Suite

7.3 : Leçon 2, Données de la station DART pour le tsunami de 2011 à Tohoku-Oki - Géosciences


Gare 21418

38.7110 148.6940

Gare 21413

30.5150 152.1170

Gare 21415

50.1762 171.8486

Poste 52402

11.8830 154.1100

Gare 46402

51.0683 -164.0053

Gare 51407

19.6169 -156.5106

Gare 51425

-9.5044 -176.2297

Poste 46411

39.3238 -126.9910

Poste 51426

-22.9911 -168.1031

Gare 51406

-8.4800 -125.0270

Poste 43413

10.8372 -100.0842

Poste 32413

7.4003 -93.4989

Poste 32412

-17.9865 -86.3887

Simulation numérique du tsunami de Tohoku de 2011 sur la base d'une nouvelle source cosismique FEM transitoire : comparaison avec les observations en champ lointain et proche

Dans ce travail, nous simulons le tsunami M9 Tohoku-Oki de 2011 en utilisant de nouvelles sources de tsunami cosismique basées sur l'inversion des données géodésiques onshore et offshore, en utilisant des modèles d'éléments finis (FEM) 3D. De tels MEF simulent des dislocations élastiques le long de l'interface de frontière de plaque séparant la plaque Pacifique rigide en subduction de l'avant-arc relativement faible et de l'arc volcanique de la plaque eurasienne dominante. En partie à cause des matériaux d'avant-arc faibles simulés, de telles sources produisent un glissement peu profond important (plusieurs dizaines de mètres) le long de la partie amont-pendage de la rupture près de la tranchée. Pour évaluer la précision de la nouvelle approche, nous comparons les observations et les simulations numériques de l'impact côtier du tsunami en champ lointain et proche pour : (i) l'une des sources d'inversion sismique standard (UCSB Shao et al. 2011) et (ii) les nouvelles sources FEM. Plus précisément, les résultats des simulations numériques pour les deux sources, effectuées à l'aide du modèle de vagues de Boussinesq entièrement non linéaire et dispersif FUNWAVE-TVD, sont comparés à la bouée DART, au marégraphe GPS et aux mesures d'inondation/runup. Nous utilisons une série de grilles de modèles imbriquées avec une résolution (jusqu'à 250 m près du rivage) et une taille variables, et évaluons les effets sur les résultats du modèle de ces derniers et de la physique du modèle (comme l'inclusion ou non de la dispersion). Nous évaluons également les effets du déclenchement des sources du tsunami dans le modèle de propagation : (i) soit en une seule fois comme un démarrage à chaud, soit avec la séquence spatio-temporelle dérivée de l'inversion sismique et (ii) comme une élévation de surface spécifiée ou comme un temps plus réaliste et la condition aux limites inférieures variant dans l'espace (dans ce dernier cas, nous calculons la génération initiale du tsunami jusqu'à 300 s en utilisant le modèle non hydrostatique NHWAVE). Bien que des améliorations supplémentaires soient attendues dans un proche avenir, les résultats basés sur les sources FEM actuelles expliquent mieux les observations en champ proche à ondes longues sur les bouées DART et GPS près du Japon, et ont mesuré l'inondation du tsunami, alors qu'ils simulent également ou mieux les observations sur les bouées DART distantes. que la source UCSB. Aucune des sources, cependant, n'est en mesure d'expliquer le plus grand run-up et inondation mesurés entre 39,5° et 40,25°N, ce qui pourrait être dû à une résolution insuffisante du modèle dans cette région (Sanriku/Ria) de bathymétrie/topographie complexe, et/ou à d'autres mécanismes de génération de tsunamis non représentés dans les sources cosismiques (par exemple, failles d'évasement, défaillance de masse sous-marine). Ce sera l'objet de futurs travaux.

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Le tsunami de Tohoku en 2011 sur la côte mexicaine : une étude de cas

Le séisme de Tohoku (Est du Japon) du 11 mars 2011 (M w 9.0) a généré un grand tsunami transocéanique qui s'est propagé dans tout l'océan Pacifique, où il a été mesuré par de nombreux marégraphes côtiers et des stations DART (Deep-ocean Assessment and Reporting of Tsunamis) en haute mer. Les analyses statistiques et spectrales des vagues de tsunami enregistrées le long de la côte Pacifique du Mexique nous ont permis d'estimer les principaux paramètres des vagues le long de la côte et de comparer les caractéristiques statistiques du tsunami avec d'autres tsunamis enregistrés sur cette côte. Nous identifions les « points chauds » côtiers – Manzanillo, Zihuatanejo, Acapulco et Ensenada – correspondant aux sites présentant le potentiel de risque de tsunami le plus élevé, où la hauteur des vagues lors de l'événement de 2011 a dépassé 1,5 à 2 m et les courants induits par le tsunami étaient suffisamment forts pour fermer les opérations portuaires. . Sur la base d'une analyse spectrale conjointe des tsunamis et du bruit de fond, nous avons reconstruit les spectres des vagues de tsunami dans l'océan profond et avons constaté qu'à l'exception de la bande spectrale à haute fréquence (>5 cph), les spectres sont en accord étroit avec le « vrai » spectre du tsunami déterminé à partir des enregistrements de pression de fond DART. On montre que l'écart des spectres à haute fréquence dans la région côtière par rapport aux spectres d'eau profonde est lié aux ondes d'infragravité de fond générées dans la zone côtière. Le contenu total en énergie et en fréquence du tsunami de Tohoku est comparé aux résultats correspondants pour le tsunami chilien de 2010. Nos résultats montrent que l'énergie intégrale du tsunami en haute mer, je 0, a été

2,30 cm 2 , soit environ 1,7 fois plus grand que pour l'édition 2010. La comparaison de ce paramètre avec la variance moyenne du tsunami côtier (451 cm 2 ) indique que les vagues du tsunami se propageant vers le large depuis l'océan ont été amplifiées par 14 fois la même chose a été observée pour le tsunami de 2010. La "couleur du tsunami" (contenu fréquentiel) pour le tsunami de Tohoku de 2011 était "rouge", avec environ 65% de l'énergie totale associée aux ondes basse fréquence à des fréquences <1,7 cph (périodes >35 min). La « couleur rouge » (c'est-à-dire la prévalence des ondes à basse fréquence) dans le Tohoku de 2011, ainsi que dans les tsunamis du Chili de 2010, s'explique par la grande extension des zones sources. En revanche, les séismes chiliens de 2014 et 2015 avaient des zones sources beaucoup plus petites et, par conséquent, ont induit des tsunamis « bleutés » (haute fréquence).

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1. Introduction

Des manomètres de fond océanique (PG) ont récemment été développés dans le monde entier pour l'observation des tsunamis (par exemple, Mungov et al., 2013 Rabinovich & Eblé, 2015 Titov et al., 2005 Tsushima & Ohta, 2014 ). Par rapport à l'observation des tsunamis à l'aide des marégraphes conventionnels, les PG sont avantageux car ils sont moins affectés par les effets complexes des sites côtiers (par exemple, Kubota et al., 2018 ). En raison de cet avantage, les PG ont contribué de manière significative à notre compréhension des processus de génération et de propagation des tsunamis dérivés de la dynamique des solides et des fluides (par exemple, Allgeyer & Cummins, 2014 Inazu & Saito, 2013 Kubota et al., 2020 Lay et al., 2016 Maeda et al., 2013 Poupardin et al., 2018 Rabinovich et al., 2013 Saito et al., 2010 Sandanbata et al., 2018 Satake et al., 2005 Watada et al., 2014 et leurs références). Les PG ont en outre été utilisés pour observer des phénomènes à une échelle de temps beaucoup plus longue, tels que les ondes d'infragravité (par exemple, Tonegawa et al., 2018) et les phénomènes océanographiques et géodésiques (par exemple, Baba et al., 2006 Fukao et al., 2019 Inazu et al. ., 2012 Wallace et al., 2016 ).

De plus, des études récentes ont rapporté que les observations de PG peuvent enregistrer d'autres ondes géophysiques, y compris les ondes océano-acoustiques et sismiques (par exemple, Bolshakova et al., 2011 Levin & Nosov, 2009 Matsumoto et al., 2012 Mizutani et al., 2020 Nosov & Kolesov, 2007 Webb & Nooner, 2016 ). Des changements de pression dynamique associés aux accélérations verticales cosismiques du fond marin, reconnus comme une force de réaction au fond marin soulevant la colonne d'eau, peuvent également être observés (par exemple, An et al., 2017 Filloux, 1982 Ito et al., 2020 Nosov & Kolesov , 2007 Saito, 2019 ). Cela indique la capacité des PG à être utilisés comme accéléromètres verticaux pour les mouvements du fond marin (An et al., 2017 Kubota et al., 2017 ). Un avantage important de l'utilisation des PG dans l'observation des ondes sismiques est que le signal ne sature jamais, contrairement aux sismomètres de fond océanique (OBS) à haute sensibilité. Le développement récent des observations de la pression des fonds marins avec une fréquence d'échantillonnage supérieure à 1 Hz (ci-après, fréquence d'échantillonnage élevée) en comparaison avec la faible fréquence d'échantillonnage du PG conventionnel (par exemple, le système Deep-Ocean Assessment and Reporting of Tsunamis [DART], 1/15 Hz, par exemple, voir Rabinovich & Eblé, 2015 ) a largement contribué à notre compréhension des ondes acoustiques océaniques et des ondes sismiques. Compte tenu des observations PG de diverses ondes géophysiques, PG pourrait être utilisé pour l'observation géophysique à très large bande, y compris les ondes sismiques et les ondes de tsunami, ce qui sera utile pour extraire des informations sur la source des tremblements de terre et le processus de propagation des ondes à très large bande de l'océan. Cependant, les enregistrements PG ont été principalement utilisés pour l'analyse des tsunamis et pas beaucoup pour les signaux d'ondes sismiques. Des études récentes ont discuté de la qualité et de la performance des PG dans l'observation des tsunamis, qui présentaient une plage de périodes de ∼10 2 –10 3 s (par exemple, Rabinovich & Eblé, 2015 Saito et al., 2010 Tsushima & Ohta, 2014), tandis que ceux en sismique les vagues n'ont pas été examinées en détail.

Dans la présente étude, nous examinons l'enregistrement PG à échantillonnage élevé présentant une plage de périodes de ∼10 0 –10 3 s, avec un accent particulier sur les signaux d'ondes sismiques. La section 2 décrit le PG et les ensembles de données supplémentaires utilisés ainsi que la méthode utilisée pour les analyses. La section 3 présente les résultats. La section 4 interprète les résultats en examinant les origines des signaux PG identifiés sur la base à la fois des théories de propagation des ondes sismiques et des tsunamis et de la comparaison avec d'autres instruments à proximité. La section 5 compare la forme d'onde PG avec les OBS à proximité pour discuter de la relation quantitative entre le changement de pression et les ondes sismiques. La section 6 examine la qualité de l'observation PG en comparant les amplitudes spectrales et les bruits de fond pour discuter des performances et des limites de l'observation PG à échantillonnage élevé. Enfin, la section 7 discute du potentiel futur du PG à échantillonnage élevé pour approfondir notre compréhension géophysique et pour contribuer à l'atténuation pratique des catastrophes. La conclusion est résumée dans la section 8.


2 Connaissances avant le tremblement de terre

2.1 Couplage sismique et géodésique

Étant donné que les ruptures de méga-poussée se produisent pour libérer les contraintes accumulées en raison du verrouillage sur l'interface de la plaque, il est important de connaître la distribution des zones couplées pour identifier les zones sources potentielles de séismes interplaques. Il existe deux méthodes principales pour déduire le couplage interplaque, qui reposent sur le glissement d'événements sismiques interplaques historiques connus et la déformation de surface intersismique de la plaque supérieure. Nous appelons le couplage dérivé des données sismiques et géodésiques respectivement le couplage sismique et géodésique. Le couplage sismique est le rapport entre le taux de glissement libéré par les tremblements de terre observés et le taux de mouvement relatif des plaques et l'accumulation associée de déficit de glissement à travers l'étendue de profondeur sismogénique de la méga-poussée. Pour le Tohoku au large, le rapport de couplage sismique a été estimé à 0,18-0,24 (Pacheco et al., 1993 Peterson & Seno, 1984 ) à partir d'un peu moins de cent ans de données. Ici, la zone sismogénique qui a été utilisée pour le calcul du rapport de couplage était de 812 km de long et de 109 km de large (de 10 à 50 km de profondeur) pour Pacheco et al. (1993) et 650 km de long et 142 km de large (de 0 à 60 km de profondeur) pour (Peterson & Seno, 1984). D'un autre côté, le couplage géodésique a été estimé sensiblement plus élevé au large de Tohoku en utilisant les données du système de positionnement global (GPS) couvrant la fin des années 1990 (Hashimoto et al., 2009 Loveless & Meade, 2010 Nishimura et al., 2000 Suwa et al. , 2006 ) (Figure 4). Le rapport de couplage estimé pour une section de 625 km de long et 110 km de large de la méga-poussée à partir de ces modèles géodésiques est de 0,54 à 0,65 (Scholz & Campos, 2012 ). Cela indique un écart d'un facteur de deux à quatre entre les estimations du couplage sismique et géodésique, bien que la zone étudiée de l'interface de la plaque et de la période soient différentes.

Distribution du taux de déficit de glissement (a), (b) et du rapport de couplage (c) à partir des inversions de modèle des vitesses GPS terrestres intersismiques. (a) La distribution du taux de déficit de glissement de 1997 à 2001 (Suwa et al., 2006). (b) La distribution du taux de déficit de glissement de 1996 à 2000 (Hashimoto et al., 2009 ). L'intervalle de contour pour (a) et (b) est de 3 cm/an. (c) La distribution du ratio de couplage de janvier 1997 à mai 2000 (Loveless & Meade, 2010 ). Les étoiles montrent l'épicentre du tremblement de terre de Tohoku-oki en 2011. La distribution de glissement du tremblement de terre de Tohoku-oki de 2011 par Iinuma et al. ( 2012 ) est représenté par une fine ligne cyan avec des intervalles de 10 m pour référence. Notez qu'il existe de larges zones de grand déficit de glissement ou rapport de couplage au large du sud du Tohoku dans les trois modèles, qui correspondent à la zone de glissement du séisme de Tohoku-oki. Notez également que la résolution du modèle dans la zone proche de la tranchée est faible et dépend largement des conditions aux limites supposées. GPS, système de positionnement global.

La principale source d'incertitude pour les estimations de couplage sismique est la période d'observation limitée. Si la période d'observation n'inclut pas les occurrences des plus gros séismes, l'estimation devient très incertaine. D'autre part, les incertitudes majeures des estimations géodésiques basées sur les données terrestres sont dues à la possibilité de changements de couplage temporel au cours de la période intersismique, à la faible résolution du degré de couplage près de la tranchée et à des mécanismes inconnus dans la libération de la déficit de glissement (c'est-à-dire par des tremblements de terre ou des événements de glissement lent) (par exemple, Lindsey et al., 2021 Wang & Dixon, 2004 ). Néanmoins, l'évaluation de l'état de verrouillage interplaque représente un objectif fondamental pour déduire le potentiel de grands séismes et la divergence dans les estimations de couplage sismique et géodésique n'a pas été discutée en profondeur dans la plupart des études. Une discussion importante de l'écart, qui a été faite avant le tremblement de terre de Tohoku-oki, est celle de Kanamori et al. (2006). Sur la base de leur estimation d'un couplage sismique (∼0,25) beaucoup plus faible que le couplage géodésique (∼1) dans la partie centrale (offshore Miyagi, Figure 3a) de la future rupture sismique de Tohoku-oki, ils ont proposé la possibilité que le déficit de glissement accumulé éventuellement être libéré par de grands événements de méga-poussée. Cependant, Kanamori et al. (2006) ont également envisagé d'autres possibilités, notamment des problèmes de résolution dans les estimations à partir de données géodésiques et la libération de contraintes par des séismes lents de tsunami ou des séismes silencieux. La reconnaissance des tremblements de terre silencieux et du glissement postérieur, qui peuvent déclencher des moments comparables à ceux des grands tremblements de terre (par exemple, Heki et al., 1997 Kawasaki et al., 2001 ), était à l'origine de la prise en compte d'un tel processus sismique. L'observation en mer des observations géodésiques du fond de l'océan à l'aide de la télémétrie GPS-Acoustique venait de commencer en 2005, 6 ans avant le tremblement de terre de Tohoku-oki (Sato, Saito, et al., 2011), cependant le nombre de stations était petit et les données n'avait pas encore été utilisé pour réévaluer formellement le degré de couplage dans la large zone proche de la tranchée (Lindsey et al., 2021 ).

2.2 Preuves géologiques et historiques des tremblements de terre de méga-poussée

Les preuves géologiques et historiques du passé M > 8 tremblements de terre fournit l'un des moyens les plus directs de documenter la possibilité de tels grands événements. Des enregistrements écrits d'un très grand tremblement de terre et tsunami dans la région de Tohoku existent pour les tremblements de terre de 869 Jyogan et 1611 Keicho (Abe et al., 1990 Usami, 1996). De plus, des légendes orales concernant le séisme et le tsunami de 869 Jyogan ont persisté le long de la côte de la préfecture de Miyagi à la préfecture d'Ibaraki (Figure 5a, H Watanabe, 2001 ), bien qu'il soit difficile d'attribuer une date et une ampleur précises du séisme à partir de ce type de information. Il est important de noter que des dépôts de tsunami du tremblement de terre de Jyogan ont été trouvés dans la plaine de Sendai (Abe et al., 1990 Minoura & Nakaya, 1991), suggérant la survenue d'un grand tremblement de terre interplaque et d'un tsunami qui a transporté de l'eau à plusieurs kilomètres à l'intérieur des terres. La distribution des jeunes dépôts de tsunami qui sont peut-être associés aux tremblements de terre de 869 et 1611 Keicho s'étend sur une vaste zone du Sendai (Minoura & Nakaya, 1991 Sawai et al., 2007 ) et Ishinomaki (Shishikura et al., 2007 ) plaines, des années avant le séisme de Tohoku-oki (Figure 5a). Certains des dépôts du tsunami initialement attribués au séisme de Keicho de 1611 ont ensuite été associés au séisme de Kyotoku de 1454 (Sawai et al., 2012 ). Ces études ont également trouvé des dépôts de tsunami supplémentaires plus anciens que l'événement de 869 et estimé l'intervalle de récurrence à 600-1400 ans (Sawai et al., 2007 ) et 500-1000 ans (Shishikura et al., 2007 ). Satake et al. (2008), Namegaya et al. ( 2010 ) et Sugawara et al. ( 2011 ) ont utilisé des simulations numériques pour déduire la faille source du séisme de 869 Jyogan à partir des données de dépôt du tsunami et ont estimé une rupture de Mw > 8,4, 8,4 et 8,3, respectivement.

Les observations du tsunami et les modèles de source pour les séismes (a) 869 Jyogan, (b) 1611 Keicho et (c) 2011 Tohoku-oki. Les symboles le long de la côte et les triangles en (c) indiquent les emplacements des données sur les tsunamis. Les données en (a) représentent des légendes orales de tsunami à des endroits indiqués par des carrés (H. Watanabe, 2001) et des dépôts de tsunami excavés à des cercles noirs (Abe et al., 1990 Minoura et al., 2001 Minoura & Nakaya, 1991 Sawai et al., 2008 Sawai et al., 2007 Shishikura et al., 2007 Sugawara et al., 2010 , 2001 ). Ces données ne fournissent pas de valeurs de hauteur de run-up de tsunami. Les données d'observation historiques en (b) représentent des documents écrits et des légendes orales, à l'exception du point le plus au nord qui est basé sur l'absence de dépôts de tsunami attribués à l'événement de 1611. Voir la discussion dans la section 4.1 sur les difficultés à séparer les dépôts des tsunamis de 1611 et 1454. Les données proviennent d'Ebina et Imai ( 2014 ), Hatori ( 1975 ), Tsuji et Ueda ( 1995 ), Tsuji et al. (2011, 2012). Les données d'observation en (c) montrent des mesures d'enquête sur le terrain de la hauteur du tsunami par le Tsunami Joint Survey Group ( 2011 ). Veuillez noter que les hauteurs de runup et les hauteurs d'inondation sont indiquées. Les rectangles montrent les modèles de source de tsunami basés sur ces observations, à l'exception de (c), qui n'est basé que sur les formes d'onde des deux manomètres offshore (triangles cyan). Les sources de données sont (a) Sugawara et al. ( 2011 ) (b) Imai et al. ( 2015 ) et (c) Maeda et al. (2011).

L'écart entre la déformation à long terme à des échelles de temps géologiques et la déformation à court terme mesurée par des méthodes géodésiques dans la zone terrestre de Tohoku fournit des contraintes supplémentaires sur la probabilité d'événements rares de très grande ampleur. Les observations géodésiques au cours des 100 dernières années ont révélé des taux d'accumulation de contraintes aussi élevés que 10 -7 par an. Cependant, les taux de déformation observés géologiquement, basés sur les taux de glissement sur les failles actives et les plissements, sont aussi bas que 10 -8 par an (Ikeda, 1996 Kaizuka & Imaizumi, 1984 ). Cela suggère que bien que le rebond élastique soit probablement incomplet, il explique toujours la plupart des déformations observées géodésiquement dans cette zone. Ainsi, Ikeda (1996) a suggéré que la déformation accumulée à des taux élevés au cours des 100 dernières années sera libérée par de gros séismes de magnitude 8 ou plus, plutôt que par une déformation répartie à l'écart de l'interface de la plaque.

En résumé, les études de la distribution des dépôts de tsunami, les enregistrements écrits et les légendes orales, et la divergence dans le taux de déformation aux échelles de temps géodésiques et géologiques ont tous suggéré l'occurrence d'événements de méga-poussée beaucoup plus importants que les tremblements de terre observés de manière instrumentale au large de Tohoku (Figure 6) , bien que la nature détaillée de ces tremblements de terre soit restée incertaine.

La distribution des zones de sources de séismes interplaques à partir des enregistrements instrumentaux. Les lignes vertes, grises et bleues indiquent un séisme de M7,5 ou plus, des séismes de 1980 ou plus récents et le pré-choc du 9 mars 2011, respectivement. Les lignes rouges et l'étoile noire indiquent la zone source et l'épicentre du tremblement de terre de Tohoku-oki en 2011. (a) Distributions de glissement basées sur des inversions de forme d'onde sismiques. La zone de glissement du séisme de Tohoku-oki de 2011 à des intervalles de 10 m (Iinuma et al., 2012 ) est indiquée en rouge et a été obtenue à partir de données géodésiques terrestres et sous-marines. La distribution des glissades d'autres M ≧ 7 tremblements de terre par Yamanaka et Kikuchi (2004) et Murotani et al. (2003) sont indiqués avec des intervalles de contour de 0,5 et 1 m, respectivement, au nord et au sud de 37,7°N. Le glissement du préchoc est de Ohta et al. ( 2012a ) avec des intervalles de contour de 0,5 m. (b) Zones de répliques censées délimiter l'étendue des ruptures de source pour M ≧ 7 tremblements de terre. Les données sont Hasegawa et al. (1985) et Uchida et al. (2009). Les zones de pré-choc et de réplique pour le séisme de Tohoku-oki de 2011 ont été ajoutées en bleu et rouge dans cette étude en fonction de la distribution des répliques des 24 premières heures. (c) Les zones d'origine du tsunami des séismes interplaques qui ont produit une déformation cosismique du fond de l'océan. La ligne rouge montre le tremblement de terre de Tohoku-oki de 2011 (Hatori, 2012). Les autres données proviennent de Hatori ( 1972 1974 1975 1976 1978 1989 1996 ).

2.3 Autres indicateurs de potentiel sismique

Il existe d'autres approches pour évaluer le potentiel de très gros séismes de méga-poussée. Ruff et Kanamori (1980) ont étudié les corrélations entre les variations de couplage et d'autres caractéristiques physiques des zones de subduction et ont suggéré que les taux de convergence rapide des plaques et les âges des plaques jeunes sont corrélés avec l'occurrence de grands tremblements de terre. Étant donné que le taux de convergence dans la région de Tohoku-oki est relativement élevé (∼8,5 cm/an) mais que la plaque du Pacifique en subduction est ancienne (∼130 Ma), la relation suggérée par Ruff et Kanamori (1980) suggérerait un séisme maximal d'environ M. 8.2. Cependant, le séisme de Sumatra en 2004 (Mw 9.1), qui s'est produit dans une zone de subduction lente avec une vieille dalle, avait déjà clairement violé une telle relation générale (e.g., McCaffrey, 2008). La distribution de la taille des tremblements de terre, telle que la loi fréquence-amplitude de Gutenberg-Richter, peut également être utilisée pour déduire statistiquement la taille maximale des tremblements de terre dans une région. Par exemple, Kagan (1997) a estimé à M8,6 la taille maximale de la région Japon-Kurile-Kamchatka, une valeur relativement élevée proche de la magnitude de l'éventuel séisme de Tohoku-oki. D'autres tentatives d'estimation prospective des probabilités de tremblement de terre étaient basées sur diverses méthodes, et les efforts du Collaboratory for the Study of Earthquake Predictability pour évaluer ces efforts avaient commencé avant le tremblement de terre de Tohoku-oki (Nanjo et al., 2011). Au total, 35 modèles de prévision avaient été soumis avant le séisme de Tohoku-oki, mais ils n'avaient pas l'intention d'estimer le potentiel de très gros séismes.

2.4 Prévision sismique à long terme

La figure 7 montre les segments au large de Tohoku pris en compte dans l'évaluation officielle des probabilités de tremblement de terre de subduction à long terme, qui était effective au moment du tremblement de terre de Tohoku-oki en 2011 (Headquarters of Earthquake Research Promotion, 2002). La zone au large de Tohoku a été divisée en régions sources sur la base de 11 tremblements de terre depuis 1611 (Figure 6). La magnitude maximale considérée était M8.2 dans la zone proche de la tranchée au large du nord de Sanriku jusqu'au large de Boso et du sud de Sanriku-oki. Les probabilités de tremblement de terre ont été estimées pour chaque segment individuel. Dans la zone proche de la tranchée, du nord de Sanriku-oki à Boso-oki, le risque composé des séismes interplaques et de faille normale dans la plaque Pacifique a également été pris en compte. La possibilité de tremblements de terre avec des zones de rupture plus importantes n'a pas été envisagée, à une exception près dans la zone au large de Miyagi, une rupture simultanée a été autorisée pour les régions de Miyagi-ken oki et du sud de Sanriku-oki (zone ombrée en rose), et la taille de la rupture composée a été estimée à M8.2. Les ruptures de segment considérées étaient trop petites par rapport à la zone de rupture éventuelle du tremblement de terre de Tohoku-oki de 2011, qui a rompu une vaste zone englobant au moins cinq segments pris en compte dans les prévisions à long terme (Figure 7).

Segmentation de rupture inférée le long de la tranchée japonaise pour laquelle les probabilités de tremblement de terre à long terme ont été estimées par le Comité de recherche sur les tremblements de terre du Siège pour la promotion de la recherche sur les tremblements de terre. Les taches colorées représentent les segments pour lesquels la rupture multisegment a été considérée. Pour le segment proche de la tranchée, les séismes interplaques et intraplaques sont pris en compte et ne sont pas supposés rompre toute la zone simultanément. L'étoile montre l'épicentre du tremblement de terre de Tohoku-oki. Modifié à partir du siège de Earthquake Research Promotion (2002).

Depuis la reconnaissance initiale des dépôts du tsunami du séisme de 869 Jyogan (Minoura & Nakaya, 1991), le nombre de points d'enquête étudiés par plusieurs groupes avait augmenté jusqu'à 600 juste avant le séisme de Tohoku-oki (Goto, 2011). En fait, la possibilité d'une récurrence d'un séisme de Mw > 8,4 Jyogan a été incluse dans la révision de la prévision à long terme du séisme qui a été initiée en juin 2009 et devait être publiée en avril 2011 (National Diet of Japan Fukushima Nuclear Commission d'enquête indépendante sur les accidents, 2012 ). Cependant, le tremblement de terre de Tohoku-oki du 11 mars a frappé avant que cette évaluation mise à jour puisse être publiée. Dans tous les cas, les prévisions officielles à long terme et la plupart des études individuelles avant 2011 n'ont pas pris en compte l'occurrence de séismes de M ∼ 9 au large de Tohoku, en grande partie à cause de l'insuffisance des preuves de ruptures de cette taille et de la lente diffusion des connaissances géologiques et historiques. à la communauté scientifique et au gouvernement.

2.5 Anomalies signalées avant le séisme

La partie centrale de Tohoku-oki, la région de Miyagi-oki où des séismes de M ∼ 7,5 se produisaient tous les ∼ 30 ans, était considérée comme l'un des emplacements les plus probables de séismes imminents et les prévisions à long terme suggéraient une probabilité de 90 % ou plus. rupture avant 2030 (Headquarters of Earthquake Research Promotion, 2000 ). Par conséquent, la région a fait l'objet d'une attention particulière, bien que la magnitude attendue du séisme ait été modérée. Notamment, un séisme de M 7,3 s'est produit 2 jours avant le séisme de Tohoku-oki juste en amont du séisme attendu de Miyagi-oki (Figures 3 et 6). Cependant, il n'y avait pas de rapports pré-Tohoku-oki sur le pré-choc et les résultats de surveillance associés ou les tentatives de prévision.

Les changements dans le couplage interplaques au large de Tohoku étaient à l'étude sur la base de séries chronologiques GPS et de séries de données sismiques répétitives. Le rapport de 2009 d'un projet « Recherche et observation du séisme de Miyagi-Oki » dans le cadre du Siège pour la promotion de la recherche sur les séismes (HERP), qui visait à quantifier le couplage et ses changements temporels, a indiqué que les données GPS et les séismes répétés montrent un découplage relatif dans la région du sud de Tohoku depuis 2008 (Siège pour la promotion de la recherche sur les tremblements de terre, ministère de l'Éducation, de la Culture, des Sports, de la Science et de la Technologie, Japon, 2009) (Figure 8). Les observations sous-jacentes étaient claires, mais les résultats n'ont été publiés dans des revues à comité de lecture qu'après le tremblement de terre (voir la section 4.2) et le rapport n'a pas inclus de discussions sur les futurs tremblements de terre potentiels.

La distribution du taux de déficit de glissement à partir des données GPS et des tremblements de terre répétés de 2006 à 2009. Les années sont indiquées en haut de chaque panneau (après les figures 6 et 14 de la section 3.1, Siège pour la promotion de la recherche sur les tremblements de terre, ministère de l'Éducation, de la Culture, des Sports , Science et technologie, Japon, 2009 ). Comme l'analyse répétée des tremblements de terre estime le taux de glissement, il a été converti en taux de déficit de glissement en utilisant le taux de convergence des plaques de 8,5 cm/an. Veuillez également noter que les données du GPS et du répéteur suggèrent un déficit de glissement nul ou négatif (dérapage supérieur aux taux à long terme) au large de Fukushima après 2008. GPS, Global Positioning System.

L'activité sismique modérée en février 2011 dans la région au large de Miyagi, qui comprenait un séisme de M5,5, a été signalée le 9 mars (2 jours avant le séisme de Tohoku-oki) lors de la réunion mensuelle de HERP. Il a été considéré comme similaire aux périodes précédentes d'activité sismique, y compris les tremblements de terre M5-6 qui se produisent parfois dans la région (Siège pour la promotion de la recherche sur les tremblements de terre, ministère de l'Éducation, de la Culture, des Sports, de la Science et de la Technologie, Japon, 2011). Le pré-choc M7.3 qui s'est produit plus tard le 9 mars (Figure 3a) n'a pas été évalué immédiatement par le HERP en raison de l'intensité sismique limitée sur terre, mais plusieurs instituts ont publié des informations sur leurs pages Web, principalement sur les informations générales sur le type de tremblement de terre. et l'activité sismique précédente près de la source. Une publication détaillée avec interprétation a été publiée par l'Université du Tohoku, qui a également commenté le découplage apparent qui s'était produit depuis environ 2008 (Centre de recherche pour la prévision des tremblements de terre et des éruptions volcaniques, 2011). Cependant, encore une fois, il n'y a pas eu de discussion sur d'éventuels futurs grands tremblements de terre. Au contraire, comme la zone de glissement du M 7.3 était considérée comme étant située dans le segment sud de Sanriku-oki, où une rupture simultanée avec la région de Miyagi-oki avait été envisagée (Figure 7), d'autres chercheurs ont estimé que l'occurrence du M7 .3 tremblement de terre a diminué la possibilité de grands tremblements de terre multi-segments (par exemple, Kahoku-shinpo, 2011). Le fait que ces anomalies géodésiques et sismiques répétitives au cours des dernières années et l'activité de pré-choc du début de 2011 n'aient pas été étudiées en détail et discutées comme une anomalie potentielle liée à l'augmentation du risque de tremblement de terre de méga-poussée avant le séisme de Tohoku-oki reflète probablement le niveau encore limité de connaissance de la zone de subduction avant le séisme de Tohoku-oki. D'autres types d'anomalies précurseurs potentielles n'ont été, pour autant que nous le sachions, signalés rétrospectivement qu'après le séisme de Tohoku-oki.


Courants observés et modélisés du Tohoku-oki, du Japon et d'autres tsunamis récents en Californie du Nord

Nous étudions les courants produits par les récents tsunamis dans la baie de Humboldt et Crescent City, en Californie. La région est sensible aux tsunamis en champ proche et en champ lointain et a un record historique d'événements dommageables. Le port de Crescent City, situé à environ 100 km au nord de la baie de Humboldt, a subi des dommages de 28 millions de dollars US dus aux forts courants produits par le tsunami des îles Kouriles en 2006 et 26 millions de dollars US supplémentaires du tsunami de 2011 au Japon. Afin de mieux évaluer ces courants dans le nord de la Californie, nous avons déployé un profileur de courant Doppler acoustique Nortek Aquadopp 600 kHz 2D (ADCP) avec un intervalle d'échantillonnage de 1 min dans la baie de Humboldt, près de l'actuel National Oceanic and Atmospheric Administration (NOAA) National Ocean. Station marégraphique de service (NOS). L'instrument a enregistré les tsunamis produits par le Mw 8.8 Séisme au Chili le 27 février 2010 et le Mw 9,0 Séisme au Japon le 11 mars 2011. Un autre tsunami a été enregistré sur le marégraphe de Humboldt Bay pendant la période de fonctionnement de l'ADCP, mais n'était pas visible sur l'ADCP, suggérant une valeur seuil de niveau d'eau d'environ 0,2 m pour produire un ADCP observable record. Les courants du tsunami de 2010 ont persisté dans la baie de Humboldt pendant environ 30 h avec des amplitudes maximales d'environ 0,35 m/s. Le signal du tsunami de 2011 a duré plus de 40 h avec une amplitude maximale de 0,84 m/s. Les courants les plus forts correspondaient à la variation maximale du niveau d'eau environ 67 min après l'arrivée initiale de la vague. Aucun dommage n'a été observé dans la baie de Humboldt pour l'un ou l'autre événement. In Crescent City, currents for the first three and one-half hours of the 2011 Japan tsunami were estimated using security camera video footage from the Harbor Master, approximately 70 m away from the NOAA–NOS tide gauge station. The largest amplitude tide gauge water-level oscillations and most of the damage occurred within this time window. The currents reached a velocity of approximately 4.5 m/s and six cycles exceeded 3 m/s during this period. Measured current velocities both in Humboldt Bay and in Crescent City were compared to calculated velocities from the Method of Splitting Tsunamis (MOST) numerical model. The frequency and pattern of current amplification and decay at both locations are replicated by the MOST model for the first several hours after the tsunami onset. MOST generally underestimates 2011 peak current velocities by about 10–30 %, with a few peaks by as much as 50 %. At Humboldt Bay, MOST predicted attenuation of the signal after 4 h but the actual signal persisted at a nearly constant level for at least twice as long. The results from this project demonstrate that ADCPs can effectively record tsunami currents for small to moderate events and can be used to calibrate and validate models (i.e., MOST) in order to better understand hazardous tsunami conditions within harbors.

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Victimes

The National Police Agency has confirmed 15,889 deaths, [171] 6,152 injured, [172] and 2,601 people missing [173] across twenty prefectures. [26]

Of the 13,135 fatalities recovered by 11 April 2011, 12,143 or 92.5% died by drowning. Victims aged 60 or older accounted for 65.2% of the deaths, with 24% of total victims being in their 70s. [174] As of March 2012, Japanese police data showed that 70% of the 3,279 still missing were aged 60 or over, all found, including 893 in their 70s and 577 in their 80s. Of the total confirmed victims, 14,308 drowned, 667 were crushed to death or died from internal injuries, and 145 perished from burns. [175]

Save the Children reports that as many as 100,000 children were uprooted from their homes, some of whom were separated from their families because the earthquake occurred during the school day. [176] 236 children were orphaned in the prefectures of Iwate, Miyagi and Fukushima by the disaster [177] [178] 1,580 children lost either one or both parents, [179] 846 in Miyagi, 572 in Iwate, and 162 in Fukushima. [180] The quake and tsunami killed 378 elementary, middle-school, and high school students and left 158 others missing. [181] One elementary school in Ishinomaki, Miyagi, Okawa Elementary, lost 74 of 108 students and 10 of 13 teachers and staff. [182] [183] [184]

The Japanese Foreign Ministry has confirmed the deaths of nineteen foreigners. [185] Among them are two English teachers from the United States affiliated with the Japan Exchange and Teaching Program [186] a Canadian missionary in Shiogama [187] and citizens of China, North and South Korea, Taiwan, Pakistan and the Philippines.

By 9:30 UTC on 11 March, Google Person Finder, which was previously used in the Haitian, Chilean, and Christchurch, New Zealand earthquakes, was collecting information about survivors and their locations. [188] [189] The Next of Kin Registry (NOKR) is assisting the Japanese government in locating next of kin for those missing or deceased. [190]

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  • 869 Sanriku
  • 1293 Kamakura
  • 1498 Nankai
  • 1605 Nankai
  • 1611 Sanriku
  • 1703 Genroku
  • 1707 Hōei
  • 1771 Great Yaeyama
  • 1792 Unzen
  • 1854 Nankai
  • 1854 Tōkai
  • 1855 Edo
  • 1858 Hietsu
  • 1889 Kumamoto
  • 1891 Mino-Owari
  • 1894 Meiji Tokyo
  • 1896 Sanriku
  • 1911 Kikai Island
  • 1923 Great Kantō
  • 1927 Kita Tango
  • 1933 Sanriku
  • 1936 Miyagi
  • 1943 Tottori
  • 1944 Tōnankai
  • 1945 Mikawa
  • 1946 Nankai
  • 1948 Fukui
  • 1952 Hokkaido
  • 1963 Kuril Islands
  • 1964 Niigata
  • 1968 Hyūga-nada
  • 1968 Tokachi
  • 1974 Izu Peninsula
  • 1978 Miyagi
  • 1983 Sea of Japan
  • 1984 Otaki
  • 1993 Hokkaidō
  • 1994 offshore Sanriku
  • 1995 Hanshin
  • 1998 Ryukyu Islands
  • 2001 Geiyo
  • 2003 Hokkaidō
  • 2004 Chūetsu
  • 2005 Fukuoka
  • 2005 Miyagi
  • 2006 Kuril Islands
  • 2007 Chūetsu
  • 2007 Kuril Islands
  • 2007 Noto
  • 2008 Iwate-Miyagi
  • 2009 Izu Islands
  • 2009 Shizuoka
  • 2010 Bonin Islands
  • 2011 Tōhoku
  • April 2011 Fukushima
  • April 2011 Miyagi
  • 2012 Chiba
  • 2012 Kamaishi
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  • 1896 Sanriku earthquake
  • 1936 Miyagi earthquake
  • 1968 Tokachi earthquake
  • 1978 Miyagi earthquake
  • 1994 offshore Sanriku earthquake
  • 2005 Miyagi earthquake
  • Thoku tremblement de terre et tsunami de 2011
  • Sendai, Japon (7.2, Mar 9)
  • Yunnan, China (5.4, Mar 10)
  • Tōhoku, Japan (Great East Japan) (9.0, Mar 11)†‡
  • Burma (6.8, Mar 24)
  • Gross, Richard. (2011, 19 March) “Japan Earthquake May Have Shifted Earth’s Axis” NPR online, http://www.npr.org/2011/03/18/134658880/Japan-Earthquake-May-Have-Changed-Earths-Axis
  • video of tsunami sweeping cars on the street filmed by in-car camera: "津波にのまれた車載カメラ – 20110616放送 NEWS ZERO" (vidéo).
  • Analysis of Japanese Earthquakes Data
  • PreventionWeb Great East Japan Earthquake 2011
  • spreading across farmland towards a road, near the Miyagi Prefecture Route 10 (県道10号) bridge across the Natori River: "Raw Video: Tsunami Slams Northeast Japan" (vidéo). Youtube. Associated Press / NHK World. 11 March 2011. Archived from the original on 29 April 2011 . Retrieved 28 April 2011 .
  • same incident as above, shot from rooftop parking lot: "東北地方太平洋沖地震 津波 塩竈港.mov" (vidéo). Youtube. 11 March 2011. Archived from the original on 28 April 2011 . Retrieved 27 April 2011 .
  • from the waterfront: "Japan Earthquake 2011 – Japan Tsunami 2011.mp4" (vidéo). Youtube. 11 March 2011. Archived from the original on 28 April 2011 . Retrieved 27 April 2011 .
  • From a hillside: "Fresh footage of huge tsunami waves smashing town in Japan" (vidéo). Youtube (en japonais). RussiaToday. 11 March 2011. Archived from the original on 28 April 2011 . Retrieved 27 April 2011 .
  • From the Post Office building near the waterfront: "Caught on Tape: Tsunami hits Japan port town" (vidéo). Youtube. CBS. 11 March 2011. Archived from the original on 28 April 2011 . Retrieved 27 April 2011 .
  • cars tossed and ships tipping over: "東北・関東地震 宮古市の港に到達した津波" (vidéo). Youtube. 11 March 2011 . Retrieved 201-04-25 .
  • video of tsunami, shot from Shizugawa High School (志津川高校): 南三陸町志津川高校から見た津波の様子 [Tsunami attacking in Minami-Sanriku] (vidéo). Youtube (en japonais). 11 March 2011. Archived from the original on 22 April 2011 . Retrieved 21 April 2011 .
    • another video from a similar vantage point as above, showing a wider-angle view of some parts: "画質調整版 南三陸町 志津川 japan earthquake, tsunami" (vidéo). Youtube. 11 March 2011. Archived from the original on 28 April 2011 . Retrieved 26 April 2011 .

    Tsunami videos

    • Japan's Killer Quake - NOVA
    • Shindo scale map of Japan in 2011 Tōhoku earthquake from Japan Meteorological Agency (Japanese)
    • Countdown to Catastrophe: MegaQuake – Japan and Beyond (documentary)
    • Earthquake Report from United States Geological Survey (USGS)
    • Poster of the Great Tohoku Earthquake from United States Geological Survey (USGS)
    • Tsunami and Water Level Data from National Geophysical Data Center (NOAA/NGDC)
    • Scientific information about the Tohoku earthquake
    • Earthquake Swarm Google Earth Animation on YouTube
    • Pacific Tsunami Warning Center at National Oceanic and Atmospheric Administration (NOAA)
    • Japan Earthquake 2011 All Partners Access Network (APAN)
    • Japan Incident Map at Esri
    • Map of Tsunami Inundation Areas in Japan from ReliefWeb
    • Massive earthquake hits Japan Photos from Le Boston Globe
    • Japan Earthquake: before and after aerial and satellite images from ABC News, credited to Post-earthquake images of Japan
    • Satellite Photos of Japan, Before and After the Quake and Tsunami Le New York Times
    • Diverse satellite imagery taken under the aegis of the International Charter on Space and Major Disasters
    • 110311 JapanEarthquake at the Federation of Earth Science Information Partners (ESIP Federation)
    • 2011 Japanese Earthquake and Tsunami at Google Crisis Response
    • Japan Earthquake and Tsunami Datafeeds gathering and Japan Data Profile inputs for Common Operational Datasets at CrisisCommons
    • Japan: Earthquake and Tsunami – Mar 2011 ReliefWeb
    • Map of the Damage From the Japanese Earthquake Le New York Times
    • Japan in Crisis: A Series of Interviews with Scholars by Peter Shea at the University of Minnesota
    • Special: The Tohoku-Oki Earthquake, Japan – free-access scientific papers from Science magazine
    • Statistical Analysis of Japanese Earthquakes Data
    • 2011 Tōhoku earthquake and tsunami at DMOZ
    • Japan Gigantic Earthquake and Tsunami 2011
    • TerraFly Timeline Aerial Imagery of 2011 Tsunami in Ishinomaki damage
    • The East Japan Earthquake Archive (Testimonies of survivors, Photographs and Videos on Google Earth)

    Conséquences

    The aftermath of the earthquake and tsunami included both a humanitarian crisis and a major economic impact. The tsunami resulted in over 340,000 displaced people in the Tōhoku region, and shortages of food, water, shelter, medicine and fuel for survivors. In response the Japanese government mobilized the Self-Defence Forces (under Joint Task Force – Tōhoku, led by Lieutenant General Eiji Kimizuka), while many countries sent search and rescue teams to help search for survivors. Aid organizations both in Japan and worldwide also responded, with the Japanese Red Cross reporting $1 billion in donations. The economic impact included both immediate problems, with industrial production suspended in many factories, and the longer term issue of the cost of rebuilding which has been estimated at ¥10 trillion ($122 billion). In comparison to the 1995 Great Hanshin earthquake, the East Japan earthquake brought serious damage to an extremely wide range. [342]

    The aftermath of the twin disasters also left Japan's coastal cities and towns with nearly 25 million tons of debris. In Ishinomaki alone, there were 17 trash collection sites 180 metres long and at least 4.5 metres high. An official in the city's government trash disposal department estimated that it would take three years to empty these sites. [343]

    In April 2015, authorities off the coast of Oregon discovered debris that is thought to be from a boat destroyed during the tsunami. Cargo contained yellowtail jack fish, a species that lives off the coast of Japan, still alive. KGW estimates that more than 1 million tons of debris still remain in the Pacific Ocean. [344]


    UNAVCO Community Response to the 11 March 2011, Mw=9.0 Tohoku, Japan Earthquake and Tsunami

    A magnitude 9.0 earthquake occurred at 02:46:23 PM local time on March 11, 2011, near the east coast of Honshu, Japan. Five minutes in duration, it triggered a tsunami of more than 10 m in height, causing immense damage along the northeast coast of Japan.

    The UNAVCO community has been in communication with other agencies to stay abreast of needs that UNAVCO can help to fulfill.

    The event coordinator is Dr. Frederick Blume (blumeunavco.org).

      : request equipment and/or data, and to see updates on data availability and community activities : community communication and coordination. Check in here for links to relevant data sets including GPS, Strainmeter, Seismic, and InSAR as they are posted. - Latest data plots & maps at the UNAVCO-produced and hosted Group for Earth Observations Supersite (Southern California Earthquake Center) and forum.

    April 1 is the beginning of a new year of Japan. We usually celebrate the new start of young people, but there is no mood for celebration this year. Furthermore a long and cold winter delayed blooming of cherry that Japanese love so much.

    Fatalities and missing due to this disaster are close to 30,000, which is the worst loss since the 1923 Great Kanto Earthquake. Reactors in Fukushima are still in critical condition, which prevents us from relief and survey.

    However researchers and satellites are working hard to reveal what's going on. ALOS already made several observations. Unfortunately ScanSAR observation was not successful because of long baselines, but we already processed three strip-map mode images to obtain deformation (click here for link), which impresses us with its scale again. GEONET is recovering owing to devoted efforts of GSI and showing us postseismic evolution.

    We continue monitoring the deformation of Japanese Island to understand how this earthquake happened and what we were short of. Sincerely yours,

    Sincerely yours,
    Manabu Hashimoto
    DPRI, Kyoto University

    What a huge disaster it has been! It is very regrettable that the number of casualties and missing exceeded 10,000, which is the worst after the World War II. The Japanese Island also suffered from this big shock. Seismicity became higher than before. We had a medium shock near Mt.Fuji last night.

    Probably you know that the situation is getting worse and worse in Fukushima, but people are working for this difficult job. We are praying for them.

    By the way, the Advanced Land Observing Satellite, ALOS, made a couple of acquisitions of PALSAR. We have analyzed one of them. The result is posted here.

    Sincerely yours,
    Manabu Hashimoto
    DPRI, Kyoto University

    Two nights have passed since the devastating disaster. Unbelievably huge damages are being revealed time after time.

    Power has been gone in the northern part of Japan, but it is slowly recovering. However several institutes in Tsukuba, including AIST, NIED, and GSI, have troubles with power. Their servers are still not in operation. Therefore it is impossible to reach the data from Hinet, GEONET, etc.

    Some research groups are considering the urgent observations, but they were stopped due to the trouble of atomic power plants in Fukushima. Probably you know this trouble. We are watching what's going on.

    Our institute has a continuous monitoring network of crustal strains. You can see the preliminary results at our website. (Click here for Google translation)

    Thank you for your message. Fortunately I have not heard any loss of lives of our friends and their families, so far. We, the Japanese earthquake scientists, try to do our best. We greatly appreciate your support.

    Manabu Hashimoto
    DPRI, Kyoto University

    Weeklong aftershock sequence clearly delineates the rupture zone of the M9 Event between the Japan trench and the Honshu Mainland. Created with Jules Verne Voyager tool by Lou Estey (UNAVCO). [View full scale image].

    Tsunami damage in Crescent City, CA. (Photo: Todd Williams, UNAVCO) [View full image].
    Why did Crescent City get hit so hard?

    The March 11, 2011, M9.0 earthquake near the east coast of Honshu, Japan, occurred along the subduction zone at the interface between the Pacific and North American tectonic plates.

    At this latitude, the Pacific plate moves approximately westwards with respect to the the Okhotsk microplate, which is considered part of the North American plate in the MORVEL 2010 conventions, at a velocity of 83 mm/yr. The Pacific plate thrusts underneath Japan at the Japan Trench, and then dips to the west beneath Eurasia.

    The location, depth, and focal mechanism of the March 11 earthquake are consistent with it resulting from thrust faulting associated with subduction along this plate boundary.

    The March 11 earthquake was preceded by a series of large foreshocks over the previous two days, beginning on March 9th with an M7.2 event approximately 40 km from the March 11 earthquake, and continuing with a further 3 earthquakes greater than M6 on the same day.

      - including land displacement map from ALOS PALSAR data, and oyster bed flooding shown by change detection on images from GeoEye. - Report and photographs of early visit to Japan, scientific and engineering details of the earthquake and tsunami. - Including Educational Slides and Podcast - Richard Allen of UC Berkeley begins the investigation of the world's most advanced warning system and it's implications for systems under development in the US. - Discussion with Emile Okal about why an M9 was not thought possible along the Japan trench and thus not planned for. - Ken Hudnut of the USGS and Adrian Borsa of UNAVCO discuss the impacts of the earthquake on GPS. - Ross Stein of the USGS and Thorne Lay and Emily Brodsky of UCSC debate the statistical and geophysical implications of the megaquake cluster of the past 6.2 years. from University of Alaska graduate student Ronni Grapenthin Jet Propulsion Lab press release : Earthquake location details, a shakemap, maps of aftershocks, and event tectonic information. of crustal strain results from the Research Center for Earthquake Prediction.
      Note: Text in Japanese has imagery, shakemap, YouTube video locations, and other layers. showing topography, aftershock locations, and foreshock locations.
      Source: Gavin Hayes, USGS, NEIC has PPT slides, PDF, and animations that are great for teaching. - Prompt Assessment of Global Earthquakes for Response (PAGER) provides fatality and economic loss impact estimates. (USGS).
      (PDF) based on GPS data from the Geospatial Information Authority of Japan (GSI) produced by Takeshi Sagiya, Takeo Ito and others from the Nagaya University School of Environmental Studies. from the California Real Time Network (PDF)(Y. Bock, Scripps Orbit and Permanent Array Center).

    Figure 1 - Map of predicted tsunami wave propogation provided by the NOAA Environmental Visualization Laboratory. [View full scale image].

    Figure 2 - Preliminary fault model from Geospatial Information Authority of Japan (GSI) showing observed and calculated GPS displacements from select GEONET stations. See http://www.gsi.go.jp/cais/topic110313-index-e.html for further details. [Download PDF].

    Figure 3 - Preliminary highly smoothed model of coseismic slip for the 11 March main shock. Red and yellow vectors show horizontal (left) and vertical (right) predicted and observed displacements respectively. The triangulated model geometry follows the megathrust as close as possible. Model derived with a least squares inversion using Laplacian damping, constrained by both GPS displacements and 12 DART buoy tsunami records. GPS offsets are derived from 5 minute epoch time series processed by the ARIA team at JPL and Caltech. Displacements due aftershocks have been isolated and removed. This model was generated by M. Simons, F. Ortega, J. Jiang, A. Sladen, and S. Minson at Caltech Tectonics Observatory as part of the ARIA project. All orginal GEONET RINEX data provided to Caltech by the Geospatial Information Authority (GSI) of Japan. [View full scale image].

    Figure 4 - Horizontal displacements based on ARIA version 0.3 position estimated for GEONET stations. Coseismic displacement is shown in red, and the first 8 hours of postseismic motion is shown in blue, including motion caused by aftershocks. Bars at the end of the vectors show 95% error estimate. Solutions courtesy of ARIA team at JPL and Caltech. Direct links to the displacement data, contact information and updates can be found in the Event Forum topic. Animated visualization of the displacements by Ronni Grapenthin (U of Alaska) is available here. All GEONET RINEX data provided to Caltech by the Geospatial Information Authority (GSI) of Japan. [View full scale image].

    Figure 5 - A one-meter tsunami first arrives at the Hiratsuka buoy at about 6:35 UTC. It is interesting to note the change in buoy motion at about 5:50 UTC (most visible in the 11-sec running average) which appears to coincide with the arrival of seismic waves. The shown PPP solution was post processed with the real-time global orbit and clock product from the VERIPOS/APEX service. See the GPS Solutions event page for maps and further details, including true realtime solutions for stations further from the epicenter. [View full scale image].

    Figure 6 - 5 second GPS coordinate solutions of GEONET station 0171 on the Japanese coast, provided by GPS Solutions. Shown are PPP results post processed using realtime orbit and clock corrections from the VERIPOS/APEX service. Time series shows nearly 5 meters of coseismic displacement and one meter of subsidence. See the GPS Solutions event page for maps and further details, including true realtime solutions for stations further from the epicenter. [View full scale image].

    Figure 7 - Post-processed kinematic GPS solution from International GNSS Service station at the Usuda Deep Space Tracking Station in central Japan, 350 km SW of the epicenter. Courtesy of Simon Banville, University of New Brunswick, Canada.[View full scale image].

    Figure 8 - Stacked real-time 1 Hz displacement waveforms for more than 100 UNAVCO, USGS/SCIGN,and SIO GPS stations in the southern California region streaming to the California Real Time Network. Courtesy of Yehuda Bock, Brendan Crowell and Diego Melgar of Scripps Orbit and Permanent Array Center. They show the passage of the S-wave at about 1400 seconds and the Love wave at about 2000 seconds after the onset of the M=9.0 Honshu earthquake. Additional details are available in the full pdf presentation. [View full scale image].

    Figure 9 - Plots of borehole strainmeter data from British Columbia, Canada show crustal deformation in response to the main shock tsunami that impacted the coast near the sites. B927, located at the end of a long fjord in the town of Port Alberni, shows both a delay and amplification of the peak signals as the tsunami is focused up the fjord (Kathleen Hodgkinson, UNAVCO). [View full scale image]. Click here to see a map of borehole strainmeter locations on Vancouver Island.

    Last modified: 2020-02-06 00:23:16 America/Denver

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    The Geodetic Facility for the Advancement of Geosciences (GAGE) is a facility funded by the National Science Foundation and NASA and operated by UNAVCO. Any opinions, findings, and conclusions or recommendations expressed in this material do not necessarily reflect the views of the National Science Foundation.


    Suitability of Open-Ocean Instrumentation for Use in Near-Field Tsunami Early Warning Along Seismically Active Subduction Zones

    Over the past decade, the number of open-ocean gauges capable of parsing information about a passing tsunami has steadily increased, particularly through national cable networks and international buoyed efforts such as the Deep-ocean Assessment and Reporting of Tsunami (DART). This information is analyzed to disseminate tsunami warnings to affected regions. However, most current warnings that incorporate tsunami are directed at mid- and far-field localities. In this study, we analyze the region surrounding four seismically active subduction zones, Cascadia, Japan, Chile, and Java, for their potential to facilitate local tsunami early warning using such systems. We assess which locations currently have instrumentation in the right locations for direct tsunami observations with enough time to provide useful warning to the nearest affected coastline—and which are poorly suited for such systems. Our primary findings are that while some regions are ill-suited for this type of early warning, such as the coastlines of Chile, other localities, like Java, Indonesia, could incorporate direct tsunami observations into their hazard forecasts with enough lead time to be effective for coastal community emergency response. We take into account the effect of tsunami propagation with regard to shallow bathymetry on the fore-arc as well as the effect of earthquake source placement. While it is impossible to account for every type of off-shore tsunamigenic event in these locales, this study aims to characterize a typical large tsunamigenic event occurring in the shallow part of the megathrust as a guide in what is feasible with early tsunami warning.

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