PREPARTOI

Un tsunami est un train d’ondes marines de grande longueur d’onde, qui en s’approchant des côtes, s’exprime par des vagues de très haute énergie et une inondation des zones côtières. Contrairement aux idées reçues, les tsunamis touchent tous les océans du globe, même si la région pacifique est la plus touchée avec 59 % des tsunamis recensés dans le monde depuis 2000 ans. Bryant (1991) a montré qu’un quart des tsunamis sont déclenchés dans l’océan Indien. On comprend ainsi difficilement l’absence de système d’alerte dans cet océan alors que le Pacifique en est équipé d’un remarquablement performant depuis les années soixante.

Un tsunami peut être déclenché par trois sources principales : un séisme, un mouvement de terrain ou une éruption volcanique, qui peuvent se produire parfois simultanément (Fryer et al., 2003 ; Fine et al., 2004 ; Maramai et al., 2004 ; Tinti et al., 2005 ; Andrade et al., 2006). Les îles de l’Océan Indien ont déjà été touchées par des tsunamis de chacune de ces origines.

La plupart des tsunamis sont dus à des séismes sous-marins. Les côtes proches des zones de convergence de plaques à l’Est de l’Océan Indien (de Timor à la Birmanie) sont naturellement les plus exposées. Cependant, les tsunamis de forte amplitude sont capables de traverser l’Océan Indien jusqu’à la côte africaine, comme l’a montré l’événement du 26 décembre 2004. Les éruptions volcaniques représentent une part significative - mais encore non estimée - des tsunamis passés déclenchés dans l’Océan Indien. La dernière en date est celle du Krakatoa en Indonésie, qui a touché les côtes de La Réunion avec des run-up non négligeables, mais pas encore connus avec suffisamment de précision. Dans l'état actuel des connaissances, les tsunamis d'origine volcanique demeurent les plus difficiles à modéliser, cette difficulté venant du fait que les ondes peuvent résulter de plusieurs dynamismes éruptifs plus ou moins synchrones (retombées balistiques en mer, effondrement avec formation d’une caldeira sous-marine, arrivée brutale en mer d’un écoulement pyroclastique, d’une avalanche de débris ou d’un lahar, etc.). La présence de dépôts d’avalanches de débris gigantesques sur tout le pourtour des îles volcaniques, notamment de La Réunion (Bachelery et al., 1996), montre que ce risque est loin d’être négligeable. Des glissements de terrain sous-marins peuvent également provoquer des tsunamis, dont les effets sont plus locaux. Enfin, les tsunamis peuvent avoir une origine météoritique. Au fil des recherches, il est apparu que les tsunamis d’origine extra-terrestres sont plus fréquents qu’on ne le pensait auparavant. Selon E.A. Bryant (2001), une dizaine d’impacts de météorites se seraient produits sur terre à l’Holocène et certains mégatsunamis auraient été 10 fois plus gros que celui du 26 décembre 2004. Toujours selon Bryant, suivi par D. Abbott (2006), un gros astéroïde aurait percuté l’Océan Indien il y a 4800 ans, créant un cratère de 29 km de diamètre à 1000 km au sud de La Réunion (cf. article paru dans le New York Times, 14 novembre 2006). Le choc aurait créé une vague qui serait monté à 183 m d’altitude sur la côte est de Madagascar, et sans doute de La Réunion. Les traces les plus spectaculaires attribuées aux tsunamis, bien que souvent contestées, ont d’ailleurs été décrites sur des littoraux d'îles volcaniques : cordons de blocs holocènes répartis sur 200 km de côte aux Antilles Néerlandaises (Scheffers, 2004), conglomérats marins pléistocènes à près de 200 m d’altitude aux Iles Hawaï (Moore & Moore, 1984 ; Moore et al., 1994 ; Felton et al., 2000) et 188 m d'altitude aux Canaries (Paris et al., 2005 ; Fig. 5).

Du fait de leur récurrence très faible, ce genre d’événements est rarement pris en compte dans la prévention des risques de tsunamis. Cette dernière se fonde principalement sur l’occurrence des tsunamis historiques, dont l’évaluation est basée sur l’enquête de terrain, la recherche d’archives et de signatures sédimentaires. Les caractéristiques sédimentologiques suivantes, associées les unes aux autres, permettent de distinguer les dépôts de tsunami des autres dépôts marins et notamment des dépôts de tempêtes (Dawson, 1994 ; Takashimizu et al., 2000 ; Nanayama et al., 2000 ; Goff et al., 2001 ; Felton & Crook, 2003 ; Scheffers & Kelletat, 2003) : (1) discordance à la base du dépôt ; figures d'érosion du substratum, plantes et particules de sol arrachées ; (2) épaisseur des dépôts et taille des éléments décroissante par rapport à la distance à la côte et par rapport à l’altitude (pas systématique) ; (3) grano-classement signalant un dépôt dans des conditions de très forte énergie ; (4) stratification interne liée à l’arrivée et au retrait de plusieurs vagues ; (5) fossiles marins et fragments de coraux et beach-rock concassés, absence de traces de bioturbation ; (6) figures d’imbrications des blocs traduisant des courants dirigées à la fois vers la terre (arrivée des vagues) et vers la mer (retrait).

Une bonne connaissance de la récurrence des tsunamis permet d’élaborer des scénarios fiables pour la modélisation de l’aléa. Cependant, en ce qui concerne les côtes françaises, l’inondation des zones côtières par un tsunami a fait l’objet d’assez peu de modélisations numériques, à l’exception de  la Polynésie française (Hébert, 2001, Sladen 2007). Il s’agit pourtant d’un point crucial pour la prévention des risques de submersion des zones côtières. Plus que par des problèmes d’ordre techniques (puissance du calculateur) ou mathématiques (algorithmes de calcul), le manque d’études de ce genre peut s’expliquer par deux principaux facteurs : d’une part, le manque de données altimétriques et bathymétriques précises rend difficile la construction d’un modèle numérique de terrain à haute résolution, indispensable pour une modélisation de qualité ; d’autre part, la quantité - voire la qualité - des données de terrain fondées sur des événements de forte magnitude se révèle insuffisante pour valider la modélisation. Les progrès réalisés par notre équipe en ce domaine dans le cadre du programme Tsunarisque rendent aujourd’hui possible un zonage fiable de l’aléa sur les côtes françaises.

Les côtes les plus vulnérables sont celles dont la plaine littorale est caractérisée par de fortes densités de population et des infrastructures économiques. La Réunion et Mayotte n'échappent à la "littoralisation" des activités socio-économiques, qu'elles soient vouées à l'industrie ou au tourisme et qui se sont installées préférentiellement sur des secteurs côtiers surbaissés largement ouverts vers la mer (baie de Saint Gilles, baie de Saint Paul, Saint Pierre etc.). Or, l’impact socio-économique des plus grands tsunamis peut se traduire par l’anéantissement de sociétés insulaires. Regnauld et al. (2004) ont récemment démontré que l’implantation des Maoris sur les côtes de Nouvelle Zélande à partir du XIIIe siècle fut discontinue, partagée entre l’attirance pour les ressources alimentaires (dunes protégeant des marais d’eau douce par exemple) et la récurrence des tsunamis.

En termes de prévention, les îles françaises de l’Océan Indien ne sont à l’heure actuelle pas du tout préparées face à cet aléa. La prise de conscience de la nécessité de mettre en place des actions de prévention est née des impacts du tsunami du 26 décembre 2004, quand des vagues sont montées à plus de 2 mètres d’altitude le long des côtes de La Réunion (Okal 2006) et à plus de 4 mètres aux Comores. Pourtant, 4 ans après la catastrophe, force est de constater que les actions entreprises par les organismes compétents demeurent limitées : absence de centre de centre d’alerte régional dans l’Océan Indien, comme c’est le cas dans le Pacifique, au profit de quelques centres de surveillances nationaux ; mise en place progressive d’un PSS (Plan de Secours et de Sécurité) à La Réunion, mais pour lequel les populations littorales ne sont pas du tout préparées ; Plan ORSEC Tsunami qui n’en n’est qu’à sa phase préliminaire (réflexion) à Mayotte, alors même que certains secteurs côtiers ont été inondés en 2004 sur plusieurs centaines de mètres de distance, etc. Cette liste non exhaustive met en exergue la nécessité de soutenir les actions de prévention mises en œuvre ou envisagées par les autorités compétentes en leur fournissant des informations utiles concernant la récurrence des tsunamis dans la région, leurs sources potentielles, des cartes d’aléa et de risque à échelle fine, le comportement potentiel des populations. Les cartes d'aléas et de risques devront également permettre aux habitants de prendre conscience d’un danger potentiel, de leurs vulnérabilités et de leurs capacités de résilience.

Références

Andrade C., Borges P., Freitas M.C., 2006. Historical tsunami in the Azores archipelago (Portugal). Journal of Volcanology and Geothermal Research, 156, 1-2, 172-185.

Bachelery P., Labazuy P., Lénat J.F., 1996. Avalanches de débris sous-marines et subaériennes à la Réunion. Comptes rendus de l'Académie des sciences, 323, 6, 475-482.

Bourrouilh-Le Jan F.G., Talandier J. (1985), Major high-energy events in a reef environment: tsunamis, hurricanes and tropical cyclones and their effects on the sedimentology and geomorphology of an atoll: Rangiroa, Tuamotu (SE Pacific). Marine Geology, 37, 3-4, 263-272.

Bryant E., 2001. Tsunami: the underrated hazard. Cambridge University Press.

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

Felton E.A., Crook K.A.W., 2003. Evaluating the impact of huge waves on rocky shorelines: an essay review of the book ‘Tsunami — The Underrated Hazard’. Marine Geology, 197, 1–12.

Felton E.A., Crook K.A.W., Keating B.H., 2000. The Hulopoe gravel, Lanai, Hawaii: new sedimentological data and their bearing on the "Giant wave"(mega-tsunami). Emplacement hypothesis. In: Keating B.H., Waythomas C.F., Dawson A.G. (eds.), Landslides and tsunamis. Birkhaüser Verlag, Pure Applied Geophysics, 157, 1257-1284.

Fine I.V., Rabinovich A.B., Bornhold B.D., Thomson R.E., Kulikov E.A., 2004. The Grand Banks landslide-generated tsunami of November 18, 1929: preliminary analysis and numerical modelling. Marine Geology, 215, 1-2, 45-57,.

Fryer G.J., Watts P., Lincoln F., 2003. Source of the great tsunami of 1 April 1946: Aleutian forearc. Marine Geology, 203, 1-2, 201-218,.

Goff J.R., Chagué-Goff C., Nichol S.L., 2001. Palaeotsunami deposits: a New Zealand perspective. Sedimentary Geology, 143, 1–6.

Hearty P., 1997. Boulder deposits from large waves during the last interglaciation on north Eleuthera Island, Bahamas. Quaternary Research, 48, 326-338.

Hébert H., Heinrich P., Schindelé S., Piatanesi A., 2001. Far-field simulation of tsunami propagation in the Pacific Ocean: impact on the Marquesas Islands (French Polynesia). Journal of Geophysical Research, 106, C5, 9161 – 9177.

Kelletat, D., Scheffers, A. & Scheffers, S., 2004. Holocene tsunami deposits on the Bahaman Islands of Long Island and Eleuthera. Zeitschrift für Geomorphologie, 48, 4, 519-540.

Maramai A., Graziani L., Tinti S., 2004. Tsunamis in the Aeolian Island (southern Italy): a review. Marine Geology, 215, 1-2, 11-21.

Moore J.G. & Moore G.W., 1984. Deposit from a giant wave on the island of Lanai, Hawaii. Science 226, 1312-1315.

Moore J.G., Bryan W.B., Ludwig K.R., 1994. Chaotic deposition by a giant wave, Molokai, Hawaii. Geological Society of America Bulletin 106, 962-967.

Nanayama F., Shigeno K., Satake K., Shimokawa K., Koitabashi S., Miyasaka S., Ishii M., 2000. Sedimentary differences between the 1993 Hokkaido-nansei-oki tsunami and the 1959 Miyakojima typhoon at Taisei, southwestern Hokkaido, northern Japan. Sedimentary Geology, 135, 255-264.

Okal E.A, Sladen A., Okal E.A.S., 2006. Rodrigues, Mauritius and Réunion Island field survey after the December 2004 Indain Ocean tsunami, Earthquake Spectra.

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

Regnauld H., Nichol S. L., Goff J. R., Fontugne M., 2004. Maoris, Middens and Dune front accretion rate on the North-East Coast of New Zealand: resilience of sedimentary system after a tsunamiGéomorphologie : relief, processus, environnement, 1, 45-54.

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

Scheffers A., 2004. Tsunami imprints on the Leeward Netherlands Antilles (Aruba, Curaçao, Bonaire) and their relation to other coastal problems. Quaternary International, 120, 163–172.

Takashimizu Y., Masuda F., 2000. Depositional facies and sedimentary successions of earthquake-induced tsunami deposits in Upper Pleistocene incised valley-fills, central Japan. Sedimentary Geology, 135, 231-239.

Tinti S., Manucci A., Pagnoni G., Armigliato A., Zaniboni F., 2005. The 30 December 2002 landslide-induced tsunamis in Stromboli: sequence of the events reconstructed from the eyewitness accounts. Natural Hazards and Earth System Sciences, 5, 763–775.