Nous tenons à remercier les relecteurs qui, par leurs remarques et leurs suggestions, nous ont permis d’améliorer le contenu de ce texte. Un grand merci à J. Louhaïchi et R. Soussi du Service Hydrographique et Océanographique (Bizerte) pour la fourniture des données bathymétriques. Enfin, merci à J.-C. Thouret et G. Arnaud-Fassetta pour leur aide apportée aux dernières relectures et à E.J Anthony pour les traductions en langue anglaise.
1La dégradation du littoral tunisien est un problème inéluctable de portée nationale ; elle affecte l’environnement et nuit au paysage côtier ainsi qu’aux stratégies économiques, notamment touristiques du pays. Le recul des plages sableuses de la baie de Tunis s’opère à des vitesses souvent comprises entre 0,5 et 1,5 m/an, bien que des valeurs voisines de 5 m/an ne soient pas rares (Oueslati, 1995). La houle et la dérive littorale qu’elle induit sont les principaux agents hydrodynamiques de l’évolution des littoraux meubles de cette baie (Sliti, 1990 ; El Arrim, 1996). Dans ce contexte, la connaissance du volume de sables mobilisés parallèlement à la côte par la dérive littorale et l’étude de son évolution en fonction des conditions environnementales constituent l’une des démarches indispensables à toute analyse prévisionnelle de gestion de l’érosion marine le long des plages de la baie.
2Les Systèmes d’Information Géographique (SIG) n’ont suscité que récemment l’intérêt de la communauté scientifique concernée par le domaine marin, alors que leurs potentialités pour l’étude des écosystèmes terrestres sont reconnues depuis quelques décennies (Wright, 1999). La complexité de l’environnement marin, inhérente à sa nature dynamique, ainsi que les difficultés et le coût de la collecte des données en zone littorale, en sont en grande partie responsables (Fowler et Schmidt, 1998). Cependant, les développements technologiques récents, notamment en imagerie, conduisent à l’acquisition de données localisées par divers organismes (Allain et al., 2000). Un nombre croissant de données de référence est disponible, permettant la mise en œuvre d’applications de recherche utilisant les potentialités d’analyse et de représentation des SIG (Gorman et al., 1998). Pour les petits fonds marins côtiers, les Modèles Numériques de Profondeur (MNP) sont particulièrement appréciés des scientifiques, notamment pour leur aptitude à permettre le calcul des surfaces ou des volumes, à fournir divers indices, tels que l’inclinaison et l’orientation des pentes, ainsi que pour les possibilités de visualisation des structures en trois dimensions (Hüttemeyer, 2000).
3L’objectif de cette étude est, d’une part, d’estimer les taux moyens du transit sédimentaire par l’analyse diachronique de l’évolution morphologique des petits fonds en baie de Tunis, et d’autre part, d’étudier la variabilité longitudinale des transits littoraux en fonction du comportement dissipatif ou réflexif des plages de la baie.
4La baie de Tunis, située au NE de la capitale, s’étend entre les caps Carthage et Ras Al Fortas (fig. 1). Elle est large d’environ 22 km et profonde de 18 km. Les affleurements géologiques qui s’étendent le long de son littoral sont essentiellement d’âge oligo-miocène et plio-quaternaire et montrant des faciès à prépondérance d’argiles, de grès et de calcaires. Trois oueds (Miliane, Soltane et Bzikh), dont le débit solide annuel total est actuellement estimé à 1,5 millions de tonnes (de l’ordre de 3,8 millions de tonnes avant la construction des barrages), débouchent dans la baie (Hydrotecnica Portuguesa HP, 1995). La frange côtière comprise entre l’actuelle embouchure de l’oued Miliane et Soliman, constituant une côte linéaire d’une vingtaine de kilomètres, fait précisément l’objet de cette étude. Ce littoral méditerranéen microtidal subit l’influence du régime des houles.
5Les vagues de direction NNE à NE sont les plus fréquentes, avec des hauteurs significatives autour de 3 m et des périodes observés de 8 à 10 s (HP, 1995). Les plages sont constituées de sables fins sur l’estran, fins à très fins entre 0 et -5 m et par des silts et argiles à partir de -5 et -6 m environ (HP, 1995). À la suite des tempêtes des 7-8 et 20-21 janvier 1981, qui ont sérieusement endommagé les bâtiments édifiés au bord de la côte (Bouhafa, 1985), la baie a été le siège d’un programme d’implantation de 18 brise-lames (2 à Ezzahra, 8 à Hammam-Lif, 1 à Hammam-Plage, 2 à l’hôtel Solymar et 5 à Soliman).
Fig. 1 − Localisation du site d’étude.Fig. 1 − Location of the study area.
6La méthodologie d’estimation des transits sédimentaires repose en premier lieu sur l’identification des cellules sédimentaires, entre lesquelles s’organise le transport longitudinal, dans le cadre d’un système fermé à ses deux extrémités ainsi que vers la terre et le large (Drapeau et Mercier, 1990). La limite terrestre est matérialisée par le trait de côte et la limite marine correspond à la profondeur de fermeture. En second lieu, à l’échelle de chaque cellule sédimentaire, l’évaluation du bilan sédimentaire, dépendant principalement des mouvements sédimentaires induits par le transit longitudinal, s’appuie sur la construction et la superposition de deux Modèles Numériques de Profondeur (MNP) multi-dates, permettant le calcul des volumes de sables (cubatures) correspondant aux surfaces en érosion ou/et en accumulation. Les deux MNP sont issus par traitement informatique de données bathymétriques, couvrant la période 1883-1886 à 2004-2005, à l’aide du logiciel Arc-GIS.
7La notion de cellule sédimentaire, appelée aussi cellule de dérive littorale, s’est imposée avec l’objectif de caractériser à court et long termes les évolutions longitudinales des transits sédimentaires littoraux. Elle a tout d’abord été développée par J.P. May et W.F. Tanner (1973) à partir de la notion de distribution de l’énergie des houles (et du courant de dérive littorale) le long d’un rivage. Une cellule est souvent définie comme un compartiment côtier qui contient un cycle complet de sédimentation comprenant une zone source (d’érosion), une zone en équilibre dynamique puis une zone en accrétion. Elle a fait l’objet de remaniements et de compléments méthodologiques et conceptuels (Komar, 1985 ; Carter et al., 1990) qui ont notamment permis d’affiner la définition des limites de ces cellules. M.J. Bray et al. (1995) ont établi une typologie et une méthodologie pour définir les différentes limites de cellule et en distinguent deux groupes. Les limites fixes correspondent à un obstacle physique, naturel (cap, estuaire, embouchure) ou anthropique (jetée portuaire, brise-lame, digue). Les limites mobiles ou libres se rencontrant le plus fréquemment sur les littoraux ouverts, correspondent à des instabilités ou des réponses morphologiques à une variation d’une composante gérant le transit sédimentaire. Le littoral étudié a ainsi été découpé en sept cellules dont la longueur varie de 0,95 à 5,55 km (fig. 2). Les limites sont de nature différente, certaines étant naturelles (embouchures) et d’autres artificielles (brise-lames).
Fig. 2 – Cellules sédimentaires identifiées.
Fig. 2 – Identified sediment cells.
8L’identification des cellules sédimentaires est suivie par la détermination des limites. À l’instar du concept de cellule sédimentaire, celui de profondeur de fermeture est une condition essentielle à prendre en considération en morphodynamique littorale quand il s’agit d’établir un bilan sédimentaire. Ce concept a été introduit pour la première fois par P. Bruun en 1962. Il considère que la mobilité des sédiments en travers du profil transversal s’arrête à une profondeur donnéeoù les effets des houles et des courants côtiers sur la mobilité des sédiments deviennent totalement atténués.Trois méthodes sont souvent proposées pour estimer la profondeur de fermeture. La première d’entre elles exploite des profils de plage multi-dates ; ceux-ci, s’ils sont disponibles et s’ils couvrent une période suffisamment longue, peuvent être analysés afin d’en déduire la profondeur de fermeture. En effet, selon J.A. Jiménez et A. Sanchez-Arcilla (1993), cette profondeur correspond à celle où l’écart-type des valeurs de profondeur multi-dates se stabilise. La seconde méthode consiste à utiliser des formules empiriques, et surtout celles qui tiennent compte à la fois de la hauteur et de la période des vagues. Les formules empiriques de R.J. Hallermeier (1981) et W.A. Birkemeier (1985) sont les plus nombreuses dans la littérature. La troisième méthode se fonde sur des critères sédimentologiques pour déterminer la profondeur de fermeture. En effet, R.W.G. Carter (1988) précise que cette profondeur peut être déduite de la taille de sédiments ; elle coïncide avec un faciès dans lequel une texture vaseuse-sableuse, vaseuse-argileuse ou vaseuse serait observée. Pour le site étudié, on ne dispose ni de profils de plage multi-dates, ni de données sédimentologiques suffisantes. La formule empirique de W.A. Birkemeier, qui est une sorte de réajustement de celle de R.J. Hallermeier, est utilisée pour déterminer la profondeur de fermeture. L’application de cette formule, de la formehf =1.57Hso, donne une valeur de hf =5,5 m, avec hf : profondeur de fermeture et Hso : hauteur significative annuelle extrême de la houle au large, qui est de l’ordre de 3,5 m (HP, 1995). Une valeur de -5m est choisie comme profondeur de fermeture du littoral étudié ici. Généralement, en Méditerranée, la profondeur de fermeture varie entre -3 et -8 m (Sabatier et al.,2004).
9Le zéro hydrographique local se situe à 0,45 m en dessous du zéro NGT (Nivellement Général de la Tunisie ; HP, 1995). Selon les discussions entreprises avec les techniciens du Service Hydrographique et Océanographique (SHO) de la marine nationale, le trait de côte sur la carte marine correspond au niveau moyen de la mer, qui au port de la Goulette est à 0,15 m au dessus du zéro NGT. Par conséquent, un attribut altimétrique de l’ordre de +0,6 m pourrait être affecté à la limite terrestre relative à la période ancienne. Étant donné que la cinématique côtière est dominée par de l’accumulation (fig. 3) et dans le but de garantir que l’évolution de l’avant-côte soit incluse dans l’analyse, la limite terrestre contemporaine correspondrait au trait de côte ancien. Cependant, pour cette ligne du rivage contemporaine, un attribut altimétrique d’environ +2 m est affecté. Notons qu’à chaque période de levés, le niveau de référence altimétrique (Datum) est le zéro hydrographique.
Fig. 3 – Évolution diachronique du trait de côte.Fig. 3 – Temporal evolution ofthe shoreline.
1 : position moyenne du trait de côte (période 2004-2005) ; 2 : position moyenne du trait de côte (période 1883-1886).
1: average position of the shoreline (period 2004-2005); 2: average position of the shoreline (period 1883-1886).
10Les données bathymétriques utilisées sont fournies par le SHO. Elles proviennent de sa base de données topo-bathymétriques. Celle-ci rassemble l’ensemble des mesures réalisées sur les côtes tunisiennes par cet établissement et par divers organismes publics ou privés (SHOM, bureaux d’étude…). Les caractéristiques des deux cartes marines, relatives au Golfe de Tunis et constituant les sources de données bathymétriques, sont synthétisées dans le tableau 1. À noter que le traitement de ces cartes (recalage, numérisation…) a été réalisé par les techniciens de ce même service.
Tab. 1 – Caractéristiques des cartes marines relatives au Golfe de Tunis.
Tab. 1 – Characteristics of the hydrographical maps of Tunis Gulf.
Numéro de la carte
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Titre
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Organisme producteur
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Période de levés
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Année de publication
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Échelle
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4222
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Du Cap Kamart à Ras Al Fortas
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SHOM
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1883-1886
|
1887
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1/61 930
|
-
|
Golfe de Tunis
|
SHO
|
2004-2005
|
N’est pas encore publiée
|
1/75 000
|
11Les données bathymétriques multi-dates ont subi successivement un traitement similaire d’interpolation et d’évaluation. Afin de déterminer la méthode d’interpolation des MNP la plus adaptée à nos données bathymétriques, nous avons testé les méthodes dites de triangulation de Delaunay, d’inverse de distance pondérée et du krigeage. Pour chaque test, l’erreur moyenne quadratique des résidus (différences entre les données mesurées et celles calculées) a été retenue comme indicateur de précision (Robinson, 1994). La comparaison de différentes méthodes d’interpolation testées a nettement montré que, quelles que soient les données bathymétriques anciennes ou récentes utilisées, le krigeage donne les meilleurs résultats, suivi de prés par l’inverse de distance pondérée et la triangulation de Delaunay. En effet, le krigeage, dont l’erreur moyenne quadratique est la plus faible (entre 2,05 et 5,3 cm), est la méthode d’interpolation la plus appropriée pour construire deux MNP multi-temporels relatifs à l’avant-côte du site étudié.
12Plusieurs conditions indispensables à la superposition de ces deux modèles et la création d’un modèle d’évolution suffisamment fiable sont accomplies. D’abord, les deux cartes marines à partir desquelles ont été digitalisées les données bathymétriques ont des échelles comparables : 1/61 930 pour les levés anciens et 1/75 000 dans le cas des levés contemporains. Ensuite, les données bathymétriques multi-dates ont la même référence spatiale (projection UTM, ellipsoïde Clarke 1880, Datum Carthage et zone 32). Enfin, le niveau de référence altimétrique est approximativement le même lors des deux périodes de levés ; les discussions entreprises avec les techniciens du SHO nous ont permis d’arriver à la conclusion que le zéro hydrographique n’a pas significativement changé entre les deux périodes.
13La précision des relevés bathymétriques est un paramètre souvent ignoré ou supposé négligeable dans l’étude de l’évolution des fonds. Cependant, de faibles évolutions sur des grandes surfaces peuvent finalement traduire des déplacements sédimentaires non négligeables, même si leur appréciation réelle reste difficile (Gorman et al., 1998).
14L’erreur verticale peut aussi bien résulter d’erreurs diverses que d’une réelle évolution de profondeur. Ces dernières sont d’ordres planimétriques et altimétriques. Les données bathymétriques anciennes et récentes sont de qualité relativement hétérogène en raison des contraintes environnementales (courants, houle…) et des techniques (matériel, personnel…) liées à la collecte de données en milieu marin. Pour les données récentes mesurées à l’aide de sondeurs multifaisceaux et associées au Système de Positionnement par Satellite (GPS), la précision planimétrique est bonne et l’erreur est d’ordre décimétrique. Cependant, pour les données anciennes localisées par des méthodes optiques, l’erreur est plus importante. À proximité des rivages, le SHOM (2004) admet une erreur de localisation de l’ordre de 10 m à 30 m. Les erreurs altimétriquespeuvent être dues surtout à l’erreur résiduelle dans le calcul des MNP par le logiciel, à l’élévation du niveau marin et à l’erreur dans le sondage. Cette dernière est liée à la conception et au réglage du sondeur utilisé ; pour les levés bathymétriques anciens effectués au fil à plomb, le SHOM admet une erreur sur la profondeur qui ne dépasse pas 30 cm, alors que dans le cas des levés récents, la précision hydrographique est centimétrique ; les ordres de grandeurs comparables reportés dans la littérature sont d’environ ±7 cm (Dehouck, 2006 ; Gibeaut et al., 1998).
15La dégradation de la qualité des données bathymétriques et par conséquent la génération d’imprécisions tant planimétriques qu’altimétriques peuvent intervenir également et séparément pour chaque plan d’information bathymétrique, particulièrement lors de la généralisation cartographique (lors de la simplification et du lissage des isobathes), de la numérisation de la carte marine (erreurs pendant la cotation des isobathes ou/et des sondes) et de la conversion de données au format utilisateurs (des pertes de données peuvent avoir lieu notamment lors de la conversion de coordonnées).
16Généralement, certaines de ces sources d’erreurs pourraient être évaluées quantitativement, alors que d’autres ne le sont que qualitativement. Dans cette étude, en prenant en considération à la fois les sources d’erreurs quantifiées et non quantifiées évoquées ci-dessus, et les quelques applications limitées comparables rencontrées dans la littérature (du point de vue périodes de levés, échelles… ; Byrnes et Hiland, 1995 ; List et al., 1997 ; Sabatier et al., 2006), une marge d’erreur verticale d’environ ±0,6 m est adoptée pour désigner tout changement de profondeur non significatif, c’est-à-dire ne reflétant aucune tendance d’évolution réelle de la profondeur.
17Le comportement physique d’une plage peut être caractérisé selon le degré de réflexion ou de dissipation de l’énergie des vagues. L.D. Wright et A.D. Short (1984) proposent un modèle conceptuel de plage comportant six états morphodynamiques, deux typologies extrêmes, la plage réflexive et la plage dissipative, et quatre états intermédiaires présentant à la fois des éléments réfléchissants et dissipants. Ce modèle, conçu pour des milieux microtidaux, constitue une approche intéressante permettant de visualiser les plages dans un continuum spatio-temporel morphodynamique, sans pour autant disposer de données hydrodynamiques et topométriques. En effet, cette approche morphodynamique s’appuie sur un certain nombre d’indices intégrant des paramètres simples synthétisant les caractéristiques sédimentologiques, hydrodynamiques et topographiques des plages (Anthony, 1998). Les indices les plus couramment utilisés sont le paramètre de réplication de la barre ou le nombre d’Iribarren (ζb ; Battjes, 1974), le paramètre d’échelonnement de la barre (ε ; Guza et Inman, 1975) et la vitesse de chute adimensionnelle (Ω ; Gourlay, 1968 ; Dean, 1973). Le premier paramètre est exprimé par :
18ξb = tang β/(Hb/L0)0.5 (1)
19la plage est dite dissipative lorsque ξb < 0,4, réflexivesi ξb > 2 et intermédiaire quand 0,4 < ξb < 2 (Fredsoe et Deigaard, 1992). L’expression du second paramètre est :
20ε = 2π2Hb/gT2tang2β (2)
21la plage est dite dissipative quand ε > 20, réflexive lorsque ε < 2,5 et intermédiaire si 2,5 < ε < 20 (Carter, 1988). Enfin, la vitesse de chute adimensionnelle est exprimée par :
22Ω = Hb/Tωs (3)
23la plage est dite dissipative quand Ω > 6, réflexive si Ω < 1 et intermédiaire lorsque 1 < Ω < 6 (Wright et al., 1985). Il est important de noter, comme l’ont souligné certains auteurs (par exemple Anthony, 1998 ; Levoy et al., 2000 ; Jackson et al., 2005), que ces paramètres ne sont que des expressions très simplifiées de comportements morphodynamiques de plage qui peuvent être très complexes, intégrant généralement des aspects à la fois de réflexion et de dissipation.
24Les variables composant les expressions de ces indices sont Hb: hauteur de la houle au déferlement (en m) ; T : période de la houle (en s) ; H0 : hauteur de la houle au large (en m) ; L0 : longueur d’onde de la houle au large (en m) ;β : pente de la plage (en degrés) ; g : accélération de pesanteur (9,81 m/s) et ωs: vitesse de chute de sédiments (en m/s).
25Dans le site étudié, l’analyse statistique des mesures sur les caractéristiques hydrodynamiques des vagues, disponibles pour une période de deux décennies, de 1974 à 1994 (HP, 1995), fait ressortir que la hauteur significative des vagues au large et la période associée (en moyenne) oscillent respectivement autour de 3 m et 9 s. La hauteur des vagues au déferlement est estimée en utilisant la formule empirique développée par P D. Komar et M.K. Gaughan (1972), exprimée par :
26Hb = H0 [0,563/(H0/L0)0.2] (4)
27La longueur d’onde de la houle au largeest estimée par : L0 = gT2/2π. La pente moyenne de la plage est dérivée du MNP relatif à la période ancienne ; elle varie entre 0,35° et 0,72°. Le diamètre médian de sédiments (D50) dans l’avant-côte est généralement autour de 0,2 mm (HP, 1995). La vitesse de chute de sédiments est évaluée en utilisant une formule simple et répandue dans la littérature, dite de Soulsby (1997). Elle est exprimée par :
28ωs = υ/d [(108,03+0,78d*3)0.5-10,39] (5)
29où d* est le diamètre de sédiments adimensionnel exprimé par d* = [(s-1)g/υ2]1/3d et s = ρs/ρ, avec υ : vitesse cinématique de l’eau (10–6 m2/s), d : taille de sédiments (D50,en m), ρs :densité de sédiments (2650 kg/m3) et ρ : densité de l’eau (1025 kg/m3). Tous ces paramètres mesurés ou estimés, et utilisés pour le calcul des indices, sont consignés dans le tableau 2.
Tab. 2 – Données mesurées ou estimées utilisées dans le calcul des indicesmorphodynamiques.
Tab. 2 – Measured or estimated data used in the calculation of the morphodynamic indices.
Cellules
|
H0 (m)
|
Hb(m)
|
L0(m)
|
D50(mm)
|
β(deg)
|
T (s)
|
ωs(m/s)
|
|
|
|
|
|
0,35
|
|
|
Cellules 1, 2, 3 et 4
|
3
|
3,5
|
121
|
|
0,52
|
8,8
|
|
|
|
|
|
0,2
|
0,64
|
|
0,015
|
|
|
|
|
|
0,73
|
|
|
Cellules 5, 6 et 7
|
3,3
|
3,9
|
135,1
|
|
0,45
|
9,3
|
|
30Le Modèle Numérique de Profondeur d’évolution (fig. 4), permettant de spatialiser la différence de profondeur dans l’avant-côte durant la période entre 1883-1886 et 2004-2005, fait apparaître des sous-zones où la profondeur a soit diminué ou augmenté ou bien au contraire est restée stable. Ces variations qui sont dues à des déplacements sédimentaires induits principalement par le transit sédimentaire, correspondent respectivement à des zones d’érosion (valeurs négatives), de stabilité (valeurs incluses dans la marge d’erreur) ou d’accumulation (valeurs positives). Les cellules 5 et 6 sont en équilibre, alors que les cellules 1, 2, 3, 4 et 7 ont enregistré des bilans sédimentaires positifs, signifiant que l’accumulation l’a emporté sur l’érosion. Les transits sédimentaires par la dérive littorale, qui sont responsables de cette sédimentation, ont connu une forte hétérogénéité spatiale (tab. 3) ; ils vont de +7,7 ± 6,5103 m3/an le long de la cellule 7 entre le premier brise-lame de Soliman et la commune portant le même nom à +44,8 ± 19,2 103 m3/an, plus de cinq fois supérieur le long de la cellule 4 entre le brise-lame de Hammam-Plage et l’embouchure de l’oued Soltane. Les taux intermédiaires sont de l’ordre de +12,4 ± 10,4103 m3/an le long de la cellule 2 entre le premier brise-lame d’Ezzahra et le premier brise-lame de Hammam-Lif, de +15,5 ± 9,2 103 m3/an le long de la cellule 3 entre le premier brise-lame de Hammam-Lif et le brise-lame de Hammam-Plage, et de +17,4 ± 15,2 103 m3/an le long de la cellule 1 entre l’actuelle embouchure de l’oued Miliane et le premierbrise-lame d’Ezzahra. Le taux moyen du transit sédimentaire par la dérive littorale, le long de l’ensemble du littoral étudié, est ainsi estimé à 19,6 ± 12,1 103 m3/an.
Fig. 4 – Modèle Numérique de Profondeur d’évolution de l’avant-côte. 1 : zones d’érosion ; 2 : zones apparemment stables ; 3 : zones d’accumulation.
Fig. 4 – Digital Depth Model of evolution of the nearshore zone.1: areas of erosion; 2: stable areas; 3: areas of accumulation.
Tab. 3 – Bilans sédimentaires des plages et taux du transit (103 m3/an).
Tab. 3 – Sediment budgets of the beaches and transport rates (103 m3/a).
Cellules
|
Bilan net et marge d’erreur associée
|
Tendance de l’évolution
|
Taux moyen du transit
|
Cellule 1
|
+ 2081,7 ± 1819
|
Accumulation
|
+17,4 ± 15,2
|
Cellule 2
|
+1486,6± 1245
|
Accumulation
|
+12,4 ± 10,4
|
Cellule 3
|
+1858 ± 1106,9
|
Accumulation
|
+15,5 ± 9,2
|
Cellule 4
|
+5375 ± 2304,2
|
Accumulation
|
+44,8 ± 19,2
|
Cellule 5
|
+339,5 ± 397,6
|
Stabilité
|
+2,8 ± 3,3
|
Cellule 6
|
+986± 1042,3
|
Stabilité
|
+8,2 ± 8,7
|
Cellule 7
|
+921,6 ± 776,9
|
Accumulation
|
+7,7 ± 6,5
|
31Du Cap Gammarth à la Goulette et de la Goulette à Soliman, les taux moyens du transit estimés à partir de la formule empirique du Laboratoire Central d’Hydraulique de France (LCHF), fréquemment utilisée en Méditerranée, sont respectivement de l’ordre de 23 103 m3/an et de 15 103 m3/an (Italconsult, 1973 ; SOGREAH, 1975 ; Sliti, 1990 ; El Arrim, 1996). Le long de la plage de la Goulette, le taux moyen du transit estimé par cubature, durant la période entre 1883 et 1990, est d’environ 14,5 103 m3/an (SOGREAH, 1992).Un calcul établi à l’aide du modèle UNIBEST (module UNIBEST-LT) donne un taux de transit de l’ordre de 2 103 m3/an le long d’une section de la plage située entre Cap Gammarth et Cap Carthage (Béjaoui et al., 2002). Bien que la marge d’erreur soit élevée, le taux moyen de transit estimé par la comparaison de MNP est suffisamment fiable. En effet, ce taux de 19,6 ± 12,1 103 m3/an est tout à fait comparable à ceux calculés théoriquement par les études précédentes.
32La caractérisation morphodynamique des plages appartenant aux cellules 1, 2, 3, 4 et 7 (tab. 4) montre nettement que les trois indices (ζb, ε et Ω) se corroborent et ces plages ont un comportement dissipatif plus ou moins important. Les plages dissipatives ont pour caractéristique de dissiper efficacement l’énergie des vagues. La pente est faible et les vagues déferlent sur une grande distance. Ce type de plage peut être structuré par un système de barres linéaires peu marquées sur lesquelles brisent plusieurs fois les vagues, d’où son caractère dissipatif. Par contre, les plages réflexives ont une morphologie bien différente des plages dissipatives. La pente, à partir de la zone de déferlement jusqu’à sommet de la zone du swash, y est très importante. L’énergie des vagues n’est donc pas absorbée, mais réfléchie par le haut de plage. Les plages réflexives sont dépourvues de barres sableuses. En revanche, la berme est très développée, car le stock de sable habituellement trouvé dans ces barres est intégré dans la berme (Short, 1999).
Tab. 4 – Caractérisation morphodynamique des plages selon les indices ζb, ε et Ω.
Table 4 – Morphodynamic characterization of the beaches according to the ζb, ε and Ω indices.
Cellules
|
ξb
|
ε
|
Ω
|
Cellule 1
|
0,035
|
2434,5
|
|
Cellule 2
|
0,053
|
1102,9
|
26,5
|
Cellule 3
|
0,064
|
728
|
|
Cellule 4
|
0,070
|
575,2
|
|
Cellule 7
|
0,046
|
1469,3
|
27,9
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33Le suivi de l’évolution des taux du transit le long des plages en fonction, d’une part, du nombre d’Iribarren (ζb), et d’autre part, de l’indice de l’échelonnement de la barre (ε) montre clairement quele taux de transit augmente au fur et à mesure que la dissipation diminue. Cette constatation s’accorde avec celle de multiples études (Bodge et Kraus, 1991 ; Hamilton et Ebersole, 2001 ; Kamphuis, 1990 ; Kamphuis et Readshaw, 1978 ; Smith et al., 2004). En effet, en s’appuyant sur des expérimentations en laboratoire et in situ et en s’intéressant à la relation éventuelle qui peut exister entre le taux du transit sédimentaire et le type de déferlement des vagues, ces auteurs ont pu montrer que la magnitude du transit était proportionnelle au nombre d’Iribarren. Ainsi, cette magnitude est plus importante sur une plage sur laquelle le déferlement est de type plongeant ou gonflant (plage réflexive) que sur une autre plage sur laquelle celui-ci est de type glissant (plage dissipative). L’exception à cette tendance caractérise la plage appartenant à la cellule 1 s’étendant entre l’actuelle embouchure de l’oued Miliane et le premier brise-lame d’Ezzahra. En effet, cette plage affiche un comportement morphodynamique différent, probablement lié à la présence de l’oued dont les entrées sédimentaires jouent probablement un rôle non négligeable sur la morphologie de la plage et son comportement morphodynamique.
34Dans cet article, l’exploitation des données bathymétriques de référence est fondée sur une évaluation précise des MNP interpolés, condition indispensable à leur utilisation en tant que support pour calculer les bilans sédimentaires et en déduire les taux moyens du transit le long des plages du site étudié. À l’issue de la comparaison de quelques méthodes d’interpolation testées, il apparaît que les deux MNP les plus appropriés sont produits par la méthode du krigeage. D’autre part, l’élaboration d’une marge d’erreur liée à ces données, bien qu’elle soit une valeur approchée, a permis d’éviter des erreurs d’interprétations. Par exemple, cette rigueur nous a permis de considérer certaines plages comme stables alors que si les marges d’erreurs avaient été ignorées, nous aurions alors interprété ces secteurs comme des plages connaissant des gains sédimentaires et, in fine, l’estimation des transits longitudinaux aurait aussi été faussée. Bien que la marge d’erreur soit élevée, l’estimation du transit sédimentaire par la comparaison de MNP est une méthode intéressante et le taux moyen du transit évalué est suffisamment fiable. En effet, ce taux est tout à fait comparable à ceux évalués soit par une formule empirique (LCHF) soit grâce à un modèle numérique (UNIBEST) le long de la bande littorale étudiée ou le long de certaines plages voisines.
35La caractérisation morphodynamique adoptée peut constituer un excellent outil d’analyse et de modélisation conceptuelle du fonctionnement de certaines plages du site étudié. En effet, cette approche morphodynamique fondée sur l’analyse des ajustements mutuels entre la pente, la taille de sédiments et les caractéristiques hydrodynamiques des vagues, permet de caractériser le comportement des plages et de contribuer à expliquer la variabilité longitudinale des volumes charriés par la dérive littorale d’une plage à une autre. Longitudinalement, il y a passage d’un domaine dissipant vers un autre plus ou moins dissipant. Ce passage s’accompagne de changements des caractéristiques des vagues au déferlement, aspect important dans la dynamique sédimentaire du fait de la différence d’énergie et de la capacité du transport.
36Ce travail montre pourtant deux limites ; d’une part, l’exploitation des données bathymétriques anciennes a été freinée par le manque d’informations à propos de la précision du référencement spatial fournies lors des contacts établis avec l’organisme producteur (SHOM). La difficulté d’exploiter ces données anciennes est mentionnée par de nombreux auteurs, compte tenu de l’évolution méthodologique et technologique en océanographie (Le Gouic, 2000). De ce fait, l’établissement des bilans sédimentaires et l’estimation des taux du transit le long des plages du site étudié, appuyés sur la comparaison de MNP, restent approximatifs. D’autre part, bien que la caractérisation morphodynamique à partir de paramètres empiriques ait permis de fournir des éléments intéressants contribuant à comprendre le fonctionnement de certaines plages, il faut garder à l’esprit les limitations et le côté réducteur des indices utilisés, tant les interactions entre les variables prises en compte (pente, taille de sédiments et caractéristiques hydrodynamiques des vagues), sont complexes et les mécanismes de transfert d’énergie encore mal connus (Pilkey, 1993 ; Anthony, 1998).