Alors que le séisme du 26/12 a été identifié comme le 4e plus puissant connu sur l'échelle de Richter, le raz-de-marée qui lui a succédé à été à l'origine du plus lourd bilan jamais enregistré. Afin de comprendre ce phénomène dévastateur, il s'avère nécessaire de connaître certains aspects de la géologie et notamment de la tectonique des plaques.

Le séisme du 26 décembre 2004 s'est produit en raison du glissement de la plaque (subduction) indienne sous la plaque birmane. Les deux plaques de la lithosphère convergent en effet à raison 6 cm/an. Le séisme a eu lieu dans la zone de décollement où la plaque birmane chevauche la plaque indienne, à une profondeur de 30 km environ. Le mouvement de plaque qui a donné naissance au séisme s'est produit sur une distance évaluée à plus de 100 km parallèlement à la zone de subduction alors que le déplacement latéral serait de 15 mètres.

Le raz-de-marée a été engendré par le soulèvement local du fond marin le long d'une ligne parallèle à la fosse de la Sonde. Le Tsunami (terme japonais définissant un raz-de-marée généralement engendré par un mouvement brutal du fond de la mer (rupture de failles ou glissements de terrain au cours d'un séisme) a touché les rives de plusieurs pays côtiers. La vague s'est propagée sur des distances allant jusqu'à près de 3000 km (Maldives, Bangladesh et a été ressenti jusque sur les côtes de la Somalie (6000 km).

Les séismes ou tremblements de terre constituent un phénomène géologique. Lorsqu'un matériau rigide est soumis à des contraintes de cisaillement, il va d'abord se déformer de manière élastique, puis, lorsqu'il aura atteint sa limite d'élasticité, il va se rompre brutalement, en dégageant de façon instantanée toute l'énergie accumulé durant la déformation élastique. Le phénomène est identique pour la couche superficielle de la croûte terrestre appelée lithosphère : sous l'effet des contraintes causées le plus souvent par le mouvement des plaques tectoniques, la lithosphère accumule l'énergie. Lorsqu'en à un endroit, la limite d'élasticité est atteinte, il se produit une ou des ruptures qui se traduisent par des failles. L'énergie brusquement dégagée le long de ces failles cause des tremblements de terre. En raison des forces de frictions entre les deux parois d'une faille, les déplacements le long de cette faille se font par à-coups successifs, dégageant à chaque fois un séisme. Dans une région donnée, des séismes se produiront à plusieurs reprises le long d'une même faille, puisque cette dernière constitue un plan de faiblesse dans la lithosphère.

Lorsqu'un séisme se produit, un front d'ondes sismiques se propage dans la croûte terrestre. On nomme foyer le lieu dans le plan de faille où se produit réellement le séisme, alors que l'épicentre désigne le point à la surface terrestre à la verticale du foyer. Deux échelles ont existé pour l'évaluation des tremblements de terre : l'échelle de Mercalli et l'échelle de Richter. L'échelle de Mercalli développée en 1902 et modifiée en 1931 n'est plus utilisée actuellement en raison de sa trop forte subjectivité basée sur l'analyse de l'ampleur des dégâts causés par un séisme et la perception qu'en a eu la population.

L'échelle de Richter a été instaurée en 1935 (et modifiée depuis) pour définir la magnitude d'un séisme (mesure de la force d’un séisme ou de son énergie libérée au foyer, déterminée à partir des enregistrements sur les sismographes). Elle se mesure sur une échelle logarithmique ouverte. Chaque unité de l'échelle correspond donc à une magnitude multipliée par 10.
À ce jour, le plus fort séisme qui s'est produit en 1960 au Chili a atteint 9,5 sur l'échelle de Richter. Le tremblement de terre du 26 décembre qui s'est produit sous l'océan avait une magnitude de 9,0. Le bilan extrêmement lourd est en réalité lié aux raz-de-marée.

Le soulèvement du fond marin engendre un gonflement de la masse d'eau. Ce gonflement donne lieu à une onde de choc qui se matérialise sous la forme d'une vague (en anglais le terme wave défini d'ailleurs aussi bien une vague qu'une onde) qui, en surface de l'océan est à peine perceptible (de quelques centimètres à moins d'un mètre d'amplitude en général), mais qui enfle en eau peu profonde pour atteindre des amplitudes pouvant aller jusqu'à 30 m. La vitesse de propagation de ces vagues est de 500 à 800 km/heure en eau profonde (milliers de mètres), diminuant à quelques dizaines de km/heure en eau peu profonde (moins de 100 m). La périodicité des vagues est de l'ordre de 15 à 60 minutes. Ainsi, un tsunami initié par un mouvement du fond marin à la suite d'un séisme qui se sera produit à 1000 km des côtes viendra frapper ces dernières environ 2 heures plus tard.



À la manière de la houle, l'approche de la première onde du rivage déclenche un retrait de la mer qui vient gonfler la première vague. Cette vague finie par déferler sur la côte lorsque l'onde ne peut plus se propager dans l'eau…

Article basé sur les informations publiées par Pierre-André Bourque - Sédimentologie et analyse de bassins sédimentaires – sur le site du département de géologie et génie géologique de Faculté des sciences et de génie - Université Laval – Canada.

En savoir plus :

- http://earthquake.usgs.gov/eqinthenews/2004/usslav/
- http://www.geohazards.no/projects/tsunami261204.htm
- http://www.prh.noaa.gov/itic/
- http://neic.usgs.gov/
- http://www.seismo.unr.edu/ftp/pub/louie/class/100/magnitude.html