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Modélisation topo-bathymétrique et transit sédimentaire. Exemple des plages sableuses de la baie de Tunis, Nord-Est de la Tunisie

Topo-bathymetric modeling and longshore sediment transport. The example of the sandy beaches of Tunis Bay, Northeast Tunisia
Mourad Louati et Fouad Zargouni
p. 211-222

Résumés

Cette étude cherche à estimer le taux moyen du transit sédimentaire le long des plages sableuses de la baie de Tunis, et à étudier sa variabilité longitudinale en fonction du comportement dissipatif ou réflexif de la plage. La méthode d’estimation du transit s’appuie sur l’analyse à long terme, entre 1883-1886 et 2004-2005, de l’évolution topo-bathymétrique des fonds marins. La qualité du lot de données bathymétriques mis à disposition permet la mise en œuvre, au sein d’un Système d’Information Géographique, et pour chaque période, d’un Modèle Numérique de Profondeur (MNP) interpolé par krigeage, méthode choisie après le test de différents algorithmes. La superposition de deux MNP permet le calcul des volumes de sables (cubatures) correspondant aux surfaces en érosion ou en accrétion, des bilans sédimentaires et par déduction des taux moyens du transit sédimentaire. L’établissement du bilan sédimentaire est grandement facilité par l’introduction de deux concepts : la cellule sédimentaire et la profondeur de fermeture. Des corrélations satisfaisantes sont constatées lorsqu’on compare ces taux à ceux estimés soit par cubature soit par l’application de la formule empirique du Laboratoire Central d’Hydraulique de France (LCHF) ou du modèle numérique UNIBEST. L’examen de l’évolution des taux du transit en fonction du comportement des plages, qui sont plus ou moins dissipatives, montre que le taux moyen du transport longitudinal par la dérive littorale est inversement proportionnel à la capacité de dissipation de l’énergie des vagues de la plage.

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Notes de la rédaction

Article soumis le 20 janvier 2008, accepté le 18 avril 2009

Texte intégral

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.

Introduction

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.

La Baie de Tunis et les plages étudiées

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.

Fig. 1 − Localisation du site d’étude.Fig. 1 − Location of the study area.

Méthodologie

Estimation des transits sédimentaires

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.

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 formeh=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.

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

Titre

Organisme producteur

Période de levés

Année de publication

Échelle

4222

Du Cap Kamart à Ras Al Fortas

SHOM

1883-1886

1887

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.

Détermination de la marge d’erreur

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.

Caractérisation morphodynamique des plages

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 ( ; Gourlay, 1968 ; Dean, 1973). Le premier paramètre est exprimé par :

18ξ= 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) ; H: 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 : 

26H= H0 [0,563/(H0/L0)0.2] (4)

27La longueur d’onde de la houle au largeest estimée par : L= 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 :

28ω= υ/d [(108,03+0,78d*3)0.5-10,39] (5)

29d* 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), ρ: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

Résultats et discussion

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 ± 6,510m3/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 10m3/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 ± 10,410m3/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 10m3/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 10m3/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 10m3/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.

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 10m3/an et de 15 10m3/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 10m3/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 10m3/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 10m3/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 ) 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

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.

Conclusion

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).

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Bibliographie

Allain S., Guillaumont B., Le Visage C., Loubersac L., Populus J. (2000)−Données géographiques de référence en domaine littoral. In Populus J. and Loubersac L. (Eds.) : CoastGIS’99 : Geomatics and coastal environment, Série Actes de colloques, Ifremer/SHOM, Brest, 67-79.

Anthony E.J. (1998) −Sediment-wave parametric characterization of beaches. Journal of Coastal Research 14 (1), 347-352.

Battjes J.A. (1974)−Surf similarity. Proceeding of 14th Coastal Engineering Conference, ASCE Press, Copenhagen, 466-480.

Béjaoui B., Brahim M., Ben Mouelli I., Rais S. (2002) – Modélisation de l’évolution du trait de côte et de la protection du littoral dans le Golfe de Tunis. Bulletin de l’Institut National des Sciences et Technologies de la Mer de Salammbô, 29, 41-52.

Birkemeier W.A. (1985) −Field data on seaward limit of profile change. Journal of Waterway, Port, Coastal, and Ocean Engineering111(3), 598-602.

Bodge K.R., Kraus N.C. (1991)– Critical examination of longshore transport rate magnitude. Coastal Sediments’91, ASCE Press, New York, 139-155.

Bouhafa T. (1985)Érosion et protection des plages du Golfe de Tunis. Mémoire de DEA de Géographie, université de Tunis, 100 p.

Bray M.J., Carter D.J., Hooke J.M. (1995) − Littoral cell definition and budgets for central southern England. Journal of Coastal Research 11(2), 381-400.

Bruun P. (1962) − Sea level rise as a cause of shore erosion. Journal of Waterways and Harbors Division 88, 117-130.

Byrnes M.R., Hiland M.W. (1995)− Large-scale sediment transport patterns on the continental shelf and influence on shoreline response: St. Andrew Sound, Georgia to Nassau Sound, Florida, USA. Marine Geology 126, 19-43.

Carter R.W.G. (1988)Coastal Environments. Academic Press, London, 684 p.

Carter R.W.G., Jennings S.C., Orford J.D. (1990)−Headland erosion by waves. Journal of Coastal Research 6, 517-529.

Dean R.D. (1973)– Heuristic models of sand transport in the surf zone. Proceedings of the engineering dynamics in the surf zone, Institution of Engineers, Sydney, Australia, 208-214.

Dehouck A. (2006)Morphodynamique des plages sableuses de la mer d’Iroise (Finistère). Thèse de doctorat de Géographie Physique, université de Bretagne Occidentale, 262 p.

Drapeau S., Mercier O. (1990) −Modélisation de l’évolution du littoral des îles de la Madelin, Québec. Géographie physique et Quaternaire,44(2), 217-226.

El Arrim A. (1996)Étude de l’impact de la dynamique sédimentaire et des aménagements sur la stabilité du littoral du Golfe de Tunis. Thèse de doctorat de Géologie, université de Tunis El Manar, 208 p.

Fowler C., Schmidt N. (1998)−Geographical Information Systems, mapping, and spatial data for the coastal and ocean resource management community. Surveying and Land Information Systems 58(3), 135-140.

Fredsoe J., Deigaard R. (1992)Mechanics of coastal sediment transport. Advanced Series in Ocean Engineering, vol. 3, World Scientific Publishers, 369 p.

Gibeaut J.C., Gutierrez R., Kyser J.A. (1998) −Increasing the accuracy and resolution of coastal bathymetric surveys. Journal of Coastal Research 14(3), 695-715.

Gorman L., Morang A., Larson R. (1998)−Monitoring the coastal environment: Part IV: mapping, shoreline changes, and bathymetric analysis. Journal of Coastal Research 14(1), 61-92.

Gourlay M.R. (1968)Beach and dune erosion tests. Delft Hydraulics Laboratory, P.O. Box 177, 2600 MH Delft, The Netherlands, Report No. M 935 (text) + M 936 (figures), 126 p.

Guza R.T, Inman D.L. (1975) − Edge waves and beach cusps. Journal of Geophysical Research 80, 2997-3012.

Hallermeier R.J. (1981) −A profile zonation for seasonal sand beaches from wave climate. Coastal Engineering 4, 253-277.

Hamilton D.G., Ebersole B.A. (2001)−Establishing uniform longshore currents in a large-scale laboratory facility. Coastal Engineering 42,199-218.

Hüttemeyer P. (2000) −A GIS application for the study of the morphdynamic of the shoreface area of the German Bight: methods and problems. In Populus J. and Loubersac L. (Eds.) : CoastGIS’99 : Geomatics and coastal environment,Série actes de colloques, Ifremer/SHOM, Brest, 222-232.

Hydrotecnica Portuguesa (HP) (1995) Étude générale pour la protection du littoral tunisien. Rapport I-II-III-IV et V, Ministère de l’Équipement et de l’Habitat, Tunisie, 300 p.

Italconsult (1973)Projet d’infrastructure touristique. Contrôle de l’érosion marine. Rapport Office National Tunisien de Tourisme, 187 p.

Jackson D.W.T., Cooper J.A.G., del Rio L. (2005)−Geological control of beach morphodynamic state. Marine Geology 216, 297-314.

Jiménez J.A., Sanchez-Arcilla A. (1993)−Medium-term coastal response at the Ebro delta, Spain. Marine Geology 114, 105-118.

Kamphuis J.W. (1990) – Littoral Sediment Transport Rate. Proceeding of the 22nd Coastal engineering Conference, ASCE Press, Delft, 2402-2415.

Kamphuis J.W., Readshaw, J.S. (1978) −A model study of alongshore sediment transport rate. Proceedings of 16th International Conference on Coastal Engineering, ASCE Press, New York, 1656-1674.

Komar P.D. (1985)Computer models of shoreline configuration : headland erosion and the graded beach revisited. In Woldenberg M.J. (Ed.) : Models in Geomorphology, Allen and Erwin, 155-170.

Komar P.D., Gaughan M.K. (1972) −Airy Wave Theory and Breaker Height Prediction. Proceeding of the 13th Coastal Engineering Conference, ASCE Press, Vancouver, 405-418.

Le Gouic M. (2000)− Informations géographiques et références associées. In Populus J. and Loubersac L. (Eds.): CoastGIS’99: Geomatics and Coastal environment, Série Actes de colloques, IFREMER/SHOM, Brest, 11-17.

Levoy F., Anthony E.J., Monfort O., Larsonneur C. (2000) −The morphodynamics of megatidal beaches in Normandy, France. Marine Geology 171, 39-59.

List J.H., Jaffe B.E., Sallenger A.H., Hansen M. (1997)−Bathymetric comparisons adjacent to the Louisiana barrier islands: processes of large-scale change. Journal of Coastal Research 13 (3), 670-678.

May J.P., Tanner W.F. (1973) −Thelittoral drift power gradient and shoreline changes. In Coates D.R. (Ed.): Coastal geomorphology, University of New York, 43-60.

Oueslati A. (1995) −The evolution of low Tunisian coasts in historical times: from progradation to erosion and salinization. Quaternary International 29-30, 41-47.

Pilkey O.H. (1993)− Can we predict the behaviour of sand in a time and volume framework of use to humankind? Editorial. Journal of Coastal Research 9 (1), III-IV.

Robinson G.J. (1994) −Theaccuracy of digital elevation models derived from digitized contour data. Photogrammetric record 14 (8), 805-814.

Sabatier F., Maillet G., Provansal M., Fleury T. J., Suanez S., Vella C. (2006) −Sediment budget of the Rhône delta shoreface since the middle of the 19th century. Marine Geology 234, 143-157.

Sabatier F., Stive M., Pons, F. (2004) −Longshore variation of depth of closure on a micro-tidal wave dominated coast. Proceedings of the 29th International Conference on Coastal Engineering, ASCE Press, Lisbon, 2327-2339.

SHOM (2004) – Annuaire des marées, tome 1 - Ports de France. Imprimerie de l’Etablissement Principal du Service Hydrographique et Océanographique de la Marine, Brest, 192 p.

Short A.D., (1999)Handbook of beach and shoreface morphodynamics. John Wiley and Sons, LTD, Coastal Studies Unit, Scholl of Geosciences, University of Sydney, Australia, 379 p.

Sliti M. (1990)Fonctionnement des brise-lames dans le système marin littoral du Golfe de Tunis. Thèsede 3è cycle de Géologie, université de Bordeaux I, 222 p.

Smith E.R., Ebersole B.A., Wang P. (2004) –Dependance of Total Longshore Sediment Transport Rates on Incident Wave Parameters and Breaker Type.ERDC/CHL CHETN-IV-62, USACE, 13 p.

SOGREAH (1975)Étude de l’engraissement des plages nord de Tunis. Rapport Ministère de l’Équipement et de l’Habitat, Tunisie, Tome 3, 105 p.

SOGREAH (1992)Réhabilitation et protection des plages sud de Tunis et de Mahdia. Rapport Ministère de l’Équipement et de l’Habitat, Tunisie, 60 p.

Soulsby R. (1997) Dynamics of marine sands, a manual for practical applications. Thomas Telford, ISBN 0-7277-2584, H.R. Wallingford, UK, 256 p.

Wright D.J. (1999) −Down to the sea in ships: the emergence of marine GIS. In Wright D. and Bartlett D. (Eds.): Marine and Coastal GIS, Taylor and Francis, Londres, 1-10.

Wright L.D., Short A.D. (1984) −Morphodynamic variability of surf zones and beaches: a synthesis. Marine Geology 56, 93-118.

Wright L.D., Short A.D., Green, M.O. (1985)−Short term changes in the morphodynamic states of beaches and surf zones: an empirical predictive model. Marine Geology 62, 339-364.

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Annexe

Abridged English version

The purpose of this study is to estimate the total longshore sediment transport (TLST) rate along the sandy beaches of Tunis Bay (fig. 1) and to investigate its alongshore variability as a function of the dissipative or reflective behaviour of these beaches. Analyzing long-term change in seafloor morphology provides a method of quantifying volume changes, net sediment budgets and estimating TLST rates. A computer-based mapping methodology, developed within the framework of a Geographical Information System (GIS), was used to compile and analyze changes in bathymetry. Two essential concepts in coastal and nearshore morphological and sediment budget analyses were also employed: the coastal sediment cell and the depth of closure. The implementation of the developed approach focused on four points: the first one deals with the compartmentalization of the studied site into sediment cells and the determination of the boundary conditions; the second is based on the construction and superposition of Digital Depth Models (DDM), thus allowing for the calculation of volume; the third concerns the calculation of sediment budgets and therefore the estimation of the TLST rates; the fourth addresses the morphodynamic characterization of the beaches and examines the relation between the TLST rate and the morphodynamic state of the beach using a variety of commonly used sparameters or indices. Following the methodology developed by M.J. Bray et al. (1995), seven sediment cells (fig. 2) were established for the study area. The landward boundary condition was determined by overlaying digitized shoreline positions and using the W.A. Birkemeier (1985) equation with a closure depth estimated at -5 m. Digitized soundings, boundaries and sediment cell polygons were used to create the DDM for the periods 1883-1886 and 2004-2005 (fig. 3). Kriging proved to be the most appropriate method to construct these grid models. The two DDMs are superposed, thus generating a resultant model representing the differences in depth (fig. 4), and from which the volume changes are calculated. The volume changes allow for the calculation of sediment budgets and the relevant TLST rates (tab. 3). Satisfactory correlations are noted when the TLST rate along the studied site, which is about 19,600 ± 12,100 m3 per year, is compared to rates estimated either through volume calculation or by application of the empirical LCHF (Laboratoire Central d’Hydraulique de France) formula or the numerical model UNIBEST. The morphodynamic characterization of the beaches was based on the surf similarity parameter (ζb; Battjes, 1974), the surf scaling parameter (ε; Guza and Inman, 1975) and the fall velocity parameter (Ω; Gourlay, 1968; Dean, 1973), which take into consideration various combinations of beach slope, beach sediment size, and the wave conditions (height, length and period). These parameters have their advantages and limitations, but serve as useful simple indices of beach morphodynamic characterization where detailed hydrodynamic and topographic datasets are not available (Anthony, 1998). They are also readily correlated with conceptual beach morphodynamic models (e.g., Wright et al., 1985), thus allowing for literature comparisons. These various parameters show that the beaches of Tunis Bay are more or less dissipative (tab. 4). The investigation of the evolution of the TLST rates as a function of the morphodynamic signature of the beaches shows that these rates are inversely proportional to the level of wave energy dissipation. This result confirms the findings of various previous authors(Bodge and Kraus, 1991; Hamilton and Ebersole, 2001; Kamphuis, 1990; Kamphuis and Readshaw, 1978; Smith et al., 2004).

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Table des illustrations

Titre Fig. 1 − Localisation du site d’étude.Fig. 1 Location of the study area.
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/7686/img-1.jpg
Fichier image/jpeg, 336k
Titre Fig. 2 – Cellules sédimentaires identifiées.Fig. 2 – Identified sediment cells.
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/7686/img-2.jpg
Fichier image/jpeg, 324k
Titre Fig. 3 – Évolution diachronique du trait de côte.Fig. 3 Temporal evolution ofthe shoreline.
Légende 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).
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/7686/img-3.jpg
Fichier image/jpeg, 224k
Titre 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.
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/7686/img-4.jpg
Fichier image/jpeg, 235k
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Pour citer cet article

Référence papier

Mourad Louati et Fouad Zargouni, « Modélisation topo-bathymétrique et transit sédimentaire. Exemple des plages sableuses de la baie de Tunis, Nord-Est de la Tunisie », Géomorphologie : relief, processus, environnement, vol. 15 - n° 3 | 2009, 211-222.

Référence électronique

Mourad Louati et Fouad Zargouni, « Modélisation topo-bathymétrique et transit sédimentaire. Exemple des plages sableuses de la baie de Tunis, Nord-Est de la Tunisie », Géomorphologie : relief, processus, environnement [En ligne], vol. 15 - n° 3 | 2009, mis en ligne le 01 octobre 2011, consulté le 28 juin 2017. URL : http://geomorphologie.revues.org/7686 ; DOI : 10.4000/geomorphologie.7686

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Auteurs

Mourad Louati

Laboratoire de géologie structurale et appliquée, Département de géologie, Faculté des Sciences de Tunis, université de Tunis El Manar, Campus universitaire, 2092 Tunis, Tunisie. Courriel : mouradloua@yahoo.com

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Fouad Zargouni

Laboratoire de géologie structurale et appliquée, Département de géologie, Faculté des Sciences de Tunis, université de Tunis El Manar, Campus universitaire, 2092 Tunis, Tunisie. Courriel : fouadzargouni@yahoo.fr

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