Risques littoraux majeurs - Webissimo

Colloque SHF "Valeurs rares et extrêmes de débit …" – Lyon – Mars 2006 - Auteurs - titred’Andaman en Thaïlande et celle du Bangladesh. En Thaïlande, le grand nombre d’observations de runup (altitudedu plus haut point inondé) ont été effectuées immédiatement après le tsunami permettent de valider la carte d’impactsimulée. A l’inverse, les côtes du Bangladesh ont été très peu (ou pas) échantillonnées. Dans ce cas il est hasardeuxde présenter des cartes de runup simulé. En revanche il a été possible d’effectuer des analyses de processus aidant àmieux comprendre les raisons pour lesquelles cette côte a été très peu touchée par le tsunami.II PROCÉDURES D’INVERSION :Au premier ordre, si l’on considère que la déformation du fond marin due à un séisme est de même nature que ladéformation initiale de la surface libre, l’examen d’observations hydrographiques telles que les marégrammes peutnous apporter quelques éléments d’information sur les modes de rupture. Pour exemple, en champ proche, lesmarégrammes au voisinage d’un séisme nous révèlent les taux de surrection et de subsidence locaux. Ainsi la sourcesismique peut être contrainte par ces données. En champ lointain, lorsque la position du marégraphe ne permet pasde détecter les mouvements co-sismiques, l’enregistrement peut encore se révéler utile. En particulier, une failleinverse en compression, à l’inverse d’une faille normale en extension, générera un plus important taux de surrectionque de subsidence. Cette information pourrait ainsi être détectée sur un marégramme par l’analyse les amplitudesrelatives des crêtes et creux successifs. De même les temps d’arrivée de l’onde peuvent aider à mieux localiser lasource sismique. Cependant cette dernière information nécessite que la méthode d’inversion prenne en compte lesmodes de propagation de la vague entre sa génération et son arrivée au marégraphe. Alors qu’un tsunami se propagede façon quasi-linéaire en eau profonde avec pour seul paramètre de contrôle la bathymétrie que nous sommessupposé connaître, son comportement change singulièrement en domaine côtier car les processus physiques, tels queles non-linéarités, la dispersion, le déferlement, la friction de fond peuvent devenir prépondérants. Il devient alorsnécessaire de recourir à l’outil numérique de propagation de vagues.Une méthodologie d’inversion peut être appliquée avec différents degrés de précision car, quelle que soit laprécision de la source sismique initiale utilisée, plusieurs fonctions de transferts reliant la dynamique d’un séisme etcelle d’un tsunami sont très peu connues. En particulier, il est difficile d’estimer la relation entre le mode dedéformation du fond marin responsable du tsunami et le mouvement co-sismique apparu à plusieurs kilomètres deprofondeur de celui-ci. De plus, on connaît très mal la manière dont la déformation du fond marin est restituée dansla colonne d’eau. Ces questions sont essentielles et font l’objet de recherches soutenues. Il faut cependant noter quele degré d’élaboration de telles fonctions nécessiterait un équivalent en réseaux d’observations pour les contraindre.Ainsi, les deux composantes progressent simultanément et la relation séisme-tsunami peut toujours être estimée avecun certain degré de précision. Actuellement la méthode de caractérisation de la source sismique la plus utiliséeconsiste à associer un plan homogène de rupture à un mouvement co-sismique nécessairement complexe [3]. Lareprésentation a le mérite de représenter la rupture par des paramètres simples tels que l’inclinaison du plan derupture, la direction et la quantité de glissement. Les réseaux d’observations sismiques actuels permettent cependantd’identifier des mouvements co-sismiques complexes. C’est le cas pour les événements de grande ampleur tel quecelui du 26 décembre 2004 car il a été détecté par une grande partie des réseaux mondiaux opérés [4, 5]. De même,On peut penser que les simulations futures de propagation de tsunamis seront initiées par des sources plusdynamiques et inhomogènes.III SÉISME ET TSUNAMI DU 26 DÉCEMBRE 2004Le séisme s’est déclenché à 0h58’53’’ UTC au large de la pointe nord de l’île de Sumatra et a été localisé vers95°51’E, 3°25’N (Figure 1, gauche). De nombreuses stations GPS ainsi que les modèles d’inversion sismiqueindiquent que la rupture s’est propagé vers le nord sur environ 1200-1300 Km le long de la fosse d’Andaman avecune vitesse de propagation de l’ordre de 2.5-3 Km/s [4]. Les mécanismes au foyer contraints avec les données deGPS ont montré que les 15 à 25 m de glissement ont généré des mouvements co-sismiques de l’ordre de 10 m desurrection sur le bord est de la faille et de l’ordre de 6 m de subsidence sur le bord ouest [4]. Un exemple decalibration d’une source sismique composée de 5 segments alignés le long de la faille qui sont déclenchés avec untemps de retard est présenté ici (Figure 1) [1, 2]. Cette source a été contrainte par des données hydrographiques demarégraphes opérés par l’Université d’Hawaii (UHSLC) et par les anomalies de niveau de la mer détectés parl’altimètre Jason qui se trouvait à la verticale de la zone de propagation du tsunami (Figure 2).La calibration de la source a consisté en l’analyse des amplitudes de vagues, leurs temps d’arrivée, la séquence devagues et leur périodicité. Plusieurs simulations ont été menées de façon itérative avec le modèle de propagation etde runup Funwave [6]. Ce modèle a été validé sur plusieurs événements, en particulier sur le tsunami du 26novembre 1999 au Vanuatu [7]. Il résout les équations non linéaires de Boussinesq et par conséquent prend en