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Tsunarisque

 | 
Franck Lavigne
, 
Raphaël Paris

Chapitre 1. Reconstitution et modélisation du tsunami

Le tsunami du 26 décembre 2004 : chronologie et reconstitution de la catastrophe dans la région de Banda Aceh

Franck Lavigne, Raphaël Paris, Delphine Grancher, Patrick Wassmer, François Flohic, Benjamin De Coster, Frédéric Leone, Taufik Gunawan, Fachrizal, Anggri Setiawan, Syahnan, Rahmat Triyono, Rino Cahyadi, Daniel Brunstein, Christopher Gomez et Danang SRI Hadmoko

Résumé

We established an extensive database of tsunami field evidence in order to facilitate various numerical models of the 26 December 2004 tsunami in the Banda Aceh district of Sumatra, Indonesia. Inputs provided by 12 weeks of efforts during seven field trips include field measurements of runup, tsunami heights, flow depths, flow directions, and events’ chronology. We deliver detailed inundation maps of the western and northern coasts of Banda Aceh.
About ten waves reached the coast. The maximum tsunami height reached 35 m during the third wave on flat areas and the maximum runup was 51 m measured on hill slope. This value is the highest runup ever measured in human history for a co-seismic tsunami event. The main hydrologic characteristic of the 26 December 2004 tsunami is the break of the main wave up to 3 km inland from the shoreline. The data collected, such as the numerous warning signs, could help further prevention actions.

Texte intégral

1. Introduction

1Depuis les années 1980 et 1990, le développement des modèles numériques a augmenté les connaissances sur la propagation des tsunamis en mer (Synolakis, 1987 ; Imamura & Shuto, 1990, Carrier et al., 2003 ; Hammack, 1973 ; Wei et al, 1995 ; Heinrich et al., 1998 ; Hébert et al., 2001 ; Hébert & Okal, 2003 ; Hébert et al., 2005 ; Grilli & Watts, 2005, etc.). Les modèles les plus couramment utilisés sont le code de simulation français du CEA-DASE (Heinrich et al., 1998 ; Hébert et al., 2001), le modèle MOST (Method of Splitting Tsunami) développé par l’institut PMEL NOAA (Titov & Synolakis, 1998), le modèle FUNWAVE développé par le Centre of Applied Coastal Research (Kirby, 2003) et le code japonais appelé TSUNAMI N2 (Goto et al., 1997). Ces modèles proposent des simulations très performantes pour la propagation des vagues de tsunami en pleine mer, mais deviennent sujets à caution lorsqu’ils simulent la propagation à l’approche de la côte et à l’intérieur des terres (ex. pour le déferlement des vagues). Plusieurs facteurs sont à l’origine de ces limites, notamment le manque de modèle numérique de terrain (MNT) à haute résolution fondé sur des données topographiques et bathymétriques de grande précision. De plus, la calibration des modèles numériques s’avère difficile pour les tsunamis de magnitude élevée. En effet, la plupart des codes de simulation ont été calibrés à partir de tsunamis récents de magnitude faible ou moyenne, car les plus gros tsunamis qui ont précédé celui de l’océan Indien en 2004 datent des années 1960 (Chili, 1960 et Alaska, 1964).

2Il est en outre difficile de calibrer les modèles sur la base des données historiques compilées dans les catalogues universels – comme celui du National Geophysical Data Centre de la NOAA ou la base de données HTDB du Tsunami Laboratory de Novosibirsk – ou régionaux – par exemple pour les Antilles (Lander, 1997), la Méditerranée (Soloviev et al., 1997), le nord-ouest du Pacifique (Iida, 1984) ou l’Indonésie (Hamzah et al., 2000) – car ces compilations sont surtout restreintes à des données de runup. On n’y trouve que très rarement des informations sur le nombre de vagues, leur direction ou l’heure d’arrivée à la côte. De plus, la définition même du terme runup est sujette à caution, car elle varie selon les auteurs. Le runup est le plus souvent défini comme l’altitude maximale atteinte par le tsunami à la distance d’inondation maximum (Fig. 1). Or, si la zone est plane, le runup ainsi calculé peut être très faible voire nul, ce qui aboutit à une sous-estimation de l’aléa et donc du risque pour les populations. Pour d’autres auteurs, le runup désigne l’altitude maximale atteinte par la vague au-dessus d’un point initialement sec inondé par le tsunami, et pas forcément situé sur la ligne d’inondation (Synolakis et al., 2005). Dans ce cas, le runup correspond à la hauteur maximale de la vague, ce qui est plus réaliste. Afin d’éviter toute ambiguïté, nous limitons dans cet ouvrage la définition du runup à l’altitude maximale atteinte par le tsunami sur les versants côtiers (à l’exception des falaises à pente très forte), où le runup est toujours égal ou supérieur à la hauteur de la vague. Sur les surfaces planes, seule est mentionnée la profondeur maximale des vagues par rapport au sol.

FIG. 1. Terminologie généralement utilisée pour l’étude des tsunamis
(source : Pacific Tsunami Warning Centre, modifié).

3Le mégatsunami du 26 décembre 2004 offre une occasion unique d’améliorer nos connaissances sur les mécanismes de propagation et la modélisation des tsunamis proches du rivage et à l’intérieur des terres. Cependant, la plupart des équipes de chercheurs ayant étudié cet événement se sont focalisées sur l’origine du tsunami, à savoir les mécanismes du séisme exceptionnel (Stein & Okal, 2005 ; Chlieh et al., 2007) et sur sa propagation transocéanique (Geist et al., 2007 ; Hébert et al., 2007). Quelques semaines après la catastrophe, plusieurs groupes de chercheurs ont réalisé des missions de reconnaissance sur le terrain le long des côtes indonésiennes dans le cadre de l’ITST (International Tsunami Survey Team) coordonnée par l’UNESCO (Borrero, 2005 a, b ; Borrero et al., 2006 ; Yalciner et al., 2005 ; Tsuji et al., 2006). Ces interventions rapides ont été très utiles au lendemain d’un tsunami qui a inondé plusieurs centaines de kilomètres carrés et détruit des milliers de bâtiments. Cependant, elles ne sont pas à même de fournir suffisamment de données de première main pour effectuer une étude approfondie à l’échelle locale, en particulier afin de reconstituer les modalités de propagation du tsunami à l’intérieur des terres.

4Les 9 missions réalisées dans le cadre du programme Tsunarisque entre janvier 2005 et février 2007 nous ont permis de constituer une base de données complète à propos de la chronologie de l’événement, la distribution spatiale des hauteurs de vagues et des runup, la direction des vagues, la localisation des lignes de déferlement, etc. Nous avons confronté ces données à nos relevés topographiques et bathymétriques à proximité de la côte, qui ont par ailleurs servi aux modélisations du tsunami. Cet article présente les méthodes employées et les principaux résultats de cette étude, dans l’espoir que ces derniers puissent aider à calibrer les modèles numériques pour les tsunamis de forte magnitude.

2. Méthodes

5La quantité d’observations et de données collectées par notre équipe dans les districts de Banda Aceh et de Lhok Nga fait du tsunami du 26 décembre 2004 une référence pour la validation des modèles. Pour cette étude, nous avons adopté une combinaison de méthodes et d’outils fréquemment utilisés lors des études de terrain sur les tsunamis (Tsuji et al., 1995 ; Okal et al., 2002). Une présentation détaillée de ces méthodes a été déjà publiée (Lavigne et al., 2006).

6Utilisant des télémètres laser de type laserAce 300, nous avons mesuré les niveaux minima d’inondation à partir de la hauteur des branches brisées (Fig. 2), des débris dans les arbres, des marques du niveau d’eau sur les bâtiments et sur les versants des collines côtières. Notre base de données comprend 300 mesures, qui nous ont permis de calculer et de cartographier différents paramètres (Fig. 1) : hauteurs de vagues avant leur déferlement, niveau maximum d’inondation (altitude du toit du tsunami), runup (altitude maximum de l’inondation sur un versant), profondeur d’écoulement (par rapport au sol) et distance d’inondation. Ces données ont été acquises principalement en janvier et en août 2005, lorsque ces traces étaient encore clairement visibles. Nous avons mesuré l’inondation par rapport au niveau moyen de la mer au moment de l’étude, et les effets de marées ont ensuite été compensés par la table des marées de Pulau Rusa (côte ouest) et Uleelheue. Certains indicateurs ont été interprétés avec prudence dans le but d’éviter les traces qui pouvaient résulter de processus différents. Par exemple, nous n’avons pas mesuré les hauteurs à partir des cocotiers car les troncs ont simplement plié avant de retrouver leur situation initiale juste après le tsunami.

FIG. 2. Indices de hauteur de vague maximale à partir des branches cassées des arbres (photo : F. Lavigne).
Noter la disparition des épiphytes jusqu’à 25 m de hauteur.

7Afin de valider les modèles numériques d’inondation, nous avons mesuré les directions des écoulements sur terre en adoptant deux méthodes et outils complémentaires :

  • nous avons collecté 931 mesures d’orientation de flux en utilisant boussoles et GPS durant 3 missions en 2005. Ces mesures ont été effectuées sur des troncs et des piliers couchés ou pliés, des haies basculées ou encore des rainures parallèles sur le sol ;
  • notre base a été enrichie de 259 données additionnelles (acquises principalement à partir de troncs de cocotiers dans les rizières), obtenues par télédétection en utilisant des photographies aériennes à haute résolution de juin 2005. Les données ont été numérisées pour produire le modèle FlowDGeos (Flow Direction Geostatistical Model) développé par Grancher et al. (voir p. 49) en utilisant une grille d’interpolation de 100 m × 100 m. Ce modèle géostatistique n’est pas physique et n’intègre pas la composante temporelle. Il représente uniquement la trajectoire du tsunami sur la baie de Lhok Nga. L’intégration de notre MNT haute résolution (50 cm) dans le modèle de FlowDGeos devrait améliorer encore cette modélisation car elle montre des insuffisances, notamment au niveau des versants (Grancher et al., 2008).

8Afin de confirmer les données de terrain et de reconstituer la phénoménologie du tsunami, nous avons interrogé plusieurs dizaines de témoins oculaires le long des côtes dévastées et dans les camps de réfugiés. Les informations capitales collectées ont trait au nombre de vagues, leur direction et l’heure d’arrivée à la côte, ou encore à la distance du retrait de la mer précédant le tsunami, etc. Les observations directes de la vague la plus haute avant son déferlement ont été particulièrement importantes, car la plupart des arbres et des habitations proches du rivage ont été complètement détruits. De plus, les témoignages infirment certaines techniques de mesures comme celle proposée par Tsuji et al. (1995), pour qui les traces d’eau horizontales laissées sur les murs des maisons (lignes de boue) attestent du niveau maximum de l’inondation. En fait, ces lignes apparaissent pendant la période de stagnation de l’eau qui précède le retrait (backwash) dans la maison. D’après de nombreux témoins, la vague la plus haute est très souvent plus élevée que cette ligne de boue.

9Les renseignements acquis par les témoignages doivent cependant être interprétés avec la plus grande prudence, en raison de problèmes liés à l’état psychique (pertes de mémoire, traumatismes divers) et de la personnalité du témoin (zèle, espoir d’une récompense, etc.). Une autre difficulté récurrente a résulté de discours entendus et répétés par des témoins, alors qu’ils ne se souvenaient de rien à titre personnel ou n’avaient pas assisté à la scène. Ce genre de témoignages est amplifié si les survivants ont lu un compte-rendu dans la presse ou regardé la télévision. Dès lors, l’information acquiert une crédibilité encore plus grande, aussitôt relayée par d’autres témoins. Ce phénomène de rumeur bien connu des sociologues ne facilite pas la tâche du chercheur avide d’informations fiables et de première main.

10Toutes ces contraintes et incertitudes peuvent rendre critiquables, voire peu crédibles, les informations obtenues lors des enquêtes de terrain pour la reconstitution chronologique de l’événement. Nous avons par conséquent retenu uniquement les témoignages les plus fiables, notamment ceux acquis auprès des soldats de la caserne qui surplombe le port et la cimenterie de Labuhan ou ceux collectés sur le pont franchissant le canal Teupianuang. Nous avons en outre pu reconstituer l’heure d’arrivée du tsunami avec précision grâce à deux horloges murales dans le quartier de Lampulo, non loin du centre-ville, à un réveil retrouvé à Lhok Nga et à plusieurs vidéos amateurs enregistrées à Uteuen Badeue, Peukan Bada (lors d’un mariage) et dans le quartier de la mosquée Baiturrahman au centre-ville de Banda Aceh (Fig. 3). Ces deux dernières vidéos ont été analysées en détail par Fritz et al. (2006) qui ont calculé des vitesses instantanées d’écoulement.

FIG. 3. Localisation des informations les plus fiables récoltées à partir de témoignages, horloges et vidéos.

11Le déferlement de la deuxième vague, plusieurs kilomètres à l’intérieur des terres, a constitué la principale originalité de ce mégatsunami. Nous avons cartographié la ligne de déferlement en combinant trois méthodes complémentaires : des témoignages visuels, des traces sur les arbres ou les bâtiments attestant des variations de hauteur des vagues, très nettes sur une courte distance ; et enfin une analyse détaillée des dommages subis aux bâtiments (Leone et al., p. 77).

3. Le séisme du 26 décembre 2004 et les signes précurseurs de tsunami

3.1. L'un des plus forts séismes depuis un siècle

12Le tsunami a été généré par un séisme exceptionnel qui s’est produit le 26 décembre 2004 à 30 km de profondeur au large de l’île de Sumatra dans l’océan Indien (3° 316’ N – 95° 854’ E). La magnitude (Mw) du premier choc enregistré à 7h 58 heure locale (0 h 58 GMT) est estimée à 9,15 (Meltzner et al., 2006). Depuis plusieurs années, la région avait connu une période sans séisme important car le glissement de la plaque australienne sous la plaque indonésienne était bloqué. Lorsque le verrou a fini par céder suite à la poussée continue de la plaque australienne, le brusque réajustement des plaques tectoniques a permis le déplacement de la plaque supérieure vers le haut de l’ordre de 12-15 m (Synolakis et al., 2005 ; Lay et al., 2005) à une vingtaine de mètres (Fu & Sun, 2006), donnant naissance au tsunami. Selon le modèle proposé par Chlieh et al. (2007), les déplacements les plus importants se sont produits à 4° N, 7° N et 9° N de latitude. Le premier séisme fut suivi de 84 répliques jusqu’au 1er janvier 2005 avec des magnitudes s’échelonnant de 5,0 à 7,0 dans toute la région au nord de Sumatra, de Nicobar et des îles Adaman (Lay et al., 2005 ; Stein & Okal, 2005 ; Araki et al., 2006). Les dommages qui ont pu être provoqués par ce tremblement de terre semblent relativement limités si l’on en juge par l’état des bâtiments dans la ville de Banda Aceh. Cependant, ils sont difficiles à déterminer car le tsunami a remanié toutes traces de destruction liées au séisme (Borrero, 2005 a,b).

3.2. Effets environnementaux du séisme et signes précurseurs de tsunami

13Le grand séisme d’Aceh-Andaman en 2004 a engendré des mouvements de soulèvement et de subsidence (Meltzner et al., 2006). Dans le secteur de Banda Aceh, c’est la subsidence qui apparaît généralisée, avec une amplitude qui varie de quelques décimètres à près de 2 m. Un phénomène d’une telle ampleur aurait pu suggérer à un observateur averti l’occurrence d’un déplacement vertical de grande ampleur le long des plaques et, par conséquent, l’imminence d’un tsunami.

14Les vibrations induites par le séisme ont provoqué des phénomènes de liquéfaction des sols argileux sur la côte nord (Fig. 4). De nombreux témoins à Cotpaya et Miruk Taman décrivent qu’une eau noire avec une odeur de soufre ressortait des fossés. Ils ont également relevé des comportements étranges de l’eau des puits (variations brusques du niveau de la nappe phréatique, confirmées par Kitagawa et al., 2006) avec apparition de bulles nauséabondes à Lampineun. Cette odeur a également été ressentie en mer à 1,5 km au large par plusieurs pêcheurs ayant confirmé la couleur noire de l’eau.

15Sur la côte ouest (Fig. 5), comme à Lhok Nga, l’eau a au contraire été aspirée et les puits se sont complètement asséchés avant l’arrivée du tsunami. Des remontées d’eau des nappes salines en profondeur sont attestées à Lampuuk où, dans une vingtaine de puits non inondés le 26 décembre 2004, l’eau est aujourd’hui salée (voir Sartohadi et al., cet ouvrage, p. 163). Ces différents impacts environnementaux sont généralement le signe d’un séisme de forte magnitude et peuvent être interprétés comme des signes précurseurs d’un éventuel tsunami.

16Trois détonations similaires à des explosions de bombes ont été entendues par toutes les populations locales entre la première secousse sismique et l’arrivée de la première vague du tsunami. Des bruits identiques ont déjà été rapportés lors de forts séismes au Japon (Inouye, 1934) et, en 1977, suite au séisme et au tsunami de Sumba (Kato & Tsuji, 1995). Ces bruits d’explosion ont généralement pour origine les ruptures successives de la plaque lors de séismes majeurs (Kato & Tsuji, 1995), comme c’est le cas pour les séismes continentaux. Cependant, Shuto (1997) suggère qu’un son « ressemblant au tonnerre » peut être aussi produit et entendu à plusieurs kilomètres de sa source quand une vague de plus de 5 m de haut percute des falaises.

FIG. 4. Modalités de la propagation du tsunami à l’est de Banda Aceh
(F. Lavigne & R. Paris).

17Mais le signe précurseur de tsunami le plus sûr est le retrait de la mer, qui a été observé une dizaine de minutes après la première onde du séisme sur l’ensemble des côtes de Sumatra (Yalciner et al., 2005). La durée du retrait a été d’environ 5-8 minutes à Lampuuk, selon des témoins visuels. Ce retrait aurait varié de plusieurs centaines de mètres à l’est de Banda Aceh, à plus d’un kilomètre au large de Lhok Nga. Cependant, ces témoignages ne constituent que des approximations. La seule donnée fiable dont nous disposons concerne la portion de côte à l’ouest d’Uleelheue, où la distance et la profondeur maximale de retrait de la mer ont pu être estimées grâce à la présence d’un petit îlot appelé Pulau Tuan (Fig. 6). Situé à 1,2 km du trait de côte initial, cet îlot fut totalement émergé quand l’eau s’est retirée, ce qui correspond à un abaissement du niveau de la mer d’environ 5 m +/– 1 m (témoignages de pêcheurs confirmés par la carte bathymétrique). D’après un témoin, les rouleaux habituels des vagues de houle continuaient de se produire en surface, alors même que la mer s’abaissait comme sur un tapis roulant. Il n’y avait donc pas de mouvement de va-et-vient sur la plage.

FIG. 5. Modalités de la propagation du tsunami sur la côte ouest
(Lhok Nga et Lampuuk)
(F. Lavigne & R. Paris).

18Un dernier signe précurseur de l’arrivée du tsunami a été le déplacement massif de colonies d’oiseaux venus de la mer en direction des montagnes. Ce fait est attesté par de nombreux témoins qui ont été interpellés par les cris d’oiseaux, que certains, par la suite, ont interprétés comme des cris d’alerte pour les hommes. On nous a également signalé que les singes de la forêt qui recouvre la presqu’île à l’ouest de Banda Aceh se sont mis à hurler une à deux minutes avant le séisme.

FIG. 6. Modalités de la propagation du tsunami à Uleelheue et Banda Aceh
(F. Lavigne & R. Paris).

4. Observations du tsunami à la côte

4.1. Nombre et origine géographique des vagues

19Les témoins idéalement placés lors de la catastrophe (Fig. 3) ont dénombré entre 10 et 12 vagues dans le district de Banda Aceh. Une douzaine de vagues successives ont été enregistrées sur vidéo par le directeur de l’Office régional de la pêche à Uteuen Badeue. Plus à l’ouest, une dizaine de vagues ont été observées depuis le pont du canal Teupianuang, dont le pilier central est resté émergé de moins d’un mètre environ lors du tsunami. Près du centre-ville de Banda Aceh, des témoins réfugiés dans un bateau amarré sur le toit d’une maison à Lampulo ont également observé une dizaine de vagues successives, de même que d’autres témoins à Lampuuk et Labuhan sur la côte ouest.

20Les données d’orientation des vagues, obtenues par observations visuelles ou à partir de marques laissées sur le terrain, sont rarement mentionnées dans les publications scientifiques traitant de la dynamique des tsunamis. Ces données sont pourtant fondamentales pour déterminer l’origine des vagues et calibrer les modèles, en particulier en cas de sources multiples. Le tsunami a frappé la côte ouest suivant une direction soit perpendiculaire à la côte, soit en provenance du sud-ouest. La vague prenait la forme d’un front unique que l’on peut sans doute relier à la rupture principale située à 4° N.

21Sur toute la côte nord, en revanche, trois vagues principales quasi concomitantes de direction ouest-nord-ouest, nord et nord-est ont été rapportées par les témoins. Il est envisageable que la deuxième vague ait été rattrapée par la troisième après avoir été freinée au contact des hauts fonds et des îles situées entre Lhok Nga et Banda Aceh. Cependant, il est plus probable que ces trois trains de vagues aient résulté de la subdivision de la vague principale unique observée à Lhok Nga, qui aurait subi les effets conjugués de la réfraction et de multiples diffractions autour des îles situées à l’ouest de Banda Aceh (Fig. 3). Dans la partie occidentale de la baie de Banda Aceh, au niveau d’Uleelheue ou de Kuala (embouchure du fleuve Aceh), la vague du nord-ouest a précédé les deux autres. Cette vague a probablement transité entre les deux îles les plus proches du rivage (Batee et Nasi Besar). Ce trajet est en effet le plus court depuis la côte ouest. Dans la partie orientale (à l’est du canal Teupianuang), la vague du nord-est a légèrement précédé les deux autres. La direction et la chronologie de cette vague suggèrent, soit une diffraction à grand rayon de courbure autour de l’île de Breueh (Fig. 3), si la source sismique était la même que celle des autres vagues, soit une source plus septentrionale (7° N ou 9° N de latitude), là où les seuls effets de la réfraction pourraient expliquer cette direction.

4.2. Heures d’arrivée du tsunami à la côte

22L’heure d’arrivée des tsunamis à la côte est un paramètre fondamental pour le calibrage des modèles numériques. Cependant, de telles données demeurent difficiles à acquérir en raison de témoignages contradictoires. Nous présentons ici des données fiables obtenues à partir de témoignages solides, d’horloges brisées, de vidéos (Tab. 1).

23Sur la côte ouest, l’imam de la mosquée de Lhok Nga a entendu des gens crier que l’eau montait à 8 h 12 (Ts + 13 minutes, Ts indiquant l’heure du séisme). Cela indique l’heure de remontée du niveau marin à la suite du retrait de la mer qui dura plusieurs minutes. Situé initialement sur une table de nuit, un réveil que l’imam retrouva dans la maison de son voisin fut brisé par la première vague à 8 h 20 (Ts + 21 minutes). La deuxième vague arriva moins de 5 minutes après la première à Lampuuk et Lhok Nga selon plusieurs témoins.

24Dans la maison voisine du bateau abandonné sur le toit d’une maison à Lampulo, à 1,5 km du rivage sur la côte nord, la première vague arriva à environ 8 h 40 (Ts + 41 minutes). La deuxième vague lui succéda 2 à 3 minutes après et brisa 2 horloges. La première, accrochée initialement sur un mur à environ 2 m de haut cessa de fonctionner à 8 h 44 (Ts + 45 minutes). La seconde, pendue à 3 m de hauteur dans une pièce voisine, s’arrêta à 8 h 49 (Ts + 50 minutes). Considérant une vitesse de propagation minimum de 4 m/s calculée par Fritz et al. (2006) à proximité de la mosquée Baiturrahman et à Peukan Bada, le front de la deuxième vague dut atteindre le rivage moins de 6 minutes avant son arrivée à Lampulo (4 m/s × 1 500 m), soit à 8 h 38 (Ts + 39 minutes). Le bateau de Lampulo fut déposé sur le toit de la maison par la troisième vague à environ 9 h 00 (Ts + 61 minutes), soit une dizaine de minutes après la deuxième vague. Des témoins réfugiés dans ce bateau ont noté un abaissement du niveau de la mer de près d’un mètre entre la deuxième et la troisième vague. De même, un léger retrait fut observé entre ces deux vagues au nord de Cadet (Fig. 4).

25Toujours sur la base d’une vitesse de propagation moyenne de 4 m/s à l’intérieur des terres, le tsunami a atteint la mosquée Baiturrahman autour de 8 h 58 (Ts + 49 minutes), avec un écart de seulement 40 secondes entre la première et la deuxième vague d’après les images vidéo enregistrées à cet endroit. Ce laps de temps de 49 minutes entre le séisme et l’inondation du centre-ville de Banda Aceh au niveau de la mosquée est deux fois supérieur à celui suggéré par Borrero (2005b), qui était fondé sur un seul témoignage.

4.3. Runup et hauteur maximale des vagues à la côte

26L’uniformité apparente des runups, d’une vingtaine de mètres en moyenne, sur plusieurs centaines de kilomètres le long de la côte sud rocheuse suggère qu’il n’y a pas eu d’important glissement cosismique. Si cela avait été le cas, on aurait identifié des valeurs de runup très élevées dans certains secteurs localisés (Okal & Synolakis, 2003, 2004), comme en Papouasie-Nouvelle-Guinée en 1998 (Okal et al., 2002) ou à Java en juillet 2006 (Fritz et al., 2007). Pourtant, certaines configurations géomorphologiques ont pu localement entraîner des runups beaucoup plus importants. La figure 11 montre une hauteur de vague maximale de 27 m le long de cette falaise, alors que le runup a atteint la valeur exceptionnelle de 51 m. Ce runup, qui est un record historique sans glissement de terrain cosismique (NOAA National Geophysical data Center), s’explique par un cumul de facteurs géomorphologiques favorables : un plateau continental très développé en pente douce (voir cet ouvrage Hébert et al., p. 59), une falaise inclinée à 50° dans ses deux tiers supérieurs, favorisant l’étalement de la vague, une orientation plein ouest, perpendiculaire aux vagues réfractées, et surtout une configuration de la petite baie en piège à vagues favorable à un runup élevé.

TAB. 1. Caractéristiques hydrologiques des vagues du tsunami du 26 décembre 2004 dans le district de Banda Aceh

TAB. 1. Caractéristiques hydrologiques des vagues du tsunami du 26 décembre 2004 dans le district de Banda Aceh

Ts : heure d’occurrence du séisme
nd : no data

27Dans les zones basses de la côte ouest, la hauteur maximale du tsunami a varié de 25 à 35 m au-dessus du niveau moyen de la mer. Ces valeurs ont pu être mesurées à partir des branches cassées des filaos proches du port de Lhok Nga. Sur la côte nord-est, peu d’arbres et de maisons ont résisté à la force destructrice du tsunami et les données sont par conséquent limitées. En raison d’une certaine protection en arrière des îles, les vagues étaient plus basses que sur la côte ouest. Plusieurs témoignages concordants attestent que la hauteur de la deuxième vague atteignait le sommet de la ligne de cocotiers proches du rivage au niveau de l’embouchure du fleuve Aceh, soit entre 20 et 25 m. Cette valeur est en adéquation avec celle de 22 m mesurée sur les arbres plantés dans les dunes à l’est de la baie. Sur la côte nord-ouest, la hauteur des vagues n’a pas dépassé 13,50 m au niveau de la mosquée d’Uleelheue, en raison d’une protection encore plus importante derrière la péninsule au nord de Lhok Nga et des îles adjacentes.

FIG. 7. Runup maximum de 51 m mesuré sur la côte ouest à Labuhan
(photos : F. Lavigne).
Cette valeur est la plus haute jamais mesurée pour un tsunami d’origine sismique.

5. Modalités de la propagation à l’intérieur des terres

28La propagation des tsunamis à l’intérieur des terres demeure l’un des paramètres les moins connus pour les modélisations.

5.1. Direction et vitesse de propagation des vagues

29Les directions de la vague principale, acquises sur le terrain et par photo-interprétation, ont été modélisées dans le secteur de Lhok Nga. Une description détaillée de la méthode adoptée et des résultats obtenus est présentée dans Grancher et al., cet ouvrage, p. 49. Sur la côte nord, la modélisation a été rendue délicate du fait de la pluralité des directions mesurées. Les témoignages recueillis auprès des survivants ont montré que les vagues, presque concomitantes et de directions différentes, convergèrent dans certains secteurs : Jambutape fut le lieu de rencontre entre les vagues de Krueng Raya (nord-ouest) et celles de Kuala (nord). À Lamprada (desa Kajhu), la vague du nord-est est venue percuter celle d’ouest-nord-ouest dans une rizière. Au niveau du village de Lampisang (Fig. 6), le flot principal de la côte ouest a percuté celui provenant d’Uleelheue, de direction nord-sud. Il en a résulté une déviation du tsunami vers le nord et le nord-ouest, en direction des rizières tapissant le fond d’anciennes vallées. Dans tous les cas, l’affrontement entre les vagues a été matérialisé sur le terrain par des troncs imbriqués orientés différemment, ce qui fut confirmé par des témoins oculaires. Ceci peut expliquer la présence de tourbillons gigantesques décrits par des observateurs, à l’origine d’une hétérogénéité dans les hauteurs d’inondation.

30La première vague, d’une hauteur variant de 0,5 à 2,5 m, progressait rapidement sous la forme d’un écoulement turbulent (de type déversant ou spilling wave) proche du rivage. Cette vague fut responsable de la majeure partie des destructions des maisons côtières traditionnelles achiaises, construites de plain-pied avec un mélange de pierres, de bois et/ou de bambou. Cette vague parcourut une distance maximale de 2 km jusqu’à Ba’et ou Lhok Nga, et jusqu’à 3,5 km au centre-ville de Banda Aceh, où on l’aperçoit sur la vidéo tournée devant la mosquée. Á cette distance, le film montre un écoulement laminaire en fin de course, très chargé de débris, très lent (1 m/sec) et qui ne faisait plus que quelques décimètres de hauteur. Le fait que cette première vague ait pu parcourir une telle distance sur terre malgré sa hauteur réduite suggère qu’elle fut poussée par la vague suivante. Elle doit par conséquent être considérée comme le pied de la deuxième vague, qui a été beaucoup plus importante et dévastatrice.

31La deuxième vague s’est déplacée vers l’intérieur des terres à une vitesse moyenne estimée à environ 30 km/h grâce au recoupement des témoignages. Á Lhok Nga par exemple, plusieurs habitants ayant commencé à fuir à moto (le plus souvent deux personnes sur une Vespa) ont affirmé qu’ils n’auraient pas été rattrapés par le tsunami si la route n’avait pas été encombrée de centaines de personnes fuyant vers l’intérieur des terres. La vitesse de propagation de la vague principale a cependant varié en fonction du type d’occupation du sol : la vague a remonté les cours d’eau à vitesse rapide du fait de la faible rugosité des lits fluviaux. Sa vitesse fut légèrement plus faible sur les bassins à crevettes et dans les polders rizicoles. Elle fut encore plus réduite dans les zones bâties. On connaît peu de choses sur la propagation de la troisième vague, hormis le fait qu’elle fut parfois légèrement plus haute que la deuxième, selon des témoins de Lampuuk ou Uleelheue.

5.2. Décroissance de hauteur de la deuxième vague jusqu’au déferlement

32Le taux de décroissance de la hauteur de la vague en fonction de la distance entre le trait de côte et la ligne de déferlement (exprimé ci-après en centimètres pour 100 m) n’a quasiment jamais été étudié. De même, la hiérarchie des facteurs à l’origine de cette décroissance plus ou moins rapide n’est pas clairement établie. Une question récurrente qui se pose aux modélisateurs concerne l’intégration ou non d’un coefficient de friction additionnel dans le modèle pour tenir compte du rôle de la topographie, de l’occupation du sol et du bâti. Nous présentons ci-dessous des résultats de nos investigations de terrain qui peuvent aider à répondre à cette question.

33Les recoupements entre témoignages et indices de destruction sur le terrain montrent en premier lieu que la hauteur du tsunami a été plus faible à proximité des cours d’eau. Dans le quartier de Lampulo par exemple, la hauteur maximale des vagues n’a pas dépassé les 6 m, à une distance de moins de 2 km de la côte. En raison de la faible rugosité du sol au niveau des embouchures, l’énergie cinétique du tsunami l’emporte sur l’énergie potentielle qui se développe surtout sur les marges, par ailleurs plus urbanisées, d’où une vitesse élevée du tsunami mais une hauteur plus réduite au niveau des cours d’eau. Partout ailleurs, la rugosité du sol augmente, d’où un taux de décroissance de hauteur de la vague qui a varié de 20 cm à 60 cm pour 100 m.

34Sur la côte ouest, la vague a progressé vers l’est en diminuant progressivement de 50 cm par 100 m sur les deux premiers kilomètres, puis de 25 cm par 100 m sur les deux kilomètres suivants. L’abaissement assez rapide de la vague près de la côte est lié à la présence de dunes bordières, qui ont partiellement été rasées (voir dans cet ouvrage Gomez et al., p. 127) mais qui ont dû diminuer légèrement l’énergie du tsunami, et des villages de Lampuuk et de Lhok Nga qui ont également augmenté la rugosité du sol. En revanche, la diminution plus lente de la vague sur les deux kilomètres suivants s’explique par une plus faible rugosité du sol au passage d’une zone lagunaire occupée en partie par la mangrove.

35Il y a une trentaine d’années, la majeure partie de la côte nord de part et d’autre de la ville de Banda Aceh était recouverte de vastes marécages, qui ont été progressivement comblés et peuplés. La décroissance calculée de la vague entre le trait de côte et la ligne de déferlement a varié selon les secteurs : elle fut de l’ordre de 50 à 60 cm pour 100 m sur une pente quasi nulle dans la partie orientale de la baie, en arrière des dunes côtières ; à l’ouest du canal Teupianuang (Lamparo, Jeulinke, etc., Fig. 4), où les bassins à crevettes occupaient une plus grande surface, la décroissance de la vague est deux fois plus lente, de l’ordre de 25 à 30 cm pour 100 m ; à Uleelheue, où les anciens villages se sont transformés en quartiers résidentiels avec bâtiments en dur, souvent à deux étages, la décroissance de la vague a atteint un taux moyen de seulement 20 cm par 100 m jusqu’à la zone de déferlement située à 2,5 km du trait de côte.

36Ces données peuvent aider à évaluer le rôle joué par les différents facteurs qui influencent la décroissance du tsunami. Parmi ceux-ci, la hauteur maximale de la vague au rivage semble jouer le premier rôle : plus la vague est élevée au niveau du trait de côte, plus elle diminue rapidement. À Lhok Nga, la hauteur exceptionnelle de la deuxième vague est liée à un relèvement rapide du plateau continental, dont la pente passe de 0,13 % à 1,3 % sur les 1 500 derniers mètres.

37La topographie locale sur le rivage joue également un rôle important dans la réduction de la hauteur de la vague. Par exemple, les champs de dunes littorales ont largement contribué à la dissipation de l’énergie des vagues. Pour une vague de plus de 20 m de haut au rivage, comme à Lhok Nga ou dans la partie orientale de la baie de Banda Aceh, la décroissance fut d’environ 50 cm pour 100 m lorsque le tsunami a traversé un champ de dunes. Cette perte d’énergie s’explique, d’une part, par la remontée topographique brusque à hauteur des dunes, d’autre part, par la remobilisation du sable par la vague, parfois totale lorsque la dune a été entièrement tronquée. Les témoins oculaires à Lampuuk parlaient d’un « geyser jaune » lors de l’impact de la vague sur les dunes. La gerbe dépassait le toit de la mosquée. Cette dissipation rapide d’énergie s’est traduite sur le plan sédimentologique dans l’épaisseur, la taille et le tri des dépôts de tsunami en arrière des champs dunaires (voir dans cet ouvrage Paris et al., p. 111 et Paris et al., 2007), où le stock de sable remobilisé constitue l’essentiel de la signature sédimentaire composée à plus de 90 % de sables éoliens parfaitement triés.

38La diminution d’énergie est plus lente lorsque le tsunami traverse des zones marécageuses ou des rizières en raison de la plus faible rugosité du substratum. La hauteur des vagues décroît alors à un rythme de l’ordre de 20 cm pour 100 m. À Uleelheue, une banlieue résidentielle composée majoritairement de maisons en dur, cette hauteur a diminué très faiblement entre le rivage et la zone de déferlement située à 2,5 km du trait de côte. Le rôle joué par les bâtiments semble avoir été négligeable dans la diminution de hauteur de la vague avant son déferlement. En revanche, les bâtiments en dur ont réduit notablement la hauteur de l’écoulement une fois que la vague a déferlé, comme nous l’avons montré lors du tsunami de Java de juillet 2006 (Lavigne et al., 2007). Ceci est peut-être dû à la succession de plusieurs vagues concomitantes dans ce secteur.

5.3. Localisation et facteurs du déferlement

39Le déferlement des vagues de tsunami demeure la « bête noire » des modélisateurs. D’une part, plusieurs codes, comme celui du CEA, ne peuvent inclure ce paramètre dans le modèle. D’autre part, l’absence de données de terrain fiables ne permet pas de tester les performances réelles des codes qui prennent en compte le déferlement. Par conséquent, ce processus a été principalement étudié à partir de modélisations physiques en bassin artificiel ou à partir d’une approche mathématique (Grilli et al., 1997). À la suite de nos missions de terrain, nous avons pu, apparemment pour la première fois, cartographier la zone de déferlement d’un mégatsunami, ce qui devrait grandement faciliter le calibrage des modèles numériques.

40Dans l’ensemble de la zone étudiée, les témoins ont décrit une deuxième vague ayant la forme d’un cobra, ce qui atteste d’un déferlement en volute, plongeant et cassant (plunging breaker), comme l’illustrent des peintures réalisées par des survivants de la catastrophe (Fig. 8). Cette vague a déferlé entre 1,5 et 3 km à l’intérieur des terres, alors que le déferlement des vagues de tsunamis se produit généralement sur le plateau continental ou au niveau du rivage. À l’est de la baie de Banda Aceh (Fig. 4), la vague principale a déferlé dans les rizières en arrière de la route principale, entre 1,7 km (Lampineung, Labuy) et 2 km de la côte (Lamprada, Kajhu, Ba’et, Cotpaya). Dans les banlieues nord-est de Banda Aceh, cette distance a varié de 1,5 km (Lamparo) à 3 km à Jeulinke. Dans cette dernière ville, les vagues principales qui atteignaient encore 7,5 m de hauteur se sont brisées sur la rangée de bâtiments commerciaux qui longent la route principale parallèle au rivage. Dans les banlieues nord-ouest de l’agglomération (Fig. 6), la vague originaire d’Uleelheue s’est brisée à Pungejurong, à proximité du bateau de la compagnie de télécommunication indonésienne (PLN) échoué à 2,5 km du rivage. À ce niveau, les hauteurs relevées indiquent clairement une cassure de la vague qui passe brusquement de 9-10 m à 1,5-2 m de haut sur quelques centaines de mètres. Confirmée par des témoins visuels, cette ligne de déferlement se lisait également dans le paysage post-catastrophe par différents niveaux d’endommagement du bâti (voir dans cet ouvrage Leone et al., p. 77 et Leone et al., 2007).

FIG. 8. Peintures représentant le tsunami, réalisées par des survivants de la catastrophe (Photos : F. Flohic).
A et B. Bien qu’aucune photo du déferlement n’existe, un peintre local nommé Abang Safrani a représenté de mémoire le déferlement de la deuxième vague à Lampuuk. C. Un autre artiste local a peint la vague venant d’Uleelheue, qui a transporté le bateau PLN à 2 km du rivage.

41Les facteurs contrôlant le processus de déferlement des vagues de tsunami sont difficiles à hiérarchiser. Dans de nombreux cas, ce sont des ruptures de pente, même de faible énergie, qui ont pu provoquer le déferlement du tsunami. À Lhok Nga, la vague principale s’est brisée à un kilomètre de la côte, en arrière du terrain de golf, sur la bordure externe de la petite colline surmontée d’une cocoteraie (Fig. 5). Une partie du village a ainsi pu être épargnée, les maisons n’ayant pas toutes été inondées jusqu’au toit, où certains habitants ont trouvé refuge. Plus au nord-ouest, le déferlement s’est produit au niveau du paléorivage à 2 km en arrière de Lampuuk, sur lequel est installé le village de Lam Lhom. La hauteur de vague est passée brusquement de 16,30 m à 5,5 m sur une centaine de mètres de distance, en raison de la présence d’un talus de 5 m qui a fait obstacle au tsunami. Sur la côte nord, très plane, les figures 6 et 8 montrent que les lignes de déferlement sont presque toutes localisées là où la hauteur de la vague a atteint 5 à 10 m. Ceci pourrait indiquer l’existence d’un seuil pour le déferlement lié à un rapport hauteur/vitesse des vagues, qu’il est impossible de calculer pour l’instant.

5.4. Profondeurs du tsunami après le déferlement

42Au-delà de la zone de déferlement, le tsunami s’est écoulé à la manière d’une crue éclair. La très rapide dissipation de l’énergie s’est accompagnée d’un transfert de l’énergie potentielle en énergie cinétique, d’où une diminution rapide de la vitesse et de la profondeur de l’écoulement, qui a partout été inférieure à 5 m.

43Le flot en provenance d’Uleelheue semble s’être propagé en lobe, en épargnant certains quartiers et en endommageant d’autres très sérieusement. Ce flot a atteint le centre-ville de Banda Aceh où il a rencontré celui qui remontait le fleuve Aceh (sans déferler). La vidéo amateur filmée près de la mosquée Baiturrahman montre que la profondeur maximale atteinte par le tsunami à ce niveau n’a pas excédé 2 m. Dans les banlieues nord-est, la progression du tsunami a été freinée par des secteurs de rizières allongées parallèlement au rivage alternant avec d’anciens lidos sur lesquels étaient construits certains villages, puis stoppée en fin de course du fait d’une remontée en altitude à Lampoihdaya et Miruk Taman.

5.5. Retrait de la mer ou backwash

44La chronologie du backwash a été difficile à mettre en place en raison de la variété des sites et de la configuration du littoral. La dynamique de retrait a été différente entre la côte nord et la côte ouest. Sur la côte nord, plusieurs images vidéo, complétées par des témoignages, montrent que l’inondation a duré jusqu’au soir (à Kajhu), avant un retrait lent et progressif pendant la nuit. Ce backwash s’est effectué par paliers, comme en témoignent les marques de boue en forme de lignes horizontales décroissantes (généralement trois) dans les maisons. Par ailleurs, l’absence de nouveaux ravins semble indiquer que le retrait s’est traduit par de l’incision linéaire et non par un écoulement laminaire (Umitsu et al., 2007). Ceci s’explique par les très faibles pentes de la frange littorale nord. Dans les zones marginales, plus éloignées et plus raides comme à Miruk Taman, le retrait a été beaucoup plus rapide, débutant quelques dizaines de minutes seulement après l’inondation maximale.

45Sur la côte ouest, la situation a été plus complexe. Au point de rencontre entre les vagues principales de Lhok Nga et celles d’Uleelheue (Lampisang), des habitants ont dû passer la nuit sur leur toit. La durée d’inondation a par conséquent été plus longue que sur la côte nord. La lenteur du backwash s’explique par la pente quasi nulle de la bande côtière et par l’éloignement de la côte. Ce courant de retrait ne s’est pas dirigé vers l’ouest à l’inverse du flot, mais a été canalisé par le fleuve au sud de Lhok Nga, situé à plus basse altitude (Fig. 5). Chargé de débris de toutes sortes, le retrait a été interrompu à mi-parcours par un embâcle au niveau du pont de Bieng, provoquant une inondation de toute lazone au sud de Lampisang pendant 3 jours. À Lampuuk, un flot de retour très court mais très puissant a en revanche été attesté par les orientations de nombreux troncs couchés et par l’apparition de nouveaux ravins d’une vingtaine de mètres de large et de 2 m de profondeur. Le backwash à Lampuuk était achevé environ 5 minutes après la troisième vague.

6. Discussion

46Le tsunami du 26 décembre 2004 s’avère exceptionnel pour de multiples raisons. La hauteur maximale des vagues a atteint 35 m, soit celle d’un immeuble d’une dizaine d’étages, alors qu’elles ont rarement dépassé les 20 m pour les tsunamis historiques. Nous avons en outre mesuré un runup maximal de 51 m, le plus haut jamais identifié lors d’un tsunami d’origine sismique (base de données National Geophysical Data Center). Au moins trois facteurs expliquent ce record : une morphologie côtière de type « piège à vagues », correspondant à une petite baie orientée perpendiculairement au flux principal, une falaise inclinée à 50 dans ses deux tiers supérieurs, et un très long plateau continental de 25 km, incliné en pente douce (0,13 %). Le tsunami du 26 décembre 2004 a engendré la plus grande inondation d’origine marine d’une agglomération dont le centre-ville est situé à 2,5 km du rivage. Suivant la classification de Abe (1981), la magnitude du tsunami (Mt) du 26 décembre 2004 fut de 9.1, faisant de cet événement le quatrième plus gros tsunami des deux derniers siècles. Avec plus de 178 000 victimes dans la province d’Aceh, dont plus de 90 000 dans l’agglomération de Banda Aceh, le niveau maximal d’intensité pour un tsunami a été atteint : rang 6 (disastrous) sur l’échelle de Sieberg et Ambraseys (Ambraseys, 1962) et XII (completely devastating) sur celle de Papadopoulos & Imamura (2001).

47La plupart des tsunamis dans le monde ne déferlent pas lorsqu’ils atteignent le rivage, surtout lorsqu’ils progressent sur un plateau continental en forte pente (> 12° : Grilli et al., 1997). À Aceh, le tsunami de 2004 a déferlé jusqu’à 3 km à l’intérieur des terres, une distance tout à fait exceptionnelle. La deuxième vague s’est déformée en haut du fait de la forte rugosité du sol en grande partie bâti, et de la pression exercée sur son pied (qualifié de première vague) très chargé en débris divers. Lorsque la pression au niveau du pied a excédé un certain seuil de contrainte, la partie supérieure de la vague a dépassé sa partie basse, entraînant le déferlement. Les différences de niveau d’endommagement du bâti s’expliquent en grande partie par la morphologie de la vague. Les zones inondées avant le déferlement ont été entièrement détruites, sans rapport ou presque avec le type de construction (hormis les mosquées). Nos observations de terrain effectuées après le tsunami du 17 juillet 2006 à Java ont confirmé nos conclusions concernant Aceh. Lorsque la vague principale du tsunami de 2006, d’une dizaine de mètres de haut, a frappé les plages de Batukaras et de Permisan, toutes les maisons ont été ruinées, alors que celles qui se trouvaient au-delà de la ligne de déferlement n’ont été que partiellement abattues (Lavigne et al., 2007). Notre étude a également mis en évidence l’intérêt des investigations de terrain approfondies, qui complètent utilement les missions d’urgence de courte durée. Par exemple, Borrero (2005a) a estimé l’heure d’arrivée de la vague dans le centre-ville de Banda Aceh à 8 h 24 (Ts + 25 min) en se fondant sur un unique témoignage. Or, des horloges brisées ont donné une heure d’arrivée à 8 h 48 min (Ts + 49 min), soit une erreur du simple au double pouvant être très préjudiciable pour une modélisation.

7. Conclusion

48Les méthodes actuellement utilisées par la communauté des modélisateurs de tsunamis reposent sur des approximations qui permettent des simplifications à différents stades de la modélisation, en particulier celles qui ont trait à la propagation des ondes dans l’océan et l’amplification des vagues près de la plage. En revanche, ces approximations deviennent sujettes à caution lorsqu’elles sont utilisées pour représenter la propagation des tsunamis sur terre et l’inondation de la côte. Il en résulte une rareté des cartes d’aléas, et surtout de risques liés aux tsunamis, qui restent pour l’instant limitées à quelques régions côtières de pays du Nord, comme le Japon ou la côte ouest des États-Unis (Titov et al., 2004 ; Wong et al., 2005). En outre, peu de cartes représentant les caractéristiques hydrodynamiques de la propagation d’un tsunami sur la zone littorale ont vu le jour. Cette carence provient moins de problèmes techniques que de la difficulté à valider les modèles fondés sur des données de terrain, nombreuses et fiables, acquises à la suite d’un événement majeur comme celui du 26 décembre 2004. Ainsi, les résultats de terrain obtenus par notre équipe au cours des différentes missions réalisées entre 2005 et 2007 – bathymétrie et topographie fine, hauteur de vague, runups, directions des écoulements (mesurées et modélisées) en lien avec la topographie, chronologie détaillée de l’arrivée des différents trains de vagues dans plusieurs sites, localisation des lignes de déferlement et des points de rencontre des vagues se faisant face, etc. – permettront de multiplier les modélisations afin d’affiner la propagation sur terre du tsunami (voir dans cet ouvrage Hébert et al., p. 59). Les physiciens pourront aussi analyser les processus rhéologiques du flux, comme le déferlement de la vague, la friction sur le fond et la turbulence. La proportion de débris, qui induit de nombreux changements dans le comportement, demeurera néanmoins problématique.

Table des illustrations

Légende FIG. 1. Terminologie généralement utilisée pour l’étude des tsunamis(source : Pacific Tsunami Warning Centre, modifié).
URL http://books.openedition.org/psorbonne/docannexe/image/3797/img-1.jpg
Fichier image/jpeg, 85k
Légende FIG. 2. Indices de hauteur de vague maximale à partir des branches cassées des arbres (photo : F. Lavigne).Noter la disparition des épiphytes jusqu’à 25 m de hauteur.
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Fichier image/jpeg, 235k
Légende FIG. 3. Localisation des informations les plus fiables récoltées à partir de témoignages, horloges et vidéos.
URL http://books.openedition.org/psorbonne/docannexe/image/3797/img-3.jpg
Fichier image/jpeg, 155k
Légende FIG. 4. Modalités de la propagation du tsunami à l’est de Banda Aceh(F. Lavigne & R. Paris).
URL http://books.openedition.org/psorbonne/docannexe/image/3797/img-4.jpg
Fichier image/jpeg, 242k
Légende FIG. 5. Modalités de la propagation du tsunami sur la côte ouest(Lhok Nga et Lampuuk)(F. Lavigne & R. Paris).
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Légende FIG. 6. Modalités de la propagation du tsunami à Uleelheue et Banda Aceh(F. Lavigne & R. Paris).
URL http://books.openedition.org/psorbonne/docannexe/image/3797/img-6.jpg
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Titre TAB. 1. Caractéristiques hydrologiques des vagues du tsunami du 26 décembre 2004 dans le district de Banda Aceh
Légende Ts : heure d’occurrence du séismend : no data
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Légende FIG. 7. Runup maximum de 51 m mesuré sur la côte ouest à Labuhan(photos : F. Lavigne).Cette valeur est la plus haute jamais mesurée pour un tsunami d’origine sismique.
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Légende FIG. 8. Peintures représentant le tsunami, réalisées par des survivants de la catastrophe (Photos : F. Flohic).A et B. Bien qu’aucune photo du déferlement n’existe, un peintre local nommé Abang Safrani a représenté de mémoire le déferlement de la deuxième vague à Lampuuk. C. Un autre artiste local a peint la vague venant d’Uleelheue, qui a transporté le bateau PLN à 2 km du rivage.
URL http://books.openedition.org/psorbonne/docannexe/image/3797/img-9.jpg
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Auteurs

© Éditions de la Sorbonne, 2011

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