UNIVERSITE D'ANGERS
ANNEE: 1995
UFR: ENVIRONNEMENT
Numéro d'ordre: 110
THESE
POUR LE GRADE
DE DOCTEUR DE L'UNIVERSITE D'ANGERS
EN GEOLOGIE LITTORALE
PAR
Isabelle NIANG • DIOP
L'EROSION COTIERE SUR LA PETITE COTE DU SENEGAL
A PARTIR DE L'EXEMPLE DE RUFISQUE
PASSE - PRESENT - FUTUR
VOLUME 1 : TEXTE
Soutenue le 28 Mars 1995
devant la Commission d'Examen
r
MT LOUAn.. Jacques
Professeur
/
Président
MT DEBENAY Jean-Pierre
Professeur
Directeur de thèse
MT LONG Bernard
Professeur
Directeur de thèse
MT GROVEL Alain
Professeur
Rapporteur
MT CASTAING Patrice
Professeur
Rapporteur
MT DIA Oussaynou
Professeur
Examinateur
MT FAURE Hugues
Professeur
Examinateur

---

---

REMERCIEMENTS
Il est d'usage, à l'issue d'une thèse, d'adresser des remerciements. Il ne s'agit pas là d'un simple
formalisme mais plutôt de reconnaître l'importance que tiennent un certain nombre de liens de travail,
d'amitié ou tout simplement familiaux dans la réalisation et l'aboutissement d'un travail de recherche.
Aussi est-ce avec plaisir et reconnaissance que je m'acquitte de ce devoir.
Mes premiers remerciements iront aux membres du jury qui ont accepté de juger ce travail.
Je voudmis lout d'abord exprimer ma profonde gmtitude à Monsieur Jean-Pierre DEBENAY qui a
bien voulu accepter de diriger ce travail mais surtout qui a été un soutien constant par ses critiques, ses
propositions et son appui efficaces. Les années qu'il a passées à l'Université de Dakar lui ont pennis non
seulement de bien connaître le littoral sénégalais, mais aussi de se faire une idée de nos conditions de
travail, ce qui n'est sans doute pas étranger à l'approche très constructive qu'il a eu tout au long du
déroulement de nos études.
Est associé à ces remerciements, Monsieur Bernard LONG, qui a codirigé cette thèse et nous a
ainsi fait bénéficier de sa longue expérience de la dynamique sédimentaire liuomle. Son chaleureux accueil
à l'Université du Québec à Rimouski est encore dans ma mémoire.
Monsieur J.LOUAIL a très gentiment donné son accord pour présider ce jury, malgré les
nombreuses tâches qui sont les siennes. Cest un gmnd honneur qu'il me fail
Je remercie également Monsieur PaIrice CASTAING qui a accepté d'être mpporteur de eeue thèse.
Je suis sûre que sa grande connaissance de l'environnement côtier permettra d'améliorer de manière
significative le contenu de ce travail. Mais au delà de ces considémtions scientifiques, sa présence dans ce
jury est la preuve de la continuité des liens qui me rattachent à mon université d'origine, l'Université
Bordeaux 1.
Monsieur Alain GROVEL a spontanément acquiescé à la proposition d'être mpporteur de ce
mémoire. Sa riche expérience en matière de travaux maritimes et de génie côtier est sollicitée pour jeter
un regard critique sur un travail qui, après tout, a l'ambition de pouvoir servir à la définition d'une
politique de gestion mtionnelle de nos côtes. D'avance, je le remercie pour ceue contribution importante.
Il me reste à remercier mes deux examinateurs que je considère d'abord comme des aînés, mais
aussi comme des pères.
Monsieur Hugues FAURE, en m'accueillant dans son Laboratoire de Géologie du Quaternaire à
Marseille, m'a en fait ouvert les portes, non seulement de la paléoclimatologie du Quaternaire, mais aussi
du Sénégal. Ces faits en eux-mêmes suffIraient à justifier ma profonde gratitude. Mais au delà de cela,
c'est aussi pour tous les conseils et encouragements qu'il n'a cessé de me prodiguer que je tiens à le
remercier. Nul doute que son esprit cartésien et inventif saura apporter une touche brillante à notre travail.
Enfin, je voudrais assurer Monsieur Oussaynou DIA de ma profonde reconnaissance pour avoir
accepté d'examiner ce travail et être présent dans ce jury. Vous m'avez reçue au Département de Géologie
de l'Université de Dakar, mais surtout vous m'avez fait confiance et m'avez soutenue à des moments
difficiles. Par ailleurs, votre longue carrière de géologue au Sénégal fait de vous l'observateur idéal et
2

---

irremplaçable pour apprécier la qualité et la portée de ce travail. Pour touleS ces raisons, soyez d'avance
remercié.
Il me faut maintenant essayer de remercier, sans en oublier, tous ceux et celles dont le concours a
été indispensable à la réalisation de ce mémoire. Je pense notamment:
- à mes amies fidèles qui m'ont aidé à rassembler ma bibliographie el m'ont constamment soutenue;
Mesdemoiselles Eliane GONTHIER au Département de Géologie et OCéanographie à Bordeaux et
Dominique COMMELIN du Laboratoire d'Anthropologie et de Préhistoire des Pays de la Méditerranée
OCcidentale à Aix-en-Provence et Madame Liliane FAURE du Laboratoire de Géologie du Quaternaire à
Marseille;
- à touleS les personnes qui ont facililé mes recherches et travaux au Sénégal, en particulier, Mf'-ssieurs
N.GUISSE et O.CISSE du Service Géographique National, S. MBAYE, Directeur des Archives
Nationales, P.A.DIAll.O, H.DEMARCQ et J.CITEAU de l'Unité de Traitement des Images Satellitaires
du C.R.O.D.T., O.NDIOUR du Service du Cadastre à Rufisque, M.GAYE d'Enda Tiers-Monde,
C.S.SOW de la Météorologie Nationale;
- aux personnes qui m'ont fourni des données ou aidé à travailler en France. Je pense à Madame C.KLEB
de la BibliOlhèque de Recherches Sciences de la Terre de Jussieu et à Messieurs P.CALDWELL du TOGA
Sea Level Center, P.L.WOODWORTH du Permanent Service for Mean Sea Level, F.M.FERMANDEZ
de l'Instituto Espanol de OCeanografia, J.M.VERSTRAElE du Museum National d'Histoire Natwelle,
A.ROUBERTOU du Service Hydrographique et Océanographique de la Marine et R.BZEIDLER de la
Polish Acadl"my of Sciences,lnstilUle of Hydroengineering :
- à tous mes collègues du Département de Géologie de l'Université C.A.Diop de Dakar qui m'ont épaulée
et encouragée et, plus particulièrement, Messieurs P.M.N'D1AYE et A.DIA : mais aussi aux collègues de
l'Université du Maryland avec lesquels j'ai travaillé, notamment Madame K.C.DENNIS et Messieurs
S.P.LEATHERMAN, RJ.NICHOLLS et G.FRENCH ;
- à ma famille enfin qui est un socle sur lequel je sais pouvoir m'appuyer en toutes circonstances. Je dois
particulièrement remercier mes cousins el cousines (Babacar, Gogo, Balla, ASlou, Awa) qui m'ont·
souvent accompagnée sur le terrain. Et je n'oublierai pas mes chers parents à qui je dois tout. Mais il me
faut formuler des remerciements spéciaux à celui et celles qui ont le plus fait les frais de ce travail, en
particulier lors de la période de rédaction : mon mari, Libasse Lahi, et mes filles, Safinatou Sâdâti
Bayelaye et Sokhna Faatim Laye. Qu'ils me pardonnent mon manque de disponibilité, mes périodes de
mauvaise humeur et mon absence.
Enfm, je voudrais remercier les rares institutions qui ont financé une partie de mes travaux : le
Centre de Recherches pour le Développement International (C.R.D.I., Canada) qui a financé les travaux
réalisés à Rufisque pour la période 1989-1990 et l'Environmental Protection Agency (E.P.A., Etats-Unis)
qui a financé l'étude de vulnérabililé des côtes sénégalaises à une accélération de l'élévation du niveau
marin.
Dieuradieuf Baye Laye
3

---

TABLE DES MATIERES
VOLUME 1 : TEXTE
Pages
Remerciements
2
Table
des
matières
'"
4
Liste des figures
:
9
Liste des tableaux.....
12
Introduction
Introduction................................................................................. 15
Premier Chapitre
Présentation du cadre d'étude
Introduction
22
1. Le contexte géologique de la zone littorale
24
A. Géologie de la presqu'île du Cap Ven
24
1. Histoire géodynamique
24
2. Structure de. la presqu'île du Cap Vert
.30
3. Lithologie de la région de Rufisque
3 4
B. Le plateau continental
38
1. Présentation générale
38
2. Le plateau continental au Sud de Dakar
.40
a. Morphologie
40
b. Sédimentologie
.42
C. Morphologie du littoral rufisquois
.44
D. Conclusions: la nature des sources sédimentaires
.46
II. Les agents dynamiques naturels de l'évolution du littoral
.47
A. La circulation atmosphérique et les vents
.47
B. La circulation océanique et les upwellings
52
1. La circulation océanique superficielle
52
2. Les upwellings
5 3
3. Les saisons marines
55
C. Les houles et les courants induits
57
1. Généralités
57
a. Les houles
57
b. Les "mers du vent" (vagues d'origine locale)
60
c. Les courants induits par les houles
61
2. Les houles et courants dans la baie de Gorée
61
a. Les houles
61
b. Les courants
65
D. Le niveau marin
66
1. Les marées
66
2. Les variations saisonnières
67
3. Les variations interannuelles
69
4. Les variations séculaires et les tendances futures
69
4

---

Ill. Les activités humaines
77
A. Les extractions de sable sur les plages
77
B. Les structures perpendiculaires au rivage
.'.. 78
C. Les ouvrages de protection à Rufisque
78
1. Le champ d'épis de Diokoul...
7 8
2. Le mur de protection
80
D. Conclusions
:
8 1
Deuxième Chapitre
Evolution historique de la ligne de rivage à Rufisque
Introduction
8 3
1. Méthodologie
84
A. Les sources possibles d·erreur
84
1. L'acquisition des données
84
2. L'analyse des documents
86
3. L'exploitation des résultats
87
4. Conclusions
88
B. Méthodologies utilisées
88
1. Détermination des taux d'évolution du rivage
88
a. Choix des points repères
8 9
b. Vérification des échelles des photographies
89
c. Mesures des distances des points repère à la côte
92
d. Mesures d'incertitude
93
e. Exploitation des résultats
94
2. Méthode de cartographie de l'évolution du littoral de Rufisque
94
II. Résultats
95
A. Résultats de l'analyse des photographies aériennes
96
1. Rufisque
96
2. Données comparatives
102
B. Résultats de l'analyse des cartes anciennes
106
C. Synthèse des résultats
11 0
III. Discussion: les causes de l'érosion des côtes
Il 1
A. L'élévation du niveau marin relatif
1 12
B. La forme d'équilibre des plages situées en arrière de caps
116
C. Modifications des conditions de houle
123
D. Modifications des apports sédimentaires à la côte
124
IV. Conclusions
125
Troisième Chapitre
Evolution morphosédimentaire du littoral rufisquois
à l'échelle annuelle
Introduction
129
1. Méthodologie
130
A. Les facteurs dynamiques
130
1. Les vents
130
2. Les upwellings
130
3. Les données marégraphiques
13 1
4. Les houles
131
B. Les méthodes topographiques
134
1. Les levés topographiques
13 4
2. Analyse des profils de plage
13 8
C. Les méthodes sédimentologiques
140
1. Echantillonnage
140
5

---

2. Analyses sédimentologiques
141
II. Les facteurs dynamiques lors des périodes d'étude
145
A. Les vents
145
1. Période de juillet 1987 à juillet 1988
'"
145
2. Période d'octobre 1989 à août 1990
147
3. Comparaison entre les deux périodes
149
B. Les upwellings. "
150
1. Période de juillet 1987 àjuillet 1988
150
a. Les températures de surface océanique à Tiaroye
150
b. Les indices d'upwelling côtier.
15 1
2. Période d'octobre 1989 à août 1990
15 1
a. Les températures de surface océanique à Tiaroye
151
b. Les indices d'upwelling côtier
152
3. Comparaison entre les deux périodes
152
C. Les données marégraphiques
153
D. Les houles
156
1. Période de janvier à juillet 1988
; 156
2. Période de février à août 1990 ..........................•................ 15 8
3. Conditions au déferlement.
162
4. Comparaison des deux périodes
162
Ill. Synthèse et discussion des résultats de la première période d'étude:
juillet 1987 à juillet 1988
163
A. Résultats morphologiques
163
1. Considérations générales
163
2. Les évolutions mensuelles
17 1
B. Résultats sédimentologiques
18 1
1. Caractères généraux des sédiments
18 1
2. Différenciation sédimentologique des sous-environnements
de la plage aérienne
~
185
3. Evolution mensuelle des sédiments de plage
190
a. Considérations générales
190
b.Mise en évidence d'un cycle sédimentaire
193
4. Variations longitudinales des indices granulométriques
195
C. Relations entre morphologie et sédimentologie. .
198
1. Relation pente de la plage-moyenne granulométrique
des sédiments
198
2. Relations entre les variations mensuelles des mouvements
verticaux des plages et celles de la moyenne granulométrique
des sédiments
~
200
D. Relations entre la morphosédimentologie des plages et les conditions
hydrodynamiques
201
IV. Synthèse et discussion des résultats de la deuxième période d'étude:
octobre 1989 à août 1990
203
A. Résultats morphologiques
203
1. Considérations générales
203
2. Les évolutions bimensuelles
21 0
B. Résultats sédimentologiques
217
1. Caractéristiques des sédiments selon les unités
morphologiques de la plage
217
a. Les sédiments de la haute plage à -2 m
217
b. Les sédiments de la plage sous-marine
222
2. Variations mensuelles des indices granulométriques
227
3. Variations longitudinales des indices granulométriques
229
V. Comparaison entre les deux périodes
230
VI. Conclusions générales
234
6

---

Quatrième Chapitre
Etude de vulnérabilité des côtes sénégalaises
à une accélération de l'élévation du niveau marin
en relation avec les changements climatiques
Introduction
:
'
240
1. Méthodologie
241
A. Recueil des données
241
1. Enregistrement vidéo de la zone côtière
242
2. Profils topographiques
,
242
3. Informations complémentaires
244
B. Analyse des données
245
1. Analyse globale des enregistrements vidéo
246
2. Détermination des zones vulnérables à une accélération
de l'élévation du niveau marin
248
a. Les scénarios d'élévation du niveau marin
248
b. Estimation des pertes de terres dues à l'érosion côtière
249
c. Estimation des pertes de terrain dues à l'inondation
252
3. Estimation de lavaleur économique des terrains vulnérables
et de la population à risque
253
4. Estimation du coût des réponses à une élévation
du niveau marin
254
C. Limites de la méthodologie
258
II. Résultats
259
A. Superficies des zones côtières vulnérables à l'élévation du niveau
marin
260
B. Valeur économique des zones côtières vulnérables et
,
l '
, .
'
261
popu aHon a nsque
.
C. Estimation des coûts des différents types de réponse envisagés
263
D. Degré de vulnérabilité des côtes sénégalaises à une accélération
de l'élévation du niveau marin
267
E. Comparaison avec d'autres estimations
269
F. Autres impacts possibles de l'accélération
de l'élévation du niveau marin
271
III. Discussion
272
IV. Conclusions
278
Synthèse et conclusions
Synthèse
et
conclusions
280
Références bibliographiq ues
Références
bibliographiques
285
7

---

VOLUME II : ANNEXES
Annexe A : Documents cartographiques et photographiques utilisés
3
Annexe B : Application de la loi de Bruun
7
Annexe C : Détermination de la fonne d'équilib~ des plages
limitées par des caps
11
Annexe D : Données granulométriques
15
Annexe E : Résultats morphologiques et sédimentologiques de la première
période d'étude (juillet 87 à juillet 88)
37
Annexe F : Résultats morphologiques et sédimentologiques de la deuxième
période d'étude (octobre 89 à août 90)
101
8

---

LISTE DES FIGURES
Pages
1
- Principaux types de côtes au Sénégal
16
2
- Echelles temporelle et spatiale des évolutions côtières
19
3
- Principaux facteurs intervenant dans la zone littorale
et leurs intere1ations
23
4
- Carte géologique de la presqu'île du Cap Vert
25
5
- Carte de fracturation de la presqu'île du Cap Vert
31
6
Coupe géologique de la presqu'île du Cap Vert
31
7
- Schéma structural de la presqu'île du Cap Vert
33
8
- Géologie de la région comprise entre Mbao et Bargny
35
9
- Coupe géologique le long de la côte entre Mbao et
la centrale thennique du Cap des Biches
37
JO - Bathymétrie de la marge continentale sénégalo-gambienne
39
Il
- Carte géomorphologique de synthèse du plateau continental
entre Rufisque et Mbour
.41
12 - Répartition des sables moyens (mode de 160 à 500 Ilm) sur
le plateau continental au Sud de Dakar
.42
13 - Carte morpholobathymétrique de la zone littorale entre Mbao et Bargny
45
14 - Centres d'action et circulation atmosphérique en Afrique nord-occidentale 48
15 - Circulations atmosphériques type au Sénégal
et rose des vents moyens à Dakar- Yoff pour la période 1952-1981
50
16 - Variabilité interannuel1e des vents à Dakar- Yoff pendant la'
saison sèche pour la période 1963-1986
51
17· - Circulation océanique de surface dans l'Atlantique tropical est
53
18 - Variabilité interannuel1e de l'upwel1ing de la côte sud
pour la période 1963-1986
54
19 - Saisons marines au Sénégal .. _
56
20 - Directions des houles au large des côtes sénégalaises
en pourcentages de probabilité selon les mois Période 1991- début 1993..58
21
-
Modifications de direction des houles de Nord-Ouest...
59
22 - Caractéristiques des "mers du vent" au large des côtes sénégalaises.
Période 1991- début 1993
60
23 - Modèles de propagation des houles le long de la Petite Côte
,
63
24 - Variations saisonnières du niveau marin à Dakar. Période 1959-1961..
67
25 - Variations interannuel1es du niveau marin en quelques stations
de l'Atlantique tropical est
70
26 - Tendances futures de l'élévation du niveau marin
74
27 - Principaux agents dynamiques intervenant dans la zone littorale
selon les saisons
76
28
Le champ d'épis de Diokoul...
79
29 - Le mur de protection à Rufisque
,
81
30 - Distorsion des photographies aériennes due à l'inclinaison de la caméra
85
31
- Méthodes de détennination des taux d'évolution de la ligne de rivage
87
32 - Position des points repères utilisés pour Rufisque
90
33 - Position des points repères utilisés pour Saint-Louis, Cambérène et 10al .. 91
34 - Photograohies aériennes de Rufisque montrant l'évolution du littoral
entre 1959 et 1980
,
98
35 - Recul du rivage à proximité du mur de protection de Rufisque
99
36 - Evolution du littoral à Rufisque par zones géographiques
100
37
Evolution du littoral de 10al entre 1954 et 1980
105
38
-
Carte d'évolution du littoral de Rufisque entre 1917 et 1980
107
39 - Encart "Mouillage de Rufisque", extrait de la carte S.H.M. n03592,
édition de janvier 1929
109
9

---

40 - La loi de Bruun
113
41
-
Les plages de fonne parabolique
118
42 - Formes d'équilibre de la baie de Hann
120
43
-
Fonnes d'équilibre de la baie de Rufisque
121
44 - Rapports d'indentation maximum des baies de Hann et de Rufisque
122
45 - Abaques de détermination des paramètres de houle au déferlement
133
46 - Localisation des profils de plage de la première période
(juillet 87 à juillet 88)
135
47 - Localisation des profils de plage de la deuxième période
(octobre 89 à août 90)
137
48 - Modèle de détermination du sens du transpon sédimentaire
à partir des indices granulométriques
144
49 - Les vents à Dakar-Yoff. Période de juillet 87 à juillet 88
146
50 - Variations mensuelles des vitesses des vents à Dakar-Yoff
147
51 - Les vents à Dakar-Yoff. Période d'octobre 89 à août 90
148
52 - Variations mensuelles des températures océaniques de surface
et de l'indice d'upwelling côtier (juillet 87 à juillet 88)
150
53 - Variations mensuelles des températures océaniques de surface
et de l'indice d'upwelling côtier (octobre 89 à août 90)
151
54 - Diagramme de corrélation entre la température océanique de swface et
l'indice d'upwelling côtier pour les deux périodes considérées
153
55 - Variations mensuelles du niveau marin relatif à Dakar
(juillet 87 à juillet 88)
154
56 - Corrélations entre le niveau marin relatif, les températures océaniques de
swface et l'indice d'upwelling côtier pour la période de
janvier 87 à avriI89
154-155
57 - Plan de réfraction d'une houle de WNW (N2900)
157
58 - Plan de réfraction d'une houle de SW (N2300)
159
59 - Plan de réfraction d'une houle de S (N1800)
160
60 - Plan de réfraction d'une houle de S (N 190°) .. .. ... . . . .. . .. .. . .. ... . . ... ..
161
61 - P2 - Centrale thermique du Cap des Biches. Profils de plage
165
62 - P6 - Cimetière chrétien de Diokoul. Profils de plage. .. . ... ... . .. . .. .. .... .. 166
63
P8 - Mérina. Profils de plage
167
64
-
PlO - Cimetière de Thiawlène. Profils de plage
168
65 - Les différents états morphodynamiques des plages
170
66 - Mouvements verticaux mensuels par profIl Guillet 87 - juillet 88) .. '"
172
67 - P6 - Cimetière clrrétien de Diokoul. Comparaison des profils mensuels.. 175
68 - P5 - Cimetière musulman de Diokoul. Comparaison des profils mensuels176
69
Principaux mouvements verticaux. observés en fonction du profil de
départ
177
70 - Explication possible du bilan très érosionnel de P5
180
71 - Diagrammes de dispersion d'indices granulométriques.
Période de juillet 87 à juillet 88
182
72 - Diagramme de dispersion Mz-Sigma avec identification des mois
183
73 - Diagrammes de dispersion d'indices granulométriques
avec identification des secteurs
184
74 - Différenciation des sédiments de la haute plage-haut estran et des
sédiments du bas estran grâce aux diagrammes de dispersion
Mz-Sigma et Mz-SK. Exemple de P8
186
75 - Différenciation des sédiments des différents sous-environnements
de la plage grâce aux diagrammes de dispersionMz-Sigma
et Mz-SK. Exemple de P4
187
76
-
Variations du skewness des sédiments de plage en P6
188
77 - Sédiments de plage relativement homogènes. Cas de P2
188
78
Profils de plage mensuels. P4
192
79 - Variations mensuelles de la moyenne Mz sur le bas estran. Cas de P4
193
80 - Variations mensuelles de la moyenne Mz sur le bas estran.
Courbe bimodale. Cas de PlO
193
10

---

81
- Variations longitudinales de la moyenne Mz et de sigma sur le bas estran
(septembre 87 à juillet 88)
196
82 - Relations entre la pente de la plage et la granulométrie des sédiments
199
83 - Plages à talus: exemple du profil PG. Cimetière musulman de Diokoul . 205
84 - Profils de plage à forme dominante concave. Exemple de PH.
Cimetière chrétien de Diokoul
206
85
Profils de plage à Bata. Pl
207
86 - Profils de plage de part et d'autre du dernier épi de Diokoul (PD et PF).. 209
87 - Mouvements venicaux bimensuels par profil de la haute plage à la
zone de surf (octobre 89 à août 90)
211
88 - Mouvements venicaux sur la plage du cimetière musulman
de Diokoul (PG)
214
89 - Mouvements venicaux sur la plage du cimetière chrétien
de Diokoul (PH)
215
90 - Mouvements venicaux de part et d'autre du dernier épi de Diokoul
216
91
- Caractéristiques granulométriques des différentes unités morphologiques
de la plage de Mbao (PA)
;
218
92 - Caractéristiques granulométriques des différentes unités morphologiques
de la plage du cimetière chrétien de Diokoul (PH)
219
93 - Caractéristiques granulométriques des différentes unités morphologiques
de la plage au Sud de l'épi de Diokoul (PF)
220
94 - Caractéristiques granulométriques des différentes unités morphologiques
de la plage de Bargny (PK)
222
95 - Caractéristiques granulométriques des différentes unités morphologiques
de la plage du Cap des Biches (PB)
223
96 - Caractéristiques granulométriques des différentes unités morphologiques
de la plage de Bata (Pl)
225
97 - Variations mensuelles de la moyenne Mz sur le bas estran. Plage de la
centrale thermique du Cap des Biches (PC)
227
98 - Variations mensuelles de la moyenne Mz sur le bas estran. Profil sud
épi de Diokoul (PF) .. ,
227
99 - Variations mensuelles de la moyenne Mz sur le bas estran et à - 2 m.
Plage du cimetière chrétien de Diokoul (PH)
228
100 - Variations mensuelles de la moyenne Mz sur le bas estran et à - 2 m.
Plage de BaIa (Pl)
228
101 - Variations mensuelles de la moyenne Mz sur le bas estran et à - 2 m.
Plage de Mbao (PA)
229
102 - Position des profils topographiques réalisés le long de la côte
243
103 - Modèle de réponse du rivage à une élévation du niveau marin.
.
Cas d'une île-barrière bordée d'une lagune
249
104 - Réponse des mangroves à une élévation du niveau marin en considérant
l'existence de seuils
253
105 -
Réponses possibles à une élévation du niveau marin
255
106 - Types de murs de protection proposés
256
107 - Répanition par régions de la valeur économique des terres vulnérables .. 262
108 -
Répartition par régions des populations à risque
263
109 - Répartition par régions des coûts de protection dans le cas d'une protection
des zones importantes
266
110- Répartition par régions des coûts de protection dans le cas d'une protection
totale
266
III - Degrés de vulnérabilité des côtes sénégalaises à différents impacts d'une
accélération de l'élévation du niveau marin
268
112 - Reconstitution des variations du niveau marin dans la région du lac Tanma
depuis 10 000 B.P. avec indications des pourcentages de pollens de
Rhizophora sp. dans les spectres polliniques
274
11

---

LISTE DES TABLEAUX
Pages
1
- Cycle saisonnier des plages de la côte nord .. ;
;
17
2
- Taux de recul des côtes sénégalaises
,
18
3
- Le Plio-Quatemaire de la presqu'île du Cap Vert
28
4
- Caractéristiques en eau profonde des houles longues au large des
côtes sénégalaises
59
5
- Valeurs moyennes des rapports des hauteurs de houle entre le large
et une profondeur de 13 m dans la zone de Bargn y
62
6
Climat des houles dans la baie de Gorée
64
7
- Conditions extrêmes des houles sur la Petite Côte
65
8
Composition de la marée au large du Sénégal...
66
9
- Variations saisonnières du niveau marin à Dakar. Période 1943-1965
68
10 - Taux moyens d'élévation du niveau marin pour 3 stations marégraphiques
de l'Atlantique tropical est
71
Il - Echelles corrigées pour les photographies aériennes de Rufisque
89
12 - Echelles corrigées pour les photographies aériennes de Saint-Louis,
Cambérène et loal
92
13 - Variations des taux d'évolution du rivage à Rufisque (1959-1989)
97
14 - Taux moyen d'évolution (en m par an) de la ligne de rivage à Rufisque
par zones géographiques et par périodes entre 1959 et 1980
101
15 - Taux d'évolution des littoraux de Saint-Louis, Cambérène et loal
103
16 - Comparaison des taux de recul du rivage à Rufisque et Cambérène
.. 104
17 - Taux moyens d'évolution du littoral à Rufisque entre 1917 et 1980
106
18 - Part de l'élévation du niveau marin dans le recul de la ligne de rivage
à Rufisque entre 1959 et 1980
115
19 - Caractéristiques des houles au large de la Petite Côte
entre janvier et juillet 1988
'"
156
20 - Caractéristiques des houles au large de la Petite Côte
entre février et août 1990
158
21 - Principaux paramètres morphologiques
(secteur Cap des Biches-Diokoul)
"
163
22 - Principaux paramètres morphologiques (secteur Mérina-Thiawlène)
164
23 - Bilan des mouvements verticaux (en m par m linéaire de plage)
par profil Guillet 1987-juillet 1988)
171
24 - Variations de la moyenne Mz (en jlII1) au cours de l'année,
selon les unités morphologiques
190
25 - Variations de la moyenne Mz (j.UI1) par profil (de la haute plage
au bas estran) et par mois
191
26 - Sens de la dérive littorale par secteur et par mois selon le
modèle de McLaren (1981) .. ... . ... .. ..... .. . .. . . .. . .. . .... . .. . . . . . .. . .. ... .. .. 195
27 - Principaux paramètres morphologiques de la plage aérienne et
de la zone de surf pour la période d'octobre 89 à août 90
203
28 - Bilan des mouvements verticaux le long des profils
(octobre 1989 à août 1990)
210
29 - Bilan des mouvements verticaux le long des profIls (de la haute plage
à la zone de surf) (octobre 1989 à août 1990)
212
30 - Caractéristiques sédimentologiques des plages de Mbao
et du Cap des Biches
217
31 - Principales caractéristiques sédimentologiques de la plage
du cimetière chrétien de Diokoul
218
32 - Principales caractéristiques sédimentologiques
des plages de Bata et Bargny
221
33 - Comparaison des données morphosédimentologiques pour les profils
du Cap des Biches
233
12

---

34 - Comparaison des données morphosédimentologiques pour les profils
du cimetière musulman de Diokoul
233
35 - Comparaison des données morphosédimentologiques pour les profils
du cimetière chrétien de Diokoul
233
36 - Valeur estimée des bâtiments en fonction de leur type et de leur surface .. 245
37 - Système de classification basée sur la géomorphologie
et l'utilisation du sol
,
247
38 -
Profondeurs de fenneture pour la côte nord et la côte sud
250
39 - Coûts des solutions de protection des côtes par kilomètre et pour
les différents scénarios d'élévation du niveau marin
258
40 - Superficies (en krn2) des zones vulnérables à différents scénarios
d'élévation du niveau marin
260
41 - Valeur économique des zones vulnérables (à l'exception des terres
agricoles et des infrastructures) et population à risque
261
42 - Valeur des zones touristiques vulnérables par rapport aux autres types
de zones à risque
262
43 - Longueurs de côtes à protéger et techniques de protection proposées
dans les cas d'une protection des zones importantes
et d'une protection totale
264
44 - Coûts de protection des zones importantes et de la protection totale
, 265
45 - Pertes de terrains (en km2) en fonction des options de réponse
267
46 -
Classes de vulnérabilité par catégories d'impacts
267
47 - Comparaison des estimations de la vulnérabilité des côtes sénégalaises
à une élévation du niveau marin de 1 m
269
13

---

14

---

---

INTRODUCTION
Ainsi que le notent Paskoff (1983) et Bird (1993), les littoraux meubles
progradants constituent des exceptions : "La règle générale, c'est la régression des
plages". En effet, plus de 70% des côtes sableuses du monde connaissent des problèmes
d'érosion côtière, matérialisés par des reculs de la ligne de rivage variant en moyenne
entre 1 et 4 mètres par an. Si ces taux peuvent paraître faibles, il faut les considérer au
regard de l'intense développement que connaissent les zones côtières. En effet, elles
concentrent les deux tiers de la population mondiale et la majorité des grandes villes, ce
qui s'accompagne d'une grande densité des infrastructures industrielles et de transport.
De plus, le littoral est un lieu privilégié pour les activités récréatives et touristiques. Dans
ces conditions, même un faible taux de recul du littoral peut engendrer d'importantes
conséquences écologiques (disparition ou déplacement d'écosystèmes tels que les
mangroves), économiques (destruction d'infrastructures et d'habitations), sociales
(problèmes de déplacement et d'intégration des populations menacées), voire culturelles
(abandon de lieux de culte).
A l'échelle de l'Afrique de l'Ouest et du Centre, le Programme des Nations Unies
pour l'Environnement (PNUE), dans le cadre de son Programme pour les Mers
Régionales, a pu identifier les problèmes d'érosion côtière auxquels étaient confrontés les
21 pays de cette région (PNUFJUNESCO/ONU-DAESI, 1985; Ibe et Quélennec, 1989).
Il est établi que les taux de recul de la ligne de rivage sont relativement faibles en Afrique
de l'Ouest (1 à 6 m par an de la Mauritanie au Libéria), comparés à ceux enregistrés dans
le golfe de Guinée (2 à 30 m par an de la Côte d'Ivoire au Nigéria ; lbe, 1988 ; Rossi,
1989).
Le Sénégal possède une façade maritime de 706,72 km de long (Diaw, 1984) le
long de laquelle sont présents trois types de côtes (fig. 1). Les côtes rocheuses sont
limitées à la presqu'île du Cap Vert et à quelques caps situés au Sud de Dakar. Les
estuaires à mangrove caractérisent la plupart des embouchures des grands fleuves tels que
le Sénégal où la mangrove est relique, le Saloum et la Casamance. Les côtes sableuses
occupent plus de la moitié du littoral et forment deux grands ensembles séparés par la
presqu'île du Cap Vert.
15

---

Sainl-Louis
:".
Langue de Bar:arl·e
:.:.::
Louga
-
.~
.
(j
..'
N
:ll)~.:...:),~:
G:
l
~off:/{Thiè,
Presq u 'Ile
_
du Cap Vert
. B ...gny
DAKAR Rufisque··..•
50
100 Ion
Côtes sableuses
B
Côtes rocheuses
Estuaires à mangrove
Figure 1 : Principaux. types de côtcs au Sénégal.
16

---

La côte nord ou Grande Côte (de Saint-Louis à Yoft) est adossée à un puissant
système dunaire et est quasi rectiligne. Elle est sous l'influence prédominante des houles
de Nord-Ouest qui induisent une dérive littorale, dirigée vers le Sud et fortement
alimentée puisque les estimations des transits sédimentaires parallèlement à la côte varient
entre 200 000 et 1 500000 m3 par àn (Pinson- Mouillot, 1980 ; Barusseau, 1980 ; Sali,
1982; Pedersen et Tarbotton, 1985).
La côte sud ou Petite Côte (de Hann à Djiffere) est une côte segmentée en une
succession de caps et de baies dont la disposition est contrôlée par la tectonique. Les
plages sableuses sont adossées à un cordon littoral de faible largeur. Cette côte est
soumise à une houle de Nord-Ouest dont l'énergie est réduite suite à la réfraction et aux
diffractions autour de la presqu'île du Cap Vert. Bien qu'une dérive littorale dirigée vers
le Sud-Est soit présente, les estimations des transports sédimentaires indiquent que
l'alimentation est beaucoup moins importante que le long de la côte nord, soit 10 500 à
300 000 m3 par an (Barusseau, 1980; Sali, 1982). Cette côte fonctionnerait comme une
suite de 3 à 4 cellules indépendantes (Sall, 1982 ; Barusseau, 1980 et 1987).
Les principaux résultats concernant l'évolution des côtes sableuses sénégalaises
sont surtout dûs aux travaux des géomorphologues. Il s'agit notamment:
- des études de Sali (1982) sur la côte nord qui ont permis de mettre en
évidence un cycle saisonnier des plages commandé par les caractéristiques de la houle
locale (tab.l).
Tableau 1 : Cycle saisonnier des plages de la côte nord (Sali, 1982).
Mai à Octobre
Novembre à Avril
Directions des houles
NW (dominante)
NW (dollÙnante)
SW (fréquente)
SW(moins fréquente)
Hauteur des vagues
Faible
Forte
Types de profils
Convexe
Concave ou arasé
Tendances de l'estran
Engraissement
Uniformisation par
Diversification des formes
arasement
- des travaux de Sy (1982), Sali (1982), Diaw et al. (1988 et 1991) et
Diop et al. (1993) sur les flèches littorales sableuses, en particulier la Langue de Barbarie
au Nord et la Pointe de Sangomar au Sud dont l'évolution a été suivie à l'échelle
historique, essentiellement par comparaison de documents cartographiques et
photographiques. L'érosion de ces littoraux sableux peut prendre deux aspects: soit une
érosion de la partie amont de la flèche dont les matériaux, pris en charge par la dérive
littorale, vont contribuer à l'extension vers le Sud de son extrémité aval (Sali, 1982), soit
des coupures de la flèche littorale, créant ou non une nouvelle embouchure, phénomènes
se produisant sous l'influence de conditions dynamiques exceptionnelles telles que des
houles de tempête ou des "raz de marée" (Sali, 1982 ; Diaw et al., 1990). Ainsi, la
17

---

Langue de Barbarie a été l'objet de nombreuses coupures (24 de 1850 à 1980 ; Sall,
1982) qui semblent suivre un cycle de Il ans (Nicolas, 1953) ou de 14 ans (Gac et al.,
1982) alors que pour la même période, la Pointe de Sangomar n'a connu que deux
ruptures importantes. La dernière coupure a eu lieu au Lagoba le 27 février 1987 et
continue de s'agrandir ce qui a nécessité le déplacement des populations du vil1age de
Djiffere. Elle fait l'objet de plusieurs études en cours (Diaw, 1989; Diaw et al., 1990;
Diop et al., 1993).
- en dehors de ces travaux, les phénomènes d'érosion côtière n'ont fait
l'objet d'études que pour les côtes urbanisées et les taux d'érosion connus sont peu
nombreux (tab.2).
Tableau 2: Taux de recul des côtes sénégalaises.
Lieux
Taux de recul
Période
Méthode utilisée
Auteurs
(m varan)
d'étude
Plal!es sableuses
Saint-Louis
1- 2
MesW'eS de largeur
Bouquet de la Grye, 1886
1,6- 2
1856-1926
Guilcher et Nicolas, 1954
Rufisque
1,30
1933-1980
Plans cadastraux,
SalI. 1982 ; Diallo, 1982
ohotos aériennes
Joal-Sangomar
1,20
Sali, 1982
Falaises et plages de côtes rocheuses
. .
Cap Ven, plage de
l'Université
042
1958·1970
Chamard et Barbev. 1970
Carrières de Fann
029
1969-1978
Renèrcs
Sali 1982
Cao des Biches
033
1970-1979
Renères
Sali 1982
D'autres cas d'érosion ont été signalés, notamment à Mbao (Lawson, 1970) et Bargny-
Siendou (Demoulin, 1967) mais n'ont pas fait l'objet de mesures quantitatives.
Les causes de l'érosion sur la côte sud ont été surtout abordées par le rapport de
Dwars, Heederik et Verhey Ingénieurs Conseils (1979). Selon ce rapport, la Petite Côte
comprend deux zones présentant des modes de transport sédimentaire distincts:
- entre Mbao et Bargny, le transport sédimentaire s'effectuerait
essentiellement perpendiculairement au rivage et l'érosion serait le fait des houles de
tempête, notamment lors des périodes d'équinoxe. La dérive littorale, faible,
n'interviendrait dans l'évolution du littoral qu'à l'échelle séculaire, pour déterminer le
tracé de la baie de Rufisque qui n'aurait pas encore atteint sa forme d'équilibre;
- entre Bargny et Joal, le mécanisme majeur de l'érosion côtière serait la
dérive littorale.
C'est dans ce contexte que cette étude des phénomènes d'érosion côtière sur la
Petite Côte, plus particulièrement dans la zone de Rufisque, a été réalisée. Or, ce que l'on
appelle communément érosion côtière correspond à des réalités et des processus
différents selon les échelles de temps et d'espace considérées, parce que les facteurs de
18

---

contrôle de l'évolution de la zone littorale n'interviennent pas tous aux mêmes échelles
(Ibe et Quelennec, 1989 ; Stive et al., 1991 ; Van de Graaf et al., 1991 ; Fenster et al.,
1993) (fig.2). Cest ainsi que l'on peut notamment distinguer des phénomènes d'érosion
côtière à long terme (échelle pluridécadale) qui se traduisent par un recul du littoral et des
phénomènes d'érosion côtière à court terme, saisonniers, qui sont temporaires car en
général contrebalancés par des périodes d'engraissement.
Défia'ion 1
0.01 .....~~-.-~~~
Houles de
faible énergie
(3.65 jours) ~il.iJ.iWlll.lÎIl:~--l
".--l~~~
o.oOII+--"~~~~'--;;;;:;;!::===t-....L.._-r----r-----r".....J
(8.65 heures) 0.01
0.1
10
100
1000
10000
ECHELLE SPATIALE
REPONSE PARALLELEMENT AU RIVAGE (km)
Figure 2 : Echelles temporelle et spatiale des évolutions côtières (d'après Fenster et al., 1993)
Chaque recl3llgle ou carré, relatif à un processus ou un facteur liuoral donné, est localisé en fonction de la
disl3I1ce parallèlement au rivage le long de laquelle il s'applique et de l'intervalle de temps pendant lequel il
s'exerce
19

---

Les méthodes permettant d'apprécier ces différentes formes d'érosion côtière sont
bien entendu fonction des dimensions spatiales et temporelles considérées. C'est pour
tenir compte de ces réalités que cette étude a été organisée de la manière suivante. Après
avoir présenté les principales caractéristiques et facteurs modelant le littoral rufisquois et
contrôlant son évolution, une première approche a consisté à étudier l'évolution du trait
de côte à l'échelle historique par la comparaison de documents cartographiques et
photographiques anciens. Pour Rufisque, les données disponibles ont permis de
reconstituer l'évolution du littoral au cours des soixante douze dernières années (1917-
1989). Afin de disposer d'éléments de comparaison, nous avons également examiné
l'évolution du trait de côte d'autres villes où existent des phénomènes d'érosion côtière, à
savoir: Saint-Louis, Cambérène et Joal. L'objectif était de répondre aux interrogations
suivantes. Quel est le taux d'érosion côtière à l'échelle décennale? Ce taux est-il uniforme
ou a t-il connu des variations au cours du temps ou selon les lieux? Quelles en sont les
causes explicatives?
La deuxième partie de ce travail, la plus importante, concerne le fonctionnement, à
l'échelle annuelle, du littoral compris entre Mbao et Bargny. Pour ce faire, plusieurs
profils de plage ont fait l'objet d'un suivi régulier de leurs caractéristiques
morphologiques et sédimentologiques. Les questions posées étaient: peut-on définir un
cycle saisonnier des plages et/ou y a t-il des périodes privilégiées d'érosion et
d'engraissement des plages? Ce fonctionnement est-il homogène tout le long du littoral
ou bien existe t-il des variations? L'objectif de ce suivi étant d'identifier les agents
dynamiques responsables de l'évolution des plages, l'existence ou non d'une
compartimentation du littoral et les principales causes naturelles et/ou humaines favorisant
l'érosion côtière.
Enfin, la dernière partie examine les conséquences que pourrait avoir une
accélération de l'élévation du niveau marin, due aux changements climatiques globaux,
sur l'évolution du littoral sénégalais. L'hypothèse d'une accélération de l'élévation du
niveau marin suite à un réchauffement de l'atmosphère, bien qu'objet de controverses,
doit être intégrée dans toute politique d'aménagement et de gestion des zones côtières.
Cette thèse ayant l'ambition de pouvoir être utilisée par les responsables de la gestion du
littoral sénégalais, il a semblé utile de mettre à profit les connaissances sur les évolutions
ancienne et actuelle du littoral afin d'essayer d'appréhender son évolution future. C'est
l'objet de l'étude de vulnérabilité des côtes sénégalaises à une accélération de l'élévation
du niveau marin.
Un certain nombre de conclusions générales et de perspectives sont ensuite
proposées.
20

---

21

---

---

PRESENTATION DU CADRE D'ETUDE
INTRODUCTION
La zone côtière telle que définie par Inman et Nordstrom (1971), c'est-à-dire
comprenant l'arrière pays continental et le plateau continental, est un environnement
complexe car situé à la limite de trois grands domaines qui réagissent entre eux: la
lithosphère, l'hydrosphère et l'atmosphère (In man et Brush, 1973). La ligne de rivage -
par l'intermédiaire du niveau marin relatif - est la frontière fluctuante et temporaire entre
les deux premiers domaines. Alors que la lithosphère définit la morphologie de la zone
côtière et est la principale source des apports sédimentaires à la côte, l'hydrosphère et
l'atmosphère sont des pourvoyeurs d'énergie qui, par le biais des circulations
atmosphérique et océanique, créent et entretiennent les différents agents dynamiques
naturels (vents, houles, courants, etc) responsables des transports sédimentaires. Ces
différents domaines sont sous le contrôle direct ou indirect du climat. Enfin, il ne faut pas
oublier un acteur important, l'homme, qui par certaines de ses activités peut interférer
directement avec ces différents facteurs ou indirectement, en modifiant progressivement le
climat. La figure 3 est une illustration de ces interactions complexes qui modèlent le
littoral et son évolution.
L'objectif de ce chapitre de présentation du cadre d'étude est de passer en revue
les principales caractéristiques et processus des domaines identifiés ci-dessus afin d'avoir
une vue d'ensemble du contexte global dans lequel se déroulent ou se sont déroulées les
évolutions du littoral compris entre Mbao et Bargny. A cet effet, seront successivement
abordés le contexte géologique de la zone côtière, les agents dynamiques naturels
responsables de l'évolution du littoral et enfin les activités humaines susceptibles
d'influencer le fonctionnement des plages.
22

---

x
1Teclooique 1
1
--.,.--, " -
i
Erosion
/
Mouvemenls relalifs de
Réduction des apports
l'écorce lerrestre
"
Ouv~esdepro~on
Barrages, Extractions de
Il
---l
sables sur les plages
/
Morpholo!lie et
Niveau marin relatif
+
Evolution du littoral
A
Variatioos sai500llières du
amlenu lhcnnique el du
Processus d'a1léralioo
niVellll de l'ellll
N
+
(températures, précipilalions)
1
t
W
Emissions de gaz à
Températures, Courants
effel de serre
superficiels, Upwellings
\\
/
~ ~
Réchauffemefll global
1
LCLIMAT J---
\\
Figure 3 : Principaux facleurs intervenant dans la zone littorale el lcurs inlcrrclations

---

I. LE CONTEXTE GEOLOGIQUE DE LA ZONE CÔTIERE
Seront examinées ici les caractéristiques géologiques de l'arrière-pays continental
- la presqu'île du Cap Vert - mais aussi du plateau continental, ceci afin de comprendre la
morphologie côtière et d'identifier les sources s6dimentaires possibles pour le littoral
A. GEOLOGIE DE LA PRESQU'ILE DU CAP VERT
La presqu'île du Cap Vert, située à l'Ouest du méridien 17°W, constitue
l'extrémité occidentale du bassin sénégalo-mauritanien d'âge méso-cénozoïque (Bellion,
1987) (fig.4). Elle est limitée à l'Est par une zone de flexure continentale localisée entre
15°30' et 16°30'W (Spengler et aL., 1966). Cette partie du bassin se caractérise
notamment par la forte épaisseur des sédiments (6000 m au moins au droit de Dakar), une
tectonique cassante matérialisée par de nombreuses failles qui découpent la presqu'île en
un ensemble de horsts et graben, un volcanisme intense d'âge miocène à quaternaire et
enfin la présence d'une croûte intermédiaire, peut-être de type continentale amincie
(Liger, 1980 ; Van der Linden, 1981).
Seront examinées successivement l'histoire géodynamique, en insistant sur la
période plio-quaternaire qui a laissé une forte empreinte dans la géologie de la presqu'île
du Cap Vert, la structure de la presqu'île et enfin la lithologie de la région de Rufisque.
1. Histoire géodynamique
Les affleurements présents dans la presqu'île du Cap Vert, d'âge secondaire à
quaternaire, sont les témoins d'une partie de l'histoire géodynamique du bassin sénégalo-
mauritanien et peuvent être rapportés à quatre grandes périodes (Bellion, 1987).
Du Crétacé supérieur au Paléocène, le bassin connaît une importante
sédimentation détritique, bien représentée dans le horst de Ndias par des séries gréso-
argileuses campano-maastrichtiennes dont l'analyse a révélé des fluctuations eustatiques
du niveau marin, vraisemblablement liées à des épisodes tectoniques (Khatib et aL., 1990;
Sow, 1992). La fin du Maastrichtien est marquée par une importante régression marine
qui s'accompagne de l'émersion de la ride anticlinale de Ndias (Demoulin, 1970). Le
bassin devait alors être sous l'influence d'un épisode tectonique fini- à post-Crétacé,
responsable notamment de certaines discordances. Puis va se produire la transgression
du Paléocène. Les dépôts ont alors un faciès surtout argilo-mameux, à l'exception de la
zone du dôme de Ndias. Celle-ci constituait alors un haut-fond où s'est mis en place un
biotope à tendance récifale que l'on peut observer dans les calcaires de Popenguine.
24

---

Cuirasse ferrugineuse
[Zll]
Ad 0
Dunes lillarales aCluelles
Q
Y I '
Qualemaire
IX
o C3nISmC Miocène
0
Dunes de Cambérène
MB
LutéLÎen
Nk 1AAAI Nouakchallien
El EI53
15'W
4----l
Ei 1-_-1 Eocènc inférieur
o D
Dunes
o 200km
g,
, agaliennes
F
Failles
Pa
20'
EE5:J Paléocène
N
Cr~ Maastrichticn
~
..
'-',,
Cambérèn
. \\~
.
'\\,
15
Toundeup Yoff
•
N
Riya
,)
N
/
o
Vl
.,.... ." ....
,
Mamelles
. .
.Horst de Ndias
Cap des Biches
~-::-
Croquis de situation
RufiSQue F
Cr
Bargny 1
F
o
10 km
1
1
1
1
1
1
Figure 4 : Cane géologique de la presqu'île du Cap Ven
(d'après Elouard, 1980)

---

De la fin du Paléocène à l'Eocène moyen, s'installe une sédimentation
essentiellement biochimique (faciès argilo-mameux). Cette période débute par plusieurs
émersions de la région du horst de Ndias, suivies d'une karstification des calcaires
paléocènes au sommet desquels on a retrouvé des particules magnétiques qui
indiqueraient un bombardement de micrométéorites à la limite Paléocène-Eocène (Bellion
et al., 1991). Vont suivre deux transgressions, la première et la plus importante à
l'Eocène inférieur, la seconde à l'Eocène moyen, avec mise en place de séries argileuses,
marneuses et calcaires. Cette période se termine à la fin de l'Eocène moyen par un
épisode tectonique majeur qui correspond aux contre-coups de la collision en
Méditerranée des plaques africaine et européenne (phase pyrénéo-atlasique ; Bellion et
Guiraud, 1980). Ainsi va se produire un rejeu de la structure en horsts et graben de la
presqu'île du Cap Vert accompagné du soulèvement, de l'émersion et du basculement
selon un axe E-W du horst de Ndias, ce qui va détenniner le soulèvement de sa partie sud
et l'effondrement de la région du lac Tanma. C'est cet épisode tectonique majeur qui
détermine la régression de la mer qui dès lors n'occupera plus que des golfes restreints.
De l'Eocène supérieur au Pliocène, la sédimentation est de caractère
détritique continental et se caractérise par les formations sablo-argileuses, rubéfiées et
azoïques du "Continental terminal" (Tessier et al., 1975). Il s'agirait en fait d'altérations
ferrallitiques ou latéritiques héritées, d'où le terme d'altérites autochtones proposé par
Lang et al. (1986). Ce type d'altération est à mettre en relation avec un changement
climatique majeur qui se produit au Miocène (vers 15-10 MA) et voit l'installation d'un
climat tropical à saisons contrastées faisant suite au climat équatorial de l'Eocène
(Lappartient, 1985) . La sédimentation marine était quant à elle très localisée (région de
Dakar-Thiès et surtout golfe de Casamance), la dernière transgression se produisant au
Miocène moyen. Cest à cette époque que se met en place le volcanisme basique tertiaire,
oligo-miocène de la région de Dakar-Thiès (Cantagrel et al., 1976 ; Dia, 1980 et 1982)
représenté par des laves (ankaratrites, basanites, dolérites) et des tufs dont le mode de
gisement est très lié à la tectonique (Crevola, 1978). Enfin, du Miocène terminal au
Pliocène va se mettre en place une vaste surface d'érosion.
Du Pliocène à l'Holocène, la sédimentation est fortement influencée par les
fluctuations climatiques (tab.3). Au Plio-Pléistocène inférieur (5 MA à 700 000 B.P.),
plusieurs variations climatiques sont à l'origine de deux niveaux de cuirasses
ferrugineuses: la cuirasse primaire pliocène qui ne subsiste que sur le plateau de Thiès et
la cuirasse secondaire, d'âge plio-pléistocène ancien qui forme le "plateau" de Dakar
(Tessier et Lappartient, 1967 ; Nahon et Demoulin, 1971). Dans la partie Nord-Ouest de
la tête de la presqu'île du Cap Vert, cette cuirasse secondaire est recouverte par la
formation des sables infrabasa!tiques qui seraient d'anciennes dunes continentales mises
en place sous un climat aride (Hebrard, 1974) ou bien des sédiments littoraux d'origine
éolienne amenés par la dérive littorale (Gaye et Barusseau, 1983). A peu près à la même
26

---

époque débute le volcanisme quaternaire des Mamelles, daté du Pléistocène inférieur (2,9
± 0,3 à 0,82 ± 0, l MA) (Hebrard et al., 1969 ; Cantagrel et al., 1976). C'est un
volcanisme basique représenté par un appareil volcanique (les Mamelles), des coulées de
laves (basanites et dolérites) et des produits pyroclastiques (tufs, cinérites, etc) (Debant,
1963 ; Crevola, 1974 ; Crevola et Gaye, 1979 ; Dia, 1980 et 1982 ; Lo, 1988). Selon Lo
et al. (1992), ce volcanisme serait lié à l'activité d'un point chaud du manteau au-dessus
duquel se déplacerait la plaque africaine. C'est dans ce système éruptif qu'a été
découverte une flore fossile typique de la végétation actuelle des régions à climat tropical
à courte saison des pluies (Hebrard, 1974). Les roches volcaniques quaternaires ont
ensuite subi une altération ferrallitique de faible ampleur qui se manifeste par un mince
niveau de graviers ferrugineux dans lequel on a trouvé une industrie paléolithique
(Elouard et al., 1967; Hébrard, 1974).
Aucun dépôt du Pléistocène moyen n'est signalé dans la presqu'île du Cap Vert.
La base du Pléistocène supérieur pourrait être représentée par les grès de plage ou "beach
rocks" affleurant à + 1/+ l ,5 m au-dessus du 0 actuel dans la presqu'île du Cap Vert. Ils
sont le résultat de processus diagénétiques complexes ayant affecté des sédiments
margino-littoraux (lac Retba), littoraux (Cap des Biches, Bargny), voire dunaires
(Toundeup Riya). Les premières datations effectuées sur ces grès leur avaient attribué un
âge Inchirien (Demoulin, 1967 ; Demoulin et Masse, 1969). Mais selon des études plus
récentes (Giresse et al., 1988 a ; Diouf, 1989 ; Diouf et al., 1993), ces âges dateraient les
processus de recristallisation et ces dépôts pourraient alors représenter l'Eémien ou
l'Aïoujien (125000 - 80000 B.P.).
Une deuxième lacune stratigraphique existe entre l'Eémien/Aïoujien et l'Inchirien.
La première partie de l'Inchirien connaît un climat humide qui serait responsable de la
formation des grès ferrugineux et des croûtes calcaires sur le plateau de Bargny (Morin,
1973; Morin et Seurin, 1974). On attribue également à cette période la formation des
sables argileux ("limons") du champ de tir. de la pointe de Fann et de Yoff (Elouard et
al., 1967 ; Lappartient, 1972). Il s'agirait de sédiments fluvio-éoliens remplissant des
dépressions fossiles qui seraient issus du remaniement d'un erg ancien (Akcharien?) et
d'une cuirasse latéritique (Barbey, 1982).
Pour les 20 000 dernières années, les variations climatiques et du niveau marin sont
mieux connues grâce notamment à la palynologie et à l'étude des dépôts quaternaires
continentaux et marins qui ont fait l'objet de nombreuses datations (cf.tab.3).
Une période très aride, accompagnée d'une intensification des alizés, des upwellings et
du courant des Canaries (Diester-Haass, 1980 ; Sarnthein et al., 1981 et 1982),
l'Ogolien, va permettre la mise en place de l'erg de Pikine, constitué de dunes orientées
NE-SW (Michel, 1973 ; Barbey, 1982). Les formations dunaires s'étendaient sur une
partie du plateau continental exondé, le niveau marin se situant alors vers -100 à -120 m.
27

---

Tableau 3 : Le P/io-Quaternmre de la presqu'fie du Cap Ven
(d'après la bibliographie)
DATES
DEPOTS
NIVEAU MARIN
CLIMAT
PERIODES
(Réf.là 39)
(Réf.lS el 40 à 42)
(Réf.43 à 56)
IUrtnnctl blbllOlrapblqlln 1I1111lfn
o B.P. - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - -
Dunes littorales. Plages actuelles
F1ucwalions mineures
ACTUEL
Dtp6U
1 100 B.P.
1. Babcy, 1982; 2. Barbey el DcscampI. 1967;
Erg de Cambérène l ,30
Aride
3. C&IMI'&, 1977; 4. CUllap1" aI.,1976;
2500-2000 B.P. - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - -
,. Cr. .oIa, 1974; 6. Clnole cl Gaye. 1979;
Plages à Palelia sq/ialla2•3•10,16.18.35
+1 è + 2 m
7. Deliant, 1963; 8. Demoulill, 1967; 9. Demoulin
Humide
DAKARIEN
2 SOO B.P.
_
cl Mauc. 1968; 10. Dca<:ampa cl Demoulin,l969;
Il. Dia, 1980; 12. Dia, 1982; 13. DiOlll. 1989;
B~h rocks 13, cordons liuoraux1,30
-2 à -3,5 m
Aride
TAFOLIEN
14. Diollt" tl/., 1993: l'. l>IIJII:lIl " al., 1977;
4500·3400 B.P.
_
16. Elou.nl d al.• 1967; 17. Elouad" al., 1976;
18. ElOIIAId" al.• 1977; 19. Oaye cl BlI'IIMCalI, 1983
Terrasses à ÂlIDdara Stllilis 17•21 ,26,31
+1 è +2 m
Humide
NOUAKCHOTIIEN
6 SOO-6 000 B.P.
_
20. Oiteue " al., 1988 a; 21. Hcbnrcl, 1966:
22. HebnnI. 1974; 23. HebnnI" tl/.• 1969;
N
00
Remaniement dunes rouges 1,30
Aride
24. Lapparticat, 1971; 2$. Lappartieat, 1972;
26. LaWIOll, 1970; 27. LcziIlO cl Cba_Ilf. 1991;
S 000-7 000 B.P.
28. Lo, 1988: 29. Lo" al., 1992; 30. Michel. 1973:
Tourbes15,27.34
-10 m
TCHADIEN
31. Morin. 1973; 32. Morin el SeIDiIl, 1974;
Concrétions calcaires24,37
-30 à ·20 m
Humide
33. N~ cl Demoulln. 1971: 34. hypouquct, 1977
Beach rocks l3 ,36
-50 m
3'. Richard, 19": 36. RifTaWt, 1980; 37. Teui~.
13000-11 000 B.P.
_
1970; 38. Teatier cl Lapp.nicnt, 1967; 39. Tillier
" al., 1969
Erg de Pikinel,30
-100 à -120 m
Très aride
OGOLIEN
30000-20000 B.P.
_
Variation. du niveau marin
40. F~ cl E1ouan1, 1967: 41.Fa= el Helnrd, 1977
"Limons" de Fann, Yoffl •25
Aride
42. Lezine, 198'
Croûtes calcaires et grès
Transgression
INCHIRIEN
ferrugineux de Bargny31.32
Humide
'altocUmalololl,
40000 B.P.-S5 000 B.P.
LACUNE STRATIGRAPHIOUE
_
43. Barbey. 1989; 44. DieIW-Hau., 1980;
4'. DlII'lIld el LanS, 1991; 46. Hoogh\\emarra, 1988:
B~h rocks Cap Ven8,9,13,14.16,20
+1 à +1,5 m
Humide
EEMIEN • AiOUJIEN
47. Lezine, 1987: 48. Lezine, 1988: 49.Lczine, 1989
125000 B.P.-700 000 BP.
LACUNE SIRATIGRAPHIQUE
_
'0. Lezine " al., 19~; , 1. Lezine Cl Cuanova, 1989
Graviers ferrugineux 16,22
.
'2. Medlll, 1984: '3. ROitiSnol-SD'icll el Dou.or, 1979
Volcanisme des Mamelles4l7.II,12,22.23,28,29
?
'4. Sarnlhein" al., 1981; ". Sarnlhein " al.• 1981;
PLIO·
~. Street el Grove, 1976
Sables infrabasalliques 19,22
Aride?
PLEISTOCENE
Cuirasses ferrugineuses33•38,39
Arides-Humides?
INFERIEUR
5 MA

---

Cette période est suivie d'un retour à un climat plus humide, connu comme une période
lacustre majeure dans l'Afrique sahélienne, le Tchadien (Street et Grove, 1976; Durand
et Lang, 1991). Les dépôts type de cette période sont des tourbes que l'on a observé tant
au niveau des niayes par des profondeurs de 8 à Il mètres (Lezine et Chateauneuf, 1991)
que sur le plateau continental où elles ont été trouvées dans des paléolagunes à des
profondeurs de 20 à 30 mètres (Dumon et al., 1977 ; Peypouquet, 1977). De plus, le
climat humide va favoriser d'une part la rubéfaction et l'abaissement des dunes
ogoliennes (Michel, 1973 ; Barbey, 1982) et d'autre part la formation de concrétions
calcaires dans les sables argileux ("limons") du champ de tir, de Fann et de Yoff (Tessier,
1970 ; Lappartient, 1971). Cette période coïncide également avec le début de la
transgression holocène qui, d'après les études réalisées sur le plateau continental au Sud
de Dakar (Riffault, 1980) a connu deux ralentissements: le premier vers Il 000 B.P.,
représenté, vers -50 m, par des affleurements de grès de plage relayés par des cordons
littoraux reliques et le deuxième vers 9 000 - 8 500 B.P. identifié par un cordon littoral
relique situé entre -30 et -20 m (Riffault, 1980). Selon Lezine (1985), il existerait un
troisième paléorivage vers -10 m daté d'environ 7 800 B.P. A la fin de cette période, le
climat redevient plus aride, ce qui va entraîner un remaniement des dunes situées dans la
zone littorale (en particulier entre Kayar et Lompoul), avec formation de dunes orientées
NNW-SSE sous l'influence d'un renforcement des alizés maritimes (Michel, 1973 ;
Barbey, 1982).
La période suivante, appelée Nouakchottien, correspond à un climat plus humide qui
va coïncider avec le maximum de la transgression holocène. La mer envahit toutes les
dépressions (interdunes, lacs, cours inférieurs des marigots) pour constituer une série de
golfes peu profonds. Les ergs som ainsi remaniés par la houle alors que se développe
dans les golfes une faune de milieu margino-littoral, ce qui va aboutir à la formation de
terrasses à Anadara senilis situées à une altitude de +1 à +2 m (Hebrard. 1966 ; Lawson,
1970; Elouard et al., 1976a). Une population néolithique se serait alors installée autour
de ces golfes et aurait laissé des accumulations de coquilles, les kjokkenmôddinger, que
l'on trouve en bordure des marigots de Mbao (Elouard et al., 1976a) et de Bargny
(Morin, 1973) .
Par la suite, à la faveur d'une période aride, le Tafolien, au cours de laquelle le niveau
marin s'est peut-être abaissé à -2/-3,5 m, vont se mettre en place, grâce à une forte dérive
littorale, des cordons littoraux (dunes jaunes de la côte nord), riches en minéraux lourds.
Ceux-ci vont peu à peu fermer les golfes qui vont évoluer en lagunes. Les grès littoraux
de Yoff et des Almadies seraient également à rattacher à cette période (Diouf, 1989). A
noter que selon Lezine (1987), le climat aurait plutôt été humide.
Vers 3000-1 900 B.P., une oscillation positive du niveau marin se serait produite et
correspondrait à un épisode humide, le Dakarien. A cette période sont attribuées les
plalWs à Patella mfiana de la tête de la presqu'île du Cap Vert (Cap Manuel, Pointe de
29

---

Fann, Almadies; Richard, 1955; Barbey et Descamps, 1967; Elouard et al., 1967 ;
Camara, 1977) dont le sommet se situe à une altitude comprise entre +2 et +5,8 m et qui
ont été interprétées comme des cordons de plages de tempête (Elouard et al., 1967 et
1977 ; Descamps et Demoulin, 1969).
Un dernier épisode aride a dû fonner l'erl: de Cambérène qui constitue une bande de 1 à 4
km de large parallèle à la côte entre Yoff et le lac Tanma. Il est constitué de dunes
vigoureuses, de fonnes variées, fonnant des abrupts de 20 à 38 m de dénivellation au-
dessus des dunes ogoliennes (Barbey, 1982).
Après 1 000 B.P., le climat, tout en évoluant vers la sécheresse actuelle va connaître des
fluctuations de moindre durée. Sur le littoral, se mettent en place les plages actuelles et,
sur la côte nord, les dunes littorales vives.
2. Structure de la presqu'île du Cap Vert
La structure de la presqu'île du Cap Vert est caractérisée par une tectonique
cassante qui est exprimée par trois grandes familles de fracture (Bellion, 1987; Lompo,
1987) ayant rejoué à plusieurs époques, du Crétacé au Quaternaire (fig.5).
- la direction dominante est subméridienne, NNE-SSW (N 20 à 400 E).
Cest une fracturation de type marge, liée à l'ouverture de l'Atlantique central (Villeneuve
et al., 1993). Cest à cette famille qu'appartiennent les failles qui subdivisent la presqu'île
en horsts et graben. Elle est prédominante dans la zone déprimée allant de Tiaroye à
Bargny;
- la direction NW (K 130 à l500 E) est présente essentiellement au niveau
du horst de Ndias et de la partie sud du plateau de Bargny;
- la direction NE (N 60 à 700 E) est bien représentée au niveau du plateau
de Bargny et dans la partie centrale du horst de Ndias.
Pour la plupart des auteurs, cette tectonique cassante aurait affecté une couverture
sédimentaire plissée (fig.6) dont on retrouverait également les traces sur le proche plateau
continental entre Rufisque et Mbour (Froidefond, 1975 ; cf. fig.ll). Cependant, pour
d'autres (Corsini, corn. orale), le "plissement" ne serait en fait qu'un simple
gauchissement des couches sous l'effet des mouvements des failles.
li semble aussi que toute la presqu'île du Cap Vert a subi un mouvement de
bascule avec soulèvement de sa partie méridionale et affaissement de la partie
septentrionale, ce qui aurait favorisé l'envahissement de la côte nord par les systèmes
dunaires (Hebrard, 1966).
30

---

,
o
'~""
5 km
0 · 0
L . - - l
Figure 5 : Cane de fracturation de la presqu'île du Cap Ven au 1/250 000
(d'après Lompo, 1987)
w
PRESQu1LE DU CAP VERT
E
Om
1000
2000
3000
4000
G.iiiiiiJd QUATIRNAIRE
1 ITJ MAASTIUQITIEN
.
lufs volcaniques
Sables aquifères du Sénégal
I D EOCENE
III ROQIES VOLCA1''IQUES
' 0 CAMPANIEN A CENOMANIEN (7)
basalte e. doléri.e
1 rn CRETACE INFERIEUR
• ~ ~~élriliqUe. Argiles
a)Albien(?}grès el dolomies de DSt
b)Aptien(?)cak:.tires il ChaCe.telles de DSt
Figure 6 : Coupe géologique de la presqu'île du Cap Ven
(d'après Elouard et alo, 1976)
31

---

On a donc au niveau de la presqu'île du Cap Ven une structure faillée et peut-être
plissée dont la mise en place est largement achevée à l'Eocène moyen et qui donne une
succession de horsts et de graben relayés par des gradins (fig.7). Par la suite" la nature
lithologique des terrains mis à l'affleurement a orienté les phénomènes d'érosion,
aboutissant parfois à des inversions du relief et expliquant la morphologie d'ensemble de
la presqu'île du Cap Ven (Elouard, 1980). On distingue ainsi d'Ouest en Est:
- le horst de Dakar qui, pour cenains, pourrait n'être que le résultat d'un
bombement local dû à la montée du matériel volcanique (Meagher et al., 1977). Il
constitue un plateau d'altitude variant entre JO et 40 m, recouvert par la cuirasse
ferrugineuse secondaire et légèrement incliné vers le Nord-Est où il s'ennoie sous les
formations volcaniques et sableuses quaternaires. Son point culminant (105 m)
correspond à l'appareil volcanique des Mamelles;
- le gradin de Pikine correspond à l'isthme de la presqu'île du Cap Ven.
Les terrains y affleurant au Teniaire étant les marnes de l'Eocène inférieur, peu résistantes
à l'érosion, il a été fonement surcreusé. Cest ce qui a pennis l'installation des formations
quaternaires (essentiellement des sables dunaires) qui seules affleurent;
- le graben de Rufisque a une allure de synclinal dont le coeur serait formé
par des formations tendres marno-calcaires du sommet du Lutétien sur lesquelles est
située la ville de Rufisque. Celle-ci a été envahie par la transgression du Nouakchottien
car occupant le fond d'une dépression. Cependant, la bordure occidentale du graben,
constituée des calcaires de Bargny du Lutétien, a été mise en relief, formant le plateau de
Mbao légèrement incliné vers le Sud-Ouest. Ce graben est intensément faillé avec des
directions dominantes NNE à NE mais aussi des directions WNW-ESE qui pourraient
être responsables du décrochement de la côte au niveau du cap de Diokoul (Lompo,
1987). Enfin, les très fones variations d'épaisseur de l'Eocène (238 m à Diam Niadio,
447 m à Sangalkam) semblent indiquer que ce graben a fonctionné comme une zone de
subsidence (Brancan, 1975) ;
- le gradin de Bargny a l'allure d'un anticlinal dont le coeur aurait été
creusé mettant à l'affleurement les marnes de l'Yprésien. Par contre, ses bordures,
constituées notamment par les calcaires lutétiens de Bargny, forment le plateau de Bargny
(Morin, 1973). Ce plateau semble avoir subi lui aussi un mouvement de bascule avec
redressement vers le Sud où il se termine par une petite falaise et abaissement vers le
Nord où il disparaît sous la couvenure dunaire ogolienne ;
- le gradin de Sébikotane pourrait être constitué d'un petit synclinal et d'un
anticlinal. Y affleurent essentiellement les argiles à attapulgite de l'Yprésien. La nature
lithologique des formations fait que ce gradin est en dépression par rappon aux
companiments voisins;
32

---

N
~Grabcn
[Nk~ Nouakchollicn
lZLl GnKlin
Î
[DJ Horst
[7] Dunes
o
IOkm
L . . . -..1... _ _ '-----.1-- __. .....L..--...J
Pout
o
l.-.l
l.-.l
Gradin de
Pikine
Cap'des--~
Pointe de
Biches
11
V
Bel Air
/
Rufisque
/ Cap de Diokoul
.~
Bargny
....-
~'"
"'....
,Ci
Siendou
?Jo.
~o
,
....
..
?Jo. R
...l?
.... ~o
f.
Figure 7: Schéma structural de la presqu'île du Cap Ven (d'après Elouard, 19RO).

---

- le horst de Ndias est un dôme "anticlinal" formé essentiellement par des
dépôts maastrichtiens qui ont été recouverts par la cuirasse ferrugineuse. Ce horst forme
un plateau incliné vers le Nord, d'une altitude moyenne de 50 m (alt.max.: 104 m), dont
la partie affaissée est occupée par le lac Tanma.
Un certain nombre d'observations semblent indiquer l'existence d'une
néotectonique quaternaire active, modulant ainsi la caractérisation des côtes sénégalaises
comme étant tectoniquement stables (Pirazzoli, 1977). Il s'agit notammeni :
- des différences d'altitude des dépôts quaternaires entre le Nord et le Sud
du Sénégal qui pourraient traduire la présence de deux domaines à épeirogénie
respectivement positive et négative, sans que puisse être précisée leur limite (Cornen et
al., 1977) ;
c du gauchissement de la cuirasse ferrugineuse plio-pléistocène qui peut se
trouver à des altitudes comprises entre -50 m et +40 m et du faillage de la cuirasse
ferrugineuse du Pléistocène moyen (Faure et al., 1970) ;
- des différences d'altitude de 2,8 à 3 m affectant la dalle de grès de plage
du marigot de la Nougouna (au Sud de Toubab Dialao) (Demoulin, 1970) qui, si l'on
tient compte des révisions chronologiques proposées par Giresse et al. (1988a),
indiqueraient une néotectonique d'âge post-éémien.
Ainsi, bien qu'aucune mesure détaillée n'ait été faite, la possibilité d'une activité
néotectonique récente, due à des mouvements de l'onde épeirogénique et à des rejeux de
failles anciennes, n'est pas à exclure.
3. Lithologie de la région de Rufisque
Sera considérée ici la région s'étendant de Mbao à Bargny et correspondant au
graben de Rufisque et au gradin de Bargny. Y affleurent essentiellement des formations
de l'Eocène inférieur et moyen (fig.8) (Elouard et al., 1976a et b).
On distingue ainsi pour l'Eocène inférieur:
- la formation du Ravin des Voleurs. Ce sont des marnes blanches
feuilletées à attapulgite qui renferment plusieurs niveaux phosphatés, parfois silicifiés et
contiennent de petits silex abondants ;
- l'horizon de Ngazobil qui représente l'Yprésien avec des marnes grises à
attapulgite, à lits de calcaires argileux à Caviluâna thebaica et Ostracodes.
L'Eocène moyen ou Lutétien présente la succession suivante:
- le calcaire de Bargny, constitué d'une alternance de calcaires
subliihographiques et de couches marneuses. A sa base, il renferme de nombreux lits et
accidents siliceux phosphatés;
34

---

QUATERNAIRE
TERTIAIRE
o Plageetcordon Iilloral !:\\:.-:::.::-\\j Erg de Pikine • Formationsvolcaniques
'J
5i'i5a T
.
.~.~.~ G
'r
~ errasse manne
-:~-:~-:~
r~s de plage
G Série de Rufisque
m CalcairedeBargny
(::::::::::::] Horizon de Ngazobil
1===1 Formation du
E=::l Ravin des Voleurs
/.:.:.:.:.:.::~:.:.:.:.:.:.:â= - -~Ei-
RUFISQUE RFI'h,,L'----!-/~:·:::::·::::::::::::::::::::::::~
~ •
z
. :::::::::::::\\~:::=, =:J:::·7
~
~0-
w
'<t
VI
-
OCEAN ATLANTIQUE
Marigot
""
de Bargny
J7° 1 1T30"W
17°115W
Figure 8 : Géologie de la région comprise entre Mbao et Bargny (d'après Elouard et al . • 1976a et b)

---

- la série de Rufisque, peu épaisse, constituée de deux ensembles très
riches en Radiolaires: les mames et calcaires de Thiore et les mames et calcaires de Dakh-
Abdak: (Brancart, 1975 et 1977).
On trouve ensuite des fonnations volcaniques d'âge miocène affleurant dans la
zone comprise entre Mbao et Rufisque. Il s'agit, soit de coulées d'ankaratrite (filon de
Diokoul et îlets de Khoniet) qui ont été datées de 20,9 ±0,6 et 13,5 ± 0,2 MA (Cantagrel
et al., 1976), soit de tufs bréchiques en pipes (Crevola, 1978). Ce volcanisme de type
fissural a emprunté le réseau de failles NNE-SSW.
Le Quaternaire est représenté par quatre grands types de fonnations :
- des grès de plage ou "beach rocks" qui affleurent en bordure de plage à
une altitude de 1 à 2 m au-dessus du niveau marin. Ces grès de plage qui peuvent avoir 1
à 1,30 m de puissance reposent en discordance sur les marnes yprésiennes. Ils se
présentent sous plusieurs faciès: grès calcaires à stratifications obliques, calcarénites
grossières conglomératiques et lumachelles;
- les dunes ogoliennes de l'erg de Pikine qui s'avancent vers le Sud dans
la dépression de Rufisque, entre les plateaux de Mbao et de Bargny. Il s'agit de dunes
longitudinales de direction NE-SW, de 3 à 7 m de hauteur et à topographie diffuse ;
- les terrasses nouak:chottiennes sont des étendues argilo-sableuses plates
situées à une altitude moyenne de +2,5 m. Elles s'observent au niveau des cours
inférieurs des principaux marigots (Mbao et Bargny) et sont constituées de sables ou
sables vaseux à nombreuses coquilles parmi lesquelles dominent celles d'Anadara senilis.
La présence, dans les parties amonts des terrasses, de Tympanotonusfuscatus indique un
milieu de forte des salure, vraisemblablement lié à des apports d'eau douce par les
marigots. De plus, la présence d'amas de Gryphea gasar indique l'existence d'une
mangrove à palétuviers dont il est resté pendant longtemps des reliques (Avicennia sp) le
long du marigot de Bargny (Elouard et al., 1976b). Ces formations semblent
contemporaines de sables marins littoraux indifférenciés qui affleurent au niveau d'autres
marigots;
- le cordon dunaire littoral, constitué par une alternance de couches de
sable et de coquillages brisés (notamment des coquilles de Cymbium sp, Meretrix sp,
Pitaria rumens, Cardium sp ) (Morin, 1973; Diallo, 1982). Avec une altitude moyenne de
2 à 2,5 m (4 m maximum), il s'étend d'une manière plus ou moins continue entre Hann et
Bargny sur une largeur de 10 à 50 m.
La côte entre Mbao et le Cap des Biches est une belle illustration de la géologie du
graben de Rufisque (fig.9) (Brancart, 1975 et 1977 ; Elouard et al., 1976a). Les
fonnations de l'Yprésien au Lutétien sont organisées en une série monoclinale dont le
pendage varie entre 6 et ]20 en moyenne en direction du Sud-Est (N125 à 135°E). Cette
série est entrecoupée de 8 failles ouvertes occupées par des formations volcaniques
miocènes. Au niveau du Cap des Biches, le pointement volcanique semble avoir
36

---

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CAP DES BICHES
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Calcaire silice-phosphaté
Calcaires sublilhographiques
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Tufs volcaniques
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Calcaire - marne
Caleaires coquilliers
Alternance masnes - calcaires
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(Yp,ésjen)
(Eocène inlé,je",)
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Figure 9 : Coupe géologique le long de la côte entre Mbao et la centrale thermique du Cap des Biches
(d'après Brancart, 1975 et Elouard et al., 1976a)

---

détenniné un plissement anticlinal des couches de calcaire de Bargny. A l'Ouest du Cap
des Biches, on observe des dépôts quaternaires en poches au-dessus des marnes altérées.
Avant d'arriver à la centrale thermique du Cap des Biches, les grès de plage, actuellement
disparus suite aux travaux d'extension de la centrale réalisés en 1990, affleuraient sur 25
m de long.
B. LE PLATEAU CONTINENTAL
1. Présentation générale
Le plateau continental sénégalais est étroit (40 km de large en moyenne). Sa
largeur maximum est atteinte au droit de la Casamance (80 km) et sa largeur minimum (l
km) s'observe au droit du canyon de Kayar. Du Nord au Sud, il peut être subdivisé en
trois grands secteurs (Meagher et al., 1977 ; Sali, 1982) (fig. 10) :
- le plateau nord qui s'élargit depuis le canyon de Kayar jusqu'à la
Mauritanie (50 km au large de Saint-Louis). nest bordé par une pente continentale large
(0,2 à 0,4 % de pente), surtout à cause de la présence du "Kayar Seamount" ;
-le plateau du Cap Vert, entre les canyons de Kayar et de Dakar, est très
étroit (2 à 15 km) et présente une pente continentale supérieure raide Cl à 1,5 %) ;
- le plateau sud s'élargit jusqu'en Casamance et est bordé d'une pente
continentale assez étroite à partir du Saloum. Cette particularité a été attribuée à une
progradation du plateau continental qui est ici mieux alimenté par les appons fluviatiles
(Meagher et al. (1977).
Les études de sismique réflexion (Meagher et al., 1977) ont montré la présence
sur le plateau continental d'une surface d'érosion qui est enfouie sous environ 10 m de
sédiments meubles. Elle pourrait être d'âge post-miocène. De plus, la présence
d'anomalies gravimétriques positives autour de la presqu'île du Cap Ven indique une
extension en mer du volcanisme cénozoïque.
Avant d'aborder l'étude plus détaillée du plateau continental sud, il est nécessaire
de s'attarder sur le canyon de Kayar. Sa position à proximité de la ligne de rivage fait que
ce canyon, comme d'autres du même type (canyon de Monterey aux Etats-Unis:
Combellick et Osborne, 1977 ; Trou sans Fond de Côte d'Ivoire: Droz et al. , 1985),
joue un rôle fondamental dans la morphologie du plateau sud et dans la sédimentation de
la zone littorale. En effet, il piègerait une bonne partie des sédiments transponés par la
dérive littorale le long de la côte nord, déterminant ainsi une sous-alimentation en
sédiments au Sud (Dietz et al. , 1968; Meagher et al. , 1977 ; Ruffman et al. , 1977;
Barusseau, 1980 et 1987). Ce déficit sédimentaire expliquerait la transformation du
canyon de Dakar en canyon inactif et l'absence de canyons actifs et de glissements sur la
pente continentale comprise entre le canyon de Kayar et la latitude du Saloum. Il
38

---

expliquerait également la faible quantité de sédiments transportés par la dérive littorale au
Sud de Dakar (Barusseau, 1980).
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Figure la : Bathymétrie de la marge continentale sénégalo-gambienne
(d'après Meagher et al., 1977)
Extension au large du
5
Complexe du Kayar Seamount
volcanisme du Cap Vert
6
Penle continentale el talus supérieur
Plaine d'érosion Pléistocène
non perturbés
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Effondrements sous-manns
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Zones de dépôt de glissements
8
Dômes saliîeres
39

---

2. Le plateau continental au Sud de Dakar
a. Morphologie
Dans la baie de Gorée, le plateau continental a une largeur d'environ 45 km et une
pente de 0,3 à 0,6 %. TI existe une rupture de pente vers -50 m qui est marquée par une
falaise de 10 à 15 m de dénivellation (Masse, 1968). Celle-ci correspond à la position des
affleurements rocheux situés entre la pointe des A1madies et la latitude de MboUr
(Domain, 1976) et constitués de "beach rocks", formés à partir de sédiments mis en place
lors d'une phase de ralentissement de la remontée holocène du niveau marin vers Il 000
RP. (Masse, 1968 ; Diouf, 1989). Plus près de la côte existent des hauts-fonds rocheux
qui seraient de nature volcanique.
Une étude très détaillée du relief du proche plateau continental (entre -10 et -50 m)
a été faite pour la zone comprise entre Rufisque et Mbour (Froidefond, 1975) (fig.!!).
Elle a mis en évidence l'existence :
- de zones à forte pente (> 0,5 %) et forte rugosité situées d'une part entre
la côte et -15 m, comprenant le haut-fond de Rufisque et d'autre part aux environs du
dôme de Yène vers -30 à -35 m. Ce sont aussi des zones à faible accumulation
sédimentaire (moins de 4 m de couverture meuble) ;
- d'une vaste zone centrale à faible pente « 0,5 %) et faible rugosité située
entre - 15 et - 35 m et allongée selon une direction NW-SE. Cest à ce niveau que
s'observent les plus fortes épaisseurs de sédiments (4 m à plus de 10 m).
De plus, trois réseaux d'entailles de direction générale NE-SW ont été reconnus. Le plus
encaissé est celui situé entre Bargny et Yène. Il pourrait représenter le prolongement des
marigots de Bargny et de Pagnetior.
Les études sismiques ont montré que le relief actuel et les épaisseurs des
sédiments holocènes étaient le résultat d'un lissage du relief du substratum, réalisé lors de
la transgression nouakchottienne. Les sédiments, poussés par la mer, se sont déposés
préférentiellement au pied des zones de forte pente du substratum.
40

---

Marigot de Mbao
Mbao
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~ Pente rone (> 0,5%)
....... P..,te moyenne (rugo.i~ raible) (0,33 à 0.5%)
l:2Z!:I Pente raible « 0,33%)
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Enlaille (ortement encaissée
f- f
Synclinal .uppose!
. . . .
Anticlinal 5Uppo5~
. Popenguine
N
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1
1
Figure 11 : Carte géomorphologique de synthèse du plateau continental
entre Rufisque et Mbour (d'après Froidefond, 1975)
41

---

b. Sédimentologie
Les sédiments superficiels du proche plateau continental, qui pourraient constituer
des sources sédimentaires pour le littoral, ont fait l'objet de plusieurs études. Masse
(1968) s'est surtout intéressé à la sédimentation biogène ; Domain (1977) a établi la
première carte sédimentologique du plateau continental sénégambien et ses échantillons
seront repris par Riffault (1980). Enfin, Barusseau (1984) a établi une typologie
sédimentairè et s'est intéressé à l'origine des sédiments détritiques.
Les sédiments qui prédominent sur le plateau continental sont des sables moyens
(160-500 !lm), en particulier entre 25 et 75 m de profondeur, mais aussi sur les hauts
fonds proches du littoral (fig.12). Il s'agit de sables carbonatés biogènes (carbonates en
général supérieurs à 40%). Ils ne sont pas en équilibre avec les conditions
hydrodynamiques actuelles et représentent une sédimentation relique. Ce serait d'anciens
sédiments éoliens, vraisemblablement ogoliens, qui auraient été remaniés par la mer et les
fleuves lors de la transgression nouakchottienne (Barusseau, 1984 ; Barusseau et al.,
1988).
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Figure 12: Répartition des sables moyens (mode de 160 à 500 !lm)
sur le plateau continental au Sud de Dakar
(d'après Barusseau et al., 1988)
42

---

La sédimentation biogène est représentée par deux grands ensembles (Masse,
1968). Tout d'abord, une sédimentation actuelle qui est fonction surtout de la nature des
fonds et de la profondeur. Les fonds rocheux et peu profonds (inférieurs à -20 m) sont
enrichis en débris de Balanes. Sur les fonds sableux prédominent les Lamellibranches
dont la proportion augmente avec la profondeur mais qui, dans les substrats de sables
fins à très fins, ne sont représentés que par de fins débris. A partir de 35 m de
profondeur, les Bryozoaires prennent le relais. Il existe aussi un ou plusieurs stocks de
débris biogènes reliques qui se reconnaissent par leur usure et/ou leur oxydation ou
glauconitisation. Ces stocks apparaissent surtout à partir de -30 m.
Il existe des paléorivages correspondant à des périodes de ralentissement ou
d'arrêt de la remontée holocène du niveau marin. Ceux-ci ont été identifiés entre -80 m et
le rebord du plateau, entre -50 et -40 m et entre -30 et -20 m. Ils sont matérialisés par des
concentrations de sables coquilliers grossiers (>500 Ilm), allongées dans la direction des
isobathes. Pour Riffault (1980), il s'agirait d'anciens cordons littoraux.
La baie de Gorée présente un faciès un peu particulier, les sablons de Gorée qui
sont des sables très fins (mode compris entre 40 et 105 Ilm), essentiellement terrigènes
(70% de quartz) avec de fins débris de Lamellibranches (Barusseau, 1984); c'est le faciès
des sablons et sables fins terrigènes à débris de Lamellibranches de Masse (1968). Leur
présence serait due au caractère abrité de la baie de Gorée (faible hydrodynamisme).
Barusseau (1984) a interprété les faciès détritiques comme des sédiments éoliens
remaniés provenant d'apports soit à partir des brumes sèches, soit des dunes
continentales proches.
La sédimentation sur le plateau continental est donc caractérisée par :
- la nette prédominance d'une sédimentation relique, mise en place lors de
la transgression nouakchottienne ;
- une sédimentation biogène actuelle particulièrement bien développée sur
les hauts-fonds rocheux et dans la wne préliuorale ;
- une sédimentation terrigène actuelle constituée essentiellement par des
apports éoliens et bien représentée dans la baie de Gorée.
Enfin, entre Tiaroye et Rufisque, existent des échanges sédimentaires de débris biogènes
entre les hauts-fonds prélittoraux et les plages. Ils expliqueraient la formation
d'importantes accumulations coquillières observées sur ces plages après les tempêtes
(Masse, 1968).
43

---

C. MORPHOLOGIE DU LrITüRAL RUFISQUOIS
Le secteur littoral étudié, entre Mbao et Bargny Guethe, est dans l'ensemble une
côte basse et sableuse, limitée - à l'exception des zones fortement urbanisées - par un
cordon littoral de 2 à 2,5 m d'altitude en moyenne, colonisé ou non par des figuiers de
Barbarie (Opuntia tuna) (Demoulin, 1967; Lawson, 1970; Diallo, 1982).
Du côté continent, le littoral est dominé à l'Ouest par le bas-plateau de Mbao
(altitude maximum: 25 m) et à l'Est par le plateau de Bargny (altitude maximum: 45 m).
Par contre, les zones où sont installés les villes de Mbao, Rufisque et Bargny sont des
dépressions, situées à une altitude inférieure à 5 m (fig. 13). Les plateaux sont drainés par
des marigots - ceux de Mbao, Diokoul et Bargny notamment - qui débouchent dans des
lagunes plus ou moins longtemps en eau, situées en arrière du cordon littoral qui peut être
rompu par les eaux pluviales en hivernage. Au niveau du Cap des Biches qui constitue
l'extrémité sud du plateau de Mbao,la côte s'élève pour former une falaise taillée dans les
calcaires de Bargny, haute de 13 m environ et prolongée par une plateforme d'abrasion.
Immédiatement au Nord-Ouest, la plage est bordée d'une microfalaise de 1 à 2 m de haut,
formée de marnes yprésiennes alors qu'au Sud-Est. la plage est constituée de galets de
nature diverse (roches volcaniques, calcaires). Le Cap de Diokoul, de nature volcanique,
opère un décrochement du littoral, déterminant deux segments côtiers grossièrement
rectilignes et d'orientation WNW-ESE (N291 ° pour le secteur de Mbao-Diokoul et N295°
pour le secteur Rufisque-Bargny). Ce cap pourrait être lié à une grande fracture de
direction Nord-Est qui peut se suivre jusqu'à l'extrémité nord du horst de Ndias
(cf.fig.5).
Du côté mer, le littoral de Mbao à Bargny appartient à la baie de Gorée qui peut en
fait être subdivisée en deux: la baie de Hann qui s'étend entre la Pointe de Bel Air et
Diokoul et la baie de Rufisque comprise entre le Cap de Diokoul et Bargny. Cette baie de
Gorée se caractérise par la présence de bancs et îlets rocheux, vraisemblablement
d'origine volcanique, qui sont situés entre le rivage et une profondeur de 10 m (Masse,
1968). On distingue ainsi d'Ouest en Est, le banc de la Résolue au droit de Mbao, le banc
des Biches en face du Cap des Biches el, plus au large, le haut-fond de Rufisque, les îlets
de Khoniet au niveau de Diokoul et enfin le banc de Bargny. Certains de ces bancs et îlets
coïncident avec des renflements de la côte plus ou moins marqués qui pourraient être des
tombolos en voie de formation. L'isobathe -10 m est situé à une distance de 1,3 à 2,8
kilomètres par rapport à la ligne de rivage. Il est à noter également que les isobathes
présentent, au niveau du banc de la Résolue mais aussi à l'extrémité sud du Banc des
Biches et des îlets de Khoniel, une orientation légèrement NW-SE, qui est celle de la
dérive littorale, ce qui pourrait donc indiquer des dépôts dûs à ce courant
44

---

14°45'N
TopORraphie
Bathymétrie
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Lagunes et marigots
1'-·...:::·.::: ..:>..II...ones comprises enlIe 0 el +S m
semi-permanenu
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(équidistAnce de 10 m)
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Figure 13 : Carte morphobathymétrique de la zone littorale entre Mbao et Bargny
(d'après les cartes topographiques IGN au 1/20000 de Rufisque et
Bargny et la carte bathymétrique SHüM nO 5852 au 1/500(0)

---

D. CONCLUSIONS: LA NATURE DES SOURCES SEDIMENTAIRES
La zone côtière sénégalaise est de type afro-traînante selon la classification
tectonique de Inman et Nordstrom (1971). Il s'agit de côtes basses de plaine côtière; à
potentiel très réduit d'érosion continentale et de dépôt - suite à l'absence de reliefs
importants - et à plateau continental étroit « 50 km).
Les caractéristiques géologiques de la presqu'île du Cap Vert et celles,
morphosédimentologiques, du plateau continental permettent d'estimer les sources
possibles de sédiments pour le littoral compris entre Mbao et Rufisque. Cest ainsi que:
- la faiblesse du relief continental et les caractéristiques du réseau
hydrographique - temporaire, associé à des lagunes d'arrière cordon où une bonne partie
de la charge sédimentaire doit se déposer - déterminent des apports fluviatiles très réduits
et saisonniers ;
- la présence du canyon de Kayar et les nombreuses irrégularités de la côte
rocheuse de la tête de la presqu'île du Cap Vert s'opposent à un apport de sédiments
transportés par la dérive littorale, en provenance de la côte nord ou même de la tête de la
presqu'île.
Restent alors trois sources possibles de sédiments pour le littoral rufisquois qui, par
ailleurs, ne pourront être mobilisées que si les agents de transport (vents, houles,
courants de dérive littorale) sont efficaces. Il s'agit de:
- la sédimentation biogène actuelle du plateau continental, en particulier
celle qui se développe sur les hauts-fonds rocheux. Il existe d'ailleurs des indices d'un tel
échange de sédiments biogènes entre la zone prélittorale et la côte (fortes accumulations
coquillières sur les plages après une période de houles fortes; Masse, 1968) ;
- les apports éoliens. Les études de Barusseau (1984) ont montré
l'importance de ce type d'apports pour l'alimentation des fonds marins de la baie de
Gorée, mais il s'agit là de sables très fins. Aucune donnée n'existe sur les apports éoliens
de sables plus grossiers, seuls utiles pour les plages, mais rien ne permet d'exclure ce
type d'apports ;
- l'érosion du littoral, en particulier du cordon littoral et de la falaise du
Cap des Biches. Des auteurs ont signalé l'existence d'une parenté granulométrique entre
les sables de plage et ceux du cordon littoral qui est souvent sapé par la mer (Hebrard,
1966; Dernoulin, 1967; Lawson, 1970). Cependant, tous les sables littoraux provenant
du vieux stock ogolien, il est difficile d'apprécier exactement l'ampleur des échanges
entre le cordon littoral et la plage. Si l'on considère une longueur du cordon de 10 km
entre Hann et Bargny, une altitude moyenne de 2,5 m et une largeur de 10 à 50 m, le
stock sédimentaire disponible serait de 250 000 à 1 250000 m3. Par ailleurs, si l'on
estime le taux de recul moyen de ce cordon à 0,7 m par an (valeur intermédiaire entre le
taux de recul de la falaise du Cap des Biches et celui des plages sableuses de Rufisque),
46

---

on obtient une disponibilité annuelle de sédiments d'environ 17 500 m3 par an. Quant au
recul de la falaise du Cap des Biches, il a été estimé en moyenne à 0,33 m par an (Sali,
1982). En prenant une hauteur maximum de 6,2 m et une longueur de la falaise égale à 40
m, on arrive à un stock disponible de 82 m3 par an. C'est donc l'érosion du cordon
littoral et par extension celle des plages qui doivent être les sources
majeures des apports sédimentaires dans notre secteur d'étude.
Quoiqu'il en soit, il semble bien que l'on ait affaire, dans l'ensemble, à une côte
sous-alimentée du point de vue des apports sédimentaires.
II.
LES
AGENTS
DYNAMIQUES
NATURELS
DE
L'EVOLUTION DU LITTORAL
Les principaux agents dynamiques naturels intervenant en domaine littoral sont les
houles et les marées ainsi que les courants qu'elles induisent. Les houles, qu'elles soient
d'origine lointaine ou locale, sont engendrées par l'action du vent sur la surface de l'eau.
Les marées de type semi-diurne sont des variations journalières du niveau marin, sous
l'effet des attractions lunaire et solaire. Par ailleurs, ce niveau marin varie à d'autres
échelles de temps, sous l'influence par exemple des upwellings ou bien des variations du
contenu thermique des océans. Or, ces variations du niveau marin vont déterminer le lieu
et le niveau d'attaque des houles au rivage et, pour cette raison, sont considérées
également comme des agents dynamiques. Ainsi, l'ensemble des agents dynamiques
intervenant dans la zone côtière sont sous le contrôle des circulations atmosphérique et
océanique qui vont donc être présentées ci-après.
A. LA CIRCULATION ATMOSPHERIQUE ET LES VENTS
Les vents locaux de basse altitude interviennent dans la dynamique côtière car ils
sont responsables des mers du vent locales et des upwellings mais aussi parce qu'ils sont
les agents de transport des sables dans la zone côtière.
Au Sénégal, les vents au sol dépendent de la position et de l'intensité respectives
de quatre champs de pression (Leroux, 1977 et 1983 ; Rebert, 1983) (fig.14) :
- deux anticyclones maritimes permanents - ceux des Açores au Nord et de
Sainte Hélène au Sud - qui dirigent les flux des alizés maritimes de Nord-Est et de Sud-
Est vers l'équateur;
- l'anticyclone continental maghrébin (ou lybien), semi-permanent, qui
dirige sur l'Afrique sahélienne le flux de l'alizé continental de secteur est, l'harmattan;
47

---

CENffiES D'ACTION
MASSES D'AIR
-'.1\\-
Ligne isobare (pression en mb au nivau de 1. met)
Tracé au sol de r&{ualcUr météo (F.I.T. sur le conlinenl)
o
Axe des basses prenions intertropicales
B
Alil1 maritime
At
Cellule anlicydonique des Açores
l4:~~~{;-~J Alizé conlincnLaI
A2 Cellule anticyclonique maghrébine
1::=;:;:;:;::) Mousson
Cellule anticyclonique de S.inle Hélène
_
Trajccloin: des
A3
masses d'air
Figure 14 : Centres d'action et circulation atmosphérique en Afrique nord-occidentale
(d'après Reben, 1983)
48

---

- la dépression saharienne dont l'axe constitue l'équateur météorologique,
appelé Front Intertropical (F.I.T.) sur le continent et Zone Inter-Tropicale de
Convergence (Z.I.T.C.) au-dessus de l'océan. Cet équateur météorologique représente la
zone de contact entre les masses d'air boréal et austral et constitue une barrière
énergétique entre les deux hémisphères. Panon effet d'attraction (existence d'un gradient
de pression), il transforme les alizés maritimes de Nord-Est en alizés maritimes
continentalisés de trajectoire Nord-Ouest à Nord-Nord-Ouest et les alizés maritimes de
Sud-Est en mousson de Sud-Ouest (Barbey, 1982).
Le contact entre les masses d'air continental et maritime s'exprime par un fort
gradient thermique et s'appelle le front des alizés. La position de ce front fait que la
région de Dakar se trouve en permanence dans le domaine des alizés maritimes qui
caractérise le climat cap verdien.
Les différents champs de pression se déplacent latitudinalement ce qui s'exprime,
sur le continent, par une migration saisonnière du F.I.T. entre 6°N et 21 ON. Dans la zone
littorale, ces mouvements des centres de pression déterminent trois grands types de
situation avec deux mois de transition rapide, octobre et juin (Faye, 1978 ; Barbey, 1982)
(fig.15).
- de novembre à février (fig.15a), l'anticyclone des Açores est soudé à la
cellule lybienne. Il en résulte une ceinture anticyclonique tropicale continue centrée vers
35°N. L'équateur météorologique se déplace peu et est situé vers 5°N. Les vents
dominants sont les alizés maritimes de secteur N à NE (60% des vents) dont les vitesses
moyennes croissent régulièrement de 5 à 6 m.s-! ;
- de mars à mai (fig.15b), l'anticyclone des Açores se sépare de la cellule
lybienne et l'équateur météorologique remonte vers le Nord, suite au renforcement de
l'anticyclone de Sainte Hélène. S'installent alors les alizés maritimes continentalisés de
secteur NW (60% des vents). Les vents atteignent leur vitesse maximum en avril (6,2
ms! en moyenne) ;
- de juillet à septembre (fig.15c), l'anticyclone des Açores, remonté au-
delà de la Méditerranée, s'est affaibli, contrairement à celui de Sainte Hélène qui
repousse la dépression saharienne vers 20oN. L'équateur météorologique est parallèle au
littoral selon une ligne NE-SW. On a alors des vents de faible intensité moyenne « 4,5
msl ) à l'exception de coups de vents associés aux lignes de grain et pouvant atteindre
des vitesses supérieures à 7 m.s- l (en moyenne 20 à 25 m.s- I ) mais sur de courtes
périodes de temps (15 à 20 minutes). Les directions sont très variables mais à
prédominance Ouest (50% des vents). C'est aussi l'époque où le pourcentage de calmes
est le plus important (10 à Il %).
49

---

DECEMBRE
Stations: Nd: Nouadhibou ; Al : AIar; Ak : Akjoujl; l'.lt : Nooal<chou; Tid: Tidjikk. ; Moud : Moudjeria ;
B : Boutilimil ; R : Rosso; P : Podor ; SL : S.innl·Louis ; M. ; Maa.n ; L : Linguere ; D : Dakar; K : Kaol-ek
Trajectoire moyenne des venlS
o
25
50%
1
l
,
Fréquence des directions du venl (%)
Equaleur méléorologique
- - - - - - -
Fronl des alizés
~'i'd
lo40U4
V
AOUT
Rose des venls moyens l Dakar-Yotr
(1 cm «>=spood à 1 ma. par se=ode)
Figure 15 : Circulations atmosphériques type au Sénégal (d'après Barbey, 1982)
et rose des vents moyens à Dakar-Yoff pour la période 1952-1981
(d'après SOGREAH Ingénieurs Conseils, 1981b)
50

---

Ainsi se définit le climat cap verdien avec d'octobre à mai, la saison sèche et
froide, où s'exercent les alizés de secteur nord-ouest à nord-est, alors que de juin à
septembre, c'est la saison des pluies ou hivernage, chaude et humide, au cours de
laquelle prédomine la mousson de Sud-Ouest qui amène les pluies. L'alternance des
saisons est due au déplacement saisonnier du front intertropical.
Enfin, il existerait une variabilité interannuelle des vitesses et des directions des
vents pendant la saison sèche (Roy, 1989). On aurait ainsi une alternance, tous les 7 ans
environ, de périodes de vents forts à dominante N-NE et de périodes à vents plus faibles
à dominante NW-N (fig. 16).
4 :.
3 :.
1963
65
67
69
71
7J
75
77
79
81
83
85
Ann~es
a : Vitesse des vents
Vents de secleur N-NE
80
O[:....
_.:J
~
Vents de secteur NW-N
1963
65
67
69
71
7J
75
77
79
81
83
85
Années
b : Direction des vents
Figure 16 : Variabilité inlCrannuel1e des vents à Dakar-Yoff pendant la saison sèche
pour la période 1963-1986 (d'après Roy, 1989)
51

---

B. LA CIRCULATIaN OCEANIQUE ET LES UPWELLINGS
Parce qu'elle est responsable de la répartition des masses d'eau - et donc des
températures de surface - et de phénomènes tels que les upwellings, la circulation
.océanique a des effets sur le niveau marin, notamment par l'intennédiaire des variations
stériques des couches superficielles de l'océan.
1. La circulation océanique superficielle
La façade nord-occidentale de l'Afrique, qui appartient à l'Atlantique tropical, est
caractérisée par deux circulations océaniques superficielles zonales, liées aux alizés, qui
se déplacent latitudinalement entre 5°N Ganvier) et 15°N (août), en même temps que la
Zone Inter-Tropicale de Convergence (Z.I.T.c.) (Mix et al., 1986a). On distingue ainsi:
- le courant nord-équatorial qui transporte vers l'Ouest les eaux froides et
salées du courant des Canaries. Lié aux alizés de Nord-Est, il atteint son maximum
d'intensité pendant l'hiver boréal alors que la Z.I.T.C. occupe sa position la plus
méridionale: c'est la période des eaux froides le long des côtes sénégalaises (fig.17b) ;
- le courant sud-équatorial qui transporte vers l'Ouest les eaux froides du
courant de Benguela. Lié aux alizés de Sud-Est, il est renforcé lors de l'été boréal, suite
au développement de la mousson et à la remontée vers le Nord de la Z.I.T.C. (fig.l7a) ;
- entre ces deux courants, s'intercale le contre-courant nord-équatorial,
plus ou moins lié à la Zone Inter-Tropicale de Convergence, qui transporte vers l'Est les
eaux chaudes et salées (eaux tropicales), formées sur le bord occidental de l'Atlantique, et
va donner naissance au courant de Guinée. Particulièrement intense lors de l'été boréal, il
va amener les eaux tropicales qui envahissent à cette époque les côtes sénégalaises.
Cette circulation zonale, qui détermine un transfert prédominant des eaux de
surface vers l'Ouest, induit un déficit d'eau le long du plateau continental sénégalais qui
est compensé de deux manières (Johnson et al., 1975 ; Wooster et al., 1976 ;
Mittlestaedt, 1983) :
- par une circulation méridienne contrôlée par les alizés avec, en saison
sèche (novembre à mai), une advection des eaux de surface froides vers le Sud et, en
saison des pluies Guin à octobre), une advection vers le Nord, d'abord des eaux
tropicales (chaudes et salées), puis des eaux guinéennes (chaudes et dessalées). Ces
courants géostrophiques ont des vitesses moyennes de 20 cms l et atteignent leur
maximum d'intensité (environ 50 cm.s· l ) en avril-mai;
- par des remontées d'eaux profondes ou upwellings qui se produisent en
saison sèche, sous l'influence des alizés de Nord-Est.
52

---

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30·
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20·
20·
AFRIQUE
AFRIQUE
a. Elé
b. Hiver
Figure 17 : Circulation océanique de surface dans l'Atlantique tropical est
(d'après Mittlestaedt, 1983)
Courants de surface
c===> Ventsfortsàmodérés
,
1
"
.
r - - - - 1 ......
VenlS de dircetΜ
VcnlS faibles el variables
,
changeante à f",blcs
•
2. Les upwellings
C'est un phénomène majeur de la circulation océanique du plateau continental
sénégalais. Les upwellings sont engendrés par l'interaction complexe des alizés de Nord-
Est, plus ou moins parallèles à la côte et du courant des Canaries (Sarnthein et aL" 1982).
Les eaux de surface sont entraînées vers le large et remplacées par des eaux froides,
riches en éléments nutritifs, qui proviennent de la masse d'eau centrale sud-atlantique
(E.C.A.S.) située à des profondeurs de 100 à 200 m (Voituriez et Chuchla, 1978 ;
Mittlestaedt, 1983 ; Rebert, 1983).
Ces phénomènes de remontées d'eaux froides, permanents sur les côtes
mauritaniennes (200 à 25D N), n'intéressent les côtes sénégalaises que de décembre à mai
(Wooster et al., 1976; Mittlestaedt, 1983; Roy, 1992) et sont responsables de fortes
variations saisonnières des températures océaniques de surface. En effet, ils induisent une
53

---

diminution des températures des eaux de surface, exprimée par la remontée de l'isothenne
19°C - représentant la thennocline - qui atteint presque la surface en février à Dakar
(Verstraete, 1985). Cette remontée de l'isothenne 19°C correspond à une extension
verticale maximum (200 à 225 m) de la masse d'eau centrale sud-atlantique qui se produit
de janvier à mars. Un deuxième maximum (200 m) de l'extension verticale de cette masse
d'eau est observé de septembre à octobre et correspondrait à un phénomène d'advection
vers le Nord de l'E.C.A.S. par la branche nord du contre courant équatorial et non plus à
une remontée verticale d'eau froide (Verstraete, 1985).
Le long des côtes sénégalaises, l'upwelling est particulièrement bien développé au
Sud de la presqu'île du Cap Vert, ce qui pourrait être dû à l'effet de cap (Mittlestaedt,
1983 ; Rebert, 1983). De plus, le passage, vers mars, à des alizés de secteur Nord-Ouest
à Nord, intensifierait l'upwelling le long de la côte sud (Roy, 1992). Enfin, la baie de
Gorée présente ses propres particularités avec un upwelling localisé très près de la côte,
ce qui se traduit par des minima de températures (17°C) le long de la côte entre Tiaroye et
le Cap des Biches (Rebert, 1983). En pleine saison sèche (janvier-février), se développe
même un upwelling secondaire sur le rebord du plateau continental qui serait dû à la pente
très forte du plateau dans ce secteur (Toure, 1983).
Des études basées sur le calcul du transport d'Ekman ont montré, pour la période
1963-1986 et la côte sud, des fluctuations de ce transport comprises entre 8 et 14 m3 par
seconde et par 10 m de côte (Roy, 1989). On a ainsi identifié une période à forte intensité
des upwellings (1972 à 1976), encadrée de deux périodes de plus faible intensité (1966-
1970 et 1979-1983) (fig. 18). Cette variabilité interannuelle des upwellings est liée aux
fluctuations interannuelles des vents, les périodes d'upwellings intenses étant corrélées
aux périodes de vents forts à dominante N-NE, alors que les périodes de faibles
upwellings sont liées à des vents faibles à dominante NW -N (Roy, 1989).
•
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Années
·
Figure 18 : Variabilité interannuelle de l'upwelling de la côte sud
pour la période 1963-1986 (d'après Roy, 1989)
54

---

De plus, elle est concomittante de variations interannuelles des températures de surface
dans l'Atlantique tropical qui auraient une période de 10 ans environ, avec notamment
pour la période 1964-1990, des anomalies positives dans les années 64-70 et 76-83 et des
anomalies négatives en 1971-75 et après 1984 (Servain, 1991). Cette variabilité
interannuelle des températures océaniques de surface a très tôt été attribuée à un "El Niiio
atlantique" (Hisard, 1980 ; Merle, 1980 ; Servain et al., 1982). Des études plus
détaillées, menées en 1982-1984 dans l'Atlantique équatorial (programme Français Océan
et Climat dans l'Atlantique équatorial, FOCAL) ont permis de montrer que lors des
périodes d'El Nino intense dans le Pacifique, ce qui a été le cas en 1982-83 (Quinn et al.,
1987), il se développait, juste après le pic du El Nino et suite à un affaiblissement des
alizés au large des côtes du Brésil, des anomalies positives de température des eaux de
l'Atlantique tropical nord, qui s'étendaient ensuite à tout l'Atlantique tropical (Horel et
al., 1986 ; Servain, 1991). Les mécanismes de cette relation avec les phénomènes El
Niî10 du Pacifique ne sont pas encore bien connus mais semblent être en rapport avec la
perturbation du système de circulation atmosphérique zonale aux latitudes tropicales
(Horel et al., 1986; Tourre et al., 1987 ; Mahe, 1993 ; Servain et Merle, 1993).
3. Les saisons marines
A partir de l'évolution saisonnière des courants de surface et des upwellings,
Rebert (1983) a distingué 4 saisons marines dont la durée et la date d'apparition varient
selon les années (fig.19).
- une saison froide de type advectif à upwelling faible (novembre à janvier)
qui correspond à l'installation des alizés qui sont encore faibles et irréguliers. Les
courants généraux portent au Sud sur tout le plateau continental et il y a un
refroidissement des eaux qui restent cependant fortement stratifiées jusqu'en décembre
(fig. 19a). Le processus de refroidissement est irrégulier et semble lié principalement à des
ondes de Kelvin et de Rossby piégées à la côte qui se propageraient vers le Nord à partir
de l'équateur;
- une saison froide à upwelling fort (février à mai) qui coïncide avec la
période où les alizés sont intenses et stables (fig. 19b). Ces vents sont le moteur de la
circulation horizontale et verticale des eaux qui ne sont plus stratifiées. Sur la côte sud,
s'installe l'upwelling, dont le maximum d'intensité s'écarte peu à peu du littoral en allant
vers le Sud. Les courants de surface portent au Sud, entre les isobathes 20 et 100 m, et
présentent des vitesses maxima de l'ordre de 30 cms1. Mais, au Sud de Mbour et entre
une profondeur de 20 m et la côte, apparaissent des courants dirigés vers le Nord qui
transportent des eaux plus chaudes;
55

---

17130'W
17' l ,
/
a
b
r
~;,
. ,
,
16°N
16'N
15'
15'
14'
14'
VI
0\\
•
13'
3'
12°'110
12'
Figure i 9 : Saisons marines au Sénégal (d'après Rebert, 1983)
Circulation superficielle et isothermes (a et b) ou isohalines (c et d) de surface
a; Saison froide à upwelling faible et advection (novembre à janvier)
b: Saison froide à upwelling fon (février à mai)
c : Saison chaude homogène Guin à août)
d ; Saison chaude instable (septembre-octobre)

---

- une saison chaude homogène Guin-août) qui correspond à la remontée
vers le Nord de la Zone Inter-Tropicale de Convergence qui va repousser les alizés de
Nord-Est et donc supprimer l'upwelling sur la côte sud, tout en permettant la montée vers
le Nord des eaux tropicales, chaudes et salées, issues du contre-courant équatorial. Tout
le plateau continental présente des courants de surface dirigés vers le Nord, mais faibles
et instables (fig.l9c). Il s'installe une stratification des eaux avec une thermocline située
entre 20 et 60 m de profondeur ;
- une saison chaude instable (septembre-octobre) pendant laquelle se
produit la renverse des courants avec apparition sur le plateau nord de courants dirigés
vers le Sud (fig.19d). Par contre, au Sud de Dakar, les courants sont toujours dirigés
vers le Nord entre 0 et - 100 m et transportent les eaux guinéennes, chaudes et dessalées,
alors qu'au large, ils sont orientés vers le Sud. Cette présence de deux circulations
opposées donne une situation très instable sur le plateau sud.
C. LES HOULES ET LES COURANTS INDUITS
l. Généralités
Les données de houle et de courants sont rares. Il s'agit .en général de données
bateaux utilisées pour des études statistiques (Dwars, Heederik et Verhey Ingénieurs
Conseils, 1979) ou dans des modèles de propagation de la houle (Nardari, 1993). Les
mesures in situ sont très ponctuelles et un peu plus nombreuses sur la côte nord
(SOGREAH Ingénieurs Conseils, 1981 b ; Zeidler, 1982). Pour la côte sud, la seule
étude in situ disponible est celle réalisée par la SOGREAH Ingénieurs Conseils (l981a)
au large de Bargny.
Les côtes sénégalaises sont affectées par des houles d'origine lointaine et des
"mers du vent" locales (ou vagues) qu'il est souvent difficile de distinguer. Ces
mouvements ondulatoires peuvent engendrer des courants perpendiculaires (courants de
houle) et parallèles (courant de dérive littorale) à la côte.
a. Les houles
Deux principaux types de houles longues ("swells"), issues des hautes latitudes
(entre 40° et 60°) des deux hémisphères, atteignent les côtes sénégalaises (fig.20) :
- les houles de Nord-Ouest (N320° à 200E) sont issues de l'Atlantique nord
et sont présentes toute l'année. En arrivant à la côte, ces houles subissent des
phénomènes de réfraction. De plus, elles effectuent une rotation autour de la tête de la
presqu'île du Cap Ven, suite à des diffractions sur au moins trois points,: la pointe des
Almadies,le Cap Manuel et la pointe de Bel Air (Riffault, 1980) (fig.21).
57

---

Il s'ensuit donc des modifications de direction mais aussi un amortissement de la houle
quand elle atteint la Petite Côte, au Sud de Dakar;
-les houles de Sud-Ouest (N 180° à 2300 E) sont issues de l'Atlantique sud.
Elles n'affectent que la côte au Sud de Dakar et ceci uniquement de juillet à octobre. En
fait, la Petite Côte semble être la limite septentrionale de la zone d'action de ces houles.
En plus de ces deux grandes catégories de houle, le littoral peut être atteint par des
houles exceptionnelles d'Ouest (N260° à 270°E), se produisant en général entre octobre et
décembre, et qui seraient engendrées par des cyclones dans la mer des Caraibes. Elles
doivent correspondre aux "raz de marée" signalés depuis longtemps le long de la Langue
de Barbarie où ils déclenchaient des ruptures du cordon littoral (Louise, 1918; Debaud,
1950). Elles pourraient avoir joué un rôle dans la rupture de la Pointe de Sangomar en
février 1987 (Nardari, 1993).
PourcenLages de probabilité d'une houle de direcùOII dolUlée
100
200
400
600
80"
1000
q
1200
~
0~
1400
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il
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2600
b
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3200
3400
3600
2
3
4
5
6
7
8
9
10
I l
12
Mois
Figure 20 : Directions des houles au large des côtes sénégalaises en pourcentages
de probabilité selon les mois. Période 1991-début 1993
(d'après Nardari, 1993)
58

---

]1"4C;l'W
17"
16"50
.~
14"50'N
N
\\\\,
, .-
\\, ..•.
r 14"40'
0
10 km
,
1
Figure 21 : Modifications de direction des houles de Nord-Ouest
(d'après Riffauh, 1980)
- -
Crêtes de houle
- - - - -> Orthogonale
- - - -:> Dérive liuoralc
Les caractéristiques moyennes de ces grands types de houle en eau profonde sont
indiquées dans le tableau suivant (Nardari, 1993).
Tableau 4 : Caractéristiques en eau profonde des Jwules longues
au large des côtes sénégalaises (d'après Nardari, 1993)
Types de houles
Période
Hauteur
Longueur d'onde
Puissance avant
moyenne
moyenne
moyenne
déferlement
NW (N320 à 200 E)
6,3 s
1,67 m
62m
18 kW.m- 1
SW (N 180 à 2300 E)
5,7 s
1,49 m
51 m
Il kW.m- 1
W (N260 à 2700 E)
6,8 s
1,80 m
73m
22,7 kW.m- 1
Toutes ces houles sont donc courtes, de hauteur moyenne inférieure à 2 m et de faible
cambrure (0,025 à 0,029).
59

---

b. Les "mers du vent" (vagues d'origine locale)
Ce peuvent être des vagues plus ou moins régulières qui sont engendrées par les
vents locaux et se superposent aux houles d'origine lointaine. Les caractéristiques de ces
vagues sont liées à celles des vents (fig.22). Elles sont en général de faible hauteur (0,65
à 1,35 m), les maxima s'observant pendant la saison des alizés de Nord-Est; leur période
varie entre 3 et 5 secondes et elle ne dépasse 4 secondes que lorsque les vitesses des
vents deviennent supérieures à 6 m.s· 1 (Nardari, 1993).
1 Force du vent (noeuds)
* Hauteur de la "mer du venl" (décimèlres)
~ 13
"* Période de la "mer du vent" (secondes)
j
'"
~
12
~
'C
II
&
2
3
5
6
7
8
9
10
II
12
Mois
Figure 22 : Caractéristiques des "mers du vent" au large des côtes sénégalaises..
Période 1991-début 1993 (d'après Nardari, 1993)
Les auteurs ne s'entendent pas sur leur importance dans la dynamique littorale.
Pour certains (Masse, 1968 ; Dwars, Heederik et Verhey Ingénieurs Conseils, 1979),
elles ne jouent qu'un rôle mineur, contribuant seulement à renforcer ou diminuer l'action
des houles. Pour d'autres (SOGREAH Ingénieurs Conseils, 1981a ; Nardari, 1993),
elles ne doivent pas être négligées, notanunent pendant la période des alizés de Nord-Est.
60

---

c.Les courants induits par les houles
Ils peuvent être de deux types:
- des courants perpendiculaires à la côte, toujours présents, intrinsèques à
la houle. Leur rôle dans le transport sédimentaire "onshore-offshore" semble dépendre
surtout de la cambrure des houles (Masse, 1968 ; Dwars, Heederik et Verhey Ingénieurs
Conseils, 1979). C'est ainsi qu'une cambrure supérieure à 0,03 entraînerait
préférentiellement les sédiments de la plage vers le large, alors que pour des cambrures
inférieures à 0,025, ce serait l'inverse. Si l'on considère les caractéristiques moyennes
des houles décrites ci-dessus, la plupart des houles se situeraient entre ces deux limites ce
qui peut signifier une forte limitation des mouvements "onshore-offshore" mais aussi un
rôle primordial des fortes houles;
- des courants parallèles à la côte ou courants de dérive littorale qui sont
engendrés par une obliquité de la houle au rivage. La présence de tels courants, dirigés
globalement du Nord vers le Sud, est attestée par les différentes flèches littorales
allongées vers le Sud, les plus longues étant la Langue de Barbarie et la Pointe de
Sangomar. De nombreux auteurs ont essayé de calculer ou d'estimer la capacité de
transport de ces courants (Barusseau, 1980; Sali, 1982). Ces données montrent une nette
différence entre la côte nord et la côte sud, cette dernière étant caractérisée par des
transports sédimentaires plus limités (10500 à 300 ()()() m3 par an contre 200 ()()() à 1 500
()()() m3 par an sur la côte nord).
2. Les houles et courants dans la baie de Gorée
La situation de la baie de Gorée, bien protégée par la tête de la presqu'île du Cap
Vert, détermine des conditions de houles particulières qui la distinguent non seulement de
la côte nord, mais aussi du reste de la côte sud. L'exploitation des rares données
disponibles a permis de préciser ces particularités hydrodynamiques.
a. Les houles
Tout d'abord, en ce qui concerne les directions de houle, les corrélations
effectuées, à partir des données de la SOGREAH Ingénieurs Conseils (1981 a), entre les
mesures in situ, par 13 m de profondeur (en un point de coordonnées l4°39'N et
17° 14'W) et les données bateaux (données au large) relevées aux mêmes périodes ont mis
en évidence les phénomènes suivants:
- les directions NW à NE (N31O° à N50°), qui sont les directions
dominantes au large (80% des houles), correspondent toutes, à une profondeur de 13 m,
à des directions S à WSW (N150° à N2100), avec prédominance de la direction SW
61

---

(N2200-N2300). Ceci représente une réduction de l'angle d'approche des houles de 70 à
1800. Ce sont les plus fortes modifications d'angle observées;
- les directions WNW (N2900-N30û0) subissent également de fortes
réductions d'angle (d'environ 100°), ce qui correspond à des directions de N 190° à N
195° (secteur sud) à - 13 m;
- les houles de direction WSW (N2500-N2600) sont les moins déviées
(diminution d'angle inférieurè à 30°) ; elles parviennent à - 13 m de profondeur avec une
direction minimum de N200" ;
- les houles de direction SE à SSW (NI400-N20û0) se transforment en
houles de SW à S avec une augmentation de l'angle de 20 à 70° ;
- les directions d'est, qui sont rares (2%), connaissent également une
augmentation de la valeur d'angle jusqu'à atteindre une direction N2200-N230°.
Ces modifications de direction des houles sont dues aux phénomènes de réfraction
et aux diffractions successives sur la tête de la presqu'île du Cap Vert. Ce sont les houles
de Ouest-Sud-Ouest à Sud-Ouest, longtemps sous-estimées, qui subissent le moins de
changements de leur direction. Elles arrivent dans la baie de Gorée sans être diffractées et
donc sont certainement plus énergétiques que les houles de Nord-Ouest, ce qui semble
confirmé par les modèles de propagation de houle (Nardari, 1993) (fig.23). Elles doivent
néanmoins être réfractées, notamment sur les hauts-fonds situés entre Mbao et Bargny
avec, par conséquent, des variations locales de l'énergie arrivant à la côte.
L'étude, pour ces mêmes données, du rapport entre la hauteur de la houle
observée au large et celle relevée par 13 m de profondeur a nécessité une petite
transformation des données enregistrées par le houlographe dans la mesure où celui-ci
donnait les valeurs de Hl (= Hm",,). La hauteur significative de houle Hs correspondante
a été déterminée en utilisant la formule proposée par le "Shore Protection Manual"
(U.S.Army Corps of Engineers, 1984) : Hs = 0,599 Hl. Pour les données au large, les
hauteurs moyennes données par les bateaux ont été considérées comme étant les hauteurs
significatives en eau profonde Ho. Toutes directions confondues et pour un nombre total
de mesures de 159, le rapport HJHo varie entre 0,07 et 0,9 avec une valeur moyenne de
0,32, ce qui représente une réduction moyenne des hauteurs de houle de 68%
entre le large et 13 m de profondeur. Si l'on considère par secteurs de provenance, on
obtient les résultats suivants (tab.5) :
Tableau 5: Valeurs nwyennes des rapports des hauteurs de houle entre le large et une
profondeur de 13 m dans la zone de Bargny (d'après les données SOGREAH, 1981a)
Secteurs
NWàNE
WNWàWSW
SW àS
S àSE
SEàNE
Nbre données
138
4
15
4
3
Rapport HJHo
0,32
0,62
0,44
0,25
0,28
62

---

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17
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Hauteur des houles
'm
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4m
~
o
100 km
3m
2m
o
lm
o
Figure 23 : Modèles de propagation des houles le long de la Petite Côte
Ua chiffres donnent Ica puissances
(d'après Nardari. 1993)
.
dca houlea en kW.m-1 de crête
a : Houles de NW
b : Houles de SW
c : Houles d'W

---

On observe donc une forte réduction des hauteurs pour les houles provenant des
secteurs NW à SE, alors que celles provenant des secteurs SW à S et surtout WNW à
WSW sont les moins réduites en hauteur (38 à 56%). Ces réductions de hauteur sont
également attribuées aux phénomènes de diffractions et de réfraction des houles, ainsi
qu'à la largeur importante du plateau continental au Sud de Dakar qui entraîne un
amortissement important.
Ces modifications de direction et de hauteur des houles entre le large et la zone
prélittorale avaient conduit la SOGREAH Ingénieurs Conseils (1981a) à définir un
secteur utile, regroupant les directions de houle au large comprises entre N175 et N275°
(houles de Sud à Ouest-Nord-Ouest). Toutes les houles provenant d'autres secteurs sont
tellement amorties par les phénomènes de diffraction et de réfraction qu'elles détenninent
une situation calme dans la zone de Bargny. Or, au large, les houles qui appartiennent au
secteur utile ne représentent qu'environ 18 % des houles arrivant sur le plateau
continental au Sud de Dakar. Ces houles sont présentes essentiellement en hivernage
(Nardari, 1993).
Ainsi, il apparaît que la plupart des houles parvenant dans la baie de Gorée sont de
faible hauteur (0,5 à 1 m) et de courte période (inférieure à 8 secondes). Les houles
modérées (1,75 m) à fortes (2,75 à 3,75 m) proviennent essentiellement du secteur sud
(NI80° à 195°) ; elles sont issues de l'Atlantique sud et se produisent surtout entre juin et
octobre. Ces infonnations indiquent donc pour la zone d'étude un climat de houle très
particulier que l'on a résumé dans le tableau suivant (tab.6).
Tableau 6 : Climat des hou/es dans la baie de Gorée
Saison sèche
Houles de NW dominantes mais diffractées donc faibles.
(novembre à juin)
peu énergétiques. Rares houles d'W énerJ?;étiques
Saison des pluies
Houles de SW dominantes,
modérées à fortes,
(juillet à octobre)
énergétiques
.
Ce schéma contraste avec ce qui existe sur la côte nord où la saison des fortes
houles est la saison sèche, avec des houles de Nord-Ouest très énergétiques (cf.tab.l).
64

---

Les conditions extrêmes de la houle à la côte ont été déterminées par Dwars,
Heederik et Verhey Ingénieurs Conseils (1979) et la SOGREAH Ingénieurs Conseils
(198la) (tab.7).
Tableau 7: Conditions extrêmes des houles sur la Petite Côte
(*Ce chiffre est donné par les auteurs à titre indicatifcar basé sur un échantillonage trop
court : 27 ans).
Données utilisées
Hauteurs des houles
Temos de retour
Sources
Données bateaux (14°-16°N 1
3,5 m
lan
Dwars,Heedcrik et Vcrhcy
2CY'W). Période 1961-1967.
Sm
\\0 ans
IngénieursCons.(1979)
1200 observations
6m
100 ans
Données bateaux (13°30'- 1SON 1
2,25 m
2 ans
SOGREAH Ingénieurs
17-18°W). Période 1954-1980.
2,9 m
5 ans
Cons. (198 la)
6186 observations
3,4 m
\\0 ans
3,95 m
20 ans
5,15* m
100 ans
Les différences observées entre ces deux sources de données sont sans doute liées
à l'échantillonnage, nettement plus important et couvrant une période de temps plus large
dans l'étude de SOGREAH Ingénieurs Conseils (l981a).
b. Les courants
D'après Dwars, Heederik et Verhey Ingénieurs Conseils (1979), les transports
sédimentaires dans le secteur Mbao-Bargny seraient essentiellement dûs' aux courants
perpendiculaires à la côte avec, lors des fortes houles, des départs de sédiments vers le
large. Par contre, la dérive littorale serait faible et n'interviendrait qu'à long terme, pour
modeler une morphologie de la baie en demi-coeur. Des calculs réalisés dans la zone de
Bargny ont estimé la vitesse du courant de dérive littorale à 0,8 m.s-l (Demoulin, 1967) .
Cependant, il est vraisemblable que cette valeur soit surestimée, car basée sur une houle
de période 15 secondes et de hauteur 1,4 m, c'est-à-dire beaucoup plus longue que ce qui
est observé en moyenne dans ce secteur.
Enfin, il a été signalé la possibilité d'une divergence des courants de dérive
littorale dans la région de Rufisque qui serait due à l'épanouissement des orthogonales de
houle après diffraction autour de la presqu'île du Cap Vert mais aussi à l'arrivée des
houles de SW (Masse, 1968). Ce même auteur considère que, entre Hann et Rufisque, la
dérive littorale est de toute façon faible et peut changer de sens.
65

---

D. LE NIVEAU MARIN
Le niveau marin détennine, en relation avec le niveau terrestre, la ligne de rivage.
Il varie à de très nombreuses échelles de temps et d'espace (Fairbridge et Jelgersma, 1990;
Emery et Aubrey, 1991). Pour ce qui concerne cette étude, seules les variations du niveau
marin de durée diurne, annuelle, interannuelle et séculaire seront considérées.
1. Les marées
D'après Marshall (1977), la marée au large du Sénégal est constituée des composantes
principales suivantes (tab.8).
Tableau 8: Composition de la marée au large du. Sénégal
(marégraphe situé à 14 °16 'N, 17'22W) (Marshall, 1977)
Composantes
Amplitude (m)
Lunaire principale
M2
0,455
Solaire principale
S2
0,174
Lunaire elliptique
N2
0,098
Luni-solaire semi-diume
K2
0,049
Luni-solaire diurne
KI
0,050
Lunaire diurne principale
01
0,041
Ces données permettent de détenniner le paramètre F, rapport entre la somme des
amplitudes des deux composantes diurnes principales (KI et 0 1) et la somme des
amplitudes des deux principales composantes semi-diurnes (M2 et S2), qui définit la
période donùnante de la marée.
Cette valeur de F caractérise les marées senù-diurnes (F < 0,25) (Bearman, 1989).
Le marnage, faible, varie entre 1,2 et 1,6 m en marée de vives eaux et 0,5-0,6 m
en marée de mortes eaux. Le niveau moyen à Dakar est de 1,01 fi. Notons qu'il n'y a pas
de différence significative dans les heures et les hauteurs de marée entre Dakar et
Rufisque. Les courants de marée sont faibles avec des vitesses maxima inférieures à 0,15
m.s- I (Domain, 1976 ; Rebert, 1983).
66

---

2. Les variations saisonnières
Les enregistrements du marégraphe de Dakar (1943-1965), conservées au
Pennanent Service for Mean Sea Level (P.S.M.S.L.), montrent l'existence de variations
saisonnières du niveau moyen de la mer avec un minimum entre janvier et' mars-avril et
un maximum entre juiIlet et septembre, plus rarement novembre (tab.9). Au cours des Il
années d'enregistrement du marégraphe, les écarts saisonniers du niveau marin ont varié
entre 9,4 et 24,7 cm, soit une moyenne de 20,15 cm. De plus, certaines années, les
courbes présentent un maximum secondaire en novembre (fig.24).
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7100
1
•
. 6'!00
•••
x
•
x
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•
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2
4
6
1
10
12
Mois
Figure 24 : Variations saisonnières du niveau marin à Dakar.
Période 1959-1961 (d'après les données du P.S.M.S.L.)
--B--
1959
--K-- 1960
_
1961
67

---

Tableau.9: Variations saisonnières du niveau marin à Dakar
Période 1943-1965 (d'après données P.S.M.S.L.)
(H est la hauteur moyenne mensuelle du niveau marin)
(Le niveau marin à Dakar est donné par rapport à un niveau de référence local défini en
1965 et situé à 8,3 m au-dessous du repère scellé du puits du marégraphe de Dakar, soit à
environ 6 m au-dessous du zéro du Service Hydrographique de la Marine et 7 m au-
dessous du zéro de l'Institut Géographique National)
Années
Minimum
Maximum
Ecarts saisonniers
Mois
H(mm)
Mois
H(mm)
maxima (cm)
194j
Mars
6850
Nov
7097
24,7
1944
Février
6889
Août
7092
20,3
1953
Février
6889
Août
7103
21,4
1958
Février
6898
Août
7116
21,8
1959
Février
6907
Juillet
7063
15,6
1960
Mars
6852
Juillet
7089
23,7
1961
Janvier
6911
Août
7161
25
1962
Janvier
6909
Août
7070
16,1
1963
Février
6983
Août
7077
9,4
1964
Avril
6909
Juillet
7123
21,4
1965
Janvier
6900
Sept
7123
22,3
ET.. ART SAISONN 1ER MUYEN
20,15 cm
Doniol (1956) avait à l'époque mis en évidence une corrélation positive entre les
variations saisonnières du niveau moyen de la mer à Dakar et celles de la densité et
surtout de la température des eaux de surface. Verstraete (1985) a montré que ces
variations étaient liées d'abord aux upwellings. En effet, ceux-ci interviennent de deux
manières. D'une part, ils engendrent des diminutions de température et de salinité (et
donc de- densité) des eaux qui réagissent en diminuant leur volume (effet stérique) ;
d'autre part, ils sont dûs aux alizés de NE qui chassent les eaux de surface vers le large et
donc abaissent le niveau marin à la côte, alors qu'en dehors des périodes d'upwelling, les
vents de mousson de SW ont plutôt tendance à accumuler les eaux de surface à la côte
(Louise, 1918; Rebert, 1983). Ceci explique que les minima du niveau moyen de la mer
correspondent à la période de l'upwelling (saison sèche) alors que les maxima
s'observent pendant la saison des pluies. Le minimum secondaire parfois présent sur les
courbes de variation saisonnière du niveau marin pourrait correspondre au
refroidissement des eaux en profondeur, dû à l'advection vers le Nord des Eaux
Centrales de l'Atlantique Sud (E.C.A.S.) observée en septembre-octobre (Verstraete,
1985).
De telles corrélations entre les variations saisonnières du niveau marin et les
upwellings ont été signalées également le long des côtes de Californie (Lafond, 1939).
68

---

Un autre facteur qui pourrait intervenir dans ces variations saisonnières est la
pression atmosphérique. Cependant, ses variations sont faibles, de l'ordre de 1,5 mb à
l'échelle annuelle, ce qui correspondrait à une variation du niveau marin d'environ 1,5
cm, insuffisante pour expliquer les écarts saisonniers du niveau marin (Rebert, 1983).
3. Les variations interannuelles
La courbe de variations du niveau marin moyen annuel à Dakar montre une
variabilité interannuelle qui est toutefois de plus faible amplitude que la variabilité
saisonnière (fig.25a). Cest ainsi que, par exemple, entre 1959 et 1961, la variation du
niveau marin moyen annuel fut de 5,7 cm (fig.25a). Plus récemment, lors du programme
Français Océan et Climat dans l'Atlantique équatorial (FOCAL), réalisé en 1982-84, le
marégraphe installé au large de Dakar a enregistré, entre mai et novembre 1984, un
niveau marin situé à environ 8 à JO cm en-dessous de sa moyenne climatique. Cette
anomalie a été expliquée par l'existence de fortes advections d'eaux froides en surface,
provoquées par une réponse de l'Atlantique à l'évènement El Nino exceptionnel observé
dans le Pacifique en 1982-83 (Verstraete, 1986 et 1989). Il est remarquable de constater
que la forte variabilité interannuelle enregistrée à Dakar à la fin des années 50 s'observe
aussi à la station de Takoradi au Ghana, avec une chute du niveau marin de 6,5 cm entre
1955 et 1958, suivie d'une remontée de 10 cm environ jusqu'en 1963 (fig.25c). Quant à
l'évènement de 1983, il semble enregistré à la station de Santa Cruz de la Palma (Iles
Canaries) avec une chute du niveau marin moyen annuel de 18 cm entre 1980 et 1983,
suivie d'une brutale remontée entre 1983 et 1985 (fig.25b). Ces années correspondent
justement à des évènements El Nino de forte intensité en 1957-58 et de très forte intensité
en 1982-83 (Quinn et al., 1987).
Il y aurait donc bien une relation entre variabilité interannuelle du niveau marin et
les évènements El Nino exceptionnels qui, dans la région de Dakar, se ferait par
l'intermédiaire d'une variation interannuelle des upwellings (Roy, 1989). Cependant,
d'autres phénomènes doivent également intervenir puisqu'on n'observe pas, dans les
courbes de variations du niveau marin moyen annuel des différentes stations déjà citées,
une périodicité semblable à celles caractérisant les phénomènes El Nino.
4. Les variations séculaires et les tendances futures
La plupart des estimations du taux d'élévation relative du niveau marin pour le
dernier siècle, faites après correction du réajustement glacio-isostatique (Clark et al.,
1978 ; Peltier, 1990), varient entre + 1 et + 2 mm par an (Gornitz et al., 1982 ; Gornitz et
Lebedeff, 1987 ; Bamett, 1990 ; Douglas, 1991), ce qui est nettement inférieur aux
variations annuelles et interannuelles du
niveau marin
(Sturges,
1990).
69

---

DAKAR (Sénégal) - 1943-1965
SANTA CRUZ DE LA PALMA (Canaries)
(W38'N 17"27'W)
1959-1988 (28°41'N
17°45'W)
. 2 3 0 . . , . . . - - - - - - - - - - - - ,
7030 "'T"'------------,
y = 4254.0 + 1,4028.
R2 = 0;1.72
220
§
c
~
C
M
.~ ~ 210
~ C
~ Iii
~ ~
Z ê
...>.0g
200
y = IOS8,I - 0,42814.
R2 = 0.360
a
b
697014----.-------,-------1
190 - + - - - . - - - - - - , - - - - - r - - - - - 1
1940
19S0
19S0
1960
1970
1980
1990
1960
1970
TAKORADI (Ghana) - 1930-1965
TEMA (Ghana) - 1963-1981
W53'N 1°45'W)
W37'N OOE)
7 2 0 0 . . , . - - - - - - - - - - - - ,
70S0 . . , . . . - - - - - - - - - - - .
y = 1097,6 + 3.0S33.
R2 = 0,660
7000
69S0 -
y = S081,7 + 0,97018.
c
d
R2 = 0.026
6900-+----,---...,..---,-----.---1
6900 -+----:--y--
,----,.,------4
1920
1930
1940
19S0
1960
1970
1960
1970
1980
1990
Figure 25 : Variations interannuelles du niveau marin en quelques stations de
l'Atlantique tropical est (d'après les données du P.S.M.S.L. et de
l'Institut Espagnol d'Océanographie pour la station des Canaries)
70

---

Les différences observées entre ces taux tiennent tant au nombre, à la répartition
géographique et à la longueur d'enregistrement des stations marégraphiques utilisées -en
général, celles répertoriées par le Pennanent Service for Mean Sea Level (p.S.M.S.L.) -
qu'aux méthodes appliquées pour obtenir le taux d'élévation du niveau marin (Pirazzoli,
1989a ; Gomitz et al., 1993 ; Groger et Plag, 1993). Les deux principales causes
invoquées pour expliquer cette élévation séculaire du niveau marin sont l'expansion
thennique des couches supérieures des océans et la fonte des glaciers. La participation de
l'expansion thennique des océans à l'élévation du niveau marin pourrait varier entre +
0,14 et + 0,45 mm par an (Gomitz et Lebedeff, 1987) alors que la fonte des glaciers de
montagne et des petites calottes glaciaires contribuerait pour environ + 0,46 mm par an
(Etkins et Epstein, 1982; Meier, 1984 et 1990). Warrick et Oerlemans (1990) suggèrent
également une participation de la calotte glaciaire du Groënland de l'ordre de + 0,23 mm
par an alors que Meier (1990) propose plutôt un épaississement de cette caloue glaciaire,
entraînant une diminution du niveau marin d'environ 0,45 mm par an.
Pour les côtes nord-ouest africaines, trois stations marégraphiques sont en général
utilisées: Santa Cruz de Tenerife aux Canaries ainsi que Takoradi et Tema au Ghana,
parce qu'en fait, ce sont les seules qui présentent des données sur une assez longue
période de temps (fig.25). Le tableau 10 donne les taux moyens d'élévation du niveau
marin, obtenus en général par la pente des droites de régression linéaire.
Tableau 10 : Taux moyens d'élévation du niveau marin pour 3 stations marégraphiques
de l'Atlantique tropical est.
(Pirazzoli, 1986 : suppression des oscillations locales du niveau marin par la métlwde de
moyennage dite de Gutenberg .. Verstraete, 1989 : pas de corrections ,. Douglas, 1991 :
filtrage des variations interannuelles et correction de l'effet du réajustement glacio-
isostatique: Emery, 1991 : pas de corrections)
Stations
Période
Taux moyen d'élévation du
considérée
niveau marin (mm par an)
Santa Cruz de Tenerife
1927-1974
2,4 ± 0,7 (pirazzoli, 1986)
(28°29'N, 16°14'W)
1927-1974
2,6 ± 0,5 (Verstraete, 1989)
1927-1988
1,8
(Dou~las, 1991)
Takoradi (4°53'N, 1°45'W)
1930-1969
3,4 ±0,6 (Verstraete, 1989)
Tema (5°37'N, OOE)
1963-1982
1 (Emery et Aubrey, 1991)
Les taux moyens d'élévation du niveau marin, pour cene partie de l'Atlantique, sont donc
compris entre 1 et 3,4 mm par an, soit une moyenne de 2,4 mm par an.
On peut cependant se poser la question de la qualité de ces données. Cest ainsi
que, pour les responsables de l'Institut Espagnol d'Océanographie, les données de la
71

---

station de Santa Cruz de Tenerife sont peu fiables et ils préfèrent utiliser celles fournies
par la station de Santa Cruz de La Palma (Fermandez F.M., comm.écrite). Or, cette
dernière station indique plutôt une diminution relative du niveau marin, à l'exception de
la période 1959-1969 qui est trop courte pour être représentative (fig.25b). Quant aux
stations situées au Ghana, elles sont également sujettes à caution - et ceci
indépendamment des problèmes techniques signalés pour Takoradi et la période
postérieure à 1966 (Spencer et Woodworth, 1991) - parce qu'elles sont situées dans une
zone tectoniquement instable où ont été enregistrés de nombreux séismes de magnitude
moyenne (Bacon et Banson, 1979 ; Bellion et al., 1984 ; Ambraseys et Adams, 1986 ;
Bellion et Robineau, 1986). Cette activité sismique, particulièrement marquée aux
alentours d'Accra - où se trouve la station de Tema - serait à mettre en relation avec la
présence d'une faille côtière orientée WSW-ENE, plus ou moins parallèle à la côte dont
elle n'est distante que de 3 à 10 km. Cette faille est connectée avec un autre accident
majeur d'orientation NE-SW, la faille d'Akwapim, vraisembablement liée à la zone de
fracture de Romanche (Blundell, 1976). Enfin, le problème de la longueur des
enregistrements reste entier. Presque toutes les stations concernées ont des longueurs
d'enregistrement inférieures à 50 ans ce qui biaise les données qui sont alors influencées
par le grand nombre de variations interannuelles du niveau marin (Douglas, 1991). De
même, Jensen et al. (1993) ont montré, pour les marégraphes allemands, que plus la
période considérée est courte, plus fort est le taux d'élévation du niveau marin et ceci
pour des différences de 5 ans seulement.
Quant à la station de Dakar, elle ne comprend que II années d'enregistrement
mais réparties sur 24 ans (1943-1965) avec un degré de confiance de 0,99 (Emery et
Aubrey, 1991). Le taux d'élévation du niveau marin, détern1iné par la pente de la droite
de régression linéaire est de 1,4 mm par an (fig.25a), ce qui est cohérent avec les données
moyennes. Cependant, les restrictions évoquées plus haut quant à l'influence du nombre
d'années d'observation restent valables. Il faut donc considérer ces taux avec précaution.
Un autre débat important actuellement est celui de l'élévation future du niveau
marin en relation avec un réchauffement de l'atmosphère dû au rejet des gaz à effet de
serre. Les modèles utilisés ont prédit - dans le cas où des mesures de restriction des
émissions des gaz à effet de serre n'étaient pas prises - une élévation moyenne de la
température globale de oyc par décade, c'est-à-dire une élévation de 1°C d'ici 2025 et
de 3°C d'ici 2100 (Houghton et al. , 1990). Ce réchauffement global de l'atmosphère
devrait déterminer une expansion thermique des océans et la fonte des glaciers de
montagne et peut-être des calottes glaciaires avec pour conséquence une accélération de
l'élévation du niveau marin. L'Intergovernmental Panel on Climate Change (I.P.c.c.) a
proposé un certain nombre de scénarios d'élévation du niveau marin, qui ne tiennent
compte que de ces deux phénomènes (Warrick et Oerlemans. 1990).
72

---

On prévoyait ainsi, pour l'année 2100 (fig.26) :
- qu'en l'absence de mesures de réduction des émissions de gaz à effet de
serre, l'élévation du niveau marin serait comprise entre 31 et 110 cm, soit un taux
d'élévation du niveau marin compris entre 2,8 et 10 mm par an ;
- qùe si des politiques de réduction des émissions étaient appliquées,
l'élévation du niveau marin serait réduite (12 à 78 cm en 2100, soit 1,1 à 7,1 mm par an).
La persistance d'une accélération de l'élévation du niveau marin était attribuée notamment
à l'inertie thermique des océans. Des études plus récentes ont légèrement revu à la baisse
ces données. En effet, on estime que, en cas de non réduction des émissions des gaz à
effet de serre et pour l'estimation moyenne, l'élévation du niveau marin sera de 50 cm
d'ici 2100, et non plus 66 cm (Wigley et Raper, 1992).
Des recherches ont été entreprises pour essayer de déceler cet impact du
réchauffement climatique, dû à l'augmentation du taux atmosphérique des gaz à effet de
serre, sur les variations récentes du niveau marin. Ainsi, certains auteurs ont eu à
constater une accélération récente de l'élévation du niveau marin qu'ils font démarrer au
début des années 30 (Braatz et Aubrey, 1987 ; Gomitz et Lebedeff, 1987) ou dans les
années 70 (Emery, 1980). Mais d'autres auteurs contestent une telle évolution et
proposent même, pour certaines zones, une diminution du taux d'élévation du niveau
marin tout en mettant l'accent sur la difficulté à déceler une telle accélération (Bamett,
1984; Bryant, 1987 ; Pirazzoli, 1989b ; Woodworth, 1990; Douglas, 1991). Enfin,
quelques auteurs contestent même l'existence d'une relation entre le réchauffement
climatique et l'augmentation anthropogénique des gaz à effet de serre, a fortiori avec le
niveau marin (Bryant, 1987 ; Pirazzoli, 1989a).
Les avis sur l'existence d'un risque d'accélération du taux d'élévation du niveau
marin suite à un réchauffement climatique d'origine anthropique sont donc très partagés.
Mais, si l'on admet que le réchauffement global de l'atmosphère est une réalité et si l'on
se situe dans une perspective de définition d'une politique de gestion à long terme des
zones côtières, il apparaît évident que l'on ne peut occulter la possibilité d'une telle
accélération de l'élévation du niveau marin qu'il faudra donc prendre en compte comme
une variable. Ceci n'invalide pas la nécessité de recherches plus approfondies afin de
lever l'équivoque sur cette question.
73

---

,
a
Pas de rédudtion des émissions'
•
•
100
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•
Ê
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Basses
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2000
2025
2050
2075
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Scénarios
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Basses
0
2000
2025
2050
2075
2100
Scénario B : Règlementation des émissions de CO, arrêt des déboisements, augmentation de la part du gaz
naturel dans les sources d'énergie, application du protocole de Montréal
Scénario C : Energies renouvelables et énergie nucléaire mises en oeuvre lors de la deuxième moitié du
prochain siècle, abandon des CfC, limitation des émissions d'origine agricole
Scénario D : Mise en oeuvre dès la première moitié du siècle prochain des énergies renouvelables et de
l'énergie nucléaire, réduction des émissions de C02 à 50% des niveaux de 1985 vers le milieu
du siècle prochain
Figure 26 : Tendances futures de l'élévation du niveau marin
(d'après Warrick et Oerlemans, 1990)
74

---

E. CONCLUSIONS
A l'issue de cette revue des agents dynamiques naturels susceptibles d'intéresser
l'évolution du littoral rufisquois, il est possible de tirer les conclusions suivantes.
Tout d'abord, les côtes sénégalaises, dans leur ensemble, sont, compte tenu du
faible marnage « 2 m), des côtes microtidales où l'énergie est fournie principalement
par les houles (Davies, 1964). Mais d'autres agents dynamiques, tels que les vents ou les
variations du niveau marin influencent également l'évolution du littoral. Si l'on considère
l'ensemble des agents dynamiques et leurs variations saisonnières, plusieurs constats
s'imposent:
- les vents, en tant qu'agents potentiels du transport des sables au sein de
la zone littorale, ne sont efficaces (vitesses ~ 4,5 m.s·l , Verger et al" 1972) que pendant
la saison sèche et en particulier, de mars à mai, où les vitesses maxima sont atteintes. Par
contre, pendant l'hivernage, les vents moyens sont de trop faible vitesse et seuls les
coups de vent, fréquents en cette saison, mais de courte durée, peuvent mobiliser des
sables. Du point de vue direction, les vents de secteur N à NE, présents de novembre à
février, font un léger angle avec la côte alors que ceux de direction NW, qui s'installent
entre mars et mai, sont parallèles à la côte, renforçant ainsi les upwellings. Ce type
d'orientation des vents par rapport à la côte favoriserait les transports sédimentaires
parallèlement à la côte. Par contre, en hivernage, les vents, qui ont une forte composante
ouest, vont être dirigés vers la côte et donc accompagner les houles de SW, présentes en
cette période de l'année. Or, une telle situation renforce l'action destructrice des houles et
favorise l'installation d'un contre-courant sur le fond, dirigé vers le large. Il faut,
cependant, tenir compte du fait que ces vents sont en moyenne de faible vitesse, ce qui
doit nuancer leur influence sur le transport ;
- les houles sont très fortement modifiées. par la situation particulière de la
zone d'étude, à l'abri de la presqu'île du Cap Vert. C'est ainsi que l'on ne note pas de
variations saisonnières dans la direction des houles, celle-ci étant presque toujours de
secteur SW à S, soit parce qu'il s'agit de houles venant de ce secteur (en hivernage), soit
parce qu'il s'agit de houles de NW diffractées par la tête de la presqu'île du Cap Vert. Ce
schéma peut cependant être altéré par l'arrivée, en général en saison sèche, de houles
d'Ouest très énergétiques. En termes de hauteur, les houles les plus hautes sont celles
originaires du Sud-Ouest, parce que les houles de Nord-Ouest perdent beaucoup de leur
hauteur (68% en moyenne) par les processus de diffraction et de réfraction;
- les variations saisonnières du niveau marin, engendrées en grande panie
par la présence et l'absence des upwellings, sont relativement importantes (écart
saisonnier compris entre 9 et 25 cm). On note, eneffet, un abaissement du niveau marin
en saison d'upwellings et une remontée quand ils disparaissent.
75

---

La figure 27 résume l'ensemble de ces observations.
SAISON SECHE
HIVERNAGE
(OClObre à mai)
(juin à sepleI11bre)
VENI'S LE SW »
HOUlESŒSW
HOUlESŒSW
--~
(NW diffraetœs)
NIVEAU MARIN
CONDITIONS NORMALES
CONDITIONS NORMALES
- Vents efficaces, favorisant un transport parallèle
- Vents peu effICaces, à ~te ouest. .
au rivage
favorisant un transport des sédiments ven; le large
- Houles de NW diffractées, de faible énergie
par le biais d'un contre-COIIIllJ1t sur le fond
- Upwellings installés, donc bas niveau marin
- Houles de SW non diffrac:lft:s, plus énagérique:s
- Disparition des upwellings et remontée du niveau
mann
CONDITIONS EXCEPTIONNELLES
CONDlTl0NS EXCEPTIONNELLES
Houles d'W lI'ès énagétique:s
Coups de vent
Figure 27 : Principaux agents dynamiques intervenant dans la zone littorale, scion les saisons
Il apparaît donc que, si l'on excepte les phénomènes exceptionnels de courte
durée, c'est pendant l'hivernage que les conditions dynamiques sont les
plus favorables à une érosion du littoral, contrairement à ce qui est observé sur la
côte nord. C'est d'ailleurs ce qui avait été constaté à Rufisque par Owars, Heederik et
Verhey Ingénieurs Conseils (1979) qui indiquent que les phénomènes d'érosion s'y
produisent en hivernage, à l'occasion des houles de tempête pendant une période de
niveau élevé de la mer.
76

---

III. LES ACTIVITES HUMAINES
Les phénomènes d'érosion côtière peuvent ne pas avoir que des causes naturelles.
L'homme, par ses activités, peut interférer avec les agents naturels de contrôle de la zone
littorale (Morton, 1979; Pilkey, 1991). Il peut ainsi intervenir principalement de deux
manières (O.N.U., 1983; Hayes, 1984; P!'ruElUNESCO/ONU-DAESI, 1985) :
- soit en modifiant les apports sédimentaires par la construction de
barrages sur les fleuves, les extractions de sable sur les plages ou au large, le
durcissement de la ligne de rivage (construction d'habitations ou de structures de
protection sur la plage), la destruction de la végétation littorale, etc;
- soit en interférant avec le transport littoral, essentiellement par la
construction de structures perpendiculaires au rivage (digues, jetées, épis, brise-lames,
etc) qui peuvent interrompre ou stopper une partie du transport sédimentaire effectué par
la dérive littorale.
La presqu'île du Cap Vert est densément peuplée (environ 2 millions d'habitants,
soit un peu moins du tiers de la population sénégalaise) et fortement industrialisée. De
telles caractéristiques ne peuvent que se répercuter sur la zone littorale. On peut identifier
à ce titre quelques activités et infrastructures qui doivent avoir une influence sur
l'évolution du littoral compris entre Mbao et Bargny.
A. LES EXTRACflONS DE SABLE SUR LES PLAGES
Actuellement, les plages de la presqu'île du Cap Vert sont l'objet d'une
exploitation sauvage des sables et des coquillages, ceci malgré l'existence d'une carrière
officielle ouverte près du lac de Mbeubeusse. Les principaux sites de prélèvements sont
localisés au Nord du lac Retba, entre Pikine et Yoff, de Mbao à Diokoul et à proximité de
l'usine Bata à la sortie de Rufisque. Ces extractions de sable se font en général sur
l'estran, mais peuvent également être effectuées dans la zone de surf ou dans le cordon
littoral. Le résultat visible de ces extractions est la transformation de certaines plages en
une succession de trous d'eau. Sur la Petite Côte, on observe un recul significatif du
cordon littoral .
Les sédiments (sables et coquilles) servent de matériaux de construction. Diallo
(1982) indiquait, pour la zone de Rufisque, des prélèvements quotidiens de JO à 15
tonnes (5 à 8 m3 ), chiffres certainement dépassés actuellement, les points de
prélèvements s'étant multipliés depuis. Avec ne serait-ce que 300 jours de prélèvements,
on arrive, en une année, à une extraction de 1 500 à 2 400 m3 , pour la seule zone de
Rufisque.
Par ailleurs, les plages de Rufisque ont fait l'objet, à partir de 1924 et jusqu'en
1953, d'une exploitation pour extraire l'ilménite. Entre 1927 et 1933, 28 444 tonnes de
77

---

minerais (ilménite, rutile et zircon) ont ainsi été extraits, soit 4 741 tonnes par an. Si l'on
considère une teneur de ces sables en minerais de 10%, cela correspond à 47 410 tonnes
de sables prélevés par an, ce qui est considérable.
B. LESSTRUCI1JRES PERPENDICULAIRES AU RIVAGE·
De telles structures peuvent intercepter en partie ou en totalité les sédiments
transportés parallèlement au rivage par la dérive littorale. Elles peuvent également, dans
certaines conditions, engendrer une diffraction des houles. Or, au Nord-Ouest de Bargny
existent un certain nombre d'infrastructures de ce type qui ont diverses fonctions. Il s'agit
notamment:
- de la digue de Gorée, partant de la Pointe de Dakar et qui devait rejoindre
l'île de Gorée dans le cadre d'un projet d'extension du port de Dakar. Sa construction a
débuté en 1938 et a été stoppée en 1943, alors qu'elle faisait déjà 650 m de longueur ;
- de la digue de la Pointe de Bel Air, située au début de la baie de Hann,
qui protège le port de plaisance. Elle fait environ 350 m de long;
- enfin, viennent les canaux d'alimentation en eau de refroidissement des
Industries Chimiques du Sénégal (I.C.S.) à Mbao et de la Centrale thermique du Cap des
Biches de la Société Sénégalaise d'Electricité (SENELEC). Il s'agit de canaux limités par
des palplanches et protégés de gros enrochements qui fonctionnent respectivement depuis
1968 et 1964. Ils sont longs d'un peu moins de 200 m et jouent le rôle d'épis.
C. LES OUVRAGES DE PROTECTION A RUFISQUE
Les dégâts causés à Rufisque par le recul de la ligne de rivage ont imposé la
construction d'ouvrages de protection du littoral. A l'exception du mur de béton construit
au fond de la baie de Rufisque et très endommagé, deux grands types d'ouvrages ont été
réalisés: un champ d'épis à Diokoul et un mur de protection entre Keuri Souf et Bata.
1. Le champ d'épis de Diokoul
Il a été construit dans le cadre d'un projet d'aménagement du quartier de Diokoul
conduit par ENDA Tiers Monde, SUT conception technique de l'Ecole Polytechnique de
Lausanne (Freiburghaus et al. , 1981 ; Arecchi et Virtanen, 1984) (fig.28).
78

---

a : Posiûon des épis à Diokoul
N
l
BAffiDE
RUFISQUE
il
1
1
4
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1
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2/
Epis
OCEAN ATLANTIQUE
l2ï!l Cimetière chrétien
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~
o
Cimetière musulman
70
140 m
,
,
,
Canal d'évacuation des eaw<
Nivcauxde:
b: Vue de dessus el profil des épis
HM
haute mer
BM
basse mer
Longueur: 47 m
Figure 28 : Le champ d'épis de Diokoul (d'après Seck, 1990)

---

Dans le projet était prévue la construction de 12 épis de 47 m de long espacés de
85 m. La largeur des épis devait varier entre 2 m au niveau de la plage aérienne et 4 m à
l'extrémité en mer. La hauteur prévue était de 0,5 à 2 m. Ces épis étaient conçus en
gabions remplis de moellons de latérite, plus rarement de basalte.
U ne première phase expérimentale a été menée entre mai et août 1983 au cours de
laquelle 3 épis ont été mis en place, le troisième ayant été arrêté à 20 m de longueur. Des
visites effectuées en 1984 (Regamey, 1984) et 1985 (Murday, 1986) ont permis de
constater un début d'ensablement des épis sur une hauteur d'environ 0,80 m, ce qui
laissait augurer d'un bon fonctionnement des épis. Ensuite, les travaux ont repris de
manière intermittente et surtout désordonnée (non respect de l'ordre de construction des
épis), de telle manière qu'en 1987 seuls 9 épis sur les 12 prévus étaient en place et de
plus incomplets. En 1990, la longueur restante des épis variait entre 2 et 27 m et un
certain nombre d'autres imperfections apparaissaient (désagrégation des blocs de latérite,
ouverture des gabions) (Seck, 1990).
Par la suite, le Ministère de l'Equipement décida de mettre en place d'autres
structures de protection, considérées comme plus efficaces (Seck, 1990). Les travaux
débutèren t en 1990 et entraînèrent la disparition du champ d'épis mais aussi d'un certain
nombre de nos repères.
2. Le mur de protection
Il s'étend sur 2847 m de long entre Keuri Souf et Bata. Ce type d'ouvrage avait
été recommandé par Dwars, Heederik et Verhey Ingénieurs Conseils en 1979. 11 :J. été
construit sous contrôle du Ministère de l'Equipement en plusieurs tranches: 937 m en
1983-84, 510 m en 1987, 500 m en 1988-89 et 900 men 1990. A la fin de nos périodes
d'étude, il ne s'étendait que jusqu'à Thiawlène, un peu avant le cimetière.
C'est une digue trapézoïdale d'une largeur de 5 m au sommet et 12 m à la base
(fig.29). Son sommet se situe à + 5 m au-dessus du zéro hydrographique. Les pentes
sont de 45°. Elle repose sur un filtre géotextile. Le corps de l'ouvrage est constitué de
moellons de calcaire de Bargny de 3 à 5 kg et il protégé du côté mer par des enrochements
en blocs de basalte de 1 à 2 tonnes.
Une étude récente (Seck, 1990) a mis en évidence un certain nombre
d'insuffisances, notamment un franchissement périodique du mur par les vagues et
l'éboulement par endroits des blocs de basalte. Le 7 juillet 1993, la partie la plus récente
du mur (secteur Mérina-Thiaw1ène) a été franchie par des vagues de 3 m de hauteur
inondant les maisons et projetant les moellons calcaires.
80

---

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EdxIJc: 1Il 00
·Figure 29: Le mur de proleClion à Rufisque (d'après Scck. 1990)
L'impact des murs de protection sur l'évolution des plages est sujet à
controverses. D'aucuns considèrent que globalement ils n'aggravent pas l'érosion côtière
(Kraus, 1988 ; Basco, 1990). D'autres, au contraire, pensent que les murs de protection
accentuent les processus d'érosion, ce qui se traduit par: un affouillement de la base des
murs pouvant parfois conduire à leur rupture; un abaissement et un rétrécissement, voire
une disparition, de la plage située en face du mur; une érosion accentuée des plages
bordant leur extrémité aval, par rapport à la dérive littorale (Paskoff, 1983 ; Komar et
McDougal, 1988 ; Monon, 1988 ; Hall et Pilkey, 1991 ; Silvester et Hsu, 1993). Les
principaux processus invoqués sont : la diminution des apports sédimentaires par
durcissement de la ligne de rivage et la formation de houles réfléchies qui induisent une
érosion des fonds prélinoraux (Pilkey et Wright III, 1988).
D. CONCLUSIONS
La fone concentration humaine et industrielle dans la presqu'île du Cap Ven a
engendré des besoins croissants en infrastructures (extension du pon de Dakar, chenaux
d'alimentation en eau de refroidissement pour certaines usines) et matériaux de
construction (sables, coquilles), mais a aussi rendu plus sensibles les phénomènes
d'érosion côtière, ce qui a nécessité l'édification d'ouvrages de protection. Ces
différentes activités humaines interfèrent avec les processus côtiers, notamment en
réduisant les apports sédimentaires et peut-être en modifiant les directions des houles. Ils
doivent donc contribuer à accentuer les phénomènes d'érosion côtière, d'autant que
l'ensemble du littoral bordant la baie de Gorée est sous-alimenté du point de vue des
apports sédimentaires.
81

---

82

---

---

EVOLUTION HISTORIQUE DE LA LIGNE DE RIVAGE
A RUFISQUE
INTRODUCTION
Les études d'évolution historique de la ligne de rivage servent d'abord à
détenniner la tendance à long tenne de l'évolution du littoraL Utilisées au départ dans un
but purement "théorique", elles ont connu, à partir de la fin des années 80, de plus en
plus d'applications pratiques, notamment pour l'évaluation des impacts des travaux de
génie côtier, ladétennination des volumes de sable nécessaires pour l'alimentation
artificielle des plages et l'estimation des changements futurs de la ligne de rivage. Elles
sont devenues un élément indispensable à la définition des politiques d'aménagement du
littoral. C'est ainsi qu'aux Etats-Unis, la "Federal Emergency Management Agency"
(F.E.M.A., Agence fédérale de gestion des risques) a financé des recherches visant à
élaborer une méthodologie standard de définition des taux d'érosion côtière (Crowell et
Buckley, 1991; Leathennan, 1992). Les données obtenues sont destinées à prédire
l'évolution future des côtes afin de pouvoir définir des lignes de retrait ("setback lines") et
de réactualiser les taux d'assurance des habitations situées à proximité d'un rivage.
Pour la région de Rufisque, la seule étude d'évolution historique existante est
celle de Diallo (1982) qui, en utilisant des plans cadastraux et des photographies
aériennes pour la période 1933-1980, a estimé le recul du littoral à 1,30 m par an. Mais
cet auteur ne précise pas la méthodologie qu'il a utilisée, ce qui rend difficile une
comparaison. Cependant, des incohérences ont été notées tant au niveau de
l'identification des documents (confusion entre la date de levé et la date d'édition de la
carte topographique au 1/20 000 de Rufisque), des distances mesurées que de la
reconstitution sur carte de l'évolution du trait de côte. Une deuxième étude s'avérait donc
nécessaire.
Après avoir présenté les méthodologies utilisées pour l'étude des documents
cartographiques et photographiques, les résultats seront exposés sous fonne de taux
d'évolution et de cartographie des lignes de rivage successives. La période couverte par
les documents s'étend entre 1917 et 1989. Des comparaisons ont été faites avec d'autres
83

---

villes côtières qui sont sujettes à l'érosion. Enfin, la question des causes de l'érosion
côtière est discutée.
I. METHODOLOGIE
L'évolution historique d'un littoral est déterminée à partir deux types de
documents: les cartes topographiques et bathymétriques anciennes et les photographies
aériennes et satellites. Ces documents sont comparés et analysés de manière à obtenir des
cartes d'évolution du littoral et des taux moyens de recul ou d'avancée de la ligne de
rivage. Cependant, le grand nombre de méthodologies existantes, tant pour l'analyse des
documents que pour l'exploitation des résultats, fait que deux chercheurs travaillant
séparément dans la même zone peuvent obtenir des résultats différents (Crowell et
Buckley, 1993). Ceci justifie l'importance qui doit être accordée au choix de la
méthodologie utilisée.
A. LES SOURCES POSSIBLES D'ERREUR
Elles existent aux trois étapes principales des études d'évolution de la ligne de
rivage à savoir:
- les méthodes d'acquisition des données;
- l'analyse des documents;
- l'exploitation des résultats.
1. L'acquisition des données
Les deux types de documents utilisables (cartes anciennes et photographies
aériennes).présentent chacun des sources d'erreur intrinsèques.
Le degré de fiabilité des documents cartographiques anciens dépend d'abord des
conditions d'établissement de la carte, c'est-à-dire de la précision du positionnement et
des levés topographiques et bathymétriques qui est elle-même fonction de l'évolution
technologique. Interviennent également les erreurs propres au type de projection choisie,
à la méthode de reprographie et à l'échelle utilisée (Anders et Bymes, 1991 ; Bymes et
al., 1991 ; Morton, 1991). De plus, pour les cartes anciennes établies avant la définition
des niveaux de référence (zéros topographique et hydrographique), il est presque
impossible de connaître la nature du niveau représentant la ligne de rivage: niveau moyen
des hautes mers ou des basses mers ? D'une manière générale, plus une carte est
ancienne, moins elle est fiable. Néanmoins, certains auteurs préconisent l'utilisation de
ces documents anciens pour déterminer les tendances à long tenne de l'évolution de la
ligne de rivage (Crowell et al., 1991 et 1993). En effet, les erreurs parfois importantes de
ces cartes sont atténuées par l'espace de temps qu'elles représentent (l ()() à 150 ans
84

---

parfois) et les fluctuations à court tenne sont filtrées. Par contre, si l'on n'est intéressé
que par l'évolution future de la ligne de rivage, on cherchera plutôt à travailler sur des
documents récents, les tendances à long tenne masquant les accélérations des taux
d'évolution constatées presque partout lors des dernières décennies et souvent attribuées
aux influences des activités humaines (El Ashry, 1971 ; Wilkinson et McGowen, 1977 ;
Fi tzgerald et Fink, 1987 ; Pilkey, 1991).
Quant aux photographies aériennes, elles présentent en général des distorsions qui
peuvent avoir plusieurs causes: des changements d'altitude de l'avion, déterminant des
variations d'échelle d'une photo à l'autre, les variations du relief entraînant une distorsion
radiale et l'inclinaison de la caméra par rapport à la surface terrestre (Dolan et al., 1980 ;
Leatherman, 1983; Anders et Byrnes, 1991). Le premier type de distorsion peut être
facilement corrigé si l'on connaît la distance réelle entre deux points. Celles dues aux
variations du relief sont insignifiantes dans le cas de côtes basses mais doivent être prises
en compte dans le cas de côtes à falaises. Quant à l'inclinaison de la caméra, qui peut être
de 1 à 3°, elle induit un déplacement des points sur la photo par rapport à leur position
réelle sur le terrain, cet effet étant d'autant plus important que l'on s'éloigne du centre de
la photo (fig.30).
Figure 30 : Distorsion des photographies aériennes dues à l'inclinaison de
la caméra (d'après Crowell et al., 1991)
85

---

L'erreur introduite par ce phénomène serait de l'ordre de ± 3 m (Smith et Zarillo, 1990).
D'autres erreurs peuvent être introduites lors des processus de reproduction et
d'agrandissement (ou de réduction) des photos (Dolan et al., 1980).
2. L'analyse des documents
Plusieurs méthodes d'analyse des documents photographiques et cartographiques
ont été développées et peuvent être regroupées en deux grandes catégories:
- les méthodes graphiques, conçues pour obtenir une carte d'évolution de
la ligne de rivage, qui vont depuis les méthodes manuelles dites au point par point
jusqu'aux méthodes automatiques faisant appel à des programmes informatiques (Dolan
et al., 1980; Dolan et Hayden, 1983; Leathennan, 1983; Anders et Bymes, 1991) ;
- les méthodes quantitatives, basées sur des mesures de distances entre
des points de contrôle et la côte, qui permettent de déterminer les taux d'évolution du
littoral (Anders et Bymes, 1991 ; Crowell et al., 1991).
Quand on utilise des photographies aériennes, le premier choix à faire est celui de
la limite de la ligne de rivage. Le consensus s'est fait sur le niveau de marée haute parce
qu'il est continu le long du littoral, facilement reconnaissable sur les photos car situé à la
limite entre les parties mouillées (qui apparaissent en gris foncé sur les photos) et sèches
(apparaissant en gris clair à blanc) de la plage et enfin parce qu'il varie le moins
horizontalement en fonction de la marée (Dolan et al., 1978). C'est à marée basse qu'il
est le plus facile d'observer ce niveau. Néanmoins, un certain nombre de précautions
doivent être prises. En effet, le niveau marin et la plage peuvent connaître des variations
saisonnières importantes - c'est le cas au Sénégal - et il est donc essentiel de n'utiliser que
les photos aériennes prises au cours de la même saison (Smith et Zarillo, 1990). Enfin, il
faut que le niveau de haute mer soit un niveau moyen et donc s'assurer que la période de
prise de vue ne coïncide pas avec un évènement océanographique exceptionnel de type
houle de tempête (Dolan et Hayden, 1983; Morton, 1991).
Au stade de l'analyse des documents, d'autres erreurs peuvent intervenir. C'est
ainsi que les méthodes graphiques introduisent des erreurs liées notamment aux
modifications d'écheIle (agrandissements, réductions), à la comparaison de documents
utilisant des systèmes de projection différents et au degré de précision de l'opérateur mais
aussi des digitaliseurs quand on utilise les méthodes de cartographie automatique. Quant
aux méthodes quantitatives, les incertitudes introduites sont dues aux mesures et liées
notamment, à la précision des instruments de mesure utilisés (règle, crayon), à la netteté
du niveau de marée haute, à l'orientation de la distance mesurée mais aussi à l'échelle des
documents. Ces incertitudes peuvent être en partie réduites si l'opérateur est expérimenté
et a une bonne connaissance du terrain (Morton, 1991).
86

---

3. L'exploitation des résultats
Les méthodes quantitatives ont pour but d'établir le taux d'évolution de la ligne de
rivage pour un intervalle de temps donné et à cet effet plusieurs méthodes existent (Dolan
et al., 1991 ; Fenster et al., 1993) (fig.31). Les plus courantes sont des méthodes
linéaires telles que la méthode de "l'end point rate" où l'on calcule le rappon entre le
déplacement de la ligne de rivage et le temps écoulé entre la première et la dernière
mesures (on ne tient pas compte des mesures intermédiaires) ou la méthode de régression
linéaire qui permet d'obtenir le taux d'évolution du littoral par la pente de la droite de
régression linéaire dont l'équation peut ensuite être utilisée pour prédire des positions
futures du rivage. La valeur des taux d'évolution ainsi déterminés dépend notamment de
la densité des mesures et de l'espace de temps considéré.
MOYENNE DES POlNfS EXTREME.<;
REGRESSION LINEAIRE
("End Poinl Raie")
O . . . , a : - - - - - - - - - - - - ,
T = Pente de la droilC
g
g
~
-50
u
-50
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C
c
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.g -ISO
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1840
1900
1960
1980
1840
1980
METHODE DES CISEAUX
MOYa~ DES TAUX
("Jackknife")
o ........a - - - - - - - - - - - - - - ,
o ""f=~::::::S;;::=I:DiRR~..;;;n;;-.~Ie"j;pliddj;e1i18i5:soOl
g
E
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1900
1960
1980
1840
1900
1960
1980
Figure 31 : Méthodes de délermination des Laux d'évolution de la ligne de rivage
(d'après Dolan et al., 1991)
T =Taux d'évolution DR =Droite de régression linéaire
Mais le problème fondamental reste celui de la signification des taux de
changement ainsi obtenus car ces méthodes sont basées sur les hypothèses d'uniformité
et de linéarité du mouvement de la ligne de rivage (Manon, 1991). La première hypothèse
suppose que les mouvements sont de même nature, qu'il n'y a pas eu inversion des
87

---

tendances au cours de la période de temps considérée ; la deuxième admet que les
mouvements se font de manière régulière, sans modification des taux. Cest dire que ces
hypothèses sont rarement satisfaites. Aussi, certains auteurs (Fenster et al., 1993)
préconisent-ils l'utilisation de méthodes non linéaires alors que d'autres préfèrent
travailler par intervalles de temps caractérisés par la même évolution.
Un autre problème important dans l'exploitation des résultats est le choix de
l'échantillon représentatif à l'échelle spatiale. Selon Dolan et al. (1992), les taux de
changement de la ligne de rivage varient peu dans les secteurs côtiers homogènes qui
doivent être définis en tenant compte notamment des limites géomorphologiques (caps,
embouchures, changement d'orientation de la côte, etc). Afin d'obtenir des taux de
changement significatifs, ils préconisent de faire la moyenne sur plusieurs points d'une
même région ayant une évolution similaire plutôt que de se limiter à un seul point qui a de
faibles chances d'être représentatif.
4. Conclusions
Ce bref survol des problèmes méthodologiques liés à la reconstitution de
l'évolution historique des lignes de rivage montre la complexité de ce type d'études et
l'importance des sources d'erreurs et d'incertitudes potentielles. Aussi est-il nécessaire
quand on procède à ces études:
- de bien spécifier la méthodologie appliquée afin que des comparaisons
soient possibles;
- de chercher à minimiser les sources d'erreur à chaque étape ;
- d'utiliser la connaissance que l'on a du terrain pour interpréter les
résultats tout en étant prudent et critique sur la signification des taux obtenus.
B. METHODOLOGIES UTILISEES
L'évolution du littoral rufisquois entre 1917 et 1989 a été reconstituée en utilisant
les deux méthodes, quantitative et graphique, signalées plus haut, ce qui a permis d'une
part d'établir les taux d'évolution du rivage et d'autre part de réaliser une carte
d'évolution du littoral.
1. Détermination des taux d'évolution du rivage
Pour la période récente, ont été utilisées des photographies aériennes de la zone
littorale rufisquoise, datant des années 1959, 1968, 1972, 1976, 1980 et 1989 (Annexe
A). Afin de pouvoir établir des comparaisons, nous avons également travaillé sur des
photographies aériennes de trois autres villes sénégalaises où existent des problèmes
88

---

d'érosion côtière: Saint-Louis et Carnbérène sur la côte nord, Joal sur la côte sud
(Annexe A). Sur ces photographies aériennes, la mesure des distances entre des points
repères et le niveau de haute mer a permis d'établir des variations de distances pour une
période donnée et donc les taux d'évolution de la ligne de rivage. Pour ce faire, les éLapes
suivantes ont été suivies.
a. Choix des points repère
Les points repère doivent être communs à toutes les photos et très nets de manière
à minimiser les erreurs. Pour Rufisque, 17 points repère indexés de A à Q ont été choisis
(fig.32). Ils sont espacés de 138 à 508 mètres et couvrent une longueur de rivage
d'environ 4 kilomètres. Pour les autres villes, les points repère ont été réduits (4 à 6) car
il s'agissait non pas de faire une étude de détail mais plutôt d'obtenir des données
comparatives (fig.33).
b. Vérification des échelles des photographies
Ne pouvant utiliser les méthodes coûteuses généralement préconisées pour
corriger les distorsions présentes sur les photographies aériennes, la méthode suivante a
été adoptée. Les échelles corrigées ont été déterminées en faisant le rapport, pour une
distance donnée, entre la longueur réelle, déduite de la mesure de cette distance sur une
cane topographique de référence (cane I.G.N. de 1968) et la longueur mesurée sur la
photographie aérienne. Ces distances ont été choisies de manière à être orientées dans le
sens selon lequel les mesures de distance à la côte devaient se faire. Pour Rufisque, Il
distances de ce type ont pennis d'établir les échelles corrigées, chacune étant considérée
comme représentative d'une zone incluant 1 à 3 points repère (tab, Il).
Tableau Il : Echelles corrigées pour les photographies aériennes de Rufisque
Années
1959
1968
1972
1976
1980
1989
A-B-C
1/5200
1/16000
1/10 947
1/22128
1/5 123
1/6341
D
1/5000
1/15 385
1/10 256
1/20000
1/5000
1/6452
E
1/5169
1/16053
1/10 796
1/20678
1/5083
1/6595
F
1/3982
1111 733
1/8381
1/16000
1/3 877
1/4889
G
1/4967
1/15000
1/10 000
1/20000
1/4839
1/6250
H
1/4916
1/15 338
1/10200
1/20400
1/4834
1/6090
I-J
1/4894
1/14839
1/10 000
1/20000
1/4906
1/5974
K
1/5000
1/15385
1/10 294
1/20000
1/4762
1/6034
L-M
1/5294
1/16364
1/10 976
1/21688
1/5217
1/6498
N-O
1/5044
1/16286
1/10 857
1/21923
1/5 135
1/6706
P-Q
1/5018
1/15604
1/10 677
1/20286
1/5035
1/6174
Echelle
annoncée
1/5000
1/15000
1/10 000
1/20000
1/5000
1/6000
89

---

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Points repère utilisés pour les pholos aénennes
* Pointsrepèresupplémentairespour lacanographie
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\\!
Cap de Diokoul
14'42'30"N
BAIE DE RUFISQUE
Figure 32 : Position des points repère utilisés pour Rufisque
(Extrait de la carte I.G.N. de la presqu'île du Cap Vert au 1/20000.
édition 1968. Feuille Rufisque)
17°1T30"W

---

b. Cambérène.
L
(Extrait de la carte I,G.N, de la presqutle du Cap Vcrt au 1(20000. édition 1971, "Feuille Dakar")
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il
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OCEAN ATLANTIQUE
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14°46'N
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C. Joal
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(Extrait de la carte S,H.O,M, n02830 au 1(26740, "CÔle occidCnlale d·Afrique. Plan du mouiUage
" ,:~.\\ ...
et des bancs de Joal", édition 1928)
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14°10'N
GuelNdar
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a. Saint-Louis.
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"
"
(Extrait de la carte S.H.O.M. n05851 au 1/15 000, édition 1937
.'J
Ji)
"Océan Atlantique. Afrique Occidentale Française. AbOrds de Saint-Louis")
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..'
" 16°50W
"
Figure 33 : Position des points repère utilisés pour Saint-Louis, Cambérène et Joal

---

Si la plupart des échelles corrigées sont très proches de l'échelle annoncée, celles
obtenues pour la région du point F (fond de la baie de Rufisque) présentent de très fortes
déviations par rapport à l'échelle annoncée de la photo. Ceci est attribué au fait que la
distance mesurée est oblique. Le point F a tout de même été retenu car il est indicateur de
ce qui se passe au fond de la baie, mais les distances ainsi calculées doivent être prises
avec précaution.
Pour chacune des trois autres villes, une seule distance a été utilisée car le but
n'élliit pas une étude détaillée (tab.12).
Tableau 12 : Echelles corrigées pour les photographies aériennes de
Saint-Louis, Cambérène et Joal
Années
1954
1975
1989
Echelles corrigées
1154044
1/16261
1/30123
Echelles annoncées
1/50000
1/15000
1/30000
a. Saint-Louis
Années
1968
1973
1980
Echelles corrigées
1/15854
1/5936
115000
Echelles annoncées
1/15000
1/6000
1/5000
b. Cambérène
Années
1960
1972
1978
1989
Echelles corrigées
1/6236
1/10844
116197
1/30500
Echelles annoncées
1/6000
1/10 000
1/6000
1/30000
c.loal
c. Mesures des distances des points repère à la côte
En général, on mesure la distance d'un point à la position du niveau de marée
haute selon une direction perpendiculaire à la côte. A ce stade deux problèmes surgissent:
- le niveau de marée haute n'est pas toujours facile à repérer surtout quand
le contraste des photos est faible. Pour Rufisque, c'est le cas des photos de 1959 et 1980.
Quelques difficultés ont également été rencontrées quand les plages étaient riches en
ilménite car, dans ce cas, la plage apparaît en noir, rendant difficile la localisation du
92

---

niveau de marée haute. Il faut donc définir des marges d'incertitude. Par ailleurs, les
photographies aériennes, à l'exception de celles de 1989, ont toutes été réalisées en
période de saison sèche et donc les niveaux de marée haute ne sont pas affectés par les
influences saisonnières. De plus, il a été vérifié que les dates de prise de vue ne faisaient
pas suite à des évènements exceptionnels;
- mesurer une distance perpendiculairement à la côte est source de
nouvelles erreurs pour deux raisons: tout d'abord, il est difficile de trouver la position
exacte de la perpendiculaire à la côte surtout quand la ligne de rivage n'est pas rectiligne;
d'autre part, entre deux photos, la forme du rivage peut changer et donc modifier
l'orièntation des perpendiculaires. Aussi, des directions fixes ont été choisies, en général
les directions d'allongement des rues ou des bâtiments.
Les mesures ont été refaites au moins 3 à 4 fois surtout lorsque des changements
importants d'évolution (passage d'une tendance érosionnel1e à une tendance
accrétionnelle) ou certaines aberrations (distances beaucoup trop fortes ou trop faibles)
étaient constatés. La répétitivité des mesures permet également d'acquérir une certaine
dextérité qui n'est pas indifférente à la réduction des incertitudes potentielles.
Les mesures de distance pour Rufisque figurent dans le tableau A-l de l'annexe
A.
d. Mesures d'incertitude
La méthodologie utilisée pour faire les corrections d'échelle introduit des erreurs
mais qui n'engendrent pas d'incohérences notables dans les taux d'évolution. De plus, il
n'existe aucun moyen de les évaluer précisément puisqu'il faudrait pouvoir comparer les
résultats ainsi obtenus avec ceux issus de l'utilisation des techniques classiques de
correction. Aussi avons-nous choisi de les négliger.
Ayant réduit au minimum les incertitudes liées à la précision des repères ou à la
distance à mesurer, il subsiste deux principales sources d'incertitude:
- celle liée à la lecture de la distance qui dépend de la précision de la règle
utilisée (nous avons utilisé une règle graduée en demi-millimètres) et de l'orientation de la
règle, une légère déviation par rapport à l'orientation choisie entraînant une différence
dans la mesure ainsi déterminée. Cette incertitude peut être estimée en comparant, pour un
point donné, les résultats de plusieurs mesures. Elle est d'autant plus grande que l'échelle
des photos est plus petite;
- celle liée à la définition de la position du niveau de marée haute. Cette
position a été particulièrement difficile à déterminer quand les photos avaient été agrandies
car, en général, elles perdent en contraste (photos de Rufisque de 1980), mais aussi
quand les plages étaient riches en ilménite. Les incertitudes peuvent être comprises entre
± 1 et ± 5 mètres.
93

---

Puisqu'on compare des photos deux à deux, les incertitudes se cumulent. Pour
les différents couples de photos étudiés, l'incertitude totale a varié entre ± 0,5 et ± 10,5
mètres. Elle est d'autant plus grande que l'on compare deux photos de petite échelle. Par
ailleurs, plus le temps écoulé entre deux photos est court, plus l'incertitude est grande.
Ainsi, pour Rufisque, on a enregistré des incertitudes moyennes de ± 4,9 m pour le
couple 1972-1976 et de ± 4,5 m pour celui de 1968-1972. Par contre, elles ont été
minimales pour les couples 1959-1980 (erreur moyenne de ± 2,4 m) et 1959-1989
(erreur moyenne de ± 2 m).
e. Exploitation des résultats
C'est la méthode de la moyenne qui a été utilisée. Les variations de distance ont
été calculées pour chaque point repère et chaque intervalle de temps, ce qui a permis de
calculer les taux d'érosion (-) ou d'accumulation (+), en mètres par an. Ensuite, le taux
d'évolution du rivage à Rufisque a été déterminé, pour les intervalles de temps choisis, en
faisant la moyenne des taux obtenus pour chacun des points repère. De plus, ont été
également calculés les taux d'évolution du rivage en chacun des points repère. Pour
Rufisque, le taux d'évolution moyen a été déterminé non seulement pour la période 1959-
1989, mais aussi pour celle comprise entre 1959 et 1980. En effet, des ouvrages de
protection importants ont été réalisés à partir de 1980 et donc la ligne de rivage de 1989
est en grande partie artificielle. Il était donc intéressant de voir si des différences existaient
entre ces deux périodes, permettant de déceler des impacts des ouvrages de protection sur
l'évolution du rivage. A noter que, pour ces deux périodes, n'ont pas été considérées,
dans le calcul des moyennes, les taux mesurés entre les points G et N, la ligne de rivage
étant constituée dans cette zone par le mur de protection et étant donc artificielle et fixe.
Enfin, les valeurs d'incertitude et les variations de distances ont été comparées et
les taux pour lesquels la variation de distance était inférieure à la marge d'incertitude ont
été considérés comme peu significatifs (valeurs entre parenthèses). En éliminant ces
données, on obtient les moyennes maxima.
2. Méthode de cartographie de l'évolution du littoral de Rufisque
La méthode choisie est celle dite du point par point, préconisée par Stafford (in
Leatherman, 1983). Pour ce faire, ont été utilisées les photographies aériennes de 1980 et
1959, deux cartes bathymétriques datant de 1937 et 1928 et une carte topographique levée
en 1917 (cf. Annexe A). Il existe une très ancienne carte établie en 1880 qui n'a pas pu
être utilisée car le niveau 0 est impossible à déterminer. De plus, dans la zone littorale, on
observe des décalages dans les courbes de niveau indiquant que les levés sont peu
fiables. Aussi, la carte de 1917 a été considérée comme le document le plus ancien.
94

---

Pour les photos aériennes, 56 points repère ont été choisis, y compris les 17
utilisés précédemment. La distance entre ces points et le niveau de marée haute a été
mesurée de la même manière que pour la détermination des taux d'évolution (cf.tab.A-I).
Pour les cartes anciennes, le nombre de points utilisables a été inférieur (34 pour 1937 et
1928, 19 pour 1917). Ceci tient au fait que les quartiers périphériques de Diokoul et de
Mérina-Thiawlène ont été tardivement urbanisés et que le tracé des rues a été modifié,
rendant impossible la localisation des points repère.
Ensuite, ces distances ont été reportées sur la carte topographique de Rufisque au
1/20000 (édition 1968). Il a donc fallu vérifier l'échelle des documents utilisés. Pour les
photographies aériennes, les modifications d'échelle déjà déterminées pour le calcul des
taux d'évolution du littoral ont été appliquées et la même technique a été étendue aux
documents cartographiques. Les mesures ont montré que l'échelle de la carte de 1937
était conforme et donc ne nécessitait pas de corrections. Les cartes de 1928 et 1917
présentent par contre de légères variations d'échelle, mais à l'échelle du 1/20000 elles
n'apparaissent pas. Aussi, les distances détenninées sur ces cartes n'ont pas nécessité de
corrections d'échelle, d'autant plus qu'il n'était possible de faire de telles corrections que
pour la partie centrale de la ville et la wne du cimetière chrétien de Diokoul, les autres
quartiers ne présentant pas de repères permettant de calculer des distances fiables. Les
distances réelles ainsi obtenues (Lr du tableau A-l) ont été ensuite transformées en
distances à l'échelle du 1/20000 (Le du tableau A-l). Ces distances ont été reportées sur
la carte topographique de Rufisque au 1/20 000 et les points ainsi obtenus ont été
interpolés en vérifiant avec les documents de base qu'il n'y avait pas de modifications
d'orientation du rivage entre deux points. Ainsi a été tracée une carte d'évolution du
littoral rufisquois entre 1917 et 1980.
Enfin, ces données ont été exploitées pour les transformer en taux d'évolution du
rivage afin de compléter celles obtenues par les photographies aériennes. Les
informations ne couvrant pas l'ensemble de la ville, seules ont pu être calculées les
moyennes pour les trois grands secteurs de Diokoul, Keuri Souf-Keuri Kao (ancien
quartier de l'Escale) et Mérina.
II. RESULTATS
Seront ici successivement présentés les résultats de l'étude de l'évolution de la
ligne de rivage à partir des photographies aériennes qui couvrent, pour Rufisque, la
période 1959-1989, puis ceux déduits de l'analyse des documents cartographiques
anciens qui ont permis de remonter jusqu'en 1917. A partir de ces données, un certain
nombre de conclusions seront tirées quant à la tendance historique de l'évolution de la
ligne de rivage à Rufisque, sa variabilité spatiale et temporelle et l'impact des ouvrages de
protection.
95

---

A. RESULTATS DE L'ANALYSE DES PHOTOGRAPHIES AERIENNES
1. Rufisque
Pour la période qui s'étend entre 1959 et 1989, soit 30 ans, le taux de recul
moyen de la ligne de rivage à Rufisque a été de 1,20 mètres par an, ce qui est légèrement
inférieur à ce qui avait été déterminé par Diallo (1982) pour la période 1933-1980 (1,30 m
par an). Cependant, cet auteur n'ayant pas précisé la méthodologie utilisée, il est difficile
de faire des comparaisons avec ses données. Quoiqu'il en soit, ce taux de recul moyen
masque des variations importantes sur les plans spatial et temporel (tab. 13).
Cest ainsi que. pour la période 1959-1980, le taux de recul moyen du rivage peut
varier, selon les zones géographiques, entre - 0,20 m par an à Diokoul et - 2,10 m par an
du côté de l'usine Bata. L'extrémité sud-est de Rufisque est donc plus gravement affectée
par l'érosion côtière ainsi que le notait déjà Diallo en 1982 (fig.34). A l'échelle
temporelle, les taux d'érosion culminent lors de la période 1972-1976 (- 2,80 m par an en
moyenne) et sont plus faibles avant et après cette période, les taux moyens d'érosion les
plus faibles ayant été enregistrés au cours de la période 1968-1972 (- 0,20 m par an). Ce
taux d'évolution très proche du zéro correspond en fait à l'existence, le long de la côte,
d'une zone en accumulation ou à faible érosion (Diokoul à Mérina, points A à L :
moyenne de + 0,20 m par an) suivie d'une zone en érosion (Mérina à Bata, points M à Q:
en moyenne - 1,10 m par an).
La période 1980-1989 a été considérée à part car une partie du littoral est devenue
artificielle suite à la présence d'un mur de protection construit à partir de 1980 et qui, en
1989, s'étendait entre Keuri Souf et Thiawlène (points G à N). Cette période se
caractérise par :
- une réduction du taux d'érosion dans la zone de Diokoul (- 1,20 m par
an contre - 2,10 m par an lors de la période précédente) qui pourrait être liée au champ
d'épis construit entre 1983 et 1987 ;
- dans la partie du littoral bordée par le mur de protection, deux tendances
apparaissent: entre les points G et K, la côte semble avoir été stabilisée (+ 0,30 m par an)
alors qu'entre les points L et N, le recul du littoral est en moyenne plus important que lors
de la période précédente (- 1 m par an). Ces différences peuvent s'expliquer par le fait
que la première zone correspond à la première tranche des travaux de construction du mur
de protection, réalisée en 1983-84, alors que la deuxième zone n'a été protégée que
postérieurement, à la faveur de deux tranches supplémentaires effectuées en 1987 puis en
1988-89. Ainsi, le littoral correspondant aux points L à N a continué à reculer entre 1980
et 1987 tandis que la partie située dans la zone des points G à K était stabilisée par le mur
de protection, le taux positif pouvant être en grande partie dû à la position du mur de
protection en avant du niveau de marée haute;
96

---

Tableau 13 : Variations des taux d'évolution du rivage à Rufisque (1959-1989)
(les chiffres entre parenthèses indiquent les taU;ll peu fiables)
Variations de distances (m)
Périodes
A
B
C
D
E
F
G
H
1
J
K
L
M
N
0
P
0
Moyennes
1959-1968
4
·5 6
55
- 1
-9 4
-69
-41
-09
-25
·298
·142
-6 1
-10 9
·7
·5 6
-13 1
-13 9
-9 6
1968·1972
0,7
2,4
-0,8
·3,1
II 3
-1,7
-9
-10,6
115
7
23
-09
-3 1
-9 8
-4 5
-24
-25
-08
1972-1976
-86
-61
-19
-4.5
-li 2
-05
4
-7 1
-23
- 18
-202
- 19.4
-15 5
-7
-12.2
·18,7
-22,4
-11,3
1976-1980
-64
-13
-69
-7
-4
-7
·1 3
34
8.7
8
-2.2
0
-3.2
·6.3
-12,7
-5,7
-4,4
-3,5
1980-1989
-9,4
-1 1
- 13 3
-102
-05
-8
-43
65
89
08
1 1
-96
-13 2
-2 5
-253
-27
-179
-13,6
1959-1980
-184
-223
-4
-15,5
- 13.3
-16.1
-10.4
-152
-278
-32.9
-342
-264
-326
-30
-35
·39,9
-433
-24,5
1959-1989
-277
-333
-173
-25.7
- 13.8
-24
-14.7
-87
-189
-32 1
-33 1
-36
-458
-325
-60,3
-66,8
-612
-367
Incertitudes (m)
Périodes
A
B
C
D
E
F
G
H
1
J
K
L
M
N
0
P
0
Movennes
'0
1959-1968
±32
±26
± 3,7
±2,O
+ 2,1
+16
+50
+20
+20
+4,9
± 3,6
± 2,7
±4,3
± 2,6
+ 0,5
± 4,7
+ 3,1
+30
.......
1968-1972
+49
+27
±43
±46
±4,8
± 2,9
± 105
±36
±45
±40
± 5,1
±8,4
± 2,8
± 3,8
±O,5
± 4,1
±4,4
±45
1972-1976
± 7,7
+33
±33
+ 5,1
+ 5,3
+33
+10
+41
+50
± 5,0
+ 4,1
± 8,9
± 3,3
±6,6
±05
± 3,0
±4,9
+49
1976·1980
±49
±43
±48
±50
±46
±28
±55
±40
+34
±6,4
±3,4
± 2,7
± 2,7
±4,9
± 3,1
± 2,6
±3,1
±40
1980-1989
±18
±27
±64
±43
±32
±17
±21
±25
±26
± 3,0
±2,O
± 1,8
±O,5
±O,5
± 3,1
± 1,2
+ 1,7
±24
1959-1980
+21
± 1,7
±31
±35
±31
+16
±20
+24
±19
+44
+19
±16
±32
±15
+31
±20
+25
±24
1959·1989
±28
± 3,1
±4,3
±18
±12
+09
+ 1 1
± 1 1
±17
±26
± 1 1
±24
±27
±IO
±IO
+22
±22
±20
Taux d'érosion (m par an)
Périodes
A
B
C
D
E
F
G
H
1
J
K
L
M
N
0
P
0
Moyennes Moy.max.
1959-1968
-04
-06
06
(-01)
-1
-08
(-05)
(-0 1)
-2 8
-3,3
-1 6
-07
-1,2
-0,8
-0 6
-1,5
-1,5
-1 1
-1,2
1968-1972
02
06
(-02)
(-08)
28
(-04)
(-23)
-2 7
29
1 8
06
(-02)
-08
-2 5
-1 1
(-06)
(-06)
-02
02
1972-1976
-22
-1,5
(-0,5)
(.lI)
-2 8
(-0,1)
(+1)
-1,8
-5,8
-4,5
-5,1
-49
-3,9
-1,8
-3,1
-4,7
-5,6
-2,8
-3,7
1976-}980
·1 6
-3 3
·1 7
-1 8
(- 1 0)
, - 1 8
(-03)
(+09)
22
2
(-06)
0
·08
·1 6
·3 2
-} 4
-1 1
-09
·1.2
1980-1989
-}
-12
-1 5
-1 1
(-0 J)
-09
-05
07
1
01
o1
-} 1
-1 5
-03
-2 8
-3
-2
-15
1959-1980
-0,9
-1 1
-02
-07
-06
-0,8
-0 5
-07
-1,3
-16
-1 6
-1 3
-1 6
-14
-1 7
-19
-2 1
-1 2
1959-1989
-09
-1 1
-06
-09
-0,5
-0,8
-05
-03
-0,6
-1 1
-1 1
-1 2
-1 5
-1, 1
-2
-2 2
-2
-1,2
Pour les périodes 1980- 1989 et 1959-1989 les chiffres ne tiennent pas compte des points G à N

---

1959
1
1
o
200m
!
1
\\0
00
~ Pointsd'érosionprincipale
~.
'.
.
Figure 34 : Photographies aériennes de Rufisque montrant l'évolution du littoral entre 1959 et 1980
Cliché. I.G.N.

---

- une accélération de l'érosion à l'extrémité du mur (repères 0 à Q ; - 2,6
m par an, contre - 1,9 m par an lors de la période précédente) qui doit être due aux effets
de contournement par les houles du mur de protection qui ne présente pas de
raccordement latéral (fig.35).
Cli~B.C.G.
MUT de protection
Pouus repère uLilisés
60
120m
L-----'-'_--,'
Très fon feœl du rivaw:. phén<m1ène
de cootoumcmenl du mUT
Figure 35 : Recul du rivage à proximité du mur de prolection de Rufisque
Aussi, les photos de 1989 ne doivent pas être utilisées pour une étude des processus
naturels d'érosion car un certain nombre d'évolutions sont attribuables aux impacts des
ouvrages de protection côtière. De plus, ces photos ont été prises en hivernage, saison
pendant laquelle on observe un recul significatif de la haute plage, de l'ordre de 10 m
maximum (cf. 3ème chapitre), ce qui peut-être détermine une légère surestimation des taux
d'évolution pour la période 1980-1989.
99

---

L'examen des taux d'évolution du littoral pennet également de définir quatre
zones géographiques qui se caractérisent par une évolution distincte et pour lesquelles a
été établi, pour chaque intervalle de temps, la moyenne des taux d'évolution (fig.36 et
tab.14).
Diokoui
(pol." ..
Fond de la bele de Runaqut!
~.. A • D)
(poI.u . . . . . E • H)
1 0 . . - - - - - - - - - - - - - - ,
1 0 . . - - - - - - - - - - - - - - ,
o
o
-10
-10
g
g
..
.i
l -JO
i -JO
J
j.""
-JO
-JO
-iJ- A
-00
-iJ- E
---.- •
-00
- 0 -
---.-
p
C
---
- 0 - G
0
- - - H
-JO
-JO
1950
1 -
1970
1980
1990
1'00
1 -
1970
1980
1990
Keurl Kao
Mln..•..u
(pol."
(pol." .~ 1 • L)
.~ M • Q)
10
10
o
o
-10
-10
g
g
~
~
-11l
-11l
~
~
;
;
.~
.~
"
"
.JO
-JO
-iJ-
---.-
-00
'"
-00
-iJ- 1
N
---.- J
- 0 - 0
- 0 -
___
lt
L
--tr- p
--- Q
.JO
-JO
1'00
1 -
1970
1980
1990
1'00
1 -
1970
1980
1990
Figure 36 : Evolution du littoral à Rufisque par zones géographiques
100

---

Tableau 14: Taux moyen d'évolution (en mpar an) de la ligne de rivage à RujLSque
par zones géographiques et par périodes entre 1959 et 1980
(le figuré repère la période â érosion maximum pour chaque wne géographique)
Zones
Diokoul
Fond de la baie
Keuri Kao
Mérina-Bata
Périodes
(AàD)
(EàH)
(1 à L)
(MàQ)
1959-1968
- 0,10
- 0,60
- 2,10
- 1,10
1968-1972
- 0,10
- 0,70
+ 1,30
- 1,10
1972-1976
- 1,30
o.oo··o"'oo'll,
,
1976-1980
1
- 0,60
+ 0,90
- 1,60
1959-1980
- 0,70
- 0,70
- l,50
- 1,70
- la wne de Diokoul (points repère A à D) se caractérise dans l'ensemble
par de faibles taux d'érosion: - 0,70 m par an en moyenne pour la période 1959-1980,
soit un recul du rivage de 15 m en 21 ans. Cette zone est restée plus ou moins stable entre
1959 et 1972 avec un taux de recul moyen de - 0,10 m par an. L'érosion a commencé à
être importante à partir de 1972 et a culminé entre 1976 et 1980 (- 2,10 m par an) ;
- le fond de la baie de Rufisque (points repère E à H) : le taux d'érosion
moyen pour la période 1959-1980 est le même que celui obtenu dans la wne précédente,
soit - 0,70 m par an mais les évolutions y sont différentes. Elles sont, semble t-il, sous
l'influence des structures de protection rudimentaires mises en place avant 1968 et
consistant en un petit mur en enrochements de basaltes et un mur en béton. Entre 1959 et
1968, le taux d'érosion diminue progressivement depuis le point E (- 1 m par an)
jusqu'au point H (- 0,10 m par an), ce qui est conforme avec les processus se produisant
derrière un cap (Finkelstein, 1982). De 1968 à 1972, la tendance est inversée: la zone
située juste en arrière du cap (point E) est en accumulation (+ 2,80 m par an), ce qui se
traduit par un enfouissement du mur en enrochements qui n'est plus visible sur les photos
de 1972 ; la zone située au niveau du mur en béton est stable (point F : - 0,40 m par an)
alors que juste après le mur, l'érosion a repris (- 2,50 m par an en moyenne entre les
points G et H), ce qui traduit un déplacement de la zone d'érosion suite au blocage des
processus naturels par le mur en béton. De 1972 à 1976, l'érosion reprend presque
partout sauf au droit des parties intactes du mur en béton (points F et G) ; ceci se marque
par la réapparition du mur en enrochements et la formation de brèches dans le mur,
visibles sur des photos prises en 1977 ; c'est la période d'érosion maximum (- 0,90 m
par an). De 1976 à 1980, on enregistre des taux de recul identiques à ceux observés entre
1959 et 1972 (- 0,60 m par an). Il faut néanmoins rappeler que c'est dans cette zone
qu'existent de sérieux problèmes d'échelle. Aussi, ces résultats doivent être considérés
avec circonspection;
- la zone de Keuri Souf-Keuri Kao (points repère 1 à L) a été fortement
touchée par l'érosion puisque le taux de recul pour la période 1959-1980 est de l,50 m
par an, soit un recul moyen du rivage de 30 m, c'est-à-dire le double de celui enregistré
101

---

dans les zones précédentes. Cette érosion se manifeste par la destruction des nombreux
bâtiments, en général d'anciens entrepôts d'arachide, présents dans le secteur. Mais
l'évolution du rivage se caractérise d'abord par la succession dans le temps de périodes
d'érosion et d'accumulation. Ainsi, entre 1959 et 1968, l'érosion est générale (- 2,10 m
par an), puis la tendance s'inverse entre 1968 et 1972 (+ 1,30 m par an), les plus forts
taux d'accumulation s'observant sur le flanc nord-ouest des deux premiers wharfs (points
1 et J) qui semblent jouer plus ou moins bien un rôle d'épis avec accumulation sur leur
flanc nord-ouest et érosion sur leur flanc sud-est, ce qui indiquerait la présence d'une
dérive littorale orientée NW-SE. Entre 1972 et 1976,l'érosion reprend avec force (- 5,10
m par an), les wharfs sont complètement séparés de leur enracinement du côté terre, les
anciens entrepôts commencent à être sérieusement endommagés et des maisons se
retrouvent les "pieds dans l'eau". Succède alors une période de légère accumulation (+
0,90 m par an) entre 1976 et 1980;
- la zone de Mérina-Bata (points repère M à Q) est caractérisée par une
érosion importante et continue depuis 1959 (-1,70 m par an, soit un recul moyen du
rivage de 36 mètres en 21 ans) qui a entraîné la disparition de bâtiments et d'une portion
de route et nécessité le relogement, dans les années 70, d'une partie de la population
riveraine dans le quartier d'Arafat. Les plus forts taux d'érosion ont été enregistrés lors
de la période 1972-1976 (-3,80 m par an), comme pour toute la portion de littoral située
après le cap de Diokoul. Par ailleurs, le taux d'érosion augmente de Mérina à Bata.
2. Données comparatives
Le tableau 15 donne les résultats obtenus pour les villes de Saint-Louis,
Cambérène et Joal en utilisant les points repère indiqués sur la figure 33.
A Saint-Louis, le taux de recul moyen pour la période 1954-1989 est de -0,50 m
par an ce qui est moitié inférieur aux taux cités dans la littérature (-1 à -2 m par an pour la
période 1856-1926 ; cf. tableau 2). L'évolution du littoral présente deux caractéristiques
principales: tout d'abord, pour chaque intervalle de temps considéré, il y a succession le
long du littoral de zones en érosion et de zones en accumulation ou relativement stables,
ce qui engendre des taux moyens d'évolution faibles; de plus, les zones d'érosion
maximum se déplacent au cours du temps d'une extrémité à l'autre de la ville. Cest ainsi
qu'entre 1954 et 1975, le secteur de Ndar Tout (repères A et B) recule de manière
importante (- 1,20 m par an) alors que celui de Guet Ndar (repère F) est relativement
stable (- 0,30 m par an) ; entre 1975 et 1989, la situation est inverse: le secteur de Ndar
Tout reste pratiquement stable (- 0,20 m par an) alors que Guet Ndar connaît une érosion
importante (- 3,20 m par an).
102

---

Tableau 15: Taux d'évolution des littoraux de Saint-Louis, Cambérène et Joal
(le figuré en grisé indique par périodL.la wne la plw; en érosion)
Variaùons de distances (m)
Périodes
A
B
C
D
E
F
Movennes
1954-1975
- 32.2
- 19,5
+ 5.3
+ 5.3
+ 11,1
- 7.1
. - 6.2
1975-1989
- 3.0
- 1.6
+ 8,4
- Il,5
- 25.3
- 44.2
- 12.9
1954-1989
- 35.2
-21.1
+ 13.7
- 6.2
- 14.2
- 51.3
- 19.1
Incertitudes (m)
Périodes
A
B
C
D
E
F
Movennes
1954-1975
±6
± 7.6
± 8.7
± 10.3
± 10,3
± 10,3
± 8.8
1975-1989
± 6.3
± 7.9
± 6.3
± 7.9
± 7,9
± 7.9
± 7,4
1954-1989
± 5.8
± 5.8
± 8.5
± 8.5
± 8,5
± 8,5
± 7.6
Taux d'évolution (m par an)
Périodes
A
B
C
D
E
F
Movennes
1954-1975
"""",.,.• < 'i
- 0.9
(+ 0.3)
(+ 0.3\\
+ 0.5
(- 0.3)
- 0,30
1975-1989
(- 0.2)
(- 0.1l
+ 0.6
- 0.8
- 1.8
- 0.90
1954-1989
- 1.0
- 0,6
+ 0,4
(- 0.2\\
- 0.4
- 1,5
- 0,50
a-Sailll-Louis
Variations de distances (m)
Périodes
A
B
C
D
Movennes
1968-1973
- 14,3
- Il.7
- 23,9
- 13.2
- 15.8
1973-1980
- 17,5
- 12.9
- 5,0
+ 12,8
- 5.7
1968-1980
- 31,8
- 24.6
- 28.9
-0,4
- 21,4
Incertitudes (m)
A
B
C
D
Movennes
1968-1973
± 2,2
± 1,1
± 3.5
± 1.0
±2
1973-1980
± 1.1
+ 0,6
± 1,1
± 0,6
+ 0,8
1968-1980
+ 2.1
± 1,1
+4
± 1.1
+ 2,1
Taux d'évolution (m par an)
A
B
C
D
Movennes
1968-1973
- 2.9
- 2.3
,.•...• " i·
A 0 i 7
- 2,6
- 3.20
1973-1980
i".·A"'2.:l'i""'i
- 1,8
- 0,7
+ 1,8
- 0.80
1968-1980
- 2,7
- 2,1
- 2,4
0
- 1,80
b. Cambérène
Variations de dislances (m)
A
B
C
D
E
Movennes
1960-1972
- 108.9
- 57,9
+ 62.7
+ 71.1
+ 101,9
+ 13.8
1972-1978
- 23.9
+ 8,8
+ 5,1
+ 5,5
+ Il.2
+ 1.3
1978-1989
+ 23.0
- 4,9
+ Il.3
+ 26.3
+ 13.2
+ 13.8
1960-1989
- 109.8
- 54.0
+ 79.1
+ 102.9
+ 126.3
+ 28.9
Incertitudes (m
A
B
C
D
E
Movennes
1960-1972
± 0.8
± 1.2
± 0,8
+1,4
+ 2,8
+ 1,39
1972-1978
+ 0,8
+ 0.8
± 0.8
+ 2.3
+ 2,4
+ 1,45
1978-1989
± 1.8
± 4,7
+ 3,2
± 2.7
+ 6.1
± 3.70
1960-1989
± 1.8
± 5.0
± 3.2
± 1.8
+ 6.5
± 3.64
Taux d'évolution (m par an)
A~
B
C
D
E
Movennes
1960-1972
- 4.8
+ 5.2
+ 5.9
+ 8,5
+ 1.20
1972-1978
+ 1.5
+ 0.9
+ 0,9
+ 1.9
+ 0,20
1978-1989
+ 2,1
+ 1,0
+ 2,4
+ 1.2
+ 1,30
1960-1989
- 3,8
- 1.9
+ 2,7
+ 3.5
+ 4,4
+ 1,00
C. Joal
103

---

Par ailleurs, sur l'ensemble de la période considérée (1954-1989), on distingue trois
secteurs du Nord au Sud: celui de Ndar Tout, dont le bilan est érosionnel (- 28 m en 35
ans, soit un taux de recul moyen de 0,80 m par an), la partie centrale du littoral qui est
restée stable avec localement une tendance à l'accumulation et le secteur de Guet Ndar qui
a reculé constamment depuis 1954 (- 51,3 m en 35 ans, soit un taux moyen de recul de
l,50 m par an). La relative stabilité de la partie centrale du littoral est certainement liée au
mur de protection qui a été construit en haut de plage depuis 1928 et a été reconstruit
après sa rupture par les houles en 1962 (Camara, 1968).
A Cambérène, le taux moyen de recul entre 1968 et 1980 est relativement élevé:
-1,80 m par an. L'érosion a été particulièrement sévère entre 1968 et 1973 (- 3,20 m par
an). Lors de la période suivante (1973-1980), l'érosion se poursuit au niveau de
l'extrémité nord-est du village alors qu'à proximité de la sablière, située à la sortie ouest
du village, on note un mouvement accrétionnel, ce qui donne un taux moyen d'évolution
de l'ensemble du linoral relativement faible (- 0,80 m par an).
A Joal,le taux moyen d'évolution du littoral (pour la partie considérée) est positif
(+ 1 m par an entre 1960 et 1989). Ainsi,l'érosion sévère (- 7 m par an en moyenne) qui
a eu lieu entre 1960 et 1972 dans la partie nord-ouest de la ville (repères A et B) a été
compensée par une forte accumulation au Sud-Est avec allongement de la flèche littorale
sur laquelle est installée Jœl (fig.37). Il est à noter que la zone qui s'est érodée a pris une
forme parabolique, typique des plages situées en arrière de caps.
Ces résultats montrent qu'à Saint-Louis comme à Joal, les mouvements d'érosion
sont compensés par des phénomènes d'accumulation dans d'autres zones. On aurait ici
deux exemples typiques des processus se produisant le long de flèches littorales au
niveau desquelles le transport se fait essentiellement parallèlement au rivage et détermine
une succession de secteurs en érosion et de secteurs en engraissement ce qui donne, sur
une portion significative de littoral, un bilan global peu différent de zéro.
Par contre, à Cambérène comme à Rufisque, l'érosion est générale tout le long de
la côte. Ceci pourrait traduire soit des transports sédimentaires s'effectuant de manière
prédominante en direction du large, perpendiculairement à la côte (mouvements "onshore-
offshore"), soit un manque d'alimentation en sédiments de la dérive linorale que l'on peut
attribuer à l'influence du canyon de Kayar et au caractère découpé de la côte rocheuse du
Cap Vert qui limite les transferts sédimentaires d'un compartiment à l'autre. On peut
également remarquer que les périodes d'érosion intense dans ces deux villes ne se
produisent pas aux mêmes périodes (tab. 16).
Tableau 16: Comparaison des taux de recul du rivage à Rufisque et Cambérène.
Périodes
Rufisque
Cambérène
196~-1972(73)
- 0,20 m par an
- 3,20 m par an
1972(73)-1980
- 1,90 m par an
- 0,80 m par an
104

---

-
0;
..................................................................
--------
flèche littorale
OCEAN ATLANTIQUE
o
250 m
1
1
xxxxx : Erosion
Figure 37 : Evolution du littoral de Ioal entre 1954 et 1980 (d'après Murday, 1986)

---

B. RESULTATS DE L'ANALYSE DES CARTES ANCIENNES
Le tableau 17 résume les taux d'évolution du littoral rufisquois entre 1917 et
1980, tels qu'ils ont été déduits de l'analyse de cartes anciennes.
Tableau 17 : Taux T7UJyens d'évolution du littoral à Rufisque entre 1917 et 1980
(en mètres par an)
(Pour les périodes 1917-1928 et 1917-1980. l'astérisque indique qu'il ne s'agi/pas d'une moyenne mais
uniquement des données concernant/e secteur de l'Escale)
1917-1928 1928-1937
1937-1959
1959-1980 1917-1980
Diokoul
- 3,70
- 0,70
- 0,70
Escale
+ 3,00
- 3,90
- 1,40
- 1,20
- 0,90
Mérina
- 2,90
- 0,60
- 1,80
Moyennes
+ 3,00*
- 3,70
- 1,10
- 1,20
- 0,90*
On peut faire les observations suivantes:
- entre 1917 et 1928, et pour le seul quartier de l'Escale (zone de Keuri
Souf-Keuri Kao), on constate un très fort taux d'engraissement du littoral (+ 3 m par an).
Cest d'ailleurs la seule période où l'on enregistre une avancée du littoral rufisquois ;
- entre 1928 et 1937, il se produit un très fort recul tout le long du littoral
(- 3,70 m par an en moyenne). L'absence de variations spatiales dans les taux de recul
ainsi que l'importance de cette érosion sur une période aussi courte (9 ans), posent
problème;
- entre 1937 et 1959, les taux d'érosion du littoral sont comparables à
ceux observés entre 1959 et 1980 avec les mêmes différences spatiales entre Diokoul qui
recule peu (- 0,70 m par an) et la zone Keuri Souf-Keuri Kao (ancien quartier de l'Escale)
qui recule deux fois plus (- 1,40 m par an). Le secteur de Mérina semble avoir moins
reculé lors de cette période (- 0,60 m par an), mais il pourrait s'agir d'un artefact dû au
faible nombre de données disponibles pour ce secteur ;
- pour la zone du quartier de l'Escale, le taux de recul moyen pour
l'intervalle 1917-1980 (- 0,90 m par an) est inférieur aux taux détenninés pour les
périodes intennédiaires. Ceci est dû à la succession d'une période de forte accumulation
(+ 3 m par an entre 1917 et 1928) et d'une période de forte érosion par la suite (en
moyenne - 2,20 m par an de 1928 à 1980).
La carte d'évolution du littoral rufisquois (fig.38) montre fort bien:
- la position très avancée du littoral en 1928 ;
- la quasi-superposition des lignes de rivage de 1917 et 1937 ;
- la différence d'évolution entre les zones de Diokoul et du fond de la baie
qui ont reculé lentement entre 1937 et 1980 et la zone Keuri Souf-Bata où les reculs sont
importants.
106

---

Figure 38
Carte d'évolution du littoral de Rufisque entre 1917 et 1980
Lignes de rivage de :
1980
1959
1937
1928
1917
-
:3
;~,
Ilets de Khoniet
~~:
14°42'3û"N
1
1
û
400 m

---

Ces résultats suggèrent les réflexions suivantes:
1. L'utilisation de la carte de 1917 a pennis d'établir, au moins pour le
secteur de l'Escale, un taux de recul du littoral à long tenne qui n'est pas excessif: - 0,90
m par an entre 1917 et 1980. Les vérifications d'échelle faites sur cette carte montrent
. qu'elle ne présente pas d'erreur notable et qu'on peut donc la considérer comme fiable.
2. La période 1917-1937 se caractérise par des taux d'évolution
diamétralement opposés. Entre 1917 et 1928, il semble s'être produit, au niveau du
quartier de l'Escale, une très forte accumulation ayant détenniné l'avancée du littoral à un
taux moyen de + 3 m par an. Ce taux peut être revu légèrement à la baisse si l'on tient
compte du fait que l'on compare une carte topographique - celle de 1917 - et une carte
bathymétrique - celle de 1928 - qui sont donc établies avec des zéros différents. En effet,
le zéro topographique actuel est situé 0,98 m plus haut que le zéro hydrographique.
Néanmoins, même en supposant qu'une différence comparable existait à l'époque entre
les deux zéros, le bilan reste quand même positif. Par contre, entre 1928 et 1937, c'est
l'évolution inverse, avec un très fort taux d'érosion (- 3,70 m par an en moyenne) qui
ramène la ligne de rivage de 1937 pratiquement au même niveau que celle de 1917. Ces
très forts taux d'évolution, de sens opposé, posent le problème de la fiabilité de la carte
de 1928. Cette carte a été établie, en ce qui concerne la topographie, d'après des
photographies aériennes. Or, on peut se poser la question de la méthodologie utilisée
pour transcrire ces données photographiques en données cartographiques à une époque
où les techniques de photogrammétrie n'étaient pas encore bien développées. Ceci
d'autant plus que cette opération a eu pour résultat un désaccord important entre la
position des isobathes et la ligne de rivage. Ainsi, dans la zone de Diokoul, l'isobathe - 3
m borde le rivage, ce qui est aberrant (fig.39). D'un autre côté, le littoral a peu changé
entre 1917 et 1937. Ceci peut être interprété de deux manières: soit le littoral est resté
. relativement stable entre 1917 et 1937, auquel cas la carte de 1928 contient de grossières
erreurs et les taux d'évolution pour les périodes 1917-1928 et 1928-1937 sont faux, soit
il y a eu effectivement un très fort mouvement d'accumulation entre 1917 et 1928, suivi
d'un mouvement inverse entre 1928 et 1937 ;
108

---

"
.'
,.
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••
••
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~. ".II" 4.11 !J;J
.r....
"
•
.. ~
.--------------------"--"'----------=----,'"
Figure 39: Encan "MouiUage de Rufisque", extrait de la carte S.H.M. nO 3592,
édition de janvier 1929
"
La flèche indique la zone où exÎslenl des incohén:nces en~ topographie et bathymétrie
3. La période 1937-1980 est une période homogène de recul du littoral
rufisquois avec un recul plus important dans la zone Keuri Souf-Mérina (- 1,20 m par an
en moyenne) que dans le secteur de Diokoul (- 0,70 m par an). Dans l'ensemble, ces
variations des taux d'érosion sont comparables à celles observées à partir des
photographies aériennes. Il est donc évident qu'à partir de 1937 il Ya eu respectivement,
selon les deux hypothèses émises plus haut, soit un déclenchement, soit une diminution
de l'érosion. L'impossibilité de vérifier les deux hypothèses doit conduire, si l'on veut
faire des estimations de l'évolution future du littoral, à prendre en considération le taux
d'évolution entre 1917 et 1980 (- 0,90 m par an en 63 ans), mais aussi celui établi pour la
période 1937 - 1980 (- 1,30 m par an en 43 ans). En effet, il semble bien que c'est à
partir de 1937 que l'érosion est bien établie, la période antérieure se caractérisant soit par
une relative stabilité, soit par des fluctuations importantes mais qui se compensent.
109

---

C. SYNTHESE DES RESULTATS
Suite à l'étude des photographies aériennes et des documents cartographiques
anciens, les principaux résultats obtenus sur l'évolution du littoral rufisquois sont les
suivants :
1. De 1917 à 1980, le littoral rufisquois a connu un taux de recul, mesuré
au niveau de la partie centrale de la ville (Keuri Souf-Keuri Kao), d'environ 0,90 m par
an. Deux grandes périodes peuvent être distinguées: 1917-1937 et 1937-1980. La
première période se caractérise par un bilan pratiquement nul, avec une ligne de rivage
située à peu près à la même position en 1917 et en 1937. Les erreurs relevées sur la cane
de 1928 semblent favoriser l'hypothèse d'une relative stabilité du littoral lors de cette
période. Ladeuxième période se caractérise, par contre, par une érosion nette, de l'ordre
de 1,30 m par an, entre 1937 et 1980. Ainsi, les phénomènes d'érosion côtière
observés actuellement à Rufisque se seraient déclenchés aux environs de
1937.
2. Entre 1959 et 1980, il a été observé une relative variabilité
temporelle de l'érosion côtière. C'est ainsi que l'érosion a été particulièrement
importante entre 1972 et 1976, avec des taux de recul moyens de l'ordre de 2,80 m par
an. En dehors de cette période, les taux d'érosion sont moindres (entre - 0,20 et - 1,10 m
par an). Il a même été constaté des phénomènes d'accumulation localisés, en particulier
entre 1968 et 1972, qui ont été interprétés comme le résultat de l'influence stabilisatrice
d'ouvrages de protection ou d'un effet d'épi joué par les wharfs. Cependant, les
variations temporelles n'ont pas pu être toutes expliquées. Certaines d'entre elles
pourraient même être de simples artefacts induits par les limites de résolution de la
méthodologie utilisée. C'est le cas notamment quand les variations de distances ou les
intervalles de temps sont trop faibles.
3. Une deuxième caractéristique de l'érosion côtière, entre 1959 et 1980,
est sa variabilité spatiale qui permet d'identifier plusieurs zones géographiques. La
zone de Diokoul a reculé assez lentement, avec un taux de recul moyen entre 1959 et
1980 de - 0,70 m par an. L'érosion ne s'y est véritablement installée qu'à partir de 1972.
Le fond de la baie de Rufisque a reculé à un taux identique (- 0,70 m par an),
certainement grâce aux structures de protection rudimentaires mises en place avant 1968.
Ces structures auraient contribué à la stabilisation de cette partie du littoral tout en
déplaçant la zone d'érosion qui, normalement, se rencontre en arrière d'un cap. La zone
de Keuri Souf-Keuri Kao a reculé de manière significative (- l,50 m par an) mais a connu
des inversions de tendance. Enfin, le secteur de Mérina-Bata est en constante érosion
depuis 1959 et a le taux de recul le plus élevé à Rufisque (- 1,70 m par an). Ces zones
peuvent en fait être regroupées en deux grands ensembles séparés par le cap de Diokoul :
le secteur de Diokoul à faible taux de recul, qui correspond en fait à l'extrémité de la baie
110

---

de Hann et le secteur situé après le cap de Diokoul où les taux d'érosion sont deux fois
plus importants et augmentent progressivement depuis le fond de la baie de Rufisque
jusqu'à Bata.
4. Les évolutions constatées entre 1980 et 1989 traduisent l'influence
des ouvrages de protection. C'est ainsi que le champ d'épis de Diokoul semble
avoir contribué à une réduction significative de l'érosion côtière alors que le mur de
protection érigé entre Keuri Souf et Thiawlène à partir de 1983 a aggravé les phénomènes
d'érosion à son extrémité selon un processus connu, dit de contournement d'ouvrage, qui
se produit toujours quand un mur de protection ne présente pas de raccordement latéral.
5. Les tentatives de comparaison avec les processus érosionnels ,onstatés
dans d'autres villes côtières du Sénégal ont montré une nette distinction entre l'évolution
des rivages de flèches littorales (cas des villes de Saint-Louis et Ioal), et celle des autres
types de littoraux sableux (Carnbérène et Rufisque). Les littoraux de flèches sableuses
sont caractérisés par une succession de zones en érosion et de zones en accumulation qui
peuvent se déplacer au cours du temps et qui correspondent respectivement aux zones
d'approvisionnement et de dépôt des courants de dérive littorale. Aussi, dans ce cas, les
taux moyens d'évolution du littoral dépendent de la longueur de littoral considérée. Par
contre, à Carnbérène et à Rufisque, l'érosion est présente tout le long du littoral, ce qui
pourrait être dû soit à un transport prédominant en direction du large entraînant une perte
continue de sédiments pour la plage, soit à une sous - alimentation de la dérive littorale en
sédiments qui pourrait être due à un piégeage des sédiments littoraux par le canyon de
Kayar et aux interruptions du transport sédimentaire longitudinal par les nombreux caps
qui se succèdent tout le long de la tête de la presqu'île du Cap Vert. Enfin, le fait que les
taux maxima d'érosion entre Cambérène et Rufisque, deux villes bordant la presqu'île du
Cap Vert, ne se produisent pas aux mêmes périodes montre qu'aux causes globales
d'érosion côtière se superposent des influences
locales qui peuvent êt-re
prédominantes.
III.
DISCUSSION
LES CAUSES DE L'EROSION DES
COTES
A l'échelle de temps considérée, c'est-à-dire plusieurs décennies, les principales
causes possibles d'érosion côtière sont les suivantes (Broun et Schwartz, 1985 ; Bird,
1993 ; Fenster et al., 1993) :
- une élévation du niveau relatif de la mer ;
- des contrôles géomorphologiques tels que ceux exercés par des caps qui
déterminent une forme d'équilibre que la plage tend à atteindre;
- des modifications des conditions de houle: changements de l'énergie, de
la direction des houles, plus grande fréquence des houles de tempête;
111

---

- des diminutions des apports sédimentaires à la côte dues à des
phénomènes naturels ou aux impacts d'activités humaines.
Ces causes ne peuvent être examinées que de manière globale car le pas de temps
entre deux documents canographiques ou photographiques est en général trop grand pour
. autoriser une analyse détaillée de ces causes.
A. L'ELEVATION DU NIVEAU MARIN RELATIF
De l'ordre de + 1 à + 2 mm par an lors du dernier siècle, l'élévation du niveau
marin panicipe aux phénomènes d'érosion côtière. C'est Bruun (1962) qui a le premier
formulé les mod:ùités de réponse d'un profil de plage à une élévation du niveau marin.
Elles sont connues sous le nom de loi de Bruun et peuvent être exprimées ainsi: étant
donnés un profil d'équilibre et un bilan sédimentaire nul pour le secteur considéré, une
élévation du niveau marin sera suivie d'un déplacement vers le haut et vers le continent du
profil de plage avec érosion de la partie supérieure du profJ.J. ; la quantité de matériel ainsi
érodé sera déposée sur la plage sous-marine, entraînant un réhaussement du fond égal à
l'élévation du niveau marin et maintenant ainsi une profondeur d'eau constante (Dubois,
1977 ; fig.40a). Le profil d'équilibre est donc simplement translaté en direction du
continent.
Par la suite, des expériences en laboratoire (Schwartz, 1965) ou sur le terrain, en
général en milieu lacustre (Dubois, 1975 et 1976; Hands, 1983), mais aussi en domaine
marin (Schwartz, 1967 ; Rosen, 1978 ; Clarke et Eliot, 1983), ont démontré la validité de .
la loi de Bruun qui pourrait toutefois être limitée à l'ensemble estran - zone de surf
(Dubois, 1976 et 1992).
Quantitativement, le recul du rivage R est exprimé en fonction de l'élévation du
. niveau marin s, de la largeur du profil de plage actif L,.de la hauteur de la berme (ou des
dunes, ou du cordon littoral) B et de la profondeur de fermeture du profil d (fig.40b) par
la formule simple suivante (Bruun. 1988) :
R =_-"l~_ S
(1)
(B + d)
Le recul du rivage peut également être déterminé en fonction de la pente du profil actif
tana, sous la forme:
R = _1_ S
(2)
tan a
112

---

J------":'-- -- ----- ------ -- ---- - -- ---
l
l",
s =s'
s
V =v'
L
I-R'- ~
~---V-;---- --,-7
-
_
, s
Niveau marin el profil de plage en phase 1 - - - : en phase II - - - - -
a : Réponse d'une plage à une élévation du niveau marin selon Bruun
(d'après Dubois, 1977)
(s el s' sont les élévations venicales, V el V' les volumes sédimentaires érodé el déposé)
y
1
J--
_
s
élévation du niveau marin
.--
1
x
f - - - - - - - - - L - - - - - - - - - - l
b : Paramètres utilisés dans l'équation de Bruun (d'après Bruun, 1988)
Figure 40 : La loi de Bruun
Rands (1983) a introduit de légères modifications à cette loi simple pour tenir compte de
la nature des sédiments érodés et de l'existence éventuelle d'un transport sédimentaire
parallèlement au rivage, ce qui donne la formule suivante:
113

---

sg(Z)
L • S. FA
R = - - - - - = - -
(3)
(8 + d)
y (8 + d)
où FA est le rapport de surremplissage (terme utilisé dans les travaux de nourissement
des plages et fonction de la granulométrie des sédiments) ; sg(z) est un exposant qui
dépend du sens dans lequel se fait le mouvement du niveau marin avec sg(z) = 1 si z > 0
et sg(z) = -1 si z < 0 ; Qt est l'échange net de sédiments au cours du temps t dans un
secteur littoral de longueur Y. Broun (1988) a proposé des formules voisines.
Dans ces formules, le paramètre le plus difficile à déterminer est la profondeur de
fermeture du profil de plage d, c'est-à-dire la profondeur à partir de laquelle il n'y a plus
d'échanges possibles de sédiments avec la plage (Broun, 1983 ; Hands, 1983). La
méthode idéale serait bien sûr de comparer des profils bathymétriques réalisés pendant la
période considérée. Mais, outre le fait qu'il est très rare de pouvoir disposer de tels
documents à l'échelle historique, les documents bathymétriques anciens sont entachés
d'erreurs liées notamment aux méthodes de positionnement et de détermination de la
profondeur. On utilise donc en général des formules qui varient selon les auteurs, les plus
couramment utilisées étant:
- les formules de Hallermeier (1981). En fait, deux profondeurs de
fermeture sont définies, dl et di : la première ou profondeur minimum, est la plus grande
profondeur où le transport "onshore 1offshore" est intense et le transport "longshore"
significatif au cours d'une année typique; la seconde ou profondeur maximum est la plus
grande profondeur où le transport "onshore 1offshore" est significatif. Ces profondeurs
sont ainsi définies:
dl == 2 H s + Il cr
(4)
_
-
-
g
os
di =( Hs - 0,3 cr ) Ts (5000 D) .
(5)
Hs est la hauteur significative moyenne de houle, calculée si possible sur un an ; cr
l'écart-type de la hauteur significative moyenne de houle; T s, la période significative
moyenne de houle, si possible sur un an ; D, le diamètre moyen des sédiments à une
profondeur égale à 1,5 dl et g l'accélération de la pesanteur ;
- la formule de Broun et Schwartz (1985), basée sur la hauteur maximale
de la houle cinquantennale Hmax 50 :
h· = 2 Hmax 50
(6)
114

---

En fait, la profondeur de fermeture du profil de plage varie proportionnellement avec
l'échelle de temps considérée (Dean et Maurmeyer, 1983).
Enfin, il ne faut pas oublier que la loi de Brnun définit l'érosion potentielle
susceptible de se produire en cas d'élévation du niveau marin relatif (Dean et Maurmeyer,
1983). En effet, le processus d'érosion des sédiments sur l'estran nécessite une certaine
quantité d'énergie et la concrétisation de l'érosion potentielle ne se fera que si cette
énergie, en général celle des houles, est disponible (Rosen, 1978 ; Dubois, 1982 ;
Rands, 1983 ; Bird, 1993). De plus, la loi de Brnun ne règle pas le problème du temps
de réponse entre la cause (élévation du niveau marin) et le résultat (constitution d'un
nouvel équilibre) (Dean et Maunneyer, 1983). Schwartz (1968) considère ainsi que les
plages actuelles sont encore en train de s'ajuster à l'élévation du niveau marin qui s'est
produite à partir d'environ 16000 B.P. Realy (1991) indique qu'il faut plusieurs années
pour qu'un profil de plage s'équilibre par rapport à une élévation du niveau marin de
plusieurs centimètres.
A partir des données disponibles, la loi de Brnun a été appliquée (équation 1) afin
de quantifier les effets de l'élévation du niveau marin sur le recul de la ligne de rivage à
Rufisque entre 1959 et 1980. Compte tenu des difficultés de détermination de la
profondeur de fermeture, les formules (4) à (6) ont été utilisées. Les détails de ces calculs
sont donnés dans l'annexe B. Le tableau 18 récapitule les reculs du rivage obtenus par la
formule de Brnun ainsi que le pourcentage qu'ils représentent par rapport aux reculs
déterminés par l'étude des photographies aériennes.
Tableau 18: Part de l'élévation du niveau marin relatif
dans le recul de la ligne de rivage à Rufisque entre 1959 et 1980
(en mètres et en pourcentages)
Profondeurs de fenneture utilisées
Secteurs
dl =2,9 m
di = 12,6 m
h* = 9,2 m
Cimetière musulman de Diokoul
20m(II%)
29m(\\6%)
29m06%)
Milieu de Diokoul
0,6m OS %1
3,5 m (88 %)
2,5 m (63 %)
Cimetière chrétien de Diokoul
0,3 m (2 %)
3,6 m (23 %)
2,5 m (16 %)
Fond de la baie de Rufisque
1,4 m (10 %)
4,4 m (33 %)
3,52 m (26 %)
Keuri Souf
0,7m (5 %)
3,9 m (26 %)
3,3 m (22 %)
Keuri Kao
OSmO%)
38mOI%)
30m(9%)
Mérina
0,6 m (2 %)
39 m (\\2 %)
2,8 m (9 %)
Thiawlène
0,4 m 0 %)
36m(\\2%)
2,6m(9 %)
BaIa
0,4 m (0,4 %)
3,8 m (9 %)
2,4m(6%)
115

---

Ces résultats montrent que l'élévation du niveau marin n'explique en
moyenne que moins de 20% du recul de la ligne de rivage observé à
Rufisq ue. Dubois (1988) a fait un constat similaire. De plus, des calculs du même type
réalisés pour les plages de Caroline du Nord (Etats-Unis) ont montré également que
l'élévation du niveau marin n'était responsable que d'une faible part du recul historique
du rivage (environ 28%) (Fenster et Dolan, 1993).
Plusieurs hypothèses peuvent être avancées pour expliquer ce constat:
1. Les calculs réalisés sont plus ou moins approximatifs dans la mesure
où l'élévation du niveau marin a été estimée et où la largeur du profil actif a été déterminée
à partir d'une carte bathymétrique assez ancienne (1937).
2. Le processus d'adaptation du littoral à l'élévation du niveau serait
encore en cours.
3. La loi de Bruun aurait un domaine d'application très limité, car étant
basée sur deux hypothèses ne correspondant pas à la réalité de beaucoup de zones
littorales. La première hypothèse suppose que le profll de plage est en équilibre avant
l'élévation du niveau marin et l'équation (1) dérive de l'équation classique définissant les
profils d'équilibre: h = Ay213 (h étant la profondeur, y la distance par rapport au rivage et
A un paramètre dépendant des caractéristiques des sédiments). Or, non seulement
l'existence même de proflls d'équilibre est remise en question (Hands, 1983 ; Healy,
1991 ; Pilkey et al., 1993), mais aussi on tend de plus en plus à proposer des équations
de type exponentiel pour décrire les profils d'équilibre (Bodge, 1992 ; Komar et
McDougal, 1994 ; Lee, 1994). La deuxième hypothèse considère que le bilan
sédimentaire est nul dans le secteur considéré. En fait, il semble exister de nombreux
échanges sédimentaires dans la zone littorale mais qui sont mal connus (Healy, 1991 ;
Fenster et Dolan, 1993).
Malgré tout, aucune autre proposition de loi n'ayant été faite à ce jour, l'utilisation
de la formule de Bruun est incontournable.
B. LA FORME D'EQUILIBRE DES PLAGES EN ARRIERE DE CAPS
La côte au Sud de Dakar ou Petite Côte est caractérisée par une succession de caps
rocheux et de baies sableuses, les prenùères baies à partir de Dakar étant celles de Hann et
de Rufisque. Ce type de plages tend à atteindre une forme d'équilibre idéale, déterminée
par les phénomènes de diffraction et de réfraction au niveau du cap et dans les baies. Pour
ce qui est de la baie de Rufisque, cette forme d'équilibre n'aurait pas encore été atteinte
(Dwars, Heederik et Verhey Ingénieurs Conseils, 1979).
116

---

Les premiers travaux avaient considéré ces plages comme ayant la forme de
spirales logarithmiques et avaient déterminé une équation simple permettant de calculer la
forme d'équilibre (Yasso, 1965 ; Silvester, 1970).
Rz> RI
(7)
OÙ RI et Rz sont deux rayons vecteur à partir du centre de la spirale logarithmique, a
l'angle entre le rayon vecteur et la tangente à la courbe en ce point et e l'angle entre les
deux rayons vecteur. L'angle a est constant et définit la spirale logarithmique (fig.41a).
Un certain nombre de conditions sont nécessaires pour utiliser ce type d'équations, à
savOIr:
- l'existence d'un cap capable d'engendrer des phénomènes de diffraction
des houles et d'interrompre tout transport sédimentaire par la dérive littorale;
- une direction dominante des houles et une légère obliquité à la côte afin
que se forme un courant de dérive littorale;
- l'absence en face de la plage de morphologies (canyons, hauts-fonds)
pouvant modifier la vitesse des houles.
Si ce modèle théorique a semblé expliquer la forme de certains littoraux
(Quevauviller, 1987 et 1988), d'autres études (Rea et Komar, 1975; Meeuwis et Van
Rensburg, 1986; Terpstra et Chrozastowski, 1992) ont prouvé qu'il ne s'appliquait bien
que pour la partie des plages située à proximité du cap. De plus, des problèmes pratiques,
concernant notamment la définition du centre de la spirale, se posaient. Des travaux plus
récents (Hsu et al., 1987 ; 1989 a et b ; Hsu et Evans, 1989) ont permis de définir un
autre modèle: la courbe parabolique. Dans ce modèle, les plages présentent trois zones de
courbure différente (fig.4l b) :
- une section presque circulaire en arrière du cap. Elle est produite par la
diffraction de la houle et n'apparaît que quand le cap est orienté perpendiculairement aux
crêtes de la houle incidente et qu'il est étroit;
- une zone en forme de spirale logarithmique telle que définie par Yasso
(1965) ;
- une dernière portion tangente au cap. Elle n'est exactement rectiligne que
quand l'équilibre est parfait, auquel cas elle devient parallèle aux crêtes de la houle
incidente.
117

---

PlAGE
1
\\,
\\
~\\
Liane de cril.C do houle
/ )
, /
;>rthogonale de houle
' _ J
/
.
-,. Zone où 1. plage peul ne
/
pu eLre prÛcnlc
\\
Eucnlion pouible
du cap
b : La forme parabolique. Définition des variables utilisées.
(d'après Hsu et Evans, 1989)
-
teu. prOl01Ypca
J
4'
..J...""
-
00
1" -
/
~i;~o.90o,210 3D'
y
Pt
'"/
. /
l • 9.120'
0"'5'
1 7 . ~
V
0,
... a-150'
1
)
~
1.,.
'./
f'l0_180'
• 9_240°
60° r....... -----;;;-
a
" V
a: DéfUlition de la spirale lograritlunique par Yasso
o ti.:;:;no
. /
'2. ..T nn.1 ~
V
(in Hsu el al" 1987)
1
/
'1
0,
I l . /
V
--..
f?7Il
.....
V
./
..,., 1':.
L4"
• •
1
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/
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1/
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•
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~
/1/
/ /
[ : p .
1
/1/
_
,
11/ //
._ .... r:--
0,2
U/~ r.....,
•
•
Figure 41 : Les plages de forme parabolique
~~~
°
10
20
30
40
SO
60
70
80
pO
c : Abaque définissant les rapports RlRo en fonction de pet e
(d'après Hsu et Evans, 1989)

---

En 1987, Hsu et al. présentent une équation permettant de déterminer un rapport
RlRo et de construire un abaque donnant la valeur de ce rapport en fonction des angles ~
et 8 (fig.41c).
~ 0,83
l i = 0,81
(8)
Ro
8 0 ,77
Ro étant le rayon de la parabole compris entre le point de diffraction et l'extrémité de la
baie, ou ligne de contrôle; R étant un autre rayon de la parabole entre le point de
diffraction et un point quelconque de la plage; 8 l'angle entre ces deux rayons et ~
l'angle entre Ro et la ligne de crête des houles dominantes au point de diffraction
(fig.4Ib).
Il faut noter que cette équation ne s'applique bien que pour des valeurs de 8 < 120° et de
~ comprises entre 45 et 90°. Quand ~ devient inférieur à 10°, la plage en aval est
pratiquement rectiligne. L'abaque permet de tracer la courbe d'équilibre d'une plage
située en arrière d'un cap car il donne les valeurs de distance relative (RlRo) de rayons
faisant avec Ro des angles e variant entre 30 et 270°. Si les rayons aboutissent du côté
terre par rapport à la ligne de rivage actuelle, cela veut dire que la baie n'a pas encore
atteint sa forme d'équilibre et, si tout apport ~édimentaire est supprimé, elle s'érodera
pour atteindre sa courbe idéale. Par la suite, Hsu et al. (1989 a) ont trouvé un autre
paramètre permettant de vérifier la stabilité de ce type de plages, le rapport d'indentation
maximum, alRo tel que:
JL = 0,014 ~ . 0,000094 ~2
(9)
Ro
a étant la distance cntre la ligne de contrôle et la tangente à la partie la plus indentée de la
baie (fig.44). Si aIRo est inférieur à la valeur indiquée sur la courbe, la baie est instable et
peut s'éroder jusqu'à atteindre sa forme d'équilibre.
Le littoral entre Mbao et Bargny appartient à deux baies différentes:
- la baie de Hann, située entre deux caps, la pointe de Bel Air et le cap de
Diokoul, et dont l'extrémité est le quartier de Diokoul ;
- la baie de Rufisque qui est localisée entre le cap de Diokoul et le
renflement de Bargny.
Pour chacune de ces baies, la méthode de détermination de la forme d'équilibre de ce type
de plages a été utilisée et le rapport d'indentation maximum calculé. La méthodologie est
décrite dans l'annexe C.
Pour la baie de Hann, les calculs réalisés indiquent une forme d'équilibre très
éloignée de la forme actuelle de la plage, surtout dans la zone comprise entre Tiaroye et
119

---

Hann (fig.42). Il pourrait s'agir là de l'effet des hauts-fonds - en particulier du banc de la
Résolue - qui doivent entraîner des phénomènes de réfraction non prévus par le modèle et
qui en limitent l'application (Hsu et al., 1989 b). En effet, dans le modèle, les crêtes de
houle sont rectilignes, ce qui n'est pas le cas quand il y a réfraction. Par contre, la zone
de Diokoul semble en équilibre du point de vue de sa forme.
1 Banc de Rufisque 1
,i:;;:' 4 ....
a : Diffraction sur la Pointe de Bel Air
- - - - Forme d'équilibre de la baie
..r
b : Diffraction sur la digue de Bel Air
Figure 42 : Formes d'équilibre de la baie de Hann
120

---

Au niveau de la baie de Rufisque existent deux JX>rtions rectilignes d'orientation
légèrement différentes: la zone entre Keuri Souf et Keuri Kao, d'orientation N288° et
celle qui va de Mérina à Bata, d'orientation N295°. Ceci suggère l'existence de deux
directions de houle dominantes, l'une pouvant corresJX>ndre à la houle incidente et l'autre
à une houle réfractée par le banc de Bargny. Les isobathes suivent également ces deux·
directions dont le JX>int d'intersection se situe entre l'extrémité de Keuri Kao et Mérina
Pouyène. Les calculs montrent que JX>ur l'orientation N288°, la baie a globalement sa
forme d'équilibre, alors que JX>ur l'orientation N295°, le déséquilibre est relativement
imJX>rtant (fig.43).
.,
l1els de t
Khoniet"
Cap de Diokoul
.....
a : Cas de houles dominantes de direction N1980
forme d'équilibre de la baie de Rufisque selon ROI
lignes de conlrôle sc LCnninanl :
à la fm de Keuri Kao (ROI)
-
_ .
forme d'équilibre de la baie de Rufisque selon R02
à la fin de Mérina Pouyène (R02)
.~
.'...
ilets de ,.
Khoniet
Cap de Diokoul ....-
....;
b : Cas de houles dominantes de direction N205°
Figure 43 : Formes d'équilibre de la baie de Rufisque
121

---

Il convient également de noter qu'ici les valeurs des angles ~ sont faibles (en général
inférieures à 20°) et correspondent aux parties de l'abaque de Hsu et al. (1989 a) qui
n'ont pas été vérifiées par l'expérience.
En ce qui concerne les rapports d'indentation maximum, ils se situent presque
tous au-dessous de la courbe (fig.44), ce qui indique que les plages en question n'ont pas
encore atteint leur forme d'équilibre et donc ont tendance à l'érosion (Hsu et al., 1989 b).
Les deux exceptions sont les points obtenus pour la baie de Rufisque pour une houle de
NI98°. Cela voudrait dire que cette baie est plus ou moins en équilibre par rapport à cette
direction.
0,6
..
0,5
......,
. / ~
"
"
0.4
" " k;
V·
•
" /1 •
./
afRO 0,3
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,
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/
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o ""ode 1 (HO 1'7')
/
~
• prOlOlypC'(fQ:)&4r 1)
V
o o
10
20
30
40
50
60
70
80
°
13
BaiedeHann
•
1. Diffraction sur la Pointe de Bel Air
2. Diffraction sur la digue de Bel Air
Baie de Ruftsque
- Houles dominantes de N 198°
Jf
3. Exlrémilé du secteur rectiligne à la ftn de Keuri Kao
4. Exttémité du secteur rectiligne à la ftn de Mérina Pouyène
Jf
- Houles dominantes de N20S 0
5. Exttémilé du secteur rectiligne à la [m de Keuri Kao
6. ExlréfiÙté du secteur rectiligne à la [m de Mérina Pou yène
Figure 44 : Rapports d'indentation maximum des baies de Hann et de RufIsque
(d'après l'abaque de Hsu et Silvester, 1991)
122

---

On peut donc avancer les conclusions suivantes:
- la méthodologie de détermination de la forme d'équilibre des plages
situées en arrière des caps, telle que préconisée par Hsu et al. (1987 ; 1989 a et b) ne
permet d'expliquer que les phénomènes d'érosion dans la partie log spiralée de ces
plages. En effet, c'est là que les phénomènes d'érosion sont susceptibles d'être les plus
intenses alors que dans la partie tangente à la direction de houle, le recul est très faible.
Cependant, Rea et Komar (1975) ont montré théoriquement que si un système n'est pas
clos, c'est-à-dire non limité à l'aval par un autre cap (cas de la baie de Rufisque), et que
du sédiment continue à être transporté vers l'aval de la plage, la ligne de rivage continue à
s'éroder tout en maintenant sa forme générale. Cest apparemment ce qui est observé
dans la baie de Rufisque, en particulier au niveau des parties rectilignes (Mérina-Bata) où
le recul s'est toujours effectué parallèlement à la côte;
- les baies examinées ici sont dans des conditions limite pour l'application
de cette méthodologie, soit parce que des bancs sous-marins modifient l'énergie et la
direction des houles - c'est le cas de la baie de Hann -, soit parce qu'elles ne sont pas
situées entre deux caps et qu'elles sont soumises à deux directions de houles dominantes,
ce qui est le cas de la baie de Rufisque. En ce qui concerne cette dernière, on peut
remarquer que le point d'intersection èe ces deux directions de houle se situe entre Keuri
Kao et Mérina, c'est-à-dire dans une zone où les taux d'érosion sont les plus forts. La
convergence de deux directions de houle pourrait peut être expliquer les forts taux
d'érosion observés entre Keuri Kao et Bata.
C. MODIFICATIONS DES CONDITIONS DE HOULE
Elles sont difficiles à apprécier dans la mesure où il n'y a jamais eu au Sénégal
d'enregistrements continus de houle sur de longues périodes pouvant servir de référence.
Néanmoins, on peut tenter d'utiliser certaines informations indirectes pour essayer
d'évaluer l'existence ou non de modifications de houle, sans toutefois pouvoir en préciser
l'ampleur. Cest ainsi que:
- l'orientation de la ligne de rivage n'a pas changé de manière significative
depuis 1880. Or, si l'on considère, ainsi que le suggèrent Silvester et Hsu (1993), que
l'orientation des parties rectilignes des plages paraboliques est un indicateur fiable de la
direction des houles dominantes, cela signifie qu'il n'y a pas eu depuis cette date de
modification de direction de la houle dominante;
- Flohn et al. (1990) indiquent, pour la période 1949-1979, une
intensification des upwellings dans les zones tropicales suite à une augmentation de la
vitesse des alizés et à une légère augmentation de l'évaporation. Ils attribuent ces
phénomènes au réchauffement d'origine anthropique des eaux de surface océaniques
ayant entraîné une intensification de la circulation atmosphérique dans l'hémisphère nord
123

---

et une augmentation de la vitesse des vents et de phénomènes exceptionnels tels que
ouragans ou cyclones. Il existe également des indices d'un renforcement des vents
d'Ouest au-dessus de l'Atlantique nord extra-tropical (Folland et al., 1990). Ces vents
étant les générateurs des houles longues mais aussi des " mers du vent" locales, une
augmentation de leur vitesse doit nécessairement se répercuter sur les caractéristiques des
houles, notannnent sur leur hauteur et leur énergie.
Ainsi, les rares indications disponibles suggèrent un renforcement de l'énergie
des houles pour la période récente.
D. MODIFICATIONS DES APPORTS SEDIMENTAIRES A lA COTE
Parmi les processus susceptibles d'avoir modifié, à l'échelle historique, les
apports sédimentaires à la côte, on peut citer:
- la sécheresse, particulièrement marquée depuis 1970 (Chaperon, 1976 ;
Olivry, 1983; Olivry et Chastanet, 1986; Hubert et Carbonnel, 1986; Kelly et Farmer,
1991 ; Mahe, 1993), qui aurait entraîné une forte réduction des apports fluviatiles, non
seulement des grands fleuves tels que le Sénégal, mais aussi des nombreux petits réseaux
fluviatiles côtiers. En terme d'apports sédimentaires proprement dits, cette influence
négative de la sécheresse doit cependant être nuancée parce que d'une part, les apports
éoliens se sont accrus suite à une intensification des vents (Courel, 1985) et que d'autre
part, des fleuves comme le Sénégal apportent surtout des sédiments fins, silto-argileux
(Kane, 1985) qui contribuent peu à l'alimentation des plages. Néanmoins, et bien
qu'aucune mesure précise ne soit disponible, il est raisonnable de penser que les apports
sédimentaires des systèmes fluviatiles côtiers ont été fortement affectés par la sécheresse,
avec des conséquences sur les zones littorales. En effet, il s'agit de réseaux peu étendus
qui sont alimentés par les ruissellements se produisant à l'occasion des pluies orageuses
d'hivernage et qui pourraient donc transporter des sédiments plus grossiers que ceux
drainés par de grands fleuves tels que le Sénégal ;
- les cartes anciennes révèlent la présence de réseaux fluviatiles côtiers
actuellement réduits ou inexistants parce qu'ayant été remblayés et asséchés dans le cadre
de programmes de lutte contre le paludisme menés lors de la période coloniale. Cest le
cas du système lagunaire de Hann qui s'étendait à l'Est jusqu'à Tiaroye et au Nord
jusqu'au pied des dunes de Cambérène et alimentait une aiguade utilisée tant par les
navires que par les habitants de Gorée (Bouet-Villaumez, 1846 ; Kerhallet et Le Gras,
1871). A Rufisque, les marigots qui sont représentés sur la carte de 1880 et qui servaient
aussi aux navires pour faire de l'eau (le "Rio Fresco" des Portugais) ont été, pour partie
asséchés et remblayés (zone de Mérina), pour partie aménagés en canaux d'évacuation
des eaux pluviales: canaux de l'est et de l'ouest édifiés entre 1903 et 1913 et canal de
ceinture construit entre 1957 et 1963 (Dubresson, 1979). Bien que fonctionnant la plupart
124

---

du temps comme des bassins de décantation, ces réseaux lagunaires pouvaient, en
période d'hivernage se décharger en mer suite à une rupture du cordon littoral,
fonctionnement actuellement observé pour les marigots côtiers encore en activité ;
- les extractions de sable sur les plages se font depuis longtemps. Elles
foumissentdes matériaux de construction (sable et coquillages) et sont concentrées dans
la zone située entre la centrale thermique du Cap des Biches et Diokoul. Diallo (1982)
estimait les prélèvements quotidiens à 10-15 tonnes, chiffres qui doivent être actuellement
dépassés compte-tenu de la multiplication des points de prélèvement mais aussi du fait
que les exttractions ne se font plus uniquement sur la plage mais également dans le
cordon littoral et la zone de surf. A ces activités, il faut ajouter les extractions de sables
titanifères qui ont été effectuées entre 1924 et 1953 par la société Gaziello (Niang, 1991).
Les tonnages de minerais exportés lors de cette période se chiffrent aux alentours de
35 ()()() tonnes qui n'ont vraisemblablement pas été remplacés au niveau de la plage;
- au Nord-Ouest de Rufisque existent un certain nombre d'ouvrages
perpendiculaires au rivage qui ont dû capter une partie des sédiments transportés par le
courant de dérive littorale. C'est le cas notamment des chenaux d'alimentation en eau
édifiés dans la zone industrielle comprise entre Tiaroye et Mbao par les LeS. (Industries
Chinùques du Sénégal) et la SENELEC (Société Nationale d'Electricité du Sénégal) qui
ont commencé à fonctionner respectivement en 1968 et 1964 ;
- il faut ajouter à tout cela des influences ponctuelles des ouvrages de
protection construits à Rufisque. En effet, les structures durcissantes telles que le mur de
béton au fond de la baie de Rufisque et le mur de protection entre Keuri Souf et
Thiawlène, en empêchant la mobilisation des sédiments par les processus naturels, créent
un déficit sédimentaire qui tend à être comblé par une érosion juste après ces structures.
IV. CONCLUSIONS
L'étude des documents cartographiques et photographiques a permis de
reconstituer l'évolution historique du rivage à Rufisque pour la période allant de 1917 à
1989. De 1917 à 1980, le taux de recul du rivage a été d'environ 0,90 m par an. Mais, en
réalité, cette période n'est pas homogène. En effet, entre 1917 et 1937, le littoral
est resté relativement stable. Par contre, à partir de 1937 et jusqu'en 1980,
l'érosion côtière est bien établie à Rufisque, avec un taux moyen d'érosion de 1,30
m par an. Une telle accélération de l'érosion des côtes lors des dernières décennies a été
observée sur d'autres littoraux et attribuée à l'impact négatif des activités humaines sur les
côtes (El Ashry, 1971 ; Wilkinson et McGowen, 1977 ; Fitzgerald et Fink, 1987 ; Pilkey,
1991 ).
Cependant, l'érosion côtière enregistrée entre 1937 et 1980 se caractérise par une
forte variabilité temporelle. C'est ainsi que la période d'érosion la plus marquée a été
125

---

observée entre 1972 et 1976, avec un taux d'érosion moyen de - 2,80 m par an.
Malheureusement, l'écart important entre ces deux dates, ne pennet pas d'attribuer ce
taux d'érosion très fort à un phénomène précis. Par ailleurs, existe également une
variabilité spatiale qui se traduit par l'existence de deux secteurs géographiques: le
secteur de Diokoul, à taux de recul relativement faible (- 0,70 m par an) qui pourrait peut-
être s'expliquer par la position de ce secteur à l'extrémité de la baie de Hann, lui
pennettant de bénéficier des apports sédimentaires éventuels en provenance de la partie
amont de la baie; le secteur compris entre le cap de Diokoul et Bata, où l'érosion se fait à
un rythme deux fois plus important que dans le premier secteur, avec un taux moyen de
l,50 à 1,70 m par an. Dans ce deuxième secteur, qui appartient à la baie de Rufisque, les
taux d'érosion côtière augmentent depuis le cap de Diokoul jusqu'à Bata. Cette évolution
de l'érosion est l'inverse de ce qui est en général observé dans les baies situées en arrière
de caps (Finkelstein, 1982) et indiquerait donc une situation particulière de la baie de
Rufisque, certainement en relation avec un phénomène de convergence de houles
engendré par la présence du banc de Bargny.
Lors de la période 1980-1989, a pu être décelée une certaine influence des
ouvrages de protection. Dans le secteur de Diokoul, le ralentissement des taux de
recul du rivage a été interprété comme le résultat d'une influence positive du champ d'épis
de Diokoul. Par contre, l'accélération de l'érosion observée à la fin du mur de protection
de Keuri Souf-Thiawlène est clairement due à un phénomène de contournement par les
houles de l'extrémité du mur qui n'est pas protégée.
L'ensemble de ces observations indique qu'aux causes globales de
l'érosion des côtes se superposent des causes locales (convergence des
houles, effets des structures de protection, etc) qui expliquent, au moins en partie, la
variabilité spatiale des taux d'érosion. D'un point de vue pratique, cela veut dire que
l'évolution à l'échelle historique d'un rivage ne pourra être appréhendée que si le maillage
des observations est assez serré. Dans le cas contraire, on risque d'attribuer à un secteur
côtier un taux d'évolution qui n'a qu'une valeur locale. Ceci est particulièrement vrai dans
le cas de flèches sableuses (loal, Saint-Louis), mais aussi pour des littoraux précédés de
nombreux haut-fonds induisant des phénomènes de réfraction et donc des variations dans
la répartition de l'énergie des houles à la côte.
Certaines causes globales de l'érosion des côtes ont été examinées.
C'est ainsi que l'élévation du niveau marin, telle que déduite des équations
de Bruun, semble très limitée et n'expliquerait que moins de 20% du recul
observé du littoral. Ce résultat confinne l'opinion de Bryant (1987) et de Bird (1993)
comme quoi l'élévation du niveau marin ne serait responsable que d'une faible part du
recul des côtes.
La forme d'équilibre de ces plages de baies semble loin d'être
atteinte, à l'exception peut-être du secteur de Diokoul, et cela conduit à une tendance
126

---

naturelle de ces plages à l'érosion pour réaliser leur forme idéale. Cependant, ce constat
doit être nuancé puisque les limites d'application du modèle ont été atteintes, soit du fait
de l'existence de haut-fonds (cas de la baie de Hann), soit parce que les données tirées du
modèle n'ont pas encore été vérifiées (cas de la baie de Rufisque). Enfin, la baie de
Rufisque présente des particularités - existence de convergence de directions de
houle et système non clos par un deuxième cap - qui expliqueraient le fait que la partie
rectiligne de la baie, au lieu de connaître une relative stabilité, est au contraire la rone la
plus érodée mais aussi que cette baie continue à s'éroder, tout en maintenant la même
forme générale.
L'influence d'une augmentation de l'énergie des houles lointaines et
des "mers du vent" locales est suggérée par les phénomènes d'intensification des alizés et
des vents d'Ouest observés ces dernières années. Mais l'absence d'enregistrement
continu des conditions de houle ne permet pas de confirmer cette hypothèse.
Enfin, il existe un certain nombre d'indices d'une modification des apports
sédimentaires, plus précisément de déficits sédimentaires, qui seraient liés à des
phénomènes naturels (sécheresse), mais aussi à des influences humaines tendant soit à
modifier les réseaux hydrographiques côtiers (travaux d'assainissement), soit à créer des
déficits par des activités de prélèvement de sable sur les plages, par le blocage d'une
partie de la dérive littorale par des ouvrages perpendiculaires à la côte ou par le
durcissement de la ligne de rivage.
127

---

---

128

---

---

EVOLUTION MORPHOSEDIMENTAIRE
ANNUELLE DU LITTORAL RUFISQUOIS
INTRODUCTION
Après avoir examiné l'évolution historique du littoral rufisquoi:>, ce chapitre va
considérer les résultats d'un suivi morphologique et sédimentologique de ce littoral qui a
permis de déterminer son fonctionnement à l'échelle annuelle. En l'absence d'études de
même type dans cette zone et ne disposant pas de l'infrastructure coûteuse permettant de
faire des analyses hydrodynamiques in situ, il a été choisi de procéder à un suivi régulier
(mensuel à bimensuel) des caractéristiques morphologiques et sédimentologiques d'une
dizaine de profils de plage implantés entre Mbao et Bargny et ceci pendant deux périodes
de un an (de juillet 1987 à juillet 1988, puis d'octobre 1989 à août 1990). Les principaux
objectifs de ce travail étaient les suivants :
1. mettre en évidence le type de fonctionnement des plages: il s'agissait de
savoir si le littoral évoluait, sur les plans morphologique et sédimentologique, de manière
saisonnière (profils d'hiver et profils d'été) ou de manière plus irrégulière, sous
l'influence notamment de tempêtes ou de houles fortes. Plus généralement, il fallait situer
le littoral rufisquois par rapport aux classifications morphodynamiques des plages mises
au point notamment par les travaux des australiens (Short, 1979 ; Wright et al., 1979 et
-
-
1985);
2. vérifier si les tendances érosionnelles déduites de l'étude historique
étaient toujours présentes et passer de l'analyse de l'évolution horizontale du littoral (recul
ou avancée de la ligne de rivage) à celle de l'évolution verticale (érosion ou engraissement
de la plage). L'objectif ici était de préciser les mécanismes d'érosion du littoral ;
3. essayer d'apprécier l'impact des activités humaines, en particulier des
activités d'extraction de sable de plage et des structures de protection du rivage sur
l'évolution du littoral. Il s'agit d'un débat très controversé qui oppose les naturalistes,
partisans d'une évolution naturelle des littoraux et les ingénieurs de génie côtier qui
considèrent que tout problème d'érosion côtière a une solution technique. Quoiqu'il en
soit il est essentiel de connaître ces impacts surtout si l'on se situe dans une perspective
de gestion rationnelle et durable du littoral.
129

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I. METHODOLOGIE
A. LES FACTEURS DYNAMIQUES
Lemaximum d'infonnations ont été récoltées sur les quatre principaux facteurs
dynamiques qui ont une influence sur le littoral de Rufisque: les vents, les upwellings,
les marées et les houles.
I. Les vents
Les données de vent ont été fournies par le Service de la Météorologie Nationale et
proviennent de la station de Dakar Yoff (14°44'N, 17°30'W) où l'anémomètre est situé à
une altitude de Il,45 m. Des tableaux mensuels donnent la direction du vent en dizaines
de degrés et la vitesse en mètres par seconde, ceci par intervalles de 3 heures, soit 8
relevés journaliers. Figurent également les vitesses moyennes journalières et mensuelles
ainsi que la direction, la vitesse et l'heure des vents maximaux instantanés journaliers.
Pour chaque mois, ces données ont été traitées de la manière suivante:
- La fréquence en pourcentage des calmes et des directions du vent par
dizaines de degré a d'abord été détenninée. Les vitesses ont fait l'objet de deux types de
traitement: d'une part, la vitesse moyenne mensuelle des vents a été calculée quelle que
soit la direction; d'autre pan, pour chaque mois et chaque direction ont été calculés les
pourcentages de fréquence des forces du vent, celles-ci (12 au total) représentant des
intervalles de vitesses (Vanney, 1991). De plus, les coups de vent, définis ici comme les
vents de vitesse supérieure à 17 m.s·1 ont été relevés.
- Un programme informatique a été mis au point pour obtenir une
représentation polaire des vents par mois. Dans ces diagrammes polaires, les 36
directions de vent (en dizaines de degrés) peuvent être représentées. Pour chaque
direction, la longueur de chaque segment représente le pourcentage de fréquence alors
que l'épaisseur correspond à la force du vent. Au centre du diagramme est indiqué le
pourcentage de calmes;
- Enfin, la variation, au cours de chaque période d'étude, de la vitesse
moyenne mensuelle des vents a été représentée.
2. Les upwellings
Les upwellings côtiers ont été appréhendés grâce à deux paramètres
les
températures de surface océanique et l'indice d'upwelling côtier.
- Les températures de surface océanique : il s'agit des températures
superficielles relevées à la station de Tiaroye (I4°44'N, 17°24'W) et fournies par le
130

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Centre de Recherches Océanographiques de Dakar-Tiaroye (CR.O.DT). Les données
sont présentées sous fonne de tableaux annuels comportant les valeurs journalières, les
moyennes par quinzaines et par mois ainsi que les anomalies. Pour être cohérent avec les
autres types de données, seules les températures moyennes mensuelles ont été utilisées et,
pour chaque période d'étude, la courbe des variations mensuelles de la température de
surface de l'océan à Tiaroye a été tracée.
- L'indice d'upwelling côtier (IUC) : les données concernant cet indice ont
été fournies par l'Unité de Traitement di:s Images Satellitaires (U.T.I.S.) du CR.O.D.T.
Il s'agit de l'indice d'upwelling côtier pour la côte au Sud de Dakar. Cet indice
d'upwellil1g côtier est détenniné à partir des données de vent de la station de Dakar-Yoff
en utilisant la fonnule suivante (Roy, 1992) :
IUC =
p. y2. Cd
(en m3.s-1.m-1 de côte)
2 . il . sin (q»
p est la densité de l'air, y2 la composante du vent parallèle à la côte, Cd le coefficient de
rugosité à l'interface air-mer, il la vitesse angulaire de rotation de la Terre et q> la latitude.
3. Les données marégraphiques
Pour la période d'étude, les données utilisées sont celles d'un marégraphe à
pression, installé aux îles des Madeleines (l4°40'N, 17°26'W ; 8,38 m di: profondeur)
lors du programme franco-américain FOCAL/SEQUAL (Programme Français Océan et
Climat dans l'Atlantique Equatorial) sur l'étude des variations climatiques dans l'Océan
Atlantique intertropical. Ces données couvrent, de manière incomplète les années 1982 à
1989. Elles sont actuellement gérées par le "TOGA Sea Level Center" à Honolulu, où
elles sont référencées sous le code 223 C Les données obtenues s'étendent de janvier 87
à mai 89 avec une interruption en septembre-octobre 88. Elles ont subi des tests de qualité
et sont présentées sous fonne de mesures bihoraires (12 en 24 heures) relevées tous les
12 jours. Les données utilisables ne concernent que notre première période d'étude Uuillet
87 à juillet 88).
4. Les houles
Pour une partie de nos périodes d'étude Uanvier-juillet 88 et février-août 90), des
données bateaux, fournies par l'Unité de Traitement des Images Satellitaires (U.T.I.S.)
du CR.O.D.T., ont été obtenues. Grâce à un programme infonnatique mis à notre
disposition par U.T.I.S. (Programme BDM.HOULE, cf. Nardari, 1993), les données de
houle au large ont été sélectionnées pour le secteur de l'Atlantique compris entre les
131

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latitudes l4°N et l5°N et les longitudes lr30'W et 19°W. Pour toutes les houles, la
cambrure en eau profonde (BalLo) a été calculée. Ce paramètre est souvent utilisé pour
prédire si une plage va entrer en érosion ou en accumulation (Sunamura et Horikawa,
1974 ; Dwars, Heederik et Verhey Ingénieurs Conseils, 1979 ; Hattori et Kawamata,
1980; Watanabe et al., 1980; Sasaki; 1983) bien que plus récemment certains auteUrs
considèrent que ce paramètre à lui seul est insuffisant pour apprécier ces mouvements
(Kraus et al., 1991). Ont été également déterminées les moyennes mensuelles des
hauteurs et des périodes de houle ainsi que les variations de direction. De plus, pour
chaque mois, la houle modale, c'est-à-dire la houle la plus fréquente, a été mise en
évidence. Enfin, a été noté le nombre de jours pendant lesquels sont parvenues au large
des houles fortes, c'est-à-dire de hauteur égale ou supérieure à 3 mètres.
Des plans de réfraction ont été établis pour certaines houles provenant du secteur
utile tel que défini par la SOGREAH Ingénieurs Conseils (l98la) pour Bargny (N175° à
275°E, c'est-à-dire de direction sud à ouest-nord-ouest) et observées dans le secteur
sélectionné quelques jours avant nos mesures topographiques. Pour cela, la méthodologie
préconisée par le "Shore Protection Manual" (U.S.Army Corps of Engineers, 1984) a été
suivie. Cette méthode permet, pour une houle de longueur d'onde donnée, de tracer les
modifications de direction des orthogonales de houle entre deux isobathes successifs.
Quand l'angle entre l'isobathe et l'orthogonale est inférieur à 170°, on détermine le
coefficient de réfraction Kr par simple calcul et on utilise un diagramme sur calque que
l'on pose sur la carte bathymétrique et qui permet, connaissant le coefficient de réfraction,
de tracer la nouvelle orthogonale de houle après réfraction. Quand l'angle devient
supérieur à 170° (houle pratiquement perpendiculaire à l'isobathe), on utilise la méthode
RiJ qui permet de tracer progressivement les modifications de direction des orthogonales
en appliquant, sur des intervalles successifs, une modification d'angle déterminée à l'aide
d'un abaque. Le fond de carte choisi pour établir ces plans de houle est la carte
bathymétrique au 1/500000 de Ruffman et al. (1977). Pour chaque plan de houle, le
coefficient de réfraction dans le secteur Mbao-Rufisque a été calculé en utilisant la
formule suivante:
bo étant l'écartement entre deux orthogonales au large et b l'écartement de ces mêmes
orthogonales à la côte.
Pour les houles de direction NW qui sont les plus fréquentes, on a considéré que
s'appliquait le plan de houle tracé par Riffault (1980, fig.2l).
Enfin, ne disposant d'aucune information sur les houles à la côte, les données de
houle au large ont été traitées pour déterIIÙner les conditions théoriques au déferlement
132

---

(hauteur, profondeur et type de déferlement). A cet effet, ont été utilisés les deux abaques
présentés dans le "Shore Protection Manual" (U.S.Arrny Corps of Engineers, 1984) qui
mettent en relation, en fonction de la pente de la plage m, d'une pan les rapports H'JgT2
et Hb/H'o et d'autre part les rapports Hb/gT2 et db/Hb (fig.45), H' et Tétant
respectivement la hauteur non réfractée et la période de la houle en eau profonde (indice 0)
et au déferlement (indice b), db la profondeur d'eau au déferlement et g l'accélération de la
pesanteur.
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0,002
0.004 0,006
O.Ot
0,02
0.03
H'o/gT 2
(d"0jrls Goda, t970)
a : Abaque de détenninarion de la hauteur de houle au déferlement
et types de déferlements
Figure 45 : Abaques de délenninaùon des paramètres de houle au déferlement
(in U.S.Anny Corps of Engineers. 1984)
133

---

Les mesures ont été réalisées pour deux pentes de plage qui correspondent aux valeurs
limite des pentes observées à Rufisque, à savoir m = 0,05 et m = 0,10. Les houles testées
sont les houles modales et les houles correspondant aux valeurs minimum et maximum de
H'oIgT2. Les hauteurs de houle et les profondeurs d'eau au déferlement obtenues de cette
manière doivent être considérées comme des valeurs maxima car ne tenant pas compte des
phénomènes de diffraction et de réfraction qui diminuent, parfois de manière
significative, les hauteurs de houle. En fait, il s'agit de valeurs indicatives.
B. LES METIlODES TOPOGRAPHIQUES
1. Les levés topographiques
Pour chaque période d'étude, des profils de plage perpendiculaires à la ligne de
rivage ont été levés, la direction étant contrôlée par une boussole.
Lors de la première période Guillet 87 à juillet 88), 10 profils de plage ont été
établis le long du littoral compris entre le cap des Biches et le cimetière musulman de
Thiawlène, soit sur environ 6 kilomètres de côte. Ces profils étaient répartis en deux
secteurs séparés par la zone comprise entre le cap de Diokoul et l'extrémité du mur de
protection présent entre Keuri Souf et Keuri Kao : le secteur cap des Biches-Diokoul (Pl
à P6) qui correspond à l'extrémité de la baie de Hann et le secteur Mérina-Thiawlène (P7
à PlO) qui appartient à la baie de Rufisque (fig.46). Dans chaque secteur, les profils
étaient espacés de 300 à 900 m. Le profil PI est situé sur le flanc nord-ouest de la falaise
du cap des Biches. La plage est ici limitée par une falaise de 0,60 à 1,80 m de hauteur
constituée de marnes feuilletées de l'Yprésien. Ce profil est proche d'une zone où se font
temporairement des prélèvements de sable. Le profil P2 est situé au niveau de la centrale
thermique du cap des Biches, entre la digue en enrochements qui abrite le canal
d'alimentation en eau de mer de la centrale et le canal de rejet des eaux chaudes. Dans ce
secteur, la plage est limitée par des remblais qui forment une falaise de 2 m de
dénivellation, en partie colonisée par des figuiers de barbarie. Au large, se trouve le banc
des Biches, subaffleurant (l,lm de profondeur minimum). Les profils P3 et P4 sont
localisés entre la centrale thermique et Diokoul dans une zone où la plage est limitée par
un cordon littoral colonisé par des figuiers de barbarie, formant une falaise de 0,80 à 2,30
m de hauteur. Cette zone est le lieu d'intenses activités de prélèvement de sable qui se
font tant au niveau de l'estran que dans le cordon littoral ou la zone de surf. Le sable est
tamisé sur place pour recueillir les coquilles qui sont vendues comme matériau de
construction.
134

---

c;iu 17~ ~/
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Plaleau de Mbao
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V>
VI
14°42'3D"N
1--;1 Mames à allapulgile (Yprésien)
CD Falaisedu cap des Biches
t::i"J Cordon lillOraJ
CD Cenlrale thennique du cap des Biches
P 3
Profil de plage
Il 1 Epis de Diokoul
CD Cimetière musulman de Diokoul
• • Mur de bélon
G) Cimetière chrétien de Diokoul
o
1000 m
_
Mur de protection
r::zza Agglomération
CD Cimetière de llliawl~nc
Figure 46 : Localisation des profils de plage de la première période Guillet 87 à juillet 88)

---

Le profil P5 se situe au droit du cimetière musulman de Diokoul dans une zone où le
cordon littoral a pratiquement disparu et ne se manifeste plus que par des figuiers de
barbarie qui sont presque au niveau de la plage. Ce profil est situé au début du champ
d'épis de Diokoul qui était, lors de cette période de mesures, constitué de 8 épis plus ou
moins complets. Au large, se trouvent les îlets de Khoniet. Le profil P6 est localisé au
niveau du cimetière chrétien de Diokoul et après le champ d'épis. Ici, la plage est limitée
par le mur externe du cimetière qui se poursuit, dans la zone où il s'est effondré par un
muret très bas de galets de roches volcaniques. Les profils P7 à P9 sont situés entre
Mérina Pouyène et Thiawlène. Ici, la plage s'appuie sur une zone habitée, le cordon
littoral étant absent. Le profil PlO enfin a été choisi au niveau du cimetière de Thiawlène.
La plage y est limitée par un cordon littoral très surbaissé, colonisé par des figuiers de
barbarie.
Lors de la deuxième année de mesures (octobre 89 à août 90), la zone de suivi a
été élargie en considérant le littoral de Mbao à Bargny, soit une longueur de côte
d'environ 12 kilomètres, le long de laquelle II profils de plage ont été implantés (fig.47).
Dans le sens perpendiculaire au rivage, la zone de levé topographique a été étendue
jusqu'à la zone de déferlement. Les profils de plage sont espacés de quelques mètres à 3
kilomètres. Le profil PA a été implanté à la sortie de Mbao. La plage est limitée par un
cordon littoral, en partie colonisé par des figuiers de barbarie, qui se tennine par une
microfalaise de 63 à 95 cm de dénivellation. Le profil PB est situé sur le flanc nord-ouest
du cap des Biches dans le même secteur que le profil PI de la première période. La plage
est limitée par une microfalaise de 1,30 à 1,78 m de dénivellation taillée dans les marnes à
attapulgite de l'Yprésien. Le profil PC se situe juste avant la digue de la centrale
thennique du cap des Biches. La tête du profil est localisée sur un petit pont enjambant un
canal d'évacuation des eaux de la centrale. Les profils PD à PF avaient pour but
d'apprécier l'influence du plus récent des épis de Diokoul. Le profil PE est localisé au
niveau de cet épi et il a été encadré de deux profils appelés profil nord épi (PD) et profil
sud épi (PF). Dans cette zone, qui correspond à l'extrémité nord du cimetière musulman
de Diokoul, la plage est limitée par un cordon littoral très surbaissé à figuiers de barbarie.
Le profil PG est situé à l'extrémité sud-est du cimetière musulman de Diokoul, à peu près
dans le même secteur que le profil P5 de la première période. Là aussi le cordon littoral
est très dégradé et surbaissé. Le profil PH est localisé au niveau du cimetière chrétien de
Diokoul dans la même zone que le profil P6 de la première période. Il s'appuie sur l'une
des tombes abandonnées suite au recul de la côte dans cette zone. Le profil PI est situé au
droit du mur de protection de Keuri Souf-Keuri Kao et donc limité à la partie sous-marine
; il n'a fait l'objet que de prélèvements sédimentologiques. Le profil Pl se trouve à la
hauteur de l'usine Bata, à la sortie de Rufisque. La plage est limitée par un cordon littoral
à figuiers de barbarie.
136

---

(!) Cimetière de Mblo
N
CD Olomp d'tpi. de Diokoul
---'
® Cenuale thennique du Cap
G) Cimetière çhrétien de Diokoul
J~'
des Biches
G) Cimetière de Thiawlène
o Digue de la centrale
ç'
Plateau de Mbao
® Syl1.ème lagunaire
- '
• 23,6 m
o Cimetière mUlubnan de Diokoul ® Anciens manis salants
f
Plateau de Bargny
-v.l-.1
/PI
PC- ProfIlsdeplage
OCEAN A1LANI1QUE
11111111
Falaise du Cap des Biches
... ,...",.. Cordon littoral
J J J J
Beach rocu
o
1000 m
!
,
,
Figure 47 : Localisation des profils de plage de la deuxième période
',,-
(octobre 89 à août 90)
17f17'30"W
17Y1SW

---

Enfin, le profil PK a été installé à Bargny Guethe et s'appuie sur une tombe située juste
sur le cordon littoral très surbaissé. Ces deux derniers profils devaient permettre de suivre
l'influence éventuelle du mur de protection qui, lors de cette deuxième période d'étude, a
été étendu jusqu'au cimetière de Thiawlène. Il faut noter que le profil PK n'a été levé qu'à
partir de décembre 89 et que les profils pc; et PH n'ont pu être levés en août 90 suite aux
travaux de protection des côtes qui étaient alors en cours de réalisation à Diokoul et ont
empêché l'accès aux points repère.
La méthodologie des levés topographiques a varié seion les périodes. Lors de la
première période d'étude, pour chacun des JO profils, des points repère ont été choisis
qui étaient des points remarquables et supposés fixes (poteal!x, maisons, tombes, etc). A
chaque mission, leur hauteur par rapport au sol était mesurée pour permettre les
comparaisons de profils. Il faut remarquer que pour le profil P3, le repère a disparu en
mars 88 suite à une recrudescence des activités d'extraction de sable qui se sont étendues
au cordon littoral et un nouveau repère a été choisi en mai 88. Pour le profil P9, il Ya eu
au contraire des problèmes d'enfouissement du repère. Les pentes ont été déterminées
tous les mètres au minimum en utilisant un décamètre et une boussole que l'on disposait
sur une planche appliquée sur la surface de la plage et qui donnait les pendages en degrés.
Ces profils ont été levés mensuellement, en périodes de basses mers de vive eau. Compte
tenu de la technique utilisée, ils n'ont concerné que la plage aérienne. Lors de la deuxième
période, les profils de plage ont été levés à l'aide d'un niveau de chantier de type WILD
NA-20 et d'une mire pliante de 4 mètres. Le point de départ de chaque profil était un
point fixe matérialisé soit par une borne, soit par un point identifié par une marque à la
peinture faite sur un mur, un poteau ou tout autre support permanent. L'orientation du
profil était déterminée à partir d'un point repère éloigné sur lequel on établissait le zéro du
cercle gradué orientable, la direction du profil étant donnée par l'angle défini à partir du
zéro et contrôlée par la boussole. Ces profils ont été réalisés depuis la haute plage ou le
cordon littoral jusque dans la zone de déferlement quand cela était possible. Ils ont été
levés à un intervalle moyen de deux mois pendant des périodes de basses mers de vive
eau, à l'exception des profils d'octobre 89 et mars 90 qui ont été réalisés lors de périodes
de basses mers de morte eau.
Pour la plage aérienne, ont été notées en général la limite maximum du jet de rive
(ou laisse de haute mer) et la position de la mer ainsi que diverses indications (croissants
de plage, concentrations de minéraux lourds, de coquilles, etc).
2. Analyse des profils de plage
Les profils ont été traçés sur papier millimétré en utilisant une échelle relative, le 0
tant vertical (hauteurs) qu'horizontal (distances) étant le point fixe de chaque profil. En
138

---

effet, le très grand éloignement des points repère par rapport aux bornes du réseau
national de nivellement n'a pas permis de déterminer la hauteur absolue des points repère.
Les différentes unités morphologiques de la plage ont été déterminées pour chaque
profil en utilisant la terminologie classique (Brenninkmeyer, 1982 ; Davis, 1982) et sur la
base d'un certain nombre de critères:
- la haute plage est la partie la plus haute de la plage qui n'est recouverte
que lors des plus hautes mers. Sur le terrain, elle se reconnaît par le fait que c'est la
portion de plage qui en général sèche; elle est limitée du côté mer par une rupture de
pente. Celle-ci peut correspondre ou non à la limite du jet de rive (ou laisse de haute mer)
qui est la ligne délimitant les parties sèche et humide de la plage, présentant parfois des
objets divers (algues, déchets, etc). La partie horizontale de la haute plage est appelée
benne;
- l'estran ou zone intertidale, est la partie de la plage située entre les
niveaux moyens de haute mer et de basse mer et qui donc découvre à marée basse. Il peut
avoir une pente unifonne ou présenter une rupture de pente permettant de distinguer un
haut estran et un bas estran;
- la zone de slUf est la partie de plage sous-marine située entre le niveau de
basse mer et le déferlement. Sa limite avec l'estran peut être marquée par un talus.
Pour chaque unité morphologique et pour chaque mois, ont été déterminées la
largeur et la pente (sous forme de tang (~)). Ensuite, la moyenne de chacun de ces deux
paramètres a été calculée pour la période considérée. Le coefficient de variation qui est le
rapport entre l'écart-type et la moyenne et donne le degré de variabilité du paramètre de
plage considéré a été également calculé (Short, 1980). La forme du profil de la plage
aérienne est indiquée en utilisant la tenninologie de Sonu et Van Beek (1971) qui
distinguent trois grandes formes: concave, rectiligne et convexe, avec ou sans benne. De
plus, la présence de croissants de plage, situés en général à la limite haute plage-estran,
mais aussi à mi-estran, a été signalée en précisant la partie de croissant par laquelle passait
le profil : tête (TC), flancs (FC) ou creux (CC) du croissant. En effet, ces formes
induisent des modifications de pente qui aboutissent à des profils difficilement
classifiables selon la terminologie de Sonu et Van Beek (Hunùey, 1980) ; elles
déterminent aussi des variations granulométriques. Ont été également signalées les
microfalaises, les accumulations sédimentaires particulières (minéraux lourds, galets,
coquilles) ou les rides. Ces dernières n'ont pas fait l'objet d'une étude systématique et les
rares mesures faites ont mis en évidence des longueurs d'onde de 30 à 60 cm. En se
référant à la classification présentée par Reineck et Singh (1975), il s'agit donc de petites
rides mais sans que l'on puisse dire s'il s'agit de rides de courant ou de houle, la
distinction entre ces deux types étant de toute façon difficile.
Afin de mettre en évidence l'évolution morphologique mensuelle des profils,
ceux-ci ont été comparés deux à deux en superposant les points repère, ceci en tenant
139

---

compte des variations éventuelles de leur distance au sol. Pour chaque période de temps,
les zones en érosion ou en engraissement ont pu être identifiées. Les mouvements
verticaux au sein des profils ont été semi-quantifiés en déterminant, pour chaque unité
morphologiq ue (haute plage, estran, zone de surf), la hauteur de sable érodé (-) ou
accumulé (+) par mètre linéaire de plage. Puis, pour chaque profil, les cumuls ont été
calculés par unité morphologique et pour l'ensemble du profil. Le bilan annuel a été
obtenu, pour les profils de la première période, en superposant les profils de juillet 87 et
de juillet 88. Il est à noter que, lors de la première période, quelques difficultés se sont
présentées pour certains profils. Pour le profil P3, la disparition du premier repère en
mars et le choix en mai 88 d'un nouveau repère font que les comparaisons de profils
n'ont pas été possibles entre février et mai 88 et que les cumuls n'ont pas été calculés car
concernant deux profils différents. Quant au profil P9, il n'a pas fait l'objet de
comparaisons de profils suite à des problèmes d'enfouissement du repère mais il a été
maintenu pour utiliser les données morphologiques et sédimentologiques.
Les méthodes de calcul utilisées pour déterminer les évolutions morphologiques
mensuelles des profils ont bien sûr leurs limites qui tiennent au fait que les résultats
peuvent concerner des distances et/ou des espaces de temps non équivalents. Néanmoins,
elles permettent d'obtenir une bonne idée d'ensemble des mouvements verticaux affectant
les différents profils.
C. LES METIiODES SEDIMENTOLOGIQUES
1. Echantillonnage
Des échantillons de sédiments de plage ont été prélevés, tous les deux mois lors
de la première période et à chaque sortie lors de la deuxième période. Lors d~ la première
période, l'échantillonnage était restreint à la plage aérienne alors que, lors de la deuxième
période, il a été étendu à la zone de surl et, pour les profils PA, PB, PH, PI, Pl et PK, à
la plage sous-marine jusqu'à une profondeur de 8 mètres. Les échantillons ont été
prélevés de la manière suivante:
- pour la plage aérienne, dans les deux premiers centimètres, c'est-à-dire
en subsurlace. Lors de la première période, les prélèvements étaient faits tous les 5
mètres au moins alors que lors de la deuxième période, les prélèvements ont été effectués
par unité morphologique (haute plage, haut, mi et bas estran) ;
- pour la zone de surl, les prélèvements ont été faits en subsurface au
niveau du déferlement et à l'aide de sachets en plastique, sans que l'on puisse préciser la
profondeur de prélèvement;
- pour la plage sous-marine, 4 profondeurs de prélèvement ont été
sélectionnées: -2, -4, -6 et - 8 mètres. Les échantillons ont été prélevés par des plongeurs
14ü

---

munis de sachets en plastique qui récoltaient les sédiments en subsurface. En effet, des
essais avec une benne se sont révélés infructueux, suite à la forte compaction des
sédiments qui s'opposait à la pénétration de la benne.
Il est important que l'échantillonnage s'effectue dans la couche superficielle des
sédiments car, ainsi que l'a signalé Chauhan (1992), en prélevant trop profondément on
peut obtenir des échantillons qui sont en fait des mélanges de différentes laminées et donc
de conditions de dépôt différentes. De tels échantillons n'ont pas de signification et ne
peuvent être utiles pour obtenir des informations sur les conditions de dépôt. Aussi, la
profondeur maximum conseillée pour les prélèvements de sédiments de plage oscille entre
1,5 et 2 cm, profondeur qui a été respectée pour les t'chantillons de la plage aérienne.
2. Analyses sédimentologiques
Les sédiments prélevés ont d'abord été lavés sur un tamis de 50 Ilm pour enlever
le sel, puis séchés à l'étuve. On a ensuite prélevé 150 g de sédiment sec qui ont été
soumis à une attaque à froid à l'acide chlorhydrique à 30 %. Après plusieurs lavages,
l'échantillon décarbonaté a été mis à l'étuve. Après séchage, il a été pesé, ce qui a permis
de déterminer le pourcentage de carbonates (% CaCû)). Ensuite, 100 g ont été prélevés et
fait l'objet d'un tamisage à sec sur une série de 18 tamis (50 à 2500 Ilm) de norme
AFNOR (série de raison lO{W\\ Les refus de tamis ont été pesés avec une balance de
précision (au milligranune près). Un programme informatique a permis, à partir des refus
pondéraux de tamis, de tracer les courbes de fréquence et cumulatives, déterminer les
quartiles (Qs, Ql6, Q2s, Qso, Q7s, Q84, <295) en unités <p et calculer les principaux indices
granulométriques de Folk et Ward (1957). On a ainsi pu déterminer:
- la moyenne (Mz <P)
Mz = Q16 + Qso +Q84
3
La moyenne permet de déterminer le type de sable en utilisant la classification de
Wentworth:
2000
m
1000 m
SOO
m
63
m
Sables très grossiers Sables grossiers
Sables moyens
Silts
Cet indice donne une idée de l'énergie du milieu (Reineck et Singh, 1975) mais est
également influencé par la granulométrie du sédiment source (Sahu, 1964 ; Folk, 1966 ;
Nordstrom, 1977a ; Pino et Jaramillo, 1992) ;
141

---

- l'indice de classement sigma (ml»
Q84 - Q16 + Q9S - Qs
cr</> =
4
6,6
L'échelle de classement utilisée est celle de Folk et Ward (1957) :
Classement
Très bien classé
--------------- -------------------- 0,35
Bien classé
------------- ----- ---- ---- ------ --- 0,50
Moyennement bien classé
-------------------- ----- ----- .--- - 0,71
Moyennement classé
Mal classé
2
- l'indice d'asymétrie ou skewness (SK)
SK = (Q16 + Q84) - 2 Qso + (Qs + Q9S) - 2 Qso
2(Q84 -QI6)
2(Q9s -Qs)
Ce paramètre mesure la symétrie de la distribution granulométrique. Les courbes
symétriques ont un skewness voisin de zéro. Quand le skewness est négatif, on a une
asymélrie (enrichissement) du côté des éléments grossiers alors que quand il est positif,
l'asymétrie est du côté des éléments fins;
- l'indice d'acuité ou kurtosis (K)
Q9S - Qs
K= 2,44 (Q7S - Q2S )
Ce paramètre donne le rapport entre J'étendue de la partie centrale et l'étendue des
extrémités de la distribution granulométrique. Il mesure l'acuité des courbes de
fréquence. De ce point de vue, on distingue: des sédiments mésokurtiques (0,6 < K <
1,5) qui sont des sédiments à courbes moyennes; des sédiments platykurtiques (K < 0,6)
qui présentent des courbes de fréquence très aplaties et des sédiments leptokurtiques (K >
1,5) qui ont des courbes de fréquence très aigues. Cet indice, peu utilisé, reflète
également la présence ou non de plusieurs modes. Selon Folk (1966), deux modes
d'importance égale et très espacés donnent des courbes très platykurtiques alors qu'un
142

---

mode secondaire dans les grossiers ou dans les fins détermine une distribution
leptokurtique.
Le ou les mode(s), déterminés à partir des courbes de fréquence, ont également
été indiqués.
Toùtes ces données granulométriques sont consignées dans des tableaux
regroupés dans l'annexe D.
Ces différents indices granulométriques ont été utilisés pour établir des
diagrammes de dispersion, des courbes de variations mensuelles et des courbes de
variations parallèlement au littoral. En ce qui concerne ces courbes, les indices utilisés
sont les moyennes par unité morphologique. Pour le skewness, ces moyennes sont
indiquées bien qu'elles n'aient pas toujours de réelle signification surtout quand il y a de
fortes variations de part et d'autre du zéro (Nordstrom, 1977a).
Afin de mettre en évidence l'existence et le sens d'un courant de dérive littorale,
deux méthodes ont été utilisées. La première a consisté à analyser les variations
longitudinales de la moyenne et de l'indice de classement au niveau du bas estran. En
effet, c'est au niveau de cette unité morphologique que se fait une partie du transport par
dérive littorale (Komar, 1971 a) et c'est la zone qui varie le plus du point de vue
granulométrique. Ces variations granulométriques ont été examinées par mois, cn
distinguant les secteurs du cap des Biches-Diokoul et de Mérina-Thiawlène. Le mois de
juillet 87 n'a pas été retenu car les données étaient incomplètes. La deuxième méthode a
utilisé du modèle de McLaren. Ce modèle sert à déterminer les directions de transport
sédimentaire à partir de l'analyse des évolutions des principaux indices granulométriques
que sont la moyenne, l'indice de classement et le skewness. Mis au point par McLaren
(1981), il est basé sur trois hypothèses: l, le dépôt est issu d'une seule source
sédimentaire; 2, le mode de transport est plus efficace pour les grains fins (ou légers) que
pour les grains grossiers (ou lourds) ; 3, à partir d'un ensemble de sédiments pris en
charge par le transport, les grains grossiers se déposent plus vite que les grains fins.
L'auteur distingue ensuite trois types de sédiments issus de la mobilisation d'un sédiment
source (fig.48) :
- les sédiments issus d'un dépôt intégral de la charge sédimentaire
transportée (cas 1) : ils se caractérisent par le fait qu'ils sont plus fins, mieux classés et à
skewness plus négatif que le sédiment source;
- les sédiments résiduels (cas II) qui sont plus grossiers, mieux classés et à
skewness plus positif que le sédiment source;
- les sédiments issus d'un dépôt sélectif à partir de la charge sédimentaire
(cas III) qui se caractérisent par le fait qu'ils sont mieux classés et à skewness plus positif
que le sédiment source. Selon les capacités du transport, ils pourront être plus fins ou
plus grossiers que le sédiment source.
143

---

2
CAS Il
5
RESIDU
RESIDU
Dépôt résiduel
Mz@=2,14
Mz($) = 1,67
20~0(~)=2'23
~tzJ:V
.Plu..s.&!o..s~i~E ~20
SO($) = 2,21
CIl
SK
)-030
SO'<II'
meilleur
SK(<i» = 0,57
:08.-'0
(~=v,.JV ~~SK($)-- ---~;ti;r----
{l
_____
"-ID
~
1
8.
;!.
~
SEDIMENT SOURCE
-,
1 3 5 7
HYPOTHETIQUE
_L..i,1-4+3++-5~7
1
Unités $
Unités ..
20 l Mz(~) = 3,00
"
SO(~) = 2,58
EROSION
EROSION
~
:2 .K(~)
= 0,00
Preccssus
incapable
8.10
Procenus
capable
d'éroder les sédiments
~
d'éroder lu sédiments
plus grossiers que la
,
plus grossiers que 1.
3
moyenne du sédiment
moyenne du sidiment
source
-1
1 3 5 7
source
DANS LE TRANSPORT
Unités <i>
,
40
6
DANS LE TRANSPORT
Mz(~) = 6,00
CIl 30
SO(~) = 1,00
Mz(~) = 4,67
:g
SK(~) ~ 0,60
SD(~) = 1,97
8.
~ 20
---1.~~~D~é"'D'o::.:.~TA..::i:::..:t~éI2~lrc.:a~1
SK(~)
_ _ _
:---t"-:::l-_ 2
_
0
=- O,5~
~_zJ:V
.J'l,!sI~nE___
CIl
u
Il
10
~~~~~3-- --~;~~~r---
;'0 rD 1
-1
1 3 5 7
-1
,
3
4
~ Unités ...
DEPOT SELECTlFr-
~--------__.,
,S7
Unités °
1
40
CAS iliA
CAS IIIB
7
Dépôt sélectif
i---,---...;:..:.L:-'-,;;.:.:..;.,,;.;.-..--------i DEPOT SELECTIF
30
~ ~..zJ:R
.J'J,!sI~n
1- ~_zJ:~
.Pl'!.'.&!'!.s~j~rE_
CIl
u
)iI2loJ __ __."lei1lc!'L. __ ~I2lc:»J __ ___"l"i1lc!,!,
.
Mz(o) =2,33
"8.
SK(o)
positif
SK(~)
positif
SO(O) = 1,97
~20
SK(o) = 0,57
10
Mz(C:») =5,00
SO(Q) = 1,00
~
o
SK($) = 0,60
-1
1 3 5 7
Üb
-1
1 :; S 7
Unités 9
Unités °
Figure 48 : Modèle de détennination du sens du transport sédimentaire à partir
des indices granulométriques (d'après McLaren, 1981)
(Mz : moyennc ; SD : Indice de classement; SK : Skewncss)
144

---

Donc, tout sédiment qui est le résultat d'un dépôt après transport est mieux classé que le
sédiment dont il est issu, le classement s'améliorant dans le sens du transport. C'est cette
caractéristique qui est utilisée pour détecter le sens des transports sédimentaires.
Enfin, on a tracé les diagrammes de Passega (Passega, 1964 ; Passega et
Byramjee, 1%9) en utilisant 2 valeurs en unités ~ déterminées sur la courbe cumulative:
C qui est le premier percentile (Qs) et M qui est la médiane (Qso). Ces diagrammes de
Passega permettent de déterminer le mode de transport des sédiments.
Il. LES FACTEURS DYNAMIQUES LORS DES PERIODES
D'ETUDE
Les caractéristiques des principaux facteurs dynamiques intervenant le long du
littoral rufisquois - vents, upwellings, niveau marin et houles - observées lors de chacune
des périodes d'étude vont être présentées ci-dessous.
A. LES VENTS
1. Période de juillet 1987 à juillet 1988
On observe deux grandes saisons de vents, séparées par de très courtes périodes
de transition (fig.49 et 50 a) :
- de novembre 87 à avril 88, on a une situation typique de saison sèche
avec des vents de secteur N à NE prédominants (60 à 90 % des vents), de vitesse
moyenne mensuelle comprise entre 4,4 et 5,67 m.s-l et une quasi absence de calmes
(moins de 8%) comme de coups de vent;
. - de juillet à septembre 87 puis à partir de juin 88, on a une situation
d'hivernage qui se caractérise par une très grande diversification des directions des vents
en même temps qu'une diminution des vitesses moyennes mensuelles (3 à 4 m.s- l ). La
situation extrême est représentée par le mois de septembre 87 qui enregistre la plus faible
vitesse moyenne mensuelle (2,9 m.s- l ) et où on peut difficilement parler de direction
dominante. Cependant, sur l'ensemble de ces périodes, les vents à composante ouest, en
particulier les vents de NW prédominent légèrement (8 à 19 % des vents). Les calmes
sont importants (5 à 17 %) et on enregistre des coups de vent, en particulier au mois
d'août 87 (20 m.s-l en moyenne) et de juin 88 (22 m.s· l en moyenne) ;
- les périodes de transition, très courtes, caractérisées par un changement
dans la direction des vents sont limitées au mois d'octobre 87, qui voit le passage de
vents de directions variables (S à NW) à des vents de secteur N à NE, avec une
augmentation de la vitesse moyenne mensuelle (3,68 rn.s· l ) et le mois de mai 88, qui
coïncide avec l'apparition des vents de secteur W à NW.
145

---

18mpars
:20mpars
c.v.: 19mpars
(4)
aoOt 87
septembre 87
octobre 87
juillet
87
17 mpars
:17mpars
30%
......
~
0'1
87
87
88
: 22 m par s
?
mars 88
juin 88
~~?~
juillet 88
w
Figure 49 : Les vents à Dakar- Yoff. Période de juillet 87 à juillet 88
5
' "
~ c: %\\.almes
(d'après données de la Météorologie Nationale)
C. V. : Coups de venl nombre ( ) el vilesse moyenne

---

Sur l'ensemble de la période (fig.50 a), le minimum de vitesse a été atteint en
septembre 87 (2,9 m.s·l ) et le maximum en janvier 88 (5,67 m.s· l ). On note cependant
un abaissement des vitesses en février-mars qui détermine un minimum secondaire en
mars (4,4 m.s· l ).
7 - r - - - - - - - - - - - - ,
7 - r - - - - - - - - - - - - - ,
6
~
~
'"
'"
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Q.
11
E
E
~
5
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0
E
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1Il
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3
3
0 \\ 0 \\ 0 \\ 0 0 0 0 0 0 0 0
CX)09°00\\0\\~C!'C!'0\\0\\~
é-~E;~83~88~
a. juillet 87 à juillet 88
b. octobre 89 à août 90
Figure 50 : Variations mensuelles des vitesses des vents à Dakar-Yoff
(d'après les données de la Météorologie Nationale)
2. Période d'octobre 1989 à août 1990
On observe les mêmes découpages que pour la période précédente (fig.50 b et
51).
- de novembre 89 à avril 90, les vents de secteur nord sont largement
prédominants (52 à 76 % des vents). Les vitesses moyennes mensuelles varient entre 5 et
6,7 m.s·l , le maximum étant atteint en avril 90, et les calmes sont rares (moins de 5% des
vents). Pendant toute cette période, on a enregistré des coups de vent dont la vitesse
moyenne était de 18 m.s· 1 et qui venaient des secteurs NW à NE avec prédominance du
secteur nord ;
147

---

c.v. : 17 m par s
18mpars
:17mpars
- - _ '
(2)
décembre 89
:18mpars
.j>.
00
: 20 m par s
\\ ~)WI~
C: %Calme,
~/ C.v.:Coupsdeventnombre()elvilessemoyenne
aoGt 90
Figure 51 : Les vents à Dakar- Yoff. Période d'octobre 89 à août 90
(d'après données de la Météorologie Nationale)

---

- de juin à août 90, les vents ont une composante ouest nette, la direction
N à NE disparaît au profit de directions S à NW (19 à 38 %). La vitesse moyenne
mensuelle diminue (3,99 à 4,72 m.s· l ), le minimum étant atteint en août 90. Les calmes
deviennent plus importants (4 à 8 % des vents) et les coups de vent sont présents et
viennent de directions très variées (SE à NE) ;
- les mois d'octobre 89 et mai 90 sont des mois de transition au cours
desquels les vents de NW s'atténuent ou apparaissent.
Le maximum des vitesses est atteint en avril 90 (6,7 m.s·l ) et le minimum en août
90 (3,99 ms l ). Comme lors de la période précédente, on observe un relâchement des
vents en février-mars 90 qui détennine un minimum secondaire de vitesse (5 à 5,4 m.s·l )
(fig.50 b).
3. Comparaison entre les deux périodes
Les deux périodes d'étude présentent le même découpage saisonnier, confonne à
ce qui a été décrit ailleurs (Faye, 1978 ; Roy, 1989), à savoir: une saison sèche, entre
novembre et avril, avec des vents dominants de secteur N à NE, des vitesses élevées et
une quasi-absence de calmes; et une saison d'hivernage, entre juin et août, où les vents
acquièrent une composante ouest et se diversifient en direction tout en présentant des
vitesses plus faibles, les calmes devenant plus importants et les coups de vent fréquents.
Entre ces deux grandes périodes existent deux mois de transition (octobre et mai) au
cours desquels se fait la rotation de direction des vents. L'affaiblissement des vents en
saison sèche, entre février et mars, a été observé lors des deux périodes d'étude.
Les principales différences entre les deux périodes sont les suivantes:
- les directions dominantes en saison sèche: alors que pour la période de
juillet 87 à juillet 88, ces directions sont de secteur nord-est, lors de la période- d'octobre
89 à août 90, c'est la direction nord qui prédomine;
- les vitesses moyennes mensuelles sont plus importantes lors de la
deuxième période. De plus, les vitesses moyennes maxima sont atteintes en des mois
différents: janvier 88 et avril 90. Les coups de vent, limités aux mois de juin à décembre
87, lors de la première période, sont présents presque tous les mois lors de la période
suivante. La période d'octobre 89 à août 90 semble donc correspondre à une
intensification des vents par rapport à la première période.
On aurait donc deux périodes légèrement différentes du point de vue des vents:
lors de la première, les vents de secteur nord-est prédominent alors que lors de la
deuxième période, ce sont les vents de secteur nord qui dominent et les vitesses des vents
sont plus fortes. Ceci conduit à nuancer le constat de Roy (1989) qui oppose des périodes
à vents dominants N-NE où les vents sont forts et des périodes à vents dominants NW-N
qui sont de plus faible vitesse.
149

---

-
B. LES UPWELLINGS
1. Période de juillet 87 à juillet 88
a. Les températures de surface océanique à Tiaroye
Elles suivent une évolution saisonnière (fig.52 a) avec :
- de juillet à octobre, des températures de surface élevées (8 > 25°C) qui
culminent en septembre (27.8°C) ;
- de janvier à avril 88, on a des eaux froides (8 < 20°C), avec un minimum
de température atteint en février 88 (17.3°C) ;
- en juillet 88, on retrouve des eaux plus chaudes (25.9°C).
Les mois de novembre-décembre 87 et de mai-juin 88 sont des mois de transition.
28
3,0
2,8
2,6
26
2,4
2,2
Û
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24
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"
r-
18
a. Températures océaniques de surface à Tiaroye
b. Indices d'upwelling côtier de la côte sud
Figure 52: Variations mensuelles des températures océaniques de surface et de l'indice
d'upwelling côtier Uuillet 87 à juillet 88)
(d'après les données du C.R.û.D.T. et d'U.T.I.S.)
150

---

b. Les indices d'upwelling côtier
C'est à partir de novembre qu'apparaissent des valeurs élevées d'lUC (0,75 m3.
s-I.m-I de côte). Ces valeurs augmentent jusqu'à un premier pic en janvier (1 m3.s-l .m-1
de côte). Puis, il y a une légère relaxation avec un minimum atteint en mars (0,78 m3.s-l .
m- I de côte). Le maximum (1,21 m3.s- l .m- 1 de côte) est atteint en avril. Enfin,
l'upwelling décline de manière continue jusqu'en juin (fig.52 b).
De décembre 87 à mai 88, l'indice d'upwelling côtier moyen est de 0,96 m3_s- l .
m- I de côte.
2. Période d'octobre 1989 à août 1990
a. Les températures de surface océanique à Tiaroye
28~--------~
3 ~-----------,
26
û
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11<Il§
E
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0 0 0 0 0 0 0 \\ 0 \\ 0 \\ 0 \\ 0 \\ 0 \\ 0 \\ 0 \\
0 0 0 0 0 0 0 \\ 0 \\ 0 \\ 0 \\ 0 \\ 0 \\ 0 \\ 0 \\
6~~~~cA~tAJJr!-.oO
6~~~~M~tA~~oO
- - - 0 0 0 0 0 0 0 0
- - - 0 0 0 0 0 0 0 0
a. Températures océaniques de surface à Tiaroye
b. Indices d'upwelling côtier de la côte sud
Figure 53 : Variations mensuelles des températures océaniques de surface et de l'indice
d'upwelling côtier (octobre 89 à août 90)
(d'après les données du C.R.D.D.T. et d'U.T.I.S.)
151

---

La courbe des températures montre une chute brutale des températures entre
octobre 89 (26.5°C) et janvier 90 (16.2°C) avec un petit palier en novembre-décembre 89.
Les températures sont minima (e < 19°C) entre janvier et mai 90 avec une légère remontée
des températures en mars (18. 9°C). Juin est un mois de transition et dès juillet on a des
eaux chaudes (e > 25°C) (fig.53 a).
b. Les indices d'upwelling côtier
L'upwelling commence à s'installer en octobre 89. Le maximum est atteint en
avril 90 (2,15 m 3.s- I m- 1 de côte) et est précédé d'un maximum secondaire en janvier
(1,41 m3.s- I.m- 1 de côte). Entre les deux, on note un léger relâchement de l'upwelling
avec un minimum secondaire enregistré en février 90 (1,05 m3.s- Im·1 de côte).
L'upwelling prend fin brusquement en juin (fig. 53 b).
De novembre 89 à juin 90, l'indice d'upwelling côtier moyen est de 1,45 m3.s·1
.m·1 de côte.
3. Comparaison entre les deux périodes
Dans l'ensemble, l'organisation temporelle des upwellings est à peu près
semblable pour les deux périodes. L'upwelling apparaît en octobre-décembre, est
maximum entre janvier et mai et commence à disparaître vers juin. Ce qui diffère ce sont:
- d'abord l'intensité moyenne de l'upwelling qui est nettement plus fane
en 89-90 (lUC moyen = 1,45 m3.s· I m· 1 de côte) qu'en 87-88 (lUC moyen = 0,96 mJ
S·I. m· 1 de côte) ;
- les périodes d'intensité maximum de l'upwelling : janvier en 87-88 et
avril en 89-90.
Il faut noter qu'il n'y a pas une exacte correspondance entre les minima de
température de surface océanique à Tiaroye et les lUe. Ceci pourrait s'expliquer par le
fait que les températures de Tiaroye correspondent à une aire très localisée alors que
l'ruc correspond à toute la côte sud, quoique déterminé à partir des vents de la station de
Dakar- Yoff. Cependant, le degré de corrélation entre les températures océaniques de
surface et l'indice d'upwelling côtier est assez bon (r =0,76) (fig. 54). On note également
que le minimum de température est plus faible en janvier 90 (l6.2°C) qu'en février 88
(l7.3°C), ce qui semble confirmer les différences d'intensité des upwellings.
152

---

2 "T'""---------------,
y = 2,6484 - 8,870ge-2x RI\\2 = 0,763
••
•
1
o+--.-~-.----.-- ..............,...--.-..-~ .....---.=-;
16
18
20
22
24
26
28
TempéralW'e (OC)
Figure 54 : Diagramme de corrélation entre la température océanique de surface et l'indice
d'upwelling côtier pour les deux périodes considérées
C. LES DONNEES MAREGRAPHIQUES
Les données disponibles pour la période de juillet 87 à juillet 88 permettent de
faire plusieurs observations (fig.55).
- de juillet à novembre 87, le niveau marin moyen mensuel est élevé
(supérieur à 8300 mm), avec un léger fléchissement en août. Le maximum est atteint en
novembre (8339 mm). En juillet 88, on retrouve la même situation;
- de janvier à mai 88, le niveau marin moyen mensuel s'est brusquement
abaissé (moins de 8300 mm), avec un minimum de 8203 mm atteint en janvier;
- les mois de décembre 87 et de juin 88 semblent être des mois de
transition;
- l'écart maximum du niveau marin entre les mois de novembre 87 et
janvier 88 est de 13,6 cm, ce qui est légèrement plus faible que celui observé entre 1943
et 1965 (cftab. 9).
Le niveau marin moyen présente donc des variations saisonnières qui semblent
suivre celles du vent, de la température de surface de la mer et de l'upwelling côtier.
Aussi, pour la période où nous disposions de données du niveau marin Ganvier 87 à avril
89), des corrélations entre ces deux derniers paramètres et le niveau marin moyen
mensuel ont été faites (fig.56). On note une corrélation positive entre le niveau marin et la
température océanique de surface (r = 0,52). Par contre, le degré de corrélation avec
l'indice d'upwelling côtier est moins bon (r =0,30) et il s'agit d'une corrélation négative.
153

---

8400 -r---------------,
8300
Figure 55 : Variations mensuelles du niveau marin relatif à Dakar
(juillet 87 à juillet 88)
(d'après les données du TOGA Sca Leve! Center)
8400
Y=8102,6 + 8.6932x R"2 =0,520
~
E
E
~
......
•
•
"'"
'"
"2c
•
8300
"[ij
••
E
:>
ii
>
Z
•
• ••
8200
16
18
20
22
24
26
28
Température (OC)
a. Corrélation température océanique de surface-niveau marin relatif
154

---

8400 . . . . - - - - - - - - - - - - - - - - ,
y = 8337,3 - 64,563,. R"2 = 0,296
~
E
E
~
....
.~
~
ec
8300
.~
•
E
:1
~>Z
•
• 1.
8200 +----,....-------II~-----.-----1
o
1
2
Indice d'upwelling côtier de la CÔle sud
(m3 par s el par m de côle)
b. Corrélation indice d'upwelling côtier-niveau marin relatif
Figure 56 : Corrélations entre le niveau marin relatif, les températures océaniques de
surface et l'indice d'upwelling côtier pour la période de janvier 87 à avril 89
On peut donc retenir qu'il y a une relation nette entre le niveau marin et la
température des eaux océaniques de surface, le niveau marin s'élevant quand la
température des eaux océaniques augmente. Ce phénomène est l'expression de la
variation stérique de la surface océanique. Les coefficients de corrélation obtenus entre
ces deux paramètres sont comparables à ceux oùs en évidence par Lafond (1939) pour la
côte pacifique des U.S.A. où il avait trouvé des coefficients de corrélation variant entre
0,1 et 0,8 selon les mois, le coefficient moyen annuel étant de 0,67. En l'absence de
données marégraphiques, la température des eaux de surface peut donc être un bon
indicateur du niveau marin. Ceci veut dire qu'il existe également un lien entre upwelling
et abaissement du niveau marin - et inversement - dû, d'une part à l'arrivée d'eaux
profondes froides, mais aussi à l'action des alizés qui repoussent les eaux de surface vers
le large, créant ainsi une dépression du niveau marin à la côte (Gill et Clarke, 1974). Le
coefficient de corrélation moindre observé entre ces deux paramètres pourrait être dû à
deux choses : tout d'abord, l'indice d'upwelling côtier est un indice calculé,
contrairement à la température océanique de surface qui est mesurée; de plus, l'indice
d'upwelling côtier n'a de signification que pendant les périodes d'upwelling et donc la
corrélation ne peut s'appliquer qu'à ces périodes.
155

---

D. LES HOULES
Les données présentées ici sont des données bateau et donc correspondent aux
houles au large, dans un secteur compris entre 14° et 15°N et entre 17°30' et 19°W.
1. Période de janvier à juillet 1988
De janvier à juin 88, les directions de houle oscillent entre le nord-ouest et l'est-
nord-est (N320° à N7°), mais en mars et avril apparaissent des houles de direction ouest-
nord ouest (N2900-30ü°) ainsi que des houles de direction sud-est (NI40° à Nl600). En
juillet 88 commencent à s'installer, en plus des houles de secteur nord-ouest à nord, des
houles de sud-sud ouest (NI96°-20ü°) qui sont de courte période (tab.19).
Tableau 19 : Caractéristiques des houles au large de ln Petite Côte
entre janvier et juillet 1988 (source des données de houle: V.T1.S.)
(Houle mod : houle modale)
Janvier88
Février
Mars
Avril
Mai
Juin
Juillet 88
Directions
N320-5°
N330-7°
NI60-290°
N140-300"
N320-lo
N330-2°
N200-310"
Hauteurs
0,5-3,5 m
0,5-2,5 m
0,5-3,5 m
0,5-4,5 m
0,5-4 m
0,5-3 m
0,5-4 m
HaUl.moy.
2,30 m
1,70 m
1,60 m
2,OOm
1,85 m
1,70 m
1,90 m
Périodes
4-10 s
5-12 s
3-10 s
4-14 s
4-9 s
4-10 s
4-10 s
Pér.moy.
6,6 s
7,3 s
6,3 s
7,8 s
6,2 s
7,1 s
6,5 s
Cambr.m.
0,040
0,024
0,032
0,Q25
0,035
0,026
0,033
Houle modo
Direction
N36O"
N360°
N340°
N36O"
N34O"
NJWo
N330-350°
Hauteur
1,5-2 m
1,5-2 m
1-2 m
1,5-2 m
1,5-2 m
1,5-2 m
1-1,5 m
Période
6s
6-7 s
5-6 s
8 s
5 s
8 s
5 s
Cambrure
0031
0028
0035
0018
0045
0018
0028
Nbre jours
houles~3 m
7
0
·2
5
1
1
2
Les hauteurs des houles au large varient entre 0,5 et 4,5 mètres alors que les
hauteurs moyennes mensuelles montrent trois mois de houles de hauteur moyenne
supérieure à égale à 1,90 m : janvier (2,30 ml, avril (2,00 m) et juillet (l,90 ml. Les
houles fortes (lI ~ 3 m) sont en général de direction NNW à N, à l'exception d'une houle
d'ouest (N2900) observée en mars 88. Ce sont souvent des houles de courte période (T <
8 s) et donc à forte cambrure (supérieure à 0,05). Les périodes varient entre 3 et 14
secondes, les périodes moyennes mensuelles oscillant entre 6 et 8 secondes. Les
cambrures moyennes mensuelles sont supérieures à 0,020, les plus fortes valeurs
s'observant en janvier (0,040) et en mai (0,035) et les plus faibles valeurs en février
(0,024) et avril (0,025).
Le plan de houle établi pour une houle de WNW (N2900), observée le 22 mars
1988 montre que Rufisque est bien protégé par rapport à ce type de houle (fig.57).
156

---

W50'N
Position du bateau: 14°30'N 17°36'W 2m3188
Houle N290°
T = 10 s
H = 3,5 m L = 156 m
ctêIe de houle
•
orthogonale de houle
0
10 km
,
14'40'
N
t
14'30'
Figure 57 : Plan de réfraction d'une houle de WNW (N2900)
157

---

2. Période de février à août 1990
Les directions de houle oscillent entre le Nord-Ouest et l'Est-Nord-Est (N31O° à
N7°) de février à juin. Toutefois, on a observé en mars une houle d'WNW (N3üO°) et en
mai une houle de SW (N2300). En juillet, les données sorit incomplètes et ce n'est qu'en
août qu'on note une diversification des directions de houle avec l'apparition de houles de
direction S à SW (N180° à N2200) (tab. 20).
Tableaul0 : Caractéristiques des houles au large de la Petite Côte
entre février et août 1990 (source des données de houle: U.T1.5.)
Février 90
Mars
Avril
Mai
Juin
Aoüt90
Directions
N 310-20
N 300-20
N 320-30
N230-7°
N 310-1 0
N 180-10
Hauteurs
0,5-3,5 m
0,5-4 m
0,5-5 m
0,5-3 m
1-4,5 m
0,5-2,5 m
HaUl.mov.
1,90 m
1,80 m
2,40 m
l,fi.) m
1,70 m
1,30 m
Périodes
4-12 s
5-12 s
4-12 s
4-14 s
3-13 s
3-10 s
Pér.mov.
7,6 s
7,3 s
6,9 s
6,7 s
7,1 s
5,5 s
Cambr.mov.
0023
0,025
0,034
0,029
0,025
0,032
Houle mod.
Direction
N350"
N35O"
N34O"
N36O"
N330-3fIJO
N36O"
Hauteur
1,5 m
2m
3m
2m
lm
1 m
Période
6s
6s
6s
6s
6s
5s
Cambrure
0027
0036
0053
0036
0018
0026
Nbre jours
houlc&::>:3 m
1
1
8
1
1
0
Du point de vue des hauteurs moyennes mensuelles, les valeurs les plus élevées
s'observent en avril 90 (2,40 m). C'est au cours de ce mois que les houles fortes (H ~ 3
m) sont le plus nombreuses. Par contre, en août la hauteur moyenne est minimale (l,30
m). Les périodes oscillent entre 3 et 14 secondes, la période moyenne étant proche de 7
secondes, sauf en avril où elle est légèrement inférieure (5,-5 s). Les cambrures moyennes
mensuelles sont supérieures à 0,020, le maximum étant observé en avril (0,034) et le
minimum en février (0,023).
Pour cette période, trois plans de houle ont été tracés (fig. 58 à 60). Le premier
concerne une houle de Sud-Ouest (N2300), observée le 16 mai 1990. Il montre une
divergence des orthogonales de houle entre Siendou et Rufisque, la dérive littorale devant
être dirigée vers le Nord-Ouest entre Rufisque et Tiaroye. Les deux autres plans de houle
montrent également une divergence des orthogonales de houle entre Mbao et Bargny avec
donc la possibilité d'un courant de dérive littorale dirigé vers le Nord-Ouest dans le
secteur de Rufisque. Les coefficients de réfraction montrent que ce sont les houles de Sud
qui subissent les réductions de hauteur les plus importantes. En effet, le coefficient de
réfraction dans la wne de Rufisque varie entre 0,86 pour la houle de Sud-Ouest (N23OO)
et 0,68 et 0,65 respectivement pour les houles de N1800 et N 1900 (houles de Sud).
158

---

17°00
14'50'N
Position du bateau: 14°48'N p036'W 16/05/90
Houle N230°
T; 9 s
H = 2,5 m L = 126 m
crêle de houle
.
-
orthogonale de houle
0
IOlun
1Kr = 0,86 1
14°40'
N
,
,
,
t
14°30'
W20'
Figure 58 : Plan de réfraction d'une houle de SW (N23DO)
159

---

17"00
14°SO'N
Position du bateau: 14° 12'N 19°W
14,ull19O
Houle N180°
T = 9 s
H =2 m
L = 126 m
•
cJê~ de houle
orthogonale de houle
o
10 km
14°40'
N
·
,·,\\
t
14°
14"2
Figure 59 : Plan de réfraction d'une houle de S (N1800)
160

---

17°00
14°SO'N
Position du bateau : 15°N
17°48'W
23~
HouleNI9O"
T=lOs
H=I.5m L=l56m
•
ctête de houle
orthogonale de houle
o
10 km
14°40'
N
,
···
,
·
t
14°30'
14"20'
Figure 60 : Plan de réfraction d'une houle de S (N 190°)
161

---

3. Conditions au déferlement
Les calculs de hauteur et de profondeur d'eau au déferlement faits en utilisant les
données de houle au large permettent de faire les constatations suivantes:
- pour les houles mooales, le déferlement est de type plongeant La hauteur
au déferlement varie entre 1,30 m et 3,30 m (moyenne de 2,10 m pour une pente de plage
de 0,05 et de 2,20 m pour une plage de pente 0,10). Quant à la profondeur au
déferlement, elle oscille entre 1,20 m et 3,70 m (moyenne de 2,10 m pour une pente de
0,05 et de 2 m pour une pente de 0,10) ;
- les houles de période supérieure à 8 secondes, qui donnent des valeurs
minima de H'JgT2, donnent généralement lieu à un déferlement de type gonflant, parfois
plongeant. Les hauteurs au déferlement varient entre 1,10 met 3,60 m (moyenne de 2 m
pour une pente de 0,05 et de 2,10 m pour une pente de 0,10). La profondeur au
déferlement varie entre 0,70 et 3,20 m (moyenne de l,80 m pour une pente de 0,05 et de
1,60 m pour une pente de 0,10) ;
- les houles de courte période (T ~ 5 s), qui donnent des valeurs maxima
de H'oIgT2, effectuent généralement un déferlement de type déversant. La hauteur au
déferlement varie entre 1 et 4 m (moyenne de 2 m pour une pente de plage de 0,05 et de
2,10 m pour une plage de pente 0,10) et les profondeurs d'eau au déferlement entre 1,10
et 5,70 m (moyenne de 2,60 m pour une pente de plage de 0,05 et de 2,30 m pour une
plage de pente 0,10) ;
- enfin, pour les houles hautes (lI 2: 3,5 m), le déferlement est en général
de type plongeant. Quant à la hauteur et à la profondeur de déferlement, elles deviennent
supérieures à 4,5 mètres.
Ces résultats doivent bien sûr être considérés à titre indicatif car issus de calculs
ne tenant pas compte notamment des modifications de hauteur induites par les
phénomènes de friction sur le fond, de réfraction et de diffraction, ces deux derniers
types de changement de direction étant particulièrement importants dans la zone de
Rufisque. On retiendra cependant que les houles modales et fortes tendent à présenter un
déferlement de type plongeant qui semble caractéristique de ce secteur littoral (Demoulin,
1967). Par contre, les houles longues bien que peu fréquentes semblent donner un
déferlement à gonflement alors qu'à l'inverse les houles courtes donnent des déferlements
de type déversant. Par ailleurs, la profondeur moyenne de déferlement se situerait aux
environs de deux mètres.
4. Comparaison des deux périodes
Les caractéristiques des houles au large (hauteur, période, direction, cambrure) de
même que leur évolution saisonnière ne sont pas fondamentalement différentes d'une
162

---

période à l'autre et sont conformes au climat de houle général observable au large de nos
côtes (Nardari, 1993).
III. SYNTHESE ET DISCUSSION DES RESULTATS DE LA
PREMIERE PERIODE D'ETUDE: JUILLET 1987 A JUILLET
1988
L'objectif de cette première période d'étude était de cerner le fonctionnement du
littoral rufisquois et de mettre ou non en évidence un cycle de plage. A cet effet, 10
profils de plage ont été implantés le long du littoral compris entre le cap des Biches et le
cimetière musulman de Thiawlène, soit sur environ 6 kilomètres de côte. Ces profils de
plage sont répartis en deux secteurs séparés par la wne comprise entre le cap de Diokoul
et l'extrémité du mur de protection présent entre Keuri Souf et Keuri Kao : le secteur cap
des Biches-Diokoul (Pl à P6) qui correspond à l'extrémité de la baie de Hann et le
secteur Mérina-Thiawlène (Pl à PlO) qui appartient à la baie de Rufisque (cf.fig.46). Les
descriptions par profil des résuhats morphologiques et sédimentologiques sont
regroupées dans l'annexe E, tandis que, dans ce paragraphe, les résuhats
morphologiques et sédimentologiques vont être considérés d'une manière plus globale.
A. RESULTATS MORPHOLOGIQUES
1. Considérations générales
Les tableaux suivants résument les principales caractéristiques morphologiques
des profils dans les deux secteurs.
Tableau 21: Principaux paramètres morphologiques
(secteur Cap des Biches-Diokoul)
Profils
PI
P2
P3
P4
PS
P6
Movennes
Lan:œur mov.
29m
39m
31m
28m
28m
18m
29m
.
Pente mov.
006
007
008
009
008
012
008
Pente max.
0,09
0,09
D,lI
013
012
0,14
O,lI
Formedorn.
Rectiligne
Concave
Concave
Concave
Concave
Concave
Concave
Croissants
XX
XX
XX
X
XX
Non
XX
163

---

Tableau 22: Principaux paramètres morphologiques
(secteur Mérina-Thiawlène)
Profils
P7
P8
P9
PlO
Moyennes
Largeur mov.
24 Sm
26m
21m
27m
2Sm
Pente mov.
009
011
010
010
010
Pente max.
011
014
013
013
0,13
Forme dom.
Concave
Convexe
Rectiligne
Convexe
Croissants
XX
X
XX
XX
XX
Les plages. de Rufisque sont dans l'ensemble étroites (27 m de
largeur moyenne) et pentues (pente moyenne de 0,08). Pour la plage aérienne,
le coefficient de variation (C.V. = rapport entre écart - type et moyenne) de ces deux
paramètres morphologiques a une faible valeur (0,13 à 0,27). Par contre, la haute plage
est très variable tant en largeur qu'en pente (C.V. variant entre 0,21 et 0,97). Cette forte
variabilité de la haute plage est due, pour la largeur, au fait que, lors de la saison des
pluies, elle tend à disparaître alors que, pour la pente, elle est due au fait qu'en période
d'érosion cette partie de la plage développe de fortes pentes qui la séparent de l'estran. Du
point de vue de la largeur, il faut signaler deux plages qui s'écartent de la moyenne: celle
de la centrale thermique du cap des Biches et celle du cimetière chrétien de Diokoul. La
première (P2) est plus large que la moyenne puisque sa largeur oscille entre 27 et 50
mètres (39 mètres de largeur moyenne). Elle se caractérise par des formes en général
concaves, mais peu marquées et c'est la seule plage où ont été observés, en août 87, une
crête et un sillon prélittoraux, ceux-ci étant toutefois de très faible ampleur (fig. 61). La
deuxième (P6) est très étroite, avec une largeur variant entre 11 et 25 mètres (18 men
moyenne) et des pentes fortes, comprises entre 0, Il et 0,14 (0,12 en moyenne). Cette
plage a en général une forme concave, parfois rectiligne (fig. 62). La forme
caractéristique de toutes ces plages est le croissant de plage. Il s'agit de
formes que l'on rencontre fréquemment sur la côte au Sud de Dakar (Demoulin, 1967 ;
Diallo, 1982), mais également sur d'autres littoraux de la côte ouest-africaine, en
particulier ceux qui vont de la Sierra Leone au Ghana (Worrall, 1969) et ceux du Nigéria
(Antia, 1987 et 1989). Ils se situent soit à limite haute plage-estran, soit à mi-estran.
Entre le cap des Biches et le cimetière chrétien de Diokoul, la largeur de la plage
diminue et la pente augmente. Les profils sont majoritairement de fonne concave, c'est-à-
dire typique de plages érodées selon Sonu et James (1973) et les croissants de plage sont
présents presque partout.
164

---

Hr(m)
J.R.
Juillet 87
!
-~
-2
- 3 r
J.R.
-4
Sillon et crête prélittonlUX
!
Août 87
!
!
:1r--
-43 l
J.R.
-
!
Septembre 87
o
-\\-2 f J.R. ---------~-~--
-Ô
!
Octobre 87
:~ r
J.R.
T.C.
..,
!
Novembre 87
-~~
-2
- 3
- 4
J.R.
o
D6cembre87
!
- \\
-2
- 3
-4
F.C.
J.R.
-5
..,
!
Janvier 88
-~-2-3 r
-4
J.R.
c.c.
o
!
..,
Février 88
:i r-- --------~_ _"""O_....AA~
- 3
J
-4
C.
.R .
..., !
Mars 88
-_° r---~----------~_-------""M~M""~""""""""
2\\
" "
°
-
n
=
R g p
·3
- 4
J.R.
0 l !
Avril 88
:L
--------------=---~-----------
_
- 3
Mai 88
J~
J{ C:yC.
2
--------~
_
- 3
J.R. C.C.
-~
! ..,
Juin 88
- I l
.
~ il
J.R.
c.c.
- 4
!
..,
Juillet 88
-n-------~-----__
- 2 j
- 3
L(m)
5
10
15
20
25
30
35
40
45
50
°
Fig. 61 : P2 - Centrale thermique du cap des Biches - Profils de plage
J.R. : Limite du jet de rive
C. : Croissant de plage
T.C. : Tête de croissant
F.C.: Flanc de croissant
c.c. : Creux de croissant
X : Minéraux lourds
" : Coquilles
0 : Galets
, , : Rides
165

---

Hr(m)
o
Juillet 87
- 1 l
- 2 _
~
Août 87
-
JJ
-2
o
- l
Septembre 87
- 2 J
Octobre 87
-~~
- 2 j
-----'-~
~__
o .1 J.R.
Novembre 87
- 1
-2
o
- 1
Décembre 87
- 2
o
Janvier 88
- 1
-2o
Février 88
- 1
- 2
o
J.R.
- 1
Mars 88
.1
-2
-3
o
- 1
Avri188
- 2
J.R.
_~ ~_ _.1
_
Mai 88
- 2 ] .
~------!l<:IO<l<l.O
MMM
0
- l
Juillet 88
- 2
, L(m)
0
5
10
15
20
25
Figure 62 : P6 - Cimetière chrétien de Diokoul - Profils de plage
J .R.: Limite du jet de rive
n: Coquilles
X : Minéraux lourds
1\\: Rides
166

---

Entre Mérina et Thiawlène, les plages sont plus counes (25 m en moyenne) et de pente
légèrement plus forte (0,10 en moyenne). La plage où a été levé le profil P8 se distingue
des autres par ses fortes pentes et une forme en général convexe (fig_ 63). Dans ce
secteur, on peut parfois observer deux à quatre générations de croissants de plage
emboîtés qui donnent au profil une forme en escalier (fig. 64, profils de novembre et
décembre 87).
Hr (m)
o
Juillet 81
·1
-2
-3
-4
o
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J.R.
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J.R.
T.C.
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Novembre 87
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T.c.
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Janvier 88
- 1
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J.R. T.C.
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Février 88
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J.R.
-1
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J.R.
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-1
Mai 88
-2
- 3
Juin 88
-~
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_
o
Juillet 88
-1
-2
L(m)
o
5
10
15
20
25
30
35
Figure 63 : P8 - Mérina - Profils de plage
J.R.: limite du jet de rive
T.c.: Tête de croissan' EC.: Aonc de croissan,
ri : Coquilles
X : Minéraux lourds
Il: Rides
167

---

Figure 64 : PlO - Cimetière de Thiawlène - Profils de plage
JR.: Limite du jet de rive T.C.: Têle de croissant F.C.: Flanc de croissant C.C.: Creux de croissant
C.: Croissant de plage n: Coquilles
X: Minéraux lourds
1\\
: Rides
168

---

Un certain nombre de caractéristiques morphologiques permettent de décrire ces
plages comme des plages réflectives, comparables à celles décrites par Short (1979),
Wright et al. (1979 et 1985), Sunamura (1988) et Masselink et Short (1993) (fig. 65). Il
s'agit notamment de :
- la faible largeur de la plage aérienne (Short et Hesp, 1982);
- la présence des croissants de plage, caractéristiques de ce type de plage.
La formation des croissants de plage a été attribuée à l'action de différents mécanismes
tels que le "swash" (Kuenen, 1948 ; Flemming, 1964 ; Otvos, 1964 ; Williams, 1973 ;
Dubois, 1978), les courants d'arrachement (Dalrymple et Lanan, 1976), les mécanismes
de propagation de la houle après déferlement (Gorycki, 1973; Tamai, 1981) ou les ondes
de bord ou "edge waves" (Komar, 1971b et 1973 ; Guza et Inman, 1975; Huntley et
Bowen, 1975 ; Sallenger, 1979 ; Wright, 1980 ; Guza et Bowen, 1981 ; Inman et Guza,
1982 ; Kaneko, 1984 ; Miller et al., 1989). Les ondes de bord sont des ondes piégées
entre la zone de déferlement et le rivage par la réflexion et la réfraction des houles
incidentes et se propagent parallèlement au rivage. Parce qu'elles se développent en
présence de houles incidentes stationnaires, elles constituent un phénomène ondulatoire
caractéristique des plages réflectives (Wright et al., 1979 ; Wright et Short, 1983 ; Antia,
1989). Ce som les variations longitudinales de leur amplitude qui initieraient la formation
des croissants de plage (Guza et Davis, 1974; Huntley, 1976; Guza et Bowen, 1976);
- la faible variabilité des paramètres morphologiques (coefficient de
variation en général inférieur à 0,25) qui est comparable aux résultats obtenus sur des
plages du même type en Australie (Short, 1980; Short et Hesp, 1982; Wright et Short,
1984).
A cela s'ajoutent certains critères environnementaux qui sont considérés comme
favorables au développement de plages réflectives à savoir :
- un environnement protégé qui filtre les houles de forte énergie: c'est le
cas des baies (Bryant, 1982; Wright et Short, 1983) ;
- un plateau continental large et de faible pente qui engendre IIne
importante perte de l'énergie des houles par friction et réfraction (Short et Hesp, 1982).
Il faut néanmoins noter que les pentes de plage observées ici (0,06 < tang~ < 0,12) sont
en général inférieures aux valeurs considérées comme caractéristiques de ce type de plage
(tang ~ > 0,1) par Wright et al. (1979).
169

---

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(b)
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Figure 65 : Les différents états morphodynamiques des plages
(d'après Wright et al., 1985)
170

---

2. Les évolutions mensuelles
Le tableau 23 et la figure 66. qui synthétisent les mouvements verticaux mensuels.
expriment parfaitement leur complexité, tant du point de vue de leur amplitude que de leur
répartition dans le temps et l'espace.
Tableau 23 : Bilan des mouvements verticaux (en m par m linéaire de plage)
par profil (juillet 1987 - juillet 1988)
(les figurés indiquent les mouvements verticaux ~ ±0,30m par m linéaire de plage)
a: Secteur du cap des Biches d Diolwu1
Pl
P2
P3
P4
P5
P6
Pl àP6
Juil-Août 87
- 0.20
+ 0,05
- 0.20
+ 0.10 '>U.5U
- 0.15
- 0.15
Août-Sept
- 0.10
- 0,10
+ 0.20"'0,5')'+'0,40
+ 0.25
0
Sept-Oct
0
+ 0.25
0
+ 0.05
- 0,10
- 0.20
0
Oct-Nov
0
+ 0.IOH0;30
+ 0.25
- 0.05
+ 0.25
+ 0.05
Janv-Fév
- 0.20
- 0,25 1>~O,40
- D,OS
0
- 0,10
- 0,15
Fév-Mars
- 0,10
+ 0,25
/
1;-:0,90,> ... 0.80'
- 0,20
- 0,35
Mars-Avr
- 0.25
- 0,30
/+iO;35+0.60+0,30
+ 0,15
Avr-Mai
0
- 0,25
/
+ 0.15
- 0.20
+ 0.10
- 0,05
Mai-Juin
\\,*0;4,)< + 0,15
wO;3,)
+0.50
0
+ 0.25
+ 0.15
Juin-Juil 88
1*0;30
+ 0.20
+ 0.25
- 0,05 1+0.40
- 0,15
+ 0.15
Cumuls
- 0,10
+ 0,30
1
- 0,20
• 0,40
+ 0,20
b: Secteur de Mérina à Thiawlène
P7
P8
PlO
P7 à PlO
Pl à PlO
Juil-Août 87
+ 0,10
1+0,55>
+ 0,10
+ 0,25
0
Août-Sept
+ 0,20
+ 0,05
+ 0,25
+ 0.15
+ 0,05
Sept-Oct
Oct-Nov
+ 0,05
+ 0.25
- 0,05
+ 0.10
+ 0,05
Nov-Déc
Déc87-Janv88
Janv-Fév
Fév-Mars
90;40:· »HO,60RSO;55<.0,50;O,4Q
Mars-Avr
:»
l'rU;3».F< .+Jl
[·;,;·ft,60)<'········••••·••,••q;;·n.30·.••••·•
Avr-Mai
Mai-Juin
- 0,10
- 0.15
- 0,25
- 0,15
+ D,OS
Juin-Juil88
+ D,OS
0
li-/?
+ 0,20
+ 0,15
Cumuls
- 0,25
+ 0,55
+ 0,05
171

---

1,0
1,0
1,0 i
i
1,0
1,0
Pl : Cap des Biche.
: Centrale Ihermlque
P3 : Zone cenlrale
P4 : Zone centrale •
PS : Cimetière musulman
0,8
0,8
cap de. Biche.
0,8
Dlokoul
0,8
0.8
·
Dlokoul
· de Diokoul
+ 0.70
+ 0.60
0,6
0,6
0,6
0.6
0,6
·
+ 0,45
+ 050
·
0,4
0,4
0.4
0,4
H10,4
·
0,2
.~ -8 0,2
0,2
0.2
0,2 ·
i j 0,0
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O,O~ 0,0 •.1
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-0.4
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-0,4
·
- 0,50
-0,6
·0,6
-0,6
-0,6
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·0,55
-
-0.8
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-0,8
-0,8
-0,8
·
·0.90
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: Clmellère chrétien
P7
Mérlna
P8 : Mérlna
PlO : Cimetière de
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0,8
+ 0,75
0,8
0.8
Thlawlène
_+ 0.75
0.8
Dlokoul
N
0.6
0,6
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0,2
0.2
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Le. chiffre. donnent le. valeurs
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!t~::~~S~!a88
Figure 66 : Mouvements venicaux mensuels par profil Uuillet 87 - juillet 88)

---

Si l'on considère les moyennes des mouvements verticaux par secteur, il est
possible de distinguer trois grandes périodes qui sont loin d'être homogènes:
- une période de mouvements variables de juillet 87 à novembre 87,
au cours de laquelle les mouvements verticaux sont relativement limités, mais surtout
différents selon les secteurs. En effet, alors qu'entre le cap des Biches et Diokoul
alternent mouvements d'érosion et mouvements d'accumulation, c'est l'accumulation qui
prédomine dans le secteur Mérina-Thiawlène, bien qu'interrompue, entre septembre et
octobre, par un net mouvement érosionnel ;
- une période d'érosion dominante qui s'étend de novembre 87 à
mars 88. Les mouvements verticaux sont alors importants, nettement érosionnels et
correspondent à des plages larges de forme concave et à forte pente. Les mouvements
d'érosion maximum s'observent soit entre novembre et décembre (secteur du cap des
Biches à Diokoul), soit entre février et mars (secteur Mérina-Thiawlène). Néanmoins,
entre décembre 87 et janvier 88, on observe sur tous les profils un très net mouvement
d'engraissement, qui peut d'ailleurs être, pour certains profils, la période d'accumulation
maximum. Sali (1982) avait observé sur la côte nord un phénomène semblable et l'avait
attribué à l'arrivée de houles longues;
- une période d'accumulation dominante, de mars à juillet 88, les
mouvements les plus importants étant enregistrés le plus souvent entre mars et avril, plus
rarement entre juin et juillet. Lors de cette période, les profils tendent à être convexes à
rectilignes avec parfois de fortes pentes tandis que la largeur de la plage aérienne diminue.
Néanmoins, on note, au cours de cette période et notamment dans le secteur de Mérina-
Thiawlène, des mouvements d'érosion localisés.
D'une manière générale, les mouvements présentent leur plus grande amplitude entre
novembre et avril.
Cependant, cette synthèse des résultats ne doit pas faire oublier qu'au sein d'une
période de tendance donnée, on peut observer, ponctuellement, mais tout le long du
littoral, la tendance inverse. D'un autre côté, au cours d'un même mois, deux profils
voisins peuvent présenter des mouvements verticaux opposés (fig. 66). Le fait que les
périodes à tendance
bien établie
(érosionnelle ou
accrétionnelle)
ne
coincident
pas
exactement
avec
les
saisons,
mais
surtout
la
forte
variabilité spatiale et temporelle des évolutions mensuelles, ne permettent
pas de conclure à un fonctionnement saisonnier des plages du littoral
rufisquois qui devrait se traduire par une succession de profils érodés (ou profils
d"'hiver") et de profils accrétés (ou profils d"'été"). D'ailleurs, cette théorie, qui est basée
sur des études de plage de la côte ouest des Etats-Unis où le climat des houles a
effectivement une signature saisonnière très marquée, a été sévèrement critiquée quand les
études de ce type se sont étendues à d'autres littoraux du monde où les houles très
énergétiques ne répondent pas forcément à une répartition saisonnière. Il est actuellement
173

---

suggéré de distinguer entre profils de forte énergie et profils de faible énergie (Sallenger
el al., 1985). D'autre part, la variabilité
spatio-temporelle de l'évolution
morphologique des plages a été observée ailleurs (Larson et Kraus, 1994) et en particulier
sur les côtes du Nigéria (Oyegun, 1991). Enfin, il faut noter que les passages d'une
tendance à l'autre ne se traduisent pas, comme cela a été décrit par les australiens (Short,
1979; Wright el al., 1979) ou les japonais (Sunamura, 1988), par un changement de la
nature des plages; elles conservent leurs caractéristiques de plages réflectives et peuvent
donc être considérées comme des plages réflectives modales (Wright et Short, 1983
et 1984).
Une autre observation est la faible ampleur des mouvements verticaux, en
général inférieurs à ± 0,30 m par m linéaire de plage. Ceci est une caractéristique des
plages réflectives modales (Wright et Short, 1983 et 1984). Le profil P6, au niveau du
cimetière chrétien de Diokoul, se caractérise ainsi par des mouvements verticaux
mensuels qui sont toujours faibles (compris entre - 0,30 et + 0,30 m par m linéaire de
plage, figs. 66 et 67). Par contre, le profil P5, situé à moins de 1 kilomètre du précédent,
présente des mouvements verticaux beaucoup plus importants tant dans un sens que dans
l'autre (- 0,80 à + 0,60 m par m linéaire de plage, figs. 66 et 68).
Les mouvements verticaux, déduits de la comparaison des profils mensuels, sont
de trois types: des mouvements d'érosion, d'accumulation ou de compensation, ces
derniers désignant des mouvements combinés d'érosion et d'accumulation le long d'un
profil, ce qui aboutit à un bilan global proche de zéro et traduit un échange sédimentaire le
long de la plage aérienne. Ces types de mouvements induisent des modifications
morphologiques de la plage très diverses, les plus fréquemment observées étant
représentées sur la figure 69. Cette figure montre que l'évolution morphologique de la
plage dépend essentiellement de la forme de départ du profil, influence qui avait déjà été
signalée par différents auteurs (Sunamura et Horikawa, 1974 ; Short, 1979 ; Wright et
Short, 1983 et 1984), mais aussi de la répartition le long de la plage des zones de dépôt et
d'érosion. D'une manière générale, les mouvements d'accumulation entraînent toujours
un réhaussement du profil et une tendance à la diminution de la pente de la plage alors que
les mouvements d'érosion produisent un abaissement du profil et une tendance à
l'augmentation de la pente. Quan t aux mouvements de compensation, ils conduisent à des
variations opposées du niveau des parties haute et basse de la plage, avec des évolutions
diverses de la pente du profil de plage. Par contre, il apparaît nettement que la forme
d'un profil de plage ne peut être considérée comme un indice fiable d'une
tendance érosionnelle ou accrétionnelle de la plage, en accord avec les
conclusions de Thom et Hall (1991).
174

---

Hr(m)
o
Juillet - Août 87
- 1
-2
Août- Septembre 87
o
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Septembre - Octobre 87
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Octobre - Novembre 87
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Novembre - Décembre 87
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Décembre 87 - Janvier 88
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Janvier - Février 88
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Mars - Avril 88
- 1
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Avril - Mai 88
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10
15
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Figure 67 : Pb - Cimeùère chréùen de Diokoul - Comparaison des profils mensuels
Accumulation
Erosion
175

---

JuiUet- Août 87
Août - Septembre 87
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~ t-_~_D'"D~.--_--,,""=_..='"'O,.._~_~
:
...
...,...-"_'-~"'.""--=.~tobre - Novembre 87
Novembre - Décembre 87
Décanbre 87 - Janvier 88
Janvier - Févri<:r Ils
- ~ ~
-2
- 3 f--
_
...·-------..---------
_
Févria - Mars 88
:! t--...,Q..~""'?J.lZf.'Zl~~~~~~Wh!WJ)'1n7n'7777n~
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Mars - Avril 88
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- 1
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- 3
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- Mai 88
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-2
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L(m)
o
5
10
15
20
25
30
Figure 68 - Cùnetière musulman de Diokoul - Comparaison des profils mensuels
Accumulation
~
Erosion
176

---

PROFILS DE DEPART
CONCAVE
RECTILIGNE
CONVEXE
ACCUMULATION
ACCUMULATION
ACCUMULATION
~Q~,...,..,,-
~
~.
;..{i.';'.';"
p'"
...... Profilllldilipe. plqe .awus.,
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~ Pro61 oooœw:, estran '*bauut.
......
Pronl~. bal Cl bu de pY.p:
diminution de l. pcnk
rihlua&.. dinûDuUoa de 1. ptDte
EROSION
~
~
-+ ProfLl oaoœ-. Mu! de piqc
-+ Paofil <XJOYC:K. PIIF rthaU.Cft.
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Itbauut. . . . . .lioa de" pcallll
EROSION
~ ProfLl ~lipe. C&tnQ rtba...",
peme ",--", ... <limiDo*
~ Profil QllII:r#eJIIC, estran rl.hauut.
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ProliJœocaw::. ilSlIU.b&issl,.
-+ Profd ~ eltIU.hUME,.
4iminution de .. pente
'~dldc"pcnle
lu~aa de .. pcaIe
EROSION
COMPENSATION
-+ Profllc:oaœ-.p"'.iM6e"
IU,cmcŒ.,g" de .. pc::nIIe
~ Pro61 concave. plage lbl.iSII6e.
lDëme peIne
.... Pror",,",_e.baul'" pIo,,~. COMPENSATION
bu ClnD abaiut. m1&mcnl.ltion de ...
-
~ Prolil c:ooc.ne, pla&e a1MWl6e.
dimiautiOD de 1. pen1e
tkvt. _estran
p.
-+ Profd COIh'Qe. hliUl de
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COMPENSA TION
IU~de .. peaIe
p.
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bu CItnn ~. diminution dr: ..
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.0 •••• ; . :. . . ' . . .,
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• • • • • •
Profd leCtilipe, baul dt: p.Je abailé.
bB CIb"ln~.pemc dimiDu6c
-+ Profil recti.lLpe. bad de p••
.00. . bu eIIItran rihlUlIIl6..
dimimllÎtlb de .. JlCIIIC
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Figure f'IJ : Principaux mouvemenlS verticaux observés en fonction du profil de départ
~ Erooion
t/;·.·:·::I AccumuJolion
177

---

La largeur de la plage aérienne est maximum entre décembre et mars, puis diminue
fortement à partir de mars, ce qui s'accompagne souvent d'une disparition de la haute
plage. Ces variations de largeur de la plage aérienne, qui sont de l'ordre de 9 à 24 mètres,
pourraient être dues en grande partie aux variations saisonnières du niveau marin. En
saison sèche, l'upwelling est bien installé et le refroidissement des eaux, de même que le
déplacement des eaux de surface vers le large, sous l'action des alizés, induisent un
abaissement du niveau marin alors qu'en hivernage, la disparition de ·l'upwelling,
permettant l'arrivée d'eaux de surface chaudes, et la disparition des alizés provoquent une
remontée du niveau marin. Il est d'ailleurs particulièrement significatif de constater que le
rétrécissement de la plage aérienne, observé en octobre-novembre 87, correspond très
exactement à une remontée du niveau marin à une hauteur comparable à celle observée en
juillet Cette relation entre les variations du niveau marin et de la largeur de la plage
aérienne a été observée tant au niveau des lacs (Dubois, 1973 et 1975 ; Hands, 1983) que
des plages océaniques (Schwartz, 1961 ; Bryant~ 1983 ; Clarke et Eliot, 1983) et elle
constitue un des éléments de la loi de Broun. Cependant, on constate ici que l'élévation
du niveau marin coïncide avec un engraissement de la plage, à l'inverse de ce qui est
proposé dans la loi de Broun. Deux explications peuvent être avancées. Tout d'abord,
même si la loi de Broun est correcte, une élévation du niveau marin accompagnée de
houles "constructrices" peut se traduire non pas par une érosion de la plage, mais par une
accrétion. De plus, la loi de Broun ne s'appliquerait qu'aux variations à long terme du
niveau marin, car il y aurait un temps minimum nécessaire (plusieurs années au moins)
avant qu'un profil de plage réagisse à une modification du niveau marin (Dean et
Maurmeyer, 1983; Hands, 1983; Healy, 1991).
En termes de bilan annuel, la majorité des profils ont un bilan faiblement
érosionnel (en général inférieur à - 0,30 m par m linéaire de plage et par an) (tab. 23).
Les différences observées entre les valeurs. obtenues par cumul des variations mensuelles
et celles issues d'une comparaison entre les profils de juillet 87 et de juillet 88 sont dues
au fait que ces deux méthodes ne concernent pas les mêmes longueurs de plage. C'est la
plage du cimetière musulman de Diokoul (P5) qui présente le bilan le plus négatif (- 0,40
m par m linéaire de plage et par an). Plusieurs facteurs pourraient expliquer cette situation
d'érosion importante, qui semble d'ailleurs caractériser la portion de littoral comprise
entre la centrale thermique du cap des Biches et Diokoul :
-
d'après
l'étude
des
variations
longitudinales
des
indices
granulométriques, le cimetière musulman de Diokoul serait localisé dans une zone de
divergence de la dérive littorale, situation favorable à l'érosion;
- cette plage se situe également sur le flanc nord-ouest d'une zone où les
courbes bathymétriques dessinent une saillie rejoignant les îlets de Khoniet (fig. 70 a). Ce
type de fonne est due à un dépôt sédimentaire, rendu possible par les phénomènes de
diffraction et de réfraction induits par les îlets de Khoniet qui se comportent comme un
118

---

brise-lames au large. La tendance à long tenue est la fonnation d'un tombolo (Sunamura,
1988). Or, ce processus d'accumulation s'accompagne d'une érosion du littoral de part et
d'autre de la saillie, érosion induite par des courants littoraux engendrés par les houles
diffractées (Silvester et Hsu, 1993 ; fig. 70 b). Il est d'autre part intéressant de noter la
dissymétrie de cette saillie qui indique une érosion plus importante de son flanc NW (fig.
70 a);
- enfin, dans toute cette zone, les extractions de sable sont importantes et
déterminent même des éboulements de la microfalaise limitant le cordon littoral, ce qui
expliquerait la présence de blocs de grès de plage sur le haut de la plage. Ces activités
humaines contribuent nécessairement à engendrer ou aggraver un déficit sédimentaire.
La tendance générale à l'érosion du littoral rufisquois peut être mise en relation avec la
nature même de ces plages. En effet, les plages réflectives, bien que représentant le stade
ultime d'une séquence d'accrétion (fig. 65), sont très sensibles à l'érosion, notamment à
cause du faible stockage sédimentaire qui les caractérise (Wright et al., 1979 ; Short,
1979 et 1980 ; Short et Hesp, 1982 ; Wright et Short, 1983). Aussi toute modification
négative, même minime, de ce stock sédimentaire accentue leur sensibilité à l'érosion.
A l'inverse de cette tendance générale à l'érosion, trois plages présentent un bilan
annuel positif :
- la plage de la centrale thermique (P2) (+ 0,30 m par m linéaire de plage et
par an) se distingue des autres par le fait qu'au lieu de présenter les périodes décrites ci-
dessus, elle se caractérise plutôt par une succession régulière de mouvements d'érosion et
d'accumulation. De plus, il semble y avoir une redistribution des sédiments le long du
profil, entre la haute plage qui est érodée (- 0,35 m par m linéaire de plage et par an) et
l'estran qui s'engraisse (+ 0,45 m par m linéaire de plage et par an). Ce profil bénéficie
peut-être de sa position particulière, en arrière du banc des Biches sur lequel les houles
brisent ou tout au moins perdent une partie de leur énergie, détenninant ainsi une zone
relativement calme hydrodynamiquement où les sédiments peuvent se déposer;
- la plage du cimetière chrétien de Diokoul (P6) (+ 0,20 m par m linéaire
de plage et par an) se caractérise quant à elle par la faiblesse des mouvements verticaux
mensuels (inférieurs à ± 0,30 m par m linéaire de plage). Le bilan positif de ce profil
pourrait être attribué à l'effet des épis de Diokoul et à une alimentation régulière par la
dérive littorale. Cest d'ailleurs certainement ces apports qui, ne pouvant contourner le
cap de Diokoul, se déposent au droit du cap et forment aussi le petit haut fond situé juste
au droit du cimetière chrétien (fig. 70 a) ;
- la plage de Mérina (P8) est celle qui a le bilan le plus positif (+ 0,55 m
par m linéaire de plage et par an), avec une forte accumulation sur l'estran. Cette plage se
distingue nettement de toutes les autres par une inversion des périodes avec une
accumulation prédominante de juillet 87 à janvier 88, suivie d'une période d'érosion de
janvier à juillet 88.
179

---

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a. Bathymétrie de la zone comprise entre le cap des Biches el Diokoul
(extrait de la cane bathymétrique S.H.M. n05842 "Rade de Rufisque"
au 1/20000, 1937) (le. n~. indiquent 1. position de 1. saillie)
b. Mécanisme de formation d'un tombolo en arrière d'un brise-lames (ou d'une île)
situé en avant d'un rivage el érosion induite de la plage de part et d'autre du tombolo
(d'après Silvester et Hsu. 1993)
Figure 70 : Essai d'explication du bilan très érosionnel de P5
180

---

B. RESULTATS SEDIMENTOLOGIQUES
1. Caractères généraux des sédiments
Les diagrammes de dispersion d'indices granulométriques regroupant l'ensemble
des 384 échantillons traités permettent les remarques suivantes (fig. 71) :
- le kunosis ne varie que très peu et est centré autour de 1. Les sédiments
sont donc dans leur immense majorité mésokurtiques ce qui serait caractéristique des
sédiments unimodaux (Cronan, 1972). Cette faible variation fait que le kurtosis ne peut
être un critère de distinction entre les sédiments provenant des différents sous-
environnements de la plage. De nombreux auteurs ont déjà signalé le peu de signification,
en termes d'environnement, du kunosis (Shepard et Young, 1961 ; Martins, 1965 ;
Friedman, 1967 ; Koldijk, 1968 ; Awasthi, 1970) ;
- le diagramme SK-Sigma se caractérise par une forte dispersion des
points et un coefficient de corrélation très faible (0,05). nn'y a donc pas de relation entre
le degré d'asymétrie des courbes et le classement des sédiments ;
- le diagramme Mz-SK a une forme en < qui indique la présence de deux
tendances : pour des valeurs de moyenne inférieures à environ 200 !-Lm, le skewness
passe de valeurs positives à des valeurs négatives quand la moyenne augmente; par
contre, pour les sédiments de moyenne supérieure à 200 /lm, on observe l'évolution
inverse. Ces deux tendances opposées expliquent l'absence de corrélation (r = 0,09).
Hanamgond et Chavadi (1992) ont fait la même observation mais, pour leurs
échantillons, la limite se situe aux environs de 144/lm ;
- le diagramme Mz-Sigma montre une relation entre ces deux paramètres,
le classement étant d'autant meilleur que le sédiment est fin, ceci en accord avec d'autres
études antérieures (Folk, 1966; Sonu, 1972; Hanamgond et Chavadi1992). Cependant,
la dispersion des points est assez importante ce qui explique le faible coefficient de
corrélation obtenu (0,23).
181

---

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SK
Figure 71 : Diagramme de dispersion d'indices granuIométriques
Période de juillet 87 àjuil1et 88 (384 échantillons)
182

---

Il apparaît donc, d'après ces résultats, que les diagrammes de dispersion qui
seront les plus utiles pour distinguer les sédiments des différents sous-environnements
des plages sont les diagrammes Mz-Sigma et Mz-SK. Divers auteurs ont mis en évidence
l'efficacité des diagrammes Mz-Sigma pour distinguer, par exemple, plages océaniques
exposées aux houles du large et plages de baies protégées (Nordstrom, 1977 a) ou bien
pour différencier sables de plage en érosion de sables de plage en accumulation (Anwar et
al., 1979). Quant à la capacité du skewness à discriminer les environnements, elle est
appréciée différemment selon les auteurs. Si, pour certains, le skewness est un très bon
indicateur d'environnement (Mason et Folk, 1958 ; Friedman, 1961 ; Duane, 1964 ;
Martins, 1965 ; Moiola et Weiser, 1968 ; Greenwood, 1969; Awasthi, 1970), pour
d'autres (Shepard et Young, 1961 ; Nordstrom, 1977 a; McLaren, 1981), il n'a pas de
signification environnementale. Ces divergences quant à la signification du skewness
pourraient être dues aux méthodes de prélèvement et d'analyse, mais aussi aux formules
utilisées pour calculer ce paramètre (Folk, 1962 ; Duane, 1964).
Les diagrammes de dispersion ont été repris mais en identifiant les échantillons
selon les mois de prélèvement Aucun regroupement significatif n'a été observé (fig. 72).
Ceci s'explique dans la mesure où les échantillons proviennent de différents profils dont
l'évolution mensuelle dépend avant tout des caractéristiques granulométriques originelles
de chaque échantillon. En regroupant tous les échantillons sur un même graphique, on
aboutit à des recoupements qui rendent impossible toute analyse des évolutions
mensuelles. Celle·ci ne pourra procéder que d'une étude des variations granulométriques
par profil.
400
300
0
0
Juillet 87
~
~
•
Septembre 87
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0
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0
200
0
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•
Mars 88
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x Juillet 88
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0,2
0,3
0,4
0,5
0,6
0,7
0,8
Sigma
Figure 72 : Diagramme de dispersion Mz-Sigma avec identification des mois
183

---

Enfin, les sédiments du secteur cap des Biches-Diokoul d'une part, ceux du
secteur Mérina-Thiawlène d'autre part, ont été identifiés sur les mêmes diagrammes de
dispersion et également sur un diagramme Mz - %CaCÛ3 (fig. 73).
400
0
0,2
0,3
0,4
0,5
0,6
0,7
0,8
Sigma
400
300
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1
-0,2
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0,4
SK
Figure 73 : Diagrammes de d~ion d'indices granulomélriques avec identification des secteurs
o
Secteur Cap des Biches - Diokout
•
Secteur M&ina - Thiawtble
184

---

Cette figure montre des caractéristiques sédimentologiques des sables
sensiblement différentes selon les secteurs. Les sédiments du secteur Mérina-Thiawlène
se caractérisent avant tout par leur granulométrie plus grossière (Mz en général supérieure
à 200 !lm) mais aussi par leur pourcentage en carbonates légèrement plus faible (en
général < 10%). D'autre part, ils sont en majorité plus mal classés que ceux du premier
secteur, ceci étant essentiellement lié au fait que les sables sont plus grossiers. li faut
également noter que c'est dans ce dernier secteur qu'a été trouvé le plus grand nombre de
sédiments plurimodaux. Quant au skewness, et en rapport avec ce qui a été indiqué plus
haut, il ne semble pas être un critère absolu de différenciation entre ces deux secteurs
mais dépendrait plutôt de la moyenne Mz. Cest ainsi que les sédiments du secteur cap·
des Biches-Diokoul présentent en général une corrélation négative entre la moyenne Mz et
le skewness, alors que ceux de Mérina-Thiawlène ont une corrélation positive entre ces
deux paramètres.
De telles différences granulométriques de part et d'autre d'un cap, ici le cap de
Diokoul, sont caractéristiques d'un fonctionnement en cellules distinctes (Peterson et al.,
1990).
2. Différenciation sédimentologique des sous-environnements de la plage aérienne
Les diagrammes de dispersion, essentiellement les diagranunes Mz-Sigma et Mz-
SK, ont permis de distinguer deux grands ensembles de sédiments, sur la base
essentiellement de la moyenne: les sables de la haute plage et du haut estran d'une part,
ceux du bas estran d'autre part. Les premiers sont plus grossiers et présentent en général
un skewness positif, alors que les sables du bas estran sont plus fins et ont un skewness
à tendance négative (fig. 74). Et, dans quelques cas (P4 et P5), il est même possible de
distinguer les sables de la haute plage de ceux du haut estran (fig. 75). li Ya cependant
des exceptions à cette répartition. Cest ainsi que les échantillons du bas estran peuvent
être aussi grossiers que ceux de la partie haute de la plage. Ceci a été observé en juillet
88, qui est une période d'accumulation, au cours de laquelle on a noté souvent une
augmentation de la moyenne de la haute plage au bas estran, contrairement à ce qui est
observé la plupart du temps. Quant aux sédiments du haut de plage, ils peuvent être plus
fins que normalement, ce qui est assez rare, mais, dans ce cas, il s'agit de sables riches
en minéraux lourds. De toute façon, il ne faut pas perdre de vue que ces différents
ensembles sédimentaires se recouvrent plus ou moins, ce qui traduit la parenté existant
entre les sédiments des différentes unités morphologiques de la plage. Enfin, la tendance
générale est à la diminution de la moyenne granulométrique Mz de la haute plage au bas
estran, accompagnée d'une amélioration du classement.
185

---

300
échantillons
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...
Figure 74 : Différenciation des sédiments de la haute plage-haut estran et des sédiments du bas estran
grâce aux diagrammes de dispersion Mz-Sigma et Mz-SK. Exemple de P8.
186

---

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échantillon de mai 88
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•
-0,6
-0,4
-0,2
-0,0
0,2
SK
Figure 75 : Différenciation des sédiments des différents sous-environnements de la plage
grâce aux diagrammes de dispersion Mz-Sigma et Mz-SK. Exemple de P4.
187

---

Il faut également signaler quelques cas particuliers. C'est ainsi qu'entre les profils
P3 et P6, ce sont les sables de haut de plage qui ont tendance à présenter un skewness
négatif. alors qu'au niveau du bas estran la tendance est à un skewness positif (fig. 76).
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-0,4
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0,2
0,4
SK
Figure 76: Variations du skewness des sédiments de plage en P6
Enfin. deux cas de forte dispersion des sédiments, rendant impossible toute
différenciation des principales unités morphologiques de la plage. ont été observés au
niveau des profils P2 et P7 (fig. 77).
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0,5
0,6
Sigma
Figure 77 : Sédiments de plage relativement homogènes. Cas de P2
188

---

Discussion
Les sédiments du haut de plage (haute plage-haut estran) sont donc plus
grossiers que ceux du bas estran. Or, sur la plupart des littoraux sableux, c'est l'inverse
qui est observé, le bas estran, soumis à des conditions plus énergétiques (action de la
houle) que la haute plage, se caractérisent par des sédiments plus grossiers (Mason et
Folk, 1958; Miller et Zeigler, 1958 ; Fox et al., 1966 ; Dubois, 1982). Par ailleurs, les
sédiments du haut de plage se distinguent de ceux du bas estran par le fait qu'ils sont plus
mal classés et à skewness positif. Ces relations entre les indices granulométriques des
parties haute et basse de la plage sont exactement du même type que celles décrites par
McLaren (1981) entre un sédiment source - qui serait représenté ici par les sables de la
haute plage - et un sédiment déposé, dont il serait issu après transpon - les sables du bas
estran. Cette interprétation est d'ailleurs conforme à la fone parenté observée entre ces
différents sédiments, qui se traduit souvent par des recouvrements des sédiments des
différentes unités morphologiques. De plus, une telle répartition des caractéristiques
sédimentologiques des sables du haut au bas de plage a été également observée sur des
plages de baie en Inde (Hanamgond et Chavadi, 1992), les mécanismes de ségrégation
granulométrique identifiés étant le "swash-backwash" pour les sédi.-nents du bas estran et
les vents dirigés vers la côte pour les sédiments de haut de plage. Le skewness négatif est
une caractéristique des sédiments du bas estran, celui-ci étant dû à un vannage sélectif des
éléments fins vers le large, sous l'action du "backwash" (Duane, 1964 ; Friedman,
1967). Le skewness positif des sédiments du haut de plage serait dû, quant à lui, à un
enrichissement en éléments fins sous l'action des vents (Manins, 1965 ; Folk, 1966 ;
Greenwood, 1969).
L'inversion du signe du skewness observé au niveau des profils P3 à P6
pourrait s'expliquer ainsi:
- les skewness négatifs des sables de la haute plage-haut estran
pourraient être liés à des appons d'éléments grossiers, suite à une attaque du cordon
littoral, accentuée dans ce secteur par les activités d'extractions de sable, et une fone
érosion de la haute plage. Les skewness les plus négatifs observés au niveau de P6
correspondent en fait à des sédiments bimodaux à mode secondaire très grossier (800 à
1000 !lm). Cest d'ailleurs le long de cette partie du littoral rufisquois que l'on a observé
sur les plages, entre novembre et juin, des blocs de grès de plage et des galets de roches
volcaniques;
- les skewness positifs du bas estran seraient, de la même manière,
dûs à des appons préférentiels de sédiments fins, pouvant provenir non seulement des
dépôts constitutifs du cordon littoral, après un tri préférentiel, laissant les grossiers sur la
partie haute de la plage, mais aussi de sédiments plus fins, présents à faible profondeur
sous la plage et mis à jour par l'érosion de la plage. Enfin, il faut rappeler la liaison entre
189

---

taille moyenne des sédiments et skewness qui fait qu'en dessous d'une valeur de Mz de
200 Jlm environ, le skewness tend à être d'autant plus positif que la moyenne diminue
(fig.72).
Quant à forte homogénéité des sédiments de la plage de la centrale
thermique du Cap des Biches (Pl), elle cadre bien avec le bilan positif (accrétionnel) de
ce profù. L'homogénéisation des sédiments serait liée à des apports constants sur la plage
provenant de la même source sédimentaire. Une telle explication ne peut s'appliquer au
cas du profil Pl.
3. Evolution mensuelle des sédiments de plage
a. Considérations générales
Si l'on examine les variations des indices granuloméuiques - obtenues en faisant
la différence entre les valeurs extrêmes de la moyenne mensuelle de chaque indice par
unité morphologique - et en particulier de la moyenne Mz, les constats suivants peuvent
être faits:
- c'est le bas estran qui présente les plus fortes variations granuloméuiques
au cours de l'année (tab. 24), ce qui est vraisemblablement en relation avec le fait que
c'est la zone qui subit les mouvements verticaux les plus importants car c'est là où
l'énergie de houle est la plus forte (Zeigler et Tuttle, 1961 ; Oyegun, 1991) ;
Tableau 24 : Variations de la moyenne Mz (en J1m) au cours de l'année,
selon les unités morphologiques
(n.s. : non significatif)
Haute olage
Haut estran
Bas estran
Pl
58
88
98
P2
59
83
53
P3
42
60
75
P4
20
62
96
P5
47
31
80
P6
n.s.
67
91
P7
101
106
146
P8
63
81
114
P9
n.s.
94
90
PlO
77
73
138
- les plages du secteur Mérina-Thiawlène sont plus variables
granuloméuiquement que celles du secteur Cap des Biches-Diokoul (tab. 25) ;
190

---

Tableau 25: Variations de la moyenne Mz (J1I7l) par profil
(de la haute plage au bas estran) et par mois
(en gras, variations mensuelles les plus importantes .. en grisé, variations annuelles les
moins importantes .. n.s. : non significatif .. n.d. : non disponible)
Juillet87
Sept
Nov
Janvier
Mars
Mai
Juillet88
Var.an.
Pl
71
62
93
94
87
75
30
P2
7
41
41
31
61)
42
42
P3
40
51
68
67
(n.d.)
38
51
~
107
P4
60
66
88
83
121:r
66
46
136
P5
(n.s.)
27
49
91
88
59
41
104
P6
(n.d.)
39
73
48
72
64
57
P7
60
86
24
87
123
109
65
182
P8
24
55
114
1I7
112
105
68
r,''0 1.'Hk
P9
34
120
105
65
97
112
68
138
PlO
59
57
146
59
60
109
67
146
-les plus fortes variations granulométriques s'obselVent en général entre
novembre et mars, c'est-à-dire lors de la période à érosion dominante (tab. 25). Cest
ainsi que, pour les profils situés entre la centrale thermique du cap des Biches et Diokoul
(P3 à P5), on a pu obselVer, au cours ou à l'issue de la période d'érosion, des sédiments
grossiers, tels que des galets de roches volcaniques, des blocs de grès de plage, mais
aussi des affleurements de sédiments sablo-argileux (fig. 78). Leur présence inhabituelle
et temporaire sur les plages de la région a déjà été signalée et a été mise en relation avec
des périodes d'érosion des plages (Demoulin, 1967 ; Masse, 1968 ; Lawson, 1970).
D'autres auteurs (King et Barnes, 1964 ; Niedoroda et al., 1984) considèrent également
que des accumulations sédimentaires inhabituelles sont typiques d'Un régime érosionne!
des plages, alors que pour Peterson et al. (1990) elles traduiraient plutôt une sous-
-
-
alimentation des plages. Dans cette partie du littoral rufisquois, les grès de plage et les
niveaux sablo-argileux constituent le soubassement du cordon littoral (Demoulin, 1967 ;
Demoulin et Masse, 1969; Diouf, 1989). Quant aux galets de roches volcaniques, ils
sont présents sous la plage à faible profondeur (vers - 0,30 m dans la zone du cimetière
musulman de Diokoul) et sont sans doute issus de l'altération du filon d'ankaratrite
miocène de Diokoul qui se prolonge en mer par les îlets de Khoniet. Si la présence des
blocs de grès de plage, en général en haut de plage, semble liée à une érosion importante
du cordon littoral et de la haute plage, les galets de roches volcaniques seraient mis àjour
après érosion des sables de plage actuels puis remaniés par les houles, en direction du
haut de plage. Enfin, il est remarquable de constater que, dans chaque secteur, ce sont les
plages qui ont un bilan annuel positif (en accumulation) qui présentent les plus faibles
variations granulométriques (P2 et P6 dans le secteur Cap des Biches-Diokoul ; P8 dans
le secteur Mérina-Thiawlène).
191

---

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c.c.
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JuillCl87
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Juillet 88
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__~ ~ ~, L(m)
o
5
JO
15
20
25
30
35
Figure 78 : Profils de plage mensuels. P4
(zone comprise entre la centrale thermique du cap des Biches et Diokoul)
J.R: Limite du jet de rive
c.c.: Creux de croissant de plage
/ \\
: Rides
X: Minénux lourds
o
:Galets de basalte
®: Blocs de grès de plage
: Mfleuremenl de sédimenlS argi.leux
192

---

b. Mise en évidence d'un cycle sédimentaire
Sur toutes les plages étudiées, il existe un cycle sédimentaire, au moins sur le bas
estran - les autres unités morphologiques présentant des variations moins importantes des
sédiments -, bien mis en évidence par l'évolution mensuelle de la moyenne Mz. En effet,
on observe un affinement des sédiments entre novembre et mars, puis un retour à des
sédiments plus grossiers. En général, le minimum de la moyenne Mz se situe en mars,
plus rarement en janvier (Pl et P5) et le maximum en juillet (fig. 79).
200 - r - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - ,
P4 - Entre centrale et Diokoul
07/B7 09/B7 11/B7 01/BB 03/BB OS/BB 07/B8
Mois
Figure 79 : Variations mensuelles de la moyenne Mz sur le bas estran. Cas de P4
Cenains profils présentent une courbe bimodale d'évolution mensuelle de la
moyenne. C'est le cas des profils de la centrale thermique du cap des Biches (P2) et du
cimetière de Thiawlène (PlO), avec deux minima en novembre 87 et mai 88, un
maximum en juillet et un maximum secondaire en janvier 88 (fig. 80). Le profil de
Thiawlène (P9), présente également une courbe bimodale mais le premier minimum se
situe en septembre 87 et le maximum secondaire en novembre 87, avec un léger
épaulement entre janvier et mars 88.
3S0 , - - - - - - - - - - - - - - - - . . . . ,
PlO - Cimetière de Thiawlène
~300
g
E
22S0
u
g
N
~ 200
07/B7 09/87 11/B7 01/BB 03/BB OS/BB 07/BB
Mois
Figure 80: Variations mensuelles de la moyenne Mz sur le bas estran. Courbe bimodale. Cas de PlO
193

---

Discussion
L'étude de l'évolution mensuelle de la moyenne Mz a donc mis en
évidence un véritable cycle sédimentaire avec:
- entre mai et septe"mbre. où se produisent des mouvements
d'accumulation sur les plages, des sables du bas estran relativement grossiers et une
faible variabilité granulométrique le long des profIls de plage;
- entre novembre et mars, qui est la période à érosion dominante,
les sables du bas estran deviennent beaucoup plus fins en même temps que s'installe une
forte variabilité granulométrique le long des profils. C'est lors de cette période
qu'affleurent sur la plage, entre la centrale thennique du Cap des Biches et Diokoul, des
dépôts nonnalement enfouis, soit très grossiers (blocs de grès de plage, galets de roches
volcaniques), soit très fins (sédiments sablo-argileux).
Ce cycle sédimentaire sur le bas estran est pratiquement l'inverse de ce qui
est généralement observé sur les littoraux. En effet, les périodes d'érosion correspondent
à la présence de sédiments grossiers sur le bas estran, suite au départ préférentiel des
éléments fins entraînés par le "backwash" des houles érosives, alors que les périodes
d'accumulation voient le retour des éléments fins entraînés par les houles constructrices
(Engstrom, 1974 ; Chauhan et al., 1988 ; Dubois, 1989). Or, dans le cas présent, la
période d'érosion dominante correspond justement à un affinement des sédiments. Deux
hypothèses peuvent être avancées pour expliquer cette différence:
- les processus dynamiques présentent des particularités en tennes
de capacité et de mode de transport. Cette hypothèse, si elle ne peut être exclue, ne peut
être vérifiée compte tenu de l'absence de données de houles au rivage;
- il Y aurait une forte influence de la granulométrie des sédiments
sous-jacents. Les mouvements d'érosion mettraient à jour des sédiments nonnalement
enfouis, de granulométrie plus fine que les sables présents lors de la période antérieure. Il
pourrait s'agir notamment de sables à minéraux lourds et, quand l'érosion est importante,
des sables argileux constituant le soubassement de la plage. Quant aux sédiments
grossiers observés en surface de la plage, entre la centrale thermique du Cap des Biches
et Diokoul, ils correspondraient à des dépôts résiduels, issus de la mise à jour par
l'érosion d'une couche à granulométrie hétérogène. Sous l'action des houles, les
éléments les plus fins seraient entraînés vers le bas de plage alors que les plus grossiers
resteraient sur place. Un tel fonctionnement signifie également une faible abondance
des sédiments disponibles pour le remaniement par les houles qui fait, qu'en
cas de forte érosion, le soubassement de la plage affleure, influençant fortement la
granulométrie des sédiments du bas estran. Cest ainsi que le cycle sédimentologique
normal serait perturbé.
194

---

4. Variations longitudinales des indices granuloméniques
L'objectif de cette analyse était de mettre en évidence l'existence et le sens d'une
possible dérive littorale et d'examiner son évolution au cours de l'année.
Deux types d'analyse ont été faites, qui sont basées sur l'évolution de la moyenne
et de l'indice de classement. Les résultats sont présentés dans le tableau 26 et la figure 81.
Tableau 26 : Sens de la dérive littorale par secteur et par nwis
selon le nwdèle de McLaren (1981)
C : Zones de convergence de la dérive littorale .. D : Zones de divergence de la dérive
a. Secteur du cap des Biches à Diofwul
PZ
P3
P4
P5
P6
Septembre 87
-------;><:<:-----
)-----;><:<:-------
Novembre 87
---;>
<:
<:----1)-------;>
Janvier 88
-------~<:-----I)-----------------;>
Mars 88
---------------~<:-------I)-------;>
Mai 88
---------------~<:-------I)-------;>
Juillet 88
------------------------------------;>
b. Secteur de Mérina li Thiawlène
P7
P8
P9
PlO
Septembre 87
-------;><:<:-----------------
Novembre 87
-------~<:-----------------
Janvier 88
-------;><:<:-----------------
Mars 88
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Mai 88
-------;><:<:-----------------
Juillet 88
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195

---

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0.)
b. Variations de sigma
Figure 81 : variations Ioogitudina.les de la moyenne Mz el de sigma
sur le bas estran (septanbr"e 87 l juiUel 88)
196

---

Les deux types d'analyses utilisées montrent que, s'il existe un sens dominant de
la dérive littorale - en direction du Sud-Est pour le secteur Cap des Biches-Diokoul et en
direction du Nord-Ouest entre Thiawlène et Mérina -, celui-ci peut changer, soit au cours
d'un même mois entre deux plages voisines, soit selon les mois, ce qui est en accord avec
des observations similaires faites sur d'autres littoraux indiquant une forte variabilité
spatio-temporelle de la dérive littorale (Dolan et al., 1987). C'est ainsi que, dans la zone
comprise entre la centrale thermique du cap des Biches (P2) et le cimetière musulman de
Diokoul (P5), existent des inversions du sens de la dérive littorale avec une
zone de divergence plus ou moins localisée au niveau du cimetière
musulman, mais pouvant se déplacer plus au Nord-Ouest (P4), et une zone de
convergence qui se déplace entre P3 et P4. Dans le secteur Mérina-Thiawlène, le fait
majeur est la présence d'une zone de convergence permanente de la dérive
littorale à Thiawlène (P8). De plus, le sens général de la dérive littorale dans ce
secteur peut s'inverser selon les mois (cas de mars et juillet 87).
Certains de ces résultats semblent confirmés par les études morphologiques
puisqu'en effet, la zone de divergence observée au niveau du cimetière musulman de
Diokoul est en accord avec le fait que cette plage présente un bilan annuel très érosionnel
( - 0,40 m par m linéaire de plage et par an), alors que la zone de convergence détectée à
Mérina (P8) correspond à un profil présentant un bilan annuel très positif (+ 0.55 m par
m linéaire de plage et par an). Il faut néanmoins remarquer que les deux techniques
d'analyse utilisées ne donnent pas exactement les mêmes résultats, ce qui pose le
problème de la fiabilité et de la précision de ces méthodes.
Plus généralement, il semble de toute façon illusoire de vouloir déduire, par ce
type de démarche analytique, l'évolution précise dans l'espace et le temps de la dérive
littorale pour pl usieurs raisons:
- tout d'abord, même si la plupart des auteurs s'entendent sur le fait que la
moyenne Mz diminu~ dans le sens de la dérive littorale (Jacobsen et Schwartz, 1981),
d'autres (McCave, 1978 ; Bryant, 1982) signalent des cas où, au contraire, elle augmente
dans le sens de la dérive littorale. De plus, peut également intervenir sur la moyenne
l'effet d'éventuelles variations longitudinales de l'énergie des houles (Swift et al., 1971) ;
- la méthode de McLaren (1981) a fait l'objet de quelques critiques. Cest
ainsi que Masselink (1992 et 1993) a remis en cause la validité des hypothèses de départ,
alors que d'autres auteurs ont mis en évidence d'autres possibilités que les trois cas
envisagés par McLaren et ont contesté des points particuliers de la méthodologie (Gao et
Collins, 1991). Bien que l'auteur ait répondu à ces critiques (McLaren et Bowles, 1991 ;
McLaren, 1993), il a tout de même reconnu l'existence de facteurs pertubateurs et
préconisé une approche statistique (McLaren et al., 1993 a et b) ;
- SalI (1982) considère que sur la Petite Côte un tri granulométrique des
sédiments a peu de chance de s'opérer à cause de l'instabilité de la dérive littorale, tant en
197

---

direction qu'en intensité. De plus, il n'est pas sûr qu'un tri granulométrique significatif
puisse se produire sur de courtes distances (McLaren et Bowles, 1991) ;
- enfin, les sédiments présents sur le bas estran peuvent être issus non
seulement d'un transport parallèle à la plage, mais aussi du transport perpendiculaire, ce
qui rend difficile la mise en évidence d'une liaison entre caractéristiques grailUlométriques
et mode de transpon.
TI faut donc éviter de chercher à expliquer dans les détails les résultats obtenus par
ce type de méthodes. Néanmoins, quand les observations convergent et qu'elles sont
confirmées par d'autres types de données - dans le cas présent par des résultats
morphologiques -, elles doivent être prises en compte.
c. RELATIONS ENTRE MORPHOLOGIE ET SEDIMENTOLOGIE
Seront examinées ici les relations entre pente de plage et granulométrie des
sédiments ainsi que les rapports entre les évolutions mensuelles des mouvements
verticaux et celles des indices granulométriques, de la moyenne Mz en particulier.
1. Relation pente de la plage - moyenne granuIométrique des sédiments
Il existe des relations entre la pente d'une plage et sa granulométrie, les pentes
tendant à devenir d'autant plus fortes que les sédiments sont grossiers, ceci pour de
mêmes conditions de houle (Migniot et Bouloc, 1981) (fig. 82 a). Cette relation est
essentiellement liée à la perméabilité, les sédiments grossiers favorisant l'infiltration des
eaux et donc réduisant l'intensité de la lame de retrait ("backwash") et sa capacité à aplanir
le profil, ce qui augmente la pente de la plage alors que les sédiments fins, moins
perméables, augmentent la force du "backwash", ce qui diminue la pente de la plage.
La figure 82 b est un diagramme de dispersion, pour le bas estran, entre la pente
et la moyenne granulométrique Mz. Ce diagramme montre l'absence d'une relation nette
entre ces deux paramètres (coefficient de corrélation = 0,07). Ce résultat est attribué
d'abord au fait que l'éventail des moyennes est très peu étendu (0,1 à 0,3 mm). Si l'on
considère la partie du diagramme présenté par Migniot et Bouloc (1981), correspondant
au même domaine (Mz variant entre 0,1 et 0,3 mm et pente variant entre 0,025 et 0,15), il
apparaît également impossible de dégager une quelconque tendance. Par contre, il faut
signaler une différence importante entre ces résultats et le diagramme de Migniot et
Bouloc. En effet, dans ce dernier, les pentes fortes (> D,11) correspondent à des
sédiments de taille supérieure à 0,3 mm. Or, sur les plages de Rufisque, ces mêmes
pentes ont été observées avec des sédiments beaucoup plus fms (0, Il à 0,28 mm).
198

---

P...c._ ..........
a. Relation enlK la pente de plage et la médiane (in Migniot et Bouloc. 1981)
y : 157.26 + 319,48x
RA 2 : 0,070
300-
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100 +-----,.------r-
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0.0
0,1
0,2
Pente du bas estran
b. Corrélation entre la moyenne Mz et la pente du bas estran
Figure 82 : Relations entre la pente de la plage et la granulométrie des sédiments
199

---

Cette observation est comparable à celle faite par Finkelstein (1982) qui. travaillant sur
des plages de forme logspiralée. mais constituées de sédiments grossiers (0,5 à 256 mm),
a constaté la présence, à l'extrémité rectiligne de la baie. de plages de pente raide mais à
sédiments relativement fins. Deux explications sont avancées pour expliquer cette
particularité: tout d'abord. à granulométrie égale, les pentes de plage seraient d'autmt
plus fortes que les sédiments sont mieux classés (McLean et Kirk. 1969) et ensuite. il
semble qu'un état d'engraissement de la plage favorise les fortes pentes (Pino et
Jaramillo. 1992). Les profils de plage étudiés ici se situent tous au niveau d'extrémités de
baies et il est remaIquable de constater que c'est surtout au niveau du profil P8 qui est un
profil à bilan positif (accrétionnel). que l'on trouve le plus grand nombre de ces situations
à pente forte et granulométrie fine. Par contre, le diagramme de dispersion entre pente et
indice de classement des sédiments du bas estran ne montre pas une meilleure corrélation.
Enfin. une autre explication qui a été avancée pour expliquer ces profils à forte pente mais
à sédiments fins est le pourcentage de minéraux lourds. Ceux-ci étant plus résistants à
leur mise en mouvement par le "backwash". ils induiraient une augmentation de la pente
(Dubois. 1972 ; Pino et Jaramillo, 1992). Cependant. dans le cas présent, il n'existe
aucune relation nette entre ces plages à forte pente-granulométrie fine et le pourcentage de
minéraux lourds. La plage où l'on a souvent observé ce type de pentes fortes (P8) se
signale même par sa pauvreté en minéraux lourds, par rapport à ses voisines. Le débat
reste donc ouvert mais d'ores et déjà. on peut dire que la morphologie en baie
détermine des relations particulières entre pente de plage et granulométrie
des sédiments.
2. Relations entre les variations mensuelles des mouvements verticaux des plages et celles
de la moyenne granulométrique des sédiments
Pour chaque profil et pour chaque point de prélèvement. des diagrammes de
dispersion entre les mouvements verticaux mensuels ou bimensuels et les variations de la
moyenne Mz ont été tracés. Les résultats sont décevants. On n'observe aucune relation
nette entre les mouvements verticaux et les variations de la moyenne granulométrique.
Ces résultats indiquent des différences d'évolution de la morphologie et de la
sédimentologie et s'expliquent. au moins en partie. par l'absence d'un véritable cycle
morphologique des plages. alors que le cycle sédimentologique est net. Par ailleurs. les
variations granulométriques ne suivent pas exactement les variations des mouvements
verticaux. Ainsi, le fort mouvement d'engraissement, observé entre décembre et janvier,
ne s'exprime pas par un changement dans les évolutions granulométriques. D'où
l'impossibilité de définir une corrélation entre évolutions morphologique et
sédirnentologique mensuelles.
200

---

De tels résultats posent en fait le problème des temps de réponse de la
morphologie et des sédiments aux variations, entre autres, des conditions de houle.
L'absence de corrélation constatée ici ne peut signifier un comportement indépendant de
la morphologie et de la sédimentoiogie mais traduirait plutôt le fait que morphologie et
sédiments ne s'adaptent pas selon le même rythme aux variations des conditions du
milieu. De plus, la relative irrégularité dans le temps et dans l'espace de la morphologie
qui contraste avec le caractère relativement uniforme des variations sédimentologiques
pourrait signifier que la morphologie répond plus vite à des modifications
d'environnement que les sédiments, qui réagiraient plutôt à des variations à plus
long terme des conditions du milieu. Nordstrom (1977 a) avait d'ailleurs signalé que,
dans le cas de baies, les pentes des plages répondent à des changements à court terme des
processus, contrairement aux sédiments. Owens (1977) notait également l'existence de
variations importantes à court tenne de la morphologie des plages en baie.
D. RELATIONS ENTRE LA MORPHOSEDlMENroLOGIE DES PLAGES ET LES
CONDmONS HYDRODYNAMIQUES
On
a
essayé
d'établir
des
relations
entre
le
comportement
morphosédimentologique des plages et les conditions hydrodynamiques, mais les
tentatives se sont révélées infructueuses. Plusieurs auteurs ont souligné la difficulté voire
l'impossibilité de relier de manière simple l'évolution morphosédimentologique des
plages et les conditions hydrodynamiques (Sonu et Van Beek, 1971 ; Nordstrom, 1977b;
Chappell et Eliot, 1979; Fox et Davis, 1978 ; Bryant, 1982; Pino et Jaramillo, 1992 ;
Larson et Kraus, 1994). Dans notre cas, plusieurs explications peuvent être avancées:
- tout d'abord, les données de houle disponibles sont incomplètes et de
plus il s'agit de données bateau.. A ce titre, elles présentent deux inconvénients majeurs·:
tout d'abord, leur précision est très variable, car dépendant des observateurs et ensuite, il
s'agit de données au large qui sont loin de renseigner sur les conditions de houle à la
côte, en particulier dans le secteur de Rufisque où les phénomènes de réfraction, de
diffraction et de friction sur le fond semblent responsables d'importantes pertes d'énergie
des houles et de changements significatifs de leur direction. Or, il n'existe aucune loi
mathématique simple permettant de transformer ces données au large en données à la
côte. Ce sont pourtant les caractéristiques de la houle au rivage qui sont déterminantes
dans l'évolution morphosédimentologique des plages et ce sont elles qui sont utilisées
dans la majorité des paramètres permettant de définir l'état morphodynamique d'une plage
(Wright et al., 1979 ; Wright et Short, 1983 et 1984 ; Sunamura, 1988) ;
- ensuite, un profil de plage est le résultat de l'influence de plusieurs
paramètres (conditions des houles d'origine lointaine et locale, niveau de la mer, forme
initiale du profil, nature des sédiments, etc) dont les effets peuvent être instantanés ou
201

---

cumulatifs. Aussi, ainsi que le notent Larson et Kraus (1994), est-il difficile de relier sans
équivoque profils de plage et conditions hydrodynamiques à partir seulement de
paramètres statistiques de houle;
- de plus, les conditions locales (présence de digues, d'îlots à faible
distance de la côte) semblent avoir une influence importante sur le comportement des
plages puisque, au sein d'un même secteur et pour le même mois, on peut trouver
successivement des profils en érosion et en accumulation;
- enfin, les mouvements verticaux le long d'une plage sont le résultat non
seulement des transports perpendiculaires à la plage, mais aussi de transports
longitudinaux par la dérive littorale qui, on l'a vu, varie en direction et certainement aussi
en intensité.
Pour toutes ces raisons, la mise en évidence des relations entre la
morphosédimentologie des plages et les conditions hydrodynamiques ne pourra être le
résultat que d'une combinaison de mesures des houles et des courants in situ, dans la
zone littorale, et d'un suivi morphosédimentologique régulier Gournalier à hebdomadaire)
des plages, ainsi que l'ont fait les australiens (Wright et ai., 1979).
Néanmoins, si l'on considère les grandes tendances, on peut tout de même
distinguer:
- une période d'érosion prédominante, qui correspond au coeur de la
saison sèche et s'étend de novembre à mars. Cest la période des vents forts de direction
N à NE, des upwellings côtiers, des plus faibles niveaux marins et des houles légèrement
plus hautes qu'en hivernage, mais de direction prédominante N-NW et donc diffractées.
Les profils sont alors concaves à forte pente, les mouvements verticaux sont importants et
les sédiments sont les plus fins de l'année;
- une période d'accumulation prédominante, de mars à juillet, qui
correspond au passage de la saison sèche à l'hivernage, au déclin des vents dont les
directions se diversifient, à la disparition de l'upwelling et donc à une remontée du niveau
marin et à l'apparition des houles appartenant au secteur utile (SW à W). Les profils
tendent à devenir convexes à rectilignes et les sédiments sont plus grossiers que lors de la
période précédente, mais aussi relativement homogènes le long du profil. Par ailleurs, la
largeur de la plage diminue, la haute plage tendant même à disparaître.
Or, ces tendances semblent a priori contradictoires, dans la mesure où l'on observe une
érosion des plages lors d'une période où les conditions hydrodynamiques semblent peu
énergétiques, alors que, au moment où les conditions hydrodynamiques deviennent plus
vigoureuses, se produit une accrétion des plages. Se retrouve posée ici la question des
mécanismes de transport induits par les houles, qui sont certainement dépendants des
modifications des houles à la côte.
202

---

IV. SYNTHESE ET DISCUSSION DES RESULTATS DE LA
DEUXIEME PERIODE D'ETUDE : OCTOBRE 89 A AOUT 90
Lors de cette deuxième année de mesures, la zone de suivi a été étendue au littoral
compris entre Mbao et Bargny, soit une longueur de côte d'environ 12 kilomètres, le long
de laquelle Il profùs de plage ont été implantés (cf. fig. 47). D'autre part, la zone de levé
topographique a été prolongée jusqu'à la zone de surf et des prélèvements
sédimentologiques à des profondeurs comprises entre - 2 et - 8 m ont été effectués au
niveau de certains proftls. Les objectifs de cette étude étaient de deux ordres :
1. préciser le fonctionnement du littoral, en cherchant notamment à cerner
les modalités des échanges sédimentaires entre la plage aérienne et la plage sous-marine;
2. estimer les impacts des différents ouvrages de protection du rivage qui
avaient été récemment soit complétés (épis de Diokoul), soit prolongés (mur de protection
de Keuri Souf-Keuri Kao).
Les descriptions par profil des données morphologiques et sédimentologiques
sont regroupées dans l'annexe F. Dans ce paragraphe, seule la synthèse des résultats est
présentée et discutée en insistant sur les éléments nouveaux apportés par cette deuxième
période de mesures.
A. LES RESULTATS MORPHOLOOIQUES
1. Considérations générales
Le tableau 27 résume les principales caractéristiques morphologiques des profils
étudiés.
TableaLt 27 : Principaux paramètres rrwrphologiques de la plage aérienne et de la zone de
surfpour la période d'octobre 89 à août 90
(les données concernant la zone de surfsont en italiques)
(V =variable .. A =abse1l1s .. X =prése1l1s; XX =fréquents; A = abse1l1s ..
Rc (ou Rect) =rectiligne .. Cv (ou Conv) =convexe .. Conc =concave)
a : secteur Mbao-Diokoul
Profils
PA
PB
PC
PD
PF
PG
PH
Movennes
Largeur moy
20
25
25
19
22
21
12
21
(m)
20
16
25
20
13
17
19
19
Pente moy
0,06
0,06
0,02
0,07
0,06
0,06
0,17
0,07
(tang (B))
0.06
0.05
0.04
0.05
0,07
0,05
0,07
0,06
Pente max
0,09
0.08
0,04
0,08
0,01
0,08
0,22
0,09
(tan!! (6))
0,10
0,07
0.06
0.06
0.12
0.07
0.10
0.08
Forme dom
Re/Cv
V
Conv
Reel
Conv
Reel
Conc
Croissants
XX
XX
X
X
X
X
A
Talus
A
X
A
X
X
X
A
203

---

b : secteur Bata-Bargny
Profils
Pl
PK
Moyennes
Largeurmoy
24
26
25
(m)
10
11
11
Pentemoy
0,08
0,05
0,07
0,11
0,10
0,10
Pente max
0,10
0,08
0,09
0,18
0,18
0,18
Fonnedom.
C.OIlV - Rect
Convexe
Convexe
Croissants
XX
XX
XX
Talus
A
A
A
Les observations suivantes méritent d'être retenues.
1. Les plages aériennes sont étroites (24 m en moyenne) et relativement
pentues (0,07 en moyenne), alors que la zone de surf est légèrement moins large (17 m
en moyenne) mais de même pente moyenne (0,07). Les croissants de plage sont bien
représentés, surtout entre Mbao et le cap des Biches et entre Bata et Bargny. De plus, il
existe sur certains profils, entre la centrale thermique du Cap des Biches et Diokoul, un
talus de 0,20 à 0,50 m de dénivellation, qui est situé à la base du bas estran ou au niveau
du déferlement (fig. 83).
Dans le secteur Mbao-Diokoul, les plages aériennes sont légèrement plus étroites que la
moyenne (21 m de largeur moyenne). Plage aérienne et zone de surf sont de largeur
comparable. On observe deux plages qui sont particulièrement courtes: il s'agit de la
plage au Nord de l'épi de Diokoul (PD) et de celle du cimetière chrétien de Diokoul (PH).
Les plages dans ce secteur sont en moyenne rectilignes ou concaves (fig. 84). La plage
du cimetière chrétien se distingue par ses très fortes pentes, en particulier au niveau de la
plage aérienne. A l'inverse, la plage de la centrale thermique présente les plus faibles
pentes.
Dans le secteur Bata-Bargny, les plages aériennes sont légèrement moins étroites que
dans le premier secteur (25 m en moyenne), alors que la zone de surf se caractérise par
une très faible largeur (11 m en moyenne) et des pentes fortes (0,10 en moyenne) (fig.
85). Les profils sont rectilignes à convexes.
204

---

Hr(m)
C.C.
J.R.
M.
! ~ !
o
Octobre 89
- 1
-2
J.R.
M.
o
!
!
Décembre 89
- 1
-2
-3
J.R.
M.
o
!
!
Mars 90
- 1
-2
J.R. T.C.
M. T.
o
!~
!J
Mai 90
- 1
-2
·3
M.
o
!
Juillet 90
- 1
-2
-3
L..-_ _--'--_ _- ' -_ _---l.
- ' - -_ _---'--_ _----.ll
L (m)
o
10
20
30
40
50
60
Figure 83 ; Plage à talus : exemple du profil PG - Cimetière musulman de Diokoul
J.R. : Limite du jet de rive
M: Mer T.C.: Tête de croissant C.C.: Creux de croissant T; Talus
205

---

---

I.R.
C.
M.
Hr(m)
.l."
.l.
0
OcIObre89
• 1
·2
·3
I.R.
C.
M.
0
.l.
..
.l.
Déoembre89
· 1
·2
-3
T.C. I.R.
M.
0
.. .l.
.l.
Mars 90
- l
·2
·3
I.R.
M.
0
.l.
.l.
Mai 90
· 1
·2
·3
F.C.
0
..
Iuillet90
- 1
-2
·3
J.R. F.C.
M.
.l...
-L.
r - _ - - - - ' ' ' - .
0
AOÛ190
- 1
·2
-3
~_ _-,--_ _~_ _---,-
~_ _-,--_ _""'.1
L(m)
0
10
20
30
40
50
60
Figure 85 : Profils de plage à Bata· Pl
I.R~ Limile du jel de rive C.: Croissant de plage T.C.: rete de croissant F.C.: AIIIC de croissant
X : Minénuxlowds
- : AfOeurem<nt de sables argileux
2frl

---

2. De nouveaux éléments morphologiques viennent renforcer la
caractérisation de ces plages comme plages réflectives. fi s'agit de :
- l'absence de barre sous-marine;
- la faible largeur de la zone de surf qui traduit la quasi-absence
d'une zone de dissipation de l'énergie des houles;
- la présence d'un talus au niveau de la zone de surf. Cette forme
.est également caractéristique des plages réflectives et notamment des plages réflectives
modales (Hughes et Cowell, 1987). Les talus se formeraient sous l'influence d'un
mouvement tourbillonnaire du "backwash" et se caractérisent par la présence de
sédiments plus grossiers. Des études de laboratoire ont permis de mettre en relation la
hauteur et la profondeur de ces talus avec les caractéristiques de houle (Sunamura, 1988
et 1989).
3. Les profils de plage réalisés de part et d'autre du dernier épi de Diokoul
permettent de préciser le fonctionnement de ces structures de protection dans la zonede
Diokoul et en particulier le sens de la dérive littorale dans ce secteur. En. effet, lors des
mesures, on a observé un contraste frappant entre ces deux profùs. Par rapport au profil
de l'épi (PE), le profil nord épi (PD) était toujours plus bas que le profù sud épi (PF). De
plus, alors que sur le flanc nord de l'épi on avait des profils rectilignes à concaves, sur le
flanc sud les profils étaient nettement convexes (figs. 86). Ces deux observations sont
des indices d'une accumulation sédimentaire préférentielle sur le flanc sud de l'épi et
d'une érosion sur son flanc nord, mouvements qui ne peuvent s'expliquer que par une
dérive littorale orientée du Sud-Est au Nord-Ouest Ainsi donc, est confirmée la présence,
dans la zone du cimetière musulman de Diokoul, d'une dérive littorale de sens opposé au
sens général de la dérive littorale orientée NW-SE, conclusion qui avait déjà été déduite
de l'étude des variations longitudinales de la moyenne Mz et de l'indice de classement
réalisée lors de la première période d'étude.
Les mesures de profil faites au niveau de l'épi lui-même ont montré une très légère
augmentation de la pente moyenne de l'épi qui semble d'abord due à un phénomène
d'affouillement par les houles qui affaisse légèrement l'extrémité de l'épi. De plus, même
s'il y a un léger enfoncement de l'épi, les différences de dénivellation de part et d'autre de
l'épi entre les gabions et la plage indique que l'épi fonctionne effectivement, déterminant
une accumulation de sédiments du côté amont de la dérive littorale et une érosion du côté
aval. Ces résultats confirment le bon fonctionnement de ces épis, pourtant incomplets,
qui avait été constaté à l'issue d'une visite des trois premiers épis construits à Diokoul
.(Regamey, 1984). Jacobsen et Schwartz (1981) avaient d'ailleurs signalé que, dans le cas
de littoraux protégés de l'action des houles. des épis même courts et bas, peuvent bloquer
efficacement une partie des sédiments transportés par la dérive littorale.
208

---

Hr (m) 0
Octobre 89
· \\
Oetob", 89
·2
C.
M.
...
.1.
o 1
'
~b",89
Décembre 89
· \\
·2
• 3 J
J
F.C. M
.R....
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o 1
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.1.
Mirs 90
Mirs 90
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-2
·3
M. T.
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Mai 90
Mai 90
· \\
·2
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·3
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o
,
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Jui1Jcl90
JuillCl90
· \\ ,j
• 2
·3
J-R.
M.
T.
A06I90
A06190
OK.! .1.
• 1
·2
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.
. . . , . L(m)
L(m)
o
o
10
20
30
40
50
(,()
\\0
20
30
40
SO
PD . Nord épi de Diokoul
PF : Sud épi de Diokoul
1.R. : Limile dujel de rive M.: Mer C: Croi..lnl de pli"
T.C. : Tile de aoiIMIIl C.C.: Creux decroi..anl
P.C. : Aancde croilllll\\
T : Tatu.
/ \\ : Ride.
0 : Oateu de bualle
,..,
: Coquille.
Figure 86 : Profils de plage de part e\\ d'autre du dernier épi de Diokoul (PD el PF)

---

2. Les évolutions bimensuelles
Compte tenu du plus grand espacement des levés topographiques et de l'absence
de certaines données, notamment en ce qui concerne la zone de surf, il n'est pas possible
de faire une analyse détaillée de l'évolution morphologique des profils de plage comme
cela a été fait pour la prenùère période. Un certain nombre de faits peuvent cependant être
notés à la lecture des tableaux 28 et 29 et de la figure 87.
Tableau 28: Bilan des mouvements verticaux le long des profils
(octobre 1989à aoÛl1990)
(les chiffres elllTe parelltfrises correspondellt aux eunwls por/anJ sur une périOtk de temps infériLrue)
a. Plage aérienne
Profils
PA
PB
PC
PD
PF
PG
PH
Pl
PK
b. Zone de surf
Profils
PA
PB
PC
PD
PF
PG
PH
Pl
PK
210

---

1,0
1,0
1,0
1,0
1,0
PA1 Mb.o
PB : Cap dei Blthe.
PC : Centrale thermiqu.E
PD : Nord 'pl de
i PF : Sud 'pl de
0,8
0,8
0,8
. du Cap d.. Blth..
0,8
Dlokoul
0,8
Dlokoul
0,6
0,6
0,6
0,6
t 0,4
0,4
0,4
0,4
4
0,2
0,2
0,2
0,2
'1
0,0
0,0
0,0
0,0
JI -0,2
-0,2
-0,2
-0,2
-0,4
-0,4
-0,4
-0,4
-
-0,4
! -0,6
-0,6
-0,6
-0,6
-0,6
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~
~
8
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0
~
N
1,0
1,0
1,0
1,0
1
-
PG 1 ClmeUère
Pli : Cimetière
PJ 1 Bata
1
PK 1 Bara"
-
0,8
mu.ulman de Dlokoul
0,8
chrille. de Dloko.1
0,8
0,8
1 0,6
0,6
0,6
0,6
'1 4
0,4
0,4
0,4
0,4
j 0,2
0,2
0,2
0,2
j'a 0,0
0,0
0,0
0,0
§ l -0,2
-0,2
-0,2
-0,2
:Il: -04,
~
-0,4
-0,4
-0,4
-0,6
-0,6
-0,6
j
-0,8
-0,8
-0,8
-0,8
-1,0
,
,
,
0
1
-1,0
-1,0
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~ ~ ~ ~
~
,
,
~
S
~ ~ !
0
13
~
~ ~ ~ ~
~
~
~
~
N
~
...
13
~
-
0
-
0
Figure 87 : Mouvements verticaux bimensuels par profil
(de la hBute plage à la zone de surf) (OClabre 89 à aoOI 90)

---

Tableau29: Bilan des mouvements verticaux le long des profils (de la haute plage à la
zone de surf) (octobre ] 989 à août ] 990)
(en mètres par mètre linéaire de plage)
(les chiffruelllTe ptJTelUhèsu correspondent aux cwmds portant sur une période de temps inférieure)
1. Au niveau
de la plage aérienne, il
n'existe aucune période
d'accumulation généralisée (tab. 28). On note cependant une tendance légèrement
plus positive entre décembre 89 et mars 90. Autrement, prédominent les mouvements
verticaux érosionnels avec pour résultat des cumuls négatifs, en particulier à Mbao (PA),
Diokoul (PF et PO) et à Bargny (PK) (- D,50 à - 0,70 m par m linéaire de plage). Au
niveau de la zone de surf, les mouvements verticaux sont de plus grande
amplitude et essentiellement érosionnels, à l'exception de la période de mai à
juillet 90, où c'est la tendance à l'accumulation qui prédomine. Les cumuls sont pour la
plupart négatifs, spécialement dans la zone de Diokoul (- 1,10 à - 1,30 m par m linéaire
de plage) et à Bargny (- 1,15 m par ID linéaire de plage).
2. Aussi, sur l'ensemble du profil allant de la haute plage à la zone de surf, les
cumuls sont négatifs (tab.29 et fig. 87), avec des valeurs très fones à Mbao (- 0,50
m par m linéaire de plage), dans la zone de Diokoul (- 0,80 m par m linéaire de plage en
PF et - 1,10 m par m linéaire de plage en PO) et à Bargny (- 0,70 m par m linéaire de
plage). Les profils qui présentent les cumuls les moins négatifs sont ceux de la centrale
thermique du Cap des Biches (PC) et le cimetière chrétien de Diokoul (PH) (- 0,10 ID
par m linéaire de plage). Ces profils sont localisés dans les mêmes zones que celles où
avait été trouvé un bilan positif lors de la première période. L'extension géographique du
suivi du littoral a donc permis d'identifier, en plus de la zone du cimetière musulman de
Diokoul, deux autres rones qui semblent très affectées par l'érosion verticale: Mbao et
Bargny. Il est remarquable de constater que ces trois zones font suite à des secteurs du
littoral le long desquels les activités d'extraction de sable de plage sont imponantes. De

---

plus, elles sont situées à proximité d'importants hauts-fonds ou îlets (banc de la Résolue,
îlets de Khoniet et banc de Bargny).
3. Ces cumuls traduisent des répartitions différentes des mouvements verticaux
entre la plage aérienne et la zone de surf :
- les profils à cumul très négatif (PF, PG, PK) sont ceux où les
mouvements d'érosion verticale vont en croissant dela haute plage à la rone de surf
(fig. 88), ce qui semble traduire une pene quasi-pennanente de sédiments en direction du
large;
- les profils à cumul les moins négatifs (PC et PH) sont ceux où l'on
observe des mouvements d'érosion sur la plage aérienne mais qui sont compensés par
des mouvements d'accumulation au niveau de la rone de surf (fig.89). Ainsi, les
sédiments érodés sur la plage aérienne se retrouvent stockés dans la wne de surf ;
- les autres profils se caractérisent par une forte érosion de la plage
aérienne qui s'accompagne d'une faible érosion ou d'une faible accumulation au niveau
de la rone de surf.
4. Le bilan des mouvements verticaux des profils situés de part et d'autre de l'épi
de Diokoul est intéressant. car apparemment contradictoire avec ce qui a été déduit de
l'étude des profils (fig. 90). En effet. le profil sud épi (PF), qui est supposé capter une
partie des sédiments transportés par la dérive littorale, est aussi celui qui connaît les plus
forts taux d'érosion (cumul de - 0,80 m par m linéaire de plage contre - 0,20 m par m
linéaire de plage pour le profil nord épi, PD). Ces importants mouvements verticaux
négatifs, qui toutefois, affectent très peu la haute plage, expliqueraient d'ailleurs
l'apparition sur l'estran, en mai 90, de sédiments grossiers (galets de roches volcaniques)
alors que l'on n'observe pas de tels types de sédiments sur la plage du côté sud de l'épi.
Ces faits indiquent que, même s'il y a effectivement dépôt. sur la plage immédiatement au
Sud de l'épi, de sédiments transportés par une dérive littorale SE-NW, ces sédiments
sont également soumis à des transports perpendiculairement à la côte. L'amplitude plus
importante des mouvements verticaux sur le flanc sud de l'épi pourrait indiquer des
conditions plus énergétiques de ce côté de l'épi, peut-être en relation avec la présence de
cet ouvrage de protection.
213

---

Hr(m)
o r~7llhnJ~
OctoŒe - Décembre 89
- 1
-2
-3
o
Décembre 89 - Mars 90
- 1
-2
-3
o
Mars-Mai 90
- 1
-2
-3
o
Mai - Juillet 90
- 1
-2
-3
L - -_ _- ' -_ _---'-_~-L...---
...........- - - - - 1 !
L (m)
o
10
20
30
40
50
Figure 88 : Mouvemau verticaux sur la plage du cimetière musulman de Diokoul (PG)
~
Erosion
214

---

Hr(m)
o
• 1
Octobre· Décembre 89
-2
·3
·4
o
- 1
DéoembR: 89 - Mars 90
-2
-3
-4
o
- 1
Mars-Mai9O
-2
-3
·4
o
- 1
Mai - Juillct90
-2
- 3
·4
' -_ _""""'--_ _------'-_ _---",
L (m)
o
10
20
30
Figure 89 : Mouvements venicaux sur la plage du cimetière duétien de Diokoul (PH)
Accumulation
~ Erosion
215

---

Hr(m)
o
_~lObre- Décembre 89
- 1
Hr (m)
-2
~
o
Octobre - Décembre 89
-3
o
Décembre 89 - Mars 90
• 1
0
Décembre 89 • Mara 90
-2
• 1
- 3
·2
o
Msn·Mai9O
- 1
0
Marl- Mai 90
-2
• 1
- 3
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o
Mai· Juillel90
0'1
1
0
Mai - Juillet 90
- 1
· 1
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o
o
Juillel' AoOt9O
Juillet - AoOt 90
- 1
- 1
-2
-2
·3
,
,
,
1
L (m)
,
,
!
1
L (m)
o
10
20
30
~
o
10
W
M
~
pp • Sud épi de Diokoul
PD· Nord épi de Diokoul
r··....:··,....>...·] Accumulation
_
Erosion
Figure 90 : Mouvements verticaux de part et d'autre du dernier épi de Diokoul

---

B. RESULTATS SEDIMENTOLOGIQUES
1. Caractéristiques des sédiments selon les unités morphologiques de la plage
Lors de cette deuxième période, il a été possible de récolter les sédiments situés
entre le déferlement et - 8 m de profondeur. Ainsi, a été constatée une distinction
fondamentale entre d'une part,les sédiments situés entre la haute plage et - 2 m qui sont
très variables et d'autre part ceux situés entre - 4 et - 8 m qui sont plutôt homogènes et
peu variables.
a . Les sédiments de la haute plage à - 2 m
On retrouve la distinction entre deux secteurs observée lors de la première période
avec ici les secteurs de Mbao-Diokoul et de Bata-Bargny~ ce dernier présentant des
sédiments plus grossiers, plus mal classés et à skewness en général positif par rapport
aux sédiments du premier secteur.
Entre Mbao et Diokoul deux cas de figure se présentent:
- soit on a deux grands ensembles sédimentaires: les sédiments de la haute
plage au bas estran (n d'une part, ceux situés entre le déferlement et - 2 m (II) d'autre
part. Cest le cas des plages de Mbao et du Cap des Biches (fig. 91). Pour les plages qui
se trouvent entre la centrale thermique du Cap des Biches et le cimetière musulman de
Diokoul, la distinction n'est pas clairement établie dans la mesure où l'on ne dispose pas
de prélèvement à - 2 Dl. Le tableau 30 résume les caractéristiques de ces deux ensembles
sédimentaires pour les cas bien typiques de Mbao et du Cap des Biches.
Tableau. 30: Caractéristiques sédimentologiques des plages de Mbao et du Cap des Biches
(SG : Suspension graduée; SU : Suspension uniforme)
Mz(um)
Sil!1Jla
SK
Mode(um)
%CaC03
Transoort
Plage aérienne
222
0,46
0
250
12,5
SG
,
Déferbme:1é È .. 2. CT,
149
1 _.-:'J}.L_
-0.03
i25
i8.5
SG/su
_.._--'--~
Les sables de la plage aérienne sont des sables fins à moyens (148 ~m < Mz < 283 ~m),
très bien à moyennement bien classés (0,30 < cr < 0,63) et à skewness variable
(- 0,34 < SK < +0,34), les sables du haut de plage ayant en général un skewness positif
et ceux du bas estran un skewness négatif. fis sont unimodaux et transportés en général
par saltation ou en suspension graduée. Le pourcentage de catbonates varie entre 6 et
46%. Les sables du déferlement à - 2 m sont des sables très fins à [ms (75 JlIIl < Mz <
245 JlIIl), très bien à moyennement bien classés (0,26 < cr < 0,60) et à skewness variable
217

---

mais à tendance négative (-0,26 < SK < +0,19). Ils sont unimodaux, transportés en
suspension graduée ou uniforme et sont légèrement plus carbonatés que les précédents (7
à 49% de CaC03).
300.,--------"""""::::==----,
1
g200
..,~
"ë
....-
~ 100
III
0
HP
• HE
0
0,0
0.1
0,2
0,3
0,4
0,5
0,6
0,7
+ ME
Sigma
tJ.
BE
• Def
300
.
0
-2m
Â
-4à-8m
g200
~0·ë
....-
~ 100
III
0
-0,4
-0,2
0,0
0,2
0,4
SK
Figure 91 : Caractéristiques granulométriques des différentes unités morphologiques
de la plage de Mbao (PA)
- soit on observe trois grands ensembles sédimentaires conune c'est le cas
au niveau du cimetière chrétien de Diokoul (tab. 31 et fig. 92).
Tableau 31 : Principales caractéristiques sédimentologiques
de la plage du cùnetière chrétien de Diolcoul.
(R : Roulement .. S : Saltation .. SG : Suspension graduée .. SU : Suspension uniforme)
Mz(um)
Si~a
.
SK
Mode(um)
%CaC03
T
Haute PIlure
276
0.60
- 0,07
200-315
574
SIR
Estran
178
0.33
+ 0.01
125-200
227
SG
Déf-2m
144
0.34
+0.02
125
23.2
SU
218

---

Les sables de la haute plage (1) sont des sables moyens, moyennement classés et à
skewness négatif. ns sont transportés par saltation ou roulement et sont très carbonatés.
Ceux de l'estran (II) sont des sables fins, très bien classés et à skewness variable. Ils
sont moins carbonatés que les précédents et sont transportés en général en suspension
graduée. Les sables du bas estran se distinguent par le fait qu'ils ont plutôt des skewness
positifs. Quant aux sables du déferlement à - 2 m (III), ce sont des sables fins, très bien
classés et à skewness variable. Ils sont transponés en suspension uniforme.
400 . . , - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - ,
échantillon de - 8 m
1
A ~ d'aOÛI90
300
î""Ee200
tJ
:§.
N
::E
100
0
HP
0+--.....---.--~-..,___-~-_,_---.--__1
0,2
0,4
0,6
O,B
l ,0
• HE
+ ME
Sigma
D. BE
• Def
400 . . , . - - - - - - - - - - - - - - - - - - . ,
0
-2m
A
échantiUon de - 8 m
A
-4à-Bm
~ d'aoûl90
300
~
'"
g
1200
~
N
::E
100
Q
IV
V
0+-.....,...-.--~___r-~___r-~_._---,~_r_---,.--1
-0,6
-0,4
-0,2
0,0
0,2
0,4
0,6
SK
Figure 92 : Caractéristiques granulométriques des différentes unités morphologiques
de la plage du cimetière chrétien de Diokoul (PH)
219

---

Enfin. il faut signaler la présence en mai 90. au niveau des profils sud épi de
Diokoul (PP) et du cimetière musulman de Diokoul (PO), de sables fins à grossiers (143
~m < Mz < 624 ~). bimodaux. en général mal classés (0.58 < cr < 1.65) et à skewness
de signe variable. mais toujours de forte valeur (-0.67 < SK < +0.37). Ce sont également
sédiments très carbonatés (40 à 88% de CaC03) (fig. 93).
400 .---~-----------:::::=---=:::=---ï
échantillons birnodaux
de mai 90
0 .
~~.
° HP
• HE
+ l'€
+à
à
BE
•+
• •
• o.f
à
100 +----=-........- - - - - , - - - - . - - - - - - - - 1
o
1
2
Sigma
400 . - : ; : : : : : : : : : : : - - - - - - - - - - - ,
échantillons bimodaull
de mai 90
~
n300
!:l
.0
~g
N
::E
o
~
200
•J't. co.
ô.
.0 +
• +
•
100
-0,8
-0,6
-0,4
-0,2
0,0
0,2
0,4
SK
Figure 93 : Caractéristiques granulométriques des différentes unités morphologiques
de la plage au Sud de l'épi de Diokoul (PF)
220

---

Une tranchée creusée dans cette zone a révélé la présence, à environ D,3D m de
profondeur, d'un niveau de sable grossier très riche en galets de roches volcaniques,
blocs de grès de plage et coquilles. De plus, au cours de la première période d'étude, il
avait été observé en juin, entre la centrale thermique et Diokoul, un véritable pavage de la
plage par ce même type de sédiments. Ces sédiments apparaissent après une période de
très forte érosion verticale, en particulier de la zone de surf et de l'estran (entre mars et
mai). On peut donc considérer qu'il s'agit de sédiments normalement enfouis qui sont
mis à jour par l'érosion verticale, certainement au niveau de la zone de surf et du bas
estran et sont ensuite remaniés par les houles. Les éléments les plus grossiers resteraient
sur place, alors que les plus fins seraient transportés. L'abondance des graviers de roches
volcaniques est vraisemblablement due à la présence du filon d'ankaratrite de Diokoul qui
se prolonge en mer par les îlets de Khoniet
Entre Bata et Bargny, on observe une grande homogénéité des sédiments de la
haute plage au déferlement (ensemble 1) (fig. 94). Ce sont des sables moyens,
moyennement bien classés et à skewness positif (tab. 32). Ils sont transportés par
saltation ou en suspension graduée.
Tableau 32 : Principales caractéristiques sédimentologiques
des plages de Bata et Bargny.
(S : Saltation .- SG : Suspension graduée)
Mz(wn)
Sil!ma
SK
Mode (J.un)
%CaC03
Transoon
Baia
275
052
+ 0.10
200-315
112
S
BaJ1!J1v
258
052
+ 008
125-315
20,3
SG/S
221

---

400
1
300
• ls:> +
~
/:).00
g
+
~
•
..,
~ o.
~.
•
~ 200
"ë
~
N
~
100
III
0
0
HP
0,2
0,3
0,4
0,5
0,6
0,7
O,S
• HE
. Sigma
+ ME
/:). BE
400
• Def
0
-2m
A
-4à-Sm
o-l--~-~~-~-~-~--~--.----1
-0,4
-0,2
0,0
0,2
0,4
SK
Figure 94 : Caractéristiques granulométriques des différentes unités ffiOIphologiques
de la plage de Bargny (PK)
b. Les sédiments de la plage sous-marine
Rencontrés entre - 4 et - 8 m, ils sont très caractéristiques et distincts de tous les
autres sédiments (ensemble III, fig. 95). Il s'agit de sables très fins (72 à 104 ~m :
moyenne 81 ~ffi), très bien classés (0,19 à 0,43 : moyenne 0,27) et en général à
skewness positif (-0,33 à +0,42 : moyenne + 0,08). Ils sont toujours transportés en
suspension unifonne et sont en général unimodaux, le mode variant entre 63 et 100 ~
222

---

400
échantillon de - 6m
IV( ~ dedécembre89
~.
300
~
113
b
..,
1
§200
fj
~
N
:::;;
100
0
HP
• HE
+ ME
0
!::J. BE
0,2
0,3
0,4
0,5
0,6
0,7
0,8
• Def
Sigma
0
-2m
• -4à-6m
400
X
-8m
IV
1
échantillon de - 6m
de décembre 89
III
O+--..----r-...........--,--......,....--,--...,....--,----...----\\
-0,4
-0,2
0,0
0,2
0,4
0,6
SK
Figure 95 : Caractéristiques granulométriques des différentes unités morphologiques
de la plage du Cap de, Biches (PB)
Ces sables correspondent aux "sablons" terrigènes à débris de lamellibranches trouvés
par Masse (1968), entre - 1 met - 35 m, depuis la baie de Hann jusqu'à Bargny et par
Barusseau (1984), dans la baie de Gorée (sablons de Gorée). Ils ont été interprétés
comme étant des sédiments d'origine éolienne, provenant des dunes continentales,
transportés par les brumes sèches et les alizés et déposés dans l'environnement calme, à
faible hydrodynamisme, de la baie de Hann (Barusseau, 1984).
223

---

Cependant, la plage sous-marine présente deux autres types de sédiments qui sont
bimodaux:
- au large du cap des Biches, ont été observés des faluns à - 8 m (fig. 95,
ensemble IV). Ce sont des sables moyens (306 à 349 IJ.m : moyenne 325 IJ.m) et très
carbonatés (16,7 à 93,3 % : moyenne 83,1 %), les carbonates étant des débris coquilliers
très usés. Ces sédiments sont bien à moyennement bien classés (cr compris entre 0,36 et
0,77 : moyenne 0,47) et à skewness très positif (+0,06 à +0,58 : moyenne +0,40). Ils
sont transponés par saltation ou en suspension graduée. Le mode principal est grossier
(315 IJ.m) et le mode secondaire fin (125 ou 63 IJ.rn). Un tel type de sédiment a été
également trouvé au large du cimetière chrétien de Diokoul, à - 8 m, en août 90. Ces
faluns ressemblent aux "sables du large", trouvés par Masse (1968) entre - 90 et - 180 m
de profondeur, et aux sables moyens à grossiers trouvés par Riffault (1980) en 3 zones
du plateau continental: entre - 20 et - 30 m ; entre - 40 et - 50 ID, puis entre - 80 m et le
rebord du plateau continental. Outre leur granulométrie grossière, ces sables se
caractérisent également par des débris coquilliers usés et des paléothanatocénoses. De
plus, les zones dans lesquelles on les trouve présentent de fones pentes (Masse, 1968 ;
Froidefond, 1975). Ces sédiments ont été interprétés par les auteurs précédents comme
des témoins d'anciennes lignes de rivage, dues à des périodes de ralentissement de la
transgression holocène (Riffault, 1980). La découvene de sédiments de même nature
indique qu'il existerait, aux alentours de - 8 m de profondeur, une autre ancienne ligne de
rivage. Toutefois, le fait qu'on ne retrouve pas ces sédiments panout signifie soit que
cette ancienne ligne de rivage est discontinue, soit qu'elle est partiellement recouvene de
sédiments plus récents. Il ne faut pas non plus oublier que l'échantillonnage étant
ponctuel, on peut facilement éviter cette zone;
- au large du cimetière chrétien de Diokoul (à - 6 m) et à Bata (à - 8 ml, ont
été récoltés des sédiments à fon pourcentage de carbonates (23,7 à 86 % : moyenne 43,8
%) se distinguant des faluns par le fait qu'il s'agit de sables très fins à fins (80 à 237 lJ.IIl
: moyenne 136 IJ.m), en général moyennement classés (cr compris entre 0,40 et 0,94 :
moyenne 0,79) et à skewness variable, mais toujours de fone valeur et à tendance
négative (-0,56 à +0,50 : moyenne -0,16) (fig. 96, ensemble IV). Ces sables sont
transponés en suspension graduée. Le mode principal est fin (80 ou 63 Ilm) et le mode
secondaire grossier (250 IJ.ID), c'est-à-dire l'inverse de ce qui est observé pour les faluns.
Ces sédiments bimodaux ne seraient en fait que deux produits d'un mélange entre des
sables très fins autochtones, typiques de la plage sous-marine et matérialisés par un mode
fin, compris entre 63 et 125 Ilm, et des faluns, sédiments relique, témoins d'anciens
niveaux marins, matérialisés par un mode grossier de 250 à 315 IJ.m. Les sédiments
appelés faluns seraient très proches du stock sédimentaire grossier et coquillier typique
d'une ancienne ligne de rivage, alors que ceux rencontrés au large du cimetière chrétien
224

---

de Diokoul seraient plus proches des sables très fins qui constituent la majorité des
sédiments à ces profondeurs.
400 ~-------......--~_
.......- - - - - - - ,
o HP
III
•
HE
O+--...-----..---.---r--.----r--...-----..----.----\\
+ ME
0,0
0,2
0,4
0,6
0,8
1,0
/::;.
BE
Sigma
•
Def
o -2m
400 -r-------~~-.,..--------___, '" -4à-6m
x
-8m
300
î...,§
IV
....
.S! 200
g
N
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100
0+----.-.,...---,..-.,...-~....,....-~---,--~......,...-.....__---1
-05
-iJ ,4
- " '?
"( S
Figure 96 : Caractéristiques granulométriques des différentes unités morphologiques
de la plage de Bata (PI)
225

---

Discussion
L'étude des caractéristiques granulométriques des sédiments, lors de cette
deuxième période d'étude, a permis de mettre en évidence deux domaines
sédimentologiques très différents :
- de la plage aérienne à une profondeur de 2 m, s'observent des
sables fins à moyens avec, dans le sens perpendiculaire à la ligne de rivage, un
affinement progressif des sédiments. Se trouve ainsi conflI1Ilée l'absence d'une zone à
concentration de sédiments grossiers qui correspondrait à une zone de forte énergie de
houle. La présence, en mai 1990, de sédiments grossiers sur le bas estran des plages du
flanc sud de l'épi de Diokoul et du cimetière musulman ne remet pas en question cette
observation. En effet, il s'agit de sédiments localisés, résiduels, issus d'une couche
sédimentaire très hétérogène (à blocs de grès de plage, galets de roches volcaniques, ete)
qui est normalement présente à environ 0,30 m en-dessous de la sunace de la plage. Sous
l'effet des mouvements verticaux érosionnels, particulièrement marqués dans cette zone,
cette couche est mise à jour et est soumise à un tri par les houles qui laissent sur place les
éléments grossiers et transporte les plus fins.
TI faut toutefois remarquer que l'évolution granulométrique perpendiculairement au rivage
est quelque peu différente au niveau des plages de Bata et de Bargny. En effet, on y
observe des sédiments du bas estran et du déferlement légèrement plus grossiers. Si l'on
ajoute à cela le fait que, dans l'ensemble, les sédiments y sont plus grossiers qu'entre
Mbao et Diokoul, on peut avancer 11typothèse d'un fonctionnement légèrement différent
de ces plages;
- entre 4 et 8 mètres de profondeur, se situe le domaine des sables
très fins avec, en certains endroits, des traces d'un paléorivage situé vers - 8 m et
matérialisé par des sédiments grossiers et carbonatés (faluns). On a donc ici des
sédiments caractéristiques d'un milieu hydrodynamiquement calme, avec des sédiments
relique très localisés.
Se pose alors le problème des relations entre ces deux domaines. Il serait
intéressant de savoir dans quelle mesure les sédiments très fms de la plage sous-marine
peuvent être remaniés par des houles fortes et participer à l'évolution saisonnière des
sédiments compris entre la haute plage et - 2 m. La grande cohésion de ces sables, qui a
empêché la pénétration d'une benne, indique que les forces nécessaires à leur remise en
mouvement doivent être importantes. Et il semble bien que les sables aisément
mobilisables par les houles soient ceux présents depuis la haute plage jusqu'à une
profondeur de 2 mètres. Une telle localisation du stock sableux mobilisable est également
une caractéristique des plages réflectives (Wright et al., 1979).
226

---

2. Variations mensuelles des indices granulométriques
En premier lieu ont été examinées les variations de la moyenne Mz sur le bas
estran, qui est la zone qui varie le plus sur le plan granulométrique. Les variations les
plus importantes s'observent dans la zone du cimetière musulman de Diokoul et entre
Bata et Bargny. Ailleurs, elles sont plus modestes. On peut distinguer quatre types
d'évolution mensuelle de la moyenne:
-de Mbao au flanc nord de l'épi de Diokoul, les courbes présentent deux
maxima en mars et en juillet 90 et deux minima en décembre 89 et mai 90 (fig. 97) ;
220 ..,.----=----:-------:--------,
PC - Centrale thermique du
cap des Biches
10189
12189 03190 05190
07/90 08190
Figure 97: Variations mensuelles de la moyenne Mz sur le bas estran.
Plage de la centrale thennique du cap des Biches (PC)
- dans la zone du cimetière musulman de Diokoul, existe une situation
particulière avec un très fort maximum en mai 90 (fig. 98).
400
PF • Sud épi
de Diokoul
-;;;- 300
g
-<J
~
U
g
N
::E 200
10189
12189 03190 05190 07190 08190
Figure 98: Variations mensuelles de la moyenne Mz sur le bas estran
Profil sud épi de Diokoul (PF)
227

---

On retrouve ici l'influence penurbante de sédiments grossiers, nonnalement enfouis, qui
sont mis à l'affieurement par l'érosion venicale de la plage;
- au niveau du cimetière chrétien de Diokoul, plus qu'un cycle, on observe
une légère augmentation de la moyenne de décembre à juillet (fig. 99). C'est d'ailleurs le
profil où les variations de la moyenne sont les plus faibles. Il faut cependant ne pas
oublier que les données sont incomplètes (absence de données en octobre 89 et août 90) ;
180 . , . . . - - - - - - - - - - - - - - ,
PH - Cimetière c:hr~tien de Diokoul
160
1
- - 0 - -
Bu Mirail
.g 140
e
•
-2m
~
~
120
12189
03190
05190
07190
08190
Figure 99 : Variations mensuelles de la moyenne Mz sur le bas estran et à - 2 m.
Plage du cimetière chrétien de Diokoul (PH)
- de Bata à Bargny, les courbes présentant un minimum en décembre ou
mars et un maximum en juillet (fig. 100).
400 .,...------------:1::r-----,
PJ • Bata
300
- - 0 - -
Bas estran
200
•
-2m
100
10189
12189 03190 05190 07190 08190
Figure 100 : Variations mensuelles de la moyenne Mz sur le bas estran et à - 2 m.
Plage de Bata (pn
228

---

On retrouve donc, à quelques nuances près, le cycle sédimentaire mis en
évidence lors de la première période, à savoir :
- un affInement des sédiments de décembre à mars-mai, correspondant à
une période de forte érosion;
- une augmentation de la moyenne pendant l'hivernage.
Quelques profIls semblent indiquer une évolution granulométrique inverse pour
les sables du bas estran-déferlement et ceux de - 2 m (fIg. 101). Une telle tendance, si elle
se vérifiait. accréditerait la thèse d'un déplacement saisonnier des sédiments grossiers
entre le bas estran et la profondeur de - 2 mètres.
300
PA· Mbao
~200
1
- - 0 - - Bas csttaIl
s
•
-2m
~ 100
10189 12189 030'90 05190 07190 08190
Figure 101 : Variations mensuelles de la moyenne Mz sur le bas estran et à - 2 m.
Plage de Mbao (PA)
Enfin, la très faible variabilité des sédiments situés entre - 4 et - 8 m indique qu'ils
ne sont que très peu affectés par les modifications saisonnières de l'environnement
dynamique et que donc l'essentiel des échanges sédimentaires concernant le domaine
linoral s'effectuent entre la plage aérienne et une profondeur comprise entre - 2 et - 4
mètres, où se situerait donc la profondeur de fenneture minimale dl de Hallenneier
(1981),
3. Variations longitudinales des indices granulométriques
Les analyses faites confmnent la présence d'une dérive linorale dirigée du NW au
SE entre Mbao et Diokoul mais qui fait place, dans la zone du cimetière musulman de
Diokoul, à une dérive locale orientée en sens inverse,détenninant ainsi une zone de
divergence. Cette dérive littorale orientée SE-NW est en partie interceptée par le flanc sud
du dernier épi de Diokoul. Les sédiments accumulés sur ce flanc de l'épi sont toujours
plus grossiers et plus mal classés que ceux présents sur le flanc nord. Une telle différence
229

---

des caractéristiques granulométriques des sédiments de part et d'autre d'un épi a été
constatée ailleurs et attribuée à une énergie de houle plus fone sur le flanc amont (par
rapport au sens de la dérive littorale) de l'épi (Onne, 1980)
Entre Bata et Bargny, la mise en évidence du sens de la dérive littorale par les
indices granulométriques pose problème dans la mesure où les résultats obtenus par la
moyenne et l'indice de classement sont parfois contradictoires. Quoiqu'il en soit, il
semble que ce secteur présente une dérive littorale orientée du SE au NW bien qu'à
cenaines périodes on puisse enregistrer une dérive dans l'autre sens.
Il y a donc bien, dans la zone de Rufisque, ainsi que l'indiquait Masse (1968),
des changements temporels et spatiaux du sens de la dérive littorale. Ces particularités
peuvent être attribuées d'une part aux modalités de propagation des houles qui, quand
elleS proviennent de cenaines directions - notamment du Sud au Sud-Ouest - peuvent
déterminer une divergence de la dérive littorale entre Mbao et Bargny(cf. figs. 58 à 60).
Mais elles pourraient être également liées à des modifications très locales des directiOns de
houle, telles que celles induites par des phénomènes de diffraction surIes îlets de
Khoniel
V. COMPARAISON ENTRE LES DEUX PERIODES
On peut essayer, dans un premier temps, de comparer le fonctionnement global
des plages pour les deux périodes d'étude puis, dans un deuxième temps, de comparer
plus précisément le componement de plages pour lesquelles les profils ont été réalisés
presque au même endroit pendant les deux périodes.
En ce qui concerne l'évolution morphologique des profils de plage, il y a une
différence fondamentale entre les deux périodes. En effet, lors de la première période, les
mouvements imponants d'érosion sont limités à la période comprise entre novembre et
mars alors que les phénomènes d'accumulation s'observent de mars à juillet. La plupart
des profils ont un bilan négatif mais modéré, à l'exception du profil du cimetière
musulman de Diokoul, très érodé. Quelques-uns, moins nombreux, ont un bilan positif
(centrale thermique du Cap des Biches, cimetière chrétien de Diokoul, Mérina). Par
contre, lors de la deuxième période, on assiste à une érosion quasi-pennanente, à
l'exception d'une très faible tendance à l'accumulation observée entre les mois de
décembre et mars pour le secteur compris entre Mbao et Diokoul, et entre les mois de
mars et mai pour la zone Bata-Bargny. Tous les profils ont un bilan négatif. Comment
expliquer ces résultats? Pour ce faire, les données dynamiques ont été examinées afin de
trouver d'éventuelles différences entre ces deux périodes. On a ainsi noté que lors de la
deuxième période:
1. TI Y a eu une intensification des vents qui ont présenté des vitesses
supérieures à celles observées lors de la première période. Lors de la saison sèche, les
230

---

directions dominantes sont de secteur nord alors qu'elles étaient nord-est lors de la
première période. De plus, les coups de vent sont présents presque tous les mois. A cet
égard, on constate que la période de très faible engraissement observée entre décembre et
mars correspond à une période d'affaiblissement des vents entre février et mars ;
2. L'upwelIing côtier est plus intense, dû à une plus grande vitesse des
alizés, ce qui d'ailleurs se traduit par la présence d'eaux plus froides que lors de la
première période ;
3. Quant aux houles du large, elles ne semblent pas présenter de
différences significatives entre les deux périodes;
4. Le niveau marin, si l'on se base sur les variations des températures des
eaux de surface et l'intensification des vents, a dû être, lors de la saison sèche, plus bas
que lors de la période précédente. Par contre, l'absence de différences de température
importantes lors de l'hivernage permet de supposer qu'en cette saison il n'y a pas eu de
différence significative du niveau marin entre les deux périodes.
A la lumière de toutes ces observations, il apparaît que la différence majeure
entre les deux périodes concerne l'intensité et la direction des vents ainsi
que la répartition des coups de vent. Ce sont les vents qui contrôlent les
upwellings, mais aussi les "mers du vent" locales. Par contre, le régime des houles du
large n'a pas subi de modification sensible entre les deux périodes. On peut donc émettre
l'hypothèse que les coups de vent nombreux, enregistrés notamment en juillet et août. ont
engendré des mers du vent locales à pouvoir érosif qui se sont opposés à l'action
accumulatrice des houles de Sud-Ouest. Cene interprétation confirmerait ainsi l'hypothèse
de Diallo (1982) quant à l'importance des vents locaux sur les phénomènes d'érosion.
Par ailleurs, (Nordstrom, 1977) a signalé l'importance des facteurs hydrodynamiques
locaux dans l'évolution des plages en baie.
Si l'on considère maintenant les évolutions sédimentologiques, on observe, lors
des deux périodes. le même type de cycle sédimentaire sur la plage aérienne avec
diminution de la moyenne granulométrique des sédiments au coeur de la saison sèche et
augmentation de la moyenne pendant l'hivernage. Ainsi se trouvent confirmées les
différences entre réponses morphologique et sédimentologique des plages aux
changements du milieu. La met )1oIogie semble très sensible aux variations à court tenne
des conditions hydrodynamiques alors que les sédiments répondraient à une somme de
modifications hydrodynamiques. Enfin, la tendance, certes peu marquée, à des
évolutions granulométriques mensuelles opposées entre le bas estran-zone de déferlement
et la profondeur de - 2 mètres indique des processus d'échanges de sédiments sans qu'il
puisse être possible d'en détenniner la nature et l'intensité.
La comparaison de trois profils qui ont été faits dans les mêmes zones lors des
deux périodes (cap des Biches, cimetières musulman et chrétien de Dio1c:oul) appelle les
remarques suivantes (tab. 33 à 35). D'une manière générale, on constate que les
231

---

caractéristiques morphologiques moyennes, l'amplitude des mouvements verticaux, les
variations sédimentologiques sont comparables d'une période à l'autre. La seule
différence importante concerne le bilan qui, pour les plages des deux cimetières, est
nettement plus négatif lors de la deuxième période. Ces différences de bilan se traduisent
différemment dans la morphologie des plages. Alors que la plage du cimetière mùsulman
tend· à devenir plus étroite et moins pentue, celle du cimetière chrétien, non seulement se
rétrécit, mais devient plus pentue. Mais, d'une manière générale, il semble exister une
certaine homogénéité du comportement de chaque plage sur un intervalle de temps somme
toute relativement court. Par ailleurs, sur le plan méthodologique, la grande similitude des
ordres de grandeur obseIVés indique que les deux méthodologies de levés topographiques
ont une précision comparable, levant ainsi l'hypothèque d'une trop grande imprécision de
la méthode relativement rudimentaire utilisée lors de la première période.
232

---

Tableau 33 : COmparaiwll des doMies morphosédimt:lIlologiques pour les profils du Cap des Bü:ht:s
Caractéristiaues de la nla2e aérienne
Pl (87-88)
PB (89-90)
LarJteur moverme
29m
25m
1
Pente moyenne
0,06
0,06
Pente maximum
0,09
008
Fonne dominante
Rectililme
Convexe
Croissants de n131!e
XX
XX
Bilan morpho1olriaue
- 0,10 m var m lin.
- 0 30 m Dar m lin.
Amplitude des mouvements
- 0,30 à + 0,45
- 0,15 à + 0,20
-
m par m lin.
m Dar m lin.
Erosion max.mensuelle
nov.-déc
oct - déc.
Accumulation max.
mai-juin
déc.-1tIlI'S
Variations Mz (BE)
140 à 218 llm
141 à 233 urn
Mz minimum (BE)
ianvier
mai
Mz maximum (BE)
iuillet
juillet-août
Tableau 34 : Comparaisoll tks doMies morphosédimt:lIlologiq~spour les profils du cimetière musuImaII
deDiokoul
Caracléristiaues de la nla2e aérienne
P5 (87·88)
PGŒ9-90l
Lameur moverme
28m
21 m
Pente movenne
008
0,06
Pente maximum
012
008
Forme dominante
Rectililme
Rectilil!IlC
Croissants de ~e
XX
X
Bilan morphololtiQUe
- 0,40 m par m lin.
- 0.70 m par m lin.
Amplitude des mouvements
- 0.80 à + 0,60
- 0,30 à 0
m Dar m lin.
m Dar m lin.
Erosion max.mensuelle
fl'lv. - mars
oct-déc.
Accomulation max.
mars-avril
1
Variations Mz (BE)
112 à 166 um
92l1S6urn
.
Mz minimum (BE)
ianvier
détenDe
Mz maximum (BE)
setJtembre- juillet
juillet
Tableau 35 : Comparaiwll tks doMies morphosédimt:lIlologiq~spour les profils du cim.etiire musuImaII
deDiokoul
(. fIOII compris l'éc1uullilloll de mai 90)
Caractéristiques de la plage aérienne
P6 (87-88)
PH (89-90)
LarJteur moyenne
18 m
12,5 m
Pente moyenne
0,12
0,17
Pente maximum
0,14
0,22
Fonne dominante
Concave
Concave
_.-
Croissants de olage
Non
"-1'
l"on
Bilan momhologiaue
+ 0,20 m oar m lin.
0,20 m Dar m lin.
o
Amplitude des mouvements
- 0,30 à + 0,30
- 0,40 à + 0,20
m par m lin.
m par m lin.
Erosion max.mensuelle
nov. - déc
oct- déc.
Accumulation max.
mars-avril
déc.-maî
Variations Mz (BE)
123 à 199 urn
119 à 168· urn
Mz minimum (BE)
mars
décembre
Mz maximum (BE)
septembre
juillet
233

---

VI. CONCLUSIONS GENERALES
Les principales conclusions que l'on peut tirer de cette étude de l'évolution
morphosédimentaire des plages du littoral rufisquois sont les suivantes:
1. Le littoral compris entre Mbao et Bargny est en fait
constitué de deux cellules séparées par le cap de Diokoul qui sont bien
identifiées par les caractéristiques granulométriques des sédiments de la plage aérienne.
C'est ainsi qu'entre Mérina et Bargny, les sables sont plus grossiers et moins carbonatés
que ceux présents entre Mbao et Diokoul. Le littoral entre Mbao et Diokoul constitue
l'extrémité de la baie de Hann alors que celui entre Mérina et Bargny appartient à la baie
de RufISQue. Ainsi, l'analyse de Barusseau (1980) présentant la côte au sud de Dakar
comme une côte segmentée se trouve confumée par l'étude sédimentologique du littoral
rufisquois. Néanmoins, le fait que les plages étudiées se ttouvent en extrémité de cellule
sans que l'on enregistre une accumulation nette de sédiments - ainsi que cela s'observe
habituellement en pareille situation - pose le problème du fonctionnement de ces cellules
et plus exactement celui de leur alimentation. TI semble bien que l'on ait affaire à des
cellules caractérisées par un déficit sédimentaire. Celui-ci est certainement en
partie d'origine naturelle: le secteur d'étude se trouve juste après la presqu'île du Cap
Vert qui semble constituer un obstacle infranchissable aux sédiments venant de la côte
nord (Barusseau, 1980) et donc est naturellement sous-alimenté. A cela s'ajoute le fait
que les apports fluviatiles sont quasi-inexistants ou limités, du fait notamment de la
sécheresse qui rend l'écoulement des marigots côtiers de plus en plus restreint dans le
temps. De plus, les plans de houle établis indiquent que la rone d'étude est une zone de
divergence potentielle de la dérive littorale pour presque toutes les houles provenant du
secteur utile. Enfin, cette côte s'appuie sur un cordon littoral peu étendu et peu
mobilisable du fait de sa colonisation par des figuiers de barbarie. Mais les activités
d'extraction de sable très nombreuses, notamment à Mbao et entre la centrale thermique
du cap des Biches et Diokoul, de même que les quelques ouvrages perpendiculaires à la
côte ont dû contribuer à réduire encore les apports sédimentaires, rendant impossible
toute accumulation sédimentaire notable à l'extrémité des cellules sédimentaires.
2. Les plages présentent un certain nombre de caractéristiques
morphologiques qui permettent de les définir comme des plages réflectives modales.
Il s'agit notamment de la présence des croissants de plage, du microescarpement (talus)
observé tantôt à la base du bas estran, tantôt au niveau du déferlement, de la faible
mobilité de la plage et de la largeur restreinte de la rone de surf. Néanmoins, par rapport
aux plages réflectives décrites en Australie (Short, 1979; Wright et al., 1979 et 1985),
les plages du littoral rufisquois présentent des pentes relativement moins fortes et une
234

---

granulométrie plus fine. Ces particularités pourraient peut-être être liées à
l'environnement en baie (Wright et al., 1979). Ce type d'environnement pourrait ainsi
être également à l'origine des plages à pente forte (tang ~ > 0,1), mais à granulométrie
fine (diamètre inférieur à 0,3 mm).
3. On trouve des sables de même nature granulométrique que les
sédiments de la plage aérienne jusqu'à une profondeur de 2 m. Ces sables présentent des
variations granulométriques mensuelles comparables à celles observées sur la plage
aérienne, quoique de moindre amplitude. Ceci signifie que les
échanges
sédimentaires qui règlent le fonctionnement des plages s'effectuent en temps
normal entre la plage aérienne et une profondeur comprise entre • 2 et - 4
mètres. C'est dans cet intervalle de profondeur que doit se situer la profondeur de
fermeture minimale dl de Hallermeier (1981), hypothèse qui a été déjà vérifiée à
l'occasion du chapitre II : une valeur de 2,95 m avait en effet été trouvée pour dl. Entre 2
et 4 mètres de profondeur commence le domaine des sables ttès fins terrigènes qui ne
varient pratiquement pas à l'échelle mensuelle et qui sont en équilibre avec les conditions
hydrodynamiques relativement calmes des baies de Hann et de Rufisque. La présence de
faluns en quelques endroits de la plage sous-marine indiquerait l'existence d'une
ancienne ligne de rivage quaternaire vers· 8 m. Cette ancienne ligne de rivage
traduirait un stationnement du niveau marin sans doute postérieur à 8 500 B.P.
4. Lors de la première période d'étude, on a pu mettre en évidence une
période d'érosion en saison sèche (de novembre à mars) et une période d'accumulation,
d'importance moindre, en fm de saison sèche-début d'hivernage (mars à juillet). Au
cours des autres mois, les évolutions difÎerent selon les secteurs. Il faut cependant noter
que même lors d'une période d'érosion (d'accumulation) peut se produire un épisode
d'accumulation (d'érosion). La notion de cycle de plage ne s'applique donc pas dans le
cas des plages de Rufisque. En effet, même si de grandes tendances peuvent être
dégagées, elles peuvent s'inverser soit entre deux mois consécutifs, soit entre deux
profils voisins. Il faut donc préférer à la notion de cycle de plage celle de variabilité
spatiale et temporelle du fonctio:l:lement des plages (Larson et Kraus, 1994).
Ces conclusions sont renforcées par les données de la deuxième période, au cours de
laquelle a été observée une succession de périodes d'érosion plus ou moins importantes.
L'examen des conditions dynamiques au cours des deux périodes a montré que la
principale différence se situait au niveau de l'intensité des vents locaux qui était plus forte
lors de la deuxième période. Ainsi, même s'il y a tendance à l'érosion lors des périodes
de houle de Nord-Ouest et à l'engraissement en présence de houles de Sud à Sud-Ouest,
ce fonctionnement peut être oblitéré, notamment en hivernage. par l'intervention de "mers
de vent" locales dont l'action pourrait être rendue plus destructrice suite à l'élévation
235

---

saisonnière du niveau marin. Il reste cependant que les mécanismes hydrodynamiques
expliquant l'érosion des plages et les transports sédimentaires restent encore à élucider.
5. Les bilans annuels montrent une nette tendance à l'érosion verticale
des plages. Sorit particulièrement touchées les zones suivantes: Mbao, la zone du
cimetière musulman de Diokoul et Bargny. n est remarquable de constater que toutes ces
zones se situent à l'aval (par rapport au sens donûnant de la dérive littorale) de secteurs
où les activités d'extraction de sable de plage sont particulièrement intenses, ce qui
tendrait à indiquer que ce type d'activités humaines renforce les tendances à l'érosion
sans doute inhérentes au caractère sous-alimenté de cette partie du littoral sénégalais. Pour
la zone du cimetière musulman de Diokoul s'ajoute le fait qu'elle se situerait dans un
secteur où se produit une divergence de la dérive littorale, situation favorable à l'érosion
littorale. A l'inverse, trois zones seulement ont présenté un bilan positif et ceci
uniquement lors de la première période: le flanc sud-est de la centrale thennique du cap
des Biches, le cimetière chrétien de Diokoul et une partie de la plage de Mérina. Pour la
première zone, le bilan positif pourrait être lié à une situation abritée de l'arrivée des
houles grâce à la présence du banc des Biches. Le cimetière chrétien quant à lui est situé à
l'extrémité de la baie de Hann et à ce titre est bien placé pour recevoir les apports
sédimentaires, même réduits, de la dérive littorale qui dans cette zone est bien établie dans
la direction NW-SE. Quant à la plage de Mérina qui a présenté le bilan le plus positif, elle
semble se situer au niveau d'une convergence des courants de dérive littorale.
La tendance globale à l'érosion verticale importante des plages est confIrmée par la
comparaison des quelques tranchées que nous avons réalisées en certains endroits
(Bargny, Bata et cimetière musulman de Diokoul) et des sondages anciens. A Bargny, on
a trouvé du sable de plage jusqu'à une profondeur d'environ 27 cm à partir de laquelle se
rencontre un sable argileux coquillier. A Bata, ce même niveau sablo-argileux a été atteint
entre 0,25 et 1 m de profondeur. Or, des sondages effectués en 1909, dans la zone de
Keuri Souf pour la construction du wharf Péchot, indiquent que la limite entre le sable de
plage et le niveau argileux se situait à l'époque vers 4 à 5,7 m de profondeur sous la
surface de la plage (dossier P316, pièce 33 des Archives Nationales). On peut donc dire
qu'entre 1909 et 1990, environ 4 à 5 mètres de sables de plage ont été enlevés par érosion
verticale. Donc, bien que l'érosion verticale annuelle semble faible, la continuité dans le
temps de ces phénomènes d'érosion associée au caractère sous-alimenté de cette zone
littorale ont pu permettre une réduction importante du stock sédimentaire disponible,
accentuant encore la sensibilité de ces plages à l'érosion.
6. Si la notion de cycle morphologique ne s'applique pas ici, celle de
cycle sédimentaire est bien établie. En effet, lors des deux périodes d'étude, on a pu
observer un affInement des sédiments en période d'érosion et une augmentation de la
236

---

moyenne en période d'accumulation. Ce cycle serait détenniné essentiellement par la
nature granulométrique des couches sédimentaires présentes en-dessous de la couche de
sable mobilisable par les houles. Par ailleurs, le fait que cette évolution des sédiments ne
soit pas modifiée lors d'une inversion ponctuelle des mouvements verticaux (court
épisode d'accumulation au coeur d'une période d'érosion par exemple) indique une
différence de nature entre les réponses de la morphologie et de la
sédimentologie aux modifications d'environnement. La morphologie semble
plus sensible à ces modificatiOlis, alors que les sédiments n'évolueraient que plus
lentement et répondraient plus à une somme d'évènements qu'à des changements
ponctuels du climat dynamique.
7. L'innuence des variations saisonnières du niveau marin sur
la morphologie des plages est nette. L'élévation du niveau marin, due au retour,
en hivernage, des eaux tropicales chaudes suite à la disparition de l'upwelling côtier, se
traduit par un recul horizontal net de la plage aérienne et parfois même par la disparition
de la haute plage. En période nonnale, cette évolution est concommittante d'un
engraissement de la plage aérienne, ce qui est l'inverse de ce que la loi de Broun prévoit
en cas d'élévation du niveau marin. Par contre, lors de la deuxième période, la réduction
de la largeur de la plage aérienne s'est bien accompagnée d'une érosion verticale, érosion
qui a été attribuée à l'influence de fortes "mers du vent" locales. Ces observations
semblent indiquer l'existence de limites à l'applicabilité de la loi de Bruun qui seraient de
deux ordres: le premier, de nature temporelle, en ce sens qu'il faudrait un minimum de
temps pour qu'une plage s'adapte à une élévation du niveau marin et le deuxième serait lié
à l'environnement dynamique, dans la mesure où l'élévation du niveau marin à elle seule
ne pourrait engendrer des phénomènes d'érosion de la plage aérienne que si elle
s'accompagne de houles suffisamment énergétiques pour effectuer ce travail.
8. L'analyse des variations longitudinales des indices granulométriques
tels que la moyenne et l'indice de classement :
- d'une part, confinne l'existence d'une divergence de la
dérive !ittara!e dans la zone du dmettè,,:: m::ëdman de DlO[;cul qui serait au
moins en pc.rt.ie responsable de la fone érosion venicaie enregistrée d2l1s cette zene. Cette
divergence serait liée à la présence des îlets de Khoniet qui doivent engendrer des
phénomènes de diffraction, permettant une accumulation sédimentaire en arrière des îlets,
exprimée par le tracé des courbes bathymétriques, mais aussi une érosion de part et
d'autre de cette zone de dépôt;
- d'autre part, semble indiquer la présence d'une dérive
littorale orientée du SE vers le NW entre Bargny et Thiawlène.
237

---

La dérive littorale est donc un processus complexe et variable tant dans l'espace que dans
le temps rendant difficile la mise en évidence du bilan du transport sédimentaire
longitudinal.
Si l'on devait tirer une conclusion globale de cette étude morphosédimentologique
du littoral rufisquois on pourrait retenir deux constats essentiels: variabilité tant.
spatiale que temporelle de la morphologie et
relative constance de
l'évolution sédimentologique. La raison de ces réponses différenciées de la
morphologie et de la sédimentologie n'a pu être élucidée et ne le sera que par une étude
combinée de la morphosédimentologie et des agents dynamiques littoraux. En effet. la
connaissance des conditions globales de houle et de dérive littorale ne permet pas
d'expliquer la variabilité morphologique observée. La réponse doit se trouver notamInent
dans les transformations de la houle après déferlement, les variations latérales et
temporelles de la dérive littorale. les caractéristiques des "mers de vent" locales. autant de
paramètres dynamiques qui ne peuvent être déterminés que par des mesures in situ sur
des laps de temps suffisamment longs.
238

---

239

---

---

ETUDE DE VULNERABILITE DES COTES
SENEGALAISES A UNE ACCELERATION DE
L'ELEVATION DU NIVEAU MARIN EN
RELATION AVEC LES CHANGEMENTS
CLIMATIQUES
INTRODUCTION
Curieux du passé, observateur attentif du présent, le scientifique cherche
toujours à se projeter dans le futur, notamment grâce à des extrapolations à partir des
connaissances disponibles (modélisation). La communauté scientifique - à quelques
exceptions près - ayant reconnu la possibilité d'une accélération future du taux
d'élévation du niveau marin suite à un réchauffement global de l'atmosphère, induit par
les rejets de gaz à effet de serre (gaz carbonique, méthane et chorofluorocarbones
essentiellement), il devient nécessaire de prévoir les impacts de ces phénomènes
anthropiques sur l'évolution future des systèmes naturels, en particulier des zones
littorales. Pas seulement pour satisfaire à une légitime curiosité scientifique mais
smtout parce que de telles études doivent permettre de susciter et/ou d'améliorer les
politiques de gestion rationnelle - durable - de l'environnement. Cela est d'autant plus
crucial dans le cas des zones littorales qui sont particulièrement sensibles à toute
modification de l'environnement, non seulement parce que ce sont des interfaces entre
plusieurs milieux, mais aussi parce que ce sont des zones de fortes concentrations
humaines et économiques.
Cest ainsi qu'à la suite de deux réunions internationales tenues à Miami (fitus,
1990) et à Perth sur les impacts d'une accélération de l'élévation du niveau marin sur les
zones côtières, le Sous-groupe sur la Gestion des Zones Côtières (''Coastal Zone
Management Subgroup") du groupe III de l"Intergovemmental Panel on Climate
Change" (I.P.C.C.) recommanda la réalisation par chaque pays côtier d'études de
vulnérabilité de leur zone littorale à une accélération de l'élévation du niveau marin.
Pour ce faire, une méthodologie commune a été proposée afin que les études soient
comparables (lntergovemmental Panel on Oimate Change - Coastal Zone Management
Subgroup, 1991). Chaque étude de vulnérabilité devrait ainsi examiner:
- la susceptibilité de la zone côtière aux changements physiques imposés
par une accélération de l'élévation du niveau marin ;
240

---

- les impacts de ces changements physiques sur les systèmes écologiques
etsoci~économiques;
- les possibilités d'adaptation, de gestion et de réponse par rapport à ces
im"a,:ts do: 12. ran des p"ys C(jr:c~mes.
L'étude de vulnérabilité des côtes sénégalaises présentée ici a adopté cette démarche et
fait panie des premières études de vulnérabilité à. l'accélération de l'élévation du niveau
marin qui ont été présentées lors d'un séminaire international tenu à Margarita Island
(Vénézuela) en 1992 (Bijlsma et al., 1992). Réalisée en collaboration avec le
"Laboratory for Coastal Research" de l'Université du Maryland (USA), elle utilise une
nouvelle méthodologie qui est décrite ci-après. Les résultats sont exposés et discutés.
I. METHODOLOGIE
La méthodologie mise au point par le "Laboratory for Coastal Research" est
appelée "analyse de vulnérabilité assistée par vidéoenregistrement" (Dennis et al.,
1991; Nicholls et al., 1993 ; Leatherman et al., 1995). Elle est basée sur des
enregistrements vidéo de la zone littorale qui sont complétés de quelques profils
topographiques de plage et d'un grand nombre d'informations complémentaires.
Ensuite, ces données sont analysées de manière à déterminer: 1) les superficies des
terrains susceptibles de disparaître suite à l'élévation du niveau marin, soit par
inondation, soit par érosion côtière; 2) la valeur économique de ces terrains; 3) les
populations vulnérables. Enfin, on procède à l'estimation des coûts pour plusieurs
hypothèses de protection des zones vulnérables afin de comparer valeur économique
des terrains et coûts de leur protection. Cene méthodologie, par rapport à d'autres telles
que le traitement de photos aériennes ou de photos satellites ou la modélisation
(Bijlsma et al., 1992), présente un certain nombre d'avantages, en paniculier pour les
pays en voie de développement, à savoir: son faible coût (20 000 à 30 000 U.S.$ par
étude), sa rapidité tant au niveau des enregistrements que de leur analyse (6 à. 9 mois de
travail) et sa maniabilité due au faible équipement nécessaire. Mais, comme toute
méthodologie, elle présente aussi des limites; en particulier, elle doit être réservée à des
études d'impact à grande échelle et ne peut être utilisée pour des études plus "pointues".
A. RECUEIL DE DONNEES
Quand on veut étudier la vulnérabilité d'une zone côtière à une élévation du
niveau marin somme toute relativement faible, on se trouve confronté d'abord à un
manque de données altimétriques, en particulier dans les pays en voie de
développement. C'est ainsi que pour la zone côtière sénégalaise, les canes
topograplùques les plus précises (canes au 1/20000 de la presqu'ne du Cap Vert) ont
241

---

une équidistance des courbes de niveau de 5 mètres. Partout ailleurs, les seules cartes
disponibles sont au 1/200 000 et ont une équidistance de 40 mètres. Or, comment
évaluer la superficie des zones vulnérables à une élévation du niveau marin de 0,2 à 2
mètres avec de telles équidistances ? De plus, les cartes disponibles sont en général
. anciennes (1968 pour les cartes au 1(11) 000 ; 1968 à 1971 pour les cartes au 1/200 (00)
et donc ne permettent pas de connaître l'état actuel du développement économique de la
zone côtière. Une campagne d'enregistrement vidéo de la zone littorale sénégalaise a
permis de réduire ce déficit d'informations. Elle a été complétée de levés
topographiques dans des zones représentatives des différents secteurs de la côte. Par
ailleurs, un certain nombre d'informations supplémentaires ont été recueillies auprès de
divers services et instituts.
1. Enregistrement vidéo de la zone côtière
fi s'agit d'un enregistrement par caméra vidéo de la zone littorale à partir d'un
petit avion (quadriplace) de tourisme. Au Sénégal, cet enregistrement a été fait au cours
de trois missions de survol aérien réalisées en mai 1990 qui ont concerné: la côte nord.
entre Dakar et l'extrémité sud de Saint-Louis; la Petite Côte. entre Dakar et
l'embouchure du Saloum dont l'estuaire a été remonté jusqu'à Kaolack; la côte de
Casamance ainsi que l'estuaire de Casamance jusqu'à hauteur de Ziguinchor. La ville de
Saint-Louis et le delta du Sénégal n'ont pu être survolés suite à l'interdiction de vol de
ces zones à cause des problèmes frontaliers existant à l'époque entre le Sénégal et la
Mauritanie. Au cours de chaque mission, la côte a été filmée à basse altitude (76 m) et à
haute altitude (300 m), l'avion volant à une vitesse d'environ 120 km/h.
L'enregistrement est complété d'un commentaire des zones survolées comportant des
indications de noms de lieux, de villages mais aussi d'autres informations (destruction
et évolution des mangroves, rupture de flèche littorale, présence d'ouvrages de
protection, problèmes de pollution, type d'utilisation du sol, etc) qui doit faciliter par la
suite le repérage et l'exploitation de la bande vidéo. Au total, cinq cassettes vidéo de
120 minutes ont été enregisttées et constituent des données de référence sur la zone
littorale sénégalaise qui pourront être complétées ultérieurement par d'autres missions.
2. Profils topographiques
Afin de pouvoir disposer de données altimétriques permettant de recaler les
enregistrements vidéo, cinq profils topographiques de la zone littorale ont été réalisés
(fig. 102). Le premier a été réalisé sur la côte nord à partir d'une borne mise en place en
1989 au niveau du village de Tioukougne Peul à la faveur du projet sénégalo-japonais
de cartographie du Sénégal. Le deuxième a été levé dans la ville de Rufisque, dans la
242

---

zone du mur de protection de Keuri Souf - Keuri Kao, à partir d'une borne présente sur
la mairie et appartenant au réseau de nivellement mis en place par l'Institut
Géographique National (I.G.N.) en 1953. Le troisième profil a été réalisé entre
Rufisque et Bargny à partir d'une autre borne repère du réseau I.G.N. de 1953 située sur
l'un des ponts de la route nationale. Sur la Petite Côte, trois autres profils de plage ont
été levés mais n'ont pu être reliés au réseau de nivellement, les bornes n'ayant pu être
retrouvées. Ces profils ont été réalisés dans la région de Nianing, au voisinage de Pointe
Sarène et à l'entrée nord de Joal.
Della du
~ga1
Dakar
OCEAN
A11.ANTIQUE
BISSAU
Figure 102 : Position des profils topographiques réalisés le long de la côte
243

---

3. Infonnations complémentaires
Un certain nombre d'autres infonnations sont indispensables à l'analyse de
vulnérabilité à une accélération de l'élévation du niveau marin. Ainsi ont été recueillies
des données portant sur :
- le taux d'élévation récent du niveau marin relatif (1,4 mm par an),
déduit des enregistrements entre 1943 et 1965 du marégraphe de Dakar qui sont gérés
par le "Permanent Service for Sea Level" et qui avait été présenté auparavant dans un
article de Elouard et iJl. (1917). Les données de Faure et al. (1980) sur les variations
holocènes du niveau marin dans le delta du Sénégal ont également été utilisées;
- les ca.--actéristiques de houle : elles proviennent des rapports de la
SOGREAH Ingénieurs Conseils concernant Port Sédar sur la côte nord (198Ib) et
Bargny sur la côte sud (1981a);
- les données de marée, afm de pouvoir déterminer le niveau de la marée
au moment des prises de vue et faire par la suite des corrections;
- la population et le produit intérieur brut pour 1990 qui ont été foumis
par une banque de données sur l'ensemble des pays du monde, disponible aux Etats
Unis et appelée P.c.Globe, 1989. En effet. à l'époque, les données statistiques du
dernier recensement de 1988 n'étaient pas encore disponibles;
- la valeur économique des terres, des bâtiments et des infrastructures.
Ces données ont été les plus difficiles à collecter et sont encore incomplètes. En ce qui
concerne la valeur économique des terres, un premier obstacle est constitué par la
diversité des types de propriété du sol (domaine privé de l'Etat, terres du domaine
national gérées par les communautés rurales, propriété privée) qui a pour conséquence
des valeurs économiques différentes. Ensuite, même s'il existe bien un décret de 1989
définissant le prix, par région, des terres du domaine national, ces chiffres ne reflètent
pas forcément la réalité des prix pratiqués et sont surtout très loin des prix demandés,
par exemple, par les propriétaires privés. Aussi, en l'absence d'enquêtes de terrain, la
valeur des terrains non bâtis n'a pu être détenninée. En ce qui concerne les bâtiments,
un barême a été établi, d'après les données disponibles, en fonction du type et de la
superficie (tab. 36). Quant aux différentes infrastructures présentes en zone littorale,
elles n'ont pu être estimées par manque de données;
244

---

TabLeau 36 : VaLeur estimée des bâtimefllS en/onction de Leur type el de Leur surface
Type de batlment
Superficie (m2)
__yaleur (x 10\\"' $ US)
_._-,
.._-
Maison de pêcheur
(temporaire)
<75
0
Maison de pêcheur
(pennanente)
75
15
Petite maison
100
30
Maison standing moyen
200
60
Villa grand standing
800
200
Immeuble
30 (/100 m2)
Usine
30 (/100 m2)
Hôtel pour touristes
60 (/100 m2)
- les coûts de protection ont été détenninés à partir des données
réactualisées du rapport Dwars, Heederik et Verhey Ingénieurs Conseils (1979) sur la
protection de la Petite Côte. Cest ainsi que pour les structures de type murs de
protection et épis, on a considéré un coût unitaire de 75 $ U.S. par m3 de matériau
(comprenant l'achat, le transport et la mise en place) auquel on a ajouté 10% pour les
coûts de conception et 20% pour la maintenance. Pour l'alimentation artificielle des
plages, le coût a été estimé à 6 $ U.S. par m3, ce qui est conforme aux coûts pratiqués
dans d'autres pays (Nicholls el aL., 1995). Enfin, le coût de protection du port de Dakar
est celui donné par le rapport de Delft Hydraulics (Misdorp el al., 1990), soit 43
millions de $ U.S. pour une élévation du niveau marin de 1 mètre d'ici 2100.
Les documents cartographiques utilisés ont été, pour les cartes topographiques,
les cartes au 1/200 000 du Service Géographique National et pour les cartes
bathymétriques, les cartes de navigation au 1/300 000 de la "Defence Mapping
Agency"o
B. ANALYSE DES DONNEES
Les enregistrements vidéo ont d'abord fait l'objet d'une analyse globale puis il a
été procédé, après définition des scénarios d'élévation du niveau marin, à la
détermination des superficies vulnérables, c'est-à-dire susceptibles de disparaître, soit
par érosion côtière, soit par inondation. Une fois les superficies vulnérables identifiées,
on a essayé de déterminer leur valeur économique ainsi que le nombre d'habitants
qu'elles représentent. Enfin, plusieurs possibilités de réponse à l'élévation du niveau
marin ont été envisagées et leur coût a été calculé de manière à faire une comparaison
avec la valeur économique des superficies menacées.
245

---

1. Analyse globale des enregistrements vidéo
Il s'agit ici d'exploiter au maximum les enregistrements vidéo afin de disposer :
- d'une description générale de l'aspect physique de la zone littorale qui
servira notamment à choisir les zones où faire les profils topographiques. Pour cela, on
utilise surtout les enregistrements faits à haute altitude qui permettent d'avoir une vue
d'ensemble de la zone littorale et de définir ses caractéristiques géomorphologiques
majeures (côtes basses ou montagneuses, littoraux sableux ou à falaises, types
d'embouchures, ete) mais aussi la nature des activités économiques, ceci en utilisant la
classification donnée dans le tableau 37. On peut ainsi définir, pour le littoral
sénégalais, des segments côtiers de même nature, conformes à ce que l'on connaissait
par ailleurs (Sall, 1982; Niang, 1990), à savoir:
+ un littoral nord, de Dakar à Saint-Louis (Grande Côte), à plages
sableuses bordées de dunes s'étendant sur plus de 1km à l'intérieur du continent
et où l'activité économique principale est la pêche (type IA2aibiiIIlN) ;
+ une côte rocheuse au niveau de la presqu'île du Cap Vert, à
forte concentration d'activités économiques et d'infrastructures et donc de
population (types IC2b,IClb, IA3ai ou ü mAC);
+ un littoral sud, de Dakar à Joal (Petite Côte), puis en
Casamance, à plages sableuses limitées par un cordon littoral de faible étendue
et où l'activité économique prédominante est le tourisme (type IA2aibiliIIIDN) ;
+ des estuaires à mangrove, à vocation essentiellement agricole
(estuaires du Sénégal, du Saloum et de la Casamance) (type lB 1ailE) ;
+ des flèches littorales, notamment celles de la Langue de
Barbarie, la Pointe de Sangomar ou la Presqu'île aux Oiseaux (type
IAlaiibiIDK).
On peut également identifier la présence de structures de protection des côtes. Par
ailleurs, cette description permet de déterminer le type d'impact prévisible d'une
élévation du niveau marin (érosion côtière, inondation, ...) ;
- de données topographiques relatives. On utilise pour cela les
enregistrements vidéo à basse altitude qui donnent en fait une coupe transversale du
littoral, les altitudes étant déduites par interpolation à partir de points d'altitude connue,
soit grâce aux profils topographiques, soit par les points cotés indiqués sur les cartes
topographiques. Les altitudes ainsi obtenues sont bien sOr entachées d'erreurs mais une
expérience réalisée dans la baie de Chesapeake aux Etats-Unis a montré que l'erreur
moyenne sur l'altitude était de l'ordre de 8% seulement (Leatherman et al., 1995) ;
- et enfin, de données actualisées sur les infrastructures, les bâtiments et
la population présents dans la zone côtière et donc susceptibles d'être affectés par une
accélération de l'élévation du niveau marin.
246

---

Tableau 37: Système de classification basée sur la géomorphologie et l'utilisation du sol
(d'après Dennis et al., 1991 et Leatherman et al., 1995)
1. GEOMORPHOLOGIE COTIEHE
B.
Zones
humides
II. TYPE DE PROTECTION
A.
Plages
1. Estuaire
A. Mur de protection
1. Ile·barrière
a. Mangrove
B. Mur vertical
a. Type
b. Marais (à herbacé...)
C. Brise·lames
(i)
Lalune arrière
c. Marais (à brouissaiUes)
D. Epi
(ii)
Flèche littorale
d. Marais (à forêts)
E. Jetée
(iii) I1e·barrière
2. Delta
F. Port protégé
b. Morphologie
a. Mangrove
O. Alimentation artificielle de plage
(i)
Dune côtière continue et élevée
b. Marais (à herbacées)
(>5 m)
c. Marais (à brouissailles)
III. OCCUPATION DU SOL
(ii)
Champ dunaire e'lensif
d. Marais (à forêts)
A. Zone urbaine
(üi) Dune basse aVec (les
3. Zones en arrière d'îles-barrière
B. Zone résidentielle
débordements ("washovers")
a. Mangrove
C. Zone industrielle
2. Plaie de côle basse ou de C"P
b. Marais (à herbacé... )
D. Zone touristique
a. Type
c. Marais (à brouissailles)
E. Zone agricole
(i)
Plaine côtière basse
d. Marais (à forêts)
F. Zone de pacage du bétail
~
(ii) Flanquée de falaises érodables
G. Zone de pacage de moutons
(iii) Flanquée de falai,es de roches
C. Falaises (pas de plages)
H. Zone à vergers
dures
1. Erodables
1. Forêts
b. Morphologie
a. Sommet de la falaise à dunes
K. Zone nUe
(i)
Dune côtière conllnue et élevée
b. Sommet de la falaise plat
L. Brousse
(> Sm)
c. Sommet de la falme • collines
M. Désert
(H)
Champ dunaire extensif
d. Sommet de la falaise montagneull
N. Zone de pêche
(üi) Dune basse avec des
2. Rocheuses
O. Zone d'aquaculture
débordements ("washovers")
a. Sommet de la falaise à dunes
3. Plaie en poche
b. Sommet de la falaise plat
IV. GEOMORPHOLOGIE Dl: ' 'INTERIEUR
a. Type
c. Sommet de la falaise. collines
A. Plat
(i)
Flanquée de falai,es érodables
d. Sommet de la falaise montagneUll
B. A collines
(ü) Flanquée de falaises de roches
C. Montagneull
dlD''''
D. Côtes vaseuIes avec en arrière
D. Lacustre
b. Morphololie
a. Des terrains plats
E. Zones humides
(i)
Dune côtière conllliue et élevée
b. Des collines
(>5 m)
c. Des montagnes
(ii)
Champ dunaire extensif
d. Un lac
(iii) Dune basse avec dcs
e. Une lagune
débordements ("",ashovers")
E. Cf/tes protlglts avec derrière
a. Des dunes de sable
b. Des lerrains plats
c. Des collines
d. Des montagnes
e. Une zone humide

---

2. Détennination des zones vulnérables à une accélération de l'élévation du niveau
marin
Il s'agit, pour chaque scénario d'élévation du niveau marin, d'estimer
quantitativement les superficies vulnérables c'est-à-dire susceptibles d'être perdues soit
par érosion, soit par inondation.
a. Les scénarios d'élévation du niveau marin
Ils ont été choisis en fonction des diverses estimations faites par
l"Intergovernmental Panel on Climate Change" (I.P.C.C.) qui avaient été présentées
dans son premier rapport scientifique (Warrick et Oerlemans, 1990). Dans ce rapport, il
était prévu une élévation du niveau marin d'ici 2100 comprise entre 0,31 et 1.10 ID. avec
une estimation moyenne de 0.66 m. Des réajustements à la baisse ont été proposés
récemment, avec une nouvelle estimation moyenne de 0.5 m d'ici 2100 (Wigley et
Raper, 1992). Les 4 scénarios d'élévation eustatique du niveau marin considérés dans
cette étude sont: 0.2 ; 0,5 ; 1 et 2 mètres d'élévation du niveau marin d'ici 2100. Le
premier scénario (0.2 m d'élévation d'ici 21(0) correspond au cas où il n'y aurait pas
d'accélération du taux d'élévation du niveau marin. Il est basé sur les résultats de
Douglas (1991) qui a établi une élévation moyenne du niveau marin de 1,80 mm par an
pour la période 1880-1980. Les données marégraphiques disponibles pour Dakar
(période 1943-1965) indiquent une tendance comparable de 1,40 mm par an (Elouard et
a/., 1977). Les deux scénarios suivants (0,5 et 1 m d'ici 21(0) correspondent à peu près
aux estimations moyenne et haute du premier rapport de l'I.P.C.C. Quant au dernier
scénario, il a été maintenu pour mémoire, dans la mesure où il n'est plus considéré
comme réaliste. Par ailleurs, les études de Faure et al. (1980) qui ont porté sur les
variations holocènes du niveau marin dans le delta du Sénégal, ont montré que cette
région n'était affectée que d'une subsidence négligeable (inférieure à 0,2 mm par an).
Ceci confirme la relative stabilité tectonique du bassin sénégalais (Faure, 1971) et
permet de considérer les 4 scénarios choisis comme représentatifs de scénarios
d'élévation relative du niveau marin pour l'ensemble des côtes sénégalaises.
248

---

b. Estimation des penes de terres dues à l'érosion côtière
Elle a été faite en appliquant aux plages sableuses la loi de Bruun (1962),
lé["'" 'TDl mooi fi'~e P?.l Har: 'is (1983);JOur tcri' ,")mp~e de la granulométrie des
sédiments et qui a déjà été présentée au deuxième chapitre (cf. paragraphe IlIA). Cetle
loi exprime le recul du rivage par l'équation suivante:
où R est le recul du littoral dû à une élévation S du niveau marin ; h*, la profondeur de
fermeture du profil; B, la hauteur des dunes; L, la largeur du profil actif (entre le pied
des dunes et la profondeur de fenneture) et G, l'inverse du rapport de surremplissage du
matériel devant être érodé. Dans la mesure où le matériel considéré ici est du sable, G = .
1, c'est-à-dire que l'on considère que tout le matériel érodé reste dans le profIl actif. Si
tel n'était pas le cas, on aurait un recul de la côte plus fort que ce qui est prévu avec une
valeur de G égale à 1.
Pour les segments côtiers à flèche littorale (Langue de Barbarie, Pointe de
Sangomar, etc) et ceux adossés à une lagune (côte nord dans la région de Mboumbaye),
on a appliqué une fonnule dérivée, proposée par Dean et Maunneyer (1983) pour les
plages adossées à une lagune ou à un fleuve s'écoulant parallèlement à elles.
R =
( La + W + Ld
S
( Bo + hbo ) - ( BL + hbL )
où Lo est la largeur du profil actif côté océan; LL, la largeur du profil actif côté lagune;
W, la largeur de la portion de côte située entre l'océan et la lagune (ou le fleuve); Bo, la
hauteur des dunes côté océan; BL,la hauteur des dunes côté lagune; hbo, la profondeur
de fenneture côté océan et hbL, la profondeur de fermeture côté lagune (fig. 103).
ILE-BARRIERE
W
OCEAN
lAGUNE
LL
Lo
",
Posilion après ajustement à '
rélé~ation du ni~eau marin
Position originelle
Figure 103 : Modèle de réponse du rivage à une élévation du niveau marin.
Cas d'une Oe-barrière bordée d'une lagune (d'après Dean et Maurmeyer, 1983)
249

---

Ainsi que déjà souligné dans le deuxième chapitre, la profondeur de fenneture
est le paramètre le plus difficile à déterminer, d'une part parce qu'on ne maîtrise pas
l'étendue dans l'espace des mouvements sédimentaires perpendiculairement au rivage et
d'autre part, parce que cette profondeur varie en fonction du temps, celle-ci étant
d'autant plus grande que l'espace de temps considéré est long (Hands, 1983 ; Stive et
al., 1992). Aussi a-t-on choisi d'utiliser deux profondeurs de fermeture extrêmes,
supposées encadrer la profondeur de fermeture actuelle: dL,1 qui est la profondeur
annuelle de fermeture et dL,lOO qui est la profondeur de fermeture à l'échelle du siècle
(Nicholls et al., 1995). dL,1 correspond à la profondeur de fermeture dl de Hallermeier
(1981). Ces deux profondeurs sont évaluées à l'aide des équations suivantes :
dL,1 = 2 Hs + Il 0"
où Ms est la hauteur significative moyenne des houles à l'échelle d'une année et 0"
l'écart-type de Ils.
dL,IOO = 1,75 dL,1
Le coefficient 1,75 est basé sur les travaux de Hands (1983) qui ont étudié l'évolution
au cours du temps de la profondeur de fermeture dans le cas du lac Michigan. Sur une
période de 125 ans, celle ci serait deux fois plus grande que la profondeur de fermeture
déterminée pour 5 ans.
Ces profondeurs de fermeture sont référencées par rappon à un niveau situé à 1 m au-
dessus du niveau des basses mers (Nicholls et al., 1995), ce qui correspond à peu près
au zéro I.G.N. Ces deux profondeurs de fenneture sont utilisées pour définir une
estimation haute et une estimation basse du recul du linoral induit par une élévation du
niveau marin. Les données de houle utilisées pour les calculs sont. pour la côte nord,
celles déterminées à Port Sédar (SOGREAH Ingénieurs Conseils, 1981 b) et pour la côte
sud, celles détenninées à Bargny (SOGREAH Ingénieurs Conseils, 1981a). En effet,la
grande homogénéité des conditions de houle dans chacun de ces secteurs côtiers permet
de considérer ces mesures comme représentatives des deux grands secteurs côtiers,
d'autant plus qu'il n'existait pas à l'époque d'autres mesures in situ disponibles. Les
profondeurs de fermeture ainsi calculées sont représentées dans le tableau 38.
Tableau 38 : Profondeurs de fermeture pour la côte nord et pour la côte sud
Profondeurs de fermeture
Côte nord
Côte sud
du
6,3m
3,4m
dl 100
llm
5,9m
250

---

Les études sédimentologiques effectuées sur la plage sous-marine de Rufisque (cf.
troisième chapitre ) semblent confinner la fourchette de profondeur de fenneture
définie pour la côte sud. En effet, on observe un net changement de la nature
granulométrique des sédiments entre 2 et 4 mètres de profondeur (on passe de sables
moyens et fins à des sables très fins).
Afin d'appliquer la loi de Bruun, la côte a été subdivisée en un certain nombre
de segments, caractériséschacun par une même hauteur des dunes et une même largeur
de plage. C'est ainsi que, du Nord au Sud, on a défini:
- le long de la Langue de Barbarie, 6 segments de 5 km de long, plus un
de 1,6 km de long au droit de Saint-Louis;
- le long de la Grande Côte (côte nord), entre l'extrémité de la Langue de
Barbarie et Yoff, 16 segments de 10 km de long, plus un de 7,2 km de long au niveau
de la lagune de Mboumbaye ;
- le long de la Petite Côte Gusqu'à l'extrémité de la Pointe de Sangomar),
où la largeur de la plage et la hauteur du cordon littoral (ou des falaises bordières) sont
plus variables (respectivement IO à 100 met 1 à 6 m), le nombre de segments a été plus
important (22) mais avec des longueurs variables (1,4 à 13,7 km) ;
- la presqu'île aux Oiseaux a été subdivisée en 6 segments de 2 km et un
de 0,5 km;
- enfin, la côte de Casamance (de Kabadio au Cap Roxo), où la largeur
des plages varie entre 20 et 60 m et la hauteur des cordons littoraux (ou des falaises)
entre 2 et 10 m, a été subdivisée en Il segments de longueur variable (0,7 à 11,5 km).
La hauteur des dunes (ou du cordon littoral) bordant immédiatement la plage a
été déduite de l'estimation des altitudes faite sur les enregistrements vidéo de basse
altitude. La largeur du profil actif a été détenninée en mesurant, sur les cartes de
navigation au 1/300 000 de la "Defence Mapping Agency", la distance de la côte à la
profondeur de fenneture considérée. Dans la mesure où le zéro hydrographique des
cartes marines (0 S.H.M.), correspondant au niveau des plus basses mers, se situe à 0,98
m au-dessous du zéro des cartes topographiques (0 I.G.N.), correspondant au niveau
moyen de la mer pour la période 1942·1945 (Elouard Cl al., 1977), on a cherché sur les
cartes marines les profondeurs correspondant à la profondeur de fenneture moins 0,98
m (environ 1 ml. A cene distance mesurée sur les cartes marines a été ajoutée la largeur
de la plage aérienne déterminée à partir des enregistrements vidéo de basse altitude. On
a ainsi trouvé des largeurs de profil actif variant entre 100 et 2500 m pour les
estimations basses et entre 300 et 8000 m pour les estimations hautes.
En multipliant, pour chaque segment considéré, le recul horizontal du littoral,
obtenu par l'application de la loi de Bruun, par la longueur du segment, on obtient la
superficie des terrains susceptibles d'être perdus par érosion côtière et ceci pour chacun
251

---

des scénarios d'élévation du niveau marin et pour chaque profondeur de fenneture (dL,1
donnant l'estimation basse et dL.l00 l'estimation haute).
C. Estimation des pertes de terrain dues à l'inondation
Sont ici concernées les zones très basses, essentiellement le "delta" du Sénégal
et les estuaires du Saloum et de Casamance. Dans la mesure où l'on a affaire à des
surfàces très plates et très étendues, on suppose qu'en cas d'élévation du niveau marin, il
y aura simplement pénétration de la mer dans ces zones jusqu'à l'altitude correspondant
à l'élévation du niveau marin considérée. Les estimations de surface ont donc consisté à
identifier les courbes de niveau correspondant à + 1 et + 2 mètres, ceci à partir du
niveau des hautes eaux. Ceci a été fait en utilisant les cartes topographiques et surtout
les points cotés car, les zones estuariennes étant très basses, il était impossible de faire
de tels repérages à partir de l'enregistrement vidéo. Pour les scénarios de 0,2 et 0,5
mètre d'élévation du niveau marin, les mesures de surface ont été déduites par
interpolation linéaire à partir des mesures obtenues pour 1 mètre d'élévation du niveau
mann.
Par contre, les enregistrements vidéo ont permis d'estimer les superficies
occupées actuellement par la mangrove dans les zones vulnérables, les cartes, trop
anciennes, ne rendant pas compte du recul de cet écosystème.
Le comportement des mangroves par rapport à une élévation du niveau marin
est intéressant à considérer car il déterminera leur évolution future (réhaussement,
disparition ou migration latérale). On sait qu'en présence d'une élévation du niveau
marin, une mangrove peut se réhausser progressivement mais à condition qu'il y ait un
taux de sédimentation compatible avec son maintien. Cependant, de nombreux autres
facteurs gouvernent les processus d'adaptation des mangroves (Pemetta. 1993). Dans
cene étude, l'hypothèse a été faite de l'existence de deux seuils: un seuil inférieur qui
est le taux d'élévation du niveau marin au-dessous duquel il n'y a pas perte de la
mangrove et un seuil supérieur qui est le taux d'élévation du niveau marin à partir
duquel la desb1lction de la mangrove est totale (fig.104). Dans la mesure où il n'est pas
signalé actuellement de perte de mangrove par élévation du niveau marin - les pertes
actuelles sont dues essentiellement à la baisse de pluviométrie, à l'acidification des sols
et aux actions de déboisement de l'homme (Sall, 1982; UNESCO, 1985; Barusseau et
al., 1986; Diop, 1986; Marius et al., 1986; Paradis, 1986) - nous avons considéré que
le seuil inférieur correspondait au taux actuel d'élévation du niveau marin (1,8 mm par
an ou 0,2 m d'ici 21(0). Quant au seuil supérieur, il a été choisi arbitrairement à environ
1 cm par an (1 m d'ici 21(0) (Nicholls et al., 1995). Le pourcentage de perte de
mangrove entre ces deux seuils est interpolé linéairemenL Bien entendu, il s'agit là
d'hypothèses de travail qui demandent à être vérifiées par des études du comportement
252

---

de la mangrove. Par ailleurs, n'a pas été considérée, par manque de données, la
possibilité d'une migration latérale de la mangrove.
PAS DE 1
PERTES
PERTES,
PARTIELLES
1
PERTE TOTALE -----I~
. . .
,
100 , - - - - . - - - - - - - - -......--------------4.
i
.1_-____________
i
--,
80
-----------------------------
1
,---------------------
1
~ 60+---+--------/
~
.,
Ë
Po.
i
------------------,----
1
!
O . r - - - 1 I I a t - - - - + - - - - t - - - - i f - - - + - - - + - - - - + - - - - l
o
0,5
1,5
2
Elévation du niveau marin (m)
Figure 104: Réponse des mangroves à une élévation du niveau marin en considérant
l'existence de seuils (d'après Nicholls et al., 1995)
3. Estimation de la valeur économique des terrains vulnérables et de la population à
risque
Il s'agit là de faire, pour chacun des scénarios d'élévation du niveau marin, une
estimation de la valeur économique des terrains susceptibles d'être perdus et de la
population présente dans ces zones vulnérables. Tous les coûts ont été calculés en
dollars américains de 1990 (taux de change: 1 $ V.S. = 282 F CFA). Le Produit
Intérieur Brut (P.I.B.) est celui de 1990, soit 4071 millions de dollars américains.
Ayant localisé les zones susceptibles d'être érodées ou inondées pour chaque
scénario, on utilise les enregistrements vidéo pour faire l'inventaire des types de
bâtiments présents, des infrastructures mais aussi des terrains nus ou utilisés pour
l'agriculture. Cependant, suite à un manque de données, seule la valeur des terrains bâtis
a pu être estimée en utilisant le barême du tableau 36. Par ailleurs, la valeur particulière
de zones écologiques telles que les mangroves n'est pas connue, si tant est qu'on puisse
leur attribuer une valeur marchande. Quoiqu'il en soit la valeur économique des zones
vulnérables ainsi calculée doit être considérée comme une estimation minimum.
253

---

Quant à l'évaluation des populations menacées, elle a été faite en supposant que
80% des bâtiments étaient à usage résidentiel, avec un taux d'occupation des maisons
d'environ 10 personnes par 100 m2. Les zones industrielles et touristiques ont été
considérées comme ne comportant pas de population à risque.
4. Estimation du coût des réponses à une élévation du niveau marin
Face à une accélération de l'élévation du niveau marin mettant en danger les
zones côtières, les sociétés humaines peuvent opter pour trois types de réponse (fig. 105)
(Misdorp et aI., 1990; Bijlsrna et al., 1992) :
- le recul : les zones vulnérables sont abandonnées et les populations
déplacées et relogées. On définit des limites d'installation ("setback lines")
correspondant plus ou moins aux limites des zones vulnérables et à l'intérieur
desquelles il est, soit interdit de construire, soit autorisé mais en sachant que cette zone
peut être abandonnée à tout moment sans indemnisation ;
- l'accomodation ( ou adaptation) : on continue à occuper les zones
vulnérables mais en tenant compte de la possibilité d'un plus grand degré d'inondation,
par exemple, en surélevant les bâtiments, en changeant d'activité agricole, etc ;
- la protection : on protège les zones vulnérables, en particulier les
grands centres urbains, les zones à forte activité économique et à importantes ressources
naturelles, en utilisant des solutions techniques, structurales ou non, de façon à
empêcher des phénomènes tels que les inondations, l'érosion côtière ou la salinisation
des nappes.
Dans cette étude, trois possibilités de réponse ont été envisagées:
- pas de protection (recul) : on abandonne tout simplement les zones
vulnérables qui sont perdues et dont la population doit être déplacée;
- protection des zones importantes : on décide de protéger les zones
moyennement à fortement développées et d'importance stratégique (zones urbanisées,
industrialisées, touristiques), celles-ci étant identifiées sur les enregistrements vidéo
comme ayant plus de 15% de leur surface occupée par des bâtiments. Les zones
touristiques sont protégées par alimentation artificielle des plages, les ports sont
réhaussés et ailleurs sont construits des murs de protection;
- protection totale : il s'agit de protéger toutes les zones côtières
présentant une densité de population supérieure ou égale à 10 habitants au km2. Cette
limite de densité est celle qui a été utilisée pour établir le premier rapport de l'lP.C.C.
sur les coûts de protection contre une élévation du niveau marin de 1 m des zones
côtières de 181 pays (Misdorp et al., 1990). Tous les ouvrages supplémentaires, par
rapport à l'option précédente, sont des murs de protection.
254

---

TYPES DE REPONSE A UNE ELEVATION DU NIVEAU MARIN
,.-_ .....-.." .." __ .-..
_ .
... "
~,,
_.~
_ T . · · · _ ~
,
Niveau marin actuel
RECUL
ADAPTATION
PROTECTION
Habitats
..
Eublir dc:s lignes de RlCuI
("5dbd lines-)
Zones
humides
PctrnelIle La migration
Elablir W\\ équililn <:nife
Cria" W\\ hlbi. . de r.ones humides
des zones hwnides
COIlSC<'fabOll et développemenl
011 de IMIlpuo'es en lIIIendanl
d e n p l _
Cultures
~.
. .;~f,~~,
. ,."""""'...... :li ....>:..'t.. .7),~..
,_~} c,,~~.~
~. n"
~ ."r
Déplacer k_'i wnes Ge culture
Pre l.~ge:" les L:TTes agricoles
Figure 105 : Réponses possibles à une élévation du niveau marin
(d'après Bijlsma et al., 1992)
255

---

.,
Afin de calculer les coûts engendrés par chacune de ces réponses, les coûts
linéaires de chaque type de protection ont d'abord été estimés. Pour les murs de
protection, on a pris l'option de simples murs en enrochements d'une'largeur au sommet
de 2 m avec des pentes de lf2. Selon le degré d'exposition de la côte aux houles, trois
types de murs de protection ont été retenus (fig.l 06).
OCEAN
CONTINENT
a. Cas de côtes exposées aux houles. Mur de protection à faible coût
-----------------~~~
b. Cas de côtes exposées aux houles. Mur de protection à coût élevé
----------------~~~~
c. Cas de côtes abritées
Hsrnax
Hauteur significative de houle maximum
SLR
Elévation du niveau marin
Figure l06 : Types de murs de protection proposés
(d'après Nicholls et al., 1995)
256

---

Pour les côtes exposées aux houles, deux types ont été proposés selon le degré d'érosion
prévu de la plage : des murs de protection à faible coût dans les cas où la plage est
supposée ne pas s'éroder et dont la fonction sera simplement de protéger le littoral
contre un climat de houles plus sévères et des murs de protection à coût élevé dans les
cas où l'on suppose que la plage sera complètement érodée d'où la nécessité de protéger
leur base contre les phénomènes d'affouillement Pour ce deuxième type de murs, on a
fait une distinction géographique. En effet, la côte nord étant soumise à des houles plus
fortes et présentant des plages plus larges, les murs de protection y seront plus coûteux.
Enfin, pour les côtes protégées de l'action directe des houles, il a été proposé des murs
de protection plus bas. Par ailleurs, le coût pour surélever un mur de protection déjà
existant a été considéré comme équivalant au coût de mise en place d'un nouveau mur.
A été ensuite calculé, pour chaque type de mur, le volume d'enrochements nécessaire
par kilomètre qui a été multiplié par le coût unitaire du mètre cube d'enrochements (75
$ D.S. par m3). Pour l'alirilentation artificielle des plages, préconisée pour préserver les
plages à usage touristique, le coût a été estirilé sur la base d'analyses faites aux Etats-
Unis (Leatherman, 1989), qu'il fallait apporter une couche de sable d'une épaisseur
égale à l'élévation du niveau marin considérée, ceci sur toute l'étendue du profil actif
dont la limite extérieure (côté mer) est la profondeur de fermeture. Le volume à déposer
par kilomètre de plage est ensuite calculé pour les deux profondeurs de fermeture et
multiplié par le coût unitaire (6 $ D.S. par m3). A ces coûts, il faut ajouter celui d'une
construction d'épis à chaque extrémité de la plage à alimenter artificiellement, ceux-ci
étant supposés limiter les pertes sédimentaires parallèlement à la côte (Dean et Y00,
1993; Leidersdorf et al., 1993 ; Truitt et al., 1993). Ces épis s'étendent entre le pied des
dunes (ou du cordon littoral) et la profondeur de fermeture. lis ont les dimensions
suivantes: 2 m de hauteur au-dessus du niveau marin; 4 m de largeur au sommet et des
pentes de ln. Les coûts linéaires sont calculés de la même façon que pour les murs de
protection. lis augmentent les coûts des travaux d'alimentation artificielle des plages
d'un facteur de 2,3 mais cette solution semble moins onéreuse qu'une réalimentation
périodique des plages. Néanmoins, ils pourraient induire d'autres effets et des coûts
supplémentaires, tels que l'érosion de la plage située en aval de l'épi par rapport à la
dérive littorale, qui n'ont pas été envisagés ici (Nicholls et al., 1995).
257

---

Le tableau 39 donne les coûts unitaires pour ces deux solutions de protection.
Tableau 39: CoQts des solutions de protection des côtes par kilomètre et pour les
différents scénarios d'élévation du niveau marin
(coats en millions de dollars U.S. de 1990)
Elévation du niveau marin d'ici 2100
Types de protection
O,,5m
lm
2m
Murs de protection
- de côte protégée
0,12
0,33
1,07
- de côte ouverte à faible coût
0,16
0,44
1,35
- de côte ouverte à coût élevé (côte nord)
2,00
2,30
3,10
- de côte ouverte à coût élevé (côte sud)
1,40
1,70
2,60
Alimentation artificielle des pla~es
5,3 - 21,9
8,8 - 33,2
15,4 - 53,7
En ce qui concerne la protection du pon de Dakar, l'estimation faite dans le
rappon de Misdorp et al. (1990) a été reprise. EUe suggère que, pour une élévation du
niveau marin de 1 m, il faudrait surélever les zones basses du port de 1 m, renforcer les
quais et relever ou construire des digues, ce qui correspond à un coût unitaire de 15
millions de dollars américains (de 1990) par kJn2. La superficie du pon a été déterminée
indirectement à panir du trafic, en considérant qu'il fallait 1 km2 de surface pour
manipuler 3.106 tonnes par an d'équivalent cargo. Cest ainsi que le coût de protection
du pon de Dakar, pour une élévation du niveau marin de 1 m, a été estimé à 43 millions
de dollars américains. Pour les autres scénarios d'élévation du niveau marin, on a
interpolé linéairement.
C. LIMITES DE LA MElliOOOLOGIE
Cette étude de vulnérabilité des côtes sénégalaises à une accélération de
l'élévation du niveau marin présente un cenain nombre de limites qui doivent être prises
en considération dans la lecture des résultats. Elles concernent essentiellement les
estimations faites sur la valeur économique et la population des zones vulnérables qui
doivent être considérées comme des valeurs minimales. Cenaines limites sont dues à la
non disponibilité de données de base telles que la valeur économique des terres
agricoles ou la population de la région du delta du fleuve Sénégal - qui n'a pu être
estimée suite à l'absence d'enregistrement vidéo de cette zone. Des études ultérieures
pourront corriger ces insuffisances. D'autres incertitudes seront beaucoup plus difficiles
à lever. Cest le cas notamment de la valeur spécifique (en plus de la valeur des terrains
qu'elles occupent) de zones écologiques telles que les mangroves. Cette valeur peut
258

---

difficilement être estimée et pourtant devrait être prise en considération dans la mesure
où la disparition, par inondation, des mangroves, outre les pertes de terrain qu'elle
représente, aura des conséquences liées à leurs fonctions écologiques (rôle protecteur
d.es zones situées en arrière, ma.is SIlEOUt lieux de vie, de reproduction et de nidation de
certaines espèces animales qui entrent dans l'alimentation de base des populations ou
qui sont importantes pour le maintien de la biodiversité). Enfin, les estimations de la
valeur économique des terrains et de la population dans les zones vulnérables n'ont tenu
compte ni du développement futur de la zone côtière, ni de son évolution
démographique, ni même des modifications de la valeur de l'argent. En effet, il est
raisonnable de penser que la zone littorale continuera à se développer économiquement
et donc constituera toujours un pôle d'attraction pour les populations de l'intérieur du
pays, entretenant ainsi de très forts taux de croissance démographique. Mais il est bien
difficile de prévoir à long terme les taux et les rythmes de cette croissance. Quant à
l'évolution de la valeur monétaire de l'argent, aucun spécialiste ne peut se hasarder à
prédire ce qu'elle sera en l'an 2100.
Les limites qui ont été décelées posent notamment le problème de la validité des
études coûts-bénéfices préconisées pour mener les études d'impact socio-économique
des changements climatiques. Cest l'objet d'un débat très âpre qui se mène actuellement
dans le groupe III de l'I.P.C.c., chargé des aspects socio-économiques des changements
climatiques, entre les partisans d'une approche strictement économique et ceux
favorisant une approche plus écologique.
II. RESULTATS
Seront successivement présentés ici, pour chaque scénario d'élévation du niveau
marin, les estimations des superficies des zones vulnérables ainsi que leur valeur
économique et leur population, puis les coûts de protection pour les différentes
réponses sélectionnées. Ces données seront utilisées pour estimer la vulnérabilité des
côtes sénégalaises à une accélération de l'élévation du niveau marin. Puis, ces résultats
seront comparés avec d'autres études du même type. Enfin, seront envisagés d'autres
impacts possibles de l'élévation du niveau marin.
259

---

A. SUPERFICIES DES ZONES COTIERES VULNERABLES A L'ELEVATION DU
NIVEAU MARIN
Le tableau 40 donne les pertes potentielles de terrains pour les différents scénari
d'élévation du niveau marin choisis.
Tableau 40: Superficies (en km2) des zones vulnérables à différents scénarios
d'élévation du niveau marin
.
(les deux chiffres donnés pour les pertes dues à l'érosion côtière correspondent aux
estimations basse et haute. basées respectivement sur les profondeurs defermeture du
et duoo)
Elévation du niveau marin d'ici 2100
Processus
O,2m
O,5m
lm
2m
Inondation des mangroves
0
806
2149
2149
Inondation des autres surfaces
338
1113
3838
4240
Inondation totale
338
1919
5987
6389
Erosion côtière
11 - 18
28 - 44
55 - 86
105 - 157
Total
349-356
1947-1963
6042-6073
6494-6546
% de la suoerficie du uavs
0,2
0,9
3,1
3,4
Ces résultats montrent d'abord que l'inondation est responsable de plus de 95%
des pertes potentielles de terrain dues à une élévation du niveau marin. Autrement dit,
les zones les plus vulnérables à une élévation du niveau marin sont les zones
estuariennes, principalement celles du Sénégal, du Saloum et de la Casamance. Bien
que relativement peu peuplées, ces zones sont des terres agricoles importantes pour la
couverture des besoins alimentaires du pays, raison pour laquelle elles sont ou vont être
aménagées, notamment par la construction de barrages, pour favoriser leur exploitation.
Par ailleurs, c'est là où sont situées toutes les mangroves qui sont indispensables au
maintien de certaines espèces animales très recherchées. Les taux de disparition de ces
mangroves dépendent bien sûr de l'hypothèse proposée, à savoir une disparition totale à
partir d'un taux d'élévation du niveau marin de 1 cm par an (1 m d'ici 2100). De plus, la
possibilité d'une migration latérale des mangroves n'a pas été considérée bien que
l'examen de la topographie de ces zones estuariennes montre de toute façon que les
surfaces disponibles pour une telle migration sont insuffisantes pour compenser
entièrement les pertes par inondation. Un autre facteur qui devrait être considéré dans
l'étude du comportement des mangroves est l'évolution de la sédimentation dans les
zones estuariennes. En effet, si la pluviométrie devait s'améliorer suite au
réchauffement atmosphérique, il pourrait y avoir plus de dépôts sédimentaires qui
constitueraient alors de nouvelles terres colonisables par la mangrove. Un autre constat
260

---

est que l'érosion côtière ne détennine. en termes de surface. que de faibles pertes. Enfm.
on remarque que même avec de faibles taux d'élévation du niveau marin (0.2 et 0.5 m
d'ici 2100). les pertes de terrain sont importantes (respectivement 349 - 356 km2 et
coefficient multiplicateur de 3.6) dès que l'on arrive à une élévation du niveau marin de
1 m d'ici 2100.
B. VALEUR ECONOMIQUE DES ZONES COTIERES VULNERABLES ET
POPULATION A RISQUE
Le tableau 41 donne. pour les superficies vulnérables. une estimation de leur
valeur économique ainsi que des populations qui s'y trouvent et qui sont donc
considérées comme des populations à risque. li faut rappeler ici que. suite au manque
de données~ notamment sur la valeur économique des terres à lisage agricole - qui
constituent la majorité des zones menacées par les inondations - et des ports. les valeurs
économiques ainsi déterminées concernent essentiellement les zones affectées par
l'érosion côtière et sont donc des valeurs minimales.
Tableau 41: Valeur économique des zones vulnérables (à l'exception des te"es
agricoles et desinfrastruetures) et population à risque
(les deux valeurs données co"espondent aux estimations basse et haute de l'érosion
côti~re .. Pl.B. : Produit Intérieur Bna de 1990)
Elévation du
Valeur à risque
%P.I.B.
Population à
%Population de
niveau marin
(millions de $ U.S.)
(1990)
risque (milliers)
1990
0.2m
142-228
4-6
30-55
0,4-0,7
0.5m
345-464
9-11
69-104
0,9-1.3
lm
499-707
12-17
112-183
1,4-2,3
2m
752-1101
19-27
193-310
2.5-4
Ce tableau montre qu'en termes de valeur économique des zones vulnérables. les pertes
pourraient être considérables: de 142 à 1101 millions de dollars américains, soit 4 à
27% du produif intérieur brut. De plus, ces calculs mettent en évidence l'importance
économique des zones vulnérables à l'érosion côtière, seules considérées ici. alors que
leur poids en termes de surface est négligeable. En considérant séparément la valeur
économique des zones touristiques (tableau 42). il apparaît que. à elles seules. elles
peuvent représenter 6 à 35% de la valeur économique de l'ensemble des zones
vulnérables à l'érosion côtière. De plus, leur part respective est d'autant plus importante
que les élévations du niveau marin sont faibles. ce qui s'explique par le fait que la
261

---

plupart des installations tounstlques sont très proches de la mer et donc sont
vulnérables à de très faibles remontées du niveau marin. Par ailleurs, dans la mesure où
les activités touristiques sont concentrées sur la côte sud, celle-ci apparaît très
vulnérable aux effets de l'érosion côtière, induite par une accélération de l'élévation du
niveau marin, et ceci sur une longueur totale de côte qui ne dépasse pas 22 km (fig.
107). On peut comparer cette situation à celle observée dans la banlieue sud de Dakar
(région 2) avec ses 26 km de côtes àfone concentration industrielle représentant une
valeur économique de 76 à 192 millions de dollars américains qui est malgré tout
inférieure à la valeur des zones touristiques de la côte sud.
Tableau 42: Valeur des zones touristiques vulnérables par rappon aux autres types de
zones à risque (en milliollSde dollars américaillS)
EJévation du niveau marin d'ici 2100
Types de zones à risque
O,2m
O,sm
lm
2m
Zones touristiques
40-53
122-141
145-156
159-171
Autres zones
102-175
223-323
354-551
593-930
Total
142-228
345-464
499-707
752-1101
% des zones touristiQues
28-30%
35-30%
29-22%
21-6%
•
Estimation basse
o Estimation haute
Figure 1f17 : Répartition par régions de la valeur économique des terres vulnérables
(d'après Dennis et al., 1995)
Régions: l : côte nord; 2 ; Banlieue sud de Dakar (Hann à Rufisque) ;
3 : COte sud ; 4 : Delta du Sénégal et estuaires (Saloum el Casamance)
262

---

Si l'on considère les populations à risque, c'est-à-dire les personnes à déplacer en
cas d'élévation du niveau marin, on obtient des chiffres variant entre 30 000 et 310 000
personnes selon les scénarios (0,4 à 4% de la population de 1990). il faut toutefois noter
que la population de Saint-Louis de même que celle occupant les estuaires n'ont pas été
prises en considération suite à l'insuffisance des données. Par ailleurs, les pêcheurs
migrants n'ont pas été inclus dans la mesure où ils sont installés temporairement et sont
supposés se déplacer d'eux-mêmes en cas d'élévation du niveau marin. On a donc là
également des valeurs minimales. L'étude de la répartition géographique de la
population à risque montre qu'elle est surtout présente sur la côte au Sud de Rufisque
(fig. 108).
1200000
1000000
800000
<:
•
&timation basse
.8
;;;
600000
"3
o
Co
F.stimati0II haure
0
0..
400000
200000
0
1
2
3
Régions
Figure 108 : Répartition par régions des populations à risque
(d'après Dennis et al., 1995)
Régions: 1 : Côle nord; 2 : Banlieue sud de Dakar (Hann à Rufisque) ;
3 : Côce sud : 4 : Della du Sénégal et estuaires (Saloum et Casamance)
C. ESTIMATION DES COUTS DES DIFFERENTS TYPES DE REPONSE
ENVISAGES
Dans un premier temps, ont été estimés les coûts de protection du littoral pour
chacune des réponses envisagées (pas de protection, protection des zones importantes et
protection totale). Pour ce faire, la longueur des côtes à protéger, dans les deux cas où
l'on envisage une protection, a été déterminée et la solution de protection la plus
adéquate a été choisie (tableau 43).
263

---

Tableau 43 : Longueurs de côte à protéger et techniques de protection proposées dans
les cas d'une protection des zones imponantes et d'une protection totale
Type de côte à protéfer
Longueur (km)
Tvpe de protection
PROTECTION DES ZONES IMPORTANTES
Villes
34
Mur de protection de côte exposée
Zones industrielles
3
Mur de protection de côte exposée
Villes à mur de protection
exposées à l'océan
2
Réhaussement du mur
pro~gresœl'océan
5
Réhaussement du mur
Zones touristiques
22
Alimentation artificielle de plage
Port
4
Réhaussement
T~
70
PROTECTION TOTALE (murs de protection supplémentaires)
Zones à faible développement
et faible population
313
Mur de protection de côte exposée
Côtes adjacentes à des zones
humides
1680
Mur de protection de côte abritée
Total
2063
Ainsi, dans le cas de la protection des zones importantes, il faut protéger 70 kilomètres
de côtes, soit environ 14,5% du littoral ouvert à l'océan, alors qu'avec l'option
protection totale, on passe à 2063 kilomètres de côtes à protéger, en majeure partie des
côtes bordant les zones estuariennes.
Ensuite, pour chacune des deux options de protection et pour chaque type de
solution technique choisie, les coûts linéaires ont été multipliés par la longueur œ côte
à pro~ger. Le tableau 44 donne les résultats obtenus.
264

---

Tableau 44: Coûts de protection des zones importantes et de la protection totale
(en millions de dollars américains et en pourcentage du produit intérieur brut, en
considérant un investissement sur 100 ans)
Réponse
Elévation du niveau marin d'ici 2100
O,5m
lm
2m
PROTECfION DES ZONES IMPORTANTES
Alimentation artificielle
Sable
67-206
135-413
270-825
Epis
49-274
55-301
68-357
Sous-total
116-481
190-714
338-1182
Murs de protection
8-73
22-88
68-132
Swrerevationduport
21
43
86
Total
146-575
255-845
492-1401
%pm (investissement sur 100 ans) 0,04-0,14
0,06-0,21
0,12-0,34
PROTECTION TOTALE
Murs de protection supplémentaires 261-847
718-1311
2300-2869
Total
407-1422
973-2156
2792-4269
%pm (investissement sur 100 ans)
0,1-0,35
0,24-0,53
0,69-1,05
Dans le cas d'une protection des zones importantes, la majorité des coûts provient de
l'alimentation artificielle des plages à vocation touristique (75 à 85% des coûts, dans le
cas d'une élévation du niveau marin de 1 m). Avec l'option protccùon totale, les coûts
les plus importants sont dûs aux murs de protection car ils doivent être installés sur
2037 km de côtes. Les figures 109 et 110 représentant la répartition des coûts de
protection selon les secteurs géographiques montrent que, dans le cas d'une protection
des zones importantes, les coûts de protection les plus élevés concernent la côte au Sud
de Dakar, parce que c'est là que se trouvent les plages nécessitant une alimentation
artificielle bien qu'elles ne représentent qu'une longueur totale d'environ 22 km. Avec
une protection totale, les coûts de protection sont mieux répartis le long du littoral
sénégalais mais avec toujours des coûts plus importants pour la côte sud.
265

---

PROTECTION DES ZONES IMPORTANTES
•
Estimation basse
o Estimarion haute
o +--""-.l..f-J----...J..+
2
3
4
Rtgiœs
Figure 109 : Répartition par régions des coûts de protection dans le cas d'me
protection des zones importantes (d'après Dennis et al., 1995)
Régions: 1 : Côte nord; 2 : Banlieue sud de Dakar (Hann à Rufisque) ;
3 : Côte sud ; 4 : Delta du stnégal et estuaires (Saloum et Casamanœ)
PROTECTION TOTALE
•
Estimarion basse
o Estimation haute
Régions
Figure 110 : Répartition par régions des coûts de protection dans le cas d'me
protection totale (d'après Dennis et ai., 1995)
Régions: 1 : Côte nord; 2 : Banlieue sud de Dakar (Hann à RufIsque) ;
3 : CÔte sud ; 4 : Delta du Sénégal et estuaires (Saloum el Casamance)
266

---

Ont été également estimées les pertes de terrain pour les différents types de
réponse (tableau 45).
Tableau 45: Pertes de terrain (en km2) en/onction des options de réponse
Elévation
Pas de protection
Protection des zones
Protection totale
(m)
importantes
0,2
349-356
347-353
338
0,5
1947-1963
1943-1956
1919
1
6042-6073
6035-6060
5987
2
6494-6546
6480-6519
5987
.
Ce tableau met en évidence le fait que entre la protection des zones importantes et la
protection totale. la réduction de la superficie des zones vulnérables perdues est
relativement faible. Parallèlement, les coûts de protection sont multipliés par 2,5 à 5,7
quand on passe de l'option protection des zones importantes à la protection totale. On
note par ailleurs que les zones basses estuariennes et les mangroves sont perdues dans
tous les cas de protection.
D. DEGRE DE VULNERABILITE DES COTES SENEGALAISES A UNE
ACCELERATION DE L'ELEVATION DU NIVEAU MARIN
Afin d'apprécier d'une manière relativement objective la sensibilité des côtes
sénégalaises à une accélération du taux d'élévation du niveau marin, une classification
s'inspirant des critères préconisés par le "Coastal Zone Management Subgroup" de
l'LP.C.C. a été utilisée (tab.46).
Tableau 46: Classes de vulnérabilité par catégories d'impaJ::t
(d'après Bijlsma etaI., 1992, appendice D)
Categones d'Impact
Classes de vulnérablhte
Faible
Moyenne
Elevée
Critique
PoPulation à riSQue (x 1(00)
<10
10-100
100-500
>500
Zonessèchesvulnérabœs
(en % de la superficie totale)
<3%
3-10%
10-30%
>30%
Zones humides vulnérables
(en % de la superficie totale)
<3%
3-10%
10-30%
>30%
Valeur économique des zones
vulnérables (en % du P.I.B.)
<1%
1-3%
3-10%
>10%
Coûts de protection
(en % du P.I.B.)
<0,05%
0,05-0,25%
0,25-1%
>1%
267

---

Les résultats obtenus pour les deux cas de figure les plus probables - 0,5 et 1 m
d'élévation du niveau marin d'ici 2100 - (fig. 111) montrent que les zones côtières
sénégalaises sont :
- faiblement vulnérables en terme de superficie des terrains susceptibles
d'être perdus;
- moyennement vulnérables en terme de population à risque;
- très à extrêmement vulnérables si l'on considère la valeur économique
des terrains vulnérables.
a. Pour une élévation du niveau maria de 0,5 m d'ici "aa 2100
Popol.tiaa
CeiIuoolo .............
Opci... 1
Opci
2
Criliqooe
EJme
...._...._..••...••...•...••__ .... _~................•.-'"
Mo,..-
Faible
~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~. ~~~~~
b. Pour uae é1évatioa du alveau maria de 1 m d'Id l'aa 2100
a-de
wln!nbiJiIt
.-- - - - -.-.··1 -· --
Critique
_.. _-_
EJme
..••....••.........•....•.. _
_.
... __
_
_..
.
...•.
~
~-_
_- ... _-_._-_
_-_...
.
._ .
Faible
~
~ ... _.!'ZZ'ZZZ!Zil .... _
.... _
n..
.. ..
Figwe III : Degrés de vulnérabililé des côtes sénégalaises à différents impacts d'une
accélération de l'élévation du niveau marin
Option 1 : ProIection des lJQlIOI importantes ; Oplion 2 : ProIeCtiOlllOllle
Ces résultats traduisent parfaitement l'état de développement économique du Sénégal.
Les zones côtières basses ne représentent effectivement qu'une faible partie du territoire
national mais ce sont les zones les plus développées, où se concentrent la majeure partie
des activités économiques et donc la population, d'où leur grande vulnérabilité à une
accélération de l'élévation du niveau marin.
Quant à la vulnérabilité en termes de coûts de protection, elle est moyenne à
élevée, mais toujours moindre que la vulnérabilité liée à la valeur économique des
terrains. On peut donc conclure que, si les estimations de ces coûts de protection sont
correctes, il sera possible de protéger les zones côtières, au moins celles qui sont les
plus importantes pour le devenir du pays.
D'un point de vue géographique, c'est la côte située au Sud de Dakar qui est la
plus vulnérable, parce que c'est là que sont localisées la majorité des activités
touristiques de même que la plupart des villes côtières.
268

---

E. COMPARAISON AVEC D'AUTRES ESTIMATIONS
Une première étude, très générale, avait. classé le Sénégal panni les 10 premiers
pays les plus vuk~r,iL,; ,,;;\\"'>~L ,li ;;.
_ : :
,,':.!', :i.
Delft Hydraùlics, 1989). Par la suite, des estimations du degré de vulnérabilité des côtes
sénégalaises à une élévation du niveau marin de 1 m ont été faites dans le cadre d'études
globales de vulnérabilité commanditées par l"Intergovemmental Panel on Climate
Change" (I.P.c.c.). Le premier rapport a estimé les coûts de protection de toutes les
zones côtières se situant à une altitude inférieure à 100 m et présentant une densité de
population d'au moins 10 habitants au km2 (Misdorp et al., 1990, appendice D). De ce
point de vue, le Sénégal a été classé en 45ème position sur les 181 pays étudiés. Le
deuxième rapport, plus complet, s'est intéressé en plus à la superficie des terres
vulnérables, en particulier des mangroves, ainsi qu'aux populations côtières vulnérables
(Hoozemans et al., 1993). Il classe le Sénégal au 8ème rang (sur 179 pays) des pays les
plus vulnérables du point de vue de leur population côtière à risque. Le tableau 47
compare les estimations de ces rapports avec celles obtenues dans le cadre de cette
étude, dans le cas d'une protection totale.
Tableau 47: Comparaison des estimations de la vulnérabilité des côtes sénégalaises à
une élévation de 1 m du niveau marin.
(1: Misdorp et al., 1990 .. 2 . Hoozemans et al., 1993 .. 3: notre étude. protection totale)
Etudes
1
2
3
Longueur des côtes basses (km)
1345
1353
2065
Superficies vulnérables (km2)
1
7450
6042-6073
Mangroves en danger (km2)
1
3643
2149
Population à risque (x 1(00)
1
1492
112-183
Coût unitaire des protections (millions de $)
0,4-10
2,64
0,33-2,3
Coût total de protection (millions de $)
1596
3623
973-2156
Ce tableau montre des différences plus ou moins importantes selon les éléments
estimés. Cest ainsi que, alors que pour les superficies vulnérables, y compris les
mangroves, les résultats ne sont pas trop divergents, les estimations des populations à
risque sont très différentes (écart de 1 à 3,5 millions d'habitants environ), ceci ne
pouvant s'expliquer par des différences de superficie. Quant aux coûts de protection, s'il
y a une certaine coïncidence entre les estimations du premier rapport I.P.C.C. (Misdorp
et al., 1990, appendice D) et les résultats de cette étude, les estimations faites dans le
deuxième rapport (Hoozemans et al., 1993) sont nettement supérieures.
Comment expliquer ces différences? Elles doivent êtn: dues essentiellement aux
méthodologies utilisées. Pour ce qui est des superficies, dans le rapport de Hoozemans
269

---

et al., elles sont mesurées entre la ligne de rivage actuelle et un niveau d'eau maximum,
tenant compte de l'influence des tempêtes et estimé, pour le Sénégal, à 6 m d'altitude,
alors que dans notre étude, la superlicie a été calculée entre le niveau actuel de la mer et
l'altitude de lm. Ces différences de niveau de référence pour le calcul des superlicies
peuvent expliquer en grande partie les tésultatsdifférents obtenus. En ce qui concerne
l'estimation de la population à risque, alors que dans le cas du rapport de Hoozemans et
al., elle est basée sur la densité de population multipiiée par la superlicie de la zone
côtière vulnérable, dans notre étude, cette population a été estimée directement à partir
des enregistrements vidéo en affectant un taux d'occupation aux bâtiments à usage privé
présents dans la zone vulnérable. Les importantes différences observées entre les
estimations des populations à risque viennent d'une part du fait que les superlicies des
zones vulnérables ne sont pas les mêmes, mais aussi des données de densité de
population utilisées. En effet, le rapport Hoozemans et al. considère une densité de la
population côtière égale à 340 habitants par km2 . Or, les résultats du dernier
recensement de 1988 (Direction de la prévision et de la statistique, 1992) montrent que
les densités de population dans la zone côtière varient en général entre 35 et 175
habitants au km2 ; le chiffre de 2707 habitants au km2 atteint dans la presqu'île du Cap
Vert est exceptionnel. Malgré tout, il n'est pas à exclure que nos calculs de population,
basés sur un taux arbitraire d'occupation des bâtiments, soient inférieurs à la réalité.
Enfin, pour les différences concernant les coûts de protection, plusieurs explications
peuvent être avancées. Pour cela, il faut tout d'abord préciser que les 3623 millions de
dollars annoncés dans le rapport Hoozemans et al., correspondent à la protection de
1353 km de côte alors que les coûts de protection que nous avons établis (973 à 2156
millions de dollars) s'appliquent à une longueur de côte de 2063 km, c'est-à-dire un peu
moins du double. Aussi, les différences observées peuvent-elles être ramenées
principalement à des différences dans les coûts unitaires des solutions de protection
préconisées, ceux-ci étant plus importants dans les deux rapports de Misdorp et al.
(1990) et de Hoozemans et al. (1993). Ceci tient en partie aux caractéristiques
différentes des ouvrages de protection puisque là où nous préconisons des murs en
enrochements de pente 1/2 et de largeur de crête de 2 m, les rapports pré-cités
proposent des murs de pente 115 à 1/3 avec une largeur de crête de 5 m. Quoiqu'il en
soit, si l'on appliquait les coûts unitaires préconisés dans le rapport de Misdorp et al.
(1990) à nos 2063 km de côtes à protéger, les coûts de protection passeraient à 2540
millions de dollars américains, soit 40% de plus que les estimations faites.
Cette comparaison montre l'importance de la méthodologie utilisée dans les
estimations de vulnérabilité des zones côtières à une accélération de l'élévation du
niveau marin. Elle indique la nécessité, si l'on veut aller au-delà d'estimations très
grossières, d'affiner et d'harmoniser les outils méthodologiques mais aussi de réduire au
minimum les hypothèses de travail par des études sur le terrain tant du point de vue
270

---

topographique (pour la détermination des superficies vulnérables) que de la population
ou des aspects socio-économiques. De tels efforts seront l'étape ultérieure
incontournable afin de parvenir à des estimations crédibles et fiables pouvant être prises
en considérnJion par les décideurs politiques.
F. AUTRES IMPACTS POSSIBLES DE L'ACCELERATION DE L'ELEVATION DU
NIVEAU MARIN
Dans cette étude, n'a été abordée qu'une des conséquences d'une accélération de
l'élévation du niveau marin, à savoir les pertes de terres soit par érosion côtière, soit par
inondation. Mais il existe par ailleurs d'autres impacts tout aussi lourds de
conséquences surie devenir socio-économique du pays (Niang, 1990). n s'agit d'abord
des risques d'une recrudescence de l'intrusion saline tant au niveau des eaux de surface
que des aquifères. A la suite de la séchèresse sévère qui a affecté le Sénégal depuis la
fm des années 60, les débits fluviaux ont été fortement réduits, induisant une intrusion
de l'eau de mer de plus en plus loin en amont des fleuves (Olivry, 1983; Mahe, 1993).
C'est ainsi qu'avant la construction du barrage de Diama, l'eau de mer remontait dans le
fleuve Sénégal jusqu'à 230 km de l'embouchure (Kane, 1985 ; Gac et al., 1986 a et b).
Dans des fleuves à débit très faible comme le Saloum et la Casamance, l'intrusion d'eau
de mer est si importante qu'elle a transfonné leur partie aval en estuaires inverses
(Barusseau et al., 1985 et 1986) où la salinité augmente d'aval en amont En juin 1986,
le fleuve Casamance, à plus de 200 km de son embouchure, affichait des salinités de
170 pour mille (Pages et Debenay, 1987 ; Pages et al., 1987 ; Debenay et al., 1991).
C'est dans le but de contrer cette intrusion saline qu'un certain nombre d'ouvrages de
grande envergure (barrage de Diama sur le fleuve Sénégal) ou de plus petite taille
(petits barrages en terre de la région de Casamance) ont été mis en place afin de pouvoir
récupérer des terres de culture. Une élévation significative du niveau marin,
accompagnée d'une intrusion saline pourrait remettre en question un certain nombre de
ces barrages et donc les efforts de mise en valeur des terres qu'ils protègent Quant à
l'intrusion saline dans les aquifères, elle est déjà une réalité inquiétante qui fait l'objet
d'études dans le cadre d'un projet "nappes salées" concernant la côte nord. Des mesures
faites dans l'aquifère des sables infrabasaltiques de la presqu'île du Cap Vert ont déjà
révélé un taux de progression de l'intrusion saline de l'ordre de 35 m par an entre 1973
et 1987 (Gaye et al., 1989). Une aggravation de ces phénomènes d'intrusion saline
provoquera une diminution des capacités d'alimentation en eau potable de la ville de
Dakar, ceci d'autant plus que la croissance démographique et le fort taux d'urbanisation
détermineront une augmentation considérable de la demande. Enfm, il faut prévoir un
réhaussement du niveau piézométrique ce qui devrait entraîner une modification de la
superficie et de la répartition des niayes - qui sont des terres de culture où se pratique
271

---

l'essentiel de la production maraîchère. On prévoit ainsi une perte de 0,1 à 0,2 km2 de
ce type de terres (Dennis et al., 1995).
IlL DISCUSSION
L'étude présentée ici est la première étude de vulnérabilité des côtes sénégalaises
à une accélération de l'élévation du niveau marin menée à l'échelle nationale. La lecture
des résultats obtenus doit tenir compte des limites méthodologiques identifiées - qui
cenainement ne sont pas exhaustives - mais aussi du fait que d'autres impacts possibles
de ce phénomène d'accélération de l'élévation du niveau marin - notamment le
renforcement de l'intrusion saline dans les eaux de surface et les aquifères - n'ont pas
été examinés. Pour toutes ces raisons, les résultats présentés ici doivent être considérés
comme des estimations minimales des impacts d'une accélération de l'élévation du
niveau marin.
Ceci dit, un certain nombre de points saillants se dégagent de cette étude. Ainsi,
le Sénégal apparaît comme très vulnérable à une accélération de l'élévation du
niveau marin, non pas tant parce qu'il présente de vastes zones côtières basses mais
parce que, au même titre que d'autres pays sous-développés. il se caractérise par une·
très forte concentration des populations et des activités économiques dans la zone
littorale. Cest ainsi que pour une élévation du niveau marin de 1 m d'ici 2100, le pays
devrait faire face à une perte totale de ses mangroves (2149 km2), des pertes
économiques de l'ordre de 500 à 700 millions de dollars (12 à 17% du produit intérieur
brut) et un déplacement de 112 000 à 183 000 habitants, ceci pour la disparition de
terrains ne représentant que 3% de la superficie totale du pays.
Les coûts de protection sont élevés mais inférieurs à la valeur économique des
terrains qu'ils. pourraient protéger, ce qui permet de considérer la protection des côtes
comme une solution économiquement viable. Entre les deux options de protection
envisagées, l'option protection des zones importantes semble être la plus
appropriée. En effet, en cas de protection totale, seuls quelques kilomètres carrés
supplémentaires de terres (15 à 532 km2), essentiellement des terres agricoles, sont
gagnés par rapport à l'option de protection des wnes importantes. Or, ces faibles gains
de terre nécessitent un investissement 2 à 6 fois plus important qui serait difficilement
supportable dans un contexte de sous-développement chronique.
Dans le cas d'une protection des wnes importantes, la majorité des coûts (75 à
85% dans le cas d'une élévation du niveau marin de 1 m d'ici 21(0) sera due à
l'alimentation artificielle des plages touristiques. Le choix de celle solution de
protection non structurale est justifié par le fait que c'est la seule technique permettant
de maintenir une plage et cela est important puisqu'au Sénégal, le tourisme est avant
tout un tourisme balnéaire nécessitant des plages acceuillantes. Cependant, même si
272

---

cette technique est proposée, un certain nombre de problèmes restent posés et
pourraient entraîner des coûts supplémentaires. Cest ainsi que le lieu de prélèvement
des sables devant alimenter les plages devra faire l'objet de recherches. n faudra ensuite
résoudre le problè:ne de L.'cC";aisition di: matériel et de la technologie pem1';:tar,tje
réaliser ce type de protection. En effet, au Sénégal, aucune expérience de ce type n'a
encore été menée. Ce déficit technologique pourrait se traduire par une augmentation
des coûts. Enfin, il faut rappeler que cette méthode de protection non structurale a fait
l'objet d'une violente controverse aux Etats-Unis entre des universitaires qui mettaient
en doute son efficacité, suite au grand nombre d'opérations de réalimentation
nécessaires pour faire face à un départ rapide des sables déposés sur les plages et qui
entraînent une augmentation excessive des coûts (Pilkey et Clayron, 1987 ; Pilkey, 1988
et 1989 ; Dixon et Pilkey, 1989 ; Pilkey, 1990 ; Leonard et al., 1990 ; Pilkey et
Leonard, 1991) et des ingénieurs en génie côtier, en particulier ceux de l"U.S.Army
Corps of Engineers" qui défendaient le contraire (Houston, 1990 et 1991 ; Bruun,·
1990). La réalisation, postérieurement à cette polémique, de suivis de plages.alimentées
artificiellement devrait pennettre de trancher définitivement ce débat et d'améliorer les
techniques (Stauble et Kraus, 1993 ; Bodge et al., 1993). Malgré tout, une autre
inconnue concerne les réajustements à faire pour qu'une plage alimentée artificiellement
s'adapte progressivement à une élévation du niveau marin, la plupart des théories ne
prenant pas encore en compte ce facteur (Stive et al., 1991).
Par ailleurs, cette étude est limitée aussi par le fait qu'elle ne considère que l'un
des impacts identifiés du réchauffement global de l'abDOsphère d'origine anthropique,
l'accélération de l'élévation du niveau marin. Or, d'autres impacts du changement
climatique pourront avoir des conséquences importantes sur les côtes sénégalaises,
y compris sur les variations du niveau marin. Deux exemples peuvent permettre
d'illustrer ce propos.
Mangroves et variations du niveau marin
Dans cette étude. n'ont été considérés que les impacts de l'accélération de
l'élévation du niveau marin sur les mangroves, en considérant qu'à partir d'un certain
taux de remontée du niveau marin (1 cm par an), les mangroves disparaissent. Afin de
vérifier cette hypothèse, des données sur l'installation de la mangrove le long du littoral
sénégalais, au cours de l'Holocène, ont été rassemblées (fig. 112). fi existe deux grandes
périodes d'extension de la mangrove à l'Holocène (Lezine, 1987 ; Hooghiemstra, 1988).
La première, entre 9500 et 8500 B.P. (Tchadien) correspond à une phase de
stabilisation du niveau marin qui fait suite à une période de rapide remontée du niveau
marin (= lem par an). La deuxième, entre 6000 et 4500 B.P. (Nouakchottien) se situe
lors d'une période de haut niveau marin qui s'est maintenu pendant environ 1000 ans.
273

---

Ces phases de développement de la mangrove sont matérialisées par des dépôts argileux
ou des tourbes contenant des pollens de palétuviers, notamment de Rhizophora sp. Au
Tchadien sont attribuées des tourbes trouvées, d'une part dans des paléolagunes
localisées entre -30 et - 20 m de profondeur au niveau du plateau continental, tant au
Nord qu'au Sud de Dakar (Dumonet al., 1977 ; Peypouquet, 1977 ; Pinson-Mouillot,
1980; Riffault, 1980; datations comprises entre 9520 et 8150 B.P.) et d'autre part, dans
le delta du Sénégal (Monteillet, 1977 et 1988; datations comprises entre 9000 et 8450
B.P.). Au Nouakchottien, la mangrove s'est développée dans tout le delta du Sénégal,
tant au niveau de ses rives (Assemien et Michel, 1967; Assemien, 1969; Michel, 1973)
que sur les bords des chenaux deltaïques (Monteillet, 1988) ou du lac de Guiers
(Lezine, 1988), mais aussi sur les rives du lac Tanma au Nord de Dakar, entre 6400 et
4800 B.P. (Lezine et al., 1985). Postérieurement au Nouakchottien et dans un contexte
de fluctuations mineures du niveau marin autour du zéro actuel (Fame et Hebrard,
1977; Giressc et al., 1988 b ; Barusseau et al., 1989), on note, au niveau du lac Tanma
un deuxi~me épisode de développement de la mangrove entre 3600 et 2000 B.P. qui
semble correspondre à la réouverture du lac Tanma à la mer, coïncidant avec une
oscillation positive du niveau marin dans la presqu'île du Cap Vert (Dakarien). Par
ailleurs, dans les estuaires méridionaux, les premières traces d'installation de la
mangrove sont observées après la mise en place de cordons littoraux qui vont isoler des
zones lagunaires dans lesquelles va s'effectuer un comblement de l'estuaire, à partir de
2000 BP dans l'estuaire du Saloum (Ausseil-Badie et al., 1991) et à partir de 3000 B.P.
dans l'estuaire de Casamance (Kalck, 1978).
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Figure 112 : Reconstitution des variations du niveau marin dans la région du lac Tanma
depuis 10 000 B.P. avec indications des pourcentages de pollens de
de Rhizophora sp. dans les spectres polliniques (d'après Lérine et al., 1985)
274

---

A noter que Rossignol-Strick et Durer (1979), grâce à l'étude de carones
prélevées au large du Sénégal, indiquent un pic des pollens de mangrove vers 12000
B.P. qu'ils attribuent à une forte alimentation du fleuve Sénégal par des précipitations
abondantes sur les parties amont de son bassin versant. Par la suite, Medus et al. (198 i)
ont signalé, au niveau du lac Tanma, de forts pourcentages de pollens de Rhizophora
dans des sédiments d'un âge inférieur à 10640 ± 600 B.P., c'est-à~ lors d'une période
de rapide remontée du niveau marin. Cependant, pour ces deux études se pose le
problème des datations. En effet, la stratigraphie utilisée par Rossignol-Strick et Durer
est basée sur l'étude des Foraminifères et non sur des datations absolues. Quant aux
datations avancées par Medus et al., Lerine (1985) en conteste l'exactitude en
soulignant qu'elles n'ont pas été corrigées pour tenir compte des variations du taux de
C(h dans l'atmosphère.
. A ces exceptions près, il apparaît donc que les mangroves holocènes du
Sénégal ne se sont pleinement développées que lors de phases de ralentissement de la
remontée holocène du niveau marin ou lors de périodes prolongées de haut niveau
marin. Après le Nouakchottien, et dans un contexte de fluctuations mineures du niveau
marin autour du zéro actuel, le développement des mangroves, essentiellement dans les
lacs côtiers et les estuaires, semble tributaire de la réalisation d'un environnement
protégé de l'influence directe de la mer. Si donc, l'influence du taux d'élévation du
niveau marin se trouve ici confirmée, les limites à partir desquelles la mangrove
disparaît semblent être supérieures au taux proposé de 0,12 cm par an par Ellison et
Stoddart (1991). Mais, de plus, d'autres facteurs environnementaux semblent être
également détenninants. L'importance de la réalisation d'un environnement en relation
avec la mer mais protégé de son influence directe laisse supposer qu'en cas de
destruction, par recrudescence de l'érosion côtière, des cordons littoraux (flèches
littorales) bordant les estuaires actuels, la destruction des mangroves s'accélèrera. fi
serait très intéressant, dans ce cadre, de suivre l'évolution des mangroves des îles du
Saloum situées en face de la nouvelle embouchure - qui s'est ouverte en 1987 par
rupture de la Pointe de Sangomar - et qui donc ont été soumises à une brutale élévation
du niveau de l'eau et à une influence directe de la mer, afin de voir comment eHes
réagissent à ces nouvelles conditions. De plus, il faudrait envisager un recensement des
zones basses bordant intérieurement les zones de mangroves actuelles afm de pouvoir
estimer les possibilités d'une migration latérale des mangroves en cas d'élévation du
niveau marin, processus pouvant compenser en partie les pertes dues à l'ennoyage des
palétuviers.
Enfin, il ne faut pas oublier que les facteurs contrôlant le développement
des mangroves sont nombreux (pemena, 1993) et des études récentes indiquent que les
effets négatifs d'une rapide élévation du niveau marin poumùent être compensés par
une augmentation des précipitations (lntergovemmental Panel on Climate Change,
275

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1992) qui non seulement aurait pour effet de contrecarrer l'augmentation de salinité
mais aussi pourrait, par augmentation des appons fluviatiles, permettre à la mangrove
de se réhausser en colonisant plus de sédiments. Or, la plupart des modèles climatiques
globaux ne permettent pas de prévoir avec cenitude l'évolution des précipitations à
l'échelle régionale, même s'il y a une légère tendance à considérer qu'aux latitudes
tropicales, les précipitations devraient augmenter, en particulier pendant l'hivernage,
suite à un renforcement de la mousson (Mitchell et al., 1990; Kalkstein ed., 1991). Les
effets négatifs de l'accélération de l'élévation du niveau marin pourraient donc être
infléchis par une évolution positive des précipitations et les résultats présentés ici
devraient donc être nuancés.
Upwellings et changements climatiques
L'influence des upwellings côtiers sur le niveau marin a été mise en
évidence dans le premier chapitre où l'on a indiqué qu'ils étaient responsables, par le
biais des modifications de température, de la majeure panie des variations saisonnières
du niveau marin, actuellement de l'ordre de 20 cm. Cette influence des upwellings n'a
pas été considérée dans cette étude. Or, le phénomène de réchauffement de l'atmosphère
induit par le rejet des gaz à effet de serre déterminera des modifications des circulations
atmosphérique et océanique qui interviennent dans la genèse des upwellings. Les
données paléoclimatiques existantes sur la région et concernant les périodes au cours
desquelles l'atmosphère était plus chaude qu'actuellement et donc pouvant, en première
approximation, être considérées comme des équivalents paléoclimatiques du climat qui
résultera du réchauffement de l'atmosphère (Mitchell et al., 1990) montrent que lors de
ces périodes, et notamment lors du dernier optimum climatique centré vers 6000 BP,
l'upwelling côtier était affaibli, voire absent. Par contre, lors des périodes froides
(glaciaires), il était renforcé (50% plus intense selon Stein et Samthein, 19&4) (Diester-
Haass et al., 1973 ; Gardner et Hays. 1976 ; Berger et al., 1978 ; Diestar-Haass et
Schrader, 1979; Diester-Haass, 1980; Labracherie, 1980; Stein et Samthein, 1984).
Ces variations de l'intensité des upwellings sont attribuées à des modifications des
circulations atmosphérique et océanique: augmentation de la vitesse du courant des
Canaries due à une réduction de la surface occupée par les océans (Diester-Haass,
1980), intensification des alizés de Nord-Est (Samthein, 1979 ; Samthein et al., 1981 et
1982 ; Stein et Samthein, 1984 ; Mix et al., 1986 ; Hooghiemstra et al., 1987 ;
Hooghiemstra, 1988; Samthein et Tiedemann, 1988). On pourrait donc s'attendre à ce
qu'un réchauffement global de l'atmosphère conduise à une diminution de l'intensité des
upwellings et donc à des températures océaniques plus chaudes et moins variables
saisonnièrement. Ceci déterminerait une élévation du niveau marin peut-être plus
276

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imponante que prévu, sans compter les conséquences de ces modifications sur la pêche
maritime.
Cependant, les données climatiques actuelles semblent plutôt indiquer
une intensification des alizés de Nord-Est au Sénégal qui se traduit par une avancée des
dunes côtières vers l'intérieur des terres, une remobilisation ou une formation des dunes
vives (Barbey et Guitat, 1968 ; SalI, 1982). Par ailleurs, des estimations de l'indice
d'upwelling, basées sur des mesures de vent, ont mis en évidence, pour les derniers 40
ans, une légère tendance à l'intensification des upwellings présents le long des côtes de
Californie, du Portugal, du Maroc et du Pérou que l'auteur attribue à l'augmentation du
C02 atmosphérique (Bakun, 1990). Peut-être est exprimée ici la concurrence entre le
forçage astronomique qui tend à l'installation de nouvelles conditions glaciaires - et qui
expliquerait en panie le processus d'aridification de la zone sahélienne - et le forçage
introduit par l'augmentation du taux de CÛ2 atmosphérique qui tend à induire un
réchauffement global de l'atmosphère (Petit-Maire, 1991 et 1993 ; Dcbenay et al.,
1994). Ainsi, le climat futur, avec ses modifications des circulations atmosphérique et
océanique, ne sera t'il certainement ni une répétition des périodes chaudes quaternaires,
ni une prolongation des tendances climatiques actuelles. Autant dire que le degré
d'incertitude quant aux conséquences du réchauffement climatique est imponant et il
faut espérer que les nombreux programmes internationaux sur les différents éléments du
climat et leurs interactions pourront permettre de réduire ces incertitudes d'une manière
significative.
Enfin, il ne faut pas oublier que les zones littorales sénégalaises sont déjà
confrontées à un ensemble de problèmes (érosion côtière, destruction des mangroves,
salinisation des aquifères et des eaux de surface; Niang, 1990) qui seront aggravés en
cas d'accélération de l'élévation du niveau marin. Les résultats de cette étude de
vulnérabilité ont montré qu'il serait possible de protéger les zones côtières imponantes
mais, compte tenu de l'imponance des investissements requis, une telle option devra
s'inscrire dans la durée et nécessiterait une mise en oeuvre rapide. De plus, ce type de
réponse ne résoudra pas le devenir d'un grand nombre de terres agricoles, mais aussi
des mangroves. D'où la nécessité de mettre sur pied dès maintenant une politique de
gestion intégrée des zones côtières devant prendre en compte les problèmes actuels et
préparer les réponses aux impacts des changements climatiques futurs, y compris
l'accélération de l'élévation du niveau marin. Un certain nombre de propositions ont été
faites dans ce sens (Niang-Diop, 1994). Elles s'appuient sur les orientations dégagées
par les travaux du Sous-Groupe sur la Gestion des Zones Côtières qui ont fait l'objet de
nombreuses discussions lors de la "World Coast Conference" (Bijlsma et al., 1994 ;
Nicholls et Leatherman, 1995). On peut citer quelques actions que devrait prendre en
charge cette politique de gestion intégrée des zones côtières, à savoir :
277

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- le suivi de l'évolution des zones côtières tant du point de vue physique
(upwellings, niveau marin, érosion côtière, ...) qu'écologique (mangroves) ou socio-
écononùque (population, futurs développements économiques) ;
- la définition de réponses appropriées en fonction du degré de
développement des côtes, de leurs caractéristiques physiques, des particularités ethno-
culturelles des populations côtières mais aussi des contraintes financières;
- la participation à l'élaboration de projets prospectifs et novateurs devant
répondre à certaines questions incontournables telles que l'alimentation en eau potable
des populations urbaines ou le surdéveloppement des zones côtières ;
- la mise sur pied d'un plan d'aménagement des zones côtières dont
certains axes ont été déjà esquissés (Niang-Diop, 1994) ;
- l'information et la communication environnementale à l'endroIt des
populations.
CONCLUSIONS
L'étude de vulnérabilité des côtes sénégalaises à une accélération de l'élévation
du niveau marin, suite à un réchauffement global de l'atmosphère, a montré la grande
vulnérabilité du Sénégal à ce type de problème, non pas parce que les zones vulnérables
représentent de vastes superficies mais plutôt parce que la zone littorale est le lieu
privilégié - voire quasi-exclusif - du développement économique, favorisant ainsi de
fortes concentrations humaines. Le taux actuel de croissance de la population indique
que la pression démographique s'accentuera au cours des années à venir sans que l'on
puisse savoir si le taux de croissance économique suivra. Quoiqu'il en soit, et à moins
d'une inversion volontariste des tendances, les zones littorales seront de plus en plus
peuplées et donc encore plus vulnérables à une accélération de l'élévation du niveau
marin.
Aussi serait-il souhaitable d'envisager dès maintenant la nùse en place d'une
politique de gestion intégrée des zones côtières qui aurait pour buts d'approfondir les
recherches scientifiques sur les zones littorales, de résoudre les problèmes actuels et de
développer progressivement les moyens de faire face à une accélération de l'élévation
du niveau marin.
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SYNTHESE ET CONCLUSIONS
A travers l'exemple du littoral de Rufisque, les phénomènes d'érosion côtière,
très sensibles sur la Petite Côte, ont été étudiés à différentes. échelles de temps. Les
principaux résultats peuvent être synthétisés comme suit.
1. EVOLUTION HISTORIQUE DE LA LIGNE DE RIVAGE
A Rufisque, les phénomènes de recul de la ligne de rivage s'établissent à partir
de 1937, avec un taux de recul moyen, pour la période 1937-1980, de.1,30 m par an.
Ce recul n'est cependant uniforme ni dans le temps, ni dans l'espace. Ainsi, des taux de
recul importants (2,80 m par an en moyenne) ont été observés entre 1972 et 1976. De
même, le secteur de Diokoul recule moins dans l'ensemble (- 0,70 m par an) que le
secteur de Keuri Souf-Thiawlène où les taux peuvent varier entre 1,40 et 1,70 m par an.
Cette variabilité spatio-temporelle de l'évolution de la ligne de rivage indique
que des caractéristiques locales et des fluctuations à court terme se superposent aux
mécanismes globaux généralement invoqués pour expliquer les phénomènes d'érosion
côtière.
Pamli ces mécanismes généraux, l'élévation du niveau marin n'expliquerait que
moins de 20% du recul du littoral. Le fait que les baies de Hann et de Rufisque n'aient
pas encore atteint leur forme d'équilibre est un facteur favorisant la tendance à l'érosion
de ces côtes. Certains indices indirects laissent supposer que des modifications des
caractéristiques de houle se seraient produites, bien que l'absence d'enregistrements
réguliers des houles ne permette pas de confirmer cette hypothèse. Enfm, ce littoral
serait soumis à des déficits sédimentaires d'origine naturelle - en liaison avec la
sécheresse notamment - mais aussi d'origine humaine - activités de prélèvement de
sables, ouvrages perpendiculaires à la côte, etc.
2. EVOLUTION MORPHOSEDIMENTOLOGIQUE ANNUELLE
Les plages du littoral rufisquois sont des plages réflectives modales
caractérisées par la présence de morphologies particulières, telles que les croissants de
plage, le talus de déferlement, l'absence de barre prélittorale et la faible largeur de la
zone de surf.
280

---

L'étude de révolution mensuelle des caractéristiques morphosédimentologiques
de ces plages a mis en évidence des particularismes qui peuvent être attribués au fait
que l'on a affaire d'abord à des baies. c'est-à-dire des environnements protégés de
l'action des houles. mais qui. de plus, recoivent très peu de sédiments. C'est ain<;i oue .
caractérisent plutôt, encore une fois, par une forte variabilité spatio-temporelle. En
fait. le profil de plage qui, d'ailleurs. semble répondre relativement vite à toute
modification de l'environnement hydrodynamique. serait sous le contrôle de facteurs
locaux tels que des "mers du vent" locales. se superposant à l'action des houles d'origine
lointaine. Interviendraient également certaines particularités bathymétriques, telles que
les haut-fonds ou les îlets qui, en détenninant des variations longitudinales de l'énergie
de houle. expliqueraient la variabilité spatiale des évolutions des profils;
- révolution mensuelle des caractéristiques sédimentologiques des
plages. qui présente le caractère d'un véritable cycle sédimentaire, est inverse de celle
normalement observée sur les plages. On observe en effet une diminution de la
granulométrie des sédiments en période d'érosion et une tendance opposée en période
d'engraissement Différents indices ont permis de montrer que ceci était dû au fait que
les houles ne brassent pas le même stock sédimentaire mais mobilisent, à la faveur de
l'érosion, des couches sédimentaires normalement enfouies qui constituent le
soubassement des plages. Une telle situation est possible parce que les sédiments de
plage actuels constituent une couche très peu épaisse (inférieure à 1 m) qui est
facilement enlevée par les mouvements d'érosion, même si ceux-ci sont de faible
ampleur (en moyenne inférieurs à ± 0,30 m par mètre de plage et par mois).
Dans l'ensemble, les plages du littoral entre Mbao et Bargny présentent des
bilans annuels négatifs, certes de faible importance (en général inférieur à - 0.30 m
par m linéaire de plage et par an), mais qui. s'ils sont continus, peuvent expliquer la
tendance érosionnelle à long terme de ce littoral. En effet, ces pertes sédimentaires ne
sont compensées que de manière insuffisante par les apports sédimentaires, ceux-ci
pouvant provenir de la zone prélittorale ou de la dérive littorale. C'est ainsi que l'on peut
expliquer la disparition d'environ 4 à 5 mètres d'épaisseur de sable entre 1909 et 1990.
Certains secteurs presentent une érosion annuelle plus importante (Mbao, secteur entre
la centrale thermique du cap des Biches et Diokoul, Bargny). Cette intensification de
l'érosion des plages serait due à des particularités locales : divergence de la dérive
littorale, impacts des extractions de sable, etc). D'autres secteurs, par contre, ont
tendance à s'accréter (centrale thermique du cap des Biches. extrémité de Diokoul,
Mérina) également à la faveur de certaines particularités (convergence de la dérive
littorale, influence positive d'ouvrages de protection. effet protecteur de certains haut-
fonds). Ainsi donc. même les bilans annuels sont loin d'être homogènes le long du
littoral.
281

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La majorité des échanges sédimentaires s'effectue entre le bas estran et une
profondeur de 2 mètres environ. la profondeur de fermeture des profils devant se situer
entre - 2 et - 4 mètres. Il serait intéressant de préciser la nature de ces échanges mais
aussi d'examiner quels peuvent être les apports des sables de la plage sous-marine à
l'équilibre des plages.
Les processus hydrodynamiques responsables de l'évolution du littoral rufisquois
restent la grande inconnue. On a tout d'abord constaté que les phénomènes d'érosion
verticale se produisent essentiellement en saison sèche. c'est-à-dire à une période où les
houles de Nord-Ouest sont diffractées et donc peu énergétiques, et le niveau marin est
bas. alors que les mouvements d'accumulation ont lieu surtout en fin de saison sèche
quand commencent à apparaître des houles de Sud-Ouest non diffractées. donc a priori
plus énergétiques. Or. les mouvements verticaux. parfois importants. nécessitent une
énergie de houle certainement supérieure à celle amenée par les houles de Nord-OUest
diffractées. Se pose donc le problème des mécanismes par lesquels ces agents
hydrodynamiques interviennent sur la morphosédimentologie des plages. La réponse
devrait certainement être recherchée dans l'étude des transformations à la côte de ces
houles et des rapports entre houles lointaines et "mers du vent" locales.
Quant au courant de dérive littorale. il semble bien qu'il ne cin;ule pas dans un seul sens
et qu'il y a en fait plusieurs courants de dérive littorale. détenninant ainsi des zones de
convergence et de divergence. très importantes pour l'évolution morphosédimentaire
des plages. Ces conclusions sont cependant déduites uniquement de l'étude des
variations longitudinales des indices granulométriques. Compte tenu des incertitudes
pesant sur les méthodologies utilisées. il serait souhaitable d'étudier les variations
temporelles et spatiales de la dérive littorale mais aussi de quantifier les sédiments
qu'elle transporte.
3. LA VULNERABILITE DES COTES SENEGALAISES A UNE
ACCELERATION DE L'ELEVATION DU NIVEAU MARIN
Cette étude. la première de ce type menée au Sénégal. avait pour objectif de
définir dans ses grandes lignes la vulnérabilité des côtes en cas d'accélération de
l'élévation du niveau marin induite par un réchauffement global de l'atmosphère. Il
apparaît ainsi que le Sénégal est très vulnérable à un tel phénomène. non pas tant parce
qu'il présente. comme le Bangladesh ou plus près de nous la Guinée Bissau, de vastes
zones basses mais parce que les zones côtières concentrent la plupart des activités
économiques rentables et qu'elles som le lieu d'accueil d'une importante population qui
fuit les campagnes.
N'ont été considérés ici que certains aspects des impacts d'une élévation du
niveau marin. à savoir l'inondation des zones basses et la recrudescence des processus
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d'érosion côtière. La majeure panie des pertes de terres seront dues à l'inondation des
zones estuariennes. alors qu'en tenne de valeur économique, c'est l'érosion côtièl: qui
aura les effets les plus négatifs, parce qu'elle mettra en danger des zones densément
" ',.
p31ücuüerement vulnérable à une accélération de i'élévauon ciu niveau marin. Le~
études de coût pennettent de dire qu'il sera possible de protéger les zones qui présentent
un intérêt économique important mais la majeure partie des zones vulnérables,
essentiellement les zones estuariennes, seront perdues, de même que les mangroves. Or,
ces zones estuariennes ont fait ou vont faire l'objet de travaux d'aménagement afin
d'augmenter les capacités de production agricole. L'impossibilité de protéger ces terres
face à une élévation du niveau marin pose le problème de leur devenir.
Il faut enfin rappeler deux problèmes posés par ce type d'études. Tout d'abord, la
méthodologie utilisée est déterminante pour les résultats obtenus. C'est ainsi que
peuvent être obServées de profondes différences entre les études selon la méthodologie
choisie. Des efforts ont été faits par l'Intergovernmental Panel on Oimate Change afm
de proposer une méthodologie commune. Mais cet outil demande à être amélioré. De
plus, semble également entrer en ligne de compte les données de base utilisées. Celles-
ci sont souvent incomplètes, parfois peu fiables et posent la question de ia nécessité de
banques de données opérationnelles. Ensuite, d'autres impacts des changements
climatiques globaux n'ont pas été considérés dans cette étude. Certains pourraient
nuancer d'une manière significative les conclusions quelque peu pessimistes de notre
étude. C'est ainsi qu'une augmentation des précipitations pourrait inverser
complètement les données concernant l'évolution des mangroves et des zones
estuariennes d'une manière générale. Des études complémentaires sont donc
nécessaires.
QUELLES PERSPECfIVES ?
La fin d'une étude est souvent, on le souhaite en tout cas, le point de dépan
d'autres études. Ce travail n'échappe pas à cette règle. A cet égard, un certain nombre de
perspectives peuvent être ouvertes. Il faudrait notamment envisager :
1 - de reprendre l'étude de l'évolution historique de la ligne de rivage à
l'aide d'une technique plus précise (il existe des logiciels conçus à cet effet) afin de
mettre en évidence les limites de la technique que nous avons utilisée. De même, il
serait souhaitable de choisir un autre site comparable à celui de Rufisque et de faire les
mêmes études afin de cerner les causes de l'évolution à long terme du littoral de la
Petite Côte et de distinguer entre causes locales et causes globales.
2 - de faire une étude systématique des agents dynamiques intervenant
dans la zone littorale. Celle-ci ne pourra se faire que par des mesures in situ des
283

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différents paramètres dynamiques qui devront être accompagnées de mesures
rapprochées des évolutions morphologiques et sédimentologiques des plages. L'objectif
sera de comprendre le fonctionnement de ce type de littoral caractéristique de la Petite
Côte. Par ailleurs, compte tenu de la grande variabilité spatio-temporelle observée, il
faudra procéder à l'extension de ce type d'études à d'autres baies de la côte sud qui
peuvent ne pas présenter les mêmes caractères. Une modélisation du littoral de la Petite
Côte est à ce prix. Et c'est d'ailleurs la perspective la plus fondamentale à mettre en
oeuvre, faute de quoi on se contentera de disserter sur l'érosion côtière.
3 - l'étude de vulnérabilité devrait être complétée par des études plus
précises de certaines wnes particulièrement vulnérables (isthme de la presqu'île du Cap
Vert, estuaires du Saloum et de la Casamance) en essayant d'intégrer l'ensemble des
impacts des changements climatiques, l'étude d'un seul impact étant limitante et risquant
de conduire à des conclusions hermétiques. A cet égard, il devient nécessaire de
développer des modèles climatiques régionaux afin de réduire les incertitudes sur des
paramètres climatiques fondamentaux tels que les précipitations. Nul doute que de telles
études pourront aider à la définition de politiques adéquates de gestion durable des
ressources côtières.
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RESUME
L'évolution historique du littoral rufisquois montre que la tendance au recul de la
côte ne s'est manifestée qu'à partir de 1937 et que le taux moyen de recul du trait de côte
est de 1,30 m par an (période 1937-1980). Cependant, la principale caractéristique de cette
évolution est sa grande variabilité spatio-temporelle, indiquant l'influence de facteurs
locaux qui se superposent aux causes générales de l'érosion. Parmi ces causes, l'élévation
du niveau marin n'expliquerait que moins de 20%
des reculs. D'autres causes plus
déterminantes pourraient êltre des modifications des conditions de houle et une réduction
des apports sédimentaires~
L'évolution morphosédimentaire des plages à l'échelle annuelle se caractérise par
une forte influence de l'en'/ironnement particulier du HttoraI rufisquois. Les plages peuvent
être définies comme des plages réflectives modales. Mais aucun cycle saisonnier de plage
n'a pu être mis en évidence, les profils de plage étant soumis à des mouvements très
variables dans l'espace et dans le temps qui indiquent la prééminence de facteurs
dynamiques locaux. Quant aux sédiments, si on peut définir un cycle sédimentaire
saisonnier, celui-ci est surtout ,sous le contrôle des couches sédimentaires mises à jour à
la faveur des mouvements d'érosion verticale. Cette situation traduit la faible épaisseur
des sédiments de plage qui ~ont facilement enlevés, même par des mouvements verticaux
relativement faibles. Le déficit sédimentaire pourrait d'ailleurs expliquer en grande partie
l'érosion du .littoral rufisquois .P.t déterminerait une extrême vulnérabilité de la côte.
L'étude ·de vulnérab:~ite des côtes sénégalaises à une accélération de l'élévation du
niveau marin, suite au réçhauftem pt climatique, montre une grande vulnér~bilité des côtes
sénégalaises à ce phénomène. L(.' majeure partie des pertes dé "terres serait due à une
inondation des zones estuariennes' cf ",~rtainement d'une partie des mangroves. Quant
aux pertes par érosion côtièrt" btèn que beaucoup plus faibles, elles pourraient être
inacceptables tant pour les populations des villes côtières que pour. l'industrie touristique.
Ces impacts pourront être accompagnés d'une recrudescence de . l'intrusion saline, de
modifications des upwellings qui auront des effets négatifs sur le pays. Cependant,
d'autres aspects du réchauffement climatique pourraient amener à nuancer ces résultats.
SUMMARY
The erosional trend of the Rufisque coastal zone has been detected only since
1937. From this date to 1980, the mean rate of shoreline recession is 1,30 m per year. But
the main characteristics of this historicaI evolution is a great spatio-temporal variability,
indicating the influence of local dynamic factors. Among the global causes invoked to
explain shoreHne recession, seD level rise account for less than 20% of the coastal retreat.
More important causes will t,e sorne modifications in the swell parameters but also
diminutions in sediment supply.~
The specificities of the Rufisque coastal zone seem to greatly inflluence its
morphosedimentological evolutlon. The beaches are modal reflective. No seasonal beach
cycle has been observed. Beach 'ryrofiles follow a rather erratic evolution under the control
of local dynamic factors. Even if a sedimentological cycle has been defined it is controlled
by ~orrowed sediment layers wh'\\ch outcrop during periods of vertical erosion. The beach
sedIments are shallow and easJy removed by even small vertical movements. This
sediment starvation would probaUy. explain a great part of the erosional trend along this
coast.
The vulnerability assessment to greenhouse induced accelerated sea-Ievel rise
shows a great vulnerability of the Senegalese coastline. Most of the terrain losses will be
due to inundation of estuarine zones. Losses due to coastal erosion would also
considerably affect coastal populations and turism activities. Moreover, sorne other
impacts of sea level rise, like salt water intrusion would worsen the impacts of coastal
inundation and erosion. But sorne other expected consequences of global warming, could
reduce the negative impacts desc":bed here.

---

UNIVERSITE D'ANGERS
ANNEE: 1995
UFR : ENVIRONNEMENT
Numéro d'ordre: 110
THESE
POUR LE GRADE
DE DOCTEUR DE L'UNIVERSITE D'ANGERS
EN GEOLOGIE LITIORALE
PAR
Isabelle NIANG - DIOP
L'EROSION COTIERE SUR LA PETITE COTE DU SENEGAL
A PARTIR DE L'EXEMPLE DE RUFISQUE
PASSE - PRESENT - FUTUR
VOLUME 2 : ANNEXES
Soutenue le 28 Mars 1995
devant la Commission d'Examen
MT LOUAIL Jacques
Professeur
Président
MT DEBENAY Jean-Pierre
Professeur
Directeur de thèse
MT LONG Bernard
Professeur
Directeur de thèse
MT GROVEL Alain
Professeur
Rapporteur
MT CASTAING Patrice
Professeur
Rapporteur
MT DIA Oussaynou
Professeur
Examinateur
MT FAURE Hugues
Professeur
Examinateur

---

VOLUME II : ANNEXES
TABLE DES MATIERES
.................................................................................... Pages
ANNEXE A : DOCUMENTS CARTOGRAPHIQUES ET
PHOTOGRAPHIQUES UTILISES
3
ANNEXE B : APPLICATION DE LA LOI DE BRUUN
7
ANNEXE C : DETERMINATION DE LA FORME
D'EQUILIBRE DES PLAGES LIMITEES
PAR DES CAPS
Il
ANNEXE D : DONNEES GRANULOMETRIQUES
15
ANNEXE E : RESULTATS MORPHOLOGIQUES ET
SEDIMENTOLOGIQUES DE LA PREMIERE
PERIODE D'ETUDE (JUILLET 87 A
JUILLET 88)
37
ANNEXE F : RESULTATS MORPHOLOGIQUES ET
SEDIME"'TOLOGIQUES DE LA DEUXIEME
PERIODE D'ETUDE (OCTOBRE 89 A
AOUT 90)
101
2

---

3

---

DOCUMENTS CARTOGRAPHIQUES ET
PHOTOGRAPHIQUES UTILISES
I. DOCUMENTS CARTOGRAPHIQUES
Ces documents sont de deux types : les cartes marines du Service
Hydrographique et Océanographique de la Marine (S.H.O.M.) de France et les cartes
topographiques produites par le Service Géographique de l'Afrique Occidentale
Française, puis par l'Institut Géographique National (I.G.N., France) et qui sont
disponibles au Service Géographique National du Sénégal. Une autre carte topographique
provient des Archives Nationales du Sénégal.
A. CARTES MARINES
Il s'agit de :
- La carte n03592 du S.H.M., intitulée "Côte occidentale d'Afrique. Carte
particulière de la baie de Gorée" au 1/39900 avec encart "Mouillage de Rufisque" au
1/20000. Edition de 1929.
La carte bathymétrique a été levée pour la première fois en 1875-1876 par Besson,
lieutenant de vaisseau à bord de la "Vénus" et a été éditée en 1877. D'autres levés
bathymétriques ont été réalisés en 1883-1884 par la "Résolue" et 1"'Oriflamme" (zone du
banc de la Résolue essentiellement) puis en 1915 par Lebail dans la rade de Dakar et ont
fait l'objet d'une nouvelle édition en Juin 1915. L'édition de 1929 a bénéficié de
corrections topographiques d'après des photographies aériennes prises en 1928 par
l'escadrille de l'aviation maritime française.
- La carte n05842 du S.H.O.M., intitulée "Côte ouest d'Afrique- Sénégal.
Rade de Rufisque" au 1120 000. Edition de 1937. Cette carte a été levée en 1935 par
Bonnin sur le '·Séminole". On a également utilisé l'édition de 1946.
B. CARTES TOPOGRAPHIQUES
Ont été utilisées les cartes suivantes:
- "Extrait du plan de Rufisque" au 1/10 000 dressé par le commis
conducteur Papot, Avril 1917. Dossier P317 des Archives Nationales.
4

---

- "Carte topographique de Rufisque au 1/20000". Editée en 1941 par le
Service Géographique de l'A.O.F.
Pour cette première édition, les levés topographiques ont été effectués en 1931-1932 pour
les secteurs Diokoul et Mérina-Thiawlène et en 1938 pour le secteur Keuri Souf-Keuri
Kao.
. Nous avons également utilisé la troisième édition de février 1968 réalisée par l'Institut
Géographique National. Cette édition a utilisé des levés aériens qui ont été corrigés sur le
terrain de 1964 à 1966.
II. DOCUMENTS PHOTOGRAPHIQUES
Les missions aériennes suivantes ont été utilisées:
Pour Rufisque:
- Mosaïque du 16 mai 1959 au 1/5000;
- Mission 68-69 AO 816-150 du 1 novembre 1968 au 1/15000;
- Mission 72- SEN 057-100 de 1972 au 1/10 000 ;
- Mission 76- SEN 26-150 du 22 novembre 1976 réduite au
1/20000;
- Mission SEN 66-200 du 18 février 1980 agrandie au 1/5000;
- Mission B.c.G. du 6 juillet 1989 au 1/6000.
Pour Cambérène :
- Mission 68-69 AO 816-150 du 27 octobre 1968 au 1/15000;
- Mission Airmaps 001-60 de 1973 au 1/6 000 ;
- Mission SEN 66-200 du 18 février 1980 agrandie au 1/5000.
Pour Saint-Louis:
- Mission 1954 A.0.087 de 1954 au 1/50000;
- Mission 75- SEN 21/150 du 13 septembre 1975 au 1/15000;
- Mission JK 89 de 1989 au 1/60 000, agrandie au 1/30 000.
PourJoal:
- Mosaïque du 9 mars 1960 à l'échelle 1/6000;
- Mission 72- SEN 051100 de 1972 au 1/10 000 ;
- Mission 78- SEN 47/60 de 1978 au 1/6 000 ;
- Mission JK 89 de 1989 au 1/60 000, agrandie au 1/30 000.
Le tableau A-l contient les mesures de distances utilisées pour établir la carte
d'évolution du littoral rufisquois entre 1917 et 1980 (fig.38).
5

---

Tableau A-1 : EvalU/ion du littoral de RufiSque entre 1917 et 1980
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---

7

---

APPLICATION DE"LA LOI DE BRUUN
Pour déterminer le recul de la ligne de rivage à Rufisque dû à l'élévation du
niveau marin pour la période 1959-1980, la formule simple de Bruun a été utilisée parce
que les corrections introduites dans la formule de Hands (1983) ne sont pas nécessaires,
ceci pour deux raisons:
1. le matériel susceptible d'être érodé est du sable, donc FA est égal à 1 ;
2. le secteur côtier est ouvert et donc la quantité de sable pouvant être
tnmsportée par la dérive littorale ne fait que transiter le long du secteur côtier considéré.
On a donc utilisé la formule (1)
R =
L
s
(1)
(B + d)
Cette formule a été appliquée pour 9 profils sensés représenter toutes les zones du
littoral rufisquois, à savoir: le cimetière musulman de Diokoul, la partie centrale de
Diokoul, le cimetière chrétien de Diokoul, le fond de la baie de Rufisque, Keuri Souf,
Keuri Kao, Mérina, Thiawlène et Bata.
Détermination des paramètres
- s , l'élévation du niveau marin a été déterminée en utilisant le taux
d'élévation du niveau marin déduit des données du marégraphe de Dakar, à savoir 1,4
mm par an, ce qui donne, pour la période 1959-1980, une élévation de 29,4 mm, soit
0,0294m;
- B, l'altitude du cordon littoral a été estimée à environ + 3 mètres à partir
des mesures de profils de plage et des levés topographiques réalisés lors de la
construction des ouvrages de protection ;
- d, la profondeur de fermeture, a été déterminée en utilisant les formules
de Hallermeier (1981) et de Bruun et Schwartz (1985).
* Les formules de Hallermeier donnent une profondeur minimum
dl et une profondeur maximum di avec :
(2)
-'-
-
g
0.5
dl = (Us - 0,30) T s (5000 D)
(3)
8

---

H s est la hauteur significative moyenne de houle ; cr l'écart-type de la hauteur
significative de houle; t s la période significative moyenne de houle ; D le diamètre
moyen des sédiments à Une profondeur égale à 1,5 dl et g l'accélération de la pesanteur.
Les données de houle sont celles mesurées in situ, par 13 m de profondeur, au large de
Bargny entre mai et octobre 1981, par la SOGREAH Ingénieurs Conseils (1981a). Ces
données ont nécessité quelques transformations dans la mesure où le houlographe donnait
la hauteur maximum Hl et la période moyenne Tm. Les équations de correspondance
préconisées par le "Shore Protection Manual" (U.S.Army Corps of Engineers, 1984) ont
été utilisées;
Hs = 0,599 H1
(4)
T s = 0,95 Tm
(5)
Ces formules ont été appliquées à toutes les valeurs de hauteurs maxima (732
observations) et de période moyenne (718 observations) disponibles, ce qui a permis
d'obtenir la hauteur et la période significatives moyennes ainsi que l'écart-type pour les
hauteurs.
H s = 0,43 ID
cr = 0,19
T s = 7,08 s
Ensuite, a été calculée la profondeur minimum;
1
dl:: 2,95 ID
1
Pour le calcul de la profondeur maximum di, il fallait déterminer D. Pour cela, on a
considéré les résultats concernant la sédimentologie de la plage sous-marine de Rufisque.
La profondeur 1,5 dl étant de 4,4 m, il a été procédé à la détermination de la moyenne des
diamètres moyens des sédiments prélevés par 4 m de profondeur dans la zone de
Rufisque (34 échantillons) et on a obtenu D = 86 ~m, soit 86. 10-6 m, ce qui a permis de
~éterminer la profondeur maximum.
dl =12,62 ID
* La formule de Bruun et Schwartz est basée sur la hauteur
maximale de la houle cinquantennaIe Hmax 50 :
9

---

h~ = 2 Hmax 50
On a encore une fois utilisé les données du rapport de SOGREAH Ingénieurs Conseils
(198Ia) qui indique que la houle cinquantennale a une hauteur de 4,60 m, ce qui donne:
h. = 9,2 m
- L est la largeur du profil actif qui est compris entre la base du cordon
littoral et la profondeur de fermeture du profil. Pour la largeur de la plage aérienne, les
données de terrain ont été utilisées, ce qui a permis de définir les largeurs suivantes:
Diokoul, 20 m ; cimetière chrétien de Diokoul, 15 m ; fond de la baie à Keuri Kao, 20 m ;
Mérina, 25 m ; Thiawlène, 24 m ; Bata, 23 m. Pour la largeur de la plage sous-marine, la
carte du Service Hydrographique et Océanographique de la Marine nO 5842 ( "Rade de
Rufisque" au 1120 000, édition 1946) a été utilisée. Pour chaque profù sélectionné, la
distance de la côte à la profondeur de fermeture choisie a été mesurée, Dans la mesure où
les cartes marines ont leur zéro (zéro hydrographique) situé à - 0,98 m par rapport au zéro
de l'Institut Géographique National (zéro I.G.N.) des cartes topographiques, il a fallu
soustraire 0,98 m à la profondeur de fermeture cherchée. Les largeurs ont été mesurées
pour les trois profondeurs de fermeture déterminées auparavant.
Il a été ainsi possible de calculer, pour les 9 secteurs choisis, le recul de la ligne
de rivage dû à l'élévation du niveau marin (cf. tab 18).
10

---

11

---

DETERMINATIüN DE LA FORME
D'EQUILIBRE DES PLAGES
LIMITEES PAR DES CAPS
C'est la démarche préconisée par Hsu et al. (1989 b) et Silvester et Hsu (1993)
qui a été suivie. Pour la baie de Hann, on a utilisé la carte S.H.O.M. n05852 "Baie de
Gorée", édition 1946 au 1/50000 et pour la baie de Rufisque, la carte topographique
I.G.N. de la presqu'île du Cap Vert au 1/20000, feuille de Rufi&que, édition 1968. Pour
chacune des deux baies, les étapes suivantes ont été suivies:
1. On considère que les crêtes des houles dominantes sont parallèles à la
portion rectiligne de chaque baie. En effet, même si une baie n'est pas complètement
stable, l'orientation de la portion rectiligne est atteinte avant que la baie ne parvienne à sa
forme d'équilibre (Silvester et Hsu,1993). Pour la baie de Hann, cette orientation est
N291 ° ; pour la baie de Rufisque, deux orientations ont été considérées : la première,
N288°, est présente entre Keuri Souf et Keuri Kao ; la deuxième, N295°, s'observe entre
Keuri Kao et Bata. On trace selon cette orientation une droite représentant une crête de
houle que l'on fait passer par le point de diffraction qui peut être un cap ou un haut-fond
situé en avant. Ce point de diffraction est le premier point qui intercepte la ligne
représentant la crête de houle (Silvester et Hsu. 1993) ;
2. Il faut ensuite tracer le segment reliant le point de diffraction à
l'extrémité rectiligne de la plage. Déterminer cene extrémité est facile dans le cas d'une
baie limitée par deux caps (cas de la baie de Hann), mais pose problème dans un cas
comme celui de la baie de Rufisque où la limite du segment rectiligne oscille entre la fm
de Keuri Kao et Mérina Pouyène. Aussi, pour cene baie de Rufisque, ces deux limites
ont été considérées. Hsu et al. (1989 b) préconisent que les profondeurs entre ce segment
et la côte soient assez uniformes. Si cela est vérifié pour la baie de Rufisque où les
profondeurs sont inférieures à 3 mètres, pour la baie de Hann, par contre, on note la
présence de nombreux haut-fonds, le plus important étant le banc de la Résolue, qui
déterminent de fortes variations de profondeur (0 à 14 m). Le segment entre le point de
diffraction et l'extrémité de la baie, appelé ligne de contrôle, est mesuré: c'est Ro. On
détermine ensuite ~. Puis on utilise l'abaque de la figure 41 c pour connaître la valeur de
RIRo pour différentes valeurs de l'angle 6 ;
3. A partir du point de diffraction, on construit les rayons R pour les
différentes valeurs de 6. On s'est arrêté ici à 150° puisque la partie circulaire n'est pas
.
réalisée: dans la baie de Rann, parce que c'est une zone qui a été aménagée en port de
12

---

Résultats:
1. Pour la baie de Hann, on a considéré que les houles dominantes étaient
parallèles à la portion rectiligne de la baie entre Mbao et le cap de Diokoul, c'est-à-dire
N291 ° et deux lieux de diffraction ont été envisagés: la pOinte de Bel Air et l'extrémité de
la digue de Bel Air.
- Diffraction sur la pointe de Bel Air (fig.42 a)
Ro = 17,6 cm
a=4,3 cm
alRo = 0,24
e
F
45"
fJY
75"
'X'f
120"
lSOO
RIRa
0,79
0,56
0,45
0,39
0,33
0,27
0,22
R (cm)
13,9
9,90
7,90
6,86
5,80
4,80
3,90
- Diffraction sur la digue de Bel Air (fig.42b)
Ra = 17,5 cm
a=4cm
afRo = 0,23
e
F
45"
fJY
75"
'X'f
120"
lSOO
RIRa
0,77
0,54
0,43
0,35
0,31
0,24
0,21
R(cm)
13,5
9,45
7,53
6,30
5,43
4,20
3,68
2. Pour la baie de Rufisque, on a considéré deux possibilités pour la
direction des houles dominantes: soit une houle parallèle au secteur rectiligne entre Keuri
Souf et Mérina, c'est-à-dire N198° ; soit une houle parallèle au secteur rectiligne entre
Mérina et Bata, c'est-à-dire N205°. Pour chacun de ces deux cas, deux possibilités ont été
envisagées quant à la limite du secteur rectiligne: l'extrémité de Keuri Kao ou celle de
Mérina Pouyène. En effet, il est difficile de situer avec précision cette position et il est
préférable de considérer deux valeurs extrêmes. Le point de diffraction est constitué par le
cap de Diokoul.
13

---

a. Houles dominantes de direction N198° (tig.43 a)
- extrémité du secteur rectiligne à latin de Keuri Kao
Ro = 6,6 cm
a = 1,65 cm
alRo =0,25
e
3(J'
45"
(iJ'
75u
WU
120"
150"
RIRo
0,60
0,44
0,35
0,27
0,30
0,21
0,17
R(cm)
3,96
2,90
2,31
1,98
l,55
1,39
1,12
- extrémité du secteur rectiligne à la fin de Mérina Pouyène
Ra = 9,1 cm
a = 1,75 cm
afRo =0,19
e
~
45"
fff
75"
W'
120"
150"
RIRo
0,47
.0,34
0,27
0,23
0,19
0,16
0,14
R(cm)
4,28
3,09
2,46
2,09
1,73
l,50
1,27
b. Houles dominantes de direction N205° (tig.43 b)
- extrémité du secteur rectiligne à la fin de Keuri Kao
Ra = 6,6 cm
P=25°
a=I,6cm
afRo = 0,24
e
F
45"
fff
75"
W'
120"
150"
RIRo
0,85
0,61
0,49
0,41
0,35
0,29
0,24
R(cm)
5,60
4,00
3,20
2,71
2,30
1,90
1,60
- extrémité du secteur rectiligne à la tin de Mérina Pouyène
Ra = 9,1 cm
a = 1,8 cm
alRo = 0,20
e
3(J'
45"
fff
75u
WU
IWO
150"
RIRo
0,67
0,49
0,38
0,33
0,28
0,23
0,19
R(cm)
6,10
4,46
3,50
3,00
2,55
2,10
1,73
On constate donc que les fonnes d'équilibre obtenues varient peu selon le point
choisi pour représenter l'extrémité du secteur rectiligne, ce qui est confonne à ce qu'ont
observé Silvester et Hsu (1993).
14

---

15

---

DONNEES GRANULOMETRIQUES
Ech : Echantillon (position sur la plage par rapport au repère, en m)
Un.Morpho. : Unité morphologique
HP : hante plage(; HE : haut estran; ME : mi estran ;
BE : bas estran ; Def: déferlement
Croissants de plage
TC : tête de croissant; FC : flanc de croissant;
CC : creux de croissant
Mode(s) : en micromètres
Mz : Moyenne en micromètres
Sigma: indice de classement
SK : skewness
K: kurtosis
M.T. : mode de transport
R : roulement; S: saltation; sa : suspension graduée;
SU : suspension unifonne
16

---

Pl • CAP DES BICHES· 87188
Ech
Un. Mor.
%CaC03 1
Mode(s)
~~M.:.:z~.L.....:S~lga.:m::.:a=- _......:!;SK~....L.----:K~_[M;I]
Jul87
-
..
501
HP
8.16
200
237
1·
0,41
0,06
1
sa
10
HEffC)
10,26
250
250
0,44
0,08
0,98
sa
20
BE
12,01
160
.
209
0,47
-0,12
0,98
sa
30
BE
50,81
160
179
0,51
-0,24
1,31
S
Sep 81
-
lm
HP
11,67
200
230
0,44
0,04
0,95
sa
5
HE
8
160
199
0,36
-0,01
0,98
sa
10
HE
7,33
200
212
0,38
0,07
0.93
sa
15
BE
1133
125
173
05
-015
0.9
sa
20
BE
14,67
160
196
0,59
-0.06
0,86
sa
25
BE
16,67
125
ln
0,57
-0,36
1,01
sa
30
BE
15,33
125
168
057
-0,33
1,06
sa
35
BE
26
125+315
191
0,71
-0,34
0,84
S
Nov-81
lm
HP
1133
200
233
0.43
O,OS
0.96
sa
5
HE
12
200
212
0,45
.{l.03
0,93
sa
10
HEITC)
11.67
160
196
0,46
-0.17
0,93
sa
15
HE
13,33
160
191
052
.{l,19
0,94
sa
20
BE
13,67
125
147
0,33
-0,14
1,35
SG
25
BE
13
125
140
0,29
-0,01
1,27
su
30
BE
11
125
146
0.31
-0,04
1,28
su
35
BE
38,67
125
163
0,45
-0,29
1,24
SG
Jan-88
lm
HP
13,33
200
225
0,45
"0.03
0,91
SG
5
HP
13,33
160
210
0,46
-0,14
0,94
sa
10
HP
8,61
160
179
0,35
-0,1
1,02
SG
15
HE
11,67
125
174
0,44
-0,23
1,06
sa
20
HE
10,67
125
162
0,4
-0.28
1,2
SG
25
BE
13,33
125
145
0,28
.{l.1
1,54
su
30
BE
1567
125
131
026
0.27
1,4
su
35
BE
19,67
125+315
145
0,47
.{l,32
2,04
SG
Mar-88
lm
HP
12,33
200
227
0.45
.{l,Ol
0,92
sa
5
HP
11
250
229
046
O,fIl
0.92
SG
10
HE<Fc)
13
160
203
0,5
.{l.17
093
sa
15
HE
11,33
160
209
0,41
.{l.14
0,93
SG
20
BE
12
160
116
0,44
.{l,23
1,21
sa
25
BE
12
125
151
0,34
.{l,lB
1,25
SG
30
BE
12.61
125
142
O.,"
001
1.4
su
MaI-88
lm
HP
13,33
200
229
0,45
0,01
1,01
SG
5
HP
10,61
200
202
0,44
-0,08
1,04
SG
10
HElCC)
12,61
160
119
0,38
-0,06
1,03
sa
15
HE
10
160
116
0,39
-0,13
1,06
SG
.
20
HE
10
200
113
0,39
.{l,12
1,16
SG
25
BE
11,33
125
156
0,33
.{l,11
1,15
SG
30
BE
12
125
154
0,28
-0,08
1,03
SU
35
BE
12
125
151
0,32
-0,09
1,13
SG
Jui-88
-c-
lm
HE
8,1
200
229
0,44
-0,03
0,99
SG
5
HE
8,1
200
235
0,47
0,02
0,93
SG
10
HElCC)
8
200
218
0,46
-0,01
0,94
SG
15
HE
9,3
200
225
0,45
0,01
1,02
SG
20
BE
12
200
229
052
-0,03
0,86
SG
25
BE
11
200
205
0,5
-0,03
1,02
SG
30
BE
11,3
200
221
0,49
.{l,OI
0,93
SG
17

---

Pl· CENTRALE THERMIQUE DU CAP DES BICHES· 87/88
Ech
[Un. Mor. 1 %CaC03 1
Mode(s)
Mz
Sigma
SK
Jul87
.
5m
HP
27.œ
200
225
0,46
.{J,04
1
SO
15
HP
22.49
200
225
046
.{J06
1 01
SO
20
HE
1978
200
229
045
.{J 05
0.95
SO
25
HE
21,8
200
222
0,45
.{J,œ
0,98
sa
Seep-87
.
5m
HP
24,33·
250
224
0,45
0,06
0,92
SO
10
HE
10,67
. 250+160
193
0,52
0,05
0,8
sa
15
HE
16
200
221
0,38
.{J,04
1
SO
20
BE
12
160
186
0,36
.{J,05
1.06
SO
25
BE
15,33
160
183
0,43
0.01
1,03
SO
30
BE
20
160
193
0,48
.{J,02
1.14
SO
35
BE
24
160+250 .
202
0.51
.{J 01
094
SO
Nov-87
5m
HP
10,67
125
166
0.5
.{J,08
0,96
SO
10
HP
12.67
160
203
0,38
.{J,09
0,98
SO
15
HPere)
14
160
207
0,38
.{J,œ
1.05
SG
20
HE
1433
160
206
039
.{J,I
1.06
SG
25
HE
17,33
160
188
0.42
.{JI
1.06
SG
30
BE
20,33
160
168
0.43
.{J.06
1.18
SG
35
BE
39,33
125+315
168
0.57
.{J,16
1,25
sa
Jan-88
5m
HP
1733
160
176
0,48
.{J,03
1
SG
10
HP
20
160
198
0,47
.{J,02
103
SG
15
HP
14,33
160
190
0,37
.{J,07
1,07
SG
20
HE(FC)
12.67
160
179
0,34
.{J,OS
1.16
SO
25
HE
21,33
160
ln
0,41
.{J,05
1.16
SG
30
HE
15,33
160
174
0,41
.{J,OI
1,22
SG
35
HE
1533
160
176
0,41
.{J,05
121
SG
40
BE
15,33
160
167
0,39
0,04
1,12
sa
45
BE
17,33
160
179 .
0,45
0,04
1.08
50
Mar-88
Sm
HP
14
160
191
0.51
004
1,04
SG
10
HP
1367
160
190
042
003
1.13
SG
15
HP
15,67
160
191
0,36
.{J.I
1.14
SG
20
HP
19,33
160
206
0.4
.{l,15
1.08
SG
25
HE
15
160
173
0,36
.{l.02
1,17
SG
30
HElCC)
16
125
159
0,35
.{l,05
1.08
SG
35
HE(CC)
17,33
125
146
0.42
.{J.OI
I.œ
SG
4S
BE
16
160
160
0,48
0.23
\\,08
SG
50
BE
24,67
160
ln
0,55
-0.03
Il
SG
MaJ-88
5m
HP
16
200
196
0,52
0.13
1.05
SG
10
HP
20
160
187
0,46
0,04
1.16
SG
IS
HP
18,67
160
198
0,39
-0,1
1,13
SO
20
HP
14
160
186
0,36
.{J,07
1,07
SG
25
HElCC)
12,67
160
179
0,34
.{J,05
1,02
SG
30
HE
13,33
160
179
0,32
-0,02
1,02
SG
35
HE
15,33
160
163
0,34
0
1,06
SG
40
BE
16
125
154
0,34
-0,05
1,07
SG
45
BE
14
125
163
0,35
.{J,05
1,05
SO
Jul-88
lm
HP
11,3
160
181
0,53
.{J,02
\\,26
SG
5
HP (CC)
19,3
200
213
0,4
0,02
1,23
SG
JO
HE
12.7
200
188
0,45
0.14
1,17
SG
15
HE
113
160
171
0,5
0,07
1,05
SG
20
HE
13,3
160
192
0,33
-0.07
1.08
SG
25
HE
12
160
178
0,29
0,01
1,29
SG
30
BE
127
160
184
0,33
.{l02
1,03
sa
35
BE
14,7
160
196
0,33
.{l,06
I1J7
sa
40
BE
32,7
160
207
0,49
.{J,l7
l,II
sa
18

---

P3 - SECTEUR CENTRALE THERMIQUE-OIOKOUL - 87/88
,--_E::.C:,:;h:....-_1
Un. Mor.
1 %CaC03 1
Mode
Mz
Sigma
SK
K
I~
lul-87
5m
HP
20.67
160
213
0.4
-0.09
1.07
SG
10
HP
25
160
222
0,41
-0.09
0.95
SG
15
HPITe)
14.8
200
216
0.38
-0.09
1.03
SG
20
HE
14,8
160
191
0,38
-0.06
1,1
SG
25
BE
1867
160
182
0,42
-0.1
1.13
SG
S
-87
ep·
lm
HP
16,33
200
205
0,42
0,04
1,08
SG
5
HE
11,33
160
191
0,48
0.01
0.92
SG
10
HE
13,33
200
222
0,39
-0,01
0,93
SG
15
HE
16
160
205
041
-0.11
1
SG
20
BE
13,33
160
114
.0.39
0.02
1,12
SG
25
BE
12,67
160
171
0,4
0.12
0.98
SG
Nov 87
-
lm
HP
21,33
200
203
0,6
-0.01
0.86
SG
5
HE
12,67
160
184
0,46
0,02
1.02
SG
10
HE (CC)
12.33
160
178
0,38
0
1,1
SG
20
HE
18,67
160
188
0,46
-0,09
1.09
SG
25
BE
14.67
125
147
0.34
0,04
1,07
SG/SU
30
BE
17,33
125
135
0,33
0.1
1.19
SU
lan-88
5m
HP
22
160
190
0.48
0
1,06 .
SG
10
HP
16,67
160
192
0,38
-0,08
1.11
SG
15
HE CCC)
12.67
160
183
0,35
-0.11
124
SG
20
HE
12,33
160
171
0,35
0,06
1,15
SG
25
HE
10.67
160
173
0,38
001
125
SG
30
HE
15.67
160
162
0,37
0.02
1,17
SG
35
BE
24
125
125
0;1.7
0;1.4
0,93
SU
Mal-llS
5m
HP
24
160
198
0,44
-0,06
1.11
SG
10
HE (CC)
13,33
160
183
0,33
-O,Q1
1.13
SG
15
HE
13,33
160
186
0,34
-0,06
1.11
SG
20
HE
14.67
160
179
0,37
-0.04
1,09
SG
25
BE
12,33
160
167
0,31
0,11
1,13
SG
30
BE
13
160
166
0.3
0.14
1,14
SG
35
BE
13,33
160
160
0,28
0,15
1,05
SG
lui 88
-
2m
HP
37,3
200
232
0,47
-0.08
1.11
S
5
HE
9,3
160
181
0,46
-0.03
0,98
SG
10
HE
13,3
200
207
0,46
0,01
1.04
SG
15
HE
14.7
200
216
0.39
0
1.09
SG
20
BE
14,7
160
187
0,36
-0,05
1,05
SG
25
BE
16
160
188
0.35
-0.09
1,11
SG
30
BE
17,3
160
184
0,35
-0,08
1.16
SG
35
BE
26
200
200
0.37
-0.04
1,13
SG
19

---

P4 - SECTEUR CENTRALE THERMIQUE-DIOKOUL - 87/88
Ech
1 Un. Mor.
1 %CsC03 Ic...,..-,M=od:::e:""-...L..--:.:M.:.:z,-- ----::;S""ig""m;;:;s....L..---'=S""K=___
K
(MLJ
Jul87
-
Sm
HE
23,2
200
21J
0.47
~.02
0.96
SO
10
HE(CC)
12
160
167
0,31
O.OS
1,12
SO
15
BE
1867
160
186
0,39
~,1
1.12
SO
seo-87
lm
HP
2733
200
238
0,51
0.01
0,88
SO
5
HE
11,33
160
199
0,33
-0,08
1
SO
10
HE
11,33
160
198
0,33
-0,07
1
SO
15
HE
11,33
200
202
0,32
0.13
1,05
sa
20
HE
14
160
172
0,39
0,02
1,12
SO
25
BE
1667
160
177
0.46 .
0,01
1,04
SO
30
BE
18.67
160
187
0,5
0.02
1
SO
35
BE
19,33
i60
173
0,56
0.09
1.05
SO
Nov-87
lm
HP
18
200
22.)
0.41
~.03
0.98
so
5
HE
13 67
160
192
037
-C06
106
SG
10
HE
15
160
173
0,43
~.09
1.16
SO
15
HE
14,67
160
165
0,36
0.01
1,1
SG
20
BE
1433
125
153
0,36
~,O9
1,14
SO
25
BE
16
125
141
0,37
D,OS
1,12
SU
30
BE
18
125
137
0,28
O.OS
1,24
SU
Jan-88
5m
HP
19,33
200
219
0,43
~.07
0.99
SO
10
HE (CC)
17,33
160
165
0,35
0.04
1,15
SO
15
HE
24,67
160
172
0,39
0,02
1,24
SO
20
HE
17
160
165
0,39
~.03
1.17
SO
25
BE
16.67
125
142
0,38
0.01
1,31
SO
30
BE
19,33
125
136
0,37
0,07
1,11
SU
35
BE
21,33
125
137
0,38
~,02
1,31
SG
Mar-88
lm
HP
2267
200
212
0.46
~.03
1
SG
5
HE
14,67
160
192
0,43
~,O4
1,12
SG
10
HE
17
160
187
0,43
~,O4
1,19
SG
15
HE
19,33
160
186
0,45
~.06
1,19
SG
20
HE
16,67
160
173
0,43
~,11
1,17
SG
25
BE
18,67
125
138
041
OOS
132
SG
30
BE
17,33
125
112
0,35
0.19
0,95
SU
35
BE
18.67
80
102
0,33
~,11
0,95
SU
Mal-88
3m
HP
44
160
218
1.08
~,48
3,51
5
HE
25,33
160
171
0,45
~.03
1,2
SO
10
HElCC)
15,33
160
183
0,35
~.07
1,1
SO
15
HE
12.67
160
170
0.29
0,1
1.21
SO
20
HE
15,33
160
165
0,3
0,13
1,14
SO
25
BE
16
125
152
0,28
0.06
0.97
SU
30
BE
15
125
154
0,28
~.03
1,03
SU
35
BE
20,67
125
156
0.3
~,1
1.11
SO
Jui-SR
lm
HP
27,3
200
222
0,44
0,03
1,06
SO
5
HE
13,3
200
221
0,34
0.07
1,11
SO
10
HE
14
160
193
0,34
~.03
1,07
SO
15
HE
13,3
200
198
0,38
0,1
1.09
SO
20
BE
14
160
176
0,34
0,08
1.26
SO
25
BE
16
,
160
178
0,33
~,03
0,99
SG
30
BE
28,3
200
198
0,38
~.04
1,11
SG
20

---

P5 - CIMETIEREMTJSULMAN DE DlOKOUL - 87/88
Mz
[ Sigma
L......,....,::E;:.=ch'--.....L.._U;:;;R;.:.:•.:,:M,:oo::,;r.:....1 %CaC03 1
Mode
1
SK
-
Jul87
5m
HP
15,33
125
156
0,31
-0,04
1,06
SG
10
HP(TC)
16,67
160
160
0,31
-0,03
1,06
SG
15
HE
14,67
125
152
0,32
-0,07
1,07
SG
Sep-87
5m
HP
11,67
160
166
0,29
0,09
1,07
SG
10
HE
12,67
160
163
0,34
0,06
1,06
SG
15
HE
13,33
160
156
0,36
0,03
1,03
SG
20
HE
14
125
152
0,38
0,02
1,03
SG
25
BE
18
160
163
0,5
0,02
1,16
SG
30
BE
14,33
160
156
0,47
0,08
1,13
SG
35
BE
34,67
160
179
0,47
-0,19
1,28
SG
Nov-87
Sm
HP
17,33
160
182
0,39
-0,07
1,24
SG
10
HE
16,67
160
171
0,37
0,02
1,21
SG
15
HE(CC)
11,33
160
155
0,32
0,14
1
SG
20
HE
13,33
160
163
0,34
0,19
1,22
SG
25
BE
18
160
170
0,42
-0,02
1,23
SG
30
BE
16
125
141
0,32
0,09
1,31
SU
35
BE
22
125
133
0,35
0,12
1,14
SU
Jan-88
5m
HP
16
160
190
0,38
-0,11
1,12
SG
10
HE
16
125
151
0,36
-0,03
1,07
SG
15
HE(CC)
16.67
125
156
0,35
-0,02
1,06
SG
20
HE
15,33
125
147
0.4
0,07
1,18
SG
15
BE
20
115
129
0,37
0,16
1,09
SU
30
BE
20
100
108
0,34
0,03
101
SU
35
BE
22,33
80
99
0,31
-0,13
1,05
SU
Mar-88
5m
HP
16
160
193
0,36
-0,12
1,14
SG
10
HE
15,33
160
172
0,35
0,05
1,15
SG
15
HE
1467
160
167
0,34
0,03
1,09
SG
20
HE
15,33
160
174
0,47
-0,11
1,22
50
15
BE
26
125
139
0,42
0
1,48
50
30
BE
26,67
80
105
0,36
-0,15
1,03
SU
Mal-88
lm
HP
14
160
188
0,38
0
1,1
SG
5
HE
19,33
160
173
0,4
-0,05
l,Il
SG
10
HE(CC)
19,33
160
176
0,42
-0,04
1,1
SG
15
HE
16
160
156
0,38
0,1
1,1
SG
20
BE
18,33
125
149
0,38
-0,02
1,15
SG
25
BE
18
125
129
0,31
0,11
1,13
SU
30
BE
39,33
125
150
0,4
-0,25
1,61
SG
Jui 88
-
lm
HP
31,3
200
203
0,43
-0,1
1,12
SG
5
HE
14
160
178
0,38
-0,01
1,26
SG
10
HE
11,3
160
163
0,32
0,13
1,16
SG
15
HE
18,7
160
173
0,4
-0,09
1,36
SG
20
BE
14
160
166
0,31
0,13
l,lI
SG
25
BE
14,7
160
162
0,3
0,14
1,1
50
30
BE
, 37,3
160
163
0,37
0,06
1,39
SG
21

---

P6· CIMETIERE CHRETIEN DE mOKOUL· 87/88
Ech
1 Un. Mor. 1--'%:::..C;::::.a:,:C:..::O::;:3.....1_--'M=od:..::e""(s)<--_
Mz
Sigma
Jul-87
160
160
SeD-87
5m
HE
21,67
125
173
0,48
~,22
1,07
SG
10
BE
20
160
187
046
~.17
1,13
SG
15
BE
40,33
125+200+315
212
0,65
~,15
0,84
S
Nov-87
5m
HE
25.33
160
200
041
~14
1,14
SG
10
HE
22,67
160
177
0,42
~,13
1,2
SG
15
BE
17.33
125
136
03
013
126
SU
20
BE
17.33
125
127
0,27
0,21
0,98
SU
Jan 88
-
5m
HP
20,67
160
177
0.34
~,12
1,31
SG
10
HE
20,67
160
159
0,3
0,06
1.08
SG
15
BE
16,67
125
138
0,27
0.11
1,47
SU
20
BE
16,67
125
129
0.3
0.24
1.16
SU
Mar 88
-
Sm
HP
26,67
160
193
0.34
~,15
1.13
SG
10
HP
17
160
165
0,24
0,1
0,96
SG
15
HE
16,67
125
146
0,28
0,05
1,06
SU
20
BE
18,67
125
125
0,32
0,31
1,02
SU
25
BE
19,33
125
121
0,33
0,31
0,87
SU
Mal-88
lm
HP
27,33
160
206
0,38
~.1
1.14
SG
5
HE
21,33
160
193
0,32
~,17
1,16
SG
10
HE
24
160
177
0,3
~,03
1.34
SG
15
BE
16
125
155
0,25
0,06
0,9
SU
20
BE
17,33
125
142
0,24
0,02
1.37
SU
Jul-88
5m
HE
65.3
160+-800
213
0,52
~,32
1,35
S
10
HE
58,7
160+-1000
210
0,5
~.31
1,4
S
15
HE
67,3
160+-1000
174
0,54
~,24
1.8
S
20
BE
18,7
160
157
0,29
0,15
1,03
SG/SU
25
BE
19,3
160
156
0,29
0,09
1,01
SU
30
BE
18
160
156
0,31
0.11
1.04
SG
22
.,

---

P7 - MERINA - 87/88
Ech
[i;n. Mor.
Sigma
SK
l.~CaC03JL--,-M:..:cod=e",,(s....)---,_.:..:M.:.:z,--
lui 87
-
lm
HP
250
245
0,54
0,19
0,82
S/SG
5
HP
4,35
250
242
0,52
0,14
0,88
S/SG
10
HE
5,33
250
257
0,49
0,12
0,96
S
15
HE
14
315
302
0,54
0,13
1,15
S
S
-87
ep-
Sm
HP
8
315
323
0,46
0,15
1,15
S
10
HEITC)
6
315
306
0,41
0;1.7
1,09
S
15
HE
5':33
315+200
262
0,45
0,08
0,85
slSa
20
HE
5,33
200
240
0,48
0,01
089
sa
25
BE
6,67
200+315
137
0,51
~,02
0,78
sa
Nov-87
Sm
HE
4.33
250
240
042
017
095
sa
10
.
HECFc)
3
250
247
0,37
0,16
0,95
sa
15
BE
3,67
250
238
0,39
0,02
0,86
sa
20
BE
4
250
259
0,39
0,14
0,98
sa
25
BE
15,33
160
235
0.59
-0,31
1,01
S
Jan 88
-
Sm
HP
5,33
250
270
0,48
0,21
1,04
S
10
HP (FC)
4,33
250+160
255
0,45
0,2
0,9
sa
15
HE
5,67
250
264
0,51
0,19
0,95
S
20
HE
5,33
250+160
240
0,5
0,12
0,82
SG
25
HE
7,33
25lH-I60
243
0,51
0,11
0,87
S
30
BE
5,33
160
183
0,54
~.03
1,09
sa
35
.
BE
20
16lH-315
207
0,75
~,O9
0,88
S
Mar-88
5m
HP
6,67
315
264
0,51
0,18
0,96
S
10
HP
3,67
200
122
0,45
~.05
0,93
sa
15
HE
3,33
160
213
0,54
~,1
0,87
sa
20
HE
4
160
203
0,59
-0,1
0,94
sa
25
HE
5
160
183
0,47
-0.11
1,18
sa
30
BE
10,67
125
141
0,39
0.03
1,08
sa
Mal-88
Sm
HP
6,67
315
274
0,5
0,12
1,04
S
10
HE (FC)
4,33
200
247
0,48
0,07
0.95
SG
15
HE
6
200
205
0,42
-0,13
l,Il
SG
20
HE
4
200
200
0,4
-0,15
1,14
sa
25
BE
5,33
200
176
0,36
0,01
1,34
sa
30
BE
6,67
200
165
0,38
0,Q3
1,28
sa
Jui-88
5m
HE
2,7
200
222
0,54
0,04
0,81
sa
10
HE
4
315+125
233
0,59
0,13
0,78
S
15
HE
4
250
252
0,52
0,2
0,91
S
20
BE
5
250
242
0,56
0.1
0,89
S
25
BE
6,3
315
287
0,5
0,24
1,06
S
23

---

P8 - MERINA - 87/88
Eth
Un. Mor. 1 %CaC03 1
Mode(s)
Mz
Sigma' _-",S:.:K---,-
Jul-S7
5m
HP
4,67
250
262
0,45
0,17
0,88
S/SG
10
HE
5,33
250
254
0,49
0,13
0,91
S/SG
15
HE
7
250
245
0,5
0,03
0,94
S
20
BE
5,67
200
238
0,45
-û,05
0,9
SG
Se~J)-87
3m
HP
4
315+125
222
0,59
0,04
0,73
SG
io
HE
6
315
245
0,64
0,21
0,88
S
15
HE
4
315+200
254
0,57
0,07
0,91
S
20
HE
3,33
200
235
0,46
0
0.96
SG
.
25
BE
3.67
160
199
0,44
-{l,12
0,88
SG
Nov-87
3m
HP
4
250
259
0,48
0.29
105
SG
10
HE
8
250
287
0.43
0,09
1,18
S
15
HECFC)
10
250
276
0,44
0,08
103
S
20
BE
5
160
218
(j,37
-û,14
0.94
SG
25
BE
11,33
160
173
0,41
0,06
1,4
SG
Jan SB
-
5m
HP
6,
250
272
0,47
0,2
1,04
S
10
HPITC)
5,33
250
285
0,42
0,14
1,16
S
15
HP
4,67
250
262
0,42
0,17
0,89
SG
20
HE
4,67
250+160
232
0,45
0,06
0,85
SG
25
HE
6,33
160+250
233
0,52
-û03
0.79
SG
30
BE
6.67
160
168
0,44
-ü.09
1,34
SG
35
BE
18
160+315
182
0,57
-û,24
1.19
SG
Mar-88
Sm
HP
4,67
250
259
0,46
0,13
0.91
SG
10
HP
6,67
315
.
272
0,48
0.13
0.98
S
15
HE
4,33
200
250
0.47
0,08
0.9
SG
20
HE
4,67
160
221
0,5
-ü.08
0,87
SG
25
HE
5
160
225
0,47
-û,08
0.88
SG
30
BE
7,33
160
160
0,34
0.04
1,18
SG
Mal-88
5m
HP
5,33
315+125
248
0.6
0,19
0,85
S
10
HP
7,33
315
279
0,5
0,19
1.05
S
15
HE
4,67
315
277
0,41
0,09
0,88
S/SG
20
HE
4
200
240
0,37
-û,04
0,96
SG
25
BE
6
160
191
0,29
-û,04
1,01
SG
30
BE
7,33
160
174
0,3
0,03
1,34
SG
Jul-SB
lm
HE
3,3
125+315
206
0,59
-û,21
0,74
SG
5
HE
8
315+125
235
0,63
-û,01
0,73
S
10
HE
5,3
315
261
0,5
0,25
0,94
SG
15
BE
4,7
250
268
0,4
0,12
0,91
SG
20
BE
11,3
315
274
0,48
0,12
1,01
S
24

---

P9 - THIAWLENE -87/88
O~ \\.Jn. Mor. 1 %CaC03 1 Mode(s) [ Mz
Sigma
SK
lui.87
5m
HP
4,67
250
237
0,49
0,11
0,91
SG
10
HP
7,33
250
254
0,48
0,03
0,89
S
15
HE
27
315
279
0,6
0,07
1,06
s
20
BE
10.67
200
245
0,5
-0,08
0,88
S
Sep-87
Sm
HP
6
315
291
0,43
0,16
0,99
S
10
HP(FC)
7,33
315
312
0.47
0,22
1,02
S
15
HE
7,33
315
287
0,52
0.13
1.01
S
20
HE
4.67
250
232
0.46
0,04
0,89
SG
22
BE
4.67
160
192
0.45
-0.08
0,99
SG
Nov-87
Sm
HE
2.66
250
230
0.42
0,15
0.97
SG
10
HE(FC)
4
250
268
0,39
0,18
1.04
SG
15
HÉ
6
250
279
0,45
0.13
1.05
S
18
BE
6
250
261
0,48
0,12
0,89
S
22
BE
6
160
174
0,36
0,04
1,49
SG
Jan·88
5m
HE
12,67
250
252
0,53
0,16
0,93
S
10
HE
5
250
255
0,48
0,12
0,94
S
15
HE(TC)
6,67
250
264
0,49
0,15
0,87
S
20
BE
4,33
160
203
. 044
-0,16
108
SG
25
BE
6,33
160
199
0,52
-0.09
1.14
SG
30
BE
10.67
160+315
202
0,62
-o.m
0,98
SG
Mar 88
-
5m
HP
7,33
315
255
0,56
0.16
0,94
S
10
HE(FC)
4,67
200+315
245
0,51
0.1
0.86
SG
15
HE
13.67
315
281
0,61
0,3
1.05
S
20
HE
4
160
195
0.47
-0,13
1.17
SG
25
BE
5,33
160
184
0,53
-0.11
1.05
SG
30
BE
12
160+315
224
0.67
-0.09
0.87
S
Mal-88
Sm
HE (CC)
8.67
315
270
0,52
0.17
1,03
S
10
HE
11,33
315
289
0,5
0,08
1,04
S
15
HE
6
315
277
0,43
0,13
0,9
S
20
BE
5,33
160
191
0,36
-0.14
1,15
SG
25
BE
7,33
160
177
0,39
-0,05
1,48
SG
30
BE
12
160
179
0,43
-0,08
1,24
SG
JUI-88
lm
HE
4
160+315
1%
0,57
-0,37
1,25
S
5
HE
3,3
125+250
215
0,55
-0,03
0.73
SG
10
HE
3,7
250+125
222
0,56
0,09
0,75
SG
15
BE
6
200
232
0,54
0,13
0,87
SG
20
BE
Il,3
315
264
0,53
0,16
1,02
S
25

---

PlO - CIMETIERE DE THIAWLENE - 87/88
Ech
Un. Mor. 1 %CaC03 1
Mode(s)
Mz
Sigma
Jui87
-
5m
HP
5,33
250
254
0,54
0,15
0,89
S
10
HE
6.67
25(}+ 160
238
0,47
0,03
0,88
SG
15
HE
8
250
255
0,5
0,04
0.91
S
20
BE
23,33
315
297
0,7
-0,11
1,35
R
25
BE
12,33
250
261
0,52
-0,04
0,9
S
SeJ)-87
5m
HP
4,67
200
235
0,52
0.02
0,85
SG
10
HP
4,67
250
233
0,52
0,04
0,83
SG
13
HE (TC)
8
315
272
0,61
0,34
0,93
S
15
HE
7,33
315+200
261
0,59
0,04
0,96
S
20
BE
4,67
200+315
240
0,5
-0,02
0,81
SG
25
BE
4,67
160
215
0,46
-0,08
0,95
SG
Nov-87
lm
HP
5
25(}+16O
252
0,55
0;1.7
0,89
S
5
HP
8,33
315
310
0,41
0,2
1,3
S
10
HP
10,67
315
302
0,42
0,12
1,18
S
15
HE (TC)
4
.
250
259
0,42
0.18
0,93
SG
20
HE
8,67
25(}+loo
268
0,47
0,11
0,9
S
25
BE
5
160
200
0,36
-0,12
1.14
SG
30
BE
17,33
16(}+80
164
0,62
0.12
1,11
SG
Jan-88
lm
HP
7
315+125
272
0,56
0,35
0,98
S
5
HP
8
315
283
0,5
0,28
1,14
S
10
HP
6,67
315
268
0,49
0,21
0,98
S
15
HE (FC)
6,67
250
255
0,55
0,24
0,96
S
20
HE
12
315
274
0,51
0,17
1.02
S
25
HE
9,33
315
297
0,48
0,24
1.11
S
30
BE
6,33
315
274
0,48
0,23
0,98
S
35
BE
15
315+160
238
0,65
0
0,84
S
Mar-88
lm
HP
6.67
315+125
248
0,58
0,22
0,82
S
5
HP
8,67
315
281
0,5
0,24
1,09
S
10
HP
8,67
315
274
0,56
0,24
1,03
S
15
HE(FC)
11,33
315
308
0,5
0.25
1,18
S
20
HE
11,33
315
254
0,56
0,17
0,89
S
25
BE
11,33
315
257
D,58
0,06
0.97
S
30
BE
4.67
315
248
0,52
0,08
0,83
S
Mai-S8
lm
HP
6,67
315
250
0,56
0,2
0,84
S
5
HP
22
315
297
0,46
0,22
1,1
S
10
HE
4
250
261
0,43
0,12
0,92
SG
15
HE(FC)
4,67
200
248
D,51
0,15
0,97
SG
20
BE
6
200
224
0,43
-0,14
0,99
SG
25
BE
4
160
192
0,32
-0,12
1,13
SG
30
BE
8
160
188
0,42
-0,15
1,28
SG
Jui88
-
5m
HE
6
250
285
0,38
0,18
1,02
S/SG
10
HE
4,7
250
235
0,53
0,12
0,84
SG
15
HE
5,3
250
268
0,41
0,12
0,92
SG
20
BE
20
315+800
302
0,48
0,04
1,34
S
26

---

PA - MBAO - 89/90
Un.Morpho.
%CaCOJ
Mode(s)
Mz
Sigma
SK
K
1 M.T.I
Ocl89
-
HP
45,83
250
255
0,52
-om
l,OS
S
HE
6,58
250+160
227
0,45
0,13
0,92
SG
BE
13,91
250
266
0,5
0,13
0,98
S
Def
18,54
160
164
0,5
0,04
1,17
SG
-2m
15,67
63·c16O
75
0,33
019
1,18
SU
-4m
20,33
80
104
0,35
-0,07
0,99
SU
-6m
8.33
63
74
0,24
-O,OS
1,31
SU
-8m
22.67
63+125
75
0,32
0.14
1,15
SU
Déc-89
HP
22
250
266
0,49
0.13
l,Il
S
HP
19,33
250
257
0,51
0,13
0,94
S
HE
667
160
210
0,46
-0,1
092
50
ME
12
16<H-250
225
0,53
-0,18
0.92
S
BE
10
160+63
174
0.45
-0.17
1,25
50
-2m
33,33
125
119
036
0,04
104
SU
-4m
10
80
82
0,22
0,32
0,97
SU
-6m
16
63
74
027
-0.01
1.06
SU
-Sm
19,33
80
78
0:28
0,22
0.93
SU
Mar 90
-
HP
12,67
250
274
0,46
0.08
1,01
S
HE
9,67
160
219
0,47
-0,07
0,92
SG
ME
27,33
250
261
0,5
0.1
1,07
S
BE
32
160
213
0,63
-0,34
1,02
S
Def
17.33
25(H.16O
245
0,53
0,12
0,98
S
-2m
9,33
125
153
0,28
0,04
1,02
SU
-4m
15,33
80
89
0,19
0.03
1,53
SU
-6m
12,33
63
77
0,27
0,08
1
SU
-8m
1467
63
77
0.27
007
093
SU
Mal-9O
HP
8,33
250
261
0,45
0.04
1,04
S
HE
9,33
160
205
0,53
-0,1
0.87
50
ME
9.67
125
177
0,46
-0.19
1,1
50
BE
9,33
125
172
0,42
-0,2
l,Il
50
Def
10,33
125
139
0,29
-0,01
US
SU
-2m
7,67
160
174
0,41
-006
0,96
50
-4m
17,33
100
100
0,26
0,25
0,92
SU
-6m
8
63
78
0,24
-0,02
0,86
SU
-Sm
17.33
63
76
0,32
-0.14
1,21
SU
Jul-9O
HP
8
250
250
0,5
0,1
1,07
S
HE
12,67
250
276
0,54
0.07
1,03
S
ME
8
250
235
0,57
-0.02
0.93
S
BE
7
200
207
0,45
-0.04
0,94
SG
Def
9,67
125
143
0,32
-0,08
1,27
SG
-2m
10
125
136
0,31
-0,02
1,18
SU
-4m
12,67
SO
84
0,24
0,09
1,15
SU
-6m
17
63
74
0,22
-0,14
1,25
SU
-Sm
12,67
63
72
0,24
-0,1 1
1,44
SU
AoO-90
HP
7,67
250
274
0,39
0,07
1,16
S
HE
10
250
283
0,46
0,04
1,06
S
ME
6,67
250
235
0,45
0,13
1,07
SG
BE
16,67
250
257
0,58
0
1,09
S
Def
14,67
125
155
0,41
-0.22
1,2
SG
-2m
14
125
152
0,4
-0,25
1,39
SG
-4m
16,67
SO
82
0,24
0,11
0,94
SU
-6m
6,67
SO
80
0,21
0.08
0.74
SU
-Sm
13 67
63
73
0,28
-0,04
lOS
SU
27

---

PB - CAP DES BICHES· 89/90
Un.Morpho. 1 %CaC03 1
Mode(s)
Mi
Sigma
SK
Oct 89
-
HP
667
250
221
04
007
087
sa
HP
8
250
243
0,37
0,26
0,92
sa
HP
7,33
160+250
219
0,38
0
0,83
sa
HE
8
250+160
238
0,42
0,23
0,91
sa
BE
14,94
250+160
227
0,46
0,15
0,89
sa
Def
22
160+250
202
06
-0,26
0,85
sa
Déc-S9
HP
10
250
230
0,41
0,06
0,96
sa
HE
10,67
160
205
0,46
-0,08
0,89
sa
ME
12,67
160
200
0,44
-0,14
0,92
sa
BE
20
160
173
036
-0,21
136
sa
-2m
49
80
83
SU
-4m
9,67
80
83
0,24
0,39
1,27
SU
-6m
93,33
315
314
077
042
2,25
S
-Sm
83
315
323
0,36
0,42
1,68
S
Mar 90
.
HP
10
250
252
0,41
0,27
1,04
sa
HE
9,33
250
238
0,43
0,26
1
sa
ME
11,33
160
202
0,44
-0,13
0,93
sa
BE
18,67
160
207
0,48
-0,18
0,96
sa
Def
14
125
147
0,26
-0,07
1,42
su
-2m
14,67
125
150
0,27
0,03
1,16
su
-4m
19,33
80+200
87
0,32
-0,02
1,95
SU
-6m
17,33
63+315
75
0,27
0
106
SU
-8m
85,33
315+125
323
0,5
0,54
3,13
s
.
Mal 90
.
HP
8
200
210
0,39
0,05
0,95
sa
HE
10,33
125
153
0,31
-0,13
1,1
sa
ME
12
125
148
03
-0,06
1,14
su
BE
16,67
125
167
0,37
-0,08
1,06
sa
Def
20
125
141
0,4
003
1.25
sa
-2m
18,67
125
173
0,43
-0,1
0,98
sa
-4m
15,33
80
95
0,27
0,01
0,95
SU
-6m
15,33
63
75
0,24
-0,06
0,98
su
-8m
76,67
315+63
306
0,55
0,58
2,25
sa
Jul90
-
HE
6,67
200
203
0,4
-0,01
0,92
sa
ME
8,67
160
206
0,53
-0,08
0,86
sa
BE
15,33
250
230
0,59
0,01
0,89
S
Def
16
125
136
032
0,09
1,24
SU
-2m
14,67
125
137
0,31
0,11
1,26
su
-4m
11
80
85
0,26
0,06
l,lI
su
-6m
10,33
63
72
0,22
-0,08
1,36
SU
-8m
87,33
315+63
349
0,45
0,06
3,16
S
AoQ 90
-
HE
8
250
238
0,38
0,34
1,07
sa
ME
8
250
233
0,43
0,27
1,01
sa
BE
14
250
233
0,53
0,01
0,92
S
Def
33
125
167
0,37
-0,1
1,1
sa
.
.
28

---

PC - CENTRALE THERMIQUE DU CAP DES BICHES· 89/90
Un.Morpho.
1
%CaCOJ 1
Mode
Mz
Sigma
SK
1_=K----'Œ!;]
Oct-89
HP
Il,33
160
198
0,4
-0,13
0,%
SG
HP
8.67
160
187
0,34
-0.07
1.07
SG
HP
8
160
177
0,31
0.04
1.26
SG
HE
9,33
160
171
0,28
0.09
1.28
SG
ME
861
160
182
0.31
-004
122
SG
BE
14.69
160
215
0.41
-0,11
0.95
SG
Def
16,34
160
146
0,52
0,2
1.09
SG
Déc-89
HP
10
200
210 .
0,35
0,07
1,02
SG
HE
Il
160
173
0,29
006
121
SG
ME
15,33
160
163
0,3
0,13
1,13
SG
RE
20
125
145
0,31
0,08
1,32
SU
Mar-90
HP
Il
200
216
0,4
0,19
0,94
SG
HE
10
160
198
0,32
0,01
1,04
SG
ME
10,67
160
167
0,3
0.15
1.22
SG
BE
12,67
160
187
0,39
-0,07
1.07
SG
Def
12,33
160
193
0,36
-002
1
SG
Mal 90
-
HP
9,33
200
213
0,35
0.05
1.02
SG
HE
10
160
170
0,33
-0.02
0,98
SG
ME
11,33
125
166
0,39
-0.14
0.98
SG
BE
12
125
158
0,38
-0,22
1.1
SG
Def
17,33
125
140
0,46
-0,02
1,1
SG
Jul90
-
HE
11,33
160
176
0,36
0,1
0.98
SG
ME
10
160
176
0,37
0,05
0,%
SG
BE
13
160
181
0,46
0,06
1,02
SG
Der
14
160
174
0,54
0,1
1,03
SG
AoO·90
HE
9
200
205
0,35
0,1
1.02
SG
ME
8,33
200
200
0,34
0,13
1
SG
BE
12
200
213
0.4
0.05
1,03
SG
Def
14,67
200
215
0,46
0,08
1,07
SG
29

---

PD - NORD EPI DE DIOKOUL - 89/90
Un.Morpho
1 %CaC03
Mode
Mz
Sigma
SK
Oct-89
HP
10
160
165
0,35
0,08
1,13
5G
HE
10.67
160
167
0,31
0,11
1,19
5G
ME
12,33
160
174
0,41
-Om
1,31
5G
Def
37,67
160
188
0,5
-0.21
1.18
5G
Déc-39
HP
13.91
160
192
037
0.08
1,14
SG
HE
15
160
176
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0.1
1.2
SG
ME
17,33
125
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-0.07
1.2
SG
BE
20,67
125
123
034
0,21
1.02
SU
BE
22,67
125
117
0.4
0.21
0.91
SU
.
Mar 90
-
HP
17,33
200
205
0,41
0.04
0.99
5G
HE
16
160
191
0,36
-0,08
1.03
5G
ME
16
160
158
0).7
0,03
0,99
5G
BE
19.33
160
162
0.28
0.12
1.07
5G
Def
18
125
145
0,32
0.13
1.22
5U
.
Mal 90
.
HP
13,33
160
191
0.4
0,03
O,gr
SG
HE
16.67
160
170
0,35
-0.11
1,03
SG
ME
22,67
125
158
0,35
-0,21
l,li
SG
BE
24.67
125
143
0,28
-006
1,37
5U
Def
23,33
125
129
0,31
0.18
1.15
5U
Jul90
-
HP
13.67
160
186
04
0.03
0.99
5G
HE
10
160
182
0,41
0
0,95
5G
ME
1533 .
160
174
038
-006
102
5G
BE
22
160
171
0,38
-0.05
1.08
SG
Def
18
125
143
0,41
0,07
1.18
5G
AoQ-90
HP
9,33
160
183
0,36
-0,06
0,93
5G
HE
14,33
160
182
0,36
-0,06
0,92
5G
ME
13.33
160
178
0,4
-0,06
0,95
5G
BE
37,33
160
200
0,5
-0,17
1
5G
Def
21
125
131
0,36
0.23
1,45
5U
3D

---

PF· SUD EPI DE DIOKOUL • 89/90
I..--:U::.:.n~.M:.:.o:::rp.=:hO::.......JI,--,%::.;C::::a:.::C:.::O~3,---,-1_.:.;.M:;;od=e::.>;(S::L)_-,-......;.;M;.:;z':-:--'-...:S::.JIgtn=a:........JL...-...:S;;.;;K"--
;;.;;K'---'lliIJ
Oct·89
HP
14,67
160
176
0,38
0,01
1,4
SG
HE
13,67
160
179
0,33
-0,05
1,16
SG
ME
18
160
195
04
-0.19
1,1
SG
Def
74
160+1000
248
0.96
·0.49
1,51
R
HP
14.67
200
209
0,36
0,04
1,04
SG
HP
.
28
200
219
0,44
-0.06
1.02
SG
HE
14,67
160
178
041
-006
1,03
SG
ME
19,33
125
141
0,43
0,06
1,26
SG
BE
2267
125
110
0,37
0,1
0,81
SU
Mar-90
HP
18
200
196
0,38
-0.01
1,12
SG
HE
22
160
191
0,45
-0,13
0,97
SG
ME
14,67
160
162
0,3
0,08
1,08
SG
BE
22,67
125
165
0,39
-0,18
1,22
SG
Def
23,33
125
129
0,3
0,27
1,19
SU
Mal-9O
HP
61,33
200+2000
238
0,86
-0,36
21
R
HE
41,33
200+2500
247
0,59
-0,17
1,33
S
ME
37,33
200+2000
245
059
-0,19
1,35
S
BE
71,33
200+3150
384
1,58
-0.67
1,59
R
Def
47,33
160+1250
200
0,58
-0,18
1,24
S
Jul90
.
HP
49,33
200
200
0,51
-0.04
1.12
SG
HE
70
200
213
0,51
-0,21
1,32
S
ME
16,33
160
181
0,39
-0,06
1.01
SG
BE
54
160
191
0,52
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S
Def
17.33
125
127
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SU
AoO 90
.
c -
HP
18
200
203
0,43
0,05
0,99
SG
HE
15,33
200
190
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0,03
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SG
ME
26,33
160
192
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SG
BE
51
160
191
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1,02
SG
Def
19,33
125
153
0,36
-0,01
1,22
SG
31

---

PG - CIMETIERE MUSULMAN DE OIOKOUL • 89/90
Un.Morpho. l 'll>CaC03 1
Mode(s)
Mz
Sigma
SK
Oct-89
HP
16
160
177
0,36
-0.04
1,43
SG
HP
14,67
160
177
0,37
-0.05
1,36
SG
HE
1767
160
166
039
-003
124
SG
ME
10.67
160
159
0,34
0.11
1,14
SG
Def
25
80+125
117
047
001
0.82
SU
Déc-89
HP
24
160
190
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sa
HE
16,67
125
148
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0
1,24
SG
ME
16,67
125
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SU
ME
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125
118
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016
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SU
BE
30.33
80
92
0,35
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SU
Mar 90
-
HP
22
160
191
0,39
-0.19
1,2
SG
HE
17
200+125
113
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SG
ME
17,33
125
130
0.29
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1 21
SU
BE
26.67
125
127
0,31
0,29
1.07
SU
Def
20
125
125
0,32
0.16
1.03
SU
Mal-90
HP
30
200
206
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SG
HE
15
125
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SG
ME
21,67
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sa
BE
88
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624
1.65
0,37
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R
Def
62
125+2000
143
I l
-0,55
3,84
R
Jul·90
HP
2067
160
192
042
-002
1
sa
HE
14
160
177
0,37
-0,02
1
SG
ME
16
160
168
0,36
0,02
1.02
SG
BE
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156
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1,78
S
Def
41.33
125+1250
126
0,46
-0,03
1.36
SG
32

---

PH - CIMETlERE CHRETlEN DE DIOKOUL - 89/90
,---"U;;.:'n:.:;.M=or:...tp;.:.:h.::;o.:.......:.--:.;%;..:C:;.=8"'C"'O"'3...J\\
Mode (s)
Mz
Sigma
_,.:;:S:;:.K_ _...:.K=---...JŒ!J
OcI·89
HP
41,33
250
247
0.49
-003
0.98
S
HE
28,67
160
224
0,42
-0,11
0,93
sa
HE
37,33
160
221
0,43
-0,13
0,99
SG
Def
58
160
195
0,38
-0,27
1,39
sa
.
Déc-89
HP
6733
160+315
259
071
-014
1 15
R
HE
17,33
160
183
0,33
-0,02
1,02
sa
ME
17,33
125
145
0,31
0,08
1,26
su
BE
2133
125
119
0,33
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0,85
su
-2m
14,67
80
101
0,36
-0,19
0,89
su
-4m
12,67
80
81
0,25
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su
-6m
60,67
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166
0,94
0,44
0$1
sa
-8m
8
63
76
W17
0,08
0,95
su
Mar-90
HP
65,67
315+630
323
0,66
-0,06
1,16
R
HE
19,33
160
199
0,33
-0,13
1,1
sa
ME
15
160
167
0,26
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sa
BE
17
160
163
0,26
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0,99
sa
Def
18
125
148
0,3
0,13
1
su
-2m
16,67
125
124
0,34
0,21
0,99
su
-4m
25,67
80
81
0,32
0,04
1,05
su
-6m
32
80+250
115
0,78
-0,53
l,56
sa
-8m
10,67
80
86
0,31
0,1
1,17
su
Mal-90
HP
50
250
274
0,55
~,o1
1,08
S
HE
2133
160
198
0,33
-008
1,05
sa
ME
25,67
160
177
0,33
-0,11
1,15
sa
BE
52,67
160+1000
166
0,31
0
1,07
sa
Def
16,67
125
138
0,3
014
1,5
su
-2m
23,33
125
142
0,37
0,09
1,27
sa
-4m
26
80
93
0,34
-013
1,17
su
-6m
34,67
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129
0,82
~,45
0.71
sa
-8m
8,67
80
81
0,3
0,1
1,05
su
Jul-90
HP
62,67
200
250
0,61
~,09
1,18
S
HE
20
200
224
0,41
-0,02
1,14
sa
ME
14,67
160
187
0,35
-0,02
1
sa
BE
20,67
160
168
0,31
-0,02
0,98
sa
Def
26,67
160
157
0,3
0,03
1,03
sa
-2m
17
125
139
0,38
0,16
1,07
su
-4m
21.73
80
81
0,26
0,22
1,01
su
-6m
23,66
80+250
88
0,57
-0,38
2,02
sa
-8m
10,05
63+250
77
0,27
0,1
0,93
SU
AoO-90
-2m
17,33
125
150
0,29
-0,1
1,17
SO/SU
-4m
15,67
SO
83
0,27
0,11
1,12
SU
-6m
10,67
63
73
0,26
-0,04
1,16
su
-Sm
77,33
315
359
0,26
0,08
1,97
S
33

---

PI - KEURI KAO - 89/90
Un.Morpho. l 'lf,CaC03 1_---"M.:,:od;,:;e=:...---1_...:M;,:.z=:...-....L.......:::;SI:.co.gm:::.=.a__---"-SK:.:.-_
K
.~
Oct 89
-
-2m
9,33
80
88
0,24
-0,16
2.03
SU
4m
10.67
80
81
0,22
0.24
0.83
SU
-6m
9,33
80
79
0,24
018
089
SU
-8m
10
80
80
0,25
0,29
0,99
SU
Déc-39
-2m
6.67
80
85
0,28
-0,06
1,93
SU
4m
8
80
79
0,22
0.12
0.79
.SU
-6m
9,33
80
78
0,25
0,18
0,92
SU
-8m
11,33
80
81
0,25
0,26
1.01
SU
Mar-9O
-2m
10
100
101
0,23
0.18
0.82
SU
-4m
10
80
88
0;1.7
0.04
1.19
SU
-6m
8,67
80
82
0,28
0.12
1.05
SU
-8m
13,33
80
92
0,32
0,03
0.97
SU
Mal-9O
-2m
12,33
125
191
0.61
-0.18
0,9
SG
-4m
10
80
86
0,24
0,1
1,3
SU
-6m
8
80
81
0,26
0.07
0,95
SU
-8m
13,33
80
87
0,3
0.04
1,14
SU
Jul90
.
-2m
11,33
125
170
0.6
-0,05
0.98
SG
-4m
25
80
83
0,26
0.07
1.03
SU
-6m
2804
80
84
0,27
013
1.11
SU
-8m
22,31
80
80
0,29
0.11
1,11
SU
AoO-9O
-2m
14
125
146
0,55
-0,15
1.22
SG
4m
7
80
81
0.26
0,08
0.94
SU
-6m
8
63
78
0.27
-0.02
0.96
SU
-8m
14.67
80
83
0,31
0.07
1.1
SU
34

---

PJ - BATA - 89/90
Un.Morpho.
%CaC03
Mode(s)
Mz
Sigma
SK
K
1 M.T.I
Oct 89
-
HP
7.33
315+160
245
0,63
0.22
0,74
S
HP
6
315+160
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0,61
0,32
0,79
S
HE
20
315.
312
0,49
0,17
1,18
S
HE
6,33
315
283
0.46
0.17
1,05
S
BE
8
250
287
0,45
0,11
1,21
S
Def
16
315
312
044
0.1
1,22
S
-2m
9
160+80
143
0,59
0.11
0.77
SG
-4m
8
80
83
0,2
0,28
0,92
SU
-6m
19
125
159
0.5
-017
1.4
SG
-8m
86
200
237
04
0,07
1,14
SG
Déc-89
HP
.. 15.33
160+250
202
0,59
-0,17
0.83
SG
HE
3.33
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216
0,54
0.14
0,9
SG
ME
4.33
250
262
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SG
BE
18.67
200
215
0.65
-0.01
1.02
S
-2m
9.33
80
85
019
0.27
1.12
SU
-4m
8
80
78
0,26
0.14
0.96
SU
-8m
78.67
250+63
182
0.87
0,5
0,95
SG
Mar-90
HP
10
315
306
0,5
0.1
1.13
S
HP
10.67
315
325
0.47
0.08
1.19
S .
HE
18,67
315
314
0,53
0.06
1,17
S
ME
8
250
281
0.47
0
0,94
S
BE
6
200
247
0.46
0,01
0.93
SG
Def
10,67
315
268
0,59.
0,05
0,96
S
-2m
8,67
80
95
0,24
-0,08
1,01
SU
-4m .
11.33
80
81
0.31
0,22
1,27
SU
-6m
13.33
80
81
0.31
0.15
1.21
SU
-8m
78
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143
094
0
0.64
SG
Mal 90
-
HP
13.33
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0.86
S
HP
6,33
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0.19
1.16
S
HE
3
250
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0.45
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1.08
SG
ME
2,33
.
200
205
0,55
0.14
0.89
sa
BE
15,33
315
356
0,5
-0,05
1.13
S
Def
12.67
250
304
0,51
-0,08
1.1
S
-2m
8.67
125
129
0,35
0.12
1.09
SU
-4m
10.63
80
90
0.26
0.01
1,24
SU
-6m
14
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76
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-0.33
1.92
SU
-8m
41.67
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0.8
-0,56
0.91
SG
Jul-9O
HP
14.67
315+125
268
0,67
0,19
0.85
S
HE
4
250
266
0.4
0.1
1.02
SG
ME
4.67
250
266
0,47
0.11
1.01
S
BE
52.67
315
395
0,56
-0,09
1.27
R
Def
12,67
250
281
0,51
0,11
1.04
S
-2m
14
100
109
0.33
0,05
1,07
SU
-4m
15,33
80
83
0.26
0,06
0,97
SU
-6m
26,67
63
78
0.25
0,07
0,88
SU
AoO 90
-
HP
21.33
315+125
302
0,6
0.28
1,1
S
HE
8.67
315+125
266
0,59
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0.98
S
ME
4,67
250+125
250
0,57
0,23
0.93
S
BE
10
250
293
0,45
0,07
1.06
S
Def
6
250
257
0,45
0,05
1.09
S
-2m
6,33
125
166
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SG
-4m
19
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1,65
SU
-6m
33
80
82
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SU
-8m
71.33
63+250
123
0,94
-0,41
0,58
SG
35

---

, ;
PK - BARGNY - 89t90
Un.Morpho. 1 %CaC03 1
Mode(s)
. Mz
Sigma
_S=K=--- _..:.:.K_I M.T. 1
Déc-89
HP
5,33
250
266
0,38
0,24
1,34
SG
HE
6
250
254
0,47
0,27
1,1
SG
ME
6,67
250
248
0,48
0,25
0,98
SG·
BE
30,67
250
285
0,48
0,12
1,23
S
-2m
9
80+125
93
0,4
-0.39
2,37
SU
-4m
16
80
84
0,2
0,27
1,03
SU
Mar·90
HP
1267
315
283
049
013
1,06
S
HE
5,33
315
295
0,44
0,12
1,05
'S
ME
7
200
205
0.51
012
099
SG
BE
5,33
200
216
048
0.03
1,03
50
Def
37,33
200
269
0,67
-0,09
1,1
S
-2m
9,33
100
117
0,43
-0,1
1
SG/SU
-4m
16.67
80
.
95
0,26
-0,02
0,95
SU
-6m
16,67
80+200
88
0,28
0
1,31
SU
-8m
22
80
81
0,31
0,16
1,19
SU
Mal-90
HP
21,67
250
270
0.54
0;13
1,09
S
HE
4,67
125+250
184
0,58
-0,23
0,78
SG
ME
12
250
257
0,59
0,09
1,04
S
BE
42,67
250
285
0,74
-0,04
1,24
S
Def
19,33
200
229
0.54
-0,12
1
S
-2m
9.67
200+125
166
0,61
0,03
0,85
50
-4m
11
80
89
0,26
0
1,22
SU
-6m
2067
80
91
027
-006
1,27
SU
-8m
18
80+200
82
0,28
0.11
1,08
SU
Jul-90
HP
22
250
266
0.52
01
107
S
.
HE
6
250+125
229
0.6
0,18
0,81
S
ME
21.33
315
293
0.55
009
1,1
S
BE
42
315
346
0.54
0,07
1,1
S
Def
62
315
346
0,52
-0,01
1,07
S
-2m
10
100
102
0,33
-0,08
1,13
SU
-4m
12,33
80
83
0,2
0,28
0,92
SU
-6m
10,67
80
82
0,21
0,25
0,84
SU
AoQ-90
HP
11
250
232
0,52
0,24
1,01
SG
HE
4,33
200
210
0,53
0,19
1,01
SG
ME
6,33
250
245
0,4
0,12
1,08
SG
BE
22
250
266
0,5
0
1,02
S
Def
52,33
200
213
0,5
-0,08
1,06
S/SG
-2m
10,67
125
135
0,43
0,05
1,07
SG
-4m
33,33
80
84
0,24
0,14
1,17
SU
-6m
26,67
80+250
88
0,28
0,01
1,27
SU
.
-8m
25,33
80
81
0,29
0,14
1,07
SU
36

---

---

37

---

---

RESULTATS MORPHOLOGIQUES ET
SEDIMENTOLOGIQUES
DE LA PREMIERE PERIODE D'ETUDE
Uuillet 87 à juillet 88)
Seront présentés ici, par profil, les résultats des études morphologiques et
sédimentologiques des plages menées entre juillet 1987 et juillet 1988.
1. CAP DES BICHES : PROFIL Pl
A. DONNEES MORPHOLOGIQUES
La plage aérienne se caractérise par une faible largeur (29 m en moyenne), une
pente moyenne de 0,059 et une faible valeur des coefficients de variation (tab. E-l). La
haute plage est toujours moins large que l'estran (5 m contre 24 m en largeur moyenne).
Les profils ont une fortne convexe à rectiligne (fig. E-l). Les croissants de plage sont
presque toujours présents.
Tableau E-] : Pl - Résultats morphologiques
L(m) =Largeur en mètres .. P =Pente sous/orme rang f3 .. TC =Tête de croissant ;
FC =Flanc de croissant .. CC =Creux de croissant .. R = Rides
Mois
Haute plage
Esttan
Plage a6ricaJne
Forme
Renwquœ
Um)
P
L(m)
P
Lim)
P
Juillet 1987
7
0,014
23
0,06
30
0,046
Convexe
TC
Août
5
0,040
22
0065
27
0058
Convexe
Sevtembre
13
0,231
41,7
0041
42
005
Concave
mx lourds R
Octobre
0
0
20
0,040
20
0,040
Recùlilme
Novembre
3
005
32
005
35
0050
Convexe
TC
coouilles R
Décembre
7
0093
23
0076
30
0078
Conc/ConvFC
R
Janvier 1988
13
0,054
17
0,073
30
0,064
Recùligne FC
R
Février
10
0,06
19
0066
29
0062
Rectiligne TC
R
Mars
7
0,064
22
0098
28
0089 Convexe
FC
mx lourds R
Avril
9
0,056
21
0,076
30
0,070
Convexe
mx lourds
Mai
6
0050
24
0046
30
0047
Recùligne CC
R
Juin
0
0
22
0059
22
0059
Recùligne CC
Juillet 1988
0
0
25
0,056
25
0,054
Recùligne CC
Movenne
5,3
0071
24
0,062
29
0059
Ecart tvoe
41
006
63
OQ16
59
0014
C. de variaùon
077
085
026
0,26
020
024
.
•
38

---

Hr(m)
T.C.
J.R.
Juillet 87
--~
- 2 lr----~·
1
... ~~- - -__
-3
J.R.
Août 87
:lL 1
: 0
21 r.---------------------------Se-p~te4m,ç,br~e.c>.87
/\\"';"\\/\\
_3
><x)o()o(
o J J.R.
OclObre87
- 1
~
~
f . : . . .
,
.
. , _ - - - : -
- 2 1
-3
Novetnbre 87
J~1--Ji--"R.~---T-...-C.-----------"
- 3
F.C.
J.R.
Dôcetnbre87
-~r-----'"
-2
~---~----~>L>.
-3
MAA~
ll
J...:·~~·_...
:_ :3
1
_F._C_.
----""""'"
Janvier 88
j
()~
T.C.
J.R
Février 88
:! }--~---...-~----~-----">o<:'
J.R.
F.C.
o
,
...
-2 r-·-
_
-1
Mars 88
- 3 .
-4
~<>
Avril 88
:! lr--\\R_'-
_
-4
R
Mai 88
:1 jr-__Ji__"_c_...c_._~_~
_
<l><l>~
- 4
J.R.
C.C.
Juin 88
-~},.,
...
-2
- 3
C.C.
Juillet 88
:! t-----...-----~-----
, L (m)
o
5
10
15
20
25
30
35
Fig. E-l : Pl - Cap des Biches - Profils de plage
JR. : Limite du jet de rive
T.C.: Tête de croissant
F.C.: Flanc de croissant C.C.: Creux de croissant
X : Minénux lourds
: Coquilles
A
: Rides
,
39

---

_ L'évolution mensuelle des mouvements verticaux le long du profil permet dè
distinguer deux grandes périodes (tab. E-2 , fig. E-2) :
- de juillet 87 à avril 88, prédomine l'érosion qui culmine entre
novembre et décembre 87 (- 0,30 m par m linéaire de plage). Cette période n'est
cependant pas uniforme. Les mouvements d'érosion les plus importants sont enregistrés
entre novembre et avril et concernent toute la plage. Ils sont interrompus par un court
épisode d'accumulation entre décembre 87 et janvier 88 (+ 0,29 m par m linéaire de
plage)'- Par contre, d'août à décembre, les mouvements d'ensemble sont plus limités, car
représentant la somme de mouvements d'érosion et d'accumulation, qui indiquent des
échanges sédimentaires entre la haute plagelhaut estran et le bas estran. Lors de cette
période d'érosion, les plages se caractérisent par une largeur maximum, de fortes pentes
Gusqu'à 0,089), surtout entre décembre et avril, et la présence de rides sur le bas estran ;
Tableau E-2 : Pl - Evolution morphologique mensuelle
(mouvements verticaux enm par m linéaire de plage)
Périodes
Haute plage
Estran
Plage aérienne
Juillet-Août 87
- D,Il
- 0,27
- 0,22
Août-Septembre
- 0,12
- D,Il
- 0,13
Septembre-Octobre
- 0,45
+ 0,Ql
- 0,01
Octobre-Novembre
1
- 0,02
- 0,02
1-.:::~;;,.,.;:..ov;..:~..:;:~;;;:~..;;.,r~"=~;;;"'_J~~;.;;eVI~~;';;~-i~~8~-~::-g~:,,;-~~~-----i1---:-~:-0"'n'0,""~775--t=~;;~
JanVIer-Février
- 0,25
- 0,12
- 0,19
Février-Mars
+ 0,03
- 0,14
- 0,08
Mars-Avril
- 0,35
- 0,21
- 0,24
Avril-Mai
- 0,15
+ 0,05
+ 0,01
Jilln-JuIllet 88
1
+ 0,31
+ 0,31
Cumuls
- 0,54
- 0,10
- U,13
Juillet 87-Juillet 88
- d'avril à juillet 88, la tendance est à l'accumulation qui est maximum
entre mai et juin (+ 0,45 m par m linéaire de plage). Les profils deviennent rectilignes, la
pente moyenne de même que la largeur de la plage diminuent légèrement, la haute plage
disparaissant à partir de juin.
Le bilan annuel de ce profil est légèrement négatif avec une érosion
estimée, selon la méthode utilisée, entre - 0,13 et - 0,40 m par m linéaire de plage. Les
mouvements verticaux sont modestes - inférieurs à 0,50 m par m linéaire de plage et par
mois. La haute plage est la partie la plus touchée par l'érosion (- 0,54 m par m linéaire
contre.-O,10 m par m linéaire pour l'estran).
40

---

Hr (ml
. Juillet - Août 87
o
- l
jr~----~_,"UJ""';:_D;U1"""=~''?'!Dr]:iItWlZi''WZ77l;ZL='W717lfw=,wrzn,m=ilZULIi'UDUD7.1iJlJ=)~"i""llOzmIUU"""i"UD_iUJ_'_UJ_i_D
-2
-3
Août - Septembre 87
o
- l
}--~""''''==;''''''UJ='D'U'U~W''''''=",=-u,",w~_~
...
-2 j
Q g . .
-3
Septembre - Octobre 87
o
- l
r<
r r n r n -
-2
-3 r wmiW
Octobre - Novembre 87
o
- l
.
-2
wwcc
-3 ~
Novembre - Décembre 87
o
- l
cDW IlJIlIll/WI1JlJJL1WD;wWWA;
-2
WIIDUb
.
UlWlllwWOJ1lJJlWL
- 3
o
- l
-2
- 3
o
Janvier - Février 88
- l
-2
- 3 fu....uwzUJUW
, .... ...,.u.U,J4J,".uwwDWaWW2l1znz,_=.......,.,.."'
_
o
- l
-2
-3
-4 t---'--....:....----
......"""""..".""...."'...""_"'="'- ~='l11Zl'llTlJF77Jé'"vn"'. -~Mars
e...r..
88
c=WJiWL;lUlUurDlUtUt/lJ!i/h
o
Mars - Avril 88
- l
-2
-3
-...,
-4
o
Avril - Mai 88
- l
-2
ILIAWœu...
=
-3
Ge-
-4
o
Mai - Juin 88
- l
-2
-3
o
Juin - Juillet 88
- l
-2
·3
L (ml
o
5
10
15
20
25
30
Fig. E-2 : Pl - Cap des Biches - Comparaison des profils mensuels
[-:.:':";<":'-'J Accumulation
~ Erosion
41

---

B. DONNEES SEDIMENTOLOGIQUES .
Les sédiments de plage sont des sables fins (131 ~m < Mz < 250 ~m),
légèrement carbonatés (7% <CaC03 < 50%), très bien à moyennement bien clas·sés
(0,26 < cr < 0,71). Ils sont en général transportés en suspension graduée. On peut,
d'après les diagranimes de dispersion, les subdiviser en deux groupes (fig. E-3) :
- les sables de la haute plage et du haut estran (1) qui sont légèrement plus
grossiers (Mz > 162 ~m) et bien classés (0,35 < cr < 0,52). Ces sables voient leur
skewness devenir légèrement plus positif au fur et à mesure que la moyenne augmente;
260
240
220
~
~ 200
..,~0 180
§
N
~ 160
140
120
0,2
0,3
0,4
0,5
0,6
0,1
0,8
Sigma
260 1-====:::::::---------==---------,
1
240
220
î
)
200
[:JHP
+ HE
A
BE
.§. 180
N
~
160
140
120 +--.-----.-=:::;:::::=;::==::;::::::==::;::::=-.-----1
-0,4
-0,2
0,0
0,2
0,4
SK
Figw-e E-3 : Pl - Diagrammes de dispersion des indices granulométriques
.
.
en fonction des unités morphologiques
42

---

- les sables du bas estran (II) sont par contre plus fins en moyenne (Mz <
196 Ilm), sauf en juillet 87 et 88 où on a pu observer des sables plus grossiers (Mz > 200
Ilm). D'une manière générale, ce~ sables se caractérisent par des valeurs de classement et
d'asymétrie très variables, avec une détérioration du classement quand la moyenne
augmente, les sables pouvant devenir bimodaux (septembre 87 et janvier 88), alors que le
skewness tend à devenir de plus en plus négatif. C'est aussi dans ce groupe que l'on
trouve les sables les plus carbonatés (jusqu'à 50,8%).
L'étude de l'évolution mensuelle des indices granulométriques montre que les
variations les plus importantes ont lieu au niveau du bas estran (tab. E-3). Pour toutes les
unités morphologiques, la moyenne atteint un minimum en janvier 88 alors que les
sédiments les plus grossiers s'observent en juillet 87 et 88 (fig. E-4). La diminution de la
moyenne s'accompagne d'une amélioration du classement.
Tableau. E-3 : Pl - Variations moyennes mensuellesdeiprincipaux indices
grarudométriques
(N est le nombre d'échantillons ,. la colonne variations indique l'écart entre les valeurs
minimum et maximum de la moyenne Mz en micromètres)
Juillet 87
Septembre
Novembre
Janvier 88
Mars
Mai
Juillet 88
Variations
Haute plage
.
Mz
237
230
233
205
228
216
/
58
Sig
0,41
0,44
0,43
0,42
0,46
0,45
/
0,11
SK
+ 0,06
+ 0,04
+ 0,05
- 0,07
- 0,03 - 0,04
/
0,21
(N)
(1)
(1)
(1)
(3)
(2)
(2)
/
.
Haut estran
Mz
250
206
200
168
206
176
227
88
Sig
0,44
0,37
0,48
0,42
0,49
0,39
0,46
0,16
SK
+ 0,08
+ 0,03
- 0,13
- 0,26
- 0,16 - 0,10
0
0,36
(N)
(1)
(2)
(3)
(2)
(2)
(3)
(4)
Bas estran
Mz
194
180
149
140
158
156
218
98
Sig
0,49
0,59
0,35
0,34
0,34
0,31
0,50
0,46
SK
- 0,18
- 0,25
- 0,12
- 0,05
- 0,13 - 0,11
- 0,02
0,63
(N)
(2)
(5)
(4)
(3)
(3)
(3)
(3)
Pla e aérienne
Mz
219
193
179
171
192
178
223
119
Sig
0,46
0,52
0,41
0,39
0,42
0,37
0,48
0,46
SK
- 0,06
- 0,14
- 0,10
- 0,11
- 0,09 - 0,09
- 0,01
0,63
(N)
(4)
(8)
(8)
(8)
(7)
(8)
(7)
43

---

2 2 0 . . , - - - - - - - - - - - - - - - - - - - , . - - - ,
Pl • Cap des Biches
200
î1180
S 160
~
rn/87 09/87 11/87 01/88 03/88 as/88 07/88
Mois
Figure E-4 : Pl- Variations mensuelles de la moyenne Mz sur le bas estran
II.
CENTRALE THERMIQUE
DU
CAP
DES
BICHES
PROFIL P2
A. OONNEES MORPHOLOGIQUES
Cette plage est plus large que la précédente (39 m en moyenne) et légèrement plus
pentue (0,069). Les coefficients de variation restent faibles, à l'exception de la haute
plage qui présente de fortes variations tant de sa largeur que de sa pente (tab. E-4). La
forme de la plage est en général concave, cette concavité semblant en grande partie induite
par le talus situé en bas du remblai limitant la plage (fig. E-S). Les croissants de plage
sont souvent présents. De plus, on a noté en août 1987, la présence d'une crête et d'un
sillon prélittoraux mais de très faible ampleur « 0,20 m)
44

---

J.R.
.L
Juillet 87
"'-------------
J.R.
Sillon et crête ptéliuorau,
.L
Août 87
o
.L
.L
- 1
-2
- 3
J.R.
-4
Septembre 87
o
-1
-2
- 3
o
Octobre 87
- 1
:~o-1-2-3-4
_ 1 f--
o
J~·R:....L
~Dé=nbre87
--21
3
- 4
--------
_ 5
F.C.
J.R.
Janvier 88
_~I
T . L
-2
-3
- 4
J.R.
C.C.
o
.L
T
Février 88
-Ir-
-2
n=e
-3
-4
C.
J.R.
:1r----------T-=..L-
~o=,,=""..........ooo.~oo.oo>o.oOQ.88QO=QQ
- 3 j
.
-~ 1
J'~r
AvriJ88
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~-..........=..._-----
_
-3
- 4
J.R.
C.C.
Mai 88
:1r
_~::-,:----.L=---.:.T__---
_
- 3
J.R. C.C.
4
.L T
Juin 88
~~ r-~--:::---
_
J J
J',R.
C.C.
_ 4
.L
T
Juillet 88
J~--.....""-----------
- 3 j
L(m)
o
5
10
15
20
25
30
35
40
45
50
Fig. E-S : Pl - Centrale thermique du cap des Biches - Profils de plage
J.R. : Limite du jet de rive
C. : Croissant de plage
T.C. : Tête de croissant
F.C. : Flanc de croissant
c.c. :Creu, de croissant
X : Minérau, lourds
n : Coquilles
0 : Galets
1\\: Rides
45

---

Tableau .E-4 : P2 -.Résultats morphologiques'
L(m) =Largeur en mètres; P =Pente sous forme tang {3; TC =Tête de croissant ..
FC =Flanc de croissant .. CC =Creux de croissant .. C =Croissant de plage ..
R = Rides
Mois
Haute plage
Estran
.
Plage aérienne
Forme
Rel1l3lques
Um)
P
Um)
P
Lim)
P
Juillet 1987
143
0098
147
0092
29
0095
Rectiligne
Août
10,5
0,086
25,5
0,055
36
0,063
Concave
crête sillon Dr
Septembre
7
0107
24
0,067
31
0,076
Concave
mx lourds
Octobre
5
01
22
0061
27
0,067
Concave
Novembre
19
0063
28
0052
47
0,051
Cone/ConvTC
Décembre
18,8
0,106
28.2
0071
47
0,085 Cone/Conv
Janvier 1988
18
0,064
28
0,059
46
0,061
Rectiligne FC
coauil1es
Février
17,8
0,079
21,2
0071
39
0074
Rectilillne CC
mx lourds,R
Mars
23,7
0,055
243
0,060
48
0056
Cone/Conv C
débris 2TOS, R
Avril
18,2
0088
318
0041
50
0,058
Conc/Rect
Mai
24
0,085
16
0063
40
0,076
Concave
CC
Juin
8,8
0,091
27,2
0,066
36
0,072
Concave
CC
mxlourds
Juillet 1988
5
0,13
25
0054
30
0,067
Concave
CC
mxlourds
Movenne
14,6
0,089
243
0,062
389 0,069
Ecarttvne
67
0,Q20
4,9
0,014
8,2
0,014
C. de variation
0,46
0,21
0,20
0,23
0,21
0,20
L'évolution mensuelle des mouvements verticaux se caractérise par une
succession de périodes d'accumulation et d'érosion (tab. E-5, fig.E-6) avec:
- de juillet à novembre 87, des mouvements verticaux relativement peu
importants avec tendance à l'accumulation. Les mouvements observés sont soit des
mouvements compensatoires avec dépôt sur une partie de la plage et érosion sur l'autre
partie (de juillet à août et entre octobre et novembre), soit des mouvements de faible
ampleur essentiellement restreints à l'estran (août à octobre) ;
- de novembre 87 à mai 88. on observe des mouvements plus importants
avec prédominance de l'érosion qui culmine entre novembre et décembre (- 0,50 m par
m linéaire de plage). Cependant, les phénomènes d'érosion ont été interrompus à deux
reprises par des mouvements d'accumulation, forte entre décembre 87 et janvier 88
(+0,68 m par m linéaire de plage) et plus réduite entre février et mars 88 (+ 0,27 m par m
linéaire de plage). Lors de cette période, les mouvements verticaux affectent toute la
plage. Les plages ont des pentes fortes (0,085 en décembre) et présentent leur largeur
maximum (50 m en avril). De plus, entre janvier et mars, apparaissent sur l'estran des
galets, de grosses coquilles mais aussi des rides;
- de mai à juillet 88, on a au contraire une période d'accumulation. Le
dépôt concerne d'abord la haute plage puis l'estran. Parallèlement, la haute plage diminue
fortement en largeur.
46

---

Hr(m)
Juillet - Août 87
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Août - Septembre 87
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Septembre - Octobre 87
- 1
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Octobre - Novembre 87
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Novembre - Décembre 87
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Décembre 87 - Janvier 88
- 2
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Janvier· Février 88
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Février - Man; 88
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- 1
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M.... - Avril 88
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Avril-Mai 88
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-2
UVQUOODUOb22WU
0 r---"' -"-c
<N.vVZ;W2JOldWZ/UZ
• 1
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Mai -Juin 88
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-2
0
- 1
Juin· Juillet 88
-2 r-
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TO-
0 - " ...
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1
L(m)
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-
~'-----i-'--==;:.~,~'~o--;
o
5
10
15
20
25
30
35
40
45
Fig. E-6 : P2 • Centrale lhermique du cap des Biches· Comparaison des profils mensuels
t·"-:··;/·;/l
Acc:umulation
~
Erosion

---

Tablèau E-S : P2 - Evolurion mnrphologique mensuelle
(mnuvements venicaux en m par m linéaire de plage)
Périodes
Haute plage
Estran
Plage aérienne
Juillet-Août 87
- 0,11
+ 0,21
+ 0,06
Août-Septembre
- 0,04
- 0,13
- 0,08
Septembre-ûctobre
0
+ 0,34
+ 0,27
Octobre-Novembre
+ 0,03
+ 0,11
+ 0,09
Novembre-Décembre
- 0,28
- 0,69
i
Décembre 87-Janvier 88
+ 0,30
+ 0,93
•
"
Janvier-Février
- 0,15
- 0,36
c
0,24
Février-Mars
+ 0,05
+ 0,44
+ 0,27
Mars-Avril
- 0,23
- 0,39
- 0,31
Avril-Mai
- 0,12
- 0,38
- 0,26
Mai-Juin
+ 0,20
+ 0,05
+ 0,15
Juin-Juillet 88
0
+ 0,27
+ 0,19
Cumuls
- 0,35
+ 0,44
Juillet 87-Juillet 88
~16
Le bilan d'ensemble de cette plage est positif, avec un gain estimé entre + 0,16
et + 0,32 m par m linéaire de plage. La comparaison des profils de juillet 87 et juillet 88
de même que les cumuls indiquent une redistribution des sédiments entre la haute plage
qui est érodée et l'estran qui s'engraisse.
B. DONNEES SEDIMENTOLOGIQUES
Les sédiments observés sur cette plage sont des sables fins (146 /lm < Mz < 229
/lm), bien à moyennement bien classés (0,29 < cr < 0,57), à skewness à tendance
légèrement négative (-0,17 < SK < +0,23) et à pourcentage de carbonates compris entre
10 et 40 %. Ces sédiments sont transportés en suspension graduée. Les diagrammes de
dispersion d'indices n'ont pas permis de distinguer les différentes unités
morphologiques. La plage se caractérise plutôt par l'homogénéité des sédiments,
particulièrement en juillet 87 et en janvier 88 (fig.E-7)). Enfin, des sables bimodaux ont
été observés sur l'estran en septembre et novembre 87.
48

---

240 ~-----------------___,
+
ç{J
220·
+
o
j
gto
200-
o
'"
'"
0
+
00
'"
OfÇf
.~
+0
§
'" ..
~
o
180
+
+ ID
+
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0 +
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o
+'"
'" '"
160 -
+
'"
'"
+
140 +-----.,.--..--
,---.---r-.--...-----"r----r----!
0,2
0,3
0,4
0,5
0,6
Sigma
240 ....--~---------------___,
+
o HP
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0
220
+ HE
o
~
'"
BE
è'l
"'0
~ 200
~
o
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g
+
~ 180
+
160
+
140 +--~-r_---..--__r---.--.,..-....,....--r--..--__l
-0,2
-0,1
0,0
0,1
0,2
0,3
SK
Figure E-7 : P2 - Diagrammes de dispersion des indices granulométriques
en fonction des unités morphologiques
Quant à l'évolution mensuelle des sédiments, on note globalement une diminution
de la moyenne Mz à partir de juillet, le minimum se situant à des mois différents selon les
unités morphologiques de la plage: janvier au niveau de la haute plage, mars pour le haut
estran et mai pour le bas estran (tab. E-6). Cette diminution de la moyenne s'accompagne
d'une amélioration du classement. Quoiqu'il en soit, la moyenne Mz revient à un
maximum en juillet 88. Sur le bas estran, on note un deuxième minimum·secondaire situé
49

---

en novembre 87 (fig. E-8). Enfin, il faut signaler qu'ici c'est le haut estran qui présente
les plus grandes variations granuiométriques.
Tableau E-6: P2 - Variations moyennes mensuelles des principaux indices
granulométriques
(N est le Mmbre d'échantillons; la colonne variations indique l'écart entre les valeurs
minimum et maximum de la moyenne Mz en micromètres)
JuiUet 87
Septembre
Novembre
Janvier 88
MaIS
Mai
Juillet 88
VariaÙOllS
Haute plage
Mz
225
224
192
188
195
192
197
59
Sig
0,46
0,45
0,42
0,44
0,42
0,43
0,47
0,17
SK
- 0,05
+ 0,06
- 0,09
- 0,04
- 0,05
0
0
0,28
(N)
(2)
(1)
(3)
(3)
(4)
(4)
(2)
Haut estran
Mz
226
207
197
177
159
174
182
83
Sig
0,45
0,45
0,41
0,39
0,38
0,33
0,39
0,23
SK
- 0,07
+ 0,01
- 0,10
- 0,05
- 0,03 - 0,02
+ 0,04
0,24
(N)
(2)
(2)
(2)
(4)
(3)
(3)
(4)
Bas estran
Mz
1
191
168
173
169
159
196
53
Sig
1
0,45
0,50
0,42
0,52
0,35
0,38
0,24
SK
1
- 0,02
- 0,11
+ 0,04
+0,10 - 0,05
- 0,08
0,40
(N)
1
(4)
(2)
(2)
(2)
(2)
(3)
Pla e aérienne
Mz
225
200
187
180
177
178
190
83
Sig
0,46
0,45
0,44
0,41
0,43
0,38
0,41
0,28
SK
- 0,06
0
- 0,10
- 0,03
- 0,01 - 0,02
- 0,01
0,40
(N)
(4)
(7)
(7)
(9)
(9)
(9)
(9)
200 , . . - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - ,
Pl - Centrale thermique
r=.§.170N~
160
09/87
11/87
01/88
03/88
05/88
07/88
Mois
Figure E-8 : P2 - Variations mensuelles de la moyeane Mz sur le bas estran
50

---

III. ZONE COMPRISE ENTRE LA CENTRALE THERMIQUE
ET DIOKOUL: PROFIL P3
A. OONNEES MORPHOLOGIQUES
La plage est légèrement moins large qu'en P2 (31 m en moyenne), mais plus
pentue (0,076 en moyenne)(tab. E-7). Les profils sont en général de forme concave (fig.
E-9). Les croissants de plage sont fréquents. A partir de décembre 87, on a noté des
éboulements de la microfalaise limitant le cordon littoral qui ont d'ailleurs entraîné la
disparition, en mars, du point repère. Des éboulements sont également visibles sur le
deuxième profil en juin, mois au cours duquel on a observé sur l'estran de gros blocs de
grès de plage qui doivent provenir de la base du cordon littoral.
Tableau E-7 : P3 - Résultats morphologiques
(* deuxième profil)
L(m) = Largeur en mètres; P = Pente sousforme rang {3;
FC = Flanc de croissant; CC = Creux de croissant; R = Rides
Mois
Haute plage
EslJan
Plage aérienne
Forme
Remarques
L(m)
P
Lem)
P
d'm)
P
Juillet 1987
15
0,053
8
0,1
23
0,07
Convexe
Août
6,5
0,031
26,5
0,062
33
0056
Convexe
FC
mx lourds
Septembre
4
0.Q25
24
0,069
28
0.064
Convexe/Conc
Octobre
5
0.08
19
0053
24
0058
Rectilil!llC
Novembre
1.2
0083
338
0,067
35
0068
Conc!Rect CC
R
Décembre
8
015
31
0,071
39
0,087
Concave
CC
mx lourds
Janvier 1988
12
0087
23
0,061
34,5
0071
Concave
CC
R
Février
12
0125
23
0.061
36
0,084
Concave
mx lourdsR
Mai·
7
0.193
23
0.048
30
0,082
Concave
CC
mx lourds
Juin·
2
0.5
26
0,077
28
0.107
Conc!Rect
l!J'ès de nlalle
JuiIlet 1988·
3
0367
27
0,059
30
0,09
Conc!Rect
mx lourds
Movelllle
69
0.154
24
0.066
31
0,076
Ecarttvoe
4.5
015
6,8
0,Ql5
4,7
0,016
C. de variation
0,65
097
0.28
0,23
015
021
51

---

Hr (m)
T.C.
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Juillet K7
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Juillet 88
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·4
~---~---~------'-----'-----~---~------'-' L (m)
o
5
10
15
20
25
30
35
Figure E·9 : P3 - Zone comprise eolre la centrale thermique du cap des Biches et Diokoul
Profils de plage
Ut: Limite d. jd de rive
T.C.: Tdc: de croissant
Ec.: Flanc de croGsul
C.C.: Cn:ax de aoiss.-
,
X : MiIléIaax Ioords
Œ> :Blocs de grès de pIat;e
1\\
: R.idco
52

---

Pour le premier profil, de juillet à février 88, prédomine l'érosion avec d'abord,
de juillet à octobre 87 une période de faibles mouvements verticaux avec succession
d'érosion et d'engraissement (tab. E-8, fig. E-I 0). Il s'agit, soit de mouvements localisés
à certaines panies de la plage Uuillet à septembre), soit de mouvements de compensation
(septembre-octobre). Les profils sont convexes à rectilignes. Ensuite, d'octobre 87 à
février 88, on observe une période de forte érosion, surtout entre novembre et
décembre (- 0,57 m par m linéaire de plage). Cette période est interrompue entre
décembre et janvier çar un fort engraissement (+ 0,43 m par rn linéaire de plage). Les
mouvements observés sont importants et affectent toute la plage. Au cours de cette
période, les profils ont pris une forme concave avec de fortes pentes (0,087 en
décembre), présence de minéraux lourds à la limite haute plage-haut estran et de rides sur
le bas estran (fig. E-9).
Les renseignements fournis par le deuxième profil sont peu exploitables car de durée trop
brève. On note cependant une nette diminution de la largeur de la haute plage dont la
pente augmente fortement (0,5 en juin) ce qui donne des profils concaves à tendance
rectiligne. Les plus fortes pentes ont été observées en juin (0,107) et semblent liées à des
éboulements d'origine anthropique de la microfalaise limitant le cordon littoral. Pour ce
qui est des mouvements verticaux, entre mai et juin, le profil est érodé ce qui a provoqué
la mise à l'affleurement sur l'estran, de grès de plage. Par contre, de juin à juillet. le
profil s'engraisse en particulier au niveau de l'esrran (fig. E-IO).
Tableau E-S : P3 - Evolution morphologique mensuelle
(mouvements verticaux en m par m linéaire de plage)
(* deuxième profil)
Périodes
Haute plage
Esrran
Plage aérienne
Juillet-Août 87
- 0,30
- 0,14
- 0,24
Août-Septembre
+ 0,38
+ 0,14
+ 0,18
Septembre-Octobre
- 0,28
+ 0,07
+ 0,02
Octobre-Novembre
- 0,25
- 0,30
- 0,29
Novembre-Décembre
- 0,10
- 0,59
... ""-,,u,S7
Décembre 87-1anvier 88
+ 0.20
+ 0,50
..,.•"'•. ,.,... + ..".0,43
Janvier-Février
- 0,35
-0,46
- 0,41
Mai-luin*
- 0,14
- 0,41
- 0,34
Juin-Juillet 88*
+ 0,05
+ 0,29
+ 0,27
La disparition du premier repère n'a pas permis de faire un bilan de ce profil. Il semble
cependant qu'il soit soumis à une érosion relativement importante qui pourrait être liée
aux activités d'exrraction de sable très importantes dans ce secteur.
53

---

Juillet - Août P>1
Août - Seplembre P>1
!t'--_"'Lb"'~"'L"'UUlU""'L...
~,..,.crtrnbre
a - - _ - ' _ - : '
""
...""'....."""r"""""=-"_'=''''nT''''",'''oe...
- Octobre 87
OclDbre - Novembre P>1
o ~
Novembre - Décembre P>1
~=.2~1
~~~~=
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-.5
o
Décembre
1
P>1 - Janvier gg
2
- 3
- 4
- 5
o
- 1
Javier - Févria 88
- 2
• 3
- 4
- 5
Juin - Juillet 88
L (m)
o
5
10
15
20
25
30
35
Fig. E-IO : P3 - Zone comprise enlre la centrale thermique du cap des Biches et Diokoul-
Comparaison des profils mensuels
Accumulation
~
Erosion
54

---

B. DONNEES. SEDlMENTOLOGIQUES
Les sédiments sont .des sables fins (125 /lm < Mz < 232 /lm), en moyenne bien
classés et à skewness variable. Le pourcentage de carbonates est en général compris entre
10 et 30 %. Ces sédiments sont transportés en suspension graduée, à l'exception des
sédiments très fins observés sur le bas estran en novembre 87 et janvier 88 qui ont été
transportés en suspension uniforme. Les diagrammes de dispersion ont permis de
distinguer deuX grands ensembles de sédiments (fig. E-II) :
240
220
~
200
~..,.~ 180
E
~
~ 160
Zone de recoUYTement
140
Guillet-sept 87 et juillet 88)
120
0,2
0,3
0,4
0,5
0,6
0,7
Sigma
240
220
~
1 200
(JHP
+ HE
.. BE
~0 180
's
~
~ 160
140
120
-0,2
-0,1
0,0
0,1
0,2
0,3
SK
,Figure E-II : P3 - Diagrammes de dispersion des indices granulométriques
en fonction des unités morphologiques
55

---

· ~ les sédiments de la haute plage et du haut estran (1) qui sont des sables
fins (162 ~m < Mz <232 ~m), très bien à bien classés (0,33 < 0" < 0,6) et à skewness à
tendance négative (-0, Il < SK < +0,06). Ils sont toujours transportés en suspension
graduée ;
- les sédiments du bas estran(ll) qui sont des sables très fins à fins (125
~m < Mz < 200 ~m), très bien à bien classés (0,27 < 0" < 0,42) et à skewness variable
(-0,10 < SK < +0,24). Plus ces sédiments sont grossiers, plus ils sont mal classés et
plus le skewness devient négatif.
Il existe cependant un certain recouvrement entre ces deux ensembles, notamment en
juillet 87 et 88.
Pour toutes les unités morphologiques, les sédiments sont les plus fins et les
mieux classés en janvier 88 et les plus grossiers en juillet 87 et 88 (fig. E-12). La zone
qui se transforme le plus sur le plan sédimentologique est le bas estran (tab. E-9).
Tableau E-9 : P3 c Variations moyennes mensuelles des principaux indices
granulométriQues
(N est le nombre d'échantillons; la colonne variations indique l'écart entre les valeurs
minimwn et maximum de la moyenne Mz en micromètres)
Juillet 87
Septembre
Novembre
Janvier 88
Mai
Juillet 88
Variations
Haute plage
Mz
217
205
203
191
198
232
42
Sig
0,40
0,42
0,60
0,43
0,44
0,47
0,22
SK
- 0,09
+ 0,04
- 0,01
- 0,04
- 0,06
- 0,08
0,13
(N)
(3)
(1)
(1)
(2)
(1)
(1)
Hautesttan
Mz
191
206
183
172
183
201
60
Sig
0,38
0,43
0,43
0,36
0,35
0,44
0,15
SK
- 0,06
- 0,04
- 0,02
- 0,01
- 0,04
- 0,01
0,17
(N)
(1)
(3)
(3)
(4)
(3)
(3)
Bas estran
Mz
182
173
141
125
164
190
75
Sig
0,42
0,40
0,34
0,27
0,30
0,36
0,15
SK
- 0,10
+ 0,07
+ 0,07
+ 0,24
+0,13
- 0,07
0,34
(N)
(1)
(2)
(2)
(1)
(3)
(4)
Plage aérienne
Mz
205
195
173
171
177
199
107
Sig
0,40
0,42
0,43
0,37
0,34
0,40
0,21
SK
- 0,09
+ 0,01
+ 0,01
+ 0,02
+0,03
- 0,05
0,35
(N)
(5)
(6)
(6)
(7)
(7)
(8)
56

---

200 ....- - - - - - - - - - - - - - - - - - ,
Pl - En'", cent.... et D i O k /
~ 180
iEg160
"§
~
~ 140
120 +---,--.....-....---.-,.....---..-,---.----,--.---,----l
07i87
09/87
11/87
01/88
OS/88
07/88
Mois
Figure E-12 : P3 - Variaùons mensuelles de la moyenne Mz sur le bas estran
IV. ZONE COMPRISE ENTRE LA CENTRALE THERMIQUE
ET DIOKOUL : PROFIL P4
A. DONNEES MORPHOLCXJIQUES
Ce profil se caractérise, comme le précédent, par des pentes fortes (0,090 en
moyenne, mais pouvant aller jusqu'à 0,131 en mats), en parùculier au niveau de la haute
plage (0,265 en moyenne). La plage est légèrement plus courte que la précédente (28 m
en moyenne). Les profils sont de fonne concave le plus souvent (fig. E-13). Le
coefficient de variaùon est faible tant du point de vue largeur (0,22) que du point de vue
pente (0,27). Néanmoins, la haute plage est beaucoup plus variable (tab. E-lO). En mai,
on a noté la présence de galets et de blocs de grès de plage à la base du cordon littoral et
de galets sur le bas estran. En juin, s'observent sur le haut estran des galets de roches
volcaniques organisés en cordons alors qu'au niveau du bas estran affleurent des
sédiments argileux.
57

---

Hr(m)
c.c.
o
~
Juillel
- 1
87
-2
o~ J.R.
!
~~
- 1
-"'---.:._ _
-2
--...:-_--'--_~
___""""'~"""""""'''''''______
..-3
oAOOO.."..... OOOAOA,A
jt-r_._~
~
Sep_te_m_bre_87
_
'Ot-
J.R.
Octobre 87
:~
--.........}
-3
-----...:~~-------
0t----
-1
_
R
~
-2
.
J
Novembre 87
•
-'----_~
----....~
-3
MA""
~-4:~~LR_~._~_._c_.
~---------~""~Décernbce. lrT
1 . ~
A M M
Janvier 88
:~~
c~c.
J.t"
-3j
------~------~_.<""=AAM"""
o~
J.R.
c.c.
Février 88
~b
------~-=-----~-~-~-~----~
J.R.
Mars 88
~
- o~
1
J.R.
Avril 88
-2
--R....-_.:-.~
--._
-3
-4
__ 021~_J.~. ~C.
Mai 88
-. •
"ore
-3
p p
_~f\\R.
Juin 88
-2
op-op
X!CXKI55!X
-3
Juillel88
:ltL------------ _
~--~~
~
'__
~
~
~_ _____',
L (m)
o
5
10
15
20
25
30
35
Fig. E-l3 : P4 - Zone comprise entre la centrale thermique du cap des Biches el Diokoul
.
Profils de plage
J.R.: Limite du jet de rive
C.C.: Creux de croissant de plage
A : Rides
X: Minéraux lounls
o
:Go!ds de basalte
ex>: Blocs de grès deplagè - : AfficuIanenI desédiments ugileux
58

---

Tableau E-JO : P4 - Résultats TTWrphologiques
.L(m) =Largeur en mètres; P =Pente sous forme tang [3;
CC = Creux de croissant; R = Rides
Mois
Haule plage
Estran
Plage aérienne
Fonne
Remazques
L(m)
P
L(m)
P
L(m)
p.
Juillet 1987
2
0225
14
0,1
16
0,117
Conc/ConvCC
Août
1
0,2
38
0049
40
0053
Concave
R
Seolembre
3
0,2
35
0,04
38
0,053
Concave
Octobre
5
0,15
22
0,043
27
0,069
Concave
Novembre
4,4
0,182
20,6
0,075
25
0,094
Concave
R
Décembre
6
0217
22
0073
28
0,104
Concave
CC
R
Janvier 1988
6
0,192
24
0,041
30
0,074
Concave
CC
R
Février
6
0167
24
005
30
0,073
Concave
CC
R
Mars
4
03
25
0104
29
0.131
Concave
mx lourdsR
Avril
3
0,35
27
0,072
30
0,1
Concave
gros blocs
Mai
3
0333
24
0065
27
0094
Concave
CC
débris gros,R
Juin
1
0,4
21
0098
22
0111
Concave
lZalets.mx Ids
Juillet 1988
0,85
0,529
25,2
0,084
26
0,094
Concave
Moyenne
3,5
0,265
24,8
0,069
28,3
0,09
Ecart tvoe
1,9
0,111
6,1
0,023
6,2
0,024
C. de variation
0,55
0,42
0,25
0,34
0,22
0,27
En terme d'évolution mensuelle, on peut distinguer deux grandes périodes (tab.
E-ll, fig. E-14):
- de juillet 87 à mars 88, prédomine l'érosion qui culmine entre février et
mars (- 0.91 m par m linéaire de plage). Les phénomènes d'érosion concernent
l'ensemble de la plage. Ils sont interrompus par trois périodes d'engraissement: de juillet
à août 87 où l'engraissement, faible, concerne le bas estran, la haute plage étant érodée ;
entre septembre et novembre où les processus d'engraissement concernent d'abord la
haute plage puis s'étendent au haut estran; entre décembre et janvier, les mouvements
importants (+ 0,48 m par m linéaire de plage) sont limités à l'estran. De janvier à février,
les mouvements d'érosion sont très faibles et limités dans l'espace. Cene période est celle
des profils concaves à forte pente (maximum de 0,131 en mars 88) présentant des rides
sur le bas estran ;
- de mars à juillet 88, la tendance est à l'accumulation avec un
maximum atteint entre mai et juin (+ 0,48 m par m linéaire de plage). Les zones de dépôt
sont d'abord localisées sur l'estran (mars à mai) puis se déplacent en direction de la haute
plage (mai à juin). De juin à juillet, on observe des mouvements très faibles avec érosion
du haut estran et dépôt sur le bas estran. Au cours de cette période, les profils
maintiennent une forme concave et de fortes pentes (0, III en juin) alors que la haute
plage se réduit considérablement
59

---

H:e(m)
JuiUe( - Août 87
-~~.
-2
'.
~
_0
1\\....
Août- S<:plantx-e 87
-2
-3
~~~~~~~~~?llJ!Wl?lJ1l1lJ/Z1llbJ2'll/lWl'Tll1J.77UZw:lWJ1l7lll.1Z'llJi7lm~~Z'@~W~~~W1Q.J
- 1
.
o
.=.1
-2
~_""-"._,~,,,,-.
~
~_Scplanbre-Octob'"
_ _
87
-3
o
- 1
Octobre - Novemtx-e 87
~2
~...,~~-~ ~"'·"'·~T~,,.r·7'~,,···'''m-'·'"''ï'
.•
_
o
- 1
Novembre - D6ccmtx-e 87
-2
-3
o
-\\
-2
-3
-4
o
- 1
-2
-3
-4
o
- 1
-2
-3
-4
o
- 1
Marc - Avril &&
-2
-3
-4
o
- 1
-2
-3
o
-\\
M.ï-JuiD88
-2
-3
o
Juin - Juillcl88
- 1
-2
-3
~-----..------==
~
~
~
~_ _~
~
~
-,'L(m)
o
5
10
15
20
25
30
35
Fig. E-11 :P4 - Zone comprise entre la centrale thermique du cap des Biches et Diokoul
~.
Comparaison des profils mensuels
FfI.:':,-":)
Acaana\\aIion
~ &aoia.
60

---

Tableau E-ll .~ P4 - Evolution morphologique mensuelle
(mouvements venicaux en m par m linéaire de plage)
Périodes
HauteOlai!e
Estran
Pla$!;e aérienne
Juillet-Août 87
- 0,15
+ 0,11
+ 0,07
Août-Seotembre
- 0,60
- 0,54
- 0,54
Seotembre-Octobre
+ 0,38
+ 0,02
+ 0,06
Octobre-Novembre
+ 0,30
+ 0,26
+ 0,26
Novembre-Décembre .
- 0,33
- 0,52
- 0,49
Décembre 87-Janvier 88
+ 0,04
+ 0,59
Janvier-Février
- 0,03
- 0,05
- 0,05
Février-Mars
- 0,43
- 1,04
Mars-Avril
- 0,16
+ 0,45
+ 0,37
Avril-Mai
0
+ 0,15
Mai-Juin
+ 0,52
+ 0,47
Juin-Juillet 88
0
- 0,07
.....
- 0,06
--CUmuls
-ll,46
- 0,15
- 0,20
Juillet 87-Juillet 88
- 0,24
Le bilan annuel de ce profil est légèrement érosionnel (entre - 0,20 et - 0,24 m
par m linéaire de plage), la haute plage étant beaucoup plus érodée que l'estran (tab. E-
11).
B. DONNEES SEDIMENTOLOGIQUES
Les sédiments sont des sables très fins à fins (102 ~m < Mz < 238 Jl.1l1), très bien
à mal classés (0,28 < a < 1,08), à skewness compris entre -0,48 et +0,13 et à
pourcentage de carbonates variant entre 10 el 44%. Ils sont en général transportés en
suspension graduée, sauf quand ils deviennent plus fins sur le bas estran (de novembre
87 à mai 88), auquel cas ils sont transportés en suspension uniforme. Les diagrammes de
dispersion permettent de distinguer, essentiellement grâce à la moyenne Mz.1es trois
unités morphologiques (fig. E-15).
-les sédiments de la haute plage (1) sont les plus grossiers (218 J.l.IIl < Mz
< 238 ~m). Ils sont en général bien classés (0,41 < a < 0,51) et à skewness variant peu
entre -0,07 et +0,03. Dans cet ensemble, le point le plus excentré correspond à un
échantillon récolté en mai 88 dans une wne où affleuraient de gros blocs de grès de plage
Cet échantillon se distingue des autres par son plus fort pourcentage de carbonates
(44%), son mauvais classement (a = 1,08), son skewness très négatif (-0,48) et son
kurtosis élevé (K = 3,51 ; sédiment leptokurtique) ;
- les sédiments du haut estran (II) sont des sables fins (165~m < Mz <
227~m), très bien à bien classés (0,29 < a < 0,47) et à skewness variant entre -0, Il et
+0,13 ;
61

---

- les sédiments du bas estran (III) sont les plus fins (102Jlm < Mz <
1981J.II1), très bien à moyennement bien classés (0,28 < cr < 0,56) et à skewness variàble
(-0,11 < SK < +0,19),
Les sédiments du haut estran ont des caractéristiques intennédiaires entre celles de la
haute plage et celles du bas estran.
300 - r - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - ,
échantillon de mai 88
1
~o
100 +--.;::&---,r--.........---.--...----..,,......---:,.--y---r---!
0,2
0,4
0,6
0,8
1 ,0
1 ,2
Sigma
3 0 0 . . . . - - - - - - - - - - - - - - - - - - ,
échantillon de mai 88
1
~
~
!0
~g200
'El
~
N
:;
[;]
+ I-E
.& Œ
100 -l--~--.--__._-__._-_4_-_._-_._-_I
-0,6
-0,4
-0,2
-0,0
0,2
SK
Figure E-15 : P4 - Diagrammes de dispersion des indices granulométriques
, en fonction des unités morphologiques
62

---

Les évolutions mensuelles sont légèrement différentes selon les .unités
morphologiques. Mais on peut retenir une diminution de lamoyenne entre juillet 87 et
janvier (haut estran), mars (bas estran) ou mai 88 (haute plage), puis une remontée
. jusqu'en juillet 88 (fig. E-16). Les variations granulométriques les plus importantes
s'observent sur le bas estran (tab. E-12).
Tableau E-12 : P4 - Variations moyennes mensuelles des principaux indices
granulométriques
(N est le nombre d'échantillons; la colonne variafions indUjue l'écart entre les valeurs
minimum et maximum de la moyenne Mz en micromètres)
JuiUet 87
Septembre
Novembre
Janvier 88
Mars
Mai
Juillet 88
Variations
Haute pla~e
Mz
/
238
225
219
222
218
222
20
Sig
/
0,51
0,41
0,43
0,46
1,08
0,44
0,67
SK
/
+ 0,01
- 0,03
- 0,07
- 0,03 - 0,48
+ 0,03
0,51
(N)
/
(1)
(1)
(1)
(1)
(1)
(1)
Haut estran
Mz
197
193
177
167
185
172
204
62
Sig
0,39
0,34
0,39
0,38
0,40
0,35
0,35
0,18
SK
+ 0,02
0
- 0,05
+ 0,01
- 0,06 +0,03
+ 0,05
0,24
(N)
(2)
(4)
(3)
(3)
(4)
(4)
(3)
Bas estran
Mz
186
179
144
138
121
154
184
96
Sig
0,39
0,51
0,34
0,38
0,36
0,29
0,35
0,28
SK
- 0,10
+ 0,04
0
+ 0,02
+0,04 c 0,02
0
0,30
(N)
(1)
(3)
(3)
(3)
(3)
(3)
(3)
Pla e aérienne
.
Mz
193
193
169
162
165
171
198
136
Sig
0,39
0,43
0,37
0,38
0,41
0,42
0,36
0,80
SK
- 0,02
+ 0,02
- 0,02
0
- 0,02 - 0,05
+ 0,03
0,30
(N)
(3)
(8)
(7)
(7)
(8)
(8)
(7)
200 , - - - - - - - - - - - - - - - - -...
P4 - Entre centrale et Diokoul
07/87 09/87 11/87 01/88 03/88 05/88 07/88
Mois
Figure E-16 : P4 - Variations mensuelles de la moyenne Mz sur le bas estran
63

---

v. CIMETIERE MUSULMAN DE DIOKOUL PROFIL}>S
.A. DONNEES MORPHOLOGIQUES
Cette plage est relativement étroite (28 m en moyenne), légèrement moins pentue
que la précédente (0,079 en moyenne). La haute plage est très courte (6 m en moyenne) et
à forte pente (0,162 en moyenne). Les profils ont souvent une forme concave (fig. E-17).
Quant au coefficient de variation, les mêmes constatations que précédemment restent
. valides, à savoir: une plage aérienne dans l'ensemble peu variable tant en largeur (0,17)
qu'en pente (0,21), mais une haute plage beaucoup plus variable (0,47 pour la largeur et
0,66 pour les pentes) (tab. E-13). Des galets de roche volcanique ont été observés sur le
haut estran en novembre et en février où ils étaient associés à des coquilles, puis en
décembre, avril et mai, sur le bas estran.
Tableau E-13 : P5 - Résultats morphologiques
L(m) = Largeur en mètres .. P = Pente sous forme tang f3 ..
TC =Tête de croissant .. CC =Creux de croissant,' R =Rides
Mois
Haute plage
Estran
Plage aérienne
Forme
RemaIques
Um)
P
L(m)
P
am)
P
Juillet 1987
10
0055
8
0,07
18
0063
Rectilil!OC TC
Août
5
014
30
0,073
35
0,084
Conc!Rect
Seotembre
5
OIl
TT
0,044
32
0,055
Concave
mx lourds R
Ocrobre
5
0,07
19
0,071
24
0071
Rectilil!OC
Novembre
9
0,1
23
0,061
32
0,073
Concave
CC 1COll. Ralets,R
Décembre
85
0147
215
0072
30
0093
Concave
CC
nlets. R
Janvier 1988
7,7
0,123
203 0,062
28
0079
Concave
CC
R
Février
7
0,107
21
006
28
0071
ConclConvCC
mx IdualetsR
Mm
9
0,178
26
0.095
35
0.121
Concave
R
Avril
5
0.2
19
0,042
24
0,075
Concave
Ralets,R
Mai
3,8
0105
21.2 0,071
25
0,092
Concave
CC
lZaiets
Juin
2
0,375
22
0,057
24
0083
Concave
Juillet 1988
1
0,4
25
0,052
26
0,065
Conc!Rect
Moyenne
6
0,162
21,8
0,064
28
0,079
Ecart type
2,8
0,107
5.1
0,014
4,8
0,Ql7
C. de variation
0,47
0,66
0,24
0,22
0,17
0,21
64

---

Hr(m)
Juillet 87
o ~
T.C.
-1
'Y_
-2
J.R.
,J..
-~ l
-2 i ~
_
- 3 J
1 D
l
o
J.R.
_1
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-2" ~~-----!!~~:-~
_
01
J.R.
Oclobre87
-1 ';-'-_-=:.,J..
_
- 2 '
- 3 j
0"
J.R.
C.C.
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Novembre 87
1
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J.R. C.C.
-1
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...............
- 3
-4
J.R. C.C.
Janvier 88
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J.R.
C.C.
Février 88
1
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3
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J.R.
Mus 88
- 1
-2
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-3
-4
-5
o~ J.R.
Avril 88
1
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3
000900
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C.C.
Mai 88
-1
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'Y
-2
~ ~ ~
- 3
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~
-1
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Juin 88
- 2
- 3
- - ~
_~pJl'
Juillet 88
-2
- - - -_ _
- 3
- - - - - - - - - - - - -
L(m)
o
5
10
15
20
25
30
35
Fig. E-l7 : P5 - Cimetière musulman de Diokoul - Profils de plage
J.R.: LimilC du jet de rive
T.C.: ïelC de aoissanl C.C.: C""'" de croissant
X : Minéraux lourds
n : Coquilles 0: Galets de basaIIc
1\\: Rides
65

---

Deux grandes périodes ont pu être distinguées quant aux évolutions mensuèlles
·des profils (tab. E-14, fig. E-18) :
~ de juillet 87 à mars 88, la tendance est à l'érosion avec un maximum
enregistré entre février et mars (- 0,79 m par m linéaire de plage). Cependant, ces
moÙvements sont interrompus à deux occasions (août-septembre puis décembre-janvier)
par des mouvements d'accumulation qui affectent surtout l'estran. De plus, de septembre
à novembre, les mouvements enregistrés sont faibles avec d'abord une érosion qui
concerne l'estran puis des mouvements compensatoires avec érosion de la haute plage-
haut estran et dépôt sur le bas estran. De novembre à mars s'observent les mouvements
d'érosion les plus importants qui concernent surtout l'estran. Au cours de cette période,
on observe des pentes fortes (0,121 en mars; 0,093 en décembre); les profils, de
rectilignes deviennent concaves en même temps qu'apparaissent sur l'estran des galets de
roche volcanique, des minéraux lourds et des coquilles ainsi que des rides sur le bas
estran ;
- de mars à juillet 88, la tendance est à l'accumulation avec des
mouvements particulièrement importants de mars à avril (+ 0,61 m par m linéaire de
plage). TI est à noter que ces mouvements de dépôt profitent essentiellement à l'estran, la
haute plage tendant plutôt·à s'éroder et à reculer. Les pentes varient peu par rapport à la
période précédente et les profils restent concaves (à cause des fortes pentes de la haute
plage) mais se réhaussent au niveau de l'estran. En début de période (avril, mai), on
observe encore des galets de roches volcaniques sur l'estran.
Le bilan annuel est érosionnel (- 0,40 à - 0,42 m par m linéaire de plage) et semble
particulièrement sévère pour la haute plage (tab. E-14).
Tableau E-14 : P5 - EvolUlion morphologique mensuelle
(mouvements verticaux en mpar m linéaire de plage)
Périodes
Hautepla~e
Estran
Pla~e aérienne
Juillet-Août 87
- 0,40
- 0,69
- 0,50
Août-Septembre
+ 0,07
+ 0,46
+ 0,40
Septembre-Octobre
- 0,02
- 0,16
- 0,13
Octobre-Novembre
- 0,10
- 0,02
- 0,04
Novembre-Décembre
- 0,21
- 0,64
- 0,51
Décembre 87-Janvier 88
+ 0,06
+ 0,46
+ 0,35
Janvier-Février
- 0,06
+ 0,04
Février-Mars
- 0,25
- 0,96
Mars-Avril
+ 0,07
+ 0,90
Avril-Mai
- 0,03
- 0,28
- 0,23
Mai-Juin
- 0,21
+ 0,04
o
Juin-Juillet 88
+ 0,05
+ 0,44
+ 0,41
Cumuls
- 1,03
- 0,41
'~:Mlgmt
Juillet 87-Juillet 88
66

---

JuiUeI. - AOÛI 87
Aoû!- Seplembre 87
1
t
o
Septembre - OclObre g7
~----------....."_uu~.~q,...."......u......._.,.."-.,,,,,_
:_ 2
3
U IJLL L 2QDbo...
to
Octobre - Novembre g7
:~ -_"U_b'__~_....-._~
==
_ 3
.
b
= ....u.
r-~_ .. _~
-~1
- 2
-3
-4
- 5 ,;
Décembre 87 - Janv;"" 88
Janvier - Février 8g
~ ~
-- 2 f_e_
c-.-~__~
........-.
_
- 3 _
Févria - Mars gg
Man; - Avril 88
Mai - Juin gg
Juin - Juillet gg
L (m)
o
5
10
15
20
25
30
Fig. E-18 : P5 - Cimetière musulman de Diokoul - Comparaison des profils mensuels
Accumulation
67

---

B. DONNEES SEDIMENTOLOGIQUES
Les sédiments sont .des sables très fins à fins (99 Jlm < Mz < 203 Jlm), très bien à
bien classés (0,29 < a < 0,50), à skewness variable (-0,25 < SK < +0,19). Le
pourcentage de carbonates est très variable (10 à 40%). Ces sables sont transportés en
suspension graduée, sauf de novembre 87 à mai 88 où les sables très fins du bas estran
sont transportés en suspension uniforme. Les diagrammes de dispersion permettent de
distinguer les principales unités morphologiques (fig. E-19) :
220
200
échantillons de juillet
el septembre 87
180
~
I! 160
Al.)
g
...
S!
E
~
~ 120
0
HP
+ HE
100
... BE
80
0,2
0,3
0,4
0,5
0,6
Sigma
220
200
180
ri
1:1
Ê 160
e
.S!
g 140
N
~
120
100
80
-0,3
-0,2
-0,1
0,0
0,1
0,2
SK
,Figure E-19 : P5 - Diagrammes de dispersion des indices granulométriques
en fonction des unités morphologiques
68

---

~ les sédiments de la haute plage (I) sont des sables fins '056 !lm < Mz <
203 !lm). Ils sont bien à très bien classés (0,29 < cr < 0,43) et à skewness variant entre
-0;15 et +0,09 mais à légère tendance négative. Les plus fins et les mieux classés qui se
retrouvent dans le groupe du haut estran, ont été observés en juillet et septembre 87 ;
- les sédiments du haut estran (II) sont des sables fins (147 !lm < Mz <
178 !lm), plus fins que les précédents, très bien à bien classés (0,32 < cr < 0,47) et à
skewness variant entre -D,Il et +0,19 ;
- les sédiments du bas estran (ID) sont des sables très fins à fins
(99 !lm < Mz < 179 !lm) qui se distinguent des précédents par leur plus grande variabilité
granulométrique. Ce sont des sédiments très bien à bien classés (0,30 < cr < 0,50) et à
skewness plus variable que celui des sédiments précédents (-0,25 < SK < +0,16). Quant
au pourcentage de carbonates, il oscille entre 14 et 39%.
Ces sédiments évoluent de la manière suivante au cours de l'année: de juillet 87 à
janvier 88, on passe de sables fins à des sables très fins, puis la moyenne augmente
jusqu'en juillet 88 (fig. E-20). La diminution de la moyenne s'accompagne d'une
amélioration du classement. La zone qui varie le plus est le bas estran (tab. E-15).
Tableau E-15 : P5 - Variations moyennes mensuelles des principaux indices
granuiométriques
(N est le nombre d'échantilÙJns; la colonne variations indique l'écart entre les valeurs
minimum et maximum de la moyenne Mz en micromètres)
Juillet 87
Septembre 1 Novembre
Janvier 88
Mars
Mai
Juillet 88
Variations
Haute plage
Mz
158
166
182
190
193
188
203
47
Sig
0,31
0,29
0,39
0,38
0,36
0,38
0,43
0,14
SK
- 0,04
+ 0,09
- 0,07
- 0,11
- 0,12
0
- 0,10
0,21
(N)
(2)
(1)
(1)
(1)
(1)
(1)
(1)
Haut estran
Mz
152
157
163
151
171
168
171
31
Sig
0,32
0,36
0,34
0,37
0,39
0,40
0,37
0,15
SK
- 0,07
+ 0,04
+ 0,12
+ 0,01
- 0,01
0
+ 0,01
0,30
(N)
(1)
(3)
(3)
(3)
(3)
(3)
(3)
Bas estran
Mz
/
166
148
112
122
143
164
80
Sig
/
0,48
0,36
0,34
0,39
0,36
0,33
0,20
SK
/
- 0,03
+ 0,06
+ 0,02
- 0,08 - 0,05
+ 0,11
0,41
(N)
/
(3)
(3)
(3)
(2)
(3)
(3)
Pla e aérienne
Mz
156
162
159
140
158
160
173
104
Sig
0,31
0,40
0,36
0,36
0,38
0,38
0,36
0,21
SK
- 0,06
+ 0,02
+ 0,07
0
- 0,05 - 0,02
+ 0,04
0,44
(N)
(3)
(7)
(7)
(7)
(6)
(7)
(7)
69

---

170 . . , - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - ,
PS • Cimetiere musulman de Diokoul
160
1150
§ 140
.~
.s 130
~
120
09/87
11/87
01/88
03/88
05/88
07/88
Mois
Figure E-20 : P5 - Variations mensuelles de la moyenne Mz sur le bas estran
VI. CIMETIERE CHRETIEN DE DIOKOUL
P6
A.OONNEES MORPHOLOGIQUES
Ce profil se caractérise d'abord par la faible largeur de la plage (18 m en
moyenne) et ses fortes pentes (0,123 en moyenne). La haute plage est en fait incomplète,
la partie située au niveau du cimetière n'ayant pu faire l'objet de mesures. Aussi, la
largeur moyenne de la haute plage n'a pas été calculée. Les profils sont en général
concaves (fig. E-21). Les coefficients de variation sont faibles (tab. E-16). Enjuin, la
plage était recouverte de très nombreux coquillages de même que tout le littoral compris
entre P5 et P6.
70

---

Hr(m)
o
Juillet 87
- 1 1
- 2 -
Août 87
-~r-------.
-2
- - -_ _~_
Septembre 87
Octobre 87
-
- ~2 ~------.---...._-
~ .l.J.R.
Novembre 87
-~}
-2]
o
Décembre 87
- 1
-2
J.R.
o
.l.
Janvier 88
- 1
-2o 1-_-
-1
Février 88
-2
o
J.R.
- 1
Mars 88
.l.
-2
-3
o
-1 j - - - - - -
Avril 88
-2
J.R.
O~
.l.
~~
~i ]-~:-----------A<:Ioo:lo/:lO
M c o ... •
0
- 1
Juillet 88
-2
, L(m)
0
5
10
15
20
25
Fig.E-21 : P6 - Cimetière chrétien de Diokoul - Profils de plage
J.R.: Limite du jet de rive
n : Coquilles
X ; Minéraux lourds
/1: Rides
71

---

Tableau E-16 : P6 - Résultats morphologiques
L(m) =Largeur en mètres; P =Pente sousforme tang f3; R =Rides
.
Mois
Haute plage
EslraJl
Plage aérienne
Fonne
Remarques
Um)
P
L(m)
P
. Um)
P
Juillet 1987
4
015
7
015
11
015
Rectililme
Août
1
1
19
0105
19
0,105
Rect/Conc
Sei>tembre
1
1
14
0135
14
0135
Rect/conc
mx lourds
Octobre
1
1
17
0,112
17
0.112
Rectili.l!ne
Novembre
1
0,05
17
0,115
18
0,111
Convexe
mxlourds,R
Décembre .
25
016
14.5
0135
17
0138
Concave·
R
Janvier 1988
6
0158
19
0105
25
0125
Concave
R
Février
4
0163
14
0111
18
0,122
Concave
R
Ma.'"S
10
0,16
12
0117
22
0.136
Concave
R
Avril
5
0,12
12
015
17
0,141
Conc/Conv
.
Mai
4
0088
15
0113
19
0105
Rectilil!ne
R
Juin
1
1
19
0108
19
0108
Rectilil!ne
coouillal!es
Juillet 1988
1
1
22
0109
22
0109
Coocave
Movenne
1
0.131
15.5
0,12
18
0123
Ecarttvœ
1
0,042
3,9
0,016
3,6
0,016
C. de variation
1
032
025
013
0,20
0,13
La principale caractéristique de l'évolution mensuelle des profils est la faiblesse
des mouvements verticaux qui ne dépassent pas ± 0,30 m par m linéaire de plage.
On peut distinguer deux périodes dans l'évolution de cette plage (tab. E-17, fig.E- 22) :
Tableau E-17 : P6 - Evolution morphologique mensuelle
(mouvements venicaux en m par m linéaire de plage)
Périodes
Haute plage
Estran
Plage aérienne
Juillet-Août 87
- 0,24
- 0,08
- 0,14
Août-Septembre
1
+ 0,26
+ 0,26
Septembre-üctobre
1
- 0,22
- 0,22
Octobre-Novembre
1
+0,24
+ 0,24
Novembre-Décembre
0
- 0,32
@tt;tŒ::::nf~lf:'mitWW
Décembre 87-JanVler MM
0
+ D,lM
+ 0,16
Janvier-Février
- 0,08
- O,W
- 0,09
Février-Mars
- 0,11
- 0,19
- 0,17
Mars-Avril
+0,31
+ 0,28
Avril-Mai
- 0,01
+ 0,12
+ 0,08
Mai-Juin
+ 0,20
+ 0,27
+ 0,26
Juin-Juillet 88
/
- 0,15
- 0,15
Cumuls
/
+ 0,30
+ 0,23
Juillet 87-Juillet 88
,/{··••"···rr
72
'.
.
.

---

Hr(m)
o
Juillet - Août 87
- 1
-2
Août - Septembre 87
o
- 1
....
-2
-- ... -
o
Septembre - Octobre 87
- 1
-2
o
- 1
-2
o
- 1
-2
- 3
o
Décembre 87 - Janvier 88
- 1
.... -:'1";
-2
_.~... ~."..........
o
Janvier - Février 88
- 1
-2
o
- 1
-2
-3 r---
---------~~
Février - Mars 88
.
- - - - - - - -
'IllZQ!:>J':l'Z. .,...,.,'7r..__
"'-.c.c.r~
o
- 1
-2
-3
o
- 1
-2
o
- 1
-2
o
- 1
-2
L - -
........
- - ' -
----'-
--',
L (m)
o
5
10
15
20
Fig. E-22: P6 - Cimeùère chrétien de Diokoul - Comparaison des profils mensuels
Accumulation
~
Erosion
73

---

- de juiller87 à mars 88 se succèdent des mouvements d'érosion et
d'accumulation avec toutefois une légère prédominance de l'érosion, l'érosion
étant maximum entre novembre et décembre (- 0,30 m par m linéaire de plage). Les
profils, de rectilignes deviennent concaves, en même temps que leur pente augmente
(0,138 en décembre), et présentent des rides sur le bas estran ;
- de mars à juillet 88, prédomine nettement l'accumulation qui culmine
entre mars et avril (+ 0,30 m par m linéaire de plage). Les profils deviennent rectilignes à
légèrement convexes, les pentes restent fortes (0,141 en aVril) et la haute plage recule.
Le bilan annuel de cette plage est positif (+ 0,23 à + 0,39 m par m linéaire de
plage).
B. OONNEES SEDIMENTOLOOIQUES
Les sédiments sont des sables très fms à fins (121 J.Lm < Mz < 213 J.1.ID), à indice
de classement et skewness variables. Le pourcentage de carbonates varie en moyenne
entre 15 et 40 %, mais atteint des maxima de 58 à 67% en juillet 88 (suite aux
accumulations de coquillages observées en juin). Ces sédiments sont en général
transponés en suspension graduée, sauf les sédiments très fins du bas estran observés
entre novembre 87 et mai 88 qui sont transponés en suspension uniforme. De plus, en
septembre 87, on a observé des sables trimodaux sur le bas estran alors qu'en juillet 88 le
haut estran présente des sédiments bimodaux. Les diagrammes de dispersion permettent
essentiellement de distinguer deux grands ensembles bien séparés (fig. E-23) :
- les sédiments de la haute plage et du haut estran (1) qui sont les
sédiments les plus grossiers (sables fins: 173 J.LDl < Mz < 213 J.Lm), les plus mal classés
(0,30 < cr < 0,54) et à skewness négatif (-0,32 < SK < -0,03) ;
- les sédiments du bas estran (II) sont plus fins (sables très fins à fins:
121 J.LDl < Mz < 157 J.Lm), très bien classés (0,24 < cr < 0,33) et à skewness en général
positif (+0,02 < SK < +0,31).
Les éçhantillons qui s'écartent de ces ensembles sont des sédiments plurimodaux.
74

---

220
...
200
+
+
r
...
échantillon
~
IBO
trimodal
~
0+
+
..,
+
E
e
<.>
g 160
~
140
[;]
+ HE
... BE
120
0,2
0,3
0,4
0,5
0,6
0,7
Sigma
220
200
+ ° +
+0
~
...
~
~ 180
f>
+
ê
.~
E
~ 160
140
120 +--....,....-......,.--.-----.--~-=_r_--~__1
-0,4
-0,2
0,0
0,2
0,4
SK
Figure E-23 : P6 - Diagrammes de dispersion des indices granulométriques
en fonction des unités morphologiques
Les variations granulométriques les plus importantes s'observent ici aussi sur le
bas estran (tab. E-18). La moyenne Mz diminue entre juillet et novembre 87, elle remonte
très légèrement en janvier 88 puis atteint un minimum en mars 88 après quoi, elle
75

---

augmente jusqu'en juillet 88 (fig. E-24): A noter que le minimum de .mars correspond à
un skewness très positif sur le bas estran.
Tableau.E-18 : P6 - Variations moyennes mensuelles des principaux indices
granldométriques
(N est le nomb;e d'échantillons .. la colonne variations indique l'écart entre les valeurs
minimum et maximum de la moyenne Mz en micromètres .. n.s.: non significatif)
Juillet 87
Septembre
Novembre
Janvier 88
Mars
Mai
Juiliet 88
Variations
Haute plage
Mz
/
/
/
177
179
206
/
n.s.
Sig
/
/
/
0,34
0,29
0,38
/
SK
/
/
/
- 0,12
- 0,03 - 0,10
/
(N)
/
/
/
(1)
(2)
(1)
/
Haut estran
Mz
188
173
189
159
146
185
199
67
Sig
0,41
0,48
0,42
0,30
0,28
0,31
0,52
0,27
SK
- 0,10
- 0,22
- 0,14
+ 0,06
+0,05 - 0,10
- 0,29
0,38
(N)
(2)
(1)
(2)
(1)
(1)
(2)
(3)
.
Bas estran
Mz
/
199
132
134
123
149
156
91
Sig
/
0,56
0,29
0,29
0,33
0,25
0,30
0,41
SK
/
- 0,16
+ 0,17
+ 0,18
+0,31 +0,04
+ 0,12
0,63
(N)
/
(2)
(2)
(2)
(2)
(2)
(3)
Pla e aérienne
Mz
188
186
160
151
150
175
178
92
Sig
0,41
0,53
0,35
0,30
0,30
0,30
0,41
0,41
SK
- 0,10
- 0,18
+ 0,02
+ 0,07
+0,12 - 0,04
- 0,09
0,63
(N)
(2)
(3)
(4)
(4)
(5)
(5)
(6)
200 . - - - - . - - - - - - - - - - - - - - . . . . . . ,
P6 . Cimetiere chrétien de Diokoul
...... 180
1
.~ 160
~
...
::E 140
09/87
11/87
01/88
03/88
05/88
07/88
Mois
Figure E-24 : P6 - Variations mensuelles de la moyenne Mz sur le bas estran
76

---

VII. MERINA : PROFIL P7
A. DONNEES MORPHOLOOIQUES
Cette plage est relativement étroite (24,5 m de largeur moyenne), pentue (0,093
en moyenne) et présente des profils de fonne variable mais à prédominance concave
(fig.E-25). Les croissants de plage sont fréquents. Sur le plan morphologique, c'est une
plage peu variable à l'exception de la haute plage (tab. E-19).
Tableau E-19 : P7 - RésultaIS morplwlogiques
L(m) =Largeur en mètres; P =Pente sous/orme tang f3;
TC =Tête de croissant; F.C. =Flanc de croissant; CC =Creux de croissant ;
R =Rides
Mois
Haute plage
Estran
Plage aérienne
Fonne
Remarques
Um)
P
Um)
P
L(m)
P
Juillet 1987
8
0,1
7
0,114
15
0,107
Rectiligne
Août
7
0114
15
0,065
22
0,083
Concave
Septembre
7
0043
15
0113
22
0,091
Convexe
TC
Octobre
3
02
17
0,088
20
0,105
Concave
Novembre
3
0,1
21
0062
24
0,067
Rectilil!ne FC
Décemlxe
7
0,143
21
0,081
28
0,096
Concave
CC
mx lourds
Janvier 1988
10
0095
19
0084
29
0088
Conc/ConvFC
Février
9
0,106
19
0082
28
0089
Concave
CC
Mars
12
01
18
0119
30
0.112
ConcIConvexe
R
Avril
10
006
18
0092
28
008
Convexe
FC
Mai
7
0,114
21
0,086
28
0,093
Conv/ConcFC
mx lourds
Juin
2
0,3
22
0,082
24
0,1
Conc/ConvTC
Juillet 1988
3
0,2
17
0077
20
0,095
Conc!Rect
Movenne
68
0,129
17,7
0088
24,5
0093
Ecart tvDe
31
0,068
3,9
Om8
4,3
0012
C. de variation
0,46
0,53
0,22
0,20
0,17
0,13
La principale caractéristique de révolution mensuelle des profils est la très nette
prédominance des mouvements d'érosion qui sont toutefois entrecoupés de
périodes d'accumulation limitée, à l'exception de la période mars-avril où l'accumulation
atteint un maximum (+ 0,73 m par m linéaire de plage) (tab. E-20). On peut cependant
distinguer 4 périodes (fig. E-26) :
77

---

"r(1Il)
Juillc:l87
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AoûI87
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T.C.
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J.R.
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J.R. F.C.
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1
Janv;a88
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J.R.
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J.R.
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Juin 88
- 2 i
- - - - - - -__
·3 J
- - -
_
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_
Juillc:l 88
·3 j
---.
o
5
10
15
20
25
30
Fig.E·25 : P7 - Mérina - Profils de plage
JR.: LimilC du jet de rive T.C.: Têle de croissant F.C; Flane de croissant C.C.: Creux de croissant
X : Minéraux lourds
A:: Rides
78

---

Hr(m)
o
Juillet - Août 87
- 1
-2
o
- 1
-
Août - Septembre 87
-2
Septembre - Octobre 87
2~ t--"'U"'''''Zll'ZZ':'ZU.'ZU.?iu.:'lu.~Z':l':U.?/.~~zt.Zi~Z~V.'Zu.i'lu.'n'n''',",
-_
_ _
uUl/liUUzzum:n
_3
-=:Z:UU::::zu =OOt:7r.
Octobre - Novembre 87
- o~
1
-_2
---=~
r,..,.,..,....,. ....- - .... -:- ... "" ..... _<t",'P'"'
3
~
:~r-----.. O"'D"'4~UW22b.:1'llI?l&:~Zi!Ztttll.l~W2~~Ziei~?~mih~~~r?imlmlm~~1l21'7Z~Novr._
e.......
"",lire - Décembre 87
- 3
.
'<v.dU62UUUffHJJ/&ù/2W(UQ~
-4
j }---~"i":::'?:<;:':"?;'0;>''';;'"\\,-,,,,~,,,,.,''~r.,,,,.,,,,,,::87-Janvier88
o 1
- 1
~
Janvier - Février 88
:~ r---
-4
Févri... - MaIS 88
o
- 1
Avril- Mai 88
- 2
-3
o
- 1
- 2
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Mai-JUin88
j -
2"lL-"
- 3
o l
- 1
Juin - Juillet 88
k."
-2
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..~ ---.=""",,=_ _
- 3
.J
- - - - . . ,
------::'-:--_ _~' L (m)
o
5
10
15
2.0
25
30
Fig.E-26 : P7 - Mérina - Companüson des profils mensuels
Accumulation
~
Erosion
79

---

. Tableau E-20 : Pl - EvolWion morphologique mensuellf!
(mouvements verticaux en m par m linéaire de plaie)
Périodes
Haute olage
Estran
Plage aérienne
Juillet-Août 87
+ 0,16
+ 0,07
+ 0,12
Août-Seotembre
+ 0,19
+ 0,17
. + 0,18
Seotembre-Octobre
- 0,26
- 0,35
- 0,32
Octobre-Novembre
- 0,37
+ 0,15
Novembre-Dér.-embre
+ 0,10
- 0,49
Décembre 87-JanVler 88
+ 0,02
+ 0,38
~
+ 0,29
Janvier-Février
- 0,02
- 0,11
Février-Mars
- 0,27
-<r,47
Mars-Avril
+ 0,70
+ 0,76
Avril-Mai
- 0,31
- 0,40
....
- 0,37
Mai-Juin
- 0,40
+ 0,03
- 0,08
Juin-Juillet 88
+ 0,30
0
+ 0,03
Cumuls
- 0,16
-0,26
- 0,26
Juillet 87-Juillet 88
tmm~wit~
- de juillet à septembre 87, prédomine l'accumulation qui est
essentiellement restreinte à la haute plage et au haut estran. Les profils tendent à devenir
convexes;
- de septembre 87 à mars 88, l'érosion prédomine, avec un premier
maximum entre novembre et décembre (- 0,42 m par m linéaire de plage), puis un
maximum secondaire entre février et mars (- 0,41 m par m linéaire de plage). Les profils
tendent à devenir concaves et les pentes sont fortes avec un maximum en mars (0,112).
Les mouvements d'érosion concernent toute la plage mais sont interrompus de courtes
périodes d'accumulation. Ainsi, d'octobre à novembre, on observe une redistribution des
sédiments entre la haute plage qui est érodée et l'estran qui s'engraisse alors que de
décembre 87 à janvier 88, le dépôt est limité à l'estran ;
- de mars à avril 88, on note un très fort mouvement d'engraissement
généralisé de toute la plage (+ 0,73 m par m linéaire de plage) qui entraîne un
adoucissement de la pente de la plage et la réalisation d'un profil convexe;
- d'avril à juillet 88, l'érosion prédomine à nouveau. Après avoir
concerné l'estran entre avril et mai, elle est restreinte à la haute plage entre mai et juin,
alors qu'entre juin et juillet la haute plage connaît une certaine accumulation pendant que
le haut estran est érodé, vraisemblablement au profit du bas estran. Les profils
redeviennent concaves et les pentes augmentent (0,093 à 0,1) alors que la haute plage se
réduit.
Le bilan annuel de ce profil est négatif avec une érosion estimée entre - 0,26 et-
0,33 m par m linéaire de plage. L'estran semble légèrement plus érodé que la haute plage
(tab. E)O).
80

---

B.DONNEESSED~NTOLOGIQUES
On a sur cette plage des sédiments très fins à moyens (141 ~m < Mz < 323 ~),
bien à moyennement classés (0,36 < cr < 0,75), à skewness variable (-0,31 < SK <
+0,27) et à très faible pourcentage en carbonates (en général inférieur à 10%). Les
sédiments sont transportés par saltation ou en suspension graduée. Les diagrammes de
dispersion ne permettent pas de les distinguer selon les unités morphologiques, ce qui
indique une grande dispersion des sédiments (fig. E-27). On peut simplement noter
deux tendances d'évolution des sédiments à partir des diagrammes Mz-SK et Mz-K :
o
+
+
1300
.&
9
.~
g
'"
::E 200
+
100 +-~---'.r--r---.-
.-r----,.-..--...,.r-..........-r-,r-""TI-~__1
0,7
0,8
0,9
1 ,0
l ,1
1 ,2
1 ,3
1,4
K
Figure E-27 : Pl - Diagrammes 4e dispersion des indices granulométriques
en fonction des unités mexphologiques
81

---

- les sédiments dont la moyenne est inférieure à 230 Jlm environ se
caractérisent par une dimirlUtion de leur skewness et de leur kurtosis au fur et à mesure
que la moyenne Mz augmente;
- pour les sédiments dont la moyenne est inférieure à 230 Jlm, c'est la
relation inverse: au fur et à mesure que la moyenne augmente, le skewness tend à devenir
de plus en plus positif et le kurtosis augmente.
Enfin, notons la présence de sables bimodaux en septembre 87, sur le haut et le bas
estran, en janvier 88 tout le long de la plage et en juillet 88 sur le haut estran.
Les variations granulométriques mensuelles sont importantes, en particulier sur le
bas estran (tab. E-21). Elles sliivent un cycle avec diminution de la moyenne de juillet 87
à mars 88 puis augmentation jusqu'en juillet 88, la diminution de la moyenne
s'accompagnant d'une amélioration du classement (tab. E-21, fig. E-28).
Tableau E-21 : P7 - Variations moyennes mensuelles des pri1U:ipaux indices
grQlllÙométriques
(N est le nombre d'échantillons .. la colonne variations indique l'écart entre les valeurs
minimum et maximum de la moyenne Mz en micromètres)
Juillet 87
Septembre
Novembre
Janvier 881 Mars
Mai
Juillet 88
Variations
Haute pla.e;e
Mz
244
323
/
263
243
274
/
101
Sig
0,53
0,46
/
0,47
0,48
0,50
/
0,09
SK
+ 0,17
+ 0,15
/
+ 0,21
+0,07 +0,12
/
0,09
(N)
(2)
(1)
/
(2)
(2)
(1)
/
Haut estran
Mz
280
269
244
249
200
217
236
106
Sig
0,52
0,45
0,40
0,51
0,53
0,43
0,55
0,22
SK
+ 0,13
+ 0,12
+ 0,17
+ 0,14
- 0,10 - 0,12
+ 0,12
0,42
(N)
(2)
(3)
(2)
(3)
(3)
(3)
(3)
Bas estran
Mz
/
237
244
195
141
171
265
146
Sig
/
0,51
0,46
0,65
0,39
0,37
0,53
0,39
SK
/
- 0,02
- 0,05
- 0,06
+0,03 +0,02
+ 0,17
0,55
(N)
/
(1)
(3)
(2)
(1)
(2)
(2)
Pla !Je aérienne
Mz
262
274
244
237
204
211
247
182
Sig
0,52
0,46
0,43
0,53
0,49
0,42
0,54
0,39
SK
+ 0,15
+ 0,10
+ 0,04
+ 0,10
- 0,03 - 0,01
+ 0,14
0,58
(N)
(4)
(5)
(5)
(7)
(6)
(6)
(5)
82

---

300 , - - - - - - - - - - - - ' - - - - - - - - - - - - ,
P7 • Mérina
~ 250
g
§
tl 200
g
::Ë
150
09/87
11/87
01/88
03/88
05/88
07/88
Mois
Figure E-28 : P7 - Variations mensuelles de la moyenne Mz sur le bas estran
VIII. MERINA : PROFIL P8
A. OONNEES MORPHOLOGIQUES
La plage est de largeur comparable à la précédente (26 m en moyenne) mais
légèrement plus pentue (0,112 en moyenne). Les profils sont en majorité convexes (fig.
E-29). Cest une plage peu variable tant en largeur qu'en pente, la haute plage étant
l'unité morphologique la plus changeante (tab. E-22). Les croissants de plage sont
souvent présents, notamment entre octobre 87 et février 88, pouvant même être emboîtés,
comme en octobre 87 où on obselVe 2 générations de croissants, l'une sur la haute plage
et l'autre à mi-estran. De plus, en novembre 87 on a constaté des concentrations de
coquilles sur le haut estran.
83

---

Hr(m)
0
Juillel 87
- 1
-2
-3
-4
0
AoûtS?
- 1
-2
0 ~
J.R.
Septembre 87
- 1
!
-2
T.C.
0 j ...
J.R.
T.C.
...
- 1
0
----- !
OclObre87
-2
F.C.
-
j-
...
- 1
000000
NovembreS?
-2
T.C. J.R.
0
... !
. 1
--- DéœmbreS?
-2
...
- 3
T.C.
J.R .
0
-2 r
... --J
- 1
Janvier 88
0
J.R. T.C.
!
...
- 1
-- Février88
-2
0
- 1
Mars 88
-2
- 3
-4
-~~
0
-3 f
J.R.
. 1
- !
Avril 88
-2
J.R.
---
-~
-2 r
!
Mai 88
-3
------
-~~
Juin 88
-2
0
- 1
Juillel 88
-2
L(m)
0
5
10
15
20
25
30
35
Fig. E·29 : P8 - Mérina - Profils de plage
JR.: Limite du jet de rive
T.C.: Tête de croissant F.C.: Flanc de croissant
n : Coquilles
X : Minéraux lourds
1\\: Rides
84

---

Tableau E-22 : PB - Résultats morpJwlogiques
L{m) = Largeur en mètres .. P = Pente sousforme rang (f3) ..
C = Croissant de plage .. TC = Tête de croissant .. FC = Flanc de croissant .. R = Rides
Mois
Haute plage
Estran
Plage aérienne
Fonne
Remarques
L(m)
P
L(m)
P
L(m)
P
Juillet 1987
5
0,2
21
015
26
0165
Recùligne
Août
4,5
0,089
175
0,116
22
011
Convexe
Sep!embre
4,5
0,178
20,5
0,078
25
0096
Ccnv/Conc
Octobre
8
0,125
15
0077
23
0094
Conc/Conv C
Novembre
7
0064
18
0,097
25
0088
Convexe
FC
coouilles
Décembre
13
0,073
14
0,146
27
0111
Convexe
TC
mx lourds
Janvier 1988
15
0047
15
0,115
30
0,079
Convexe
TC
Février
13
0,065
15
0,143
28
0107
Convexe
TC
Mars
13
0131
18
0153
31
0.143
Conc/Conv
R
Avril
11
0118
19
0,121
30
012
Rectilil!Ile FC
Mai
10
011
20
0115
30
0113
Convexe
Juin
2.5
0,24
19,5
0,092
22
0,109
Conc/Rect
Juillet 1988
18
0,117
18
0117
Rectilil!Ile
Moyenne
8.2
0,12
177
0117
25,9
0112
Ecart type
4,7
0,06
2,6
0,026
4,1
0,023
C. de variation
0,57
0,50
0,15
022
016
0,21
L'évolution mensuelle de ce profil est totalement différente de celle observée avec
les profils précédents (tab. E-23, fig. E-30).
Tableau E-23 : PB - Evolution morpJwlogique mensuelle
(mouvements venicaux en m par m linéaire de plage)
Périodes
Haute plage
Esttan
Plage aérienne
Juillet-Août 87
+ 0,37
+ 0,60
+ 0,55
Août-Septembre
- 0,08
+ 0,U7
+ 0,04
Septembre-ûctobre
- 0,23
- 0,13
- 0,15
Octobre-Novembre
+ 0,08
+ U,34
+ U,25
Novembre-Décembre
+ U,28
+ U,02
+ 0,09
Décembre 87-Janvier 88
+ 0,37
+ 0,75
Janvier-Février
- 0,34
- 0,64
-0,48
Février-Mars
- 0,35
- 0,80
<A'I
1
"00000
Mars-Avril
+ 0,19
+ 0,53
+ 0,35
Avril-Mai
- 0,05
+ 0,05
+ 0,01
Mai-Juin
- 0,20
- 0,13
- 0,16
Juin-Juillet 88
1
+ 0,02
+ 0,02
Cumuls
0
+ 0.68
II< ·.ooo.•o.•o,l...o•.••.O,S8ii
Juillet 87-Juillet 88
1«· ••·+0,46>
85

---

Hr(m)
Juillo: - Août 87
Août - Septembre 87
Octobre - Novembre lr7
Novembre - Décembre lr7
------------
Q
Qeu
....il.U.l:l
:r-2-3-4
Avril- Maï88
Mai - Juin 88
Juin - Juillet 88
~---~----'-----~----'-----'--_ _--" L (m)
o
5
10
15
20
25
30
Fig. E-30 : P8 - Mérina - Comparaison des profils mensuels
Accumulation
~
Erosion
86

---

On distingue ainsi deux grandes périodes:
- de juillet 87 à janvier 88, la tendance est à l'accumulation, qui n'est
interrompue qu'entre septembre et octobre par une courte période d'érosion de faible
ampleur, limitée à la haute plage et au bas estran. Quand les mouvements sont très faibles
(août-septembre et novembre-décembre), cela correspond à des phénomènes de
compensation au sein du profil (érosion-accumulation ou l'inverse). Les mouvements de
dépôt les plus importants s'observent entre décembre 87 et janvier 88 (+ 0,65 m par m
linéaire de plage). Cette période se traduit par le passage de profils rectilignes ou
concaves à des profils convexes;
- de janvier à juillet 88, on a prédominance de l'érosion qui culmine entre
février et mars (- 0,59 m par m linéaire de plage). Il y a toutefois une courte période
d'accumulation de mars à mai. Les profils de plage présentent des pentes plus fortes que
précédemment (0,143 en mars) et tendent à devenir concaves alors que la haute plage
disparaît en juillet
Le bilan annuel de ce profil est nettement positif (+ 0,46 à + 0,58 m par m
linéaire de plage), l'engraissement se faisant avant tout au bénéfice de l'estran.
B. DONNEES SEDIMENTOLOGIQUES
Les sédiments sont des sables fins à moyens (160 Jlm < Mz < 287 Ilm), très bien
à moyennement bien classés (0,29 < cr < 0,64), peu carbonatés « 10%), à skewness et
kurtosis variables. Ces sédiments sont transportés par saltation ou en suspension
graduée. Les diagrammes de dispersion permettent de distinguer deux grands ensembles
(fig. E-31) :
- la haute plage et le haut estran (1) qui présentent les sédiments les plus
grossiers (Mz > 221 Jlm), les plus mal classés (0,40 < cr < 0,64) et à skewness à
tendance positive (-0,08 < SK < +0,29). On note qu'au fur et à mesure que la moyenne
Mz augmente, le classement s'améliore, le skewness devient de plus en plus positif et le
kurtosis augmente;
- le bas estran (II) comprend les sables les plus fins (Mz en général < 218
Ilm), à classement variable (0,29 < cr < 0,57) et à skewness en général négatif (-0,24 <
SK < +0,06). Contrairement aux sédiments de la haute plage et du haut estran, on note
que quand la moyenne augmente, le skewness tend à devenir négatif et le kurtosis
diminue. Les seules exceptions sont les sédiments de juillet 87 et 88 qui correspondent à
des périodes où la moyenne augmente de la haute plage au bas estran, les échantillons du
bas estran se retrouvant alors dans le groupe précédent.
Des sables bimodaux s'observent aux mêmes périodes que pour le profil précédent: en
septembre 87 sur la haute plage et le haut estran, en janvier 88 sur le haut et bas estran et
en juillet 88 sur le haut estran.
87

---

300
1
échantillons
de juillet 87
~
et 88
'"
~
A)
§
... 200
<>
"8
~
...
N
::s
II
100
0,2
0,3
0,4
0,5
0,6
0,7
Sigma
300
échantillons
de juillet 87
et 88
îAl)
1
ê200
<>
"8
~
~
II
[;]
+HE
... BE
100
-0,3
-0,2
-0,1
0,0
0,1
0,2
0,3
SK
Figure E-31 : P8 - Diagrammes de dispersion des indices granulométriques
en fonction des unités morphologiques
On obselVe des évolutions mensuelles comparables à celles du profil précédent, à
sa;voir :
-les plus fortes variations concernent le bas estran (tab. E-24) ;
88

---

- les sédiments voient leur moyenne Mz diminuer progressivement de
juillet 87 à mars 88 puis augmenter jusqu'en juillet 88 (fig. E-32).
Tableau E-24 : PB - Variations moyennes mensuelles des principaux indices
granulométriques
(N est le nombre d'échantillons .. la colonne variations indique l'écart entre les valeurs
minimum et maximum de la moyenne Mz en micromètres)
Juillet 87
Septembre
Novembre
Janvier 88
Mars
Mai
Juillet 88
Variations
Haute plage
Mz
262
222
259
273
266
264
/
63
Sig
0,45
0,59
0,48
0,44
0,47
D,55
1
0,18
SK
+ 0,17
+ 0,04
+ 0,29
+ 0,17
+0,13 +0,19
1
0,25
(N)
(1)
(1)
(1)
(3)
(2)
(2)
1
Haut estran
Mz
250
245
282
233
232
259
234
81
Sig
0,50
D,56
0,44
0,49
0,48
0,39
0,57
0,27
SK
+ 0,08
+ 0,09
+ 0,09
+ 0,02
- 0,03 +0,03
+ 0,01
0,46
(N)
(2)
(3)
(2)
(2)
(3)
(2)
(3)
Bas estran
Mz
238
199
196
175
160
183
271
114
Sig
0,45
0,44
0,39
0,51
0,34
0,30
0,44
0,28
SK
- 0,05
- 0,12
- 0,04
- 0,17
+0,04 - 0,01
+ 0,12
0,36
(N)
(1)
(1)
(2)
(2)
(1)
(2)
(2)
Pla ye aérienne
Mz
250
231
243
233
231
235
249
119
Sig
0,47
0,54
0,43
0,47
0.56
0,41
0,52
0,34
SK
+ 0,07
+ 0,04
+ 0,08
+ 0,03
+0,04 +0,07
+ 0,05
0,53
(N)
(4)
(5)
(5)
(7)
(6)
(6)
(5)
280 - r - - - - - - - - - - - - - - - - - ,
P8 - Mérina
260
~240
~..,§ 220
.Y
.s 200
~ 180
160
07/8709/87 11/8701/8803/8805/8807/88
Mois
Figure E-32 : P8 - Variations mensuelles de la ~yenne Mz sur le bas estran
89

---

IX. THIAWLENE : P9.
A. DONNEES MORPHOLCXJIQUES
Cette plage présente une largeur moyenne de 21 m et une pente moyenne de 0,095 _
(tab.E-25). Elle est peu variable, à part la haute plage. Les profils sont en général de
forme convexe (fig. E-33). Des croissants de plage ont été observés de septembre 87 à
mai 88. De plus, on a noté la présence fréquente, sur le haut estran, de concentrations de
minéraux lourds, accompagnés en décembre et mai de grosses coquilles.
Tableau E-25 : P9 - Résultats morphologiques
L(m) = Largeur en mètres; P = Pente sous forme rang (p) ; -
TC = Tête de croissant; FC = FlaJu: de croissant; coq = Coquilles
Mois
Haute plage
Estran
Plage aérienne
Fonne
Remarques
Um)
P
-L(m)
P
L(m)
P
Jui11et 1987
10
0,095
0,7
0,134
16,7
0,114
Convexe
Août
35
0143
17,5
0109
23
0114
Concave
Sentembre
10
003
12
0113
22
0,075
Convexe
FC
Octobre
2,5
0,02
14,5
0,055
17
0,05 .
Convexe
TC
Novembre
2
0,05
20
0,07
22
0,068
Convexe
Fe
mx lourds
Décembre
5
0,09
20
0,098
25
0,096
RectililtIle FC
mx lourds,COQ
Janvier 1988
4
0075
20
0,095
24
0091
RectililtIle TC
Février
6
0075
16
0131
22
0116
Convexe
TC
Mars
6
0,15
19
0053
25
0,076
Concave
Fe
R
Avril
5
0,07
18
0,114
23
0,096
Conv/Rect
Mai
4
0.163
21
0,086
25
01
ConclConvCC
mx lourds.coo
Juin
1
1
18
0106
18
0106
Rectilisme
mx lourds
Juillet 1988
1
1
16
0128
16
0,118
Rectililme
mx lourds
Movenne
45
0087
16,8
0099
214
0095
EcarttvDe
3,2
0,048
4
0,027
3,3
0,022
C. de variation
070
0,54
0.24
0,27
0,16
0,24
Ainsi qu'indiqué plus haut, ce profil n'a pas fait l'objet de comparaisons de
profils mensuels suite à des problèmes de repère.
B. DONNEES SEDIMENTOLOGIQUES
Les sédiments sont des sables fins à moyens (174 ~m < Mz < 312 ~m), bien à
moyennement bien classés (0,36 < 0" < 0,67), à skewness variable et faible pourcentage
de carbonates « 14%). Ces sédiments sont transportés par saltation ou en suspension
graduée. On note la pésence de sables bimodaux en janvier 88 sur le bas estran puis en
mars et juillet 88 sur le haut estran.
90

---

J.R.: limite du jet de rive T.C.: Tête de croissant
F.C.: Ranc de croissant
C.C: Creux de croissant
n: Coquilles
X : Minéraux lourds
/1.: Rides
91

---

'Les diagrammes de dispersion permettent de distinguer deux grands ensembles
(fig. E-34) :
- les sédiments de la haute plage et du haut estran (1) sont les plus
grossiers (215Ilm< Mz < 3121lm), bien à moyennement bien classés (0,39 < 0" < 0,61)
et à skewness positif (+0,03 < SK < +0,30). Les exceptions observées correspondent à
des sédiments bimodaux du haut estran prélevés dans une zone à minéraux lourds en
juillet 88 ;
400
0
HP
+ HE
... BE
1
~ 300
IiA)
§
...
u
'§
~
N
1
:::E 200
+
échantillons du BE
de Dov·8? et juil 88
100
-0,4
-0,2
0,0
0,2
0,4
SK
400
échantillons bimodaux
du baut estran
1
~
300
'"
~
A)
échantillons du BE
§
de DOV 87 et juil 88
...
.S!
g
N
++
:::E
200
i+
~
:~
-
100
0,6
0,8
1,0
1,2
1,4
1,6
K
Figure E-34 : P9 - Diagrammes de dispersion des indices granulométriques
en fonction des unités morphologiques
92

---

- les sédiments du bàs estran (II) sont les plus fins (174 !lm < Mz < 245
!lm), à classement très variable (0,36 < cr <0,67), à skewness à tendance négative (-0,16
< SK < +0,06) et pour lesquels le kurtosis diminue quand la moyenne augmente. On
observe quelques exceptions qui correspondent à des sédiments plus grossiers prélevés
en novembre 87 et juillet 88.
L'évolution annuelle des sédiments au niveau du bas estran est bimodale (fig. E-
35) avec deux minimas de la moyenne, en septembre 87 puis en mai 88, qui
s'accompagnent d'une amélioration du classement. Entre ces deux minima, la moyenne
augmente légèrement puis rediminue pour se stabiliser entre janvier et mars avant
d'atteindre le deuxième minimum. De mai à juillet 88, la moyenne réaugmente. On note
également que les variations de la moyenne sont comparables sur le haut et le bas estran
(tab. E-26).
Tableau E-26 : P9 - Variations moyennes mensuelles des principaux indices
granulométriques
(N est le niJmbre d'échantillons; la colonne variations indique l'écart entre les valeurs
minimum et maximum de la moyenne Mz en micromètres; n.s.: non significatif)
Juillet 87 1 Septembre
Novembre
Janvier 88
Mars
Mai
r Juillet 88
Variaùons
Haute plage
Mz
246
302
/
/
255
/
/
n.S.
Sig
0,49
0,45
/
/
0,56
/
/
SK
+ 0,07
+ 0,19
/
/
+0,16
/
/
(N)
(2)
(2)
/
/
(1)
/
/
Haut estran
Mz
279
260
259
257
240
279
211
94
Sig
0,60
0,49
0,42
0,50
0,53
0,48
0,56
0,22
SK
+ 0,07
+ 0,09
+ 0,15
+ 0,14
+0,09 +0,13
- 0,10
0,67
(N)
(1)
(2)
(3)
(3)
(3)
(3)
(3)
Bas estran
Mz
245
192
218
201
204
182
248
90
Sig
0,50
0,45
0,42
0,53
0,60
0,39
0,54
0,31
SK
- 0,08
- 0,08
+ 0,08
- 0,11
- 0,10 - 0,09
+ 0,15
0,32
(N)
(1)
(1)
(2)
(3)
(2)
(3)
(2)
Pla e aérienne
Mz
254
263
242
229
231
231
226
138
Sig
0,52
0,47
0,42
0,51
0,56
0,44
0,55
0,31
SK
+ 0,03
+ 0,09
+ 0,12
+ 0,02
+0,04 +0,02
0
0,46
(N)
(4)
(5)
(5)
(6)
(6)
(6)
(5)
93

---

260 . . . . - - - - - - - - - - - - - - - - - - - ,
P9 - Thiawlène
~ 240
§
Êe 220
'ê~
N
:::; 200
07/8709/87 11/8701/8803/8805/8807/88
Mois
Figure E-35 : P9 - Variations mensuelles de la moyenne Mz sur le bas estran
x. CIMETIERE DE TUlAWLENE : PROFIL PlO
A. OONNEES MORPHOLOGIQUES
Cette plage présente une largeur moyenne de 27 m et une pente moyenne de
0,095. Comme toutes les autres plages, les coefficients de variation de la largeur et de la
pente présentent de faibles valeurs à l'exception de la haute plage (tab. E-27). Les
croissants de plage sont très fréquents avec, d'octobre 87 à janvier 88, superposition de 2
à 4 générations de croissants. En juin 88, on observe des croissants constitués de
coquillages mais aussi un sol fossile à la base de la microfalaise limitant la haute plage et
le haut estran. La forme des profils est variable et très affectée par les croissants de plage
surtout quand ils sont emboîtés comme en novembre et décembre (fig. E-36). Une autre
caractéristique de cette plage est la régularité des concentrations de minéraux lourds, en
général sur le haut estran.
94

---

Hr(m)
J.R .
Juillet 87
.~ 1~-~'-±'!_----
·2 ]
_ _ _ _ _ _ _ _ _
- 3
J.R.
. 1 -r----
~
__-::.........,.±!~~----~------:A:OU:·I:fl7
1
o
- 2 j
J.R.
I.C.
....••
o r-,..··-----!::..------..;!........... -------C>.~
lL.
Septembre 87
-1
AA~
- 2
T.C.
J.R. . T.C.
!
"
Octobre 87
- or
1
y
------
: ~
. C.
C.
T.C.
o }
" _______
" ooc
. 1
" --- Novembre87
·2
- - - - - -
_
~.'
j
.
--~:.....~___=~~.~ J.~~:_..T~.y~~Al!~ .
~Dé=:=C.=Ible=87~_
-.- 02331
......_-!!.!!.Al!Jl.!!Q
.....
_
J.R. F.C.
Janvier 88
--------_! "
-
---.JIl!U'--'"""'''''..,,,'--
_
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- 3
-
:~f---------.:..~--C_y_C_.
Fe_'vn_·er_88
- 3
o
J.R. F.C.
Man 88
- 1
!
...
-2
-3
·4 J
T.C.
J R
-
0
r--------.:"!
..
Avril 88
- 1
~
-2
o~
-3
---~
-4 l
C.
J.R,
F.C.
0
- 1
---.:!....--~...:..J._...J."" e L ~
ot!
. .
Mai_.88_
r- "
-2 .j,
- 3 j
-4
0
Juin 88
- 1 f-~C
-2
-3
Juillet 88
- 1 r·....··......·
0
-2
,
0
5
10
15
20
25
Fig. E-36 : PlO - Cimetière de Thiawlène - Profils de plage
J.R.: Limile du jet de rive T.C.: Tête de croissanl F.C,: Flanc de croissanl C.C.: Creux de croissanl
C.: Croissanl de plage 1'"'1: Coquilles
X: Minénux lourds
Il
: Rides
95

---

Tableau E-27 : P10 - Résultats morphologiques
L(m) = Largeur en mètres ; P = Pentesousforme rang (/3); .
F.C. =Flanc de croissant; TC =Tête de croissant; CC =Creux de croissant ;
cr.s. =Croissants superposés; coq =Coquilles; R =Rides
Mois·
Haute plage
Estran
Plage aérienne
Fonne
Remarques
.
11m)
P
Hm)
P
Lfm)
P
Juillet 1987
6
0067
20
0108
26
0,098
Convexe
Août
5
0,08
23
0076
29
0,077
Recti!ilme CC
mx lourds
Seotembre
9
0,039
16
0081
25
0066
Convexe
TC
mx lourdsR
Octobre
10
0,07
13
0,123
23
0,1
Convexe
TC
crois SUDernΠ.
Novembre
10
0.12
20
0,09
30
0,1
Conc/ConvTC 1coauilles,cr su
Déœni1Ye
10
01
20
0075
30
0,083
Cone/Reet
mx lourds,cr S
Janvier 1988
145
0.09
175
0,071
32
008
Rectililme FC
mx lourds,cr S
Février
116
0125
154
0071
27
0094
Concave
CC
Mars
12
0158
18
0108
30
0.128
Concave
FC
mx lourds.COll
Avril
12.5
0.072
165
0,112
29
0.095
Convexe
TC
mx lourds.COll
Mai
8.5
0,099
214
0116
30
0111
Convexe
Fe
mx lourds,cr s
Juin
15
0,6
21,5
007
23
0104
Concave
CC
crois.COQ
JuilIet 1988
/
/
17
0,091
17
0091
ReetilÎlme
ml( lourds
Movenne
85
0135
184
0,092
27
0095
Ecart~
43
0,15
2,8
0,019
41
0,016
C. de variation
0,50
l,lI
0,15
0,21
0,15
0,17
Du point de vue des mouvements mensuels on peut distinguer trois grandes
périodes (tab. E-28, fig. E-37) :
- de juillet 87 à septembre 87, l'accumulation prédomine et concerne
essentiellement l'estran. Les profùs sont convexes et à pente relativement faible;
- de sejltembre 81 à mars 88, prédomine l'érosion qui est très importante
entre février et mars (- 0,54 m par m linéaire de plage). Ces phénomènes d'érosion
intéressent en particulier l'estran. Ils sont interrompus par un intervalle d'accumulation
limitée de novembre 'if7 à janvier 88 qui concerne surtout le bas estran. Cette période voit
le passage de profùs convexes à des profils concaves avec des pentes fortes, le maximum
étant atteint en mars 88 (0,128) ;
- de mars à juillet 88, c'est l'accumulation qui prédomine avec des
mouvements intenses entre mars et avril 88 (+ 0,77 m par m linéaire de plage) puis entre
juin etjuiIIet (+ 0,54 m par m linéaire de plage). Là encore, c'est l'estran qui est le lieu
privilégié de ces mouvements verticaux. Cependant, d'avril à juin, on note de faibles
mouvements d'érosion tout le long du profil, puis des mouvements de compensation
entre la haute plage et le haut estran qui sont érodés et le bas estran où s'accumulent les
sédiments. Les profils tendent à redevenir convexes à rectilignes, les pentes diminuent
alors que la haute plage disparaît en juillet. Une des particularités de cette période est la
présence d'accumulations de coquilles sur l'estran qui constituent en juin le matériel des
. croissants de plage.
96

---

Juillet- Août 87
Seplembre - Octobre 87
Octobre - Novembre 87
---...,
m
Novembre - Décembre 87
Décembre 87 - Janvier 88
Janvier - Février 88
Mai-Juin 88
Juin - Juillet 88
o
5
10
15
20
25
Fig. E-37 : PlO - Cimetière de Thiawlène - Comparaison des profils mensuels
Accumulation
Erosion
97

---

Tableau E-28 : P10 - Evolution morphologique mensuelle
(mouvements venicaux en m par m lùiéaire de plage)
Pénodes
Haute plage
Estran
Plage aérienne
Juillet-Août 87
0
+0,16
+ 0,13
Aout-Septembre
+ 0,15
+ 0,27
+ 0,25
Septembre-Octobre
- 0,13
- 0,66
- 0,45
Octobre-Novembre
- 0,17
+ 0,03
- 0,06
Novembre-Décembre
+ 0,08
+ 0,24
+ 0,19
Décembre 87-Janvier 88
+ 0,06
+ 0,09
+ 0,08
Janvier-Février .
- 0,18
- 0,42
- 030
Février-Mars
- 0,28
- 0,71
Mars-Avril
+ 0,58
+ 0,91
Avril-Mai
- 0,29
- 0,33
- -0,31
Mai-Juin
- 0,52
- 0,13
- 0,26
Juin-Juillet 88
+ 0,40
+ 0,55
+ 0,54
Cumuls
- 0,30
0
+ 0,04
Juillet 87-Juillet 88
- 0,18
Le bilan annuel de ce profil semble être stable (+ 0,04 m par m linéaire de
plage). Les résultats obtenus par la comparaison des profils de juillet 87 et 88 sont
légèrement exagérés car la "longueur de profil concernée est courte. Ils traduisent plutôt le
bilan des mouvements au niveau de la haute plage et du haut estran qui est négatif (- 0,30
m par m linéaire d'après les cumuls).
B. OONNEES SEDIMENTOLOOIQUES
Les sédiments sont des sables fins à moyens (143 JlI11 < Mz < 310 1J.1ll), très bien
à moyennement bien classés (0,32 < a < 0,70), à skewness variant entre - 0,28 et +
0,35. Ils sont peu carbonatés (% de CaCÜJ < 15% en général) et sont transportés en
suspension graduée ou par saltation. Les sables bimodaux sont assez fréquents en juillet
sur le bas estran. Ils sont également présents en septembre sur l'estran, en janvier sur la
haute plage et le bas estran et en mars sur la haute plage. L'étude des diagrammes de
dispersion montre une très grande parenté des sédiments des différentes unités
morphologiques (fig. E-38) avec toutefois les regroupements suivants :
- les sables de la haute plage et du haut estran se caractérisent par des
skewness positifs et par l'augmentation du kurtosis quand la moyenne augmente;
- les sables du bas estran sont en général un peu plus fins et ont un
skewness négatif. Chez eux, le kurtosis diminue quand la moyenne augmente.
Les échantillons qui s'écartent de ces caractéristiques générales sont:
- pour la haute plage et le haut estran, des sables fins prélevés dans une
zone à minéraux lourds ;
98

---

- pour le bas estran, des sables prélevés en juillet et mars qui sont deux
périodes au cours desquelles le bas· estran présente des sédiments plus grossiers ou de
même taille que ceux du haut de plage.
400 , . . - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - ,
(!]HP
+ HE
...
BE
300
j
·1~~ 200
+
f
sables d'une ~O
zone
àmx lourds
100 - ! - -.......---,,....---r---,----,.--,-----.------\\
-0,4
-0,2
0,0
0,2
0,4
SK
400 . , . . . . - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - ,
]' 300-
o "a
.."
·1~~ 200·
o
100 +-.----,--
,---.----.,--.--,....-.--.--.,..-...,....-,....-.--.----l
0,8
0,9
l ,0
l ,1
1,2
l ,3
l ,4
K
Figure E-38 : PlO - Diagrammes de dispersion des indices granulométriques
en fonction des unités morphologiques
Quant à l'évolution mensuelle, on note, comme pour le profil 1'9, une bimodalité
(fig. E-39) avec deux minimas de la moyenne en septembre 87 et en mai 88, la moyenne
99

---

augmentant entre janvier et mars. Cest le bas estran qui présente les plus fortes variations
granulométriques (tab. E-29).
Tableau E-29 : P10 - Variations moyennes mensuelles des principaux indices
granulométriques
(N est le nombre d'échantillons .. la colonne variations indique l'écart entre les valeurs
minimum et maximum de la moyenne Mz en micromètres)
Juillet 87
Septembre
Novembre
Janvier 88
Mars
Mai
Juillet 88
VariatiOllS
.
Haute plage
Mz
254
234
288
274
268
274
/
77
Sig
0,54
0,52
0,46
0,52
0,55
0,51
/
0,17
SK
+ 0,15
+ 0,03
+ 0,20
+ 0,28
+0,23 +0,21
/
0,33
(N)
(1)
(2)
(3)
(3)
(3)
(2)
/
Haut estran
Mz
247
267
264
275
281
255
262
73
Sig
0,49
0,60
0,45
0,51
0,53
0,47
0,44
0.23
SK
+ 0,04
+ 0,19
+ 0,15
+ 0,22
+0,21 +0,14
+ 0,14
0,31
(N)
(2)
(2)
(2)
(3)
(2)
(2)
(3)
Bas estran
Mz
279
228
182
256
253
201
302
138
Sig
0,61
0,48
0,49
0,57
0,55
0,39
0,48
0,38
SK
- 0,08
- 0,05
0
+ 0,12
+0,07 - 0,14
+ 0,04
0,38
(N)
- (2)
(2)
(2)
(2)
(2)
(3)
(1)
Pla e aérienne
Mz
261
243
251
270
267
237
273
146
Sig
0,55
0,53
0,46
0,53
0,54
0,45
0,45
0,38
SK
+ 0,01
+ 0,06
+ 0,13
+ 0,22
+0,18 +0,04
+ 0,12
0,50
(N)
(5)
(6)
(7)
(8)
(7)
(7)
(4)
350 . , - - - - - - - - - - - - - - - . . . ,
PlO • Cimetière de Tbiawlène
07/87 09/87 11/87 01/88 03/88 OS/88 07/88
Mois
Figure E-39: PlO - Variations mensuelles de la moyenne Mz sur le bas estran
100

---

---

101

---

---

RESULTATS MORPHOLOGIQUES ET
SEDIMENTO"LOGIQUES
DE LA DEUXIEME PERIODE D'ETUDE
(octobre 89 à août 90)
1. MBAO . PROFIL PA
A . OONNEES MORPHOLOGIQUES
La plage aérienne de Mbao est étroite (20 m de largeur moyenne), de même que la
zone de surf. Les pentes moyennes de ces deux unités morphologiques sont également
voisines (0,057 et 0,06 respectivement). D'une manière générale, la largeur et la pente
des différentes unités morphologiques sont assez variables (tab. F-l). Quant à la forme
des profùs, elle oscille entre concavité et convexité. Les croissants de plage sont souvent
présents avec, en mai 90, deux générations emboîtées. Ils s'observent à la limite haute
plagelhaut estran ou à mi-estran (fig. F-l).
Tableau F-/ : PA - Mbao : Résulrats morphologiques
L(m) =l..LJTgeur en mètres .. P =Perue (forme rang fJ) .. C =Croissant de plage ..
TC = Tête de croissant .. CC = Creux de croissant .. FC = Flanc de croissant
Haute plage
Estran
Plage aérienne
Zone de surf
Forme el
Um)
Pente
L(m)
Pente
L(m)
Pente
L(m)
Pente
remarques
Octobre 89
1,6
0,0375
10,6
0,0349
12,2
0,0352
9,2
0,0804
Rectiligne CC
Décembre 89
5
0,05
8
0,0538
13
0,0523
34
0,0324
Rectiligne
Mars 90
64
00141
18,2
0,072
24,6
00569
65
0,1031
Convexe TC
Mai 90
6,1
. 0,082
24,8
0,046
30,9
0,0531
18,9
0,0545
Concave
C
Juillel90
3,1
0,0452
22,9
0,06 Il
26
0,0592
26
0,0485
Convexe
TC
AOÛl90
2,3
0,0652
8,8
0,0966 Il,1
0,0856
26,2
0,0431
Convexe
FC
Movennes
4,1
0049
15,6
0061
197
00571
201
0.060
Ecart-tvne
2
0,023
73
D021
8.3
0016
108
0027
Coef.Var.
048
048
047
0.34
042
028
054
045
102

---

103

---

Les mouvements verticaux observés ici sont nettement dominés par l'érosion, ce
qui se traduit par un bilan négatif (cumul de - 0,49 m par m linéaire de plage entre
octobre 89 et août 90). Les mouvements d'érosion les plus importants ont lieu entre
octobre et décembre puis entre juillet et août. Ils affectent tout le profil, alors que les
mouvements plus faibles enregistrés entre mars et juillet correspondent à une évolution
opposée de la plage aérienne et de la zone de surf (tab. F~2 et fig. F-2). Cette tendance à
l'érosion est interrompue entre décembre et mars par un engraissement qui affecte toute la
plage, mais semble être relayé par une érosion dans la zone de surf. Dans l'ensemble,
c'est l'estran qui est la partie de la plage la plus érodée alors que la zone de surf maintient
une certaine stabilité (tab. F-2). Les périodes de forte érosion donnent des profùs de
plage aérienne concaves à forte pente (0,0856 en août 90), les engraissements des profùs
convexes. Pour la zone de surf, la période de plus forte pente (0,1031 en mars 90)
correspond à une période d'accumulation.
Tableau F-2 : PA - Mbao: Mouvements verticaux
(en mètres par mètre linéaire de plage)
Haute olage
Estran
Plage aérienne
Zone de surf
Moyennes
Oct-Déc 89
- 0,25
- 0,32
- 0,31
- 0,34
- 0,31
Déc-Mar 90
+ 0,34
+ 0,46
+ 0,45
+ 0,31
Mar-Mai 90
- 0,31
- 0,20
- 0,18
+ 0,27
- 0,10
Mai-Juil 90
+ 0,19
o
+ 0,03
- 0,10
- 0,03
Juil-Aou 90
- 0,20
- 0,52
- 0,49
- 0,23
Cumuls
- 0,23
- 0,58
- 0,50
- 0,09
104

---

Hr(m)
0
Octobre - Décembre 89
- 1
-2
0
Décembre 89 - Mars 90
- 1
-2
0
Mars- Mai 90
- 1
-2
0
Mai - Juillet 90
- 1
-2
-3
0
Juillet - Août 90
-1
-2
- 3
__ ~
---L
---'-
- , - _
~ L (m)
0
10
20
30
40
50
60
Figure F-2 : PA - Mbao - Comparaisort des profils de plage
Accumulation
~
Erosion
105

---

B. DONNEES SEDIMENTOLOGIQUES
On peut distinguer trois grands groupes de sédiments (fig. F-3) :
300 ,--~---------:::;;==::::::----,
~ 200
j
~
~ 100
III
o HP
o
•
HE
+-....--r-.......-....-....-....-....--r-.......-..........--.----.---t
+
0,0
0,1
0,2
0,3
0,4
0,5
0,6
0,7
HE
ô
BE
Sigma
•
Def
300 "'1-----:--::::::::::;:::::::::----1
o -2m
...
-4à-8m
î 200
1
~
~ 100
III
o+----.--.--..-----r-.....-----r---.----l
-0,4
-0,2
0,0
0,2
0,4
SK
Figure F-3 : PA - Diagrammes de dispersion des indices granulométriques
en fonction des unités morphologiques
- les sédiments de la plage aérienne (1) qui sont des sables fins à moyens
(172 J.Ull < Mz < 283 Jlm : moyenne de 237 J.Ull), bien à moyennement bien classés (0,39
< 0" < 0,63 : moyenne 0,49), à skewness variable (-0,34 < SK < +0,14) et à kurtosis
voisin de l. Le pourcentage de carbonates est en général inférieur à 20% (14% en
moyenne), sauf pour l'échantillon de haute plage d'octobre 89 (45,83%) qui semble avoir
été contaminé par les dépôts coquilliers du cordon linoraI. Ces sédiments sont en majorité
transportés par saltation, plus rarement en suspension graduée. Les sédiments de la haute
106

---

plage se distinguent légèrement des autres car ils sont en moyenne plus grossiers, mieux
classés et à skewness positif;
- les sédiments présents entte le déferlement et - 2 m (II) : il s'agit de
sables très fins à fins (75 !lm < Mz < 245 Jlm : 150 Jlm en moyenne), très bien à
moyennement bien classés (0,28 < cr < 0,53 : moyenne 0,38) et à skewness variable (c
0,25 à + 0,19), positif d'octobre 89 à mars 90, négatif ensuite. Ce sont en général des
sables unimodaux, rarement bimodaux (mode compris entre 63 et 250 !lm, en générai 125
!lm). Ils sont transportés en suspension graduée ou uniforme. Le pourcentage de
carbonates varie entre 7,67 et 33,33% (moyenne: 14,59 %) ;
- les sables compris entre - 4 et - 8 m (III) : ce sont des sables très fins (72
!lm < Mz < 104 !lm : moyenne 81 !lm), très bien classés (0,19 < cr < 0,35 : moyenne
0,26) et à skewness variable mais souvent positif (- 0,14 < SK < + 0,32). Ils sont
unimodaux (mode compris entre 63 et 100 Jlm) et sont transportés en suspension
uniforme. Le pourcentage de carbonates varie entre 6,67 et 22,67 % (moyenne: 14,5 %).
Les plus fortes variations granulométriques ont lieu entre le bas estran et la
profondeur de - 2 m (tab. F-3). Au niveau du bas estran et, dans une moindre mesure, du
déferlement, on note deux minima de la moyenne en décembre 89 et mars 90 qui
s'accompagnent d'une amélioration du classement. Par ailleurs, les moyennes sont
maxima en octobre 89 et août 90 (tab. F-3, fig. F-4). Par contre, à - 2 m, l'évolution est
différente, les minimas s'observant à des périodes de maxima sur le bas estran et la zone
dedérerle~ntetmv~~nt
Tableau F-3 : Mbao - Variations de la moyenne Mz (en J1m) selon les mois et les unités
morphologiques.
Unités
Oct89
Déc89
Mars90
Mai90
Juil90
Août90
Var.~.
HP
255
262
274
261
250
274
24
HE
227
210
219
205
276
283
78
ME
1
225
261
177
235
235
84
BE
266
174
213
172
207
257
94
Def
164
1
245
139
143
155
106
-2m
75
119
153
174
136
152
99
-4m
104
82
89
100
84
82
22
-6m
74
74
77
78
74
80
6
-8m
75
78
77
76
72
73
6
107

---

300 ~------""""--------,
PA - Mbao
---0-- Bas estran
•
-2m
10189 12189 03190 05/90 07/90 08190
Figure F-4; PA - Variations mensuelles de la moyenne Mz sur le bas estran et à - 2 m
II. CAP DES BICHES : PROFIL PB
B . DONNEES MORPHOLOGIQUES
La largeur de la plage aérienne varie entre 15 et 40 mètres (moyenne de 25 m
environ) alors que la pente varie entre 0,0438 et 0,0834 (valeur moyenne; 0,0587). La
haute plage est étroite (5,6 m en moyenne), alors que l'estran est plus large (20 m en
moyenne) et plus pentu (0,0667 en moyenne contre 0,0457 pour la haute plage). La zone
de surf a une largeur moyenne de 16 m avec une pente en général légèrement plus faible
que celle de la plage aérienne, oscillant entre 0,03 et 0,065 (moyenne de 0,0455). Dans
l'ensemble, la largeur des différentes unités morphologiques est plus variable que leur
pente (tab. F-4). La forme des profils est également variable. On a observé souvent des
croissants de plage, en général à la limite haute plage/estran. Enfm, on a noté la présence,
en août, d'un talus au niveau du déferlement (fig. F-5).
108
- '
. ,',
t.1

---

I.R.: Limite du jet de rive
M.: Mer EC.: Flanc de croissant C.C.: Creux de croissant
109

---

Tableau F4 : PB - Cap des Biches: Résultats morphologiques
L(m) =Largeur en mètres .. P =Pente (forme tang {3) ..
CC =Creux de croissant .. FC =Flanc de croissant
.
Haule plage
Estran
Plage aérienne
Zone de surf
Fonne et
Um)
Penle
Lem)
Penle
L(m)
Pente
L(m)
Pente
reman:lIJeS
Octobre 89
66
00485
96
00729 16,2
00617
14,7
0,0449
Rectililme CC
Décembre 89
6
00667
26
- 0,0538 32
00563
10
0,065
Concave
Mars 90
1l,5
0,0261
46
0,0848 16
00438 20
00637
Convexe
FC
Mai 90
92
00413
306 . 00552 398
0052
7
003
Convexe
Juillet 90
1
1
32,2
0055
322
0,055
32
00309
Rectilime CC
Août 90
1
1
15 1
00834 151
00834
14
00386
Concave talus
Movennes
56
00457
196
0067
252
00587
163
0,0455
Ecart-tvne
46
00129
Ils
0016
107
00135
89
00156
Coef.Var.
0,82
0,28
058
0,24
0,43
0,23
0,55
0,34
L'évolution des mouvements verticaux est comparable à celle observée à Mbao
bien que les mouvements soient d'ampleur moindre (tab. F-5). On a ainsi observé,
d'octobre à décembre, une érosion tout le long de la plage puis, entre décembre et mars,
un mouvement d'engraissement particulièrement marqué au niveau de l'estran. De mars à
juillet se produisent des mouvements de compensation le long des profils avec érosion de
la haute plage et de l'estran et dépôt dans la zone de surf. De juillet à août, on a à nouveau
une érosion de toute la plage. Là encore, les périodes d'érosion donnent des profils
concaves à fortes pentes, les périodes d'accumulation des proflls convexes (fig. F-6). De
plus, la haute plage disparaît à partir de juillet. Dans l'ensemble, les cumuls sont
négatifs (- 0,15 m par m linéaire pour toute la plage), l'estran et la haute plage étant plus
affectés par l'érosion que la zone de surf.
Tableau F-S : PB - Cap des Biches: Mouvements venicaux
(en mètres par mètre linéaire de plage)
Haute pla~e
Estran
Pla~e aérienne
Zone de surf
Moyennes
Oct-Déc 89
- 0,10
- 0,20
- 0,17
- 0,13
- 0,15
Déc-Mar 90
0
+ 0,26
+ 0,22
/
+ 0,22
Mar-Mai 90
- 0,09
- 0,13
- 0,10
+ 0,12
+ 0,02
Mai-Juil 90
- 0,11
- 0,15
- 0,14
+ 0,15
- 0,06
Juil-Aou 90
/
- 0,10
- 0,10
- 0,27
- 0,18
Cumuls
- 0,29
- 0,32
- 0,29
- 0,13
- 0,15
110

---

Hr(m)
o
Octobre - Décembre 89
- 1
·2
-3
-4
<
o
Décembre 89 - Mars 90
- 1
-2
- 3
-4
o
Mars-Mai 90
- 1
-2
- 3
-4
o
Mai - Juillet 90
- 1
-2
-3
-4
o
Juillet - AOÛl 90
- 1
-2
. 3
' - -_ _- ' -_ _- - ' -
...1..-_ _- - ' -_ _- - - '_ _- - - - ' ,
L (m)
a
la
20
30
40
50
60
Fig. F-6 : PB - Cap des Biches - Comparaison des profils de plage
Accumulation
~
Erosion
111

---

B. DONNEES SEDIMENTOLOGIQUES
On distingue quatre grands ensembles de sédiments (fig. F-7) :
-les sables de la plage aérienne (1) qui sont des sables fins à moyens (148
Ilm < Mz < 2521lm ; moyenne de 2121lm), bien à moyennement bien classés (0,30 < cr
< 0,59: moyenne de 0,42) et à skewness variable (-0,21 < SK < +0,34). Ces sables sont
en général unimodaux (mode variant entre 125 et 250 Ilm) et transportés en suspension
graduée. Le pourcentage de carbonates est inférieur ou égal à 20%. Les sables de la haute
400
échantillon de - 6m
IV{ ~ dedécembre89
~ ...
300
,....
~..,
1
.1 200
~
...
::E
100
0
HP
• HE
+ ME
°
l::. BE
0,2
0,3
0,4
0,5
0,6
0,7
0,8
• Def
Sigma
0
-2m
... -4à-6m
400
X
-8m
IV
1
échantillon de - 6m
de décembre 89
III
o+----.----r--..--.....,.-..........-r-----.--,----.---i
-0,4
-0;2
0,0
0,2
0,4
0,6
SK
Figure F-7 : PB - Diagrammes de dispersion des indices granulométriques
en fonction des unités morphologiques
112

---

plage et du haut estran sont plus grossiers et surtout mieux classés (0,31 < cr < 0,46:
moyenne de 0,40) que les autres et ont un skewness généralement positif;
- les sables du déferlement à - 2 m (II) : ce sont des sables très fins à fins
(83 ~m < Mz < 202 ~m : moyenne 148 ~m), en général bien classés (0,26 < cr < 0,60 ;
moyenne 0,33) et àskewness variable, mais à tendance négative (-0,26 < SK < +0,11).
Ces sables sont en général unimodaux (mode variant de 80 à 160 ~m ; 125 ~m en
moyenne). Ils sont transportés en suspension graduée ou uniforme. Le pourcentage de
carbonates varie entre 14 et 49 % (moyenne: 22,45 %) ;
- les sables entre - 4 et - 6 m (III) : ce sont des sables très fins (72 ~m <
Mz < 95 ~m : moyenne 82 ~), très bien classés (0,22 < cr < 0,32 : moyenne 0,26) et à
skewness voisin de zéro (-0,08 < SK < +0,06), à l'exception de ceux de décembre 89 qui
présentaient un skewness très positif (+0,39 et +0,42). Ces sables sont unimodaux (mode
variant de 80 à 160 ~m). Ils sont transportés en suspension uniforme. Le pourcentage de
carbonates varie entre 9,67 et 19,33 % (moyenne: 14 %) ;
- les sables de - 8 m (N) : il s'agit de faluns, c'est-à-dire de sables moyens
(306 ~m < Mz < 349 ~m : moyenne 323 ~m) et très carbonatés (76,67 à 93,33 % :
moyenne 85,13 %). Ils sont bien à moyennement classés (0,36 < cr < 0,77 : moyenne
0,53) et leur skewness est très positif (+0,06 < SK < +0,58 : moyenne + 0,40). Ils
présentent un mode principal grossier (315 ~m) et un mode secondaire très fin (63 ~m).
Ils sont transportés en général par saltation, plus rarement en suspension graduée. Il est à
signaler qu'on a trouvé un sédiment semblable à - 6 m de profondeur en décembre 89.
Les sédiments qui varient le plus sont ceux situés à - 2 m, puis ceux du haut estran
et du mi-estran (tab. F-6). Les fortes variations observées à -6 m sont liées à la présence
d'un falun en décembre 89. Comme précédemment, on observe sur la plage aérienne deux
minima de la moyenne Mz en décembre 89 et mai 90, ce dernier étant en général plus
important mais correspondant à un maximum à - 2 m (fig. F-8).
300
PB - Cap des Biches
- - 0 - - Bas estran
•
-2m
10/89
12/89 03/90 05/90 07/90 08190
Figure F-4 : PB - Variations mensuelles de la moyenne Mz sur le bas estran et à - 2 m
113

---

Tableau F-6 : Cap des Biches - Variations de la moyenne Mz (en 1J"l) selon les mois et
les unités morphologiques.
Unités
Oct89
Déc89
Mars90
Mai90
Juil90
Août90
Var.gr.
HP
228
230
252
210
1
/
42
HE
238
205
238
153
203
238
85
ME
/
200
202
148
206
233
85
BE
227
173
207
167
230
233
66
Def
202
/
147
141
136
167
66
-2m
/
83
150
173
137
/
90
-4m
/
83
87
95
85
/
12
-6m
/
314
75
75
72
/
242
-8m
/
323
323
306
349
/
43
III.
CENTRALE
THERMIQUE
DU
CAP
DES
BICHES
PROFIL PC
A. OONNEES MORPHOUXiIQUES
Cette plage a été perturbée par les travaux d'extension de la centrale thermique. De
plus, seule une panie de la plage aérienne a été considérée, celle comprise entre le canal
d'évacuation et la mer. Aussi, les données de largeur de la haute plage et de la plage
aérienne doivent être considérées comme des valeurs minima. En mai 90, on a observé un
dépôt important sur la haute plage qui était d'origine anthropique, lié aux travaux
d'extension de la centrale et a disparu en juillet Aussi, dans l'analyse des mouvements
verticaux entre mars et juillet, la haute plage n'a pas été considérée.
La plage aérienne et la zone de surf ont des largeurs moyennes équivalentes (25
m). On a une plage aérienne de forme convexe car la haute plage a toujours une pente
faible (0,0108 en moyenne) alors que l'estran est légèrement plus pentu (0,0378 en
moyenne) (fig. F-9). D'une manière générale, la largeur comme la pente de la haute plage
et de l'estran sont assez variables. Par contre, la zone de surf, plus pentue (0,0449 en
moyenne), est plus variable en largeur qu'en pente (tab. F-7). Les croissants de plage ont
été rarement observés sur cette plage.
114

---

115

---

Tableau F-7: PC - Centrale thermique: Résultats morphologiques
L(m) = Largeur en mètres; P = Pente (forme rang f3) ; CC = Creux de croissant
Haute plage
Estran
Plage aérienne
Zone de surf
Forme et
Um)
Pente
iUm)
Pente
L(m)
Pente
L(m)
Pente
remarQues
OclObre 89
116
0006
13
00577 24,6
00276
17
0,0435
Convexe CC
Décembre 89
6
00117 25
0,0464 31
0,0352
15
0,0467
Convexe
Mars 90
Il
0,0109 /
0,0567 /
0,0227
/
0,0567
Convexe
Mai 90
13,8
0,0145
9,5
0,0368 23,3
0,0292
29
00534
Convexe CC
Juillet 90
i
/
301
00179 301
00179
375
00373
Convexe
Août 90
/
/
17,3
0,011
173
0011
28,4
00317
Convexe
Movennes
7
00108 19
00378 253
00239
254
00449
Ecart-tvne
61
00034
84
0020
53
00087 93
00094
Coef.Var.
088
0,32
0,44
0,53
0,21
037
0,36
0,21
Les mouvements verticaux sont peu importants, bien que le cumul soit négatif
et comparable à ce qui a été obtenu au cap des Biches (- 0,13 m par m linéaire de plage).
On observe en général des mouvements de compensation entre la haute plage et la zone de
surf, ce qui donne des mouvements d'ensemble faibles, à l'exception de la période entre
décembre 89 et mars 90 où on a un fort mouvement d'érosion (fig. F-lO). On note une
différence essentielle entre l'estran qui a une nette tendance à l'érosion et
la zone de surf qui a par contre tendance à s'engraisser (tab. F-8).
Tableau F-8 : PC - Centrale thermique: Mouveme1ÙS verticaux
(en mètres par mètre linéaire de plage)
Haute plage
Estran
Zone de surf
Moyennes
Oct-Déc 89
- 0,22
+ 0,11
+ 0,13
+ 0,04
Déc-Mar 90
0
- 0,24
/
- 0,20
Mar-Mai 90
/
0
+ 0,13
0
Mai-Juil 90
/
- 0,03
+ 0,05
+ 0,04
Juil-Aou 90
/
-Om
+0,09
- 0,01
Cumuls
/
- 0,23
+ 0,40
- 0,13
116
- ..

---

· Hr(m)
0
Octobre - Décembre 89
- l
-2 j
-3
0
Décembre 89 - Mars 90
- l
-2
-3
0
Mars-Mai 90
- l
-2
-3
0
Mai - Juillet 90
- 1
-2
-3
0
Juillet - Août 90
- 1
-2
-3
' - -_ _---'--_ _- - - '
..&..--_ _- ' -_ _----"'
..&..--_ _- ' ,
L (m)
o
10
20
30
40
so
60
70
Fig. F-lO : PC - Centrale thermique du cap des Biches - Comparaison des profils de plage
Accumulation
~
Erosion
117

---

B. DONNEES SEDIMENTOLOGIQUES
Les sédiments de la haute plage au déferlement sont dans l'ensemble relativement
homogènes (fig. F-ll). Il s'agit de sables fins (140 Ilm < Mz < 2161J.111 : moyenne 183
Ilm), très bien à moyennement bien classés (0,28 < cr < 0,54 : moyenne 0,37), à
skewness variable (-0,22 < SK < +0,20) mais en général positif. Us sont tous unimodaux
(mode variant entre 125 et 200 1J.I11, le plus souvent 160 Ilm) et sont transportés en général
en suspension graduée. -Le pourcentage de carbonates est inférieur à 16,5% et semble
légèrement plus élevé au niveau du bas estran etdu déferlement
2 2 0 , . . . - - - - - - - - - - - - - - - - - - - ,
8
8t.
-
•
200 -
.+ 0
0
+
-tJ.
~
180
:J
..
!::I
..,
0
.-r
§
+
•
+
+
-
....
.>/
160 -
e
t.
~
~
-
140
-
120
.
1
1
0,2
0,3
0,4
0,5
0,6
Sigma
220
0
0
HP
a 0-
200-
• HE
•
+ ME
0
•
+
tJ.
BE
~
a
j 180-
-
-Def
+
tJ.
ê
0+. ~
"ê
•
+
+
~
+
~ 160 -
140 -
-
120 +--..---.--.--.--.-.-.---.,---..--.--,---.,....---1
-0,3
-0,2
-0,1
0,0
0,1
0,2
SK
Figure F~ Il : PC - Diagrammes de dispersion des indices granulométriques
en fonction des unités morphologiques
118

---

Les plus fortes variations .granuloméniques ont lieu ·sur le bas estran et au niveau.
du déferlement (tab. F-9). Comme précédemment, on observe en général deux minima de
la moyenne en décembre 89 et mai 90 (fig. F-12).
Tableau F-9 : CenIrale thermique - Variations de la moyenne Mz (J.1m) selon les mois et
les unités morphologiques.
.
Unités
Oct89
Déc89
Mars90
Mai90
Juil90
Août90
Var. gr.
.
HP
187
210
216
213
/
/
29
HE
171
173
198
170
176
205
35
ME
182
163
167
166
176
200
37
BE
215
145
187
158
181
213
70
Def
146
/
193
140
174
215
75
220 , . . . - - - - - - - - - - - - - - - - ,
PC - Centrale thermique du
cap des Biches
~ 200
g
1
§ 180
::S
160
10189 12/89 03190 05190 07190 08190
Figure F-12: PC - Variations mensuelles de la moyenne Mz sur le bas estran
IV. NORD EPI DE DIOKOUL : PROFIL PD
A. OONNEES MORPHOLOGIQUES
On a ici une plage aérienne étroite (19 m de largeur moyenne) mais relativement
pentue (0,0665 en moyenne). La zone de surf est de largeur comparable (20 m en
moyenne), mais de pente moins importante (0,0453 en moyenne). La plage aérienne a une
forme rectiligne voire concave (fig. F-13). La zone morphologique qui est la plus variable
tant en largeur qu'en pente est l'estran (tab. F-lO). Les croissants de plage ne sont pas
bien représentés. Par contre. en décembre 89. on a observé des rides sur le bas estran ct
,
,
un talus relativement abrupt au niveau de la zone de sm.
119

---

L(m)
o
10
20
30
40
50
60
Fig. F-13 : PD - Nord épi de Diokoul- Profils de plage
J.R. : Limite du jet de rive M.: Mer
C.C.: Creux de croissant
T : Talus
A
: Rides
120

---

Tableau F-lO : PD - Nord épi de Diokoul : Résultats morpJwlogiques
L(m) = Largeur en mètres .. P = Pente (forme rang {3) .. CC = Creux de croissant
Haute plage
Estran
Plage aérienne
Zone de surf
Fonne et
L(m)
Pente
L(m)
Pente
L(m)
Pente
Um)
Pente
remarques
Octobre 89
62
00484 6,4
00547 126
0,0492
24,1
0,0523
Recùlil!:ne
Décembre 89
56 .
00929
238
00408 294
00507
298
00389
Concave talus
Mars 90
65
00785
10,9
0,0376
17,4
0,0529
21,7
0,0521
Concave
CC
Mai 90
8 1
0058
76
01105 15,7
0,0834
13,5
0.063
Conv/Rect CC
Juillet 90
59
00436
17
00776 229
0079
13
00292
Recùlil1:ne
Août 90
53
00102 95
00737 148
0,0838
18
00361
Rectilil!:œ
Movennes
6,3
00705
12.5
00658
188
00665
20
0,0453
Ecart-tvœ
1
00243 67
0027
63
0,0172 66
00125
.
Caef.Var.
0,15
0,34
0,53
0,42
0,33
0,26
0,33
0,27
On a observé les mouvements vefÙcaux suivants (fig. F-14, tab. F-ll) :
- des mouvements d'engraissement, affectant toute la plage mais en
panicuIler la zone de surf. entre octobre et décembre 89 (+ 0,17 m par m linéaire de
plage), puis entre juillet et août 90 (+ 0,18 m par m linéaire de plage) ;
- entre décembre et mars, des mouvements d'érosion localisés (- 0,08 m
par m linéaire de plage) alors que de mars à mai, les mouvements d'érosion sont plus
importants (- 0,42 ni par m linéaire de plage), notamment dans la zone de swf;
- de mai à juillet, il y a des mouvements de compensation le long du profil
avec érosion de l'estran et engraissement de la zone de surf (- 0,03 m par m linéaire de
plage).
Le cumul est négatif et comparable à ce qui a été observé pour les profils précédents
(- 0,18 m par m linéaire de plage). Mais ici, c'est la zone de surf, où les mouvements
vefÙcaux sont de plus grande ampleur, qui subit la plus forte érosion (tab. F-ll).
Tableau F-ll : PD - Nord épi de Diokoul : Mouvements verticaux
(en mètres par mètre linéaire de plage)
Haute plage
Estran
Plage aérienne
Zone de surf
Moyennes
Oct-Déc 89
0
+ 0,04
+ 0,04
+ 0.20
+ 0,17
Déc-Mar 90
- 0,11
- 0,03
- 0,05
- 0,21
- 008
'~
Mar-Mai 90
- 0,08
- 0,33
- 0,22
- 0,69
Mai-Juil 90
0
- 0.16
- 0,08
+ 0,04
- 0,03
Juil-Aou 90
+ 0,08
+ 0,16
+ 0,15
+ 0,22
+ 0,18
Cumuls
- 0.18
- 0.23
- 0,16
- 0,44
- 0,18
121

---

Hr(m)
o
Octobre - Décembre 89
- r
-2
o
Décembre 89 - Mars 90
- 1
-2
o
Mars - Mai 90
- 1
-2
o
Mai - Juillet 90
- 1
-2
o
Juillet - Août 90
- 1
-2
L(m)
,
o
10
20
30
40
Fig. F-14 : PD - Nord épi de Diokoul- Comparaison des profils de plage
Accumulation
~
Erosion
122

---

B. DONNEES SEDIMENTOLOGIQUES
Bien que les différenciations sédimentologiques soient peu marquées (fig. F-15),
on distingue cependant:
-les sables de la haute plage au mi estran (1) : ce sont des sables fins (156
!lm < Mz < 205 !lm : moyenne 177 !lm), unimodaux (en général 160 !lm, plus rarement
125 ou 200 !lm), très bien à bien classés (0,27 < cr < 0,41: moyenne 0,37) et à skewness
variable mais à tendance négative (-0,21 < SK < +0,11). Ils sont transportés en
suspension graduée. Le pourcentage de carbonates oscille entre 9,33 et 22,67 %
(moyenne: 14,3 %) ;
220 . . . , . . . . - - - - - - - - - - - - - ' - - - - - - - - - ,
0
HP
• HE
+ ME
tJ
BE
•
-..180
.
j
• Def
ê 160
.~
g
~
100
0,0
0,1
0,2
0,3
0,4
0,5
0,6
Sigma
300
1
';;;'200
0
~
..\\ .,e
13:::
+
+
.~
fJ.
g
N
~ 100
Il
0+---.--,--..---,-..---,-..----,--...,....---,--.........---1
-0,3
-0,2
-0,1
0,0
0,1
0,2
0,3
SK
Figure F-15 : PD - Diagrammes de dispersion des indices granuloméniques
123

---

en fonction des unités morphologiques
- les sables du bas estran et du déferlement (II) se distinguent par le fait
qu'ils sont plus.fins (120 j.1.m < Mz < 200 j.1.m : moyenne 153 j.1.m) et à skewness à
tendance positive (-0,21 < SK < +0,23). De plus, ils sont transportés soit en suspension
graduée, soit en suspension uniforme. Ce sont des sables très bien à bien classés
(0,28 < cr < 0,50 : moyenne 0,37). Enfin, ils sont plus carbonatés (18 à 37,67 % :
moyenne 24,3 %) que les précédents.
Les plus fortes variations des indices granulométriqùes ont lieu au niveau du bas
estran et du déferlement (tab. F-12). On note ici encore deux minima de la moyenne en
décembre 89 et mai 90 (fig. F-16), alors que sur la haute plage, le minimum se situe en
octobre 89.
Tableau F-12 : Nord épi de Diokoul- Variations de la moyenne Mz (en pm) selon les
mois et les unités morphologiques.
Unités
Oct89
Déc89
Mars90
Mai90
Juil90
Août90
Var.gr.
HP
165
192
205
191
186
183
40
HE
167
176
191
170
182
182
24
ME
174
156
158
158
174
178
22
BE
/
120
162
143
171
200
80
Def
188
/
145
129
143
131
59
300 - r - - - - - - - - - - - - - - - ,
PD - Nord épi de Diokoul
~ 200
i~~100
10189
12189 03190 05190 07190 08190
Figw-e F-16 : PD - Variations mensuelles de ta moyenne Mz sur le bas estran
124

---

v. EPI DE DIOKOUL PROFIL PE
Ce profil a été levé au niveau de l'un des derniers épis construits entre août 88 et
septembre 89 par ENDA-Tiers Monde à Diokoul. Son but était d'apprécier l'évolution de
l'épi tout récent.
L'épi a une longueur de 27,5 m et une pente moyenne de 0,058. Il est constitué de
gabions de 2 x 1 x 1 m et de 4 x 1 x 0,5 m remplis de moellons de latérite. Il est donc
incomplet par rapport aux normes préconisées par ENDA-Tiers Monde (Arecchi et
Virtanen, 1984 ; cf fig.28).
Les mesures de dénivellation entre le sommet des gabions et la plage, faites en
octobre 89, ont fait apparaître les résultats suivants :
- les dénivellations entre les gabions et le sol sont partout inférieures ou
égales à 52 cm (moyenne de 23 cm), ceci pour les 18 premiers gabions, alors qu'au
moment de la pose de l'épi, cette dénivellation était de 1 mètre. Ceci signifie soit que l'épi
s'est enfoncé, soit qu'il y a eu dépôt de sédiments;
- on a ensuite remarqué que les dénivellations sont plus importantes sur le
flanc nord de l'épi (30,6 cm en moyenne) que sur le flanc sud (14,7 cm en moyenne).
Ceci se traduit par des positions différentes de la laisse de haute mer qui est plus proche
du continent sur le flanc nord que sur le flanc sud. Ces différences de dénivellation entre
les deux flancs de l'épi ne peuvent s'expliquer par un enfoncement de l'épi, même si un
tel mouvement n'est pas à exclure. Par contre, elles sont une preuve d'un dépôt
sédimentaire préférentiel sur le flanc sud de l'épi.
On a noté également que certains gabions, en particulier ceux situés à l'extrémité
de l'épi côté mer, étaient très aplatis, ayant perdu leurs dimensions originelles (4,65 x 1,2
x 0,24 m) ; certains étaient même ouverts.
Les profils réalisés le long de cet épi ont montré une très légère évolution de sa
pente qui est passée, entre octobre 89 et juillet 90 de 0,051 à 0,064, cette accentuation de
la pente débutant en mai 90 (fig. F-17). Une telle évolution de la pente pourrait être liée à
des phénomènes d'affouillement par les houles de la base de l'épi côté mer, cet épi étant
court et ayant son extrémité située dans la zone de déferlement
125

---

Hr(m)
o
Octobre 89
- 1
o
Décembre 89
- 1
o
--
Mars 90
- 1
----------
o
---
Mai 90
- 1
--
-2
-----------
o
Juillet 90
- 1
-2
L(m)
o
10
20
30
40
50
Fig. F-17 : PE - Epi de Diokoul - Profils
-
-
-
Pente moyerme de l'épi
126

---

Lors des levés topographiques, on a également mesuré ou observé, à partir de ce
profil, la dénivellation entre les têtes des profils nord et sud épi (PD et PF). Les résultats
sont les suivants (tab. F-13) :
Tableau F-13 : Mesures de dénivellation entre le début du profil PE et les têtes de profil de
PD (nord épi) et de PF (sud épi)
Mois
Dénivellation avec PD
Dénivellation avec PF
Octobre 89
l,55 m
1,34 m
Mars 90
plus bas
plus haut
Mai 90
1,42 m
1,19 m
Juillet 90
1,74 m
1,40m
Août 90
1,36 m
1,10 m
Il apparaît donc, et ceci confirme les différences de dénivellation du sommet des gabions
par rapport à la plage observées entre les flancs nord et sud de l'épi, que la plage
immédiatement au nord de l'épi est plus basse que la plage sud. Cette dernière serait donc
un lieu d'accumulation sédimentaire.
VI. SUD EPI DE DIOKOUL
PROFIL PF
A. DONNEES MORPHOLOGIQUES
La plage aérienne a une largeur moyenne de 21,5 m et une pente moyenne de
0,0562. Elle a généralement une forme nettement convexe avec une haute plage étroite et
de faible pente (0,0187 en moyenne), alors que l'estran est beaucoup plus pentu (0,0852
en moyenne). La zone de surf est plus étroite (13 m de largeur moyenne) et à forte pente
(0,0717 en moyenne). La largeur et la pente de chacune des unités morphologiques
varient peu, sauf la pente de la haute plage (tab. F-14). Les croissants de plage ont été
rarement observés. Par contre, à deux reprises (mai et août 90), on a noté la présence
d'un talus soit à la limite bas estran/zone de surf, soit dans la zone de déferlement (fig. F-
18). De plus, en mai 90, il y avait, sur l'estran, de nombreux galets de roche volcanique
et des coquilles.
127

---

J.R: Linùte du jet de rive
M: Mer
T: Talus
C: Croissant de plage
T.C. : Tête de croissant
f.C. : Flanc de croissant
0 : Galets de basalte
('1
: Coquilles
128
...

---

Tableau F-14 : PF - Sud épi de Diokoul : Résultats morpJwlogiques
L(m) = Largeur en mètres .. P =Pente (forme tang [3) ;
TC =Tête de croissant .. FC =Flanc de croissant
Haute plage
Estran
Plage aérienne
Zone de surf
Fonne et
L(m)
Pente
Lem)
Pente
Lem)
Pente
Lem)
Pente
remaraues
1
Octobre 89
9
0,0444
139
0046
229
00454
118
0061
Recùligne
Décembre 89
11,4
0,0105
19,5
0,079
30,9
0,0537
15,3
0,049
Convexe
Mars 90
11,2
0,0063
8,9
0,0842 20,1
0,0408
18
0,0706- Convexe
FC
Mai 90
114
0,0026
98
01367 21,2
00646
95
0,0768 Conv,talus,TC
Juillet 90
83
0
9.5
00842 178
00657
171
00579
Com'lCone
Août 90
68
00485
9
00811
158
0.0671
8
0.115 Rectil talus
Moyennes
97
00187
11,8
00852 215
0,0562
133
0,0717
Ecart-type
2
0,023
4,2
0029
5,3
0,0114 4,1
0,0234
Caef.Var.
0,20
1,25
0,36
034
0,25
0,20
0,31
0,33
Les mouvements verticaux (tab. F-15, fig.F-19) sont essentiellement érosionnels,
surtout entre octobre et décembre (-0,30 m par m linéaire de plage), mars et mai (-0,28 m
par m linéaire de plage), mais aussi entre juillet et août (-0,20 m par m linéaire de plage).
Entre décembre et mars, on a un très léger engraissement, mais restreint à l'estran (+ 0.06
m par m linéaire de plage). Enfin, de mai à juillet, on a érosion de l'estran et dépôt dans la
zone de surf (-0.07 m par m linéaire de plage). On aboutit ainsi à un bilan très négatif
(-0.79 m par m linéaire de plage). la zone de surf étant la plus érodée (- 1,13 m par m
linéaire de plage).
Tableau F-15 : PF - Sud épi de Diokoul: Mouvements verticaux
(en mètres par mètre linéaire de plage)
Haute plage
Estran
Plage aérienne
Zone de surf
Moyennes
Oct-Déc 89
0,18
0,30
0,26
0,36
Tô;:Jô f
-
-
-
-
Déc-Mar 90
0
+ 0,14
+ 0,09
- 0,03
-~ 0,06
f---
.- -------_.-
Mar-Mai 90
+ 0,03
- 0,24
- 0,10
- 0,63
- 0,28
Mai-Juil 90
- 0,11
- 0,28
- 0,19
+ 0,19
- 0,07
Juil-Aou 90
- 0,19
- 0,14
- 0,16
- 0,30
- 0,20
:i:::::I:~:1171 '.;~::
Cumuls
- 0,45
- 0.82
- 0.62
- 1,13
~I:i
129

---

Hr(m)
0
Octobre - Décembre 89
- 1
-2
-3
0
Décembre 89 - Mars 90
- 1
-2
-3
0
Mars - Mai 90
- 1
-2
c3
0
Mai - Juillet 90
- 1
-2
-3
0
Juillet - Août 90
- 1
-2
- 3
' - -_ _--'--_ _----L_ _- ' -_ _-----',
L (m)
0
10
20
30
40
Fig. F-19 : PF - Sud épi de Diokoul - Comparaison des profils de plage
Accumulation
~
Erosion
130

---

B.DONNEESSED~NTOLOGIQUES
En général, on n'observe pas de différenciation franche des sédiments selon les
unités morphologiques. Par contre, il existe des différences nettes entre les sédiments de
mai 90 et les autres. On peut ainsi distinguer (fig. F-20) :
400 , - - - - - - - - - - - - - - = - 0 ; ; ; : : - - - - ,
échantillons bimodaux
de mai 90
~ 300
1
~
•
0 .
~ 200
~~.
° HP
• HE
+ ME
+ô.
ô.
BE
•+
• •
• Def
Ô.
100 + - - - - - . - - - - - - - - , - - - - - r - : - - - - - - - \\
o
2
Sigma
400 1 -:;::=:::::--------------,
échantilIons bimodaux
de mai 90
~
• ° <Q
lb. CO•
•
0
ô.
+
• + • •
t.
100
---.-.,.----.-~-r_-.--..,._i
-.-,---,----r-
-0,8
..() ,6
-0,4
-0,2
0)0
0,2
0 ..4
SK
Figure F-20 : PF - Diagrammes de dispersion des indices granulométriques
en fonction des unités morphologiques
-les sédiments habituels qui sont des sables très fins à fins (110 jlII1<i Mz
< 248 Jl.m : moyenne 181 Jl.m), très bien à moyennement classés (0,30 < 0" < 0,96 :
131

---

moyenne 0,43) et à skewness variable (-0,21 < SK < +0,27). Os sont en général
unimodaux (mode variant entre 125 et 200 !lm) et transportés en suspension graduée,
plus rarement en suspension uniforme ou saltation. Le pourcentage de carbonates est en
général inférieur à 30%. Dans cet ensemble, les sables du bas estran et du déferlement
sont en moyenne légèrement plus fins (moyenne: 164 j.lffi) ;
- les sédiments de mai 90 se distinguent nettement des précédents. Ils sont
plus grossiers (200 lJlIl < Mz < 384 !lm : moyenne 263 j.lffi), moyennement à mal classés
(0,58 < (J < 1,58 : moyenne 0,84) et à skewness très négatif (-0,67 < SK < -0,17 :
moyenne -0,31). Ces sédiments sont tous bi- à trimodaux avec un mode principal à 200
ou 160 !lm et des modes secondaires très grossiers (1250 à 3150 !lm). Ils sont très
carbonatés (37,33 à 71,33% de CaC03 : 51,73% en moyenne) et sont transportés par
saltation ou roulement
Les variations granulométriques les plus marquées s'observent entre le mi-estran
et le déferlement (tab. F-16), une bonne partie de la variation étant due aux sédiments
particuliers observés en mai 90. Le fait remarquable dans l'évolution mensuelle est la très
forte augmentation de la moyenne en mai alors que les minima s'observent en décembre
89 (tab. F-16, fig. F-21).
400 . , . - - - - - - - - - - - - - - - - - ,
PF . Sud épi
de Diokoul
10189 12189 03190 05190 07190 08190
Figure F-21 : PF - Variations mensuelles de la moyenne Mz sur le bas estran
132

---

'Tableau F-16 : Sud épi de Diokoul- Variations de la mOyenne Mz (en J1m) selon les
mOis et les unités morphologiques.
Unités
Oct89
Déc89
Mars90
Mai90
Jui190
Août90
Var. gr.
HP
176m
214
196
238
200
203
62
HE
179
178
191
247
213
190
69
ME
195
141
162
245
181
192
104
BE
1
110
165
384
191
191
274
Def
248
1
129
200
127
153
121
VII. CIMETIERE MUSULMAN DE DIOKOUL
PROFIL PG
A. OONNEES MORPHOLOGIQUES
La plage aérienne est relativement étroite (21 m de largeur moyenne) et pentue
(0,0596 en moyenne). La zone de surf est encore plus étroite (17 m en moyenne) et de
pente moyenne plus faible (0,0497). La haute plage et l'estran sont très variables tant en
largeur qu'en pente, alors que la zone de surf varie plus en largeur qu'en pente (tab. F-
17). On a en général des profils de plage aérienne rectilignes (fig.F-22). Les croissants de
plage ont étérarement observés. Enfin, en mai 90, on a pu noter la présence d'un talus de
30 cm environ à la base du bas estran.
Tableau F-17: PC - Cimetière musulman de Diokoul : Résultats morphologiques
L(m) = Largeur en mètres .. P =Pente (forme rang f3) ..
TC =Tête de croissant .. CC = Creux de croissant
Haute plage
Estran
Plage aérienne
Zone de surf
Forme et
L(m)
Pente
L(m)
Pente
L(m)
Pente
L(m)
Pente
remarQues
Octobre 89
13
00231
4,4
00114
174
0.0259
222
00396
Reet/Cane CC
Décembre 89
137
00547
78
00641
215
0.0581
235
00494
Rectiligne
Mars 90
15.7
0,0567
9,2
0.0717 24,9
0,0622
8
0,0475
Rectiligne
Mai 90
8,5
0.0729
12,5
0,0704
21
0,0714
ll,5
0.0696
Rect,talus,TC
Juillet 90
2,9
0,1069
17,2
0,0762 20,1
0,0806
19,3
0,0425
Rectiligne
Movennes
10,8
0,0629
10,2
0,0588
21
0,0596
16,9
0,0497
EcaJt-tv1Je
5 1
00304
49
00267 27
00209
68
00119
Cref.Var.
048
048
048
045
013
0.35
040
024
133

---

Hr(m)
C.C.
J.R.
M.
! T !
o
Octobre 89
- l
-2
J.R.
M.
o "1'"--_
!
!
Décembre 89
- l
~2
-3
J.R.
M.
o
!
!
Mars 90
- l
-2
I.R. T.C.
M. T.
o
!T
!J
Mai 90
- l
-2
-3
M.
o
!
Juillet 90
- l
-2
-3
' - - -_ _-1....-_ _--'--_ _---1.
.1.--_ _--'----_ _- - ' ,
L (m)
o
10
20
30
40
50
60
Fig. F-22 : PG - Cimetière musulman de Diokoul - Profils de plage
J.R. : Limite dujet de rive
M.: Mer T.C.: Tête de croissant C.C.: Creux de croissant T: Talus
134

---

Hr(m)
0
Octobre - Décembre 89
- 1
-2
-3
0
Décembre 89 - Mars 90
- 1
-2
-3
Mars-Mai 90
-2
-3
o
Mai - Juillet 90
- 1
-2
-3
~_ _---L..._ _-----'-
- ' - -_ _---'--_ _-..J'
L (m)
o
10
20
30
40
50
Fig. F-23 : PG - Cimetière musulman de Diokoul - Comparaison des profils de plage
P:··:·:·::··:>:-':'·:l
Accumulation
~
Erosion
135

---

Ce profil est très érosionnel (cumul en juillet 90 de -1,08 m par m linéaire de
plage), l'érosion étant de plus en plus forte au fur et à mesure qu'on passe de la haute
plage à la zone de .surf (tab. F-18, fig. F-23). On a deux périodes d'érosion très forte:
octobre à décembre (-0,60 m parm linéaire de plage), puis mars à mai (-0,35 m par m
linéaire de plage). De décembre 89à mars 9O,les mouvements d'érosion sont faibles et
limités à la haute plage et à la zone de surf alors que, de mai à juillet, l'érosion sur la
haute plage et l'estran semble avoir conduit à un dépôt dans la zone de surf.
Tableau F-18 : PG - Cimetière musulman de Diokoul : Mouvements verticaux
(en mètres par mètre linéaire de plage)
Haute plage
Estran
Plage aérienne
Zone de surf
Moyennes
Oct-Déc 89
- 0,17
- 0,46
- 0,25
- 0,83
Déc-Mar 90
- 0,05
o
- 0,03
" 0,06
- 0,04
Mar-Mai 90
- 0,23
- 0,45
- 0,30
- 0,51
- 0,35
Mai-Juil 90
- 0,12
- 0,17
- 0,15
+ 0,45
- 0,09
Cumuls
- 0,57
- 1,08
- 0,73
- 1,35
B. DONNEES SEDIMENTOLOOIQUES
Dans l'ensemble, on observe des sables très fins à fins (92 ~ < Mz < 206 JUD :
moyenne 156 !J.m), très bien à bien classés (0,29 < 0" < 0,47 : moyenne 0,39) et à
skewness variable (-{),19 < SK < +0,29) (fig. F-24). Ce sont en général des sédiments
unimodaux (mode variant entre 80 et 200 !J.m), transportés en suspension graduée à
unifonne. Les carbonates sont en général inférieurs à 30%. Les sédiments du bas estran
et du déferlement sont plus fins (921J.ffi < Mz < 156 JUD : moyenne 124 !J.m).
Cependant, en mai 90, apparaissent sur le bas estran et au déferlement des
sédiments bimodaux (mode principal à 125 !J.m et mode secondaire à 1250 ou 2000 1J.ffi)
qui sont des sables fins à grossiers (respectivement 624 et 143 !J.m), très mal classés
(respectivement 1,65 et 1,1) et à skewness variable mais important (respectivement -0,55
et +0,37). Ils sont transportés par roulement. Le pourcentage de carbonates est supérieur
à 60%. En juillet 90, on retrouve aux mêmes endroits des sables très fins à fins (126 !J.m
< Mz < 156 !J.m), bimodaux dont le mode principal est de 125 !J.m. En octobre 89, on
avait également dans cette même zone des sables très fins, bimodaux (mode principal à
125 ou 80 !J.m).
136

---

700
échantillons de mai 90
600
500
~
g 400
..,ee0 300
"ê
~
::S 200
~f.~
100
!:l-
0
0
2
Sigma
700 - r - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - ,
échantillon -----:..
~ ~
0
HP
de mai 90
• HE
+ ME
!:l BE
• Def
échantillon
de mai 90
1
•
O+--~-r-----.----.-__._-_,_--r--._-...--___I
-0,6
-0,4
-0,2
0,0
0,2
0,4
SK
Figure F-24 : PG - Diagrammes de dispersion des indices granulométriques
en fonction des unités morphologiques
Les zones qui évoluent le plus sont le mi- et le bas estran (tab. F-19). L'évolution
mensuelle est marquée d'abord par la présence des sédiments grossiers sur le bas estran
en mai 90. La moyenne Mz semble atteindre un minimum en décembre 89 (fig. F-25).
137

---

Tableau F-19: Cimetière musulman de Diokoul- Variations de la moyenne Mz (en J.1m)
selon les mois et les unités morphologiques.
Unités
Oct89
Déc89
Mars90
Mai90
Juil90
Var. gr.
HP
177m
. 190
191
206
192
29
HE
166
148
173
158
177
29
ME
159
125
130
173
168
48
BE
/
92
127
624
156
532
Def
117
125
143
126
26
700 , - - - - - - - - - - - - - - - ,
PG • Cimetiere musulman
600
de Diokoul
500
1400
.s.! 300
5
~ 200
100
10189
12189
03190
05190
07190
Figure F-25 : PG - Variations mensuelles de la moyenne Mz sur le bas estran
VIII. CIMETIERE CHRETIEN DE DIOKOUL
PH
A. DONNEES MORPHOLOGIQUES
La plage aérienne est ici très étroite (12,4 m de largeur moyenne) et très pentue
(0,1728 en moyenne). La zone de surf est légèrement plus large (19 m en moyenne) et de
pente moins raide (0,0712 en moyenne). Ces différentes unités morphologiques ont des
largeurs assez variables (tab. F-20). On note une diminution de la pente de la haute plage
à la zone de surf, ce qui donne aux profils une allure concave (fig. F-26). On n'a pas
observé dç croissants de plage.
138

---

---

Tableau F-20 : PH - Cimetière chrétien de Diolwul : Résultats morphologiques
L(m) =Largeur en mètres .. P =Pente (forme tang 13)
Haureplage
Estran
Plage aérienne
Zone de surf
Fonne et
Um)
Penre
Um)
Penre
L(m)
Penre
L(m)
Penre
remarques
Octobre 89
2
016
54
018
74
01746
165
0.0964
Rectililme
Décembre 89
85
02176
118
01212 203
01591
19 1
00398
Concave
Mars 90
48
02604 38
0,1657 86
0.2209
16,6
0,0723
Concave
Mai 90
6,1
0,1869 9.5
01158 15,6
0,1346
12
0.0942 Concave
Juillet 90
1,2
0.3917 8,8
0.142
10
0175
31
0,0532 Concave
Movennes
45
02433
79
0,1449 12,4
0,1728
19
00712
Ecart-tvDe
3
0091
32
0028
54
00318 72
00249
Coef.Var.
066
0,37
041
019
0,44
018
0,38
0,35
Ce profil se caractérise d'abord par un cumul faiblement négatif (- 0,09 m
par m linéaire de plage jusqu'en juillet 90). On observe en effet, après une période de
forte érosion entre octobre et décembre 89 (- 0,49 m par m linéaire de plage), des
mouvements d'engraissement d'importance décroissante jusqu'en mai 90. Puis, entre
mai et juillet, il se produit un mouvement d'érosion de la plage aérienne et de dépôt sur la
zone de surf (fig. F-27). On note que la haute plage est l'unité qui est particulièrement
érodée (- 0,54 m par m linéaire de plage), alors que la zone de sun s'engraisse (+ 0,25 m
par m linéaire de plage) (tab. F-21). Ceci suggérerait un transfert de sédiments entre la
haute plage et la zone de surf.
Tableau F-21 : PH - Cimetière chrétien de Diokoul : Mouverne1llS verticaux
(en mètres par mètre linéaire de plage)
Haute plage
Estran
Plage aérienne
Zone de surf
Moyennes
Oct-Déc 89
- 0,28
- 0,42
- 0,37
- 0,53
- 0,49
Déc-Mar 90
- 0,12
+ 0,31
+ 0,15
+ 0,35
+ 0,19
Mar-Mai 90
+ 0,13
+ 0,23
+ 0,18
+ 0,13
+ 0,15
Mai-Juil 90
- 0,27
- 0,08
- 0,14
+ 0,30
" , 0 6
Cumuls
- 0,54
+ 0,04
- 0,18
+ 0,25
140

---

Hr(m)
o
- 1
Octobre - Décembre 89
-2
- 3
-4
o
- 1
Décembre 89 - Mars 90
-2
-3
-4
o
- 1
Mars - Mai 90
-2
-3
-4
o
- 1
Mai - Juillet 90
-2
-3
-4
' -_ _---....
~_ _____"
L (m)
o
10
20
30
Fig. F-27: PH - Cimetière chrétiende Diokoul - Comparaison des profils de plage
Accumulation
~
Erosion
141

---

B. DONNEES SEDIMENTOLOGIQUES
On distingue 5 grands ensembles sédimentaires (fig. F-28) :
- les sables de la haute plage (1) : ce sont en général des sables moyens
(247 /lm < Mz < 323 /lm : moyenne 276/lm), bien à moyennement classés (0,49 < cr <
0,71 : moyenne 0,60) et à skewness négatif (-0,14 < SK < -0,01 : moyenne -0,07). Ils
sont transportés par saltation ou roulement et se distinguent par des pourcentages de
carbonates importants (41,33 à 67,33 % : moyenne 57,4 %) ;
4 0 0 . . . . - - - - - - - - - - . . . . . , . . . . - - - - - - - - ,
échantillon de - 8 m
1
.& ~ d'ooûl90
300
100
0
HP
0
• HE
0.2
0,4
0,6
0,8
1,0
+ ME
Sigma
Ô.
BE
400
• Def
0
-2m
échantillœ de • 8 m
.&
-4à-8m
.& ~ d"1OÛ1 90
300
~
~..,.~200
~
N
.&
::E
100
a
IV
V
0
-0,6
-0,4
-0,2
0,0
0,2
0,6
SK
Figure F-28 : PH - Diagrammes de dispersion des indices granulométriques
en fonction des unités morphologiques
142

---

- les sables de l'estran (II) : ce sont des sables très fins à fins
(11911m < Mz < 22411ffi : moyenne 17811m), très bien à bien classés (0,26 < 0" < 0,43 :
moyenne 0,33) et à skewness variable, mais en moyenne négatif (-0,13 < SK < +0,36).
Ils sont en général unimodaux (mode variant entre 125 à 200 I1m) et transportés par
suspension graduée, rarement par suspension uniforme. Ces sables sont moins
carbonatés que ceux de la haute plage (14,67 à 52,67 % : moyenne 22,71 %). Il est à
noter que les sables du bas estran ont souvent un skewness positif (-0,02 < SK < +0,36 :
moyenne +0,12) ;
- les sables-du déferlement et de - 2 m (III) : ce sont des sables très fins à
fms (10111ffi < Mz < 19511m : moyenne 144l1m), très bien à bien classés
(0,29 < 0" < 0,38: moyenne 0,34) et à skewness variable (-0,27 < SK < +0,21). Ils sont
unimodaux (mode variant entre 80 à 160 I1m) et transportés par suspension uniforme ou
graduée ;
- les sables de la plage sous-marine (- 4 m à - 8 m) (IV) : ce sont des
sables très fins (73 I1m < Mz < 93 l1ffi : moyenne 82 I1m), très bien classés
(0,25 < 0" < 0,34: moyenne 0,29) et à skewness en général positif (-0,13 < SK <
+0,36). Ces sables sont unimodaux, le mode variant entre 63 et 80 I1m. Ils sont
transportés en suspension uniforme ;
- des faluns qui se trouvent en général à - 6 m (V) : ils se distinguent par
leur fort powcentage en carbonates (23,66 à 60,67 % : moyenne 37,75 %) et le fait qu'ils
soient-bimodaux et transportés en suspension graduée. Ce sont des sables très fins à fms
(88 I1m < Mz < 6611ffi: moyenne 12511m), moyennement bien à moyennement classés
(0,57 < 0" < 0,94 : moyenne 0,78) et à skewness variable, mais toujours extrême et en
général négatif (-0,53 < SK < +0,44 : moyenne - 0,23) ;
- le sable trouvé en août 90 à - 8 m est particulier: c'est un sable moyen
(359 J.U11), très carbonaté rn,33 %), transporté par saltation, mais très bien classé (0,26)
et à skewness positif (+0,08).
On remarque ici que, contrairement à ce qu'on a vu précédemment, c'est au
niveau de la haute plage que les variations granulométriques sont les plus importantes
(tab. F-22). A -6 et -8 m, les fortes variations observées sont liées à la présence ou non
des faluns. Bien qu'il y ait des données manquantes, on note que du haut estran à -2 m,
les sédiments les plus fins s'observent en décembre 89. De plus, on observe une
augmentation continue de la moyenne entre décembre 89 et juillet ou août 90 (fig. F-29).
Par contre, sur la haute plage, le minimum est enregistré en octobre 89 (tab. F-22).
143

---

Tableau F-22 : èimetière chrétien de Diokoul - Variations de la moyenne Mz (en J1nl)
selon les mois et les unités morphologiques.
Unités
Oct89
Déc89
Mars90
Mai9()
Juil90
Août90
Var.gr.
HP
247
259
323
274
250
/
76
HE
223
183
199
198
224
/
41
ME
/
145
167
177
187
/
42
BE
/
119
163
166
168
/
49
Def
195
/
148
138
157
/
57
-201
/
101
124
142
139
150
49
-4m
/
81
81
93
81
83
12
-601
/
166
115
129
88
73
93
-801
/
76
86
81
87
359
283
180 . . , - - - - - - - - - - - - - - - - - - ,
PH . Cimetière chrétien de Diokoul
160
1
- - 0 - -
8as est..-an
t; 140
§
•
-2m
~
120
12189
03190
05190
07/90
08190
Figure F-29 : PH - Variations mensuelles de la moyenne Mz sur le bas estran et à - 2 01
IX. KEllRI KAO : PROFIL PI
Pour ce profil qui se trouve au niveau du mur de protection de Keuri Souf-Keuri
Kao, on ne dispose que des prélèvements sédimentologiques faits entre - 2 et - 8 01 de
profondeur. On distingue (fig. F-30) :
- les sédiments à - 2 01 (1) qui sont des sables très fins à fins (85 ~m < Mz
< 170 ~m : moyenne 130 ~m), très bien à moyennement bien classés (0,23 < 0" < 0,61 :
moyenne 0,42) et à skewness en général négatif (-0,18 < SK < +0,18). lis sont
unimodaux, le mode variant entre 80 et 125 ~m. Ils sont transportés en suspension
graduée, plus rarement uniforme;
144

---

- les sédiments de - 4 à - 8 m (II) Sont des sables très fins (78 ~m < Mz <
92 ~m : moyenne 82 ~m), très bien classés (0,22 < 0" < 0,32 : moyenne 0,26) et à
skewness en général positif (-0,02 < SK < +0,29 : moyenne +0,12). Ils sont unimodaux
(en général 80 J.1.m, très rarement 63 J.1.rn) et transportés en suspension uniforme.
200
180
1
160
~
j 140
·1120
' - '
~ 100
1: -2m
80
-4à-8m
60
0,2
0,3
0,4
0,5
0,6
0,7
Sigma
200
180
~160
~.0>
0
§ 140
...~5120
~
II
100
0
"', ...,;
80
"
60
-0,2
-0,1
0,0
0,1
0,2
0,3
SK
Figure F-30 : PI - Diagrammes de dispersion des indices granulométriques
en fonction des unités morphologiques
145

---

Les seules variations 'granulométriques notables ont lieu à -2 m avec, pour la
moyenne Mz, un minimum en décembre 89 et un maximum en mai 90 (tab. F-23, fig. F-
31).
Tableau F-23 : Keuri Kan - Variations de la moyenne Mz (en J.Jm) selon les mois et les
unités morpJwlogiques.
Unités
Oct89
Déc89
Mars90
Mai90
Juil90
Août90
Var.gr.
-2m
88
85
101
191
170
146
106
-4m
81
79
88
86
83
81
9
-6m
79
78
82
81
84
78
6
-8m
80
81
92
87
80
83
12
200 , . . . . - - - - - - - - ' - - - - - - - - ,
PI - Keuri Kao
10189
12189 03190 05/90 07/90 08190
Figure F-31 : PI - Variations mensuelles de la moyenne Mz à - 2 m
X. BATA: PROFIL PJ
A. OONNEES MORPHOLOGIQUES
La plage aérienne a une largeur moyenne de 24 m et une pente moyenne de
0,0802. La forte variabilité de la haute plage est due surtout à la disparition de celle-ci en
août 90. La zone de surf est relativement étroite (10 m en moyenne) et très pentue
(0,1135 en moyenne). C'est la zone qui est la plus variable tant en largeur qu'en pente
(tab. F-24). Les profils de la plage aérienne sont souvent concaves (fig. F-32). A partir
de juillet, un sol fossile affleure en haut de plage. Quant aux croissants de plage, ils sont
presque toujours présents et quelquefois emboîtés, comme en décembre 89 et mai 90.
146

---

J.R.
C.
M.
Hr(m)
.!.
'Y
.!.
0
ÜClobre89
- 1
-2
-3
J.R.
C.
M.
0
.!.
'Y
.!.
Décembre 89
- 1
-2
- 3
T.C. J.R.
M.
0
'Y
.!.
.!.
Mars 90
-1
-2
- 3
J.R.
M.
0
.!.
.!.
Mai 90
- 1
-2
-3
J.R. F.C.
0
-r-------~.!. 'Y
Juillet 90
- 1
·2
-3
J.R. F.C.
M.
.!.
'Y
.!.
-r-_ _- -............
0
Aoùt90
- 1
-2
-3
~_ _~_-_~_--'-----:_~
_ _- - ' -_ _- J .
L(m)
0
10
20
30
40
50
60
Fig. F-32 : Pl - Bata - Profils de plage
J.R.: Limite dujel de rive
C.: Croissant de plage T.C.: The de croissant
F.C.: Aanc de croissant
X : Minéraux lounls
- : Aftleurement de sables argileux
147

---

Tableau F-24: Pl -Bara: Résultats morphologiques
L(m) = Largeur en mètres .. P = Pente (forme rang /3) .. C = Croissant de plage ..
TC = Tê~e de croissant .. FC = F/aru: de croissant
Haute plage
Estran
Plage aérienne
Zone de surf
Fonneet
L(m)
Pente
Um)
Pente
L(m)
Pente
L(m)
Pente
remarQues
Octobre 89
9
008ll
10 1
00752
191
00775
38
01526 Concave
C
-
Décembre 89
152
0,0803
12,6
0,0508 278
0067
14,5
0,0855
Concave
C
Mars 90
109
00725
204
00784
313
00764
5
0,13
Conc/Conv TC
Mai 90
Il5
00991
131
00588 246
00776
135
0,0681
Rect,mx 1.,
C
Juillet 90
61
0123
21
00748 271
0086
48
0.175 Conc/Conv
Août 90
/
/
14.5
00966
14,5
0.0966
164
0,0695
Conc!Roct FC
Movennes . 88
00912
153
00724
241
00802 97
01135
Ecart-type
5,3
0,0203
4,5
0,0162 6,2
0,0099 5,7
00454
Coef.Var.
0,60
022
0,29
022
0,26
0,12
0,59
0,40
Presque tous les mouvements verticaux observés sont des mouvements
compensatoires entre la plage aérienne et la zone de surf (tab. F-25; fig. F-33). Le
cumul des mouvements verticaux est négatif ( - 0,32 fi par m linéaire de plage). On
note cependant que l'érosion concerne essentiellement la plage aérienne (- 0,26 fi par m
linéaire de plage) alors que la zone de surf a un bilan positif (+ 0,15 m par m linéaire de
plage).
Tableau F-25 : Pl - Bara: Mouvements venicaux
(en mètres par mètre linéaire de plage)
HauteplaJ!:e
Estran
PlaJ!;e aérienne
Zone de surf
Moyennes
Oct-Déc 89
- 0,29
- 0,21
- 0,25
Déc-Mar 90
+ 0,17
+ 0,05
+ 0,11
- 0,36
+ 0,01
Mar-Mai 90
- 0,06
- 0,23
- 0,18
+ 0,27
- 0,09
Mai-Juil 90
+ 0,01
+ 0,14
+ 0,07
- 0,26
- 0,02
Juil-Aou 90
- 0,09
- 0,07
- 0,01
+ 0,28
- 0,02
Cumuls
- 0,26
. 0,32
- 0,26
+ 0,15
148

---

Hr(m)
0
Octobre - DéCembre 89
- 1
-2
0
Décembre 89 - Mars 90
1
- 1 ~
-2 j
-3
0
Mars- Mai 90
- 1
-2
-3 J
0
Mai - Juillet 90
- 1
-2
-3
0
---- ----
Juillet- Août 90
- 1
-2
-3
~-----'-------'----"'----""""'-------'------"
L (m)
o
10
20
30
40
50
60
Fig. F-33 : Pl - Bata - Comparaison des profils de plage
Accwnulaùon
W%@
Erosion
149

---

B. DONNEES SEDIMENTOLOGIQUES
On distingue ici quatre grands ensembles (fig. F-34) :
- les sables de la haute plage au déferlement (1) : ce sont des sables fins à
moyens (202 Ilm < Mz < 395 Ilm : moyenne 275Ilm), bien à moyennement bien classés
(0,42 < cr < 0,67: moyenne 0,52) et à skewness en général positif, rarement négatif (-
0,17 < SK < +0,28: moyenne +0,10). Ces sables sont en général unimodaux (mode
variant de 200 à 3151lm) bien que ceux de la haute plage soient souvent bimodaux. Ils
sont transportés en général par saltation, plus rarement en suspension graduée ou par
roulement ;
400 - , - - - - - - - - , - - - 1 ' r - - - - t " - - - - - - - ,
III
o HP
•
HE
O+-.........,.--...-
.........--,.-~-~---r-_r_.........,.---l
+ ME
0,0
0,2
0,4
0,6
0,8
1,0
D. BE
Sigma
•
Def
o -2m
400 -,-------.-rr---.;:----------,
Â
-4à-6m
x
-8m
300
IV
100 .,---~---\\-_rr:~~__:_~
O-t---.,.-.----r-.----,..----,--.---r-r---r-........-I
-0,6
-0,4
-0,2
0,0
0,2
0,4
0,6
SK
Figure F-34 : Pl - Diagrammes de dispcrsioo des indices granulométriques en fonction
des unités morphologiques
ISO

---

- les sables à - 2 m (II) assutent en quelque sorte la transition entre les
sables de la plage aérienne et ceux de la plage sous-marine. Ce sont des sables très fins
(85 !lm < Mz < 166 j.1I11: moyenne 121 j.1I11), ~s bien à moyennement bien classés
(0,19 < <l < 0,59: moyenne 0,36) et à skewness voisin de zéro (-0,11 < SK < + 0,27).
Ils sont en général unimodaux, le mode oscillant entre 80 et 160 !lm, et peu carbonatés.·
Ils sont transportés en suspension graduée ou uniforme;
- les sables de la plage sous-marine de - 4 m à - 6 m (III) : ce sont des
sables très fins à fins (76 !lm < Mz < 159 !lm : moyenne 88 !lm), très bien à bien classés~
(0,20 < <l < 0,50: moyenne 0,31) et à skewness variable, mais à tendance positive
(-0,33 < SK < +0,28). Ils sont peu carbonatés (6,33 à 33 % : moyenne 13,9 %) et
transportés en général en suspension uniforme. Ce sont très souvent des sables
unimodaux (mode variant de 63 à 125 !lm) ;
- les sables à - 8 m (IV) : ce sont des sables très fins à fms (80 j.1I11 < Mz <
237 !lm: moyenne 146 j.1I11), bien à moyennement classés (0,40 < <l < 0,94 : moyenne
0,79) et à skewness variable, mais extrême et à tendance négative (-0;56 < SK < +0,50).
Ces sables sont aussi très carbonatés (41,67 à 86 % : moyenne 49,8 %). Ils sont
transportés en suspension graduée et ce sont en général des sédiments bimodaux.avec un
mode principal fm (63 ou 80 !lm) et un deuxième mode plus grossier (200 ou 250 j.1I11).
Les zones qui présentent les plus grandes variations granulométriques sont le bas
estran et la haute plage (tab. F-26). Les fortes variations observées à - 8 m sont liées à la
présence ou non de faluns. Sur le bas estran, on note un minimum de la moyenne en
décembre 89 et un maximum en juillet 90 (fig. F-35) alors qu'à - 2 m, on observe deux
minima en décembre 89 et juillet 90, le maximum se situant en août 90.
TabieOll F-26: Bata - Variations de la moyenne Mz (en J.lm)selon les mois et les unités
morpJwlogiques.
Unités
Oct89
Déc89
Mars90
Mai90
Juil90
Août90
Var.gr.
HP
255m
202
316
279
268
302
114
HE
298
216
314
242
266
266
98
ME
1
262
281
205
266
250
76
BE
287
215
.
247
356
395
293
180
Def
312
1
268
304
281
257
55
-2m
143
85
95
129
109
166
81
-4m
83
78
81
90
83
79
12
-6m
159
79
81
76
78
82
83
-8m
237
182
143
112
80
123
157
151

---

40'0 .,.-----------':1"1"""-----,
PJ • Bata
300
1
- - - 0 -
Bas estran
~200
•
-2m
g
N
:::E
100
10189
12189 03190 05190 07190 08190
Figure F-35 : Pl - Variations mensuelles de la moyenne Mz sur le bas estran et à - 2 ID
XI. BARGNY : PROFIL PK
A. DONNEES MORPHOLOGIQUES
La plage aérienne a une largeur moyenne de 26 m et une pente moyenne de
0,0534. La zone de surf est étroite (11 m en moyenne) mais très pentue (0,0963 en
moyenne). Les plus fortes variations s'observent sur la haute plage et la zone de surf
(tab. F-27). Les profils de la plage aérienne sont en général convexes et les croissants de
plage sont presque toujours présents (fig. F-36). On a noté en mai 90 la présence de
minéraux lourds, de galets et de coquillages ainsi que de blocs de roches sur la plage
aérienne.
Tableau F-27: PK -Bargny: RésultaIS morphologiques
L(m) = Largeur en mètres .. P = Pe1lle (forme tang /3) ..
TC =Tête de croissant .. CC =Creux de croissant
Haute plage
Estran
Plage aérienne
Zone de surf
Forme et
L(m)
Pente
L(m)
Pente
L(m)
Pente
L(m)
Pente
remarQues
Décembre 89
15
0,0107
10,4
0,0599 25,2
0,0397
24,5
0,0531
Convexe
Mars 90
125
00264
187
00695
312
00529
33
0,1758
Convexe
CC
Mai 90
116
00172
99
0,0525 215
0.0335
14
01121
Conv mxI. TC
Juillet 90
11,2
00134
17,5
0.0914 287
0,061
4,2
0069
Conv/Conc TC
Août 90
/
/
21,3
0,0798 21,3
0,0798
10,5
0,0714
Rectiligne CC
Moyennes
10,1
0,0169
15,6
0,0706 25,6
0,0534
113
0,0963
Ecart-tvne
5,7
0,0069
5,1
00156 44
0,0182 8,6
0,0495
Coef.Var.
057
041
033
022
017
034
076
0.51
152

---

153

---

Hr(m)
0 r===~~~~~~~~~D:écembre 89-MaIS90
- 1
-2
-3
0
MaIS - Mai 90
- 1
-2
-3
O.
Mai - Juillet 90
- 1
-2
-3
-.
0
Juillet - Août 90
- 1
-2
-3
L(m)
o
10
20
30
40
Fig. F-37 : PK - Bargny - Comparaison des profils de plage
Accumulation
~
Erosion
154

---

Le bilan de cette plage. entre décembre 89 et août 90, est très négatif (- 0,72 m
par m linéaire de plage), en particulier pour l'estran et la zone de surf (tab. F-28). En
effet, à l'exception de la période mars-mai 90, tous les mouvements verticaux sont
érosionnels (fig. F-37).
Tableau F-28 : PK - Bargny: Mouvements verIicaux
(en mètres par mètre linéaire de plage)
Haute plaJ:!;e
Estran
PlaJ:!;eaérienne
Zone de surf
Moyennes
Déc-Mar 90
- 0,17
- 0,27
- 0,21
- 0,35
- 0,24
Mar-Mai 90
+ 0,08
+ 0,21
+ 0.17
1
Mai-Jui19O
- 0,10
- 0,58
- 0,34
- 0,42
Juil-Aou 90
- 0,23
- 0,29
- 0,27
- 0,40
- 0,28
Cumuls
- 0,42
- 0,93
- 0,65
- 1,17
B. OONNEES SEDIMENTOLOGIQUES
On retrouve les mêmes grands ensembles qu'à Bata (à l'exception des faluns), à
savoir (fig. F-38) :
- les sables de la haute plage au déferlement (1): ce sont des sables fins à
moyens (184 IJ.m < Mz < 346lJ.m : moyenne 258 IJ.m), bien à moyennement classés
(0,38 <: cr < 0,74 : moyenne 0,52), à skewness à tendance positive (-0,12 < SK <
+0,27). Ces sables sont en général unimodaux (mode variant de 125 à 315 IJ.m). Ils sont
transportés surtout par saltation, parfois en suspension graduée. Il est à noter que les
sédiments du bas estran se distinguent par des moyennes plus fortes (216 IJ.m < Mz <
346lJ.m : moyenne 280 1J.rn) et un plus mauvais classement (0,48 < cr < 0,74: moyenne
0,55) ;
- les sables à - 2 m (II) sont des sables très fms à fins (93 IJ.m < Mz < 166
IJ.m : moyenne 123 IJ.m), très bien à moyennement bien classés (0.33 < cr < 0.61 :
moyenne 0,44) et à skewness en général négatif (-0,39 < SK < +0,05). Ils sont
transportés en suspension graduée ou uniforme. Rarement bimodaux, leur mode varie
entre 80 et 200 lJ.rn ;
- les sables de la plage sous-marine de - 4 à - 8 m (m) : ce sont des sables
très fins (741J.m < Mz < 95 IJ.m: moyenne 861J.m), très bien classés (0,20 < cr < 0,31 :
moyenne 0,26) et à skewness variable. mais à tendance positive (-0,06 < SK < +0,28).
Ces sables sont transportés en suspension uniforme. Ils sont uni- ou bimodaux, le mode
principal étant de 80 Jl.ffi.
155

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4 0 0 . - - - - - - - ' - - - - - - - - - - - - - - - - - ,
1
300
100.J--~~n
O+--..,.--r-----.,...--r--.......--r-.......--r-T-----r-......--j
0
HP
0,2
• HE
+ ME
l:J. BE
4 0 0 . . . - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - ,
• Def
0
-2m
Â
1
-4à-8m
0+----r-----.r---.........---r--..,.--r---.----1
-0,4
-0,2
0,0
0,2
0,4
SK
Figure f-38 : PK - Diagrammes de dispersion des indices granulométriques
en fonction des unités morphologiques
Les plus fortes variations granulornétriques s'observent sur le bas esrran et au
niveau du déferlement (tab. f-29). Mais les courbes de variations bimensuelles des
indices granulométriques et de Mz en particulier varient selon les unités morphologiques.
156

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Sur le bas estran, on enregistre un minimum en mars 90 et un maximum en juillet 90 .
alors qu'au niveau·du déferlement, le minimum se situe en juillet 90 (fig. F-39).
Tableau F-29 : Bargny - Variations de la moyenne Mz (en Jl11l) selon les mois et les
unités morphologiques.
Unités
Déc89
Mars90
Mai90
Juil90
Août90
Var.gr.
HP
266m-
283
270
266
232
51
HE
254
295
.
184
229
210
111
ME
248
205
257
293
245
88
BE
285
216
285
346
266
130
Def
/
269
229
346
213
133
-2m
93
117
166
102
135
73
-4m
84
95
89
83
84
12
-6m
91
88
91
82
88
9
-8m
78
81
82
74
81
8
400 . . . , - - - - - - - - - - - - - - - - ,
PK • Bargny
---0--
Bas estran
•
-2m
12189
03190
05190
07190
08190
Figure F-39 : PK - Variations mensuelles de la moyenne Mz sur le bas estran et à - 2 m
157

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