Faciès et transferts sédimentaires associés au tsunami du 26

Transcription

Géomorphologie : relief, processus, environnement, 2007, n° 4, p. 335-346
Faciès et transferts sédimentaires associés au tsunami
du 26 décembre 2004 sur le littoral au nord-est
de Banda Aceh (Sumatra, Indonésie)
Sedimentary facies and transfer associated with the
December 26, 2004 tsunami on the north eastern littoral
of Banda Aceh (Sumatra, Indonesia)
Patrick Wassmer*, Philippe Baumert**, Franck Lavigne*, Raphaël Paris***, Junun Sartohadi****
Résumé
Le secteur de Kajhu Perumnas situé au nord-est de Banda Aceh à l’extrémité nord de Sumatra correspond à une vaste plaine côtière surbaissée où la dizaine de vagues constituant le train d’ondes du tsunami du 26 décembre 2004 a totalement arraché les arbres, gommé les
dunes du bord de mer, arasé le bâti et pénétré à plus de trois kilomètres à l’intérieur des terres. Les dépôts sédimentaires, étudiés à la lumière des témoignages recueillis sur le comportement des vagues, présentent une différenciation nette et progressive de la signature du tsunami
à mesure qu’on s’éloigne du rivage. Les dépôts grossiers et indifférenciés en domaine proximal présentent un nombre croissant de
séquences à granoclassement positif à mesure qu’on passe en domaine intermédiaire puis distal, au sein duquel sept séquences peuvent être
observées. Une fois les espaces côtiers libérés des eaux, les sédiments de surface ont subi une déflation éolienne active qui a contribué à
former de petits champs de dunes qui s’engraissent rapidement. Au cours de l’année qui a suivi le tsunami, 1 100 m3 de sable par hectare
ont ainsi été accumulés dans le secteur étudié. Cette dynamique s’est ralentie, puis a cessé entre six mois et un an après l’événement à cause
de la reconquête végétale sur les zones de déflation. Cette reconquête est commandée par la désalinisation du sable sous l’effet de la pluie.
L’association végétale de reconquête actuelle n’est pas différente des successions pionnières habituelles sur les espaces sableux de cette
région. Le retour d’importants volumes de sédiments vers la mer lors des épisodes pluvieux contribue à alimenter la dérive littorale qui
favorise l’engraissement des plages et le déplacement du trait de côte vers la mer, de 150 à 500 m en un an entre juin 2005 et août 2006.
Mots clés : tsunami, flux, reflux, déflation éolienne, reconquête végétale, trait de côte (évolution), Sumatra (Indonésie).
Abstract
The Kajhu Perumnas District located north-east of Banda Aceh at the northern extremity of Sumatra corresponds to a wide coastal
plain where the ten waves constituting the December 26, 2004 tsunami wave train totally uprooted the trees, planed off the sea front
dunes, destroyed all the buildings, and penetrated more than 3 km inland. The sediment deposits, which have been studied in the light
of the evidence collected on wave behaviour, show a clear and progressive landward differentiation in sedimentary signatures. In the
proximal zone, the deposits are coarse and ungraded, whereas they show an increasing number of fining-upward sequences in the middle area. In the distal zones a maximum of seven sequences can be observed. After the water had retreated from the flat coastal plain,
the surface sediments were subjected to wind deflation, which contributed to the creation of small dunes fields that grew rapidly. During
the year following the tsunami, a volume of 1100 m3 of sand per hectare accumulated. Subsequently, this process slowed down and ceased six to twelve months after the event due to the stabilising effect of plant growth in the deflation zones. Reconquest by vegetation has
been accelerated by the desalinisation of the sand by rainfall. The current plant assemblage is similar to the successions of pioneer
plants commonly found on other sandy soils in this area. The displacement of large volumes of sediment towards the sea by runoff
during the rainy season contributes to the longshore sediment flux ensured by littoral currents. This transfer of sediment has promoted
beach accretion and seaward progradation of the shoreline by 150–500 m during just one year.
Key words: tsunami, runup, backwash, wind deflation, vegetal reconquest, coastline evolution, Sumatra (Indonesia).
* Laboratoire de Géographie Physique UMR 8591 CNRS - université Panthéon-Sorbonne (Paris 1), 1 place Aristide Briand, 92195 Meudon Cedex.
Courriel : [email protected] ; [email protected]
** Institut de géographie, université paris-Sorbonne (Paris 4) 191 rue Saint-Jacques, 75005 Paris. Courriel : philippe [email protected]
*** UMR 6042 CNRS-université Blaise-Pascal, 4 rue Ledru, 63057 Clermont-Ferrand Cedex 1. Courriel : [email protected]
**** Fakultas Geografi, Universitas Gadjah Mada, Yogyakarta, Indonesia. E-mail: [email protected]
Patrick Wassmer, Philippe Baumert, Franck Lavigne, Raphaël Paris, Junun Sartohadi
Abridged English version
The tsunami that struck the Indian Ocean shores on
December 26, 2004 was triggered by an earthquake of
exceptional magnitude with disastrous consequences for the
northern shores of Sumatra close to the epicentre, where
more than 17,000 people died. This event is an unprecedented human disaster but offers a unique opportunity to
improve our knowledge of such devastating natural hazards.
The environmental impact of huge tsunamis like this one,
with waves reaching up to 34 m on the south-western coast
and 15 m on the north-western coast of Aceh Province,
varies with wave height and coastal morphology. On the
south coast of Banda Aceh, where steep slopes descend into
the sea, only the lowest areas, i.e. 20 to 30 m above sealevel, were scoured. Due to conditions causing a wave trap,
however, a maximal height of 51 m was recorded in the
small bay of Labuhan. In other locations such as Lhok Nga
Bay and Banda Aceh Bay, the extremely flat topography
allowed wave penetration far inland — attaining 5 km in
some places. The district of Kajhu Perumnas, located northeast of Banda Aceh (fig. 1), is a flat area where buildings
were totally wiped out by the waves. The topography was
locally modified by the turbulent wave front and then buried
by a layer of sediment translocated from the beaches and
dunes of the seafront. In order to better understand the link
between wave dynamics and sediment facies in that particular context, the sedimentary deposits were studied in the
light of direct and indirect evidence concerning the number
and behaviour of the waves involved. Sediment translocation was practically instantaneous during the event. The
respective roles of the run-up and backwash on the sedimentary signature were also studied. Stacked layers of
normal graded sequences have commonly been reported in
the context of tsunami deposits (Dawson et al., 1996; Dawson and Shi, 2000; Hawkes et al., 2007; Hori et al., 2007).
However, this study reveals a sharp facies differentiation
between the deposits located near the shoreline (proximal
zone) and those located far inland (distal zone). Near the
sea, the deposits were found to be coarse and ungraded,
whereas inland the frequency of stratified normal graded
sequences increases (fig. 3). As many as seven sequences
were observed. Each one corresponds to the sediment mass
brought by one wave. These deposits are well preserved
because the power generated by the movements to and from
the sea (beginning of the backwash and end of the run-up
movements) was too low to enable removal of the material
deposited by the previous waves.
Once the water had completely retreated, the entire area
affected by the tsunami, which is covered by unconsolidated
sands, became prone to active wind deflation caused by an
increase in wind speed. Rather than a regional-scale change in wind patterns, this was due to the decrease in surface
roughness as a consequence of building and vegetation destruction along the sea front (i.e. mangroves when they still
existed, coconut trees, casuarina stands). On flat zones
located inland, the deflation caused an accumulation of
sand, which now forms fields of small dunes that are rapid336
ly growing in size (fig. 6) and progressively burying the
sites where building were destroyed by the waves. Measurements carried out in August 2005 have estimated that
~1100 m3·ha–1 of sediment was translocated from the sea
shore to the interior. During the year following the event,
active wind-related morphogenesis decreased and eventually ceased due to the growth of pioneer vegetation, which is
very efficient at reconquering wave-disturbed areas (fig. 8).
Installation of this non-halophyte vegetation is promoted by
the desalination of the sediment mass by rainfall. During the
year following the event, the displacement by runoff back
towards the sea of sediment that was initially spread inland
by the tsunami wave train has been feeding the longshore
drift. It contributed to beach progradation and the displacement of the coastline towards the sea (fig. 2) at a rate of
150 m to 500 m during the year following the event.
Introduction
Un tsunami est généralement constitué par un train
d’ondes se comportant lors de son arrivée à la côte comme
un puissant agent d’érosion et de transport. Un système
d’érosion continental est constitué par la prise en charge, par
les agents de transport, de matériaux d’altération ou d’érosion des régions continentales et leur transfert vers les zones
de sédimentation, dont le terme ultime correspond souvent
au milieu littoral marin. Au contraire et à l’instar des cyclones et des tempêtes, un tsunami peut engendrer une crise
morphogénique inversée puisque les vagues vont prélever
des matériaux sédimentaires en milieu littoral marin pour les
déposer en milieu continental. L’importance des volumes de
matériaux déplacés est liée en premier lieu à l’existence de
matériaux mobilisables sur le front de mer (Dawson et Shi,
2000), mais aussi à la violence de la turbulence sur le front
de chaque vague, à la vitesse et à la hauteur de l’eau à son
arrivée à la côte, qui déterminent les forces de traction à la
base de la colonne d’eau. La topographie préexistante est
alors modifiée puis fossilisée sous une couche de sédiments
d’épaisseur variable selon les endroits, avec une signature
propre à la dynamique de l’eau qui les a mis en place. Cette
signature a déjà fait l’objet de nombreuses études (Shi et al.,
1995 ; Hindson et al., 1996 ; Dawson et al., 1996 ; Bondevik et al., 1997 ; Minoura et al., 1997 ; Dawson and Shi,
2000 ; Scheffers and Kelletat, 2003 ; Gelfenbaum and Jaffe,
2003 ; Jaffe et al., 2003 ; Cantalamessa and Di Celma,
2005 ; Cisternas et al., 2005 ; Pérez-Torrado et al., 2006).
Ces prélèvements, transferts et accumulations de matériaux
sont quasi instantanés lors de l’événement. Lors du mouvement de reflux (backwash), qui peut être rapide si la côte est
en pente forte mais qui peut nécessiter plusieurs jours sur un
littoral sub-horizontal, une partie des sédiments déposés
sont repris en charge et réorganisés. Ce remaniement n’affecte en général que la partie superficielle des dépôts en raison d’une vitesse moindre de l’eau et d’un écoulement à dominante laminaire (Umistu et al., 2007), sauf lorsqu’il est
concentré dans les ravines et les fleuves côtiers (Dawson,
1994 ; Paris et al., 2007a et b ; Srinivasalu et al., 2007 ; Fagherazzi et Du, 2008).
Faciès et transferts sédimentaires associés au tsunami du 26 décembre 2004
Le tsunami du 26 décembre 2004 a été déclenché par un
séisme exceptionnel, dont l’épicentre s’est produit dans
l’océan Indien, à 30 km de profondeur au sud de l’extrémité septentrionale de l’île de Sumatra (3° 316’ N – 95° 854’ E ;
fig. 1). La magnitude (Mw) du premier choc enregistré à
7 h 58 (0 h 58 GMT) a été estimée à 9,15 par A.J. Melzner et
al. (2006). Le brusque réajustement des plaques tectoniques
australienne et Sunda dans la zone de subduction a entraîné
un déplacement de la plaque supérieure (Sunda) de 12 à
15 mètres vers le haut selon C.E. Synolakis et al. (2005) et
T. Lay et al. (2005), voire d’une vingtaine de mètres selon
G. Fu et W. Sun (2006), ce qui a engendré le train d’ondes
dévastateur. À leur arrivée sur le littoral de l’extrémité nord
de Sumatra, 20 à 40 minutes plus tard, les vagues ont pénétré profondément sur les plaines côtières dans le secteur de
Lhok Nga, au sud-ouest, et dans le secteur de Banda Aceh au
nord-ouest (fig. 1 ; Lavigne et al., sous presse).
Le tsunami a engendré un important transfert de sédiments qui ont été étalés sur l’ensemble de la zone inondée.
Cet événement a relancé la recherche dans le domaine de la
dynamique sédimentaire synchrone du tsunami. De nombreuses équipes ont en effet mené des investigations sur
l’ensemble des littoraux touchés (Hawkes et al., 2007 ;
Hori et al., 2007 ; Narayana et al., 2007 ; Paris et al.,
2007a et b ; Srinivasalu et al., 2007 ; Umitsu et al.,
2007), qui permettent de mieux comprendre la dynamique
des vagues et les processus de sédimentation qui leur sont
associés. Ces processus sont toujours complexes puisqu’ils
sont liés à l’intervention d’un train de vagues et non pas
d’une onde simple. Par conséquent, ces dépôts sont caractérisés par une structure interne
qui constitue une signature sédimentaire spécifique de l’événement et qui traduit les conditions hydrodynamiques au moment du dépôt. En fonction des
caractéristiques propres à une
vague donnée dans ce train
d’ondes, cette signature peut se
traduire, soit par une conservation intégrale des dépôts, soit
par un effacement total ou partiel de ces derniers par la
vague suivante (Dawson et Shi, 2000).
L’objectif de notre étude est double : le premier est d’analyser les variations spatiales de la signature sédimentaire
propre au tsunami depuis la zone proximale, proche du trait
de côte, jusqu’à la zone distale où le tsunami a perdu la
majeure partie de son énergie. L’originalité de notre étude
réside dans le fait qu’elle a été menée dans un secteur où les
caractéristiques de la propagation des vagues (nombre, direction, hauteur, etc.) est bien connue (Lavigne et al., sous
presse), ce qui n’est pas toujours le cas pour des tsunamis peu
étudiés et/ou anciens. Le second objectif de notre étude est
de présenter les modes de remaniement des dépôts du tsunami durant l’année qui a suivi l’événement du 26 décembre
2004. L’évolution géomorphologique à plus ou moins long
terme des dépôts de tsunamis n’a quasiment jamais fait l’objet d’observations décrites dans la littérature. L’impact
morpho-sédimentaire des tsunamis n’a en effet été appréhendé que de façon instantanée jusqu’ici.
Le cadre du secteur d’étude
Dans la partie septentrionale de l’île de Sumatra, d’une
orientation générale sud-est – nord-ouest, l’extrémité de la
dorsale montagneuse qui s’étend d’un bout à l’autre de l’île
est constituée par des reliefs vigoureux qui longent la côte
au sud de Banda Aceh (les crêtes atteignant 1 100 m d’altitude) et plongent vers la mer avec des pentes subverticales.
La dorsale se termine à la pointe nord-ouest de l’île entre la
Fig. 1 – Carte de localisation de
la région de Banda Aceh. 1 :
plaines côtières inondées par le
tsunami ; 2 : plaines côtières non
inondées ; 3 : hautes terres. Encart : Carte 3D de Sumatra, zone
d’étude et site de l’épicentre du
séisme du 26/12/2004.
Fig. 1 – Location map of the
Banda Aceh region. 1: coastal
plains flooded by the tsunami; 2:
non flooded coastal plains; 3:
uplands. Insert 3D-map showing
the Sumatra Island, the studied
area, and the epicentre of the
26/12/2004 earthquake.
337
baie d’Aceh et de Lampuuk, mais se prolonge en mer par les
îles de Nasi et de Breueh. À une soixantaine de kilomètres de
son extrémité, cette dorsale montagneuse se dédouble, car
une digitation d’altitude moins marquée (300 à 400 m) court
vers le nord-ouest parallèlement à la chaîne principale. Jalonnée par des édifices volcaniques culminant à 1 700 m, la
crête secondaire se termine à la pointe nord de l’île. Les deux
reliefs enserrent une dépression d’une vingtaine de kilomètres de large qui, s’ouvrant au nord-ouest, forme la large
plaine côtière de Banda Aceh (fig. 1).
Le secteur étudié est celui de Kajhu Perumnas au nord-est
de l’agglomération de Banda Aceh (fig. 2). Kajhu Perumnas (Perumahan Nasional) avait été loti, il y a une quinzaine d’années, à l’instigation gouvernementale et correspondait aux quartiers résidentiels des classes moyennes de la
ville. Ce secteur littoral dont la topographie plane n’excède
pas quelques mètres au-dessus du niveau de la mer est situé
à l’embouchure du fleuve Lomnga (fig. 1), constituant
ainsi une zone particulièrement exposée à l’aléa tsunami.
Les densités de population très élevées (750 hab./km2)
conféraient en outre à tout ce secteur une vulnérabilité
considérable. La présence le long de la côte d’importants
bassins d’aquaculture, construits à partir des années 1970
aux dépens des mangroves, augmentait encore localement
cette vulnérabilité.
Le choix de ce site d’étude a été guidé par plusieurs raisons. La côte est plane et seules deux directions de vagues
ont été rapportées et confirmées
par des arguments de terrain
(Lavigne et al. sous presse ;
Umitsu et al., 2007). Il existait
un important stock sédimentaire mobilisable sur le front de
mer (dunes, sédiments fluviatiles) permettant l’inscription
d’une signature sédimentaire significative de l’événement
grâce à un dépôt de quelques centimètres à 71 cm d’épaisseur. Les dépôts sableux imputables à l’événement sont
facilement identifiables car ils sont limités à leur base par
un contact tranché avec le sol noir des rizières, la fondation
en ciment des habitations ou l’argile des bassins d’aquaculture. Un dernier intérêt du secteur de Kajhu tient dans le fait
qu’après le retrait de l’eau, ces vastes espaces balayés par
les vents ont été soumis à une déflation éolienne dont il est
possible d’étudier l’évolution temporelle à mesure que la
reconquête végétale progresse. Les apports de sédiments
par une dérive littorale active contribuent à l’engraissement
des plages, dont l’étude permet de suivre l’évolution du
trait de côte.
Méthodes de terrain et de laboratoire
Les investigations de terrain ont été effectuées au cours de
trois missions en août et décembre 2005, puis en août 2006.
Des fosses mesurant 80 cm sur 120 cm ont été creusées à
la pelle dans les dépôts laissés par les vagues jusqu’à trouver la surface du sol précédant le tsunami, facilement identifiable par sa couleur, sa structure et la présence de végétaux encore intacts. Les secteurs d’investigation s’échelonnent entre 1 330 m et 1 810 m de distance à partir du ri-
Fig. 2 – Localisation de la zone
d'étude de Kajhu Perumnas. 1 : direction de la vague principale (seconde ou troisième selon les secteurs) ; 2 : direction principale du
backwash ; 3 : hauteur de run-up
(m) ; 4 : trait de côte en octobre 1995
(photographie aérienne 1/20 000) ;
5 : trait de côte en juin 2005 (photographie aérienne Bakosurtanal
1/5000); 6 : trait de côte en décembre
2005 (relevés GPS) ; 7 : trait de côte
en août 2006 (relevés GPS) ; 8 :
fosses creusées pour l’étude des sédiments liés au tsunami ; 9 : secteur
d’étude des dunes.
Fig. 2 – Location of Kajhu Perumnas study area. 1: direction of the
main wave (second one or third one);
2: main direction of backwash; 3: runup height (m); 4: coastline in October
1995 (aerial photograph Bakosurtanal 1/20,000); 5: coastline in June
2005 (aerial photograph Bakosurtanal 1/5000); 6: coastline in December
2005 (GPS survey); 7: coastline in
August 2006 (GPS survey); 8: Sections dug out in sediment deposited
by the tsunami; 9: dunes study area.
338
vage antérieur au tsunami (fig. 2
et fig. 3). Les fosses sont disposées le long de transects orientés
parallèlement aux directions principales des vagues, attestées par
des témoignages et de nombreux
arbres encore enracinés et orientés
parallèlement aux vagues montantes. Les profils ont été minutieusement décrits puis photographiés et un échantillon a été prélevé dans chaque niveau identifié.
Les traits de côte consécutifs ont
été tracés par cheminements avec
un GPS (GeoXT™ portable de la
série GeoExplorer® dont la précision est décimétrique) le long du littoral, en juin 2005, décembre 2005
et août 2006, et ont fait l’objet de
corrections en fonction des marées
(marnage < 2). Les données ont été
comparées au trait de côte établi à Fig. 3 – Différenciation sédimentaire progressive des dépôts par stratification et grano-claspartir d’une mission de photogra- sement le long d'un transect WNW-ESE conforme à la direction principale des vagues. 1 :
phies aériennes au 1/20000 datant sable gris, fin à très fin ; 2 : sable gris présentant un litage fruste ; 3 : sable beige moyen ; 4 : sable
de janvier 1995 et d’images satelli- beige moyen à grossier ; 5 : sable grossier ; 6 : fine couche de sable fin noir ; 7 : lit fin présentant
tales postérieures au tsunami (Iko- une coloration rouille ; 8 : sol brunâtre ante-tsunami ; 9 : sol brunâtre ante-tsunami, présence de
racines très abondantes ; 10 : séquences identifiées ; 11 : échantillons ; 12 : distance au trait de
nos, 28 décembre 2004 et Spot 5, côte ante-tsunami. Coordonnées des profils sédimentaires - Coupe 1 : 46 N 0763815 / UTM
30 décembre 2004). Les trois dimen- 0620350 ; Coupe 2 : 46 N 0764049 / UTM 0620318 ; Coupe 3 : 46 N 0764202 / UTM 0620272 ;
sions des dunes ont été mesurées. Coupe 4 : 46 N 0764300 / UTM 0620224.
Pour certaines d’entre elles le volu- Fig. 3 – Sedimentary differentiation exhibits progressively more accentuated stratification
me a été calculé par la méthode des and grading within the tsunami deposits along a landward transect from the coastline. 1:
intégrales graphiques. Une étude des fine-grained grey sand; 2: roughly laminated grey sand; 3: medium-grained beige sand; 4: beige
relations existantes entre les dimen- medium- to coarse-grained sand; 5: coarse-grained sand; 6: thin layer of fine black sand; 7: rustsions deux à deux a été réalisée coloured thin layer; 8: pre-tsunami brownish soil; 9: pre-tsunami brownish soil with abundant roots;
10: identified sequences; 11: samples; 12: distance from the former shoreline. Sedimentary profils
(coefficient linéaire de Bravais-Pear- coordinates: Log 1: 46 N 0763815 / UTM 0620350; Log 2: 46 N 0764049 / UTM 0620318; Log 3:
son : r). Les moyennes de r étant 46 N 0764202 / UTM 0620272; Log 4: 46 N 0764300 / UTM 0620224.
proches de 1, nous avons admis que
la corrélation linéaire était positive et
que L, l et h variaient proportionnellement, ce qui permettait de ponsable de la destruction totale du bâti sur toute cette zone
passer des dimensions aux volumes avec une approximation ouverte sur la mer. Nous ne disposons pas de témoignages
acceptable et de calculer ainsi les quantités de sable accumu- permettant d’évaluer la vitesse de l’eau au moment de l’évélé. Les échantillons de sable ont été soumis à une analyse gra- nement. Celle-ci aurait été assez proche de celle qui furent
nulométrique après destruction de la matière organique à estimée à 4 m/s par H.M. Fritz et al. (2006) d’après une
l’hydrogène peroxyde (granulomètre Laser Beckman Coulter vidéo amateur, tandis que la hauteur de submersion mesurée
L 230, module voie fluide ; fractions de 2000 à 0,040 µm). correspond à une quinzaine de mètres (Lavigne et al., sous
Enfin, une morphoscopie a été faite au binoculaire sur les presse). Nous distinguons au sein des dépôts et, par déducrefus de tamis de 125µ à 500µ (tamisage à sec) afin de déter- tion, des transferts liés à l’événement que nous qualifierons
miner l’origine des sables et les marques éventuelles impu- d’instantanés, ceux qui sont liés au passage des vagues suctables au tsunami.
cessives lors de la vague montante (run-up), et ceux qui sont
imputables au retrait de la mer (backwash).
Mobilisation et transferts
Les observations de terrain montrent que la signature sédimentaire du tsunami devient plus complexe à mesure que
sédimentaires dus au tsunami
l’on s’éloigne de la mer. La figure 3, avec quatre coupes disDans le secteur de Kajhu Perumnas, dix vagues sont sur- posées selon un transect orienté WNW – ESE, conformévenues, si l’on compte les trains d’ondes de faible intensité ment à l’une des deux directions de vagues principales, réqui ont suivi les trois vagues principales. Elles ont abordé le vèle cette différenciation. En secteur proximal, les dépôts de
secteur avec une incidence principale nord-ouest (Lavigne couleur beige apparaissent massifs et homogènes, sans straet al., sous presse), libérant une énergie considérable res- tification ni grano-classement, et sont constitués de sables
339
assez grossiers exempts de débris coquilliers (coupe 1, fig. 3). Ces sables
beiges, grossiers, constituent la base de
l’ensemble des coupes observées dans
le secteur et comportent souvent dans la
partie inférieure de nombreux fragments
de sol arrachés et entraînés par le tsunami ; il s’agit de rip-up clasts d’argile
beige des bassins d’aquaculture, dont la
taille est millimétrique à décimétrique
(fig. 4). À 230 m de cette coupe 1, vers
l’intérieur des terres, le profil de la
coupe 2 montre une transition progressive entre les sables grossiers de la base et
les sables gris clair, qui les surmontent
et à la base desquels des laminations
frustes sont visibles. L’ensemble constitue une séquence normalement granoclassée. Une transition abrupte marque
le contact supérieur de ce dépôt avec
une seconde séquence sableuse aux ca- Fig. 4 – Profil sédimentaire différencié présentant des « rip-up clasts » à la base des
trois premières couches. 1a : sable gris-beige, présence de rip-up clasts ; 1b : sable gris fin ;
ractéristiques identiques. Cette évolu- 2a : sable beige, grossier à la base, présence de petits rip-up clasts ; 2b : sable gris, fin, au
tion s’affirme dans le secteur distal par sommet ; 3a : sable beige grossier, présence de petits rip-up clasts ; 3b : sable gris fin ; 4a :
l’adjonction d’une, puis deux nouvelles sable beige moyen ; 4b sable gris fin ; R : couche superficielle remaniée.
séquences similaires (coupes 3 et 4, Fig. 4 – Sedimentary profile displaying rip-up clasts at the base of the first three layers.
fig. 3). Sur un autre transect orienté 1a: grey-beige sand with rip-up clasts; 1b: fine grey sand; 2a: coarse beige sand with rip-up
NNW – SSE, les coupes situées dans clasts at the base; 2b: fine grey sand at the top; 3a: coarse beige sand with rip-up clasts; 3b:
le secteur distal présentent cinq à six sé- fine grey sand; 4a:mean sized beige sand; 4b: fine grey sand; R: disturbed surface material.
quences identiques, superposées et bien
différenciées (fig. 5). À l’intérieur de chaque séquence,
dont l’épaisseur peut varier entre 2 et 20 cm, la base est
constituée d’une couche homogène de sables beiges
plus ou moins grossiers, coiffée par une autre couche de
sables gris présentant un grano-classement normal.
Chaque séquence se termine vers le haut par une discontinuité nette souvent soulignée par un lit limoneux
laminaire d’épaisseur millimétrique et de couleur brun à
noir. À la surface, un lit d’épaisseur millimétrique remanié et postérieur au tsunami se distingue parfois du sommet de la dernière séquence.
Une analyse granulométrique pratiquée sur les
trois séquences identifiées dans la coupe 4 (fig. 3),
localisée à 1 810 mètres de la côte, souligne une
évolution de la taille moyenne des sables de la base
au sommet, confirmant le grano-classement normal :
de 234µm à 70µm dans la séquence basale, de 122µm
à 111µm dans la médiane et enfin de 134µm à 111µm
dans celle du sommet. Les courbes granulométriques Fig. 5 – Profil sédimentaire n° 5 (voir fig. 2) présentant une séquence de
montrent un très bon tri du matériel dans l’ensemble cinq unités principales superposées à grano-classement normal.
de la coupe (σϕ ou indice d’Inman le plus souvent Fig. 5 – Sedimentary profile n° 5 (see fig. 2) showing five stratified,
compris entre 0,5 et 0,8). L’analyse morphoscopique fining-upward main sequences.
permet de constater que, de la base au sommet, les
grains des deux premières séquences présentent tous une 30 % selon les niveaux, montre de nombreuses écailles désurface mate, qui ne s’estompe pas sur les parties convexes limitées par des fissures visibles, qui rappellent celles qui
des grains. Seule la séquence superficielle, dans laquelle les sont décrites par C. Bruzzi et A. Prone (2000). Elles sont sugrains mats prédominent, présente respectivement 4 % de perficielles ou au contraire affectent la masse du grain. À la
grains luisants parmi les sables grossiers et 12 % parmi les surface, leur amorce correspond en général à un petit éclat
sables fins. Une proportion des grains, qui varie entre 25 et caractérisé par une surface en creux souvent anguleuse et
340
présentant un aspect lisse et brillant sous la lumière. En
outre, 2 à 3 % seulement des grains montrent une cassure
luisante, mais ces cas existent à tous les niveaux, alors que
cette proportion atteint 15 % dans la couche de surface.
Dans l’ensemble du profil, une proportion également faible
de petits éclats coquilliers ne prédomine dans aucune des séquences, mais semble augmenter avec la distance à la mer.
Mobilisation et transferts
sédimentaires postérieurs au tsunami
Une fois l’inondation terminée, les vastes surfaces littorales planes dévastées étaient couvertes de débris divers et
d’une couche de sédiments d’épaisseur variable. Une investigation, menée sur une surface sub-horizontale, à l’aide de
150 trous creusés jusqu’au sol sous-jacent, avec un maillage de 7 m, montre une variation d’épaisseur du dépôt de
tsunami de 0 à 71 cm et indique que ce dépôt a régularisé la
surface topographique antérieure. Les épaisseurs de sédiments les plus importantes correspondent aux dépressions
tandis que les dépôts sont absents là où la topographie préexistante affleure, comme en témoigne la couverture
herbeuse originelle encore en place après le tsunami, prouvant qu’elle n’a pas été recouverte. Cependant, les dépôts
sableux observables ne correspondent pas toujours aux
dépôts initiaux du tsunami, qui ont très souvent été remaniés
par les agents atmosphériques. Cette situation correspond à
une crise morphogénétique brutale car le manque de cohésion du matériel rend la nouvelle topographie susceptible de
modifications plus ou moins rapides.
Transferts à court terme
La mission de janvier 2005 a permis d’observer cette déflation active et la formation de champs de petites accumulations de sable affectant l’ensemble du secteur de Kajhu.
Six mois plus tard, ces petites formes s’étaient transformées
en dunes (fig. 6), dont nous avons étudié les processus de
formation, la progression et la stabilisation. La hauteur des
petites dunes varie de 30 cm à 1,5 m. La figure 7 présente
une dune oblongue de 42 cm de hauteur, 3 m de largeur et
de 5,5 m de long, avec une dissymétrie entre la pente au
vent (2 m de longueur et 12 %) et celle sous le vent (3,5 m
et 8 %). Le versant sous le vent, concave et généralement
surcreusé, donne à ces formes un aspect de barkhanes en
formation. Toutes les petites accumulations dunaires de ce
type sont rapidement colonisées par des plantes variées qui
se localisent en général sur la pente au vent pour les cypéracées (Cyperus pedonculatus, Cyperus stoloniferus) et les
graminées (Thuarea involuta, Spinifex littoreus) et au sommet pour les succulentes (Carpobrotus glaucescens ;
fig. 8). Ces plantes sont les compagnes habituelles de Ipomea pes caprae dans l’association « Pes caprae », qui
constitue le groupement pionnier de reconquête habituelle
des milieux sableux sur le littoral de Sumatra. Espèce dominante de l’association, Ipomea pes caprae, ou pied de
chèvre, appartient à la famille des Convolvulus. Elle émet à
partir d’une racine centrale des stolons rayonnants qui,
croissant rapidement, peuvent atteindre 40 m de longueur
dans le secteur d’étude. La figure 9 montre le dynamisme
des stolons sur les espaces sableux et l’efficacité de la couverture que produit ce végétal. Toutes les plantes de cette association sont adaptées au milieu extrêmement contraignant
de la frange littorale, c’est-à-dire aux périodes de sécheresse édaphique prolongées et aux températures élevées du sol.
Les déchaussements ou les recouvrements par du sable ne
constituent pas de gêne à leur développement, car elles sont
adaptées aux supports sableux, à très faible teneur en nutriments. Le seul facteur limitant leur implantation est la disponibilité en eau douce. Aucune de ces espèces n’est halo-
Le travail des eaux de ruissellement, en particulier lors
des averses de forte intensité pendant la saison des pluies,
peut fréquemment engendrer des phénomènes d’érosion ;
cependant, ceux-ci restent concentrés le long des berges des
cours d’eau. En revanche, la destruction des
mangroves, des cocoteraies, des filaos mais
aussi de l’ensemble du bâti a eu pour conséquence un accroissement de la vitesse du vent
d’ouest, appelé localement angin bohorok, qui
souffle régulièrement sur l’extrémité nord de
Sumatra. Cette modification très sensible des
données anémométriques a été observée par
l’ensemble des personnes questionnées dans la
ville de Banda Aceh et le secteur de Kajhu Perumnas. Elle ne correspond pas à une modification réelle du régime anémométrique régional
mais à une conséquence locale, liée à une diminution drastique de la rugosité. Les coups de
vent s’accompagnent d’une prise en charge du
sable qui se déplace en formant un nuage
dense au ras du sol. Ce processus de déflation
très efficace entraîne un transfert du sable prélevé dans les espaces côtiers vers l’intérieur
des terres selon une direction prédominante Fig. 6 – Champ de petites dunes, photo prise en direction du NW.
vers l’est.
Fig. 6 – Field of small sand dunes, picture taken to the NW.
341
Fig. 7 – Dune en formation dans le secteur 9 (voir fig. 2). Hauteur : 0,42 m,
longueur 5,5 m, largeur 3 m.
Fig. 7 – Developing dune in area 9 (see fig. 2). Height: 0.42 m, length: 5.5 m,
width: 3 m.
d’un pivot principal (a sur la fig. 8) qui traverse
la dune et s’enfonce dans le dépôt sableux laissé
par le tsunami. Un système traçant, abondant,
part de la racine pivot à différents niveaux. Les
racines traçantes les plus longues prennent naissance à l’interface entre le dépôt du tsunami et la
base de l’accumulation (b, fig. 8). Un ancrage efficace à la surface de la dune est assuré par des
racines verticales, de quelques centimètres de
long, qui sont émises au niveau des nœuds sur les
stolons rampants sur le sable (c, fig. 8). La racine principale qui montre des sections plus
épaisses et d’autres plus étroites, ainsi que le départ de racines traçantes à divers niveaux dans le
matériel d’accumulation, traduisent une croissance du végétal par étapes et l’ajustement à la hauteur du sable qui s’élève au fur et à mesure de
l’engraissement de la dune.
Cette dynamique éolienne est très active dans
tous les espaces dévastés dans le secteur de
Kajhu Perumnas en raison de l’importance le
long du littoral des sources de sable alimentant
ces transferts. Le volume de sable éolien ainsi
accumulé en un an est de 1 100 m3 par hectare
sur les 100 hectares du secteur étudié. Ces transferts de sable succédant au tsunami se sont progressivement ralentis puis ont cessé dans l’année
suivant l’événement. Les dunes, puis les espaces
inter-dunaires, sont rapidement envahis par une
végétation luxuriante qui fige, pour un temps,
l’évolution morphologique.
Transferts à long terme
Le séisme du 26 décembre 2004 a provoqué
une subsidence de l’extrémité nord de Sumatra
Fig. 8 – Coupe dans une dune, longue de 1 m, montrant le système racinaire de quelques dizaines de centimètres à 2 mètres
de Carpobrotus glaucescens. A l'avant, la crête de la dune est dirigée vers l'est. de hauteur (Meltzner et al., 2006). Cette subsiFig. 8 – Section through a dune (length: 1m) showing the root system of Car- dence est partiellement responsable du recul du
trait de côte, qui varie en fonction de la pente du
pobrotus glaucescens. At the front, the dune crest is oriented to the east.
rivage. En prélevant des sédiments sur les plages
phile, ce qui explique leur installation privilégiée sur les ac- et les dunes, le tsunami a également contribué à ce recul. La
cumulations de sables remaniés et lavés par les pluies, alors comparaison des lignes de rivage retracées à partir d’un lot
qu’elles sont totalement absentes, huit mois après le tsuna- de photographies aériennes (janvier 1995, échelle 1/20 000)
mi, des espaces inter-dunaires affectés par les remontées ca- et d’images satellitales postérieures au tsunami (scènes Ikopillaires d’eau salée (fig. 6). Une fois que les plantules par- nos du 28 décembre 2004 et Spot 5 du 30 décembre 2004)
viennent à s’enraciner sur les espaces ouverts, balayés par (fig. 2), révèle un retrait de 750 à 2000 m selon les secteurs.
le vent, elles piègent le sable qui forme toujours une petite La surface correspondante est estimée à 2,1 km2 pour une
accumulation au pied de la plante. L’accumulation du sable zone côtière longue de 1,5 km. Des relevés du trait de côte
ensevelit la plante qui croît vers le haut et se développe à par cheminement GPS montrent une progradation régulière
nouveau à la surface de la dune et ainsi de suite (Carolin et du trait de côte depuis le tsunami, de l’ordre de 150 à 500 m
Clarke, 1991). Ce fonctionnement, identique à celui de la entre juin 2005 et août 2006.
formation des nebkhas en milieux désertiques, est caractéLe déplacement de sédiments contribue au rééquilibrage
ristique de Carpobrotus glaucescens de la famille des Ai- des zones littorales perturbées par les modifications brutales
zoaceaea, dont quatre des vingt-cinq espèces du genre sont provoquées par le séisme et le tsunami. Dans le secteur de
originaires d’Australie. La figure 8 montre une dune, colo- Kajhu Perumnas, l’impact morphologique du tsunami a été
nisée par Carpobrotus, dont l’un des flancs a été recoupé relativement faible. Si l’ensemble des quartiers densément
dans le sens longitudinal. Le système racinaire est constitué bâtis a été complètement détruit par les vagues, le passage de
342
marins ou fluviatiles. Leur concentration
dans le niveau de surface pourrait être liée au
remaniement éolien pelliculaire qui, survenant après le tsunami, se distingue très mal
des sables fins sous-jacents. Il est difficile de
savoir si l’aspect brillant des petits éclats (qui
affectent près d’un tiers des grains) au départ
des fissures, doit être mis en relation avec les
chocs violents entre les grains lors du transport et/ou à cause de la turbulence sur le front
des vagues, ou s’il préexistait au moment du
tsunami. Cette turbulence liée au passage des
vagues a pu être suffisante pour fissurer ou
casser les grains de sables. Elle n’a cependant
pas duré assez longtemps pour permettre
l’usure et l’estompage de l’aspect mat sur les
parties convexes des grains. En revanche, la
proportion de grains cassés dans la couche de
surface, 15 % contre 2 à 3 % pour le reste du
Fig. 9 – Restes de constructions envahies par Ipomea pes caprae.
dépôt, reste difficile à expliquer. Le remanieFig. 9 – Remains of buildings covered by Ipomea pes caprae.
ment pelliculaire de surface correspond à une
reprise en charge d’origine éolienne. Les
ces dernières fut surtout efficace sur le front de mer où les chocs durant leur transfert éolien ont pu casser des grains
dunes ont été arasées. Ailleurs, les traces d’érosion étant rares, déjà fragilisés par les fissures.
c’est l’accumulation qui a prédominé. L’étalement de sédiLe tsunami a comporté un train d’une dizaine de vagues.
ments sableux sur une épaisseur variant entre 1 et 71 cm n’a Les trois premières vagues décrites comme les plus vioconstitué qu’une retouche apparemment légère sur l’en- lentes et les plus turbulentes ont été les plus destructrices.
semble de la plaine littorale. Le fond des lagunes et des Les deux dernières ont été les plus faibles. Chaque onde
bassins d’aquaculture a été tapissé par 30 à 40 cm de sable, abordant la côte correspond à une poussée de l’eau vers la
mais n’a pas été totalement oblitéré. Seul le fleuve Lomnga terre avec une turbulence très forte au passage du front, les
qui longeait la côte vers l’ouest, débouchant dans une lagune ondes successives « surfant » sur les précédentes. En
séparée de l’océan par un lido (interrompu par la passe de conséquence, la progression de l’eau à l’intérieur des terres
Gigien), a été comblé. La flèche de sable a disparu au moment s’est accompagnée d’un ralentissement et du passage produ tsunami. Il aura fallu à ce fleuve un peu plus de deux ans gressif d’un écoulement turbulent à un autre de type lamipour se reformer et retrouver son cours initial ; il longe naire. Cet aspect de la dynamique d’inondation est essentiel
aujourd’hui la côte vers l’ouest et débouche à nouveau dans pour comprendre les conditions prévalant au moment du
la lagune, puis dans la mer par la passe de Gigien qui s’est dépôt en secteur proximal, médian puis distal. Un autre asrétablie sur son ancien emplacement.
pect fondamental de cette dynamique tient à l’épaisseur de
la lame d’eau. La première vague, d’une hauteur inférieure
Discussion
à deux mètres mais à vitesse élevée, est très érosive. La suivante, beaucoup plus élevée (environ 20 mètres), se comAu moment de l’événement, le mouvement fortement tur- porte de la même façon car une partie de l’eau de la vague
bulent au front des vagues du tsunami, visible sur de nom- précédente s’est retirée. Toutes les vagues suivantes sont
breux films vidéo, ainsi que la vitesse et l’épaisseur de la moins fortes car elles arrivent dans une lame d’eau de
lame d’eau, ont été responsables de la prise en charge d’une 15 mètres d’épaisseur. Leur action sur le fond est de fait plus
quantité considérable de matériaux dans un laps de temps ex- réduite. Il est alors possible de proposer un modèle associant
trêmement court. Les témoignages recueillis à Lampuuk ont dépôt et reprise en charge des sédiments en fonction de la
souvent fait état d’un « grand geyser jaune », tant la pro- distance au trait de côte.
portion de sable, mis en suspension lors du passage des
En secteur proximal, lors du flux, les vitesses élevées et la
vagues sur les dunes du front de mer, était importante. Les forte turbulence confèrent à chaque vague une énergie suffisables de la séquence de base dans le secteur de Kajhu pré- sante pour mobiliser les matériaux et par conséquent effacer
sentent tous une surface mate. Seule la séquence de surface, en grande partie la signature de la vague précédente (Paris et
déposée à la fin de l’événement, contient une faible propor- al., 2007a). La deuxième vague a mobilisé les dépôts de la
tion de grains luisants qui atteint 12 % dans le lit de surface. première. Les ondes suivantes n’ont peut-être pas permis de
Les sables déposés proviendraient ainsi majoritairement des mobiliser les dépôts des vagues antérieures. Lors du reflux,
dunes du front de mer. Ceci est confirmé par les courbes gra- l’eau descendante, en fin de course, a acquis une vitesse qui
nulométriques qui témoignent d’un bon tri du matériel. Les lui a permis de mobiliser à nouveau la partie supérieure du
grains luisants proviendraient du remaniement des sédiments matériel déposé. L’énergie de l’eau a été considérable lors
343
de ce reflux puisque la majeure partie des débris provenant
de la destruction du bâti a été entraînée vers la mer. Le dépôt
massif et grossier correspond ainsi à la base de la seconde
séquence, tronquée par l’érosion due au reflux.
En secteur intermédiaire, au moment du flux, la signature
de la première vague est certainement effacée. Les séquences dont le grano-classement est normal s’engraissent
au gré des bouffées sédimentaires apportées par chaque nouvelle onde sous une hauteur d’eau toujours importante,
comme l’ont montré par exemple A.G. Dawson et al.
(1996). La contribution des deux dernières vagues, qui sont
de faible puissance, est maigre voire inexistante. Il est possible que sept séquences aient été ainsi déposées, même si
les deux dernières restent peu visibles sur la figure 4, du fait
du faible contraste de la photographie. Lors du reflux, caractérisé par une accélération de l’eau vers la côte, la compétence des eaux de retrait peut avoir décapé le sommet des
dépôts, laissant sur place de quatre à une séquence seulement. Aucune marque d’érosion attribuable au reflux n’a cependant été observée sur le terrain. Le secteur médian présente en effet tous les intermédiaires entre le dépôt massif et
sans structure du secteur proximal et celui des nombreuses
séquences superposées du secteur distal. Ceci confirme,
comme l’ont déjà montré A.G. Dawson et al. (1996), G. Gelfenbaum et B. Jaffe (2003) et R. Paris et al. (2007a), qu’il
n’existe pas nécessairement de relation simple entre le
nombre de vagues et celui des séquences à grano-classement
normal dans les dépôts.
Le secteur distal correspond à l’arrivée des vagues en bout
de course. Les deux premières séquences ont été effacées
jusque dans ce secteur. Le flux dépose les séquences 2 à 8
(fig. 4) que le reflux ne peut mobiliser à nouveau en raison
d’une vitesse trop faible de l’eau. Entre ces séquences, les
dépôts laminaires brun noir correspondent au dépôt des limons en suspension et de la décantation au moment où la vitesse de l’eau, en bout de course, est quasi nulle. Un maximum de six séquences est observé à Kajhu en secteur distal
alors qu’il devrait être possible de dénombrer sept séquences.
Il est probable que le remaniement éolien de surface ait effacé la dernière séquence déposée. Des superpositions comparables, quoique moins nombreuses, de séquences présentant
un grano-classement normal ont été observées par de nombreux auteurs (par exemple Dawson et al., 1996 ; Dawson
and Shi, 2000 ; Hawkes et al., 2007 ; Hori et al., 2007 ;
Paris et al., 2007a). Dans ce secteur distal, nous attribuons à
la deuxième vague la séquence de base, qui est la plus épaisse dans toutes les coupes.
Lors du reflux, la reprise en charge des éléments fins, qui
constituent le sommet des séquences, requiert une vitesse de
l’eau plus importante que celle qui est nécessaire pour
remettre en mouvement du matériel plus grossier, moins
cohésif. Cette reprise en charge ne peut se faire en secteur
distal car l’eau, en début de course, a une vitesse très faible
(inférieure à 1 m/s). La vitesse nécessaire au remaniement
des sédiments déposés a pu être atteinte en secteur médian et
a fortiori proximal, autorisant ainsi l’érosion plus ou moins
importante de la partie supérieure des dépôts. Les coupes 1
et 2 (fig. 3) présentent des profils tronqués dont les lits supé344
rieurs de sables fins sont absents. Paradoxalement, cette
absence peut constituer ici une signature du backwash. Il est
probable que cette différenciation nette de la signature sédimentaire entre les deux secteurs proximal et distal ait été
favorisée par les conditions topographiques planes, permettant une diminution régulière de la turbulence lors de la
progression de l’eau dans les terres.
L’importance des perturbations engendrées par le tsunami
(décapage des sols, salinisation du substratum) a laissé penser
que la catastrophe humaine se doublerait d’une catastrophe
écologique sans précédent pour l’ensemble des terres basses
submergées. Sur la côte de Sumatra, il est surprenant de noter
que l’association de reconquête succédant au tsunami et
dominée par Ipomea pes caprae ne se différencie pas de l’association pionnière habituelle des littoraux de cette région.
Cette végétation, naturellement inféodée à la frange littorale,
s’est rapidement étendue sur les vastes espaces parcourus par
les vagues et recouverts de sables. Les plantes ont retrouvé
sur ces milieux dévastés des conditions propices à leur installation : un substrat sableux qu’elles ont colonisé à mesure
que la désalinisation progressait, favorisée par les précipitations abondantes et la porosité du matériau. Le climat chaud
et humide contribue également à la revégétalisation rapide.
En février 2007, une formation très dense et fermée, constituée de buissons et d’arbustes de 3 à 4 m de hauteur, avait
déjà recouvert une grande partie des espaces affectés par le
tsunami. Selon les témoignages recueillis auprès des paysans, cette végétation est identique à celle qui a toujours
existé à cet endroit.
Le trait de côte a brusquement reculé au moment de l’événement. Il est difficile, sur cette côte basse, de savoir quelle
part du recul est imputable à l’érosion effectuée par les
vagues du tsunami, puisque nous savons aussi que le séisme
a provoqué une subsidence de quelques dizaines de centimètres à 2 mètres (Meltzner et al., 2006), entraînant un
recul du trait côte, avant même l’arrivée des vagues. Les
preuves de cet enfoncement sont visibles partout : arbres
baignant dans l’eau de mer, sols des maisons au niveau de la
mer, etc. Depuis la catastrophe du 26 décembre 2004, l’engraissement des plages est régulier : il est alimenté par une
dérive littorale active à partir des apports du fleuve Angan,
à l’est, qui au moment des crues de la saison des pluies, libèrent dans l’océan un panache turbide, nettement observable
au large à plusieurs kilomètres du rivage.
Malgré son intensité hors du commun, les raisons du
faible impact morphologique du tsunami, tant en termes
d’érosion que de modification du trait de côte, sont certainement à rechercher dans le contexte morphologique initial
du secteur étudié : une basse plaine quasi horizontale. L’essentiel de l’énergie de la première vague, dont le front
turbulent est arrivé au niveau du sol, a été absorbé par la
destruction des bâtiments. La vague suivante, la plus puissante, qui est arrivée dans une lame d’eau qui n’excédait
guère 2 m d’épaisseur, a terminé le travail de destruction de
la première. Les vagues suivantes sont arrivées alors que
l’eau atteignait déjà 15 mètres de hauteur. Moins puissantes
que les premières, elles n’ont donc pas pu jouer un rôle morphogénique important. À hauteur d’inondation égale, sur la
côte plate, ouverte vers la mer, mais dépourvue de constructions au nord de Meulaboh, l’impact morphogénique a été
nettement plus important. En témoigne un énorme bloc de
80 m x 60 m x 2 m, constitué d’un morceau de terrain
avec des arbres enracinés (et toujours verts longtemps après
l’événement), qui a été décollé de son support et poussé par
les vagues sur plus de 100 mètres, puis abandonné en travers de la route littorale reliant Meulaboh à Banda Aceh. Sur
la côte ouest de Banda Aceh, où les vagues ont atteint des
altitudes excédant 30 m (51 m au maximum cf. Lavigne et
al., 2006), le tsunami a également arasé les dunes, mais
aussi balayé les plages, érodé les versants et les berges des
cours d’eau, décapé les sols et mis à nu les racines des arbres
et les fondations des bâtiments (Paris et al., 2007b).
Conclusion
Un tsunami est un événement brutal, susceptible de modifier profondément les équilibres sédimentaires littoraux en
remaniant des volumes de matériaux meubles considérables
en quelques heures (4 730 m3 par hectare en secteur distal
dans le district de Kajhu) c’est-à-dire de manière quasi instantanée. Une fois la crise passée, des rééquilibrages se
produisent, assurés par des transferts de sédiments à court
terme (quelques mois) et à long terme (excédant l’année).
Sur la côte nord-est de Banda Aceh, l’essentiel des matériaux pris en charge par les vagues et redistribués sur la
vaste zone plane littorale jusqu’à 3 km de distance du trait
de côte a été prélevé sur des stocks sédimentaires dunaires
en arrière de l’ancien rivage et, en moindre proportion sur le
lido, sur des stocks fluviatiles de la Lomnga qui longeait la
côte avant de déboucher dans la mer. L’état de surface des
grains de sables mobilisés, mats en très grande majorité (88
à 100 %), correspond à une éolisation préalable des matériaux transportés. Le mode principal des grains correspond
à la compétence du vent. Une proportion non négligeable
des grains (30 %) présente en outre des fissures ou des cassures fraîches. Celles-ci, acquises récemment, sont dues à la
collision des grains dans un écoulement turbulent durant
leur transport. La dynamique de l’eau lors de l’avancée de
chaque vague à l’intérieur des terres engendre une structure
du dépôt qui devient plus complexe au fur et à mesure de la
progression dans les terres. En secteur proximal, elle correspond à une séquence généralement tronquée tandis qu’en
secteur distal un nombre croissant de séquences identiques
se superposent lorsqu’on s’éloigne de la côte.
Après le tsunami, la reprise en charge, par le vent, des
sédiments déposés fut très active sur ces vastes espaces arasés et dépourvus de végétation. Des champs de dunes se
formèrent rapidement. L’engraissement de ces dunes, rapide dans les six premiers mois après l’événement, décrut
progressivement car il fut freiné par l’efficacité de la reconquête végétale. Celle-ci ne progressa pas partout à la même
vitesse car elle dépendit de la désalinisation du support
(sable ou sol) liée à l’abondance des précipitations. La
réinstallation de la végétation sur les zones sources qui, en
arrière de l’estran, alimentaient la déflation, limita puis bloqua les processus de transferts éoliens dans un laps de temps
de six à douze mois après le tsunami. Les sables acheminés
le long de la côte par la dérive littorale participent depuis à
l’engraissement des plages et à la progression de l’estran
vers la mer.
Les impacts morphologiques sur cette côte plane de Kajhu
Perumnas restent limités et c’est certainement l’arasement des
dunes du front de mer qui constitue la perturbation majeure
dans ce secteur. Somme toute assez limité par rapport à la
magnitude du séisme et du tsunami, cet impact est certainement lié au fait que la destruction du bâti a absorbé la plus
grande quantité d’énergie des premières vagues. Les suivantes, moins fortes, sont arrivées dans une lame d’eau de
15 mètres et leur action au sol aurait été nul. Le backwash, au
comportement laminaire sur cette surface subhorizontale, a
décapé les dépôts apportés par les vagues en secteur proximal,
mais n’a pas engendré de marques d’érosion significatives,
comme ce fut pourtant le cas dans la baie de Lhok Nga, au
sud. Une comparaison entre les effets des vagues dans ce
secteur, très densément bâti avant le tsunami, et une zone
identique dépourvue de constructions et également submergée, pourrait peut-être permettre de comprendre la
répartition irrégulière des retouches morphologiques exercées par les vagues. Dans le secteur de Kajhu Permunas, le
tsunami n’a donc pas abouti à la création d’un nouveau système morphogénique. Un retour au système préexistant est
progressivement survenu en moins de trois ans, c’est-à-dire
dans un laps de temps rapide. Les observations systématiques à plus long terme nous permettront de savoir si la
situation décrite est déjà figée ou si d’autres retouches morphologiques vont se poursuivre.
Remerciements
Cette étude a été conduite dans le cadre du programme
Tsunarisque, financé par la Délégation Interministérielle
pour l’Aide Post-Tsunami (DIPT) et de l’ATIP Jeunes Chercheurs du CNRS. Les auteurs remercient chaleureusement
F. Flohic et B. De Coster pour leur contribution à la réalisation de cette étude, ainsi que Adi Widagdo, étudiant en
géographie à l’université Gadjah Mada à Yogjakarta, Java,
pour son aide précieuse sur le terrain. Nous remercions
également C. Thouin, qui a amélioré la version abrégée
anglaise. Nous remercions enfin chaleureusement J.C. Thouret et H. Regnauld pour la relecture de ce travail et
leurs précieuses remarques.
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Article soumis le 9 novembre 2007, accepté le 6 décembre 2007.

Faciès et transferts sédimentaires associés au tsunami du 26

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