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Evolution géomorphologique de la vallée de la Gendol à la suite de l’éruption d’octobre 2010 du volcan Merapi (Java, Indonésie)

Geomorphological evolution of the Gendol valley following the October 2010 eruption of Mt Merapi (Java, Indonesia)
Anouk Ville, Franck Lavigne, Clément Virmoux, Daniel Brunstein, Édouard de Bélizal, Sandy Budi Wibowo et Danang Sri Hadmoko
p. 235-250

Résumés

Les nombreuses vallées qui découpent les flancs du Merapi sont caractérisées par des évolutions rapides, liées directement comme indirectement à l’activité du volcan. Dans une section de la rivière Gendol, située entre 6 et 11 km du sommet du volcan, les coulées et déferlantes pyroclastiques d’octobre et novembre 2010 ont tout d’abord comblé la vallée sur plusieurs dizaines de mètres d’épaisseur. Puis les lahars et l’érosion, induite par l’industrie d’extraction, ont contribué à l’incision et à l'élargissement du lit dans les dépôts pyroclastiques de 2010 ainsi que dans le substratum pré-éruptif. Cet espace, situé à l’amont de la Gendol, a fait l’objet d’un suivi topographique entre septembre 2010, soit quelques mois avant l’éruption, et avril 2014, 41 mois après celle-ci. Une analyse diachronique de la morphologie de la vallée à trois dates différentes a été permise par la conception de deux MNT, le premier en septembre 2010 construit par photogrammétrie Sfm, le second en août 2012 à partir de données LiDAR. Enfin, une étude de terrain effectuée en avril 2014 a permis de mettre à jour et compléter cette reconstitution. Cette étude met en évidence l’érosion verticale et latérale par les lahars, accentuée par la remontée progressive des zones d’extraction qui constituent le principal agent morphogène dans la vallée de la Gendol, mais également dans de nombreuses autres vallées du Merapi où les dépôts sont présents.

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Notes de la rédaction

Article soumis le 1er mars 2015, reçu sous sa forme révisée le 26 juillet 2015, définitivement accepté le 22 août 2015.

Texte intégral

1. Introduction

1Le Merapi est un stratovolcan situé au centre de l’île de Java en Indonésie. Ce volcan, qui fait partie des 25 massifs volcaniques actifs de l’île de Java, culmine à 2965 m et surplombe une vaste plaine, composée de matériaux éruptifs accumulés, qui s’étend jusqu’à l’Océan Indien. L’édifice du volcan présente une morphologie ouverte vers l’ouest suite à plusieurs avalanches de débris (Camus et al., 2000 ; Newhall et al., 2000 ; Andreastuti et al., 2000 ; Gomez et Lavigne., 2010 ; Gertisser et al., 2012). À l’intérieur de cette ancienne caldera d’avalanche s’est construit le cône actuel, qui est ouvert vers le sud. Ses flancs sont caractérisés par un réseau hydrographique très dense, de forme radiale, réparti dans trois bassins versants principaux (fig. 1). La morphologie de ces bassins versants connaît des évolutions majeures (changement de tracé, surimposition du réseau hydrographique, exhaussement et incision brutale du lit) sur des échelles de temps très courtes. Le régime des cours d’eau du Merapi est de type pluvial tropical austral, avec la période de hautes eaux située entre novembre et avril. L’évapotranspiration importante et la perméabilité des sols volcaniques confèrent à ces rivières de faibles coefficients d’écoulement.

Fig. 1 – Le Merapi et son réseau hydrographique.
Fig. 1Merapi and its water system.

Fig. 1 – Le Merapi et son réseau hydrographique. Fig. 1 – Merapi and its water system.

1 : bassins versant des fleuves ; 2 : sous bassins versants des tributaires ; 3 : réseau hydrographique ; 4 : chefs lieu de district.
1: Rivers watershed; 2: Under watershed of tributary; 3: Water system; 4: Administrative centers of district.

2Les lahars jouent donc un rôle primordial dans le façonnement géomorphologique de ces vallées. Ils caractérisent le remaniement par l’eau de matériaux volcanoclastiques issus d’une éruption. Ils peuvent être liés à plusieurs processus tels que les coulées de débris (concentration sédimentaire supérieure à 60 % par volume) ou les écoulements hyperconcentrés (concentration sédimentaire comprise entre 20 et 60 % par volume ; Smith and Fritz, 1989 ; Smith et Lowe, 1991). Caractérisés par une vitesse d’écoulement élevée (Lavigne et Thouret, 2000), pouvant dépasser les 10 m/s, les lahars sont à l’origine de la formation de vastes corridors incisés sur les flancs volcaniques. Le Merapi réunit trois conditions au déclenchement de lahars syn- ou post-éruptifs pluviaux, à l’origine du façonnement des vallées volcaniques (Lavigne et al.,2000a) : (1) Avant l’éruption de 2010, de fréquents effondrements de dômes (tous les 2 à 4 ans) constituaient une source de matériaux pyroclastiques mobilisables par les précipitations (Thouret et al. 2000) ; (2) le climat de mousson avec 3000 mm/an en moyenne (De Bélizal et al., 2011), apporte la quantité et l’intensité de pluie nécessaires pour entraîner ces matériaux (Lavigne et al. 2000b) ; (3) le réseau hydrographique est très dense et caractérisé par des cours d’eau à pentes fortes (fig. 1). Les lahars post-éruptifs du Merapi sont de récurrence quasi-annuelle, en raison de la fréquence des effondrements de dôme durant le XXsiècle qui a contribué à renouveler régulièrement le matériel pyroclastique (Thouret et al., 2000). Enfin, l’aire urbaine de Yogyakarta compte plus d’un million d’habitants et est traversée par la rivière Code qui correspond à la partie aval de la rivière Boyong : elle constitue donc un enjeu humain, matériel et économique (fig. 1). Les lahars ayant atteint l’agglomération après l’éruption de 2010 étaient néanmoins en nombre réduit et de faible intensité (De Bélizal, 2012 ; De Bélizal et al., 2013).

3L’éruption de 2010 a éjecté entre 0,03 et 0,06 km³ de matériaux pyroclastiques (Surono et al., 2012). L’extension maximale des coulées et déferlantes pyroclastiques a atteint 17 km depuis le cratère, soit le double de celles engendrées lors de la plupart des écroulements de dôme du XXe siècle. Cette éruption, proche de celle de 1872 par sa dynamique, serait de « récurrence centennale » (Surono et al., 2012 ; Pallister et al., 2013). L’éruption de 2010 a recouvert de téphras l’ensemble des bassins versants du massif (Komorowski et al., 2013).

4Les éruptions du Merapi, outre le risque dont elles sont porteuses, sont à l’origine d’une activité qui consiste à extraire les dépôts volcanoclastiques (dépôts pyroclastiques et dépôts de lahars). Cette dernière s’organise autour de carrières installées dans les fonds de vallée du Merapi et parfois sur les interfluves. Les matériaux transportés par les coulées pyroclastiques puis par les lahars depuis le sommet du volcan jusque sur le talus distal constituent une matière première utilisée dans le secteur de la construction (De Bélizal et al., 2011).

5Ce travail s’appuie sur une analyse diachronique et met en évidence les interactions entre l’activité volcanique soutenue du Merapi et les dynamiques d’ablation post-éruptives. Les éruptions, qui déposent de grandes quantités de sédiments dans les fonds de vallée, sont paradoxalement un facteur d’érosion. Les lahars et l’activité d’extraction n’ont en effet lieu qu’à partir du moment où la source sédimentaire est présente. Ce cas d’étude sur la Gendol illustre ce phénomène et met en évidence les processus d’évolution post-éruptifs des vallées du Merapi, caractérisées par des dynamiques spasmodiques. Ces évolutions s’opèrent à des rythmes différents selon les vallées, comme dans la Boyong, située sur le flanc sud (fig. 1), où l’incision dans les dépôts pyroclastiques a été plus rapide suite à l’éruption de 1994 que dans la Gendol suite à l’éruption de 2010 (Lavigne, 1998, 2001). Néanmoins, les interactions entre les phénomènes qui s’opèrent, à savoir l’alternance de phases d’accumulation puis d’érosion, les évènements hydro-météorologiques (année pluvieuse normale ou en situation de La Niña) ou encore les facteurs d’érosion (activité d’extraction et lahars), semblent présenter des similarités sur les flancs ouest et sud du Merapi.

6Ce travail met enfin en exergue l’impact géomorphologique de l’activité d’extraction. Cette dernière intervient comme le principal facteur des remaniements de grande ampleur qui s’opèrent, non seulement dans la Gendol, mais qui est également à l’image des autres vallées du Merapi où la « ressource » est présente. Ces extractions, activité qui échappe en partie au contrôle du gouvernement indonésien (De Bélizal, 2012), s’effectuent à des rythmes très soutenus, produisent une érosion régressive dans les fonds de vallée et accélèrent les vitesses d’incision.

7L’objectif de cet article sera donc de quantifier l’évolution spatiale et temporelle des dépôts engendrés par l’éruption de 2010 et de déterminer la part entre les processus géomorphologiques (les lahars) et les processus anthropiques (extractions). Comment l’éruption de 2010 a-t-elle contribué à accélérer l’évolution géomorphologique de la Gendol ? D’une part, l’apport massif et rapide de matériaux issus des coulées et déferlantes pyroclastiques ont comblé la vallée sur plusieurs dizaines de mètres et, d’autre part, la recrudescence des lahars et l’intensification de l’activité d’extraction ont augmenté les vitesses d’incision de la vallée. Grâce à la technologie LiDAR, à la Sfm ainsi qu’à des mesures de terrain, la topographie de la zone d’étude sera reconstituée sur trois périodes différentes (avant l’éruption, un mois puis quatre ans après l’éruption) et permettra de quantifier les évolutions majeures. Ce type d’application a déjà été réalisé sur le Merapi mais avec des méthodes différentes (Lavigne, 2001). Ce travail s’inscrit donc dans le cadre d’un suivi des vallées du Merapi qui connaissent des ajustements morphologiques rapides en lien avec les éruptions et leurs conséquences (lahars et exploitation des dépôts).

2. Méthodologie

8Cette étude a été effectuée grâce à la réalisation de profils topographiques, obtenus à partir de différentes sources de données : un mois avant l’éruption de 2010 par photogrammétrie Sfm, immédiatement après l’éruption et 21 mois après l’éruption à partir de la réalisation d’un MNT Lidar, et enfin 41 mois après l’éruption par la réalisation de profils topographiques sur le terrain (fig. 2). Les évolutions verticales et latérales sur une section de 4,5 km dans la vallée de la Gendol ont été appréhendées à partir de la comparaison de 15 profils topographiques extraits de Modèles Numériques de Terrain, ou mesurés sur le terrain. La méthodologie mise en place a en outre permis l’acquisition de plusieurs jeux de données topographiques exprimées dans un même système de projection (WGS 84 zone 49s, fig. 3).

Fig. 2 – Chronologie de l’acquisition des données.
Fig. 2 – Chronology of data acquisition.

Fig. 2 – Chronologie de l’acquisition des données.Fig. 2 – Chronology of data acquisition.

Fig. 3 – Illustration de la méthodologie dans le suivi de la morphologie de la vallée de la Gendol.
Fig. 3 – Illustration of the methodology in tracking of the morphology of the Gendol valley.

Fig. 3 – Illustration de la méthodologie dans le suivi de la morphologie de la vallée de la Gendol. Fig. 3 – Illustration of the methodology in tracking of the morphology of the Gendol valley.

2.1. La morphologie de la vallée de la Gendol en août 2012, deux ans après l’éruption

9Une couverture LiDAR de la totalité du Merapi a été réalisée par le département de Géodésie de l’Université GadjahMada sur financement de la Banque Mondiale. Le traitement des données par le BPPTKG (Balai Penyelidikandan Pengembangan Teknologi Kebencanaan Geologi), l’organisme en charge de la surveillance du Merapi, a permis la construction d’un MNT de 7 m de résolution sur la portion étudiée. Ce dernier représente la morphologie de la vallée en août 2012, soit 21 mois après l’éruption. Ce LiDAR constitue un support de référence pour le calage des données topographiques issues de la Sfm et du télémètre laser (points suivants).

2.2. La morphologie de la vallée avant l’éruption en septembre 2010.

10Une série de photographies aériennes acquises par ULM en septembre 2010 (28 photographies à basse altitude et 38 photographies à moyenne altitude sur une portion de 4,8 km² à l’amont de la Gendol) a permis de construire un Modèle Numérique d’Elévation (MNE). Les traitements en vue de créer un MNE ont été effectués par une méthode appelée photogrammétrie Structure from motion (Sfm). Cette méthode permet la création d’un nuage de points représentant la forme d’un objet en trois dimensions à partir d’une multitude de photographies. La photogrammétrie caractérise traditionnellement le lien entre la géométrie d’un couple d’image et la réalité du terrain (Bretar, 2006). Cette méthode permet aujourd’hui de créer des MNE (Modèle Numérique d’Elévation) comme source tridimensionnelle des formes naturelles telles que la forme des cours d’eau (Winterbottom et Gilvear, 1997). C’est aussi une source de données topographiques (Lane, 2000 ; Lane et al., 2003) qui permet d’estimer des volumes d’érosion ou d’accumulation sédimentaire par analyse diachronique (Lane et al. 2003). Cette méthode présente l’avantage d’être peu coûteuse, et permet une acquisition rapide de nombreuses données. La Sfm est donc un moyen de contourner les contraintes spatiales et temporelles liées aux études de terrain et permet aussi une fréquence d’acquisition élevée (Brien, 2006). L’avantage de la méthode Sfm par rapport à la photogrammétrie classique est la possibilité de reconstruire un objet en trois dimensions sans connaissance à priori portant sur la position de la caméra ou les coordonnées de points au sol (Westoby et al., 2012 ; Ouédraogo et al., 2014). Sur un terrain nu, c’est-à-dire dépourvu de végétation et/ou de bâti, cette technique permet la création d’un Modèle Numérique de Terrain (MNT). Il s’agit cependant dans le cas présent d’un Modèle Numérique d’Elévation (MNE). Un MNE, différent du MNT, prend en compte l’altitude du « sur-sol » correspondant à l’altitude de la végétation ou des bâtiments. Un filtrage des MNE est en général effectué afin de supprimer les données liées à la végétation. Dans la vallée de la Gendol, la couverture végétale est dense sur les interfluves alors que le fond de vallée n’est pas végétalisé. Les données issues de la Sfm sont donc suffisamment pertinentes dans le fond de vallée pour être comparées à un autre MNT, et ne nécessitent donc pas d’opération de filtrage, l’étude étant focalisée dans le fond de vallée. Pour mesurer le recul des berges, la végétation n’a pas posé de problème particulier. En effet, d’après les photographies aériennes d’août 2010, le sommet de la berge est visible, et les parois sub-verticales sont composées d’une végétation arbustive peu dense. Le niveau de la berge sur le MNE Sfm présente donc une marge d’erreur très faible, inférieure à 1 m. En revanche, le calcul des volumes de dépôts dans la vallée aurait été sous-estimé à cause de cette végétation sur l’ensemble de la zone étudiée, auquel cas une opération de filtrage serait à envisager.

11Le logiciel de photo-modélisation, Agisoft Photoscan, a été employé pour la reconstruction par Sfm. Cet outil permet de générer automatiquement des MNT à partir d’images fixes, et fourni également un outil de géoréférencement. Une dizaine de points de calage ont été utilisés pour le géoréférencement, à partir des images LiDAR, et ont été placés sur les photographies aériennes, avant la reconstruction en trois dimensions. Les marges d’erreurs calculées par le logiciel ont été minimisées afin d’être inférieures à 6 m. Pour minimiser les erreurs liées au géoréférencement, plusieurs points ont été retirés car présentant des erreurs pouvant atteindre 25 m (une trentaine de points de calage avaient été choisis initialement). Le problème lié à cette opération réside dans la répartition des points de calage. Aucun point n’a pu être trouvé au-dessus de 1 000 m d’altitude en raison de l’impact de l’éruption. Les marges d’erreur n’excèdent donc pas 6 m et sont liées à la déformation du modèle par le géoréférencement.

2.3. La hauteur du toit des coulées pyroclastiques au lendemain de l’éruption (novembre 2010)

12Les données du LiDAR ont aussi permis d’estimer la hauteur maximum des dépôts engendrés par les coulées pyroclastiques de l’éruption. Cela a été réalisé en interpolant manuellement l’altitude maximum des dépôts entre les deux berges sur les profils du MNT LiDAR d’août 2012 (fig. 3). L’incision maximum entre la fin de l’éruption (novembre 2010) et août 2012 a donc pu être calculée grâce à ces courbes enveloppe, en soustrayant l’altitude maximum du toit pyroclastique estimée à l’altitude du fond du chenal en août 2012 (LiDAR). L’estimation de ce paramètre est très utile puisqu’elle fournit une donnée topographique supplémentaire, juste après l’éruption. Les taux d’incision ont donc pu être calculés, d’une part entre novembre 2010 (passage des dernières coulées pyroclastiques) et août 2012, et d’autre part entre août 2012 et avril 2014 (profils LiDAR soustraient aux profils de terrain). Les erreurs liées aux mesures de la hauteur maximum des dépôts pyroclastiques sont faibles, de l’ordre de quelques mètres. En effet, ces dépôts, très épais après l’éruption, s’érodent latéralement par sapements de berge progressifs et ne s’incisent qu’au niveau du chenal actif. L’épaisseur des dépôts sur les marges latérales de la vallée, visibles sur les images LiDAR deux ans après l’éruption, est donc probablement restée intacte depuis la fin de l’éruption en novembre 2010.

2.4. La morphologie de la vallée en avril 2014

13Une étude de terrain réalisée en avril 2014, soit 41 mois après l’éruption, a permis d’estimer l’incision de la Gendol depuis août 2012. Quinze profils topographiques (fig. 4) ont été réalisés sur le terrain à l’aide d’un télémètre laser, de type Laser Ace 1000 ragefinder de la marque Trimble (précision de l’appareil de 10 cm, à 20° et à 75 m de distance), et d’un GPS de type GPS Map 62 de la marque Garmin, dont la marge d’erreur est de 3,65 m. Les points GPS ont été choisis préalablement, à partir des images LiDAR, là où la vallée semblait avoir subi d’importants changements morphologiques. Chaque profil a donc été localisé à partir d’un point GPS en rive gauche et d’un point GPS en rive droite, afin de se positionner, sur le terrain, dans l’axe de ces derniers (fig. 4). Une vingtaines de cibles naturelles (des roches facilement discernables essentiellement) ont par la suite été repérées sur les profils et ont servi de points-cible pour les mesures au télémètre. Les points ont été postérieurement calés aux profils du LiDAR, par rapport à l’altitude mesurée au sommet des berges.

Fig. 4 – Localisation des profils topographiques.
Fig. 4Location of topographic profiles.

Fig. 4 – Localisation des profils topographiques. Fig. 4 – Location of topographic profiles.

À gauche : orthophoto de 2010, à droite : orthophoto de 2012.
Left: orthophoto 2010, right: orthophoto 2012.

2.5. Les profils topographiques

14Les profils topographiques (fig. 5, fig. 8 et fig. 9) illustrent les quatre informations énoncées ci-dessus et ont permis de mesurer l’épaisseur maximum du comblement de la vallée après le passage des coulées pyroclastiques, l’incision maximum entre la fin de l’éruption en novembre 2010 et août 2012, et enfin l’incision entre août 2012 et avril 2014 (fig. 3). Il faut noter que l’erreur entre le MNT Lidar d’août 2012 et le MNT Sfm de septembre 2010 peut atteindre 6 m. Néanmoins, l’épaisseur des dépôts étant comprise entre 30 et 45 m, ces marges d’erreur sont acceptables. Outre les erreurs relatives à la construction et au géoréférencement du nuage 3D généré par la Sfm, les photographies aériennes utilisées pour la Sfm avaient pour but initial l’observation des sites d’extraction en 2010 et n’ont donc pas été prises de manière optimale pour la reconstruction en trois dimensions. Ces erreurs, qui seront notifiées sur chaque profil (fig 5, fig. 8 et fig. 9), ont été calculées en comparant sur le MNE Sfm et le MNT LiDAR, l’altitude de plusieurs points homologues dont la topographie n’a pas été affectée par l’éruption (angles de route encore visibles ou de toits de maison par exemple).

Fig. 5 – Profils topographiques 15, 14, 12.
Fig. 5Topographic profiles 15, 14, 12.

Fig. 5 – Profils topographiques 15, 14, 12. Fig. 5 – Topographic profiles 15, 14, 12.

1 : profil en septembre 2010 avant l’éruption (photogrammétrie) ; 2 : estimation du toit de la coulée pyroclastique après l’éruption de 2010 ; 3 : profil en août 2012, 21 mois après l’éruption (LiDAR) ; 4 : profil en avril 2014, 41 mois après l’éruption (terrain).
1: Topographic profile in september 2010 before the eruption (photogrammetry); 2: Estimation of the roof of the pyroclastic flow after the eruption of 2010; 3: Profile in August 2012, 21 months after the eruption (LiDAR); 4: Profile in April 2014, 41 months after the eruption (field).

15La zone d’étude a été découpée en deux sections, une section amont entre le profil 12 et le profil 15 et une section aval entre le profil 1 et le profil 11. Ce découpage a été effectué en fonction de l’activité d’extraction qui atteint l’aval du profil 12, à Jambu, en avril 2014. La partie amont n’a connu aucun impact d’origine anthropique depuis la fin de l’éruption.

3. Résultats : impacts morphologiques de l’éruption d’octobre 2010 et dynamiques d’incision post-éruptive dans la Gendol

16L’éruption a, dans un premier temps, engendré d’importantes coulées pyroclastiques qui ont provoqué le comblement presque total de la vallée. Cet exhaussement du lit est compris entre 40 et 50 m dans la partie amont (profil 12 à 15) et entre 30 et 40 m à l’aval (profil 1 à 11). D’autre part, l’incision du lit dans les dépôts pyroclastiques par les lahars et l’activité d’extraction constituent un impact indirect de l’éruption.

3.1. Une surimposition du réseau hydrographique

17La section amont (entre le profil 15 et le profil 12) est la plus affectée par les dépôts de coulées pyroclastiques avec 40 à 50 m de dépôts. À la suite des coulées pyroclastiques, les dépôts ont recouvert l’intégralité de cette partie de la vallée. Deux ans après l’éruption, en août 2012, les lahars ont incisé la Gendol sur les profils 14 et 15 (fig. 5). Cependant le nouveau chenal qui en résulte ne s’est pas systématiquement installé au même endroit (fig. 6). Entre le profil 14 et le profil 12 (fig. 5), les berges de la Gendol avant l’éruption sont encore visibles en 2012 et le lit reprend globalement son ancien tracé. Cependant, la morphologie de la vallée est très différente. Le volume de dépôts y est très important (environ 2 millions de m³) et le chenal incisé est très étroit (inférieur à 5 mètres) par rapport au corridor pré-éruptif, avec en contrepartie une incision importante du lit allant jusqu’à 20 mètres en 2 ans. Les lahars, de fort débit et charriant des blocs plurimétriques à l’amont, ont incisé préférentiellement de manière verticale plutôt que latérale dans les dépôts pyroclastiques de 2010 d’où un important rétrécissement de la largeur du chenal.

Fig. 6 – Changement de tracé de la Gendol.
Fig. 6Change of route of the Gendol.

Fig. 6 – Changement de tracé de la Gendol. Fig. 6 – Change of route of the Gendol.

1 : dépôts anciens ; 2 : chenal secondaire affluent de la Gendol présent avant et après l’éruption ; 3 : corridor à lahar avant l’éruption ; 4 : interfluves visibles en 2012 et dépôts pyroclastiques ; 5 : nouveau corridor en août 2012 après l’éruption ; 6 : points côtés ; 7 : points côtés en septembre 2010 ; 8 : poinst côtés en aout 2012 ; 9. Zoom sur la figure 5.
1: Old deposits; 2: Secondary channel tributary of the Gendol present before and after the eruption; 3: Lahar corridor before the eruption; 4: Interfluves visible in 2012 and pyroclasticdeposits; 5: New corridor in august 2012 after the eruption; 6: Altitude points; 7: Altitude point in september 2010; 8: Altitude point in August 2010; 9: Zoom in figure 5.

18Au niveau de la confluence avec un cours d’eau secondaire, située entre les profils 12 et 13 (fig. 7), le chenal n’a pas conservé son tracé rectiligne comme en 2010. En effet, avant l’éruption, ce dernier occupait toute la largeur de la vallée, formant un vaste corridor d’environ 150 m de large. D’après la comparaison diachronique des photographies aériennes, la confluence entre la Gendol et son affluent s’est déplacée vers le sud sur une centaine de mètres. Ce déplacement est lié à l’épaisseur des dépôts pyroclastiques qui ont atteint plusieurs dizaines de mètres. Dans ce secteur, les lahars ont créé un chenal étroit et profond (une dizaine de mètres), orienté ouest-est, formant une sinuosité au niveau de la confluence. Puis il suit son cours vers l’aval en érodant la berge de la rive gauche au niveau du profil 12. L’incision dans les dépôts pyroclastiques atteint 12 m de 2010 à 2012, puis 10 m supplémentaires de 2012 à 2014. D’après nos observations sur le terrain, le chenal continue d’être incisé par les lahars en 2014, formant un nouveau corridor en direction de l'est, qui est stoppé par la berge en rive gauche et qui reprend par la suite son cours vers le sud.

Fig. 7 – Évolution géomorphologique de la confluence.
Fig. 7Geomorphological evolution of the tributary.

Fig. 7 – Évolution géomorphologique de la confluence. Fig. 7 – Geomorphological evolution of the tributary.

1 : dépôts volcaniques anciens (berges et versants) ; 2 : dépôts pyroclastiques de 2010 supérieurs à 10 mètres ; 3 : tracé de la Gendol et du chenal secondaire en septembre 2010 ; 4 : chenal secondaire après 2010 ; 5 : corridor à lahars après 2010 ; 6 : sens d’écoulement.
1: Old volcanic deposits (banks and slopes); 2: Pyroclastic deposits of 2010 over 10 meters; 3: Route of the Gendol and secondary channel in september 2010; 4: Secondarychannelafter 2010; 5: Lahars corridor after 2010; 6: Flow direction.

19La morphologie de la confluence va évoluer dans les années à venir. Lorsque les lahars auront atteint le talweg pré-éruptif dans le fond de vallée, constitué de matériaux plus résistants (bedrock), il est probable qu’ils tendent à éroder le chenal latéralement dans les dépôts de 2010. Les extractions mécaniques dans le fond de vallée pourraient, avec le temps remonter jusqu’au nord de Kaliadem, ce qui était le cas avant l’éruption. L’évolution morphologique de la vallée en amont de la confluence sera donc conditionnée, dans les années à venir, par les dynamiques d’érosion d’origine anthropique ainsi que par l’activité du volcan.

3.2. Taux d’incision du lit de la Gendol depuis la fin de l’éruption à avril 2014

20Le calcul des taux d’incision permet de mettre en évidence l’évolution morphologique de la Gendol depuis l’éruption et ce sur un pas de temps très court. Les résultats montrent des disparités spatiales et temporelles : d’une part entre l’amont et l’aval et d’autre part entre les deux périodes d’obtention des données. Dans le secteur étudié, la Gendol s’est incisée en moyenne de 25,7 m entre la fin de l’éruption et avril 2014, soit un taux d’incision de 7,5 m/an (tab. 1). Les taux d’incision moyens dans la partie amont ont été de 7,7 m/an de 2010 à 2012, puis de 6,1 m/an de 2012 à 2014, soit une diminution d’environ 20 % entre les deux périodes (tab. 2). Dans la partie aval, les taux d’incision moyens ont été de 6,1 m/an pendant la première période, puis de 9,43 m/an pendant la seconde période, soit une augmentation d’environ 35 % (tab. 3). Cette augmentation de l’incision dans la partie aval est contradictoire avec la dynamique des lahars. En effet, après une éruption, le nombre et la magnitude des lahars décroît dans le temps. Cette décroissance est liée à l’épuisement du stock sédimentaire qui est progressivement évacué par les écoulements. La dynamique d’incision de la partie aval, qui atteint - 9,43 mm/an, contre - 6,15 mm/an dans la partie amont entre 2012 et 2014, est en réalité liée à des facteurs anthropiques, dont les impacts seront explicités dans la partie consacrée à la discussion. En effet, sur cette période (2012-2014), la partie aval, parallèlement touchée par les extractions, s’incise plus rapidement que la partie amont qui ne présente aucune trace d’activité anthropique.

Tab. 1 – Taux d’incision moyens sur la zone d’étude entre novembre 2011 et avril 2014.
Tab. 1Rate incision on the study area between November 2011 and April 2014.

Incision entre 11/2010 et 08/2012 (en mètres)

Incision entre 08/2012 et 04/2014 (en mètres)

Incision entre 11/2012 et 04/2014 (en mètres)

Moyenne

-11,46

-14,26

-25,73

taux d'incision

6,54

8,55

7,53

Tab. 2 – Taux d’incision moyens dans la partie amont entre novembre 2011 et avril 2014.
Tab. 2Rate incision in the upstream portion between November 2011 and April 2014.

Incision entre 11/2010 et 08/2012 (en mètres)

Incision entre 08/2012 et 04/2014 (en mètres)

Incision entre 11/2012 et 04/2014 (en mètres)

Profil 12

-16

-10

-26

Profil 13

-10

-11

-21

Profil 14

-13

-10

-23

Profil 15

-15

-10

-25

MOYENNE

-13,5

-10,25

-23,75

Taux d'incision annuel

-7,71 m/an

-6,15 m/an

-6,85 m/an

3.3. Sapements latéraux et élargissement du chenal

21La vallée a été touchée à plusieurs endroits par un recul des berges, d’origine parfois naturelle, parfois anthropique. Par exemple, le recul des berges au niveau des profils 10 et 11 (fig. 8) semble être le résultat d’une érosion naturelle par les lahars. Les chenaux montrent des traces du passage d’un ou plusieurs lahars qui ont sapé les berges au niveau de ces profils. Sur le long terme, cette érosion de la berge pourrait conduire à des effondrements.

Fig. 8 – Profils topographiques 11 et 10.
Fig. 8Topographic profiles 11 and 10.

Fig. 8 – Profils topographiques 11 et 10. Fig. 8 – Topographic profiles 11 and 10.

1 : profil en septembre 2010 avant l’éruption (photogrammétrie) ; 2 : estimation du toit de la coulée pyroclastique après l’éruption de 2010 ; 3 : profil en août 2012, 21 mois après l’éruption (LiDAR) ; 4 : profil en avril 2014, 41 mois après l’éruption (Terrain).
1: Topographic profile in September 2010 before the eruption (photogrammetry); 2: Estimation of the roof of the pyroclastic flow after the eruption of 2010; 3: Profile in August 2012, 21 months after the eruption (LiDAR); 4: Profile in April 2014, 41 months after the eruption (Field).

22Le cas du profil 11 est particulier. Le chenal en 2010 est marqué par la présence d’un replat situé à l’intérieur du méandre. Après l’éruption et d’après les photographie aériennes d’août 2012, ce replat a disparu, ayant probablement été érodé par les lahars. La vallée s’est élargie d’environ 50 m au niveau de ce profil entre septembre 2010 et août 2012. En 2014, le pied de la berge a encore reculé de quelques mètres et s’est incisé de 5 m, mais la présence d’une carrière à proximité montre que cette évolution est liée aux extractions.

23D’autres profils mettent en évidence des reculs de berge liés à l’activité d’extraction, comme par exemple le profil 1 (fig. 9) où la vallée s’est élargie d’une vingtaine de mètres. Cet élargissement est lié à la construction d’une voie d’accès aux carrières. En effet, en avril 2014, un replat situé en rive droite constitue une voie d’accès vers le fond de vallée permettant de rejoindre plusieurs sites d’extraction. En 2012, juste après l’éruption, le fond de vallée était à peine incisé (une quinzaine de mètres) suite aux dépôts de coulées pyroclastiques. L’accès au fond de vallée était donc probablement facilité. En 2014, cette accessibilité a favorisé la construction d’une nouvelle voie d’accès qui n’existait pas en septembre 2010, cette dernière ayant été creusée dans la berge, la faisant reculer.

Fig. 9 – Profils topographiques 1, 2 et 3.
Fig. 9Topographic profiles 1, 2 and 3.

Fig. 9 – Profils topographiques 1, 2 et 3. Fig. 9 – Topographic profiles 1, 2 and 3.

1 : profil en septembre 2010 avant l’éruption (photogrammétrie) ; 2 : estimation du toit de la coulée pyroclastique après l’éruption de 2010 ; 3 : profil en août 2012, 21 mois après l’éruption (LiDAR) ; 4 : profil en avril 2014, 41 mois après l’éruption (Terrain).
1: Topographic profile in September 2010 before the eruption (photogrammetry); 2: Estimation of the roof of the pyroclastic flow after the eruption of 2010; 3: Profile in August 2012, 21 months after the eruption (LiDAR); 4: Profile in April 2014, 41 months after the eruption (Field).

24Le cas du profil 3 (fig. 9) est différent. Entre septembre 2010 et août 2012, la vallée s’est élargie de 10 mètres en rive droite et de 13 mètres en rive gauche. Cette évolution semble liée au passage de coulées pyroclastiques et aux lahars qui ont suivis. La cause de cet élargissement pourrait être liée à la présence d’un Sabo dam (barrage à sédiment) à cet endroit. Ces ouvrages retiennent une partie des matériaux lors du passage des coulées pyroclastiques et des lahars. Ces derniers ont donc pu consommer leur énergie latéralement et ainsi emporter les berges. En revanche entre août 2012 et avril 2014, c’est bien la présence de voies d’accès aux carrières en rive droite et en rive gauche qui laisse penser que l’élargissement de la vallée (environ 20 m en rive gauche et 15 m en rive droite) est d’origine anthropique comme pour le profil 1.

25Le profil 2 (fig. 9) met en évidence un autre cas de figure. La vallée s’est au contraire rétrécie, passant de 117 m de large à 38 m. La rive droite a reculé d’une vingtaine de mètres entre septembre 2010 et août 2012. Ce recul est imputé aux coulées pyroclastiques de 2010 et au passage des lahars. Entre août 2012 et avril 2014, la berge a encore reculé d’environ 5 m et cela est lié à la construction d’une nouvelle voie d’accès qui, comme pour le profil 1, a été creusée dans la berge, la faisant alors reculer de quelques mètres. En ce qui concerne la rive gauche, elle a au contraire avancé d’environ 93 m vers l’ouest. Sur les images aériennes d’août 2012, cette avancée correspond à une grande quantité de matériaux pyroclastiques déposés dans le fond de vallée, qui n’ont pas encore été évacués. En avril 2014, le fond du chenal correspond à une vaste carrière qui atteint presque l’ancien niveau du talweg pré-éruptif. Le dépôt pyroclastique observé a quant à lui reculé de 40 m. Ce recul est lié aux extractions puisque une nouvelle voie d’accès aux carrières y est visible.

26Bien que l’incision du lit de la Gendol dans les dépôts pyroclastiques de 2010 ait dépassé 40 m en avril 2014, l’altitude pré-éruptive du chenal n’a été atteinte qu’au niveau de trois profils (1, 2 et 12) : en amont, le profil 12 se situe au niveau d’un élargissement de la vallée juste après la confluence (180 m de large). Le volume de dépôts pyroclastiques y est très important mais l’épaisseur de ces dépôts est faible (25 m). Les lahars ont incisé un chenal d’une trentaine de mètres de large contre la rive gauche. De ce fait, l’incision a été concentrée dans ce chenal et il en résulte qu’en 2014, le talweg se situe à peine 5 m au-dessus du niveau du fond de vallée pré-éruptif. En aval, la forte incision du lit entre novembre 2010 et avril 2014 au niveau des profils 1 et 2 est liée à l’activité d’extraction dans le fond de vallée. En dépit du fait que ces deux profils présentent des morphologies très différentes, ce sont les deux profils les plus en aval de la zone d’étude. De ce fait, ces zones ont été les premières à être touchées par la remontée progressive des extractions vers le nord, entrainant une érosion régressive. Les profils 1 et 2 sont soumis depuis plus longtemps à l’activité d’extraction par rapport aux autres profils, ce qui explique que le talweg pré-éruptif soit déjà atteint en avril 2014. Pour le reste des profils, l’aggradation de la vallée est supérieure à l’ablation observée.

4. Discussion

4.1. Des limites méthodologiques

27La principale limite méthodologique de ce travail réside dans l’utilisation et le traitement de données topographiques issues sources différentes. La photogrammétrie Structure from motion engendre des erreurs liées d’une part à la qualité des photographies aériennes (présence de nuages et nombre insuffisant de photographies) et d’autre part à l’absence de points de contrôle au sol lors du géoréférencement. En effet, l’utilisation des données LiDAR pour le géoréférencement n’est pas suffisante pour s’affranchir des problèmes de distorsion non-linéaire dans la construction du modèle d’aérotriangulation (Ouédraogo et al., 2014). La reconstruction par Sfm est ainsi optimisée par des points de calage au sol (Puech et al., 2009). D’autre part, certaines zones ont été peu touchées par les dépôts de coulées pyroclastiques et leur topographie n’a donc pas évoluée après l’éruption. Cependant, certaines d’entre elles mettent malgré tout en évidence des écarts pouvant atteindre 6 m entre les deux modèles numériques. Ces erreurs sont attribuées à l’ensemble de la chaîne de traitement Sfm. Une grande partie d’entre elles ont été engendrées lors de la phase de création du MNE, mais aussi lors du géoréférencement, en raison d’un nombre insuffisant de points de contrôle, notamment dans la partie amont. Comme cela a été expliqué dans la partie « Méthodologie », la déformation du modèle liée au géoréférencement a engendrée des marges d’erreur comprises entre 0 et 6 m. Cette dernière est de plus distribuée aléatoirement dans l’espace. Enfin, le relief accidenté de la zone d’étude, composé de pentes fortes et de berges abruptes pouvant atteindre 50 m de hauteur, est un facteur défavorable pour la reconstruction par Sfm (Raclot et al., 2005). La présence d’une couverture végétale dense représente également une limite de la technique Sfm lorsqu’il s’agit de calculer des volumes d’accumulation ou d’érosion. C’est pourquoi ces erreurs peuvent être corrigées à travers une opération de filtrage de la végétation. Cette étape peut être réalisée à partir de logiciels libres comme Cloud Compare, outil Canupo qui permet une reconnaissance automatique des éléments d’un MNE, comme la végétation, à partir de leur signature dimensionnelle ou encore ALDPAT (Zhang et Cui, 2007). Ce filtrage peut également être effectué manuellement, mais s’avère plus fastidieux.

28La méthode employée doit donc faire l’objet d’un approfondissement à la fois dans la compréhension des erreurs observées en photogrammétrie, mais aussi afin d’élaborer une méthode plus robuste pour rendre les calculs de volume possibles. Dans sa thèse, Arturo Santos Daag (2003) avait déjà expérimenté des méthodes de modélisation 3D du relief dans l’étude de l’évolution géomorphologique du Mont Pinatubo (Philippines). La méthode mise en œuvre utilise 12 MNT de dates et de sources différentes, répartis dans trois groupes représentatifs de la morphologie de l’édifice avant l’éruption, les deux années suivant l’éruption et enfin les quatre années suivantes. L’étude de Daag (2003) a été réalisée à une échelle beaucoup plus fine mais montre, comme dans le cas de la Gendol, que les résultats dépendent de la précision des MNT. Elle indique également que la variabilité de la source des données constitue une contrainte importante. Enfin, les profils réalisés au télémètre laser mettent également en évidence des erreurs de mesure. L’accessibilité parfois réduite sur le terrain et la marge d’erreur du GPS ont engendré des incohérences de calage entre les profils réalisés sur le terrain et ceux des modèles numériques. D’autre part, la portée du télémètre laser, d’une centaine de mètres, limite les mesures dans la Gendol. En effet, la largeur et la profondeur de la vallée ainsi que l’irrégularité topographique dans le fond du chenal sont importantes. Des mesures topographiques à l’aide d’une station totale et d’un GPS différentiel seraient plutôt à envisager pour ce type d’application. Pour conclure, les marges d’erreur sur l’ensemble des méthodes mobilisées sont relativement importantes, mais l’ampleur des processus mis en évidence reste supérieure.

4.2. Notion «d’érosion naturelle » et « d’érosion anthropique »

29Le terme « d’érosion naturelle » dont il est question dans ce travail est défini comme l’ablation de matériaux ayant lieu dans la vallée lors du passage d’un lahar. Aucun facteur d’origine anthropique n’est donc venu perturber la libre circulation des flux. Le terme « d’érosion anthropique » s’oppose à la notion « d’érosion naturelle » et désigne l’ablation des matériaux dans la vallée liée à l’activité d’extraction. Ce terme fait référence au concept plus vaste « d’érosion accélérée » introduit en France par Pouquet (1951, 1952, 1966) et qui désigne « l’augmentation des pertes de substances par unité de temps qu’enregistre le déroulement de la morphogénèse dès lors que l’utilisation agricole ou pastorale d’un territoire y modifie la dynamique des versants » (Neboit-Guilhot, 1999). Pour simplifier, ce sont les mécanismes qui engendrent une accélération de l’érosion, suite à des changements qui affectent l’utilisation du sol.

30Le terme d’érosion anthropique intègre également la notion de forçage anthropique. Le forçage est l’action par laquelle un phénomène induit va avoir des conséquences sur l’équilibre d’un milieu et sur sa morphogénèse. Dans le cas présent, l’activité d’extraction constitue une forme « d’érosion accélérée », mais représente également un forçage d’origine anthropique. Les extractions qui s’effectuent à coup de pelleteuse dans les dépôts volcaniques quaternaires déjà peu consolidés (Wirakusumah et al., 1989 ; Andreastuti et al., 2000 ; Newhall et al., 2000 ; Gertisser et al., 2012), forment des cicatrices, qui déstabilisent la structure du fond de vallée (De Bélizal et al., 2011), et engendrent des risques d’affaissement de versants et d’accélération des processus d’élargissement de la vallée (De Bélizal, 2012). Sur le plus long terme, l’incision artificielle joue un rôle sur les paramètres hydrologiques des bassins versants, en réduisant les capacités d’infiltration et augmentant le ruissèlement (De Bélizal et al., 2013). Ces perturbations de la circulation souterraine ont en outre des conséquences sur l’approvisionnement en eau pour l’agriculture (De Bélizal, 2012).

4.3. L’impact de l’activité d’extraction

31En avril 2014, la section amont de la zone d’étude est encore peu concernée par l’industrie d’extraction dans le fond de vallée. Seulement quelques extractions mécaniques ont lieu à proximité, à une centaine de mètres à l’ouest du chenal au niveau du profil 15. D'après les observations de terrain, le profil 12 correspond à l'extrémité nord des premières carrières d’extractions mécaniques. La morphologie du fond de vallée dans la partie amont n’est donc pas marquée par l’érosion liée aux extractions et son évolution depuis l’éruption est principalement provoquée par les lahars. Le caractère bombé du toit des coulées pyroclastiques n’ayant pas laissé trace de l’ancien talweg, les lahars ont incisé dans les marges des dépôts de 2010, laissant apparaître un nouveau tracé, comme ce fut le cas dans la vallée Boyong après l’éruption du 22 novembre 1994 (Lavigne, 2001). D’autre part, les résultats énoncés précédemment montrent que l’incision provoquée par les lahars décroît avec le temps. Les taux d’érosion annuels sont effectivement moins élevés trois ans et demi après l’éruption que deux ans après.

32En revanche, dans la section aval, le phénomène inverse s’observe : l’activité d’extraction contribue à accroître les taux d’incision. D’après les orthophotos d’août 2012, la morphologie de la Gendol est encore peu touchée par l’industrie d’extraction à cette date sur l’ensemble de la zone d’étude. Les premiers camions ne sont visibles qu’à partir du profil 8. Bien qu’il y en ait très peu à la date de la prise de vue en août 2012 (moins de 10 camions entre le profil 1 et le profil 8), leur nombre se densifie à l’aval du profil 1 où une première carrière et plusieurs excavateurs sont visibles. En avril 2014, la première carrière dans le fond de vallée depuis l’amont se trouve dans le village de Jambu juste à l’aval du profil 12. Les carrières recouvrent l’intégralité de la zone comprise entre le profil 1 et le profil 12. Les carrières se sont donc étendues vers le nord sur environ 2,8 km en 20 mois entre août 2012 et avril 2014 soit près de 1,7 km par an. Ce développement d’un front d’érosion régressive d’origine anthropique provoque l’incision et l’élargissement de la vallée. En 2014, l’intégralité de la section aval est aménagée et l’activité d’extraction s’est intensifiée avec l’apparition de nouvelles voies d’accès. L’activité d’extraction est à l’origine d’une érosion verticale dans le fond de vallée mais aussi d’une érosion latérale au niveau des berges qui reculent progressivement. L’analyse et la comparaison des taux d’incision met en évidence le fait qu’entre novembre 2010 et août 2012, soit avant que l’activité d’extraction ne prenne de l’ampleur sur la zone d’étude, les taux d’incision sur chaque profil sont moins importants qu’entre août 2012 et avril 2014 (tab. 3).

Tab. 3 – Taux d’incision moyens dans la partie aval entre novembre 2011 et avril 2014.
Tab. 3Rate incision in the downstream portion between November 2011 and April 2014.

Incision entre 11/2010 et 08/2012 (en mètres)

Incision entre 08/2012 et 04/2014 (en mètres)

Incision entre 11/2012 et 04/2014 (en mètres)

Profil 1

-9

-33

-42

Profil 2

-15

-26

-41

Profil 3

-11

-15

-26

Profil 4

-13

-25

-36

Profil 5

-14

-11

-25

Profil 6

-13

-14

-27

Profil 7

-8

-11

-19

Profil 8

-8

-9

-17

Profil 9

-8

-8

-16

Profil 10

-7

-13

-20

Profil 11

-12

-10

-22

MOYENNE

-10,72

-15,72

-26,45

Taux d'incision annuel

-6,12 m/an

-9,43 m/an

-7,74 m/an

33Cette observation selon laquelle l’incision de la Gendol est plus influencée par les extractions que par les lahars entre août 2012 et avril 2014 peut être confirmée à la vue des taux calculés dans la section amont. Cette dernière n’est en effet pas touchée par les extractions sur l’ensemble de la période. Entre novembre 2010 et août 2012, l’incision à l’amont est comparable à celle de la section aval. En revanche, entre août 2012 et avril 2014, le taux d’incision du lit dans la partie amont est inférieur d’environ un tiers par rapport à la partie aval. Le lit de la Gendol s’incise donc moins à l’amont qu’à l’aval sur la même période (fig. 10).

Fig. 10 – Organigramme récapitulatif des résultats.
Fig. 10Synthetic flow chart of the results.

Fig. 10 – Organigramme récapitulatif des résultats. Fig. 10 – Synthetic flow chart of the results.

4.4. Comparaison des taux d’incision avec ceux calculés dans la vallée de la Boyong (flanc sud du Merapi) en 1994

34Sur les 41 mois suivant l’éruption, l’incision du lit de la Gendol a atteint 7,5 m/an en moyenne, ce qui met en évidence la capacité morphogène, d’une part des lahars, d’autre part des extractions. Néanmoins, l’érosion, qu’elle soit naturelle, ou anthropique, n’a pas permis – sauf exception – de retrouver le niveau du talweg pré-éruptif qui se trouve encore enfoui sous plusieurs mètres de dépôts pyroclastiques. Les taux d’incision calculés dans la Boyong au lendemain de l’éruption du 22 novembre 1994 (Lavigne, 2001 ; Lavigne et Thouret, 2002 ; Lavigne, 2004) mettent en évidence une situation différente de celle de la Gendol. Bien que les méthodes employées soient différentes et effectuées sur une échelle de temps beaucoup plus courte (six mois pendant la première saison des pluies entre 1994 et 1995), la comparaison des résultats montre que l’incision de la Boyong a été bien plus importante que dans la Gendol. L’incision verticale du lit de la Boyong dans les dépôts de coulée pyroclastique à 7 km du sommet atteignait une douzaine de mètres six mois après l’éruption de 1994, soit le double de celle du lit de la Gendol en 2010.

35La vitesse d’incision du lit de la Boyong suite à l’éruption de 1994 semblerait liée à la morphologie de la vallée. Cette dernière, malgré une pente plus faible, est en effet plus encaissée et surtout plus étroite que la Gendol, favorisant ainsi la concentration des flux. L’incision du lit s’effectue donc par des lahars plus rapides et plus morphogènes que dans la Gendol. La nature du matériel pyroclastique pourrait également jouer un rôle dans la mesure où les dépôts de l’éruption de 2010 sont restés très chauds pendant une longue période, ce qui aurait pu limiter le pouvoir mobilisateur des précipitations du fait de l’évaporation de l’eau de pluie au contact des dépôts encore chauds.

36Parmi les autres facteurs potentiellement explicatifs, plusieurs peuvent être écartés :

  1. le volume et l’épaisseur des dépôts pyroclastiques. Dans la Boyong, le volume des dépôts pyroclastiques de 1994 n’a atteint que 2 x 106 m³ sur 6,5 km suite à un écroulement de dôme (Lavigne, 2001 ; Lavigne, 2004) contre environ 8 x106 m³ sur 5 km à l’amont de la Gendol en 2010 (Charbonnier et al., 2013). De même, les dépôts de coulées pyroclastiques de la Boyong n’ont pas dépassé 10 m d’épaisseur contre plus de 30 m dans la Gendol à la même distance.

  2. Le nombre de lahars. Dans la Gendol, 46 lahars se sont produits entre janvier 2011 et décembre 2012, dont 35 au cours de la première saison des pluies. Dans la Boyong, 31 lahars ont été recensés sur la même période, soit les deux saisons des pluies suivant l’éruption de novembre 1994, dont 21 au cours de la première année hydrologique. Par conséquent, le nombre de lahars n’explique pas l’ampleur de l’incision dans la Boyong par rapport à celle mesurée dans la Gendol.

  3. Les précipitations. Lors de la première année hydrologique post-éruption, des précipitations fréquentes et abondantes ont été relevées en 2011 en raison de l’occurrence d’une Niña, alors que 1994-95 a été moins humide car en condition climatique normale.

  4. La pente, qui, dans la Boyong était de 6,5 % entre 7 et 8 km du cratère en juin 1995 (Lavigne, 2001), tandis que celle de la Gendol en août 2012 était en moyenne de 10 % sur la zone d’étude. Une pente plus forte aurait dû favoriser le transport de matériaux grossiers et donc une incision plus efficace.

6. Conclusion

37La vallée de la Gendol a été pratiquement entièrement comblée par les dépôts pyroclastiques. En moins de quatre ans après l’éruption, l’activité d’extraction (notamment mécanique) est remontée jusqu’au village de Jambu, laissant des cicatrices dans le paysage. Bien qu’à certains endroits les marques du passage des lahars soient encore visibles, leurs dépôts sont limités. L’érosion liée aux extractions, essentiellement confinée dans le fond de vallée sur la zone d’étude, s’est intensifiée et dépasse désormais les capacités d’érosion par les lahars.

38L’incision du lit de la Gendol se divise en deux périodes d’évolution distinctes : la période post-éruptive de novembre 2010 à août 2012 où la vallée est principalement incisée par les lahars et les écoulements fluviatiles car elle n'est pas encore touchée par les extractions ; et la période entre août 2012 et avril 2014 durant laquelle l’activité d’extraction s’intensifie et s’étend vers l’amont. C’est durant cette seconde période que la Gendol connaît des taux d’incision beaucoup plus importants de l’ordre de - 9,43 m/an, en raison des extractions qui viennent s’ajouter à l’action morphogène des lahars.

39Les carrières installées dans le fond de vallée constituent donc aujourd’hui un paramètre indissociable des évolutions géomorphologiques dans la Gendol. Elle est l’une des vallées les plus soumises à cette pression anthropique et, paradoxalement, une de celles où la probabilité d’occurrence de lahars compte parmi les plus fortes au lendemain de l’éruption de 2010. Cela pose alors la question du stock sédimentaire mobilisable à l’amont qui s’épuise progressivement et qui semble influer sur la réduction du nombre de lahars par an.

40Les phénomènes d’érosion anthropique sur les vallées du Merapi sont à l’origine de profonds bouleversements géomorphologiques. Ces évolutions sont particulièrement importantes dans les parties amont des vallées. Ces dernières sont encadrées par de hauts versants et sont caractérisées par une érosion naturelle rapide.

41Néanmoins, malgré des dynamiques d’érosion actives, le bilan dépôt/érosion sur la zone d’étude est positif, en raison de la grande quantité de matériaux pyroclastiques déposés dans la Gendol. Les lahars sont de plus en plus rares en raison de la diminution du stock pyroclastique mobilisable par les précipitations. Ainsi, compte tenu de la fréquence des éruptions du Merapi, il est probable que le talweg pré-éruptif ne soit pas érodé par les lahars d’ici la prochaine éruption. Les extractions, en revanche, auront probablement lieu jusqu’à ce que le bedrock soit atteint. Une fois que la majorité des dépôts auront été extraits du fond de vallée, le dépeuplement, puis l’abandon des sites concernés commencera progressivement, jusqu’au renouvellement de la « ressource » à la prochaine éruption.

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Bibliographie

Andreastuti S.D., Alloway B.V., Smith I.E.M. (2000) – A detailed tephrostratigraphic framework at Merapi Volcano, Central Java, Indonesia: implications for eruption predictions and hazard assessment. Journalof Volcanology and Geothermal Research 100, 51-67.

Bretar F. (2006) – Couplage de Données Laser Aéroporté et photogrammétriques pour l’analyse de scènes tridimentionnelles. Thèse de doctorat, Ecole Nationale Supérieure des Télécommunications de Paris, 166 p.

Brien M. (2006) – Mesure de l’érosion des berges, du ravinement et de la migration des cours d’eau dans la portion agricole du bassin versant de la rivière des Envies (Québec). Mémoire de maîtrise, Université du Québec à Trois Rivières, 144 p.

Camus G., Gourgaud A., Mossand-Berthommier P.C., Vincent iP.M. (2000) – Merapi (Central Java, Indonesia): An outline of the structural and magmatologicalevolution, with a specialemphasis to the major pyroclasticevents. Journal of Volcanology and Geothermal Research 100, 139-163.

Charbonnier S.J., Germa A.M., Connor C.B., Gertisser R., Preece K., Komorowski J.C. (2013) – Evaluation of the impact of the 2010 pyroclastic density currents at Merapi volcano from high-resolution satellite imagery, field investigation and numerical simulations. Journal of Volcanology and Geothermal Research 261, 295-315.

Daag A.S. (2003) – Modellingthe erosion of pyroclastic flow Deposits and the Occurrences of Lahars at Mt. Pinatubo, Philippines.Thèse de doctorat, International Institute for Geo information Science and Earth Observation, Enschede, Pays-Bas, 238 p.

De Bélizal E., Lavigne F., Grancher D. (2011) – Quand l’aléa devient la ressource : l’activité d’extraction des matériaux volcaniques autour du volcan Merapi (Indonésie) dans la compréhension des risques locaux. Cybergeo: European Journal of Geography, Environnement, Nature, Paysage, http://cybergeo.revues.org/23555.

De Bélizal E. (2012) – Les corridors de lahars du volcan Merapi (Java, Indonésie) : des espaces entre risque et ressource. Contribution à la géographie des risques au Merapi.PhD Dissertation, University Paris 1 Panthéon-Sorbonne, 414 p.

De Bélizal E., Lavigne F., Hadmoko D.S., Degeai J.P., Dipayana G.A., Mutaqin B.W., Marfai M.A., Coquet M., Le Mauff B., Robin A.K., Cholik N., Nurnaning A. (2013) – Rain-triggered lahars following the 2010 eruption of Merapi Volcano, Central Java, Indonesia: A major risk. Journal of Volcanology and Geothermal Research 261, 330-347.

Gertisser R., Charbonnier S.J., Keller J., Quidelleur X. (2012) – The geological evolution of Merapi volcano, Central Java, Indonesia. Bulletin of Volcanology 74, 1213-1233.

Gomez C., Lavigne F. (2010) – Automated block detection in lahars through 3-bands spectral analysis of video images. Journal of Volcanology and Geothermal Research 190, 379-384.

Komorowski J-C., Jenkins S., Baxter P.J., Picquout A., Lavigne F., Charbonnier S., Gertisser R., Cholik N., Budi-Santoso A., Surono. (2013) – Paroxysmal dome explosion during the Merapi 2010 eruption: Processes and facies relationships of associated high-energy pyroclastic density currents. Journal of Volcanology and Geothermal Research 161, 260-294.

Lane S.N. (2000) – The measurement of river channel morphology using digital photogrammetry. Photogrammetric record 16, 937-957.

Lane S.N., Westaway R.M., Hicks D.M. (2003) – Estimation of erosion and deposition volumes in large large gravel-bed, braided river using synoptic remote sensing. Earth Surface Processes and landforms 28, 248-271.

Lavigne F. (1998) – Les lahars du volcan Merapi, Java Central, Indonésie : déclenchement, budget sédimentaire, dynamique et zonage des risques associés. Thèse de doctorat, Université Clermont-Ferrand II Blaise Pascal, 603 p.

Lavigne F. et Thouret J.C. (2000) – Les lahars : dépôts, origines et dynamique. Bulletin de la Société Géologique de France, 1741, 5, 545-557.

Lavigne F., Thouret J.-C., Voight B., Suwa H., Sumaryono A. (2000a) – Lahars at Merapi Volcano: an overview. Journal of Volcanology and Geothermal Research 100, 423-456.

Lavigne F., Thouret J.-C., Voight B., Young K., Lahusen R., Marso J., Suwa H., Sumaryono A., Sayudi D.S., Dejean M. (2000b) – Instrumental lahar monitoring at Merapi Volcano, Central Java, Indonesia. Journal of Volcanology and Geothermal Research 100, 457-478.

Lavigne F. (2001) – Evolution géomorphologique de la vallée Boyong à la suite de l’éruption du 22 novembre 1994 du volcan Merapi, Java, Indonésie. Géomorphologie: Relief, Processus, Environnement, 7, 3, 159-174.

Lavigne F., Thouret J.-C. (2002) – Sediment transportation and deposition by rain-triggered lahars at Merapi volcano, Central Java, Indonesia. Geomorphology, 49, 45-69.

Lavigne F. (2004) – Rate of sediment yield following small-scale volcanic eruptions - A quantitative assessment at the Merapi and Semeru stratovolcanoes, Java, Indonesia. Earth Surface Processes and Landforms, 29, 8, 1045-1058.

Neboit-Guilhot R. (1999) – Autour d'un concept d'érosion accélérée : l'homme, le temps et la morphogenèse. Géomorphologie : relief, processus, environnement, 5, 2, 159-172.

Newhall C.G., Bronto S., Alloway B., Banks N.G., Bahar I., Del Marmol M.A., Hadisantono R.D., Holcomb R.T., McGheein J., Miksic J.N., Rubin M., Sayudi S.D., Sukyar R., Andreastuti S., Tilling R.I., Torley R., Trimble D., Wirakusumah A.D. (2000) – 10,000 Years of explosive eruptions of Merapi Volcano, Central Java: archaeological and modern implications. Journal of Volcanology and Geothermal Researchs 100, 9–50.

Ouédraogo M., Degré A., Debouche C., LiseinJ. (2014) – The evaluation of unmanned aerial system-based photogrammetry and terrestrial laser scanning to generate DEMs of agricultural watersheds. Geomorphology 214, 339–355.

Pallister J.S., Schneider D.J., Griswold J.P., Keeler R.H., Burton W.C., Noyles C., Newhall C.G., Ratdomopurbo A. (2013) – Merapi 2010 eruption. Chronology and extrusion rates monitored with satellite radar and used in eruption forecasting. Journal of Volcanology and Geothermal Research 261, 144-152.

Pouquet J. (1951) – L'érosion.Paris, PUF, 127 p.

Pouquet J. (1952) – Les Monts du Tessala (chaînes sud-telliennes d'Oranie), essai morphogénique. Paris, SEDES, 320 p.

Pouquet J. (1966) – Initiation géopédologique. Les sols et la géographie. Paris, SEDES, 267 p.

Puech C., Thommeret N., Kaiser B., Bailly J.S., Jacome A., Rey F., Mathys N. (2009) – MNT à très haute résolution dans les modelés fortement disséqués : des données aux tests d’application. Géomorphologie : relief, processus, environnement, 2, 141-152.

Raclot D., Puech C., Mathys N., Roux B., Jacome A., Asseline J. & Bailly J-S. (2005) – Photographies aériennes par drone et Modèle Numérique de Terrain : apports pour l’observatoire sur l’érosion de Draix. Géomorphologie : Relief, Processus, Environnement, 1, 7-20.

Smith G.A., Fritz W.J. (1989) – Penrose Conference report: volcanic influences on terrestrial sedimentation. Geology 17, 376 p.

Smith G.A., Lowe D.R. (1991) – Lahars: volcano-hydrologic events and deposition in the debris flow-hyperconcentrated flow continuum.In: Fisher R.V., Smith G.A. (dir.): Sedimentation in volcanic settings. SEPM Special Publications, 45, Tulsa, Oklahoma, 60-70.

Surono, Jousset P., Pallister J., Boichu M., Buongiorno M., Budisantoso A., Costa F., Andreastuti S., Prata F., Schneider D., Lieven C., Humaida H., Sri Sumarti, Bignami C., Griswold J., Carn S., Oppenheimer C., Lavigne F. (2012) – The 2010 explosive eruption of Java’s Merapi volcano – a ‘100-year’ event. Journal of Volcanology and Geothermal Research Special Issue 241-242, 121-135.

Thouret J.C., Lavigne F., Kelfoun K., Bronto S. (2000) – Toward a revised hazard assessment at Merapi Volcano, Central Java. Journal of Volcanology and Geothermal Research 100, 479-502.

Westoby M.J., Brasington J., Glasser N.F., Hambrey M.J., Reynolds J.M. (2012) – “Structure-from-motion” photogrammetry: A low-cost, effective tool for geoscience applications. Geomorphology 179, 300-314.

Winterbottom S., GilvearD.J. (1997) – Quantification of channel bed morphology in gravel-bed rivers using airborne multispectral imagery and aerial photography. Regulated rivers: research and management 13, 489-499.

Wirakusumah A.D., Juwarna H., Lubis H. (1989) – Peta Geologi Gunung Merapi Jawa Tengah. Direktorat Vulkanologi, Bandung, Indonesia.

Zhang K., Cui Z. (2007) – ALDPAT 1.0. Airborne LIDAR Data processing and Analysis Tools. National Center for Airborne Laser mapping. Florida International University.

Sites internet – NicolasBrodu. http://nicolas.brodu.net/fr/recherche/canupo/index.html

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Annexe

Abridged English version

Described as a “centennial” eruption (Surono et al., 2012), the 2010 eruption of Merapi Volcano (fig. 1) generated a considerable volume of pyroclastic material, which filled the radial valleys with several tens of meters of deposits. For the present research, the survey location was set in the upper Gendol River (south flank of Merapi), in a 4.8 km reach between the proximal and the distal slopes of the volcano (fig. 4). In this area, two different processes have been driving the erosion of the pyroclastic-density current (PDC) deposits in the Gendol Valley since 2010: (1) a natural erosion generated by the numerous rain-triggered lahars which have occurred for 4 years, and (2) an anthropic incision generated by the quarries located at the bottom of the valley.

Consequently, the question of the role of the different processes controlling the morphology of the valley arises. In the present publication, we provide a quantitative geomorphological analysis, which aims to quantify the direct and indirect erosive impacts on the morphology of the Gendol Valley since 2010. We measured the vertical variations of the valley floors, by collecting morphological data related to the aggradation rates after the occurrence of the 2010 PDCs, and the incision rates due to the lahars and the quarries (fig. 5, fig. 8 and fig. 9). For this purpose, two DEMs (Digital Elevation Models) were drawn: one in September 2010 - before the eruption - using SfM (Structure from Motion), a method which converts 2D photographs into 3D models; and one other DEM in August 2012, using the LiDAR (Light Detection and Ranging) technology. For the latest date, in April 2014, a series of 15 topographic cross-profiles were collected with a laser range-finder (fig. 2, fig. 3 and fig. 4). Data assimilation and comparison allowed the authors to measure the lateral and vertical variations of the valley before and after the eruption, from which we calculate annual erosion rates which highlight discrepancies between the upstream and the downstream ends of the study reach (tab. 1, tab. 2 and tab. 3). Indeed, the geomorphological impacts of the 2010 PDCs are more pronounced upstream than downstream, because the PDCs filled the entire upper channel. The pre-eruptive valley-floor was not visible anymore after the eruption, and the hydrographic system superimposed itself on the 2010 pyroclastic deposits (fig. 6 and fig. 7). This process was accelerated by the lahar-related incision. The monitoring of quarrying activity since 2012 (LiDAR image) has emphasized its effect on the lower reach of the channel of the study area (profile 1, fig. 9). According to further field observations in April 2014, quarrying moved upstream ~1.7 kilometers every year. Between October 2010 and April 2014, the downstream part of the study area was affected by an intense quarrying of the deposits and the occurrence of 54 lahars. However, the geomorphic evolution of the upstream part (between profile 12 and 15, fig. 5) was mainly shaped by therain-triggered lahars only. Comparison of the incision rates between the most upstream and the most downstream section showed that those rates gradually decreased from one year to another in the upstream part, while the downstream reach recorded the opposite dynamic. This can be explained by the progressive decrease number of lahars each year, being the main control-factor in the upper part of the study reach, while the lower area saw an increase inanthropogenic impacts by quarrying activity (fig. 10). The lateral evolutions were studied, and we observed numerous collapsed sidewalls associated with pyroclastic flows and lahars. Some of these lateral collapses were accentuated by the quarrying activity. Sand miners have dug out the volcaniclastic deposits of the side walls to extract boulders and sand, but also to build new access roads to the valley. This increase in the number of access roads was concomitant to the activity after the eruption, because new access roads were built to access to the bottom of the valley. Finally despite active erosion dynamics, in particular accentuated by the quarrying industry, the volume of pyroclastic materials deposited by the 2010 of eruption is still higher than erosion measured during the study.

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Table des illustrations

Titre Fig. 1 – Le Merapi et son réseau hydrographique. Fig. 1Merapi and its water system.
Légende 1 : bassins versant des fleuves ; 2 : sous bassins versants des tributaires ; 3 : réseau hydrographique ; 4 : chefs lieu de district.1: Rivers watershed; 2: Under watershed of tributary; 3: Water system; 4: Administrative centers of district.
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/11073/img-1.jpg
Fichier image/jpeg, 364k
Titre Fig. 2 – Chronologie de l’acquisition des données.Fig. 2 – Chronology of data acquisition.
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/11073/img-2.jpg
Fichier image/jpeg, 448k
Titre Fig. 3 – Illustration de la méthodologie dans le suivi de la morphologie de la vallée de la Gendol. Fig. 3 – Illustration of the methodology in tracking of the morphology of the Gendol valley.
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/11073/img-3.jpg
Fichier image/jpeg, 876k
Titre Fig. 4 – Localisation des profils topographiques. Fig. 4Location of topographic profiles.
Légende À gauche : orthophoto de 2010, à droite : orthophoto de 2012. Left: orthophoto 2010, right: orthophoto 2012.
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/11073/img-4.jpg
Fichier image/jpeg, 1,9M
Titre Fig. 5 – Profils topographiques 15, 14, 12. Fig. 5Topographic profiles 15, 14, 12.
Légende 1 : profil en septembre 2010 avant l’éruption (photogrammétrie) ; 2 : estimation du toit de la coulée pyroclastique après l’éruption de 2010 ; 3 : profil en août 2012, 21 mois après l’éruption (LiDAR) ; 4 : profil en avril 2014, 41 mois après l’éruption (terrain). 1: Topographic profile in september 2010 before the eruption (photogrammetry); 2: Estimation of the roof of the pyroclastic flow after the eruption of 2010; 3: Profile in August 2012, 21 months after the eruption (LiDAR); 4: Profile in April 2014, 41 months after the eruption (field).
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/11073/img-5.jpg
Fichier image/jpeg, 1,6M
Titre Fig. 6 – Changement de tracé de la Gendol. Fig. 6Change of route of the Gendol.
Légende 1 : dépôts anciens ; 2 : chenal secondaire affluent de la Gendol présent avant et après l’éruption ; 3 : corridor à lahar avant l’éruption ; 4 : interfluves visibles en 2012 et dépôts pyroclastiques ; 5 : nouveau corridor en août 2012 après l’éruption ; 6 : points côtés ; 7 : points côtés en septembre 2010 ; 8 : poinst côtés en aout 2012 ; 9. Zoom sur la figure 5. 1: Old deposits; 2: Secondary channel tributary of the Gendol present before and after the eruption; 3: Lahar corridor before the eruption; 4: Interfluves visible in 2012 and pyroclasticdeposits; 5: New corridor in august 2012 after the eruption; 6: Altitude points; 7: Altitude point in september 2010; 8: Altitude point in August 2010; 9: Zoom in figure 5.
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/11073/img-6.jpg
Fichier image/jpeg, 1,6M
Titre Fig. 7 – Évolution géomorphologique de la confluence. Fig. 7Geomorphological evolution of the tributary.
Légende 1 : dépôts volcaniques anciens (berges et versants) ; 2 : dépôts pyroclastiques de 2010 supérieurs à 10 mètres ; 3 : tracé de la Gendol et du chenal secondaire en septembre 2010 ; 4 : chenal secondaire après 2010 ; 5 : corridor à lahars après 2010 ; 6 : sens d’écoulement. 1: Old volcanic deposits (banks and slopes); 2: Pyroclastic deposits of 2010 over 10 meters; 3: Route of the Gendol and secondary channel in september 2010; 4: Secondarychannelafter 2010; 5: Lahars corridor after 2010; 6: Flow direction.
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/11073/img-7.jpg
Fichier image/jpeg, 476k
Titre Fig. 8 – Profils topographiques 11 et 10. Fig. 8Topographic profiles 11 and 10.
Légende 1 : profil en septembre 2010 avant l’éruption (photogrammétrie) ; 2 : estimation du toit de la coulée pyroclastique après l’éruption de 2010 ; 3 : profil en août 2012, 21 mois après l’éruption (LiDAR) ; 4 : profil en avril 2014, 41 mois après l’éruption (Terrain). 1: Topographic profile in September 2010 before the eruption (photogrammetry); 2: Estimation of the roof of the pyroclastic flow after the eruption of 2010; 3: Profile in August 2012, 21 months after the eruption (LiDAR); 4: Profile in April 2014, 41 months after the eruption (Field).
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/11073/img-8.jpg
Fichier image/jpeg, 1,7M
Titre Fig. 9 – Profils topographiques 1, 2 et 3. Fig. 9Topographic profiles 1, 2 and 3.
Légende 1 : profil en septembre 2010 avant l’éruption (photogrammétrie) ; 2 : estimation du toit de la coulée pyroclastique après l’éruption de 2010 ; 3 : profil en août 2012, 21 mois après l’éruption (LiDAR) ; 4 : profil en avril 2014, 41 mois après l’éruption (Terrain). 1: Topographic profile in September 2010 before the eruption (photogrammetry); 2: Estimation of the roof of the pyroclastic flow after the eruption of 2010; 3: Profile in August 2012, 21 months after the eruption (LiDAR); 4: Profile in April 2014, 41 months after the eruption (Field).
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/11073/img-9.jpg
Fichier image/jpeg, 1,7M
Titre Fig. 10 – Organigramme récapitulatif des résultats. Fig. 10Synthetic flow chart of the results.
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/11073/img-10.jpg
Fichier image/jpeg, 270k
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Pour citer cet article

Référence papier

Anouk Ville, Franck Lavigne, Clément Virmoux, Daniel Brunstein, Édouard de Bélizal, Sandy Budi Wibowo et Danang Sri Hadmoko, « Evolution géomorphologique de la vallée de la Gendol à la suite de l’éruption d’octobre 2010 du volcan Merapi (Java, Indonésie) », Géomorphologie : relief, processus, environnement, vol. 21 – n° 3 | 2015, 235-250.

Référence électronique

Anouk Ville, Franck Lavigne, Clément Virmoux, Daniel Brunstein, Édouard de Bélizal, Sandy Budi Wibowo et Danang Sri Hadmoko, « Evolution géomorphologique de la vallée de la Gendol à la suite de l’éruption d’octobre 2010 du volcan Merapi (Java, Indonésie) », Géomorphologie : relief, processus, environnement [En ligne], vol. 21 – n° 3 | 2015, mis en ligne le 01 janvier 2016, consulté le 28 avril 2017. URL : http://geomorphologie.revues.org/11073 ; DOI : 10.4000/geomorphologie.11073

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Auteurs

Anouk Ville

Université Paris 1 Panthéon-Sorbonne – Laboratoire de Géographie Physique – UMR 8591 – 1 place Aristide Briand – 92190 Meudon (villeanouk@gmail.com).

Franck Lavigne

Université Paris 1 Panthéon-Sorbonne – Laboratoire de Géographie Physique – UMR 8591 – 1 place Aristide Briand – 92190 Meudon (franck.lavigne@univ-paris1.fr).

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Clément Virmoux

CNRS – Laboratoire de Géographie Physique – UMR 8591 – 1 place Aristide Briand – 92190 Meudon (clément.virmoux@lgp.cnrs.fr).

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Daniel Brunstein

CNRS – Laboratoire de Géographie Physique – UMR 8591 – 1 place Aristide Briand – 92190 Meudon (daniel.brunstein@lgp.cnrs.fr ).

Articles du même auteur

Édouard de Bélizal

Université Paris-Ouest Nanterre La Défense – CNRS, Laboratoire de Géographie Physique – UMR 8591 – 1 place Aristide Briand – 92190 Meudon (edouard.dbelizal@gmail.com).

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Sandy Budi Wibowo

Université Paris 1 Panthéon-Sorbonne – Laboratoire de Géographie Physique – UMR 8591 – 1 place Aristide Briand – 92190 Meudon (sandy_budi_wibowo@yahoo.co.id).

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Danang Sri Hadmoko

GadjahMada University – Faculty of Geography – BulakSumur – Yogyakarta – Indonesia (danang@geo.ugm.ac.id).

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