelle on se situe on aura différentes théories pour les
    modéliser.


    Ainsi, en utilisant le nombre
    d'URSELL
    (paramètre adimensionnel)  défini ainsi :


    H : surélévation de
    la surface libre par rapport à la profondeur au repos


    L : longueur d'onde

    d : profondeur au repos


    On obtient la
    classification
    suivante :

    U<<1



    milieu :    
    eau profonde (près de la zone de génération des tsunamis)


    théorie :   
    théorie linéaire des ondes longues


                   
    uniformité des vitesses sur la verticale


                   
    suppression des termes quadratiques de vitesse dans les équations
    de calcul des marées

    U~1

    milieu :    
    plateau continental


    théorie :   
    équations des ondes cnoïdales et notamment onde solitaire


                   
    écoulement irrotationnel


                   
    il existe un potentiel harmonique satisfaisant aux conditions limites de
    fond et de surface

    U>>1

    milieu :    
    zones côtières


    théorie :   
    théorie des ondes longues d'amplitude finie


                   
    déformation des ondes en amplitude et en phase au cours de la
    propagation


     



    Les
    différentes théories


     

    La
    théorie des ondes longues

    La théorie des
    ondes
    longues de Boussinescq suppose le fond horizontal pris comme origine des
    côtes Z et le mouvement bidimensionnel en x et z.


    Elle est basée sur la
    recherche
    de la solution de l'équation de Laplace vérifiée par
    le potentiel


     
    tel que


    on obtient :


    Alors l'équation de
    continuité
    et la condition de pression permettent de définir l'équation
    de Kerteweig de Vries :


     la modification relative
    de
    la côte de la surface libre par rapport à sa modification
    max H est : 


    avec epsilon= H/d

         
    et mu=d²/L²


     



    Pour plus de détail
    consulter


    Sujet
    d'hydrodynamique marine année 1997-1998 : Tsunamis II

    L'onde
    solitaire

    L'onde solitaire
    est une
    solution particulière de l'équation de Kerleweig de Vries
    en posant 


    avec C=célérité
    de l'onde=constante

    On obtient :


    d'où


    L'onde solitaire ou soliton
    se propage
    donc sans se déformer dans un milieu bidimensionnel à profondeur
    constante.



    Pour plus de détail

    Sujet
    d'hydrodynamique marine année 1997-1998 : Tsunamis II

    Théorie
    des ondes longues d'amplitude finie

    La dispersion en
    amplitude
    est importante. La célérité dépend de l'amplitude
    de l'onde par le paramètre qui mesure la dispersion en amplitude.


    = hauteur
    de l'onde


     



    Modélisation
    des tsunamis

    Le modèle utilisé
    correspond au modèle MOST ('Method Of Splitting Tsunami') du laboratoire
    de recherche situé à Seattle "Pacific Marine Environnemental
    Laboratory" [PMEL] dans le cadre du projet EDFT ('Early Detection and
    Forecast
    of Tsunami').

    Le modèle MOST correspond
    à un ensemble de codes numériques de simulation.

    Il permet de modéliser
    trois
    phénomènes des tsunamis :


    la
    génération du tsunami par un tremblement de terre


    la
    propagation transocéanique de l'onde


    l'inondation
    de la côte

    Les deux premiers
    phénomènes
    ont été testés avec les données enregistrées
    lors du tsunami d'Andréanov en 1996.

    Le phénomène des
    inondations
    fut testé avec les données enregistrées sur l'île
    d'Okushiri pour le tsunami Hokkaido-Nansei-Oki en 1993.

    Les estimation du modèle
    MOST obtenues sont en adéquation avec ces données observées.


    Ce modèle peut être
    considéré comme un bon outil de prévision des tsunamis.

    Le graphique ci-dessous
    montre la
    comparaison des résultats obtenus par simulation (en rouge) et des
    enregistrements réels (en noir)


    Il a été développé
    et testé sur des stations de travail SGI au PMEL et au centre de
    cartographie des inondations provoquées par des tsunamis (TIME Center
    : "Tsunami Inondation Mapping Efforts")



    Génération
    du tsunami

    On considère la
    formation d'une perturbation initiale à la surface de l'océan
    due à un tremblement de terre au niveau du sous sol marin.


    Ce processus de génération
    des tsunamis est basé sur un modèle de failles qui fait l'hypothèse
    qu'une couche de liquide incompressible sur un espace profond correspond
    à l'océan sur la croûte terrestre.
    Propagation
    Données du problème
    :


    la force de Coriolis


     


    la courbure de la terre :

    les tsunamis se
    propagent
    sur de très longues distances (100 à 1000 km). Les équations
    de vague en eau peu profonde sont non linéaires avec des coordonnées
    sphériques.



    la dispersion :

    elle change la
    forme de
    la vague créée à cause de la faible différence
    de vitesse de propagation due à des fréquences différentes.
    Ces effets de dispersion sont pris en compte bien que la modélisation
    de propagation de la vague corresponde à des équations non
    dispersives linéaires ou non linéaires.


    Le modèle MOST s'écrit
    ainsi :

    Modèle de propagation MOST

    longitude

    latitude

    avec 
    amplitude et  profondeur
    de l'eau sans remous

    vitesse en latitude

    vitesse en longitude

    paramètre de Coriolis

    R = rayon de la terre





    Test
    du modèle




    La première simulation du
    tsunami d'Andréanov de 1996 a permis de définir le déplacement
    vertical du sous sol marin afin d'utiliser ce déplacement à
    la surface de l'océan comme condition initiale des propagations
    des tsunamis (au lieu de décrire à chaque fois un tremblement
    de terre).

    On obtient une bonne
    corrélation
    entre les valeurs mesurées et estimées.

    Avant l'arrivée de la vague
    du tsunami, sur les enregistrements, des observations de longues
    périodes
    apparaissent. Cela peut vouloir dire que les énergies de longues
    périodes enregistrées après le tsunami ne correspondent
    pas au tsunami lui même. Cette source d'énergie correspond
    plutôt à l'interaction due au relief.

    Après l'arrivée du
    tsunami, des oscillations à haute fréquence (amplitude 1
    à 3 mm et de 6 à 12 min) ont été et enregistrées
    et déterminées dans le modèle. Ces oscillations sont
    donc d'origine géophysique, ces résultats permettent de voir
    que  les systèmes enregistrant les données dans l'océan
    pacifique sont capables de détecter un signal provenant de tsunami
    de quelques millimètres.

    Le modèle met en évidence
    les évolutions du nord au sud des cycles du tsunami.



    Inondation

    Le premier
    obstacle majeur
    pour améliorer les simulations du processus d'inondation est le
    manque de données fiables notamment des données précises
    sur la bathymétrie et topographie du site (dans beaucoup de cas
    la précision de 10 à 50 m sur les données est essentielle)

    Pour tester le modèle, les
    données utilisées furent celles du tsunami d'Hokkaido-Nansei-Oki
    enregistrées par l'université de Tohoku sur l'île d'Okushiri.

    Le modèle indique une
    vitesse
    maximale de la vague de plus de 18 m / s. Les ravages provoqués
    par les tsunamis sur les côtes correspondent aux effets des différents
    éléments emportés par la vague entre eux.



    Evolution
    du modèle MOST

    Le modèle installé
    au MHPCC (Maui High Performance  Computing Center) testera la relation
    entre la vague près des côtes et la position et la magnitude
    d'un tremblement de terre éloigné, ainsi que la relation
    entre les caractéristiques de ces vagues et l'inondation d'un site
    spécifique.

    Bibliographie
    et sites internet

    Cours d'Hydraulique marine -
    BONNEFILLE
    - Ed Masson

    Encyclopediae universalis -
    Enjeux
    et Actualités - Risques naturels

    http//www.geophys.washington.edu
    /tsunami/movies
    :


        globe.mouv
    correspond à la propagation du tsunami du Chili au Japon


        kautol.mov
    simule
    l'effet d'un tsunami sur une côte i.e. l'inondation de la côte


        hokkaido.mov
    visualise le tremblement de terre d'Hokaido

    http//www.usc.edu/dept/tsunami
    :


        simulation vidéo
    du tsunami sur l'île d'Okushiri

    http//www.tsunami.org :

        photos et informations
    sur le Pacific Tsunami Museum

    http//www.pmel.noaa.gov/tsunami
    :


        présentation
    du modèle MOST



      الوقت/التاريخ الآن هو الخميس 30 مارس - 6:42