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Tsunarisque

 | 
Franck Lavigne
, 
Raphaël Paris

Chapitre 1. Reconstitution et modélisation du tsunami

Modélisation numérique du tsunami dans les districts de Banda Aceh et Lhok Nga

Hélène Hébert, Daniel Brunstein, Anne Loevenbruck, Anthony Sladen, Jean Roger, François Schindelé, Franck Lavigne et Franck Vautier

Résumé

The 2004 tsunami in the Indian Ocean has given the opportunity to gather an unprecedented database of observations, which allows discussing the numerical methods of tsunami modeling. Most of these methods solve the hydrodynamical equations under the “shallow water assumption”, considering that the tsunami wavelengths are much longer than the water depth. Numerical schemes using finite differences are applied, with an initiation equal to the coseismic seafloor deformation, which can be computed thanks to seismological studies. Bathymetric and topographic data acquired in the framework of Tsunarisque have allowed to build a digital bathymetry and topography model describing the devastated area in Banda Aceh and Lhok Nga, and necessary for the modeling.
In this study, the seismological source is taken from the inversion of tsunami waveforms recorded by altimetry satellites two hours after the mainshock. Using the corresponding initial seafloor deformation, tsunami waves are modelled in the area of Banda Aceh. On average the modelling results indicate a horizontal penetration reaching 5 to 6 km, and
runup heights not exceeding 8 m, except in Lhok Nga where the computed amplitudes reach 14 m. The modelled wave heights fit rather well the observations. However in the area of Lhok Nga, the modelled amplitudes are well below the observed extreme amplitudes. The results underline that this preliminary study also allows to further consider other seismological parameters to describe the source of the 2004 mega-tsunami.

Texte intégral

1. Introduction

1Le désastre du 24 décembre 2004 a montré que les tsunamis sont un des risques naturels les plus dévastateurs. Heureusement ils sont relativement rares. Mais cette rareté explique pour une grande part la méconnaissance que nous avons de ce type d’événement et la pauvreté des données disponibles pour évaluer le risque encouru par les populations habitant les littoraux. Face à ces limites, la modélisation numérique est un outil efficace pour estimer l’aléa, en complément des catalogues d’événements et des analyses géologiques. Dès lors, il est primordial d’intensifier conjointement les travaux de modélisation et de description des impacts de tsunamis aussi bien pour l’évaluation des risques et l’amélioration de nos modèles que pour la connaissance des processus mis en jeu lors de ces événements.

2Le séisme de 2004 à Sumatra, l’un des plus forts connus (magnitude Mw 9,2, voir par exemple Lay et al., 2006 ; Stein & Okal, 2005 ; Subarya et al. 2006 ; Vigny et al., 2005), a déclenché le tsunami transocéanique le plus dévastateur de l’époque contemporaine (Titov et al., 2005). Cet événement extrême est en outre le premier à avoir été enregistré par des capteurs physiques très divers (marégraphes, satellites, hydrophones) qui ont fourni une base de données extraordinaire pour permettre, parmi d’autres implications, de progresser sur les modèles de simulation numérique des tsunamis. En effet, les données des tsunamis sont ordinairement rares, dans le temps (le dernier événement similaire a été le tsunami de 1960 déclenché par le plus fort séisme connu, dans le sud du Chili, Mw 9,5), comme dans l’espace (les données se limitent souvent à des marégrammes de qualité parfois discutable, et à quelques points isolés de hauteur d’inondation).

3Pour l’événement de 2004, la base de données, très variée tant le tsunami a touché de nombreuses côtes, comporte des observations de qualité, réparties dans l’ensemble de l’océan Indien. Localement, la dévastation du tsunami est ainsi bien illustrée par les données recueillies dans le cadre du projet Tsunarisque. Les hauteurs de runup atteintes sur la zone de Banda Aceh et Lhok Nga sont de l’ordre de 30 m au minimum, et la cartographie de l’inondation montre une pénétration exceptionnelle de la mer entre 5 à 10 km à l’intérieur des terres.

4La simulation numérique de cet événement permettra à terme d’améliorer l’étape délicate des modèles consistant à calculer le comportement des vagues lorsqu’elles envahissent les terres émergées. Les résultats présentés ici n’en sont qu’un premier aperçu, qui illustre la difficulté de la simulation des tsunamis : utiliser une source sismologiquement réaliste et disposer de données topographiques précises.

2. Simulation numérique des tsunamis

5Les méthodes de simulation numérique des tsunamis, très développées depuis les années 1980, permettent d’évaluer simplement l’aléa tsunami, dans des zones où les catalogues historiques sont très incomplets à ce sujet. Des scénarios réalistes sont ainsi proposés sur la base d’analyses sismotectoniques, et simulés jusqu’à l’inondation des terres pour estimer les niveaux d’exposition à l’aléa. Pour les sources de type gravitaire (glissement sous-marin, chute de falaise, effondrement de flanc volcanique…), les méthodes permettent également de tester des scénarios pénalisants. L’application de ces modèles permet donc de discuter, tant de l’aléa tsunami, que des caractéristiques parfois méconnues des séismes et tsunamis historiques (voir, par exemple, Hébert et al., 2001 ; Hébert et al., 2005).

6La méthode de simulation numérique des tsunamis utilisée dans cette étude a été développée au CEA/DASE (Heinrich et al., 1998, Hébert et al., 2001). Elle permet de modéliser la génération des tsunamis par la déformation due au séisme, la propagation des vagues, puis l’amplification et l’inondation des rivages. Appliquée dans le Pacifique, elle a permis par exemple d’estimer les niveaux d’aléa tsunami pour la Polynésie française (Sladen et al., 2007).

2.1. Génération du tsunami

7Plusieurs approximations peuvent être faites pour modéliser la génération d’un tsunami par un séisme sous-marin. D’une part, la vitesse de rupture d’une faille est environ 10 fois supérieure à la vitesse de propagation des tsunamis (pour 5 000 m d’eau, environ 800 km/h). La génération du tsunami est donc considérée comme instantanée par rapport à sa période (environ 1 000 sec), ce qui permet de prendre un champ de vitesse initiale nul. D’autre part, on considère que la déformation initiale de la surface de l’eau est équivalente à la déformation cosismique du fond de la mer.

8Le champ de déplacement vertical du fond de la mer est calculé au moyen d’un modèle de dislocation tel que celui développé par Okada (1985). Ce modèle fait l’hypothèse d’un milieu élastique isotrope et homogène dans lequel une faille rectangulaire casse avec un glissement uniforme. Le champ de déplacement peut ainsi être calculé à partir des 9 paramètres géométriques décrivant la géométrie de la faille (latitude, longitude, profondeur, longueur, largeur, angles de strike, dip, rake et slip) et de 2 paramètres suffisants pour caractériser l’élasticité du milieu (en l’occurrence les constantes de Lamé λ et μ).

2.2. Propagation des ondes

9La propagation des tsunamis générés par un séisme est traitée dans l’approximation « ondes longues », pour laquelle les longueurs d’onde sont très supérieures (typiquement, quelques dizaines à centaines de kilomètres) à l’épaisseur de la couche d’eau (quelques centaines à milliers de mètres). Les équations de l’hydrodynamique s’écrivent :

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10Équation de continuité

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11Équation de conservation de la quantité de mouvement où v est le vecteur horizontal de la vitesse moyennée sur la hauteur, η et h sont l’élévation de la surface de l’eau et la profondeur de l’océan, g est l’accélération de la pesanteur et f désigne la force de Coriolis et le frottement sur le fond. Ces équations incluent les termes non linéaires, afin de prendre en compte les fortes amplitudes des vagues à proximité des côtes, et sont simplifiées pour considérer l’océan comme une couche mince par rapport aux longueurs d’onde étudiées (Mei, 1983).

Au large, les hauteurs des vagues sont négligeables devant la profondeur et n’influencent pas la vitesse de propagation du tsunami, qui peut être simplement définie en fonction de la profondeur et de l’accélération de la pesanteur Image 10000000000000E700000051114A29D7.jpg

12La résolution des équations décrivant la propagation du tsunami est réalisée à l’aide d’une méthode par différences finies. Les équations sont discrétisées sur une grille dite de type C : l’élévation de l’eau η et la profondeur h sont calculées au centre des mailles et les vitesses u et v au centre des côtés des mailles. Le schéma numérique, centré en temps et décentré en espace, est implicite de type Crank-Nicolson, précis au deuxième ordre dans le temps. Le système d’équations est résolu dans le modèle à l’aide d’une procédure itérative, pour chaque pas de temps.

2.3. Amplification du tsunami et runup

13À l’approche des hauts-fonds et des côtes, la période des vagues reste constante tandis que la longueur d’onde diminue fortement ; la conservation de l’énergie conduit à une augmentation de la hauteur des vagues, proportionnelle à h1/4 (Mei, 1983). Pour pouvoir rendre compte des phénomènes d’amplification, les grilles bathymétriques utilisées pour la simulation ont des résolutions croissantes près des côtes, et incluent de la topographie dans le dernier niveau de grille, afin d’estimer les hauteurs d’inondation ou runup. Pour ce faire, le principe est d’extrapoler dans les mailles sèches les quantités calculées dans les mailles mouillées voisines. Le calcul du runup nécessite donc de connaître la topographie très précise des zones inondables, jusqu’à des altitudes cohérentes avec les inondations maximales attendues.

3. Données

14Dans de nombreuses problématiques de risques naturels, la nécessité de disposer de données topographiques de qualité est avérée. La connaissance de la topographie des fonds marins et des terres émergées est fondamentale dans le cadre de l’étude des tsunamis aussi bien pour comprendre la phénoménologie de la catastrophe que pour assurer une modélisation hydro-dynamique de qualité du flux et du reflux de la vague. Dès lors un enjeu important est de disposer d’une représentation de qualité du terrain. L’objectif de ces travaux est de fournir plusieurs modèles numériques de terrain prétsunami et multirésolution destinés en particulier à la modélisation hydrodynamique de la vague aux abords des côtes ainsi que dans la zone d’inondation.

15Ainsi une mission particulière du programme Tsunarisque a eu pour objectif de recueillir les données topographiques existantes et d’effectuer des relevés complémentaires sur la zone affectée par le tsunami du 26 décembre 2004 à Banda Aceh et sur la côte dans la baie de Lhok Nga. L’ensemble des sources des données est représenté sur la Fig. 3.

3.1. Acquisition de données topographiques et bathymétriques

Les données topographiques

16Au cours de notre mission de terrain nous avons recueilli des données altimétriques au DGPS de la baie de Lhok Nga (Fig. 1). Ces données topographiques ont été obtenues à l’aide de 3 DGPS Trimble GéoExplorer mono-fréquence et d’un DGPS bifréquence en mode RTK (DSNP SK6502). Les stations locales (Mataie et Lhok Nga) ont été rattachées à la station Taman Ratu Safiatudin du réseau géodésique du Bakosurtanal. Nous disposons pour la région de Banda Aceh de 3 jeux de données cartographiques provenant de l’Institut géographique national indonésien (Bakosurtanal). Le premier décrit la ville de Banda Aceh au 1/2 000e, le deuxième au 1/5 000e décrit les environs de la ville, enfin le troisième décrit succinctement la région de Lhok Nga et les bordures de la ville. Ces données ont été réalisées pour le programme Urgent Rehabilitation and Reconstruction Plan For Banda Aceh City. Cette cartographie a été établie d’après une couverture de photographies aériennes au 1/10 000e de juillet 2005, validées sur le terrain en août 2005. Le contrôle horizontal des données a été fait par GPS et le contrôle vertical par levés topographiques. La description des collines et des îles de l’archipel de Pulau-Pulau est assurée par les données altimétriques SRTM_level1 au pas de 90 m (Rodriguez et al., 2005).

Les données bathymétriques

17Nous disposons de 3 sources de données bathymétriques (Fig. 1). Pour représenter les grands-fonds au-delà de 200 m de profondeur, nous avons utilisé les données de la grille bathymétrique globale GEBCO de 1 minute de résolution, fournie par le GEBCO Digital Atlas (IOC, IHO and BODC, 2003). Pour la description des fonds de l’archipel de Pulau-Pulau, du rivage de Banda Aceh et de la baie de Lhok Nga, nous avons utilisé la carte bathymétrique du nord-ouest de Sumatra au 1/100 000e, publiée en 2001 par le Service hydro-océanographie de la marine indonésienne (Sumatera Pantai Barat Laut dan Pulau-Pulau Sekitarnia, 2001). Afin d’améliorer la description du littoral proche de la côte nous avons complété ces données par nos propres profils bathymétriques à l’aide d’un échosondeur (GPSMap 198C sounder Garmin).

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FIG. 1. Extension des différentes sources de données utilisées.

3.2. Assemblage des différentes sources de données dans une même série

18Afin d’uniformiser le référentiel géographique, on doit surmonter deux difficultés majeures. La première est de choisir, pour un lieu donné, la source convenant le mieux à la description du terrain. Nous avons établi un ordre de priorité des sources de données suivant une règle simple. On privilégie les données haute résolution sur les résolutions grossières. Ainsi les données DGPS priment sur les données cartographiques et successivement sur les sources de données globales (SRTM_30 et SRTM_level1). La seconde est de garder la cohérence des données aux frontières entre les différentes séries de données. Celle-ci a été assurée par une expertise locale.

Enrichissement des données altimétriques

19Pour améliorer la représentation du terrain, nous avons complété par des courbes de niveaux la description des fonds et des zones émergées principalement dans les secteurs couverts par les données DGPS. Le tracé de ces courbes de niveau a été déterminé graphiquement sur la base des profils bathymétriques et topographiques en s’appuyant pour les zones terrestres sur la couverture aérienne. Enfin, les prises de vue par les satellites Quickbird et Ikonos ainsi que la couverture de photographies aériennes nous ont permis de renseigner la géométrie des zones humides en construisant des courbes de niveau des secteurs inondés à plusieurs dates.

Reconstruction de ligne de rivage et des reliefs détruits par le tsunami

20Un de nos objectifs étant de construire un MNT antérieur au tsunami, nous avons adopté une stratégie particulière pour déterminer les hauteurs et les extensions de ces reliefs disparus. Si le tsunami a eu un impact géomorphologique important, les destructions des formes du relief ont principalement affecté la frange littorale et notamment les plages, les cordons littoraux et les dunes.

21La reconstitution de la ligne de rivage a été réalisée à partir d’images satellites antérieures à l’événement (Ikonos, Quickbird et Landsat). L’extension des dunes est déduite pour le front de dune grâce aux images Ikonos 2003. L’arrière des dunes a été déterminé sur le terrain lors des relevés DGPS certifiés par la présence d’un sol antérieur. Pour le cordon littoral de la côte nord de la ville de Banda Aceh qui a complètement disparu, nous avons décidé d’après les témoignages qu’il n’excédait pas un mètre d’altitude. Enfin, nous avons abandonné la représentation des polders et des casiers aquacoles en arrière de ce cordon dunaire.

3.3. Réalisation des modèles numériques de terrain multisource

22Disposant maintenant d’un ensemble cohérent de données topographiques et bathymétriques, nous pouvons interpoler ces informations pour obtenir des modèles numériques de terrain. Pour les besoins de la modélisation hydrodynamique, nous avons construit 2 modèles numériques de terrain, un premier au pas de 70 m et un second plus petit possédant un pas de 18 m. La méthode d’interpolation utilisée est le krigeage ordinaire (Cressie 1993). La dépendance spatiale des valeurs altitudinales a été modélisée par un modèle sphérique de semi-variogramme (Tab. 1). Ces grilles très détaillées, de pas 70 et 18 m, sont elles-mêmes incluses dans 3 grilles plus étendues, à mailles plus larges, permettant de construire le jeu de 5 grilles imbriquées nécessaire à la simulation des tsunamis (Fig. 2). Pour la grille la moins résolue (grille 0 : pas 4’, soit environ 7,5 km) comprenant la zone cosismique, les données GEBCO ont été rééchantillonnées à 4’. La grille suivante (grille 1 : pas 1’, soit 1,85 km) est issue directement de ces mêmes données bathymétriques. La troisième grille (Grille 2 : pas 10’’, soit 300 m environ) a été construite à partir du MNT à 70 m rééchantillonné et complété par les données GEBCO interpolées à 10’’.

TAB. 1. Caractéristiques des deux MNT produits par krigeage et paramètres de chaque modèle de semi-variogramme.

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FIG. 2. Disposition des grilles utilisées pour le calcul, depuis la grille la plus large (cadre général, pas 1,8 km) jusqu’à la grille 4 (cadre le plus restreint, pas 18 m) incluant la topographie dans la région de Banda Aceh.

23Seule la dernière grille à 18 m, décrivant la topographie en détail, a fait l’objet d’un calcul des valeurs de runup.

4. Source utilisée

24Pour des simulations réalisées en champ très proche comme se présente la région de Banda Aceh, le choix de la source est d’autant plus crucial. En effet, les études en champ lointain requièrent rarement un raffinement très poussé de la description de la rupture cosismique. Cependant, pour des sources étendues telles que celle du séisme de 2004, certaines études indiquent qu’il est souhaitable d’avoir une bonne estimation des valeurs de glissement pour la zone contribuant le plus à l’impact sur un site distant, comme pour la Réunion (Hébert et al., 2007).

25Pour la zone de Banda Aceh, non seulement les hétérogénéités de la source vont influencer les hauteurs de vagues, mais il est possible que la cinématique de la rupture elle-même soit à prendre en compte : cet aspect ne sera pas traité dans cet ouvrage.

26La source utilisée ici (Fig. 3) a été obtenue par l’inversion des données altimétriques ayant enregistré le tsunami deux heures après le séisme, dans l’océan Indien, et proviennent donc uniquement des observations de tsunami au large (Sladen & Hébert, 2008). Ce modèle est confronté pour la première fois aux données locales à la côte.

27Ce modèle de déformations initiales est très cohérent avec les inversions sismologiques et géodésiques de la rupture de 2004, qui montrent pour la plupart un glissement très marqué aux latitudes 4° N-5° N, ainsi que vers 6° N, et plus au nord vers 10° N (Ammon et al., 2005 ; Guilbert et al., 2005 ; Vigny et al., 2005 ; Subarya et al., 2006). Le pendage des segments superficiels croît de 9° à 13° du sud vers le nord, tandis que les segments plus profonds ont tous un pendage de 17°, en bon accord avec les études de relocalisation des répliques (Araki et al., 2006). La magnitude Mw du séisme ainsi modélisé est de 9,1.

5. Résultats des simulations

5.1. Chronologie

28La chronologie de l’arrivée des vagues est représentée dans un premier temps sur la grille de pas (Fig. 4). Dès l’occurrence du séisme à 7 h 58 heure locale (TU + 7), la pointe nord de Sumatra se trouve dans une zone en subsidence cosismique, impliquant un enfoncement vertical de l’ordre de 0,5 à 1 m localement. C’est donc un retrait qui se propage autour de Banda Aceh et Lhok Nga, pendant environ 15 à 20 minutes. La première crête se forme ensuite au large de Lhok Nga à environ Ts + 20 minutes. L’ensemble de la propagation se traduit par un enroulement des vagues autour de la pointe de Sumatra, conduisant à un impact relativement plus tardif à Banda Aceh qu’à Lhok Nga : à l’échelle de cette grille, la première vague en crête touche Lhok Nga 35 minutes après la rupture cosismique, elle n’aborde Banda Aceh qu’à Ts + 40-45 minutes, impliquant donc un décalage de 5-10 minutes entre les deux sites. Sur le site de Banda Aceh, la première vague atteignant la côte résulte d’un enroulement autour des îles au large de la pointe de Sumatra, et d’une réorientation classique parallèlement à la côte. Ces caractéristiques sont en accord avec les témoignages rapportant 3 trains de vagues du ouest-nord-ouest, nord, et nord-est (voir dans cet ouvrage Lavigne et al., p. 27), qui sont en fait l’expression d’un train de vagues étendu transversalement et s’approchant parallèlement à la côte.

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FIG. 3. Modèle de source utilisé pour la simulation du tsunami.
Les valeurs représentent la déformation verticale initiale (cosismique), qui déclenche le tsunami.

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FIG. 4. Simulations dans la grille de pas 1 km, montrant le comportement du tsunami depuis la zone épicentrale (voir à 0 minute) jusqu’au rivage proche de Banda Aceh.

29L’analyse de la grille la plus détaillée (pas de 18 m) permet d’étudier la modélisation de la progression de l’inondation à terre (Fig. 5). À Ts + 35 minutes environ, les retraits modélisés sont assez modestes, et relativement en phase sur les deux sites, mais plus faibles que les observations. La première vague en crête aborde déjà la côte ouest et, vers Ts + 40 minutes, l’inondation est bien entamée dans la baie de Lhok Nga, avec une pénétration sur 1 à 3 km en distance horizontale. Puis, pendant que l’inondation s’étend dans cette même région, elle démarre dans la zone de Banda Aceh, sur au moins 1 km uniformément le long de la côte. C’est entre Ts + 45 et 50 minutes que la jonction des deux flux se produit.

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FIG. 5. Simulation dans la grille de pas 18 m, avec de haut en bas, une représentation toutes les 5 minutes, entre 35 minutes et 55 minutes après le séisme.
A 55 minutes après le séisme, la ligne noire représente la ligne d’inondation maximale de la zone définie lors du projet Tsunarisque.

30Un premier résultat positif est précisément cette jonction des deux flots au niveau de Lampisang, qui est bien reproduite dans la modélisation, après des tentatives non abouties dans les précédents travaux. Le modèle employé ici injecte cependant manifestement trop d’énergie dans la région de Banda Aceh, puisque l’inondation représentée à Ts + 55 minutes y dépasse largement l’inondation maximale cartographiée. Par ailleurs, la topographie extrêmement plate favorise peu les retraits, et donc l’eau stagne dans les modèles, ce qui est toutefois conforme à quelques observations (zones toujours inondées à Lampisang en fin de journée).

31Un aspect toujours mal modélisé est la chronologie sur la zone de Lhok Nga. Le modèle ne parvient pas à reproduire la première montée observée vers Ts + 13 minutes à la mosquée de Lhok Nga, et la première vague supposée vers Ts + 21 minutes n’est pas plus reproduite. Notons qu’aucun des modèles sismologiques connus actuellement ne permettrait d’ailleurs une inondation de cette zone avant Ts + 35 minutes environ, étant donné la distance moyenne entre la zone de déformation maximale et la côte.

32En revanche, la chronologie sur la zone de Banda Aceh semble bien reproduite : entre ts + 40-45 minutes, la zone de Lampulo est atteinte par la vague principale, puis la mosquée de Baiturrahman, dans les 3 ou 4 minutes qui suivent. Les observations rapportent pour ces deux points des arrivées respectives vers Ts + 45 minutes et Tts + 49 minutes, au vu des horloges cassées en particulier. Néanmoins, le point où le bateau fut déposé sur un toit à Lampulo est atteint dans le modèle dès Ts + 45 minutes, contre Ts + 60 minutes dans les observations.

5.2. Hauteurs des vagues

33La zone de Lhok Nga a été affectée par les vagues les plus hautes (voir dans cet ouvrage Lavigne et al., p. 27), qui ont atteint 25 à 35 m en plusieurs endroits. Le modèle utilisé ici ne parvient pas à reproduire de telles hauteurs, puisqu’il conduit à des hauteurs de 12 à 14 m au plus, à la côte, surtout vers le sud, et plutôt de 8 à 10 m vers le nord de cette zone (Lampuuk). Des résultats d’investigations des runups après les tsunamis, ainsi que des études numériques, ont montré que les hauteurs maximales le long d’une côte sont généralement de l’ordre de grandeur du glissement sur la faille à l’origine (voir par exemple Okal & Synolakis, 2004). Dans le modèle présenté ici, le glissement sur 1 ou 2 sous-failles atteint en effet 30 m environ, très localement, voire davantage si la vitesse de rupture est plus faible, mais cette zone de glissement extrême n’est pas localisée au plus près de Lhok Nga (Sladen & Hébert, 2008). Ce déficit dans la modélisation mérite de nouvelles études plus approfondies.

34Si le modèle d’inondation utilisé a toujours bien fonctionné sur des événements toujours plus modestes (voir par exemple Hébert et al., 2001), il est ici confronté à des valeurs exceptionnelles. Il semble cependant correctement ajuster les hauteurs sur la zone de Banda Aceh, où les sites de Baiturrahman et Lampulo sont atteints par des vagues modélisées à des hauteurs de 3 à 5 m, en accord avec les observations (voir dans cet ouvrage Grancher et al., p. 49). En revanche, la pénétration trop à l’intérieur des terres majore largement les observations d’inondation maximale : l’absence de dissipation physique dans le modèle (friction du fond notamment, mais également déferlement) contribue certainement à ces valeurs trop fortes, qui se manifestent d’autant plus que la zone de Banda Aceh est extrêmement plate sur de plus grandes distances qu’à Lhok Nga.

5.3. Cinématique

35Le modèle permet d’évaluer les vitesses instantanées des vagues, en mer et à terre (Fig. 6). En mer, à l’approche des côtes, les vitesses calculées n’excèdent pas 3 à 6 m/s. L’inondation de la zone de Lhok Nga se fait ensuite à des vitesses proches de 10 m/s (soit 36 km/h), cohérentes avec les valeurs observées pour la deuxième vague, qui est ici la première.

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FIG. 6. Vitesses instantanées des vagues.

36À Banda Aceh, cette même vague, pénétrant vers Ts + 40 à 45 minutes, a une vitesse de l’ordre de 10 m/sec également, avec une progression plus faible à son front, proche de 4 à 6 m/sec. Les vitesses calculées par le modèle à partir de Ts + 50-55 minutes sont mal contraintes et résultent manifestement d’instabilités numériques, qui conduisent de la même manière à des pénétrations beaucoup trop profondes à l’intérieur des terres. Cependant, les retraits à la côte, vers Ts + 55 et Ts + 60 minutes sont assez réalistes, et indiquent des vitesses très rapides atteignant 18 m/sec.

37Les directions générales des vagues correspondent bien aux directions relevées sur le terrain (voir dans cet ouvrage Grancher et al., p. 49). Le modèle ne parvient cependant pas à reproduire le backwash particulier sur la zone de Lhok Nga. Sur cette même zone, comme à Banda Aceh, le retrait à la côte se traduit par des vitesses très fortes (au-delà de 15 m/sec, soit plus de 50 km/h). Sur les deux zones, ces vitesses extrêmes ont pu contribuer aux érosions littorales.

5.4. Discussion

38Le modèle présenté repose sur une source sismologique réaliste qui ajuste correctement les données altimétriques ayant enregistré le tsunami au large. Les résultats sur les zones détaillées semblent indiquer que cette source n’est probablement pas la plus adéquate pour ajuster les observations.

39La rencontre des deux flots à Lampisang est bien reproduite, entre Ts + 45 et Ts + 50 minutes après le séisme. Aucune observation de chronologie pour ce site n’est disponible. Cependant le modèle semble bien ajuster la progression du flot au nord, alors qu’il est en retard par rapport aux observations sur la zone ouest. L’heure de rencontre réelle des deux flux a donc pu se produire un peu avant Ts + 45-50 minutes, mais du fait que le flot venant du nord influence cette heure de rencontre, le modèle doit être relativement satisfaisant.

40Globalement, le modèle est plus proche des observations sur la zone de Banda Aceh que sur celle de Lhok Nga, aussi bien pour les hauteurs des vagues que pour la chronologie. En revanche, l’inondation sur Banda Aceh y est largement surestimée au-delà de Ts + 50 minutes. Cette modélisation est fondée sur une source qui peut être trop faible vis-à-vis de Lhok Nga, mais trop forte sur Banda Aceh. L’équilibre entre une source la plus réaliste possible et une dissipation physique à prendre en compte à terre doit maintenant être approfondi dans les études ultérieures. Des travaux préliminaires utilisant une source secondaire plus proche de la côte confirment déjà que les hauteurs du tsunami observées vers Lhok Nga sont compatibles avec une implication de failles secondaires au moment de la rupture du séisme du 26 décembre 2004 (Loevenbruck et al., 2007).

6. Conclusion et perspectives

41Les données topographiques et bathymétriques recueillies pendant le projet Tsunarisque ont permis d’entreprendre des simulations numériques de détail sur la zone de Banda Aceh et Lhok Nga. Des grilles de calcul imbriquées ont été réalisées, et un scénario de source a été testé. Les résultats indiquent un déficit d’amplitude sur le site de Lhok Nga, alors que les inondations calculées à Banda Aceh sont du même ordre que les valeurs observées.

42Cette étude souligne que la simulation numérique des tsunamis, rendue possible dès lors que données bathymétriques et topographiques de haute résolution sont disponibles, permet de proposer, au premier ordre, un comportement des vagues à terre, et de définir des zones inondables. Même si ces dernières sont encore surestimées sur la région de Banda Aceh, les résultats rappellent qu’il est possible de proposer des hauteurs de tsunami pour certains scénarios de séisme, et ce de manière préventive. Même si peu de sismologues, avant 2004, se seraient aventurés à proposer une telle magnitude pour la région, des scénarios pénalisants systématiquement étudiés aideraient notablement à la prévention du risque tsunami. La subduction au large de l’île de Sumatra, régulièrement affectée par de forts séismes depuis 2000, dont le dernier important en septembre 2007 a généré des runups de 5 m environ dans la région de Bengkulu, n’a toujours pas comblé une lacune de 400 km située au large de Padang. Même un séisme de magnitude 8,5 en cet endroit sera capable de provoquer des runup de 5 m. Des inondations sur le site de Padang, à la morphologie extrêmement plate, sont à l’évidence prévisibles. La modélisation des tsunamis permet d’en dessiner les traits principaux, et complète les études de prévention du risque. Le vrai défi est de mener ces études suffisamment tôt avant les catastrophes, et d’en tirer les conséquences.

Annexes

Annexes

Les positions stations créées sur la baie de Lhok Nga et de Mataie ont été rattachées à la station de référence de Taman Ratu Safiatudin.

Coordonnées de la station de référence :

Nom de la station : Taman Ratu Safiatudin

X = 5° 34’ 4,119’’ N

Y = 95° 20’ 20,281’’ O

Z (WGS84) = – 32,947 m

Z (msl) = 3,126 m

Position révisée le 12 juillet 2005 par TRIPLE-C Consult pour le Bakosurtanal.

Cartes topographiques numériques du Bakosurtanal (1/2 000e, 1/5 000e et 1/10 000e)

Projection : UTM fuseau 46

Transverse Universelle de Mercator

Système Géodésique : WGS84

Datum horizontal : WGS84, Zone 46N

Datum vertical : EGM96

Unité verticale : mètres

Équidistance des courbes de niveau : 1 mètre

Cartes réalisées par PT. EXSA Internasional, Jakarta,

Carte bathymétrique

Sumatera Pantai Barat Laut dan Pulau-Pulau Sekitarnia, 2001. Carte bathymétrique du nord-ouest de Sumatra au 1/100 000e publiée en 2001 par le Service hydro-océanographie que de la marine indonésienne.

© Éditions de la Sorbonne, 2011

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