Navigation – Plan du site

Faciès et transferts sédimentaires associés au tsunami du 26 décembre 2004 sur le littoral au nord-est de Banda Aceh (Sumatra, Indonésie)

Sedimentary facies and transfer associated with the December 26, 2004 tsunami on the north eastern littoral of Banda Aceh (Sumatra, Indonesia)
Patrick Wassmer, Philippe Baumert, Franck Lavigne, Raphaël Paris et Junun Sartohadi
p. 335-346

Résumés

Le secteur de Kajhu Perumnas situé au nord-est de Banda Aceh à l’extrémité nord de Sumatra correspond à une vaste plaine côtière surbaissée où la dizaine de vagues constituant le train d’ondes du tsunami du 26 décembre 2004 a totalement arraché les arbres, gommé les dunes du bord de mer, arasé le bâti et pénétré à plus de trois kilomètres à l’intérieur des terres. Les dépôts sédimentaires, étudiés à la lumière des témoignages recueillis sur le comportement des vagues, présentent une différenciation nette et progressive de la signature du tsunami à mesure qu’on s’éloigne du rivage. Les dépôts grossiers et indifférenciés en domaine proximal présentent un nombre croissant de séquences à grano-classement positif à mesure qu’on passe en domaine intermédiaire puis distal, au sein duquel sept séquences peuvent être observées. Une fois les espaces côtiers libérés des eaux, les sédiments de surface ont subi une déflation éolienne active qui a contribué à former de petits champs de dunes qui s’engraissent rapidement. Au cours de l’année qui a suivi le tsunami, 1 100 m3 de sable par hectare ont ainsi été accumulés dans le secteur étudié. Cette dynamique s’est ralentie, puis a cessé entre six mois et un an après l’événement à cause de la reconquête végétale sur les zones de déflation. Cette reconquête est commandée par la désalinisation du sable sous l’effet de la pluie. L’association végétale de reconquête actuelle n’est pas différente des successions pionnières habituelles sur les espaces sableux de cette région. Le retour d’importants volumes de sédiments vers la mer lors des épisodes pluvieux contribue à alimenter la dérive littorale qui favorise l’engraissement des plages et le déplacement du trait de côte vers la mer, de 150 à 500 m en un an entre juin 2005 et août 2006.

Haut de page

Notes de la rédaction

Cette étude a été conduite dans le cadre du programme Tsunarisque, financé par la Délégation Interministérielle pour l’Aide Post-Tsunami (DIPT) et de l’ATIP Jeunes Chercheurs du CNRS. Les auteurs remercient chaleureusement F. Flohic et B. De Coster pour leur contribution à la réalisation de cette étude, ainsi que Adi Widagdo, étudiant en géographie à l’université Gadjah Mada à Yogjakarta, Java, pour son aide précieuse sur le terrain. Nous remercions également C. Thouin, qui a amélioré la version abrégée anglaise. Nous remercions enfin chaleureusement J.-C. Thouret et H. Regnauld pour la relecture de ce travail et leurs précieuses remarques.
Article soumis le 9 novembre 2007, accepté le 6 décembre 2007

Texte intégral

Introduction

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 est constitué par la prise en charge, par les agents de transport, de matériaux d’altération ou d’érosion des régions continentales et leur transfert vers les zones de sédimentation, dont le terme ultime correspond souvent au milieu littoral marin. Au contraire et à l’instar des cyclones et des tempêtes, un tsunami peut engendrer une crise morphogénique inversée puisque les vagues vont prélever des matériaux sédimentaires en milieu littoral marin pour les déposer en milieu continental. L’importance des volumes de matériaux déplacés est liée en premier lieu à l’existence de matériaux mobilisables sur le front de mer (Dawson et Shi, 2000), mais aussi à la violence de la turbulence sur le front de chaque vague, à la vitesse et à la hauteur de l’eau à son arrivée à la côte, qui déterminent les forces de traction à la base de la colonne d'eau. La topographie préexistante est alors modifiée puis fossilisée sous une couche de sédiments d’épaisseur variable selon les endroits, avec une signature propre à la dynamique de l’eau qui les a mis en place. Cette signature a déjà fait l’objet de nombreuses études (Shi et al., 1995 ; Hindson et al., 1996 ; Dawson et al., 1996 ; Bondevik et al., 1997 ; Minoura et al., 1997 ; Dawson and Shi, 2000 ; Scheffers and Kelletat, 2003 ; Gelfenbaum and Jaffe, 2003 ; Jaffe et al., 2003 ; Cantalamessa and Di Celma, 2005 ; Cisternas et al., 2005 ; Pérez-Torrado et al., 2006). Ces prélèvements, transferts et accumulations de matériaux sont quasi instantanés lors de l’événement. Lors du mouvement de reflux (backwash), qui peut être rapide si la côte est en pente forte mais qui peut nécessiter plusieurs jours sur un littoral sub-horizontal, une partie des sédiments déposés sont repris en charge et réorganisés. Ce remaniement n’affecte en général que la partie superficielle des dépôts en raison d’une vitesse moindre de l’eau et d’un écoulement à dominante laminaire (Umistu et al., 2007), sauf lorsqu’il est concentré dans les ravines et les fleuves côtiers (Dawson, 1994 ; Paris et al., 2007a et b ; Srinivasalu et al., 2007 ; Fagherazzi et Du, 2008).

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 A.J. Melzner et al. (2006). Le brusque réajustement des plaques tectoniques australienne et Sunda dans la zone de subduction a entraîné un déplacement de la plaque supérieure (Sunda) de 12 à 15 mètres vers le haut selon C.E. Synolakis et al. (2005) et T. Lay et al. (2005), voire d’une vingtaine de mètres selon G. Fu et W. Sun (2006), ce qui a engendré le train d’ondes dévastateur. À leur arrivée sur le littoral de l’extrémité nord de Sumatra, 20 à 40 minutes plus tard, les vagues ont pénétré profondément sur les plaines côtières dans le secteur de Lhok Nga, au sud-ouest, et dans le secteur de Banda Aceh au nord-ouest (fig. 1 ; Lavigne et al., sous presse).

Fig. 1 – Carte de localisation de la région de Banda Aceh.
Fig. 1 – Location map of the Banda Aceh region.

Fig. 1 – Carte de localisation de la région de Banda Aceh. Fig. 1 – Location map of the Banda Aceh region.

1 : plaines côtières inondées par le tsunami ; 2 : plaines côtières non inondées ; 3 : hautes terres. Encart : carte 3D de Sumatra, zone d’étude et site de l’épicentre du séisme du 26/12/2004.
1: coastal plains flooded by the tsunami; 2: non flooded coastal plains; 3: uplands. Insert: 3D-map showing the Sumatra Island, the studied area, and the epicentre of the 26/12/2004 earthquake.

3Le tsunami a engendré un important transfert de sédiments qui ont été étalés sur l’ensemble de la zone inondée. Cet événement a relancé la recherche dans le domaine de la dynamique sédimentaire synchrone du tsunami. De nombreuses équipes ont en effet mené des investigations sur l’ensemble des littoraux touchés (Hawkes et al., 2007 ; Hori et al., 2007 ; Narayana et al., 2007 ; Paris et al., 2007a et b ; Srinivasalu et al., 2007 ; Umitsu et al., 2007), qui permettent de mieux comprendre la dynamique des vagues et les processus de sédimentation qui leur sont associés. Ces processus sont toujours complexes puisqu’ils sont liés à l’intervention d'un train de vagues et non pas d’une onde simple. Par conséquent, ces dépôts sont caractérisés par une structure interne qui constitue une signature sédimentaire spécifique de l’événement et qui traduit les conditions hydrodynamiques au moment du dépôt. En fonction des caractéristiques propres à une vague donnée dans ce train d'ondes, cette signature peut se traduire, soit par une conservation intégrale des dépôts, soit par un effacement total ou partiel de ces derniers par la vague suivante (Dawson et Shi, 2000).

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 notre étude réside dans le fait qu’elle a été menée dans un secteur où les caractéristiques de la propagation des vagues (nombre, direction, hauteur, etc.) est bien connue (Lavigne et al., sous presse), ce qui n’est pas toujours le cas pour des tsunamis peu étudiés et/ou anciens. Le second objectif de notre étude est de présenter les modes de remaniement des dépôts du tsunami durant l’année qui a suivi l’événement du 26 décembre 2004. L’évolution géomorphologique à plus ou moins long terme des dépôts de tsunamis n’a quasiment jamais fait l’objet d’observations décrites dans la littérature. L’impact morpho-sédimentaire des tsunamis n’a en effet été appréhendé que de façon instantanée jusqu’ici.

Le cadre du secteur d’étude

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 1100 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 de Lampuuk, mais se prolonge en mer par les îles de Nasi et de Breueh. À une soixantaine de kilomètres de son extrémité, cette dorsale montagneuse se dédouble, car une digitation d’altitude moins marquée (300 à 400 m) court vers le nord-ouest parallèlement à la chaîne principale. Jalonnée par des édifices volcaniques culminant à 1700 m, la crête secondaire se termine à la pointe nord de l’île. Les deux reliefs enserrent une dépression d’une vingtaine de kilomètres de large qui, s’ouvrant au nord-ouest, forme la large plaine côtière de Banda Aceh (fig. 1).
Le secteur étudié est celui de Kajhu Perumnas au nord-est de l’agglomération de Banda Aceh (fig. 2).

Fig. 2 – Localisation de la zone d'étude de  Kajhu Perumnas.
Fig. 2 – Location of Kajhu Perumnas study area.

Fig. 2 – Localisation de la zone d'étude de  Kajhu Perumnas. Fig. 2 – Location of Kajhu Perumnas study area.

1: direction of the main wave (second one or third one); 2: main direction of backwash; 3: run-up height (m); 4: coastline in October 1995 (aerial photograph Bakosurtanal 1/20,000); 5: coastline in June 2005 (aerial photograph Bakosurtanal 1/5000); 6: coastline in December 2005 (GPS survey); 7: coastline in August 2006 (GPS survey); 8: Sections dug out in sediment deposited by the tsunami; 9: dunes study area.

1 : direction de la vague principale (seconde ou troisième selon les secteurs) ; 2 : direction principale du backwash ; 3 : hauteur de run-up (m) ; 4 : trait de côte en octobre 1995 (photographie aérienne 1/20 000) ; 5 : trait de côte en juin 2005 (photographie aérienne Bakosurtanal 1/5000) ; 6 : trait de côte en décembre 2005 (relevés GPS) ; 7 : trait de côte en août 2006 (relevés GPS) ; 8 : fosses creusées pour l’étude des sédiments liés au tsunami ; 9 : secteur d’étude des dunes.

6Kajhu Perumnas (Perumahan Nasional) avait été loti, il y a une quinzaine d’années, à l’instigation gouvernementale et correspondait aux quartiers résidentiels des classes moyennes de la ville. Ce secteur littoral dont la topographie plane n’excède pas quelques mètres au-dessus du niveau de la mer est situé à l’embouchure du fleuve Lomnga (fig. 1), constituant ainsi une zone particulièrement exposée à l’aléa tsunami. Les densités de population très élevées (750 hab./km2) conféraient en outre à tout ce secteur une vulnérabilité considérable. La présence le long de la côte d’importants bassins d’aquaculture, construits à partir des années 1970 aux dépens des mangroves, augmentait encore localement cette vulnérabilité.

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 par des arguments de terrain (Lavigne et al. sous presse ; Umitsu et al., 2007). Il existait un important stock sédimentaire mobilisable sur le front de mer (dunes, sédiments fluviatiles) permettant l’inscription d'une signature sédimentaire significative de l’événement grâce à un dépôt de quelques centimètres à 71 cm d’épaisseur. Les dépôts sableux imputables à l’événement sont facilement identifiables car ils sont limités à leur base par un contact tranché avec le sol noir des rizières, la fondation en ciment des habitations ou l’argile des bassins d’aquaculture. Un dernier intérêt du secteur de Kajhu tient dans le fait qu’après le retrait de l’eau, ces vastes espaces balayés par les vents ont été soumis à une déflation éolienne dont il est possible d’étudier l’évolution temporelle à mesure que la reconquête végétale progresse. Les apports de sédiments par une dérive littorale active contribuent à l’engraissement des plages, dont l’étude permet de suivre l’évolution du trait de côte.

Méthodes de terrain et de laboratoire

8Les investigations de terrain ont été effectuées au cours de trois missions en août et décembre 2005, puis en août 2006. Des fosses mesurant 80 cm sur 120 cm ont été creusées à la pelle dans les dépôts laissés par les vagues jusqu’à trouver la surface du sol précédant le tsunami, facilement identifiable par sa couleur, sa structure et la présence de végétaux encore intacts. Les secteurs d’investigation s’échelonnent entre 1 330 m et 1 810 m de distance à partir du rivage antérieur au tsunami (fig. 2 et fig. 3).

Fig. 3 – Différenciation sédimentaire progressive des dépôts par stratification et grano-classement le long d'un transect WNW-ESE conforme à la direction principale des vagues.
Fig. 3 –Sedimentary differentiation exhibits progressively more accentuated stratification and grading within the tsunami deposits along a landward transect from the coastline.

Fig. 3 – Différenciation sédimentaire progressive des dépôts par stratification et grano-classement le long d'un transect WNW-ESE conforme à la direction principale des vagues. Fig. 3 –Sedimentary differentiation exhibits progressively more accentuated stratification and grading within the tsunami deposits along a landward transect from the coastline.
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 ante-tsunami ; 9 : sol brunâtre ante-tsunami, présence de racines très abondantes ; 10 : séquences identifiées ; 11 : échantillons ; 12 : distance au trait de côte ante-tsunami. Coordonnées des profils sédimentaires. Coupe 1 : 46 N 0763815 / UTM 0620350 ; coupe 2 : 46 N 0764049 / UTM 0620318 ; coupe 3 : 46 N 0764202 / UTM 0620272 ; coupe 4 : 46 N 0764300 / UTM 0620224.
1: fine-grained grey sand; 2: roughly laminated grey sand; 3: medium-grained beige sand; 4: beige medium- to coarse-grained sand; 5: coarse-grained sand; 6: thin layer of fine black sand; 7: rust-coloured thin layer; 8: pre-tsunami brownish soil; 9: pre-tsunami brownish soil with abundant roots; 10: identified sequences; 11: samples; 12: distance from the former shoreline. Sedimentary profils coordinates. Log 1: 46 N 0763815 / UTM 0620350; Log 2: 46 N 0764049 / UTM 0620318; Log 3: 46 N 0764202 / UTM 0620272; Log 4: 46 N 0764300 / UTM 0620224.

9Les 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.

10Les traits de côte consécutifs ont été tracés par cheminements le long du littoral, avec un GPS (GeoXT™ portable de la série GeoExplorer® dont la précision est décimétrique) en juin 2005, décembre 2005 et août 2006, et ont fait l’objet de corrections en fonction des marées (marnage < 2 m). Les données ont été comparées au trait de côte établi à partir d’une mission de photographies aériennes au 1/20 000 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 existantes 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 à l’hydrogène peroxyde (granulomètre Laser Beckman Coulter L 230, module voie fluide ; fractions de 2000 à 0,040 µm). Enfin, une morphoscopie a été faite au binoculaire sur les refus de tamis de 125µ à 500µ (tamisage à sec) afin de déterminer l’origine des sables et les marques éventuelles imputables au tsunami.

Mobilisation et transferts sédimentaires dus au tsunami

11Dans 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 (Lavigne et al., sous presse), 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 furent 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., sous presse). 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 (run-up), et ceux qui sont imputables au retrait de la mer (backwash).

12Les 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 3, avec quatre coupes disposées selon un transect orienté WNW – ESE, conformément à l’une des deux directions de vagues principales, révèle cette différenciation. En secteur proximal, les dépôts de couleur beige apparaissent massifs et homogènes, sans stratification ni grano-classement, et sont constitués de sables assez grossiers exempts de débris coquilliers (coupe 1, fig. 3). Ces sables beiges, grossiers, constituent la base de l’ensemble des coupes observées dans le secteur et comportent souvent dans la partie inférieure de nombreux fragments de sol arrachés et entraînés par le tsunami ; il s’agit de rip-up clasts d’argile beige des bassins d’aquaculture, dont la taille est millimétrique à décimétrique (fig. 4).

Fig. 4 – Profil sédimentaire différencié présentant des « rip-up clasts » à la base des trois premières couches.
Fig. 4 – Sedimentary profile displaying rip-up clasts at the base of the first three layers.

Fig. 4 – Profil sédimentaire différencié présentant des « rip-up clasts » à la base des trois premières couches. Fig. 4 – Sedimentary profile displaying rip-up clasts at the base of the first three layers.

1a : sable gris-beige, présence de rip-up clasts ; 1b : sable gris fin ; 2a : sable beige, grossier, présence de petits rip-up clasts ; 2b : 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.

1a: grey-beige sand with rip-up clasts; 1b: fine grey sand; 2a: coarse beige sand with rip-up clasts at the base; 2b: fine grey sand at the top; 3a: coarse beige sand with rip-up clasts; 3b: fine grey sand; 4a:mean sized beige sand; 4b: fine grey sand; R: disturbed surface material.

13À 230 m de cette coupe 1, vers l’intérieur des terres, le profil de la coupe 2 montre une transition progressive entre les sables grossiers de la base et les sables gris clair, qui les surmontent et à la base desquels des laminations frustes sont visibles. L'ensemble constitue une séquence normalement granoclassée. Une transition abrupte marque le contact supérieur de ce dépôt avec une seconde séquence sableuse aux caractéristiques identiques. Cette évolution s’affirme dans le secteur distal par l’adjonction d’une, puis deux nouvelles séquences similaires (coupes 3 et 4, fig. 3). Sur un autre transect orienté NNW – SSE, les coupes situées dans le secteur distal présentent cinq à six séquences identiques, superposées et bien différenciées (fig. 5).

Fig. 5 – Profil sédimentaire n° 5 (voir fig. 2) présentant une séquence de cinq unités principales superposées à grano-classement normal.
Fig. 5 – Sedimentary profile n° 5 (see fig. 2) showing five stratified, fining-upward main sequences.

Fig. 5 – Profil sédimentaire n° 5 (voir fig. 2) présentant une séquence de cinq unités principales superposées à grano-classement normal. Fig. 5 – Sedimentary profile n° 5 (see fig. 2) showing five stratified, fining-upward main sequences.

14À l’intérieur de chaque séquence, dont l'épaisseur peut varier entre 2 et 20 cm, la base est constituée d’une couche homogène de sables beiges plus ou moins grossiers, coiffée par une autre couche de sables gris présentant un grano-classement normal. Chaque séquence se termine vers le haut par une discontinuité nette souvent soulignée par un lit limoneux laminaire d’épaisseur millimétrique et de couleur brun à noir. À la surface, un lit d'épaisseur millimétrique remanié et postérieur au tsunami se distingue parfois du sommet de la dernière séquence.

15Une analyse granulométrique pratiquée sur les trois séquences identifiées dans la coupe 4 (fig. 3), localisée à 1 810 mètres de la côte, souligne une évolution de la taille moyenne des sables de la base au sommet, confirmant le grano-classement normal : de 234µm à 70µm dans la séquence basale, de 122µm à 111µm dans la médiane et enfin de 134µm à 111µm dans celle du sommet. Les courbes granulométriques 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 les 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 qui sont décrites par C. Bruzzi et A. Prone (2000). Elles sont superficielles ou au contraire affectent la masse du grain. À la surface, leur amorce correspond en général à un petit éclat caractérisé par une surface en creux souvent anguleuse et présentant un aspect lisse et brillant sous la lumière. En outre, 2 à 3 % seulement des grains montrent une cassure luisante, mais ces cas existent à tous les niveaux, alors que cette proportion atteint 15 % dans la couche de surface. Dans l’ensemble du profil, une proportion également faible de petits éclats coquilliers ne prédomine dans aucune des séquences, mais semble augmenter avec la distance à la mer.

Mobilisation et transferts sédimentaires postérieurs au tsunami

16Une fois l’inondation terminée, les vastes surfaces littorales planes dévastées étaient couvertes de débris divers et d’une couche de sédiments d’épaisseur variable. Une investigation, menée sur une surface sub-horizontale, à l’aide de 150 trous creusés jusqu'au sol sous-jacent, avec un maillage de 7 m, montre une variation d'épaisseur du dépôt de tsunami de 0 à 71 cm et indique que ce dépôt a régularisé la surface topographique antérieure. Les épaisseurs de sédiments les plus importantes correspondent aux dépressions tandis que les dépôts sont absents là où la topographie préexistante affleure, comme en témoigne la couverture herbeuse originelle encore en place après le tsunami, prouvant qu’elle n’a pas été recouverte. Cependant, les dépôts sableux observables ne correspondent pas toujours aux dépôts initiaux du tsunami, qui ont très souvent été remaniés par les agents atmosphériques. Cette situation correspond à une crise morphogénétique brutale car le manque de cohésion du matériel rend la nouvelle topographie susceptible de modifications plus ou moins rapides.

Transferts à court terme

17Le 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.

18La mission de janvier 2005 a permis d’observer cette déflation active et la formation de champs de petites accumulations de sable affectant l’ensemble du secteur de Kajhu. Six mois plus tard, ces petites formes s’étaient transformées en dunes (fig. 6), dont nous avons étudié les processus de formation, la progression et la stabilisation.

Fig. 6 – Champ de petites dunes, photo prise en direction du nord-ouest.
Fig. 6 – Field of small sand dunes, picture taken to the NW.

Fig. 6 – Champ de petites dunes, photo prise en direction du nord-ouest. Fig. 6 – Field of small sand dunes, picture taken to the NW.

19La hauteur des petites dunes varie de 30 cm à 1,5 m. La figure 7 présente une dune oblongue de 42 cm de hauteur, 3 m de largeur et de 5,5 m de long, avec une dissymétrie entre la pente au vent (2 m de longueur et 12 %) et celle sous le vent (3,5 m et 8 %). Le versant sous le vent, concave et généralement surcreusé, donne à ces formes un aspect de barkhanes en formation.

Fig. 7 – Dune en formation dans le secteur 9, (voir fig. 2). Hauteur : 0,42 m, longueur : 5.5 m, largeur : 3 m
Fig. 7 – Developing dune in area 9 (see fig  2). Height: 0.42 m, length: 5.5 m, width: 3 m.

Fig. 7 – Dune en formation dans le secteur 9, (voir fig. 2). Hauteur : 0,42 m, longueur : 5.5 m, largeur : 3 mFig. 7 – Developing dune in area 9 (see fig  2). Height: 0.42 m, length: 5.5 m, width: 3 m.

20Toutes les petites accumulations dunaires de ce type sont rapidement colonisées par des plantes variées qui se localisent en général sur la pente au vent pour les cypéracées (Cyperus pedonculatus, Cyperus stoloniferus) et les graminées (Thuarea involuta, Spinifex littoreus) et au sommet pour les succulentes (Carpobrotus glaucescens ; fig. 8).

Fig. 8 – Coupe dans une dune, longue de 1 m, montrant le système racinaire de Carpobrotus glaucescens. À l'avant, la crête de la dune est dirigée vers l'est.
Fig. 8 – Section through a dune (length: 1m) showing the root system of Carpobrotus glaucescens. At the front, the dune crest is oriented to the east.

Fig. 8 – Coupe dans une dune, longue de 1 m, montrant le système racinaire de Carpobrotus glaucescens. À l'avant, la crête de la dune est dirigée vers l'est.Fig. 8 – Section through a dune (length: 1m) showing the root system of Carpobrotus glaucescens. At the front, the dune crest is oriented to the east.

21Ces plantes sont les compagnes habituelles de Ipomea pes caprae dans l’association « Pes caprae », qui constitue le groupement pionnier de reconquête habituelle des milieux sableux sur le littoral de Sumatra. Espèce dominante de l’association, Ipomea pes caprae, ou pied de chèvre, appartient à la famille des Convolvulus. Elle émet à partir d’une racine centrale des stolons rayonnants qui, croissant rapidement, peuvent atteindre 40 m de longueur dans le secteur d’étude. La figure 9 montre le dynamisme des stolons sur les espaces sableux et l’efficacité de la couverture que produit ce végétal.

Fig. 9 – Restes de constructions envahies par Ipomea pes caprae.
Fig. 9 – Remains of buildings covered by
Ipomea pes caprae.

Fig. 9 – Restes de constructions envahies par Ipomea pes caprae.Fig. 9 – Remains of buildings covered by Ipomea pes caprae.

22Toutes les plantes de cette association sont adaptées au milieu extrêmement contraignant de la frange littorale, c’est-à-dire aux périodes de sécheresse édaphique prolongées et aux températures élevées du sol. Les déchaussements ou les recouvrements par du sable ne constituent pas de gêne à leur développement, car elles sont adaptées aux supports sableux, à très faible teneur en nutriments. Le seul facteur limitant leur implantation est la disponibilité en eau douce. Aucune de ces espèces n’est halophile, ce qui explique leur installation privilégiée sur les accumulations de sables remaniés et lavés par les pluies, alors qu'elles sont totalement absentes, huit mois après le tsunami, des espaces inter-dunaires affectés par les remontées capillaires d'eau salée (fig. 6). 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 et 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 quatre des vingt-cinq espèces du genre sont originaires d’Australie. La figure 8 montre une dune, colonisée par Carpobrotus, dont l’un des flancs a été recoupé dans le sens longitudinal. Le système racinaire est constitué d’un pivot principal (a sur la fig. 8) qui traverse la dune et s’enfonce dans le dépôt sableux laissé par le tsunami. Un système traçant, abondant, part de la racine pivot à différents niveaux. Les racines traçantes les plus longues prennent naissance à l’interface entre le dépôt du tsunami et la base de l'accumulation (b, fig. 8). Un ancrage efficace à la surface de la dune est assuré par des racines verticales, de quelques centimètres de long, qui sont émises au niveau des nœuds sur les stolons rampants sur le sable (c, fig. 8). La racine principale qui montre des sections plus épaisses et d’autres plus étroites, ainsi que le départ de racines traçantes à divers niveaux dans le matériel d’accumulation, traduisent une croissance du végétal par étapes et l’ajustement à la hauteur du sable qui s’élève au fur et à mesure de l’engraissement de la dune.

23Cette dynamique éolienne est très active dans tous les espaces dévastés dans le secteur de Kajhu Perumnas en raison de l’importance le long du littoral des sources de sable alimentant ces transferts. Le volume de sable éolien ainsi accumulé en un an est de 1 100 m3 par hectare sur les 100 hectares du secteur étudié. Ces transferts de sable succédant au tsunami se sont progressivement ralentis puis ont cessé dans l’année suivant l’événement. Les dunes, puis les espaces inter-dunaires, sont rapidement envahis par une végétation luxuriante qui fige, pour un temps, l’évolution morphologique.

Transferts à long terme

24Le séisme du 26 décembre 2004 a provoqué une subsidence de l’extrémité nord de Sumatra de quelques dizaines de centimètres à 2 mètres 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.

25Le 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 fut surtout 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.

Discussion

26Au 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 proviendraient 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 à cause de la turbulence sur le front des vagues, ou s’il préexistait au moment du tsunami. Cette turbulence liée au passage des vagues a pu être suffisante pour fissurer ou casser les grains de sables. Elle n’a cependant pas duré assez longtemps pour permettre l’usure et l’estompage de l’aspect mat sur les parties convexes des grains. En revanche, la proportion de grains cassés dans la couche de surface, 15 % contre 2 à 3 % pour le reste du 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.

27Le 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 deux mètres mais à vitesse élevée, est très érosive. La suivante, beaucoup plus élevée (environ 20 mètres), 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 mètres 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.

28En 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 seconde séquence, tronquée par l’érosion due au reflux.

29En secteur intermédiaire, au moment du flux, la signature de la première vague est certainement effacée. Les séquences dont le grano-classement est normal s’engraissent au gré des bouffées sédimentaires apportées par chaque nouvelle onde sous une hauteur d’eau toujours importante, comme l’ont montré par exemple A.G. Dawson et al. (1996). La contribution des deux dernières vagues, qui sont de faible puissance, est maigre voire inexistante. Il est possible que sept séquences aient été ainsi déposées, même si les deux dernières restent peu visibles sur la figure 4, du fait du faible contraste de la photographie. Lors du reflux, caractérisé par une accélération de l’eau vers la côte, la compétence des eaux de retrait peut avoir décapé le sommet des dépôts, laissant sur place de quatre à une séquence seulement. Aucune marque d’érosion attribuable au reflux n’a cependant été observée sur le terrain. Le secteur médian présente en effet tous les intermédiaires entre le dépôt massif et sans structure du secteur proximal et celui des nombreuses séquences superposées du secteur distal. Ceci confirme, comme l’ont déjà montré A.G. Dawson et al. (1996), G. Gelfenbaum et B. Jaffe (2003) et R. Paris et al. (2007a), qu’il n’existe pas nécessairement de relation simple entre le nombre de vagues et celui des séquences à grano-classement normal dans les dépôts.

30Le secteur distal correspond à l’arrivée des vagues en bout de course. Les deux premières séquences ont été effacées jusque dans ce secteur. Le flux dépose les séquences 2 à 8 (fig. 4) que le reflux ne peut mobiliser à nouveau en raison d'une vitesse trop faible de l'eau. Entre ces séquences, les dépôts laminaires brun noir correspondent au dépôt des limons en suspension et de la décantation au moment où la vitesse de l’eau, en bout de course, est quasi nulle. Un maximum de six séquences est observé à Kajhu en secteur distal alors qu’il devrait être possible de dénombrer sept séquences. Il est probable que le remaniement éolien de surface ait effacé la dernière séquence déposée. Des superpositions comparables, quoique moins nombreuses, de séquences présentant un grano-classement normal ont été observées par de nombreux auteurs (par exemple Dawson et al., 1996 ; Dawson and Shi, 2000 ; Hawkes et al., 2007 ; Hori et al., 2007 ; Paris et al., 2007a). Dans ce secteur distal, nous attribuons à la deuxième vague la séquence de base, qui est la plus épaisse dans toutes les coupes.

31Lors 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 en secteur proximal, autorisant ainsi l’érosion plus ou moins importante de la partie supérieure des dépôts. Les coupes 1 et 2 (fig. 3) présentent des profils tronqués dont les lits 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.

32L’importance des perturbations engendrées par le tsunami (décapage des sols, salinisation du substratum) a laissé penser que la catastrophe humaine se doublerait d’une catastrophe écologique sans précédent pour l’ensemble des terres basses submergées. Sur la côte de Sumatra, il est surprenant de noter que l’association de reconquête succédant au tsunami et dominée par Ipomea pes caprae ne se différencie pas de l’association pionnière habituelle des littoraux de cette région. Cette végétation, naturellement inféodée à la frange littorale, s’est rapidement étendue sur les vastes espaces parcourus par les vagues et recouverts de sables. Les plantes ont retrouvé sur ces milieux dévastés des conditions propices à leur installation : un substrat sableux qu’elles ont colonisé à mesure que la désalinisation progressait, favorisée par les précipitations abondantes et la porosité du matériau. Le climat chaud et humide contribue également à la revégétalisation rapide. En février 2007, une formation très dense et fermée, constituée de buissons et d’arbustes de 3 à 4 m de hauteur, avait déjà recouvert une grande partie des espaces affectés par le tsunami. Selon les témoignages recueillis auprès des paysans, cette végétation est identique à celle qui a toujours existé à cet endroit.

33Le trait de côte a brusquement reculé au moment de l’événement. Il est difficile, sur cette côte basse, de savoir quelle part du recul est imputable à l’érosion effectuée par les vagues du tsunami, puisque nous savons aussi que le séisme a provoqué une subsidence de quelques dizaines de centimètres à 2 mètres (Meltzner et al., 2006), entraînant un recul du trait 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, libèrent dans l'océan un panache turbide, nettement observable au large à plusieurs kilomètres du rivage.

34Malgré son intensité hors du commun, les raisons du faible impact morphologique du tsunami, tant en termes d’érosion que de modification du trait de côte, sont certainement à rechercher dans le contexte morphologique initial du secteur étudié : une basse plaine quasi horizontale. L’essentiel de l’énergie de la première vague, dont le front turbulent est arrivé au niveau du sol, a été absorbé par la destruction des bâtiments. La vague suivante, la plus puissante, qui est arrivée dans une lame d’eau qui n’excédait guère 2 m d’épaisseur, a terminé le travail de destruction de la première. Les vagues suivantes sont arrivées alors que l’eau atteignait déjà 15 mètres de hauteur. Moins puissantes que les premières, elles n’ont donc pas pu jouer un rôle morphogénique important. À hauteur d’inondation égale, sur la côte plate, ouverte vers la mer, mais dépourvue de constructions au nord de Meulaboh, l’impact morphogénique a été nettement plus important. En témoigne un énorme bloc de 80 m x 60 m x 2 m, constitué d'un morceau de terrain avec des arbres enracinés (et toujours verts longtemps après l’événement), qui a été décollé de son support et poussé par les vagues sur plus de 100 mètres, puis abandonné en travers de la route littorale reliant Meulaboh à Banda Aceh. Sur la côte ouest de Banda Aceh, où les vagues ont atteint des altitudes excédant 30 m (51 m au maximum cf.  Lavigne et al., 2006), le tsunami a également arasé les dunes, mais aussi balayé les plages, érodé les versants et les berges des cours d’eau, décapé les sols et mis à nu les racines des arbres et les fondations des bâtiments (Paris et al., 2007b).

Conclusion

35Un tsunami est un événement brutal, susceptible de modifier profondément les équilibres sédimentaires littoraux en remaniant des volumes de matériaux meubles considérables en quelques heures (4 730 m3 par hectare en secteur distal dans le district de Kajhu) c’est-à-dire de manière quasi instantanée. Une fois la crise passée, des rééquilibrages se produisent, assurés par des transferts de sédiments à court terme (quelques mois) et à long terme (excédant l’année). Sur la côte nord-est de Banda Aceh, l’essentiel des matériaux pris en charge par les vagues et redistribués sur la vaste zone plane littorale jusqu’à 3 km de distance du trait de côte a été prélevé sur des stocks sédimentaires dunaires en arrière de l’ancien rivage et, en moindre proportion sur le lido, sur des stocks fluviatiles de la Lomnga qui longeait la côte avant de déboucher dans la mer. L’état de surface des grains de sables mobilisés, mats en très grande majorité (88 à 100 %), correspond à une éolisation préalable des matériaux transportés. Le mode principal des grains correspond à la compétence du vent. Une proportion non négligeable des grains (30 %) présente en outre des fissures ou des cassures fraîches. Celles-ci, acquises récemment, sont dues à la collision des grains dans un écoulement turbulent durant leur transport. La dynamique de l’eau lors de l’avancée de chaque vague à l’intérieur des terres engendre une structure du dépôt qui devient plus complexe au fur et à mesure de la progression dans les terres. En secteur proximal, elle correspond à une séquence généralement tronquée tandis qu’en secteur distal un nombre croissant de séquences identiques se superposent lorsqu’on s’éloigne de la côte.

36Après le tsunami, la reprise en charge, par le vent, des sédiments déposés fut très active sur ces vastes espaces arasés et dépourvus de végétation. Des champs de dunes se formèrent rapidement. L’engraissement de ces dunes, rapide dans les six premiers mois après l’événement, décrut progressivement car il fut freiné par l’efficacité de la reconquête végétale. Celle-ci ne progressa pas partout à la même vitesse car elle dépendit de la désalinisation du support (sable ou sol) liée à l’abondance des précipitations. La réinstallation de la végétation sur les zones sources qui, en arrière de l’estran, alimentaient la déflation, limita puis bloqua les processus de transferts éoliens dans un laps de temps de six à douze mois après le tsunami. Les sables acheminés le long de la côte par la dérive littorale participent depuis à l’engraissement des plages et à la progression de l’estran vers la mer.

37Les impacts morphologiques sur cette côte plane de Kajhu Perumnas restent limités et c’est certainement l'arasement des dunes du front de mer qui constitue la perturbation majeure dans ce secteur. Somme toute assez limité par rapport à la magnitude du séisme et du tsunami, cet impact est certainement lié au fait que la destruction du bâti a absorbé la plus grande quantité d’énergie des premières vagues. Les suivantes, moins fortes, sont arrivées dans une lame d’eau de 15 mètres et leur action au sol aurait été 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 ce fut pourtant le cas dans la baie de Lhok Nga, au sud. Une comparaison entre les effets des vagues dans ce secteur, très densément bâti avant le tsunami, et une zone identique dépourvue de constructions et également submergée, pourrait peut-être permettre de comprendre la répartition irrégulière des retouches morphologiques exercées par les vagues. Dans le secteur de Kajhu Permunas, le tsunami n’a donc pas abouti à la création d'un nouveau système morphogénique. Un retour au système préexistant est progressivement survenu en moins de trois ans, c’est-à-dire dans un laps de temps rapide. Les observations systématiques à plus long terme nous permettront de savoir si la situation décrite est déjà figée ou si d’autres retouches morphologiques vont se poursuivre.

Haut de page

Bibliographie

Bondevik S., Svendsen J.L., Mangerud J. (1997) – Tsunami sedimentary facies deposited by the Storegga tsunami in shallow marine basins and coastal lakes, western Norway. Sedimentology 44, 1115-1131.

Bruzzi C., Prone A. (2000) – Une méthode d'identification sédimentologique des dépôts de tempête et de tsunami : l'exoscopie des quartz, résultats préliminaires. Quaternaire 11, 3/4, 167-177.

Cantalamessa G., Di Celma C. (2005) – Sedimentary features of tsunami backwash deposits in a shallow marine Miocene setting, Merillones Peninsula, Northern Chile. Sedimentary Geology 178, 259-273.

Carolin R., Clarke P. (1991) – Beach Plants of South Eastern Australia. Sainty and Associates, New South Wales, Australia, 152 p.

Cisternas M., Atwater B.F., Torrejon F., Sawai Y., Machuca G., Lagos M., Eipert Youlton, C., Salgado I., Kamataki T., Shishikura M., Rajendran P.R., Malik J.K., Rizal Y., Husni M. (2005) – Predecessors of the giant 1960 Chile earthquake. Nature 437, 404-407.

Dawson A.G. (1994) – Geomorphological effects of tsunami run-up and backwash. Geomorphology 10, 83-94.

Dawson A.G., Shi S. (2000) – Tsunami Deposits. Pure and Applied Geophysics 157, 875-897.

Dawson A.G., Shi S., Dawson S., Takahashi T., Shuto N. (1996) – Coastal sedimentation associated with the June 2nd and 3rd 1994 tsunami in Rajegwesi, Java. Quaternary Science Reviews 15, 901-912.

Fagherazzi S., Du X. (2008) – Tsunamigenic incisions produced by the December 2004 earthquake along the coasts of Thailand, Indonesia and Sri Lanka. Geomorphology (sous presse).

Fritz H.M., Borrero J.C., Synolakis C.E., Yoo J. (2006) – 2004 Indian Ocean tsunami flow velocity measurements from survivors videos. Geophysical Research Letters 33, L24605.

Fu G., Sun W. (2006) – Global co-seismic displacements caused by the 2004 Sumatra-Andaman earthquake (Mw 9.1). Earth Planets Space 58, 149-152.

Gelfenbaum G., Jaffe B. (2003) – Erosion and sedimentation from the 17 July, 1998, Papua New Guinea Tsunami. Pure Applied Geophysics 106, 1969-1999.

Hawkes A.D., Bird M., Cowie S., Grundy-War C., Horton B.P., Shau Hwai A.T., Law L., Macgregor C., Nott J., Ong J.E., Rigg J., Robinson R., Tan-Mullins M., Sa T.T., Yasin Z., Aik L.W. (2007) – Sediment deposited by the 2004 Indian Ocean Tsunami along the Malaysia-Thailand Peninsula. Marine Geology 242, 1, 169-190.

Hindson R.A., Andrade C., Dawson A.G. (1996) – Sedimentary processes associated with the tsunami generated by the 1775 Lisbon earthquake on the Algarve Coast, Portugal. Physics and Chemistry of Earth 21, 12, 57-63.

Hori K., Kuzumoto R., Hirouchi D., Umitsu M., Janjirawuttikul N., Patanakanog B. (2007) – Horizontal and vertical variations of 2004 Indian tsunami deposits: an example of two transects along the western coast of Thailand. Marine Geology 239, 3, 163-172.

Jaffe B., Gelfenbaum G., Rubin D., Peters R., Anima R., Swenson M., Olcese D. Bernales L., Gomez J., and Riega P. (2003) – Identification and interpretation of tsunami deposits from the June 23, 2001 Peru tsunami. Proceedings of the International Conference on Coastal Sediments 2003, World Scientific Publishing Corp and East Meets West Productions, Corpus Christi, TX, USA, 13 p.

Lavigne F., Paris R., Wassmer P., Gomez C., Brunstein D., Grancher D., Vautier F., Sartohadi J., Setiawan A., Syahnan, Gunawan T., Fachrizal, Waluyo B., Mardiatno D., Widagdo A., Cahyadi R., Lespinasse N., Mahieu L. (2006) – Learning from a major disaster (Banda Aceh, December 26th, 2004): a methodology to calibrate simulation codes for tsunami inundation models. Zeitschrift für Geomorphologie N.F., Suppl-Bd, 146, 253-265.

Lavigne F., Paris R., Grancher D., Wassmer P., Setiawan A., Syahnan, Gunawan T., Fachrizal, Waluyo, Triyono R., Cahyadi R., Flohic F., De Coster B., Mahieu L. – Le tsunami du 26 décembre 2004 : chronologie et reconstitution de la catastrophe dans la région de Banda Aceh Sumatra, Indonésie. In Lavigne F. et Paris R. (Ed) 2008, Tsunarisque : le tsunami du 26 décembre 2004 à Aceh, Indonésie. Publications de la Sorbonne, Paris (sous presse).

Lay T., Kanamory H., Ammon C.J., Nettles M., Ward S.N., Aster R.C., Beck S.L., Bilek S.L., Brudzinski M.R., Butler R., Deshon H.R., Ekström G., Sakate K., Sipkin S. (2005) – The great Sumatra-Andaman earthquake of 26 December 2004. Science 308, 1127–1133.

Meltzner A.J., Sieh K., Abrams M., Agnew D.C., Hudnut K.W., Avouac J.P., Natawidjaja D.H. (2006) – Uplift and subsidence associated with the great Aceh-Andaman earthquake of 2004. Journal of Geophysical Research 111, B02407.

Minoura K., Imamura F., Takahashi T., Shuto N. (1997) – Sequence of sedimentation processes caused by the 1992 Flores tsunami: evidence from Babi Island. Geology 25, 6, 523-526.

Narayana A.C., Tatavarti R., Shinu N., Subeer A. (2007) – Tsunami of December 26, 2004 on the southwest coast of India. Post-tsunami geomorphic and sediment characteristics. Marine Geology 242, 1, 155-168.

Paris R., Lavigne F., Wassmer P., Sartohadi J. (2007a) – Coastal sedimentation associated with the 26, 2004 tsunami in Lhok Nga, West Banda Aceh (Sumatra, Indonesia). Marine Geology 238, 1, 93-106.

Paris R., Wassmer P., Shartohadi J., Lavigne F., Barthomeuf B., Degages E., Grancher D., Baumert P., Vautier F., Brunstein D., Gomez C. (2007b). – Tsunamis as geomorphic crisis: lessons from the December 26, 2004 tsunami in Lhok Nga, Western Banda Aceh (Sumatra, Indonesia). Geomorphology (in press).  

Pérez-Torrado F.J., Paris R., Cabrera M.C., Schneider J.L., Wassmer P., Carracedo J.C., Rodriguez A., Santana F. (2006) – Tsunami deposit related to flank collapses in oceanic volcanoes: The Agaete valley evidence, Gran Canaria, Canary Islands. Marine Geology 227, 1/2, 135-149.

Scheffers A., Kelletat D. (2003) – Sedimentologic and geomorphologic tsunami imprints worldwide – a review. Earth-Science Reviews 63, 83-92.

Shi S., Dawson A.G., Smith D.E. (1995) – Coastal sedimentation associated with the December 12th 1992 tsunami in Flores, Indonesia. In Satake K. and Imamura K. (eds), Recent Tsunamis. Pure and Applied Geophysics 144, 525-536.

Srinivasalu S., Thanagadurai N., Switzer A.D., Ram Mohan V., Ayyamperumal T. (2007) – Erosion and sedimentation in Kalpakkam (N. Tamil Nadu, India) from the 26th December 2004 tsunami. Marine Geology 240, 1, 65-75.

Synolakis C.E., Okal E.A., Bernard E.N. (2005) – The Megatsunami of December 26, 2004. The Bridge 35, 2, 26-33.

Umitsu M., Tanavud C., Patanakanog T. (2007) – Effects of landforms on tsunami flow in the plains of Banda Aceh, Indonesia, and Nam Khem, Thailand. Marine Geology 241, 1, 141-153.

Haut de page

Annexe

Abridged English version

The tsunami that struck the Indian Ocean shores on December 26, 2004 was triggered by an earthquake of exceptional magnitude with disastrous consequences for the northern shores of Sumatra close to the epicentre, where more than 17,000 people died. This event is an unprecedented human disaster but offers a unique opportunity to improve our knowledge of such devastating natural hazards. The environmental impact of huge tsunamis like this one, with waves reaching up to 34 m on the south-western coast and 15 m on the north-western coast of Aceh Province, varies with wave height and coastal morphology. On the south coast of Banda Aceh, where steep slopes descend into the sea, only the lowest areas, i.e. 20 to 30 m above sea-level, were scoured. Due to conditions causing a wave trap, however, a maximal height of 51 m was recorded in the small bay of Labuhan. In other locations such as Lhok Nga Bay and Banda Aceh Bay, the extremely flat topography allowed wave penetration far inland — attaining 5 km in some places. The district of Kajhu Perumnas, located north-east of Banda Aceh (fig. 1), is a flat area where buildings were totally wiped out by the waves. The topography was locally modified by the turbulent wave front and then buried by a layer of sediment translocated from the beaches and dunes of the seafront. In order to better understand the link between wave dynamics and sediment facies in that particular context, the sedimentary deposits were studied in the light of direct and indirect evidence concerning the number and behaviour of the waves involved. Sediment translocation was practically instantaneous during the event. The respective roles of the run-up and backwash on the sedimentary signature were also studied. Stacked layers of normal graded sequences have commonly been reported in the context of tsunami deposits (Dawson et al., 1996; Dawson and Shi, 2000; Hawkes et al., 2007; Hori et al., 2007). However, this study reveals a sharp facies differentiation between the deposits located near the shoreline (proximal zone) and those located far inland (distal zone). Near the sea, the deposits were found to be coarse and ungraded, whereas inland the frequency of stratified normal graded sequences increases (fig. 3). As many as seven sequences were observed. Each one corresponds to the sediment mass brought by one wave. These deposits are well preserved because the power generated by the movements to and from the sea (beginning of the backwash and end of the run-up movements) was too low to enable removal of the material deposited by the previous waves.

Once the water had completely retreated, the entire area affected by the tsunami, which is covered by unconsolidated sands, became prone to active wind deflation caused by an increase in wind speed. Rather than a regional-scale change in wind patterns, this was due to the decrease in surface roughness as a consequence of building and vegetation destruction along the sea front (i.e. mangroves when they still existed, coconut trees, casuarina stands). On flat zones located inland, the deflation caused an accumulation of sand, which now forms fields of small dunes that are rapidly growing in size (fig. 6) and progressively burying the sites where building were destroyed by the waves. Measurements carried out in August 2005 have been estimated that ~ 1100 m3·ha–1 of sediment was translocated from the sea shore to the interior. During the year following the event, active wind-related morphogenesis decreased and eventually ceased due to the growth of pioneer vegetation, which is very efficient at reconquering wave-disturbed areas (fig. 8). Installation of this non-halophyte vegetation is promoted by the desalination of the sediment mass by rainfall. During the year following the event, the displacement by runoff back towards the sea of sediment that was initially spread inland by the tsunami wave train has been feeding the longshore drift. It contributed to beach progradation and the displacement of the coastline towards the sea (fig. 2) at a rate of 150 m to 500 m during the year following the event.

Haut de page

Table des illustrations

Titre Fig. 1 – Carte de localisation de la région de Banda Aceh. Fig. 1 – Location map of the Banda Aceh region.
Légende 1 : plaines côtières inondées par le tsunami ; 2 : plaines côtières non inondées ; 3 : hautes terres. Encart : carte 3D de Sumatra, zone d’étude et site de l’épicentre du séisme du 26/12/2004.1: coastal plains flooded by the tsunami; 2: non flooded coastal plains; 3: uplands. Insert: 3D-map showing the Sumatra Island, the studied area, and the epicentre of the 26/12/2004 earthquake.
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/4702/img-1.jpg
Fichier image/jpeg, 44k
Titre Fig. 2 – Localisation de la zone d'étude de  Kajhu Perumnas. Fig. 2 – Location of Kajhu Perumnas study area.
Légende 1: direction of the main wave (second one or third one); 2: main direction of backwash; 3: run-up height (m); 4: coastline in October 1995 (aerial photograph Bakosurtanal 1/20,000); 5: coastline in June 2005 (aerial photograph Bakosurtanal 1/5000); 6: coastline in December 2005 (GPS survey); 7: coastline in August 2006 (GPS survey); 8: Sections dug out in sediment deposited by the tsunami; 9: dunes study area.
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/4702/img-2.jpg
Fichier image/jpeg, 56k
Titre Fig. 3 – Différenciation sédimentaire progressive des dépôts par stratification et grano-classement le long d'un transect WNW-ESE conforme à la direction principale des vagues. Fig. 3 –Sedimentary differentiation exhibits progressively more accentuated stratification and grading within the tsunami deposits along a landward transect from the coastline.
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/4702/img-3.jpg
Fichier image/jpeg, 52k
Titre Fig. 4 – Profil sédimentaire différencié présentant des « rip-up clasts » à la base des trois premières couches. Fig. 4 – Sedimentary profile displaying rip-up clasts at the base of the first three layers.
Légende 1a : sable gris-beige, présence de rip-up clasts ; 1b : sable gris fin ; 2a : sable beige, grossier, présence de petits rip-up clasts ; 2b : 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.
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/4702/img-4.jpg
Fichier image/jpeg, 48k
Titre Fig. 5 – Profil sédimentaire n° 5 (voir fig. 2) présentant une séquence de cinq unités principales superposées à grano-classement normal. Fig. 5 – Sedimentary profile n° 5 (see fig. 2) showing five stratified, fining-upward main sequences.
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/4702/img-5.jpg
Fichier image/jpeg, 48k
Titre Fig. 6 – Champ de petites dunes, photo prise en direction du nord-ouest. Fig. 6 – Field of small sand dunes, picture taken to the NW.
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/4702/img-6.jpg
Fichier image/jpeg, 48k
Titre Fig. 7 – Dune en formation dans le secteur 9, (voir fig. 2). Hauteur : 0,42 m, longueur : 5.5 m, largeur : 3 mFig. 7 – Developing dune in area 9 (see fig  2). Height: 0.42 m, length: 5.5 m, width: 3 m.
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/4702/img-7.jpg
Fichier image/jpeg, 52k
Titre Fig. 8 – Coupe dans une dune, longue de 1 m, montrant le système racinaire de Carpobrotus glaucescens. À l'avant, la crête de la dune est dirigée vers l'est.Fig. 8 – Section through a dune (length: 1m) showing the root system of Carpobrotus glaucescens. At the front, the dune crest is oriented to the east.
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/4702/img-8.jpg
Fichier image/jpeg, 48k
Titre Fig. 9 – Restes de constructions envahies par Ipomea pes caprae.Fig. 9 – Remains of buildings covered by Ipomea pes caprae.
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/4702/img-9.jpg
Fichier image/jpeg, 42k
Haut de page

Pour citer cet article

Référence papier

Patrick Wassmer, Philippe Baumert, Franck Lavigne, Raphaël Paris et Junun Sartohadi, « Faciès et transferts sédimentaires associés au tsunami du 26 décembre 2004 sur le littoral au nord-est de Banda Aceh (Sumatra, Indonésie) », Géomorphologie : relief, processus, environnement, vol. 13 - n° 4 | 2007, 335-346.

Référence électronique

Patrick Wassmer, Philippe Baumert, Franck Lavigne, Raphaël Paris et Junun Sartohadi, « Faciès et transferts sédimentaires associés au tsunami du 26 décembre 2004 sur le littoral au nord-est de Banda Aceh (Sumatra, Indonésie) », Géomorphologie : relief, processus, environnement [En ligne], vol. 13 - n° 4 | 2007, mis en ligne le 01 janvier 2010, consulté le 20 octobre 2017. URL : http://geomorphologie.revues.org/4702 ; DOI : 10.4000/geomorphologie.4702

Haut de page

Auteurs

Patrick Wassmer

Articles du même auteur

Philippe Baumert

Franck Lavigne

Articles du même auteur

Raphaël Paris

Articles du même auteur

Junun Sartohadi

Haut de page

Droits d’auteur

© Groupe français de géomorphologie

Haut de page
  • Logo CNRS - Institut des sciences humaines et sociales
  • Logo Groupe français de géomorphologie
  • Revues.org