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Tsunarisque

 | 
Franck Lavigne
, 
Raphaël Paris

Chapitre 2. Impacts environnementaux du tsunami

Transferts sédimentaires syn- et post-tsunami à Kajhu, nord-est de Banda Aceh

Patrick Wassmer, Philippe Baumert, Franck Lavigne, Raphaël Paris e Junun Sartohadi

Abstract

The district of Kajhu Perumnas, located north-east of Banda Aceh, is a flat area that allowed wave penetration far inland, until 5 km in some places. The topography was locally modified by the turbulent wave front and then buried by a layer of sediment translocated from the beaches and seafront dunes. In order to better understand the link between wave dynamics and sediment facies in that particular setting, the tsunami deposits were studied in the light of direct and indirect evidence concerning the number and behaviour of the waves involved. The respective roles of run up and backwash on the sedimentary signature were also studied. Near the sea, the deposits were found to be coarse and ungraded, whereas inland the frequency of stratified normally graded sequences increases. 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. On flat zones located inland, the deflation caused an accumulation of sand, which now forms fields of small dunes that are rapidly growing in size Measurements carried out in August 2005 have estimated that ~1100 m3·ha– 1 of coastal sediment was transported and deposited inland.
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. 1) at a rate of 150 m to 500 m during the year following the event.

Testo integrale

1. Introduction

FIG. 1. Localisation de la zone d’étude de Kajhu Perumnas.
1 : direction de la vague principale (deuxième ou troisième selon les secteurs) ; 2 : direction principale du backwash ; 3 : hauteur de runup (m) ; 4 : trait de côte en octobre 1995 (photographie aérienne 1/20 000) ; 5 : trait de côte en juin 2005 (photographie aérienne Bakosurtanal 1/5 000) ; 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.

1Un 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 se définit 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. Tout au contraire, 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 & 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 & Shi, 2000 ; Scheffers & Kelletat, 2003 ; Gelfenbaum & Jaffe, 2003 ; Jaffe et al., 2003 ; Cantalamessa & Di Celma, 2005 ; Cisternas et al., 2005 ; Pérez-Torrado et al., 2006, Wassmer et al., 2007). 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 nécessite parfois plusieurs jours sur un littoral subhorizontal, 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 & Du, 2008).

2Le 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 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 m vers le haut selon Synolakis et al. (2005) et T. Lay et al. (2005), voire d’une vingtaine de mètres selon Fu & 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 (voir dans cet ouvrage Lavigne et al., pp. 27).

3Le tsunami a provoqué 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 ; Paris et al., 2007b ; Srinivasalu et al., 2007 ; Umitsu et al., 2007 ; Morton et al., 2008), 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 & Shi, 2000).

4L’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 cette 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.) sont bien connues (voir cet ouvrage, Lavigne et al., p. 27), 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 tsunami n’a quasiment jamais fait l’objet d’observations décrites dans la littérature. L’impact morphosédimentaire des tsunamis n’a en effet été appréhendé que de façon instantanée jusqu’ici.

2. Le cadre du secteur d’étude

5Dans 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 baie d’Aceh et celle 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 formations 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.

6Le secteur étudié est celui de Kajhu Perumnas au nord-est de l’agglomération de Banda Aceh (Fig. 1). 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, 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.

7Le 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 (voir dans cet ouvrage Lavigne et al., p. 27 ; 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 au tsunami 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 au 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.

3. Méthodes de terrain et de laboratoire

8Les investigations de terrain ont été effectuées au cours de 3 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 atteindre 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 rivage antérieur au tsunami (Fig. 1 et Fig. 2). 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.

9Les traits de côte consécutifs ont été tracés par cheminements avec un GPS (GeoXTTM 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 à partir d’une mission de photographies aériennes au 1/20 000e datant de janvier 1995 et d’images satellitales postérieures au tsunami (Ikonos, 28 décembre 2004 et Spot 5, 30 décembre 2004). Les trois dimensions des dunes ont été mesurées. Pour certaines d’entre elles le volume a été calculé par la méthode des intégrales graphiques. Une étude des relations existant entre les dimensions deux à deux a été réalisée (coefficient linéaire de Bravais-Pearson : r). Les moyennes de r étant proches de 1, nous avons admis que la corrélation linéaire était positive et que L, l et h variaient proportionnellement, ce qui permettait de passer des dimensions aux volumes avec une approximation acceptable et de calculer ainsi les quantités de sable accumulé. Les échantillons de sable ont été soumis à une analyse granulométrique après destruction de la matière organique au péroxyde d’hydrogène (granulomètre Laser Beckman Coulter L 230, module voie fluide ; fractions de 2 000 à 0,040 μm). Enfin, une morphoscopie a été faite au binoculaire sur les refus de tamis de 125 μ à 500 μ (tamisage à sec) afin de déterminer l’origine des sables et les marques éventuelles imputables au tsunami.

FIG. 2. Différenciation sédimentaire progressive des dépôts par stratification et granoclassement le long d’un transect ouest-nord-ouest – est-sud-est conforme à la direction principale des vagues.
1 : sable gris, fin à très fin ; 2 : sable gris présentant un litage fruste ; 3 : sable beige moyen ; 4 : sable beige moyen à grossier ; 5 : sable grossier ; 6 : fine couche de sable fin noir ; 7 : fin niveau présentant une coloration rouille ; 8 : sol brunâtre antétsunami ; 9 : sol brunâtre antétsunami, présence de racines très abondantes ; 10 : séquences identifiées ; 11 : échantillons ; 12 : distance au trait de côte antétsunami. Coordonnées des profils sédimentaires. Coupe 1 : 46 N 0763815/UTM0620350 ; Coupe 2 : 46 N 0764049/UTM 0620318 ; Coupe 3 : 46 N 0764202/UTM 0620272 ; Coupe 4 : 46 N 0764300/UTM 0620224.

4. Mobilisation et transferts sédimentaires dus au tsunami

10Dans le secteur de Kajhu Perumnas, dix vagues sont survenues, si l’on compte les trains d’ondes de faible intensité qui ont suivi les trois vagues principales. Elles ont abordé le secteur avec une incidence principale nord-ouest (cet ouvrage, Lavigne et al., p. 27), libérant une énergie considérable responsable de la destruction totale du bâti sur toute cette zone ouverte sur la mer. Nous ne disposons pas de témoignages permettant d’évaluer la vitesse de l’eau au moment de l’événement. Celle-ci aurait été assez proche de celle qui fut estimée à 4 m/s par H.M. Fritz et al. (2006) d’après une vidéo amateur, tandis que la hauteur de submersion mesurée correspond à une quinzaine de mètres (Lavigne et al., ce volume). Nous distinguons au sein des dépôts et, par déduction, des transferts liés à l’événement que nous qualifierons d’instantanés, ceux qui sont liés au passage des vagues successives lors de la vague montante (uprush) et ceux qui sont imputables au retrait de la mer (backwash).

11Les observations de terrain montrent que la signature sédimentaire du tsunami devient plus complexe à mesure que l’on s’éloigne de la mer. La figure 2, avec 4 coupes disposées selon un transect orienté ouest-nord-ouest – est-sud-est, conformément à l’une des deux directions des vagues principales, révèle cette différenciation. En secteur proximal, les dépôts de couleur beige apparaissent massifs et homogènes, sans stratification ni granoclassement, et sont constitués de sables assez grossiers exempts de débris coquilliers (coupe 1, Fig. 2). Ces sables beiges, grossiers, forment 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. 3). 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. Un passage abrupt marque le contact supérieur de ce dépôt avec une seconde séquence sableuse aux caractéristiques identiques. Cette évolution s’affirme dans le secteur distal par l’adjonction d’une, puis de deux nouvelles séquences similaires (coupes 3 et 4, Fig. 2). Sur un autre transect orienté nord-nord-ouest – sud-sud-est, les coupes situées dans le secteur distal présentent 5 à 6 séquences identiques, superposées et bien différenciées (Fig. 4). 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 granoclassement 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 brune à noire. À la surface, un lit d’épaisseur millimétrique remanié et postérieur au tsunami se distingue parfois du sommet de la dernière séquence.

FIG. 3. Profil sédimentaire différencié présentant des rip-up clasts à la base des 3 premières couches. 1a : sable gris-beige, présence de rip-up clasts.
1b : sable gris fin ; 2 : sable beige, grossier à la base, présence de petits rip-up clasts ; sable gris, fin, au sommet ; 3a : sable beige grossier, présence de petits rip-up clasts ; 3b : sable gris fin ; 4a : sable beige moyen ; 4b sable gris fin ; R : couche superficielle remaniée.

FIG. 4. Profil sédimentaire n° 5 (voir Fig. 2) présentant une séquence de 5 unités principales superposées à granoclassement normal.

12Une analyse granulométrique pratiquée sur les 3 séquences identifiées dans la coupe 4 (Fig. 2), localisée à 1 810 m de la côte, souligne une évolution de la taille moyenne des sables de la base au sommet, confirmant le granoclassement normal : de 234 μ à 70 μ dans la séquence basale, de 122 μ à 111 μ dans la médiane et enfin de 134 μ à 111 μ dans celle du sommet. Les courbes granulométriques montrent un très bon tri du matériel dans l’ensemble de la coupe (σϕ ou indice d’Inman le plus souvent compris entre 0,5 et 0,8). L’analyse morphoscopique permet de constater que, de la base au sommet, les grains des deux premières séquences présentent tous une surface mate, qui ne s’estompe pas sur leurs parties convexes des grains. Seule la séquence superficielle, dans laquelle les grains mats prédominent, présente respectivement 4 % de grains luisants parmi les sables grossiers et 12 % parmi les sables fins. Une proportion des grains, qui varie entre 25 et 30 % selon les niveaux, montre de nombreuses écailles délimitées par des fissures visibles, qui rappellent celles décrites par Bruzzi & Prone (2000). Elles sont superficielles ou, au contraire, affectent lamasse du grain. À la surface, leur amorce correspond en général à un petit éclat caractérisé par une surface en creux souvent anguleuse qui présente un aspect lisse et brillant sous la lumière. En outre, 2 à 3 % seulement des grains montrent une cassure luisante. Ces cas existent à tous les niveaux, mais la 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.

5. Mobilisation et transferts sédimentaires postérieurs au tsunami

13Une 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 subhorizontale, 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.

5.1. Transferts à court terme

14Le 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 vers l’est.

15La 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, 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. 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). 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 Ipomée 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. 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, de même que la très faible teneur en nutriments des supports sableux. Le seul facteur limitant leur implantation est la disponibilité en eau douce. Aucune de ces espèces n’est halophile, ce qui explique leur installation privilégiée sur les accumulations de sables remaniés et lavés par les pluies, alors qu’elles sont totalement absentes, 8 mois après le tsunami, des espaces interdunaires affectés par les remontées capillaires d’eau salée. Une fois que les plantules parviennent à s’enraciner sur les espaces ouverts, balayés par le vent, elles piègent le sable qui forme toujours une petite accumulation au pied de la plante. L’accumulation du sable ensevelit la plante qui croît vers le haut et se développe à nouveau à la surface de la dune, et ainsi de suite (Carolin & Clarke, 1991). Ce fonctionnement, identique à celui de la formation des nebkhas en milieux désertiques, est caractéristique de Carpobrotus glaucescens de la famille des Aizoaceaea, dont 4 des 25 espèces du genre sont originaires d’Australie. Le système racinaire de Carpobrotus est constitué d’un pivot principal 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. 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. 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 un ajustement à la hauteur du sable qui s’élève au fur et à mesure de l’engraissement de la dune.

16Cette 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 ha 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 interdunaires, sont rapidement envahis par une végétation luxuriante qui fige, pour un temps, l’évolution morphologique.

5.2. Transferts à long terme

17Le séisme du 26 décembre 2004 a provoqué une subsidence de l’extrémité nord de Sumatra de quelques dizaines de centimètres à 2 m de hauteur (Meltzner et al., 2006). Cette subsidence est partiellement responsable du recul du trait de côte, qui varie en fonction de la pente du rivage. En prélevant des sédiments sur les plages et les dunes, le tsunami a également contribué à ce recul. La comparaison des lignes de rivage retracées à partir d’un lot de photographies aériennes (janvier 1995, échelle 1/20 000) et d’images satellitales postérieures au tsunami (scènes Ikonos du 28 décembre 2004 et Spot 5 du 30 décembre 2004) (Fig. 2) révèle un retrait de 750 à 2 000 m selon les secteurs. La surface correspondante est estimée à 2,1 km2 pour une zone côtière longue de 1,5 km. Des relevés du trait de côte par cheminement GPS montrent une progradation régulière du trait de côte depuis le tsunami, de l’ordre de 150 à 500 m entre juin 2005 et août 2006.

18Le déplacement de sédiments contribue au rééquilibrage des zones littorales perturbées par les modifications brutales provoquées par le séisme et le tsunami. Dans le secteur de Kajhu Perumnas, l’impact morphologique du tsunami a été relativement faible. Si l’ensemble des quartiers densément bâtis a été complètement détruit par les vagues, le passage de ces dernières a surtout été efficace sur le front de mer où les dunes ont été arasées. Ailleurs, les traces d’érosion étant rares, c’est l’accumulation qui a prédominé. L’étalement de sédiments sableux sur une épaisseur variant entre 1 et 71 cm n’a constitué qu’une retouche apparemment légère sur l’ensemble de la plaine littorale. Le fond des lagunes et des bassins d’aquaculture a été tapissé par 30 à 40 cm de sable, mais n’a pas été totalement oblitéré. Seul le fleuve Lomnga qui longeait la côte vers l’ouest, débouchant dans une lagune séparée de l’océan par un lido (interrompu par la passe de Gigien), a été comblé. La flèche de sable a disparu au moment du tsunami. Il aura fallu à ce fleuve un peu plus de deux ans pour se reformer et retrouver son cours initial. Il longe aujourd’hui la côte vers l’ouest et débouche à nouveau dans la lagune, puis dans la mer par la passe de Gigien qui s’est rétablie sur son ancien emplacement.

6. Discussion

19Au moment de l’événement, le mouvement fortement turbulent au front des vagues du tsunami, visible sur de nombreux films vidéo, ainsi que la vitesse et l’épaisseur de la lame d’eau, ont été responsables de la prise en charge d’une quantité considérable de matériaux dans un laps de temps extrêmement court. Les témoignages recueillis à Lampuuk ont souvent fait état d’un « grand geyser jaune », tant la proportion de sable mis en suspension lors du passage des vagues sur les dunes du front de mer était importante. Les sables de la séquence de base dans le secteur de Kajhu présentent tous une surface mate. Seule la séquence de surface, déposée à la fin de l’événement, contient une faible proportion de grains luisants qui atteint 12 % dans le lit de surface. Les sables déposés proviendraient ainsi majoritairement des dunes du front de mer. Ceci est confirmé par les courbes granulométriques qui témoignent d’un bon tri du matériel. Les grains luisants seraient issus du remaniement des sédiments 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 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 sable. 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 dépôt, reste difficile à expliquer. Le remaniement pelliculaire de surface correspond à une reprise en charge d’origine éolienne. Les chocs durant leur transfert éolien ont pu casser des grains déjà fragilisés par les fissures.

20Le tsunami a comporté un train d’une dizaine de vagues. Les trois premières vagues décrites comme les plus violentes et les plus turbulentes ont été les plus destructrices. Les deux dernières ont été les plus faibles. Chaque onde abordant la côte correspond à une poussée de l’eau vers la terre avec une turbulence très forte au passage du front, les ondes successives « surfant » sur les précédentes. En conséquence, la progression de l’eau à l’intérieur des terres s’est accompagnée d’un ralentissement et du passage progressif d’un écoulement turbulent à un autre de type laminaire. Cet aspect de la dynamique d’inondation est essentiel pour comprendre les conditions prévalant au moment du dépôt en secteur proximal, médian puis distal. Un autre aspect fondamental de cette dynamique tient à l’épaisseur de la lame d’eau. La première vague, d’une hauteur inférieure à 2 m mais à vitesse élevée, est très érosive. La suivante, beaucoup plus élevée (environ 20 m), se comporte de la même façon car une partie de l’eau de la vague précédente s’est retirée. Toutes les vagues suivantes sont moins fortes car elles arrivent dans une lame d’eau de 15 m d’épaisseur. Leur action sur le fond est de fait plus réduite. Il est alors possible de proposer un modèle associant dépôt et reprise en charge des sédiments en fonction de la distance au trait de côte.

21En secteur proximal, lors du flux, les vitesses élevées et la forte turbulence confèrent à chaque vague une énergie suffisante pour mobiliser les matériaux et par conséquent effacer en grande partie la signature de la vague précédente (Paris et al., 2007a). La deuxième vague a mobilisé les dépôts de la première. Les ondes suivantes n’ont peut-être pas permis de mobiliser les dépôts des vagues antérieures. Lors du reflux, l’eau descendante, en fin de course, a acquis une vitesse qui lui a permis de mobiliser à nouveau la partie supérieure du matériel déposé. L’énergie de l’eau a été considérable lors 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 deuxième séquence, tronquée par l’érosion due au reflux.

22En secteur intermédiaire, au moment du flux, la signature de la première vague est certainement effacée. Les séquences dont le granoclassement 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 7 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 4 à 1 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 Dawson et al., (1996), Gelfenbaum & Jaffe (2003) et Paris et al. (2007a), qu’il n’existe pas nécessairement de relation simple entre le nombre de vagues et celui des séquences à granoclassement normal dans les dépôts.

23Le secteur distal correspond à l’arrivée des vagues en bout de course. Il est probable qu’en raison de sa faible hauteur, la première vague ne l’atteigne pas. Le flux dépose les séquences 2 à 8 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 6 séquences est observé à Kajhu en secteur distal alors qu’il devrait être possible de dénombrer 7 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 granoclassement 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.

24Lors 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. 2) présentent des profils tronqués dont les lits supérieurs 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.

25L’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 sable. 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 ne diffère aucunement de celle qui a toujours existé à cet endroit.

26Le 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 m (Meltzner et al., 2006), entraînant un recul du trait de 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, libère dans l’océan un panache turbide, nettement observable au large à plusieurs kilomètres du rivage.

27Malgré 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 m de hauteur. Moins puissantes que les premières, elles n’ont 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 fort. En témoigne un énorme bloc de 80 m × 60 m × 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 m, 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, voir 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).

7. Conclusion

28Un 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/ha 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.

29Après le tsunami, la reprise en charge, par le vent, des sédiments déposés a été très active sur ces vastes espaces arasés et dépourvus de végétation. Des champs de dunes se sont rapidement formés. L’engraissement de ces dunes, rapide dans les 6 premiers mois après l’événement, a progressivement décru car il a été freiné par l’efficacité de la reconquête végétale. Celle-ci n’a pas progressé partout à la même vitesse car elle dépendait 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, a limité puis bloqué les processus de transferts éoliens dans un laps de temps de 6 à 12 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.

30Les 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 m et leur action au sol aurait été nulle. 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 cela a pourtant été 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 Perumnas, 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 3 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.

Indice delle illustrazioni

Legenda FIG. 1. Localisation de la zone d’étude de Kajhu Perumnas.1 : direction de la vague principale (deuxième ou troisième selon les secteurs) ; 2 : direction principale du backwash ; 3 : hauteur de runup (m) ; 4 : trait de côte en octobre 1995 (photographie aérienne 1/20 000) ; 5 : trait de côte en juin 2005 (photographie aérienne Bakosurtanal 1/5 000) ; 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.
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Legenda FIG. 2. Différenciation sédimentaire progressive des dépôts par stratification et granoclassement le long d’un transect ouest-nord-ouest – est-sud-est conforme à la direction principale des vagues.1 : sable gris, fin à très fin ; 2 : sable gris présentant un litage fruste ; 3 : sable beige moyen ; 4 : sable beige moyen à grossier ; 5 : sable grossier ; 6 : fine couche de sable fin noir ; 7 : fin niveau présentant une coloration rouille ; 8 : sol brunâtre antétsunami ; 9 : sol brunâtre antétsunami, présence de racines très abondantes ; 10 : séquences identifiées ; 11 : échantillons ; 12 : distance au trait de côte antétsunami. Coordonnées des profils sédimentaires. Coupe 1 : 46 N 0763815/UTM0620350 ; Coupe 2 : 46 N 0764049/UTM 0620318 ; Coupe 3 : 46 N 0764202/UTM 0620272 ; Coupe 4 : 46 N 0764300/UTM 0620224.
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Legenda FIG. 3. Profil sédimentaire différencié présentant des rip-up clasts à la base des 3 premières couches. 1a : sable gris-beige, présence de rip-up clasts. 1b : sable gris fin ; 2 : sable beige, grossier à la base, présence de petits rip-up clasts ; sable gris, fin, au sommet ; 3a : sable beige grossier, présence de petits rip-up clasts ; 3b : sable gris fin ; 4a : sable beige moyen ; 4b sable gris fin ; R : couche superficielle remaniée.
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Legenda FIG. 4. Profil sédimentaire n° 5 (voir Fig. 2) présentant une séquence de 5 unités principales superposées à granoclassement normal.
URL http://books.openedition.org/psorbonne/docannexe/image/3806/img-4.jpg
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Autori

© Éditions de la Sorbonne, 2011

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