Krdytkyu

Pour les articles homonymes, voir Tsunami (homonymie).

Arrivée du tsunami du 26 décembre 2004 à Ao Nang, en Thaïlande.

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 tsu nami (津波^?, litt. « vague du 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 30 m^[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 était précédemment couramment employé pour désigner les tsunamis. C'est toutefois un terme imprécis, car il regroupe sous la même appellation les tsunamis et d'autres phénomènes de submersion marine. Les scientifiques ont donc officialisé en 1963 le terme "tsunami"^[3], sujet de cet article.

Description |

Génération |

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, lors d'un impact par un astéroïde ou une comète ou encore lors d'un retournement d'iceberg. 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 |

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 |

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.

Pertes humaines |

Les victimes emportées par un tsunami peuvent recevoir divers chocs 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 de conscience et de facultés, pertes 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.

Dégâts |

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.

Étude et prévention |

Échelles de classification |

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 |

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

L'échelle d'Imamura |

L'échelle d'Imamura permet d'attribuer une magnitude aux tsunamis. Introduite par Akitsune Imamura en 1942 et développée par Iida en 1956, elle est l'une des plus simples. La magnitude est calculée à partir de la hauteur maximum de la vague au niveau de la côte, selon la formule^[4] :

m=log2⁡Hmax{displaystyle m=log _{2}H_{mathrm {max} }}

où m{displaystyle m} désigne la magnitude et Hmax{displaystyle H_{mathrm {max} }} la hauteur maximale de la vague (log2{displaystyle log _{2}} est le logarithme de base 2).

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

Système d'alerte |

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^[5].

Les habitants de Sydney continuant à se baigner malgré l'alerte au tsunami lancée à la suite du 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 |

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 |

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 |

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^[6].

Recherche publique concernant le risque de tsunami |

En France Métropolitaine, le programme MAREMOTI^[7] financièrement soutenu par l'ANR dans le cadre de RiskNat 2008 et ayant débuté le 24 mars 2009^[8]. 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 dix partenaires (CEA/DASE, SHOM, université de 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^[9] 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 |

Glissements de terrain et éruptions volcaniques peuvent déclencher des tsunamis dans des lacs et des fleuves^[10].

Mégatsunamis |

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 |

Événements préhistoriques |

Dans la mythologie grecque, à l'occasion de son témoignage sur la vengeance des dieux contre le roi de Troie Laomédon (~XIV^e siècle av. J.-C.) et le sacrifice d'Hésione, le poète romain Ovide identifie le monstre marin divin Céto à une inondation^[11]. D'autres auteurs, comme Valérius Flaccus, y joignent un bruit de tremblement de terre^[12]. L'un dans l'autre suggérant un tsunami.

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^[13].

Premiers événements relatés |

L'historien grec Thucydide fut le premier à établir un lien entre tremblements de terre et tsunamis, au V^e 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^[14].

Premières études |

Événements récents |

Au XX^e 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 |

Propagation en haute mer |

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^[14].

Caractéristiques fondamentales |

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{displaystyle E} libérée ;


• pour simplifier, sa période T{displaystyle 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{displaystyle E} et T{displaystyle T}.

Longueur d'onde |

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 λ{displaystyle lambda } dépend alors de la période T{displaystyle T} et de la profondeur de l'eau h{displaystyle h} selon la relation :

λ=Tgh{displaystyle lambda =T{sqrt {gh}}},

où g=9,81 m⋅s−2{displaystyle g=9{,}81 {rm {mcdot s^{-2}}}} est la gravité, ce qui donne numériquement

λ≈870(T60 min)h6 km km{displaystyle lambda approx 870left({frac {T}{60 mathrm {min} }}right){sqrt {frac {h}{6 mathrm {km} }}} {rm {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 |

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{displaystyle v} de déplacement d'un tsunami est fonction de la seule profondeur d'eau h{displaystyle h} :

v=gh{displaystyle v={sqrt {gh}}}.

Cette formule peut être utilisée pour obtenir une application numérique :

v≈870h6km{displaystyle vapprox 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^[15]

Amplitude |

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

A∼E1/2r−1/2h−1/4{displaystyle Asim 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/r{displaystyle 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 |

Mouvement horizontal de l'eau |

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≈A22h2v{displaystyle uapprox {frac {A^{2}}{2h^{2}}}v},

soit

u≈18(Ah)2(h10m)1/2 km/h{displaystyle uapprox 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 |

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 flanc de montagne, une vague record de 60 mètres de hauteur estimée dans la baie Lituya, un fjord situé à 20 km au Nord de l'épicentre^[16]. Les traces du passage de l'eau seront observées jusqu'à une altitude de 525 mètres, faisant de ce tsunami l'un des plus hauts jamais observés. Toutefois, cette caractéristique est à modérer du fait que ce n'est pas la vague en elle-même qui mesurait 525 mètres de hauteur mais son déferlement, ce qui peut sensiblement fausser les mesures.

En Europe |

Les derniers tsunamis vraiment importants de la période historique ont concerné la mer Méditerranée et datent de l'Antiquité^[17] : 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^[18]. 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)^[19]. 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 |

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 à la suite du 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^[20]. 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^[21].

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^[22], la Guadeloupe^[23], la Martinique^[24] ou encore la Nouvelle-Calédonie^[25]. À noter l'événement meurtrier du 28 mars 1875, tuant 25 personnes sur l'île de Lifou en Nouvelle-Calédonie.

Notes et références |

Annexes |

Liens internes |

Tsunamis notables |

Sciences de la Terre |

Phénomènes aquatiques |

Voir aussi |

• Liste des catastrophes naturelles les plus meurtrières depuis l'Antiquité

Liens externes |

Sites d'information officiels, nationaux ou internationaux |

• 
  Site d'information français sur les tsunamis, du BRGM
  


• 
  (en) International Tsunami Information Center (ITIC), Site de l'UNESCO
  


• 
  (en) Site dédiée aux Tsunamis de la NOAA
  

Brochures et illustrations |

• Brochure de l'ITIC/UNESCO sur les Tsunami, en français


• 
  Comment se produit un tsunami ?, animation pédagogique sur le site de l'Espace des sciences
  

Organes d'alerte |

• 
  CENALT, Centre d'alerte aux tsunamis (Méditerranée occidentale et Atlantique nord-est)


• 
  (en) National Tsunami Warning Center, centre d'alerte de la Côte Ouest des États-Unis et de l'Alaska, de la NOAA


• 
  (en) Pacific Tsunami Warning Center, centre pacifique d'alerte de la NOAA


• 
  (es) SNAME chile, système d'alerte chilien

v · m Risques naturels et technologiques
Aléa naturel	Astronomiques Éruption solaire Météorite Géologiques Aléa sismique Coulée de boue Écroulement Glissement de terrain Solifluxion sous-marin Lave torrentielle Séisme Maritimes Érosion du littoral Tsunami Forte houle Submersion marine Retournement d'iceberg Météorologiques Avalanche Canicule Crue Crue éclair Cyclone Tropical Extratropical Subtropical Feu de forêt Grand froid Inondation Neige Poudrerie Orage Foudre Grêle de neige Pluie torrentielle Rafale descendante Multicellulaire Supercellulaire Unicellulaire Pluie verglaçante Tempête de feu de neige de sable Tornade Tsunami météorologique Verglas Volcaniques Coulée de lave Éruption volcanique Lahar Nuée ardente Danger biologique
Aléa technologique	Contamination radioactive Effondrement minier Explosion Installation classée (ICPE) Marée noire Nuisance Pollution de l'air de l'eau électromagnétique lumineuse olfactive plastique radioactive des sols sonore visuelle Site Seveso
Risque et accident	Accident Accident majeur Accident nucléaire Catastrophe environnementale Catastrophe naturelle Danger Gestion des risques Gestion du risque météorologique en entreprise Inspection de l'environnement Risque Biologique Chimique Climatique Géologique Industriel Majeur Nucléaire Sismique Volcanique Vulnérabilité
Prévention	Cartographie Étude de dangers Prévision Crues Cyclones tropicaux Orages violents Volcanologique Plan de prévention PPR Inondation Règlementation ATEX Sécurité industrielle Directive Seveso Dossier départemental des risques majeurs Zonage
Protection	Digue Forêt de protection Levée de la Loire Protection civile Protection contre les explosions Protection paravalanche Zone d'expansion de crue
Crise	Alerte cyclonique météorologique aux populations Avis de coup de vent d'ouragan de tempête Gestion de crise Plan communal de sauvegarde PCS Plan d'urgence Plan particulier de mise en sûreté Résilience écologique géographique psychologique Retour d'expérience Vigilance météorologique

v · m Océanographie physique
Vagues	.mw-parser-output .sep-liste{font-weight:bold} Approximation de Boussinesq · Batillage · Échelle de Ballantine (en) · Clapotis · Contre-courant (en) · Couche limite de Stokes (en) · Déferlante · Déprofondissement des vagues (en) · Dérive de Stokes · Dérive littorale · Dispersion des vagues (en) · Équations de Barré de Saint-Venant · Équation de la pente douce (en) · État de la mer · Fetch · Hauteur des vagues (en) · Hauteur significative · Houle · Instabilité de Benjamin-Feir · Interaction vagues-courant (en) · Kymatopause (en) · Loi de Green (en) · Mer croisée · Nombre d'Iribarren (en) · Nombre d'Ursell · Onde cnoidale (en) · Onde de bord (en) · Onde cinématique (en) · Onde de gravité · Onde de gravité de Rossby (en) · Onde de Kelvin · Onde de Rossby · Ondes en eau peu profonde (en) · Onde équatoriale marine (en) · Onde infra-gravité (en) · Onde interne (en) · Onde de Stokes · Principe variationnel de Luke (en) · Énergie des vagues · Radar de vagues (en) · Seiche · Soliton · Surélévation de la surface libre (en) · Stress de radiation (en) · Théorie des ondes linéaires (en) · Tsunami (Mégatsunami) · Turbulence des vagues (en) · Vague · Vague scélérate · Modèle de vagues (en)
Courants marins	Arrêt de la circulation thermohaline (Shutdown) · Barocline · Circulation atmosphérique · Circulation thermohaline · Courant de subsurface (en) · Circulation halo-thermale (en) · Circulation de Langmuir (en) · Couche d'Ekman · Courant d'arrachement · Courant de Humboldt · Dérive littorale · Dynamique des océans (en) · ENSO · Courant limitrophe (en) · Force de Coriolis · Force de Coriolis-Stokes (en) · Force de Craik-Leibovich (en) · Global Ocean Data Analysis Project · Gulf Stream · Gyre océanique · Hydrothermalisme · Loop Current · Maelstrom · Modèle de circulation générale · Modular ocean model (en) · Princeton Ocean Model (en) · Plongée d'eau · Relation de Sverdrup (en) · Remontée d'eau (Upwelling) · Spirale d'Ekman · Tourbillon · Tourbillon de turbulence (Eddy) · Transport d'Ekman · Vent géostrophique · World Ocean Circulation Experiment (en)
Marées	Point amphidromique · Courant de marée · Énergie marémotrice · Établissement du port · Étale · Force de marée · Hauteur d'eau · Marnage · Ligne brune océanique (en) · Limite de marée (en) · Marée interne (en) · Marée de périgée (en) · Marée terrestre (en) · Marée d'arrachement (en) · Marée résonnante (en) · Marégraphe · Mascaret · Règle des douzièmes (en)
Impacts sur le paysage	Atoll · Bassin océanique · Canyon sous-marin · Carte bathymétrique (en) · Contourite (en) · Éventail deltaïque profond (en) · Fond marin · Fosse océanique · Géographie côtière (en) · Glacis continental · Guyot · Hydrographie · Marge continentale · Marge passive · Mont sous-marin · Plaine abyssale · Plateau continental · Suintement froid · Volcan sous-marin
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Niveau de la mer	Deep-ocean Assessment and Reporting of Tsunamis (en) · Niveau futur de la mer (en) · Global Sea Level Observing System (en) · North West Shelf Operational Oceanographic System (en) · Courbe d'évolution du niveau marin (en) · Élévation du niveau de la mer · World Geodetic System (en)
Acoustique	Acoustique sous-marine · Couche diffusante profonde (en) · Hydroacoustique · SOFAR (SOund Fixing And Ranging) (Bombe SOFAR (en), Canal SOFAR) · Tomographie acoustique (en)
Satellites	Jason (Jason-1, Jason-2, Jason-3)
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