Geomorphologie Modelisation Topo Bathymetrique Et Transit Sedimentaire Exemple Des Plages Sableuses de La Baie de Tunis Nord Est de La Tunisie

Géomorphologie : relief,processus, environnement3/2009 (2009)Varia

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Mourad Louati et Fouad Zargouni

Modélisation topo-bathymétrique ettransit sédimentaire. Exemple desplages sableuses de la baie de Tunis,Nord-Est de la Tunisie................................................................................................................................................................................................................................................................................................

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Référence électroniqueMourad Louati et Fouad Zargouni, « Modélisation topo-bathymétrique et transit sédimentaire. Exempledes plages sableuses de la baie de Tunis, Nord-Est de la Tunisie », Géomorphologie : relief, processus,environnement [En ligne], 3/2009 | 2009, mis en ligne le 01 octobre 2011, consulté le 10 octobre 2012. URL : http://geomorphologie.revues.org/7686 ; DOI : 10.4000/geomorphologie.7686

Éditeur : Groupe français de géomorphologiehttp://geomorphologie.revues.orghttp://www.revues.org

Document accessible en ligne sur : http://geomorphologie.revues.org/7686Ce document est le fac-similé de l'édition papier.© Groupe français de géomorphologie

Abridged English version

The purpose of this study is to estimate the total longsho-re sediment transport (TLST) rate along the sandy beachesof Tunis Bay (fig. 1) and to investigate its alongshore varia-

bility as a function of the dissipative or reflective behaviour ofthese beaches. Analyzing long-term change in seafloor mor-phology provides a method of quantifying volume changes, netsediment budgets and estimating TLST rates. A computer-

Géomorphologie : relief, processus, environnement, 2009, n° 3, p. 211-222

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

Nord-Est de la Tunisie

Topo-bathymetric modeling and longshore sedimenttransport. The example of the sandy beaches of Tunis Bay,

Northeast Tunisia

Mourad Louati*, Fouad Zargouni*

* Laboratoire de géologie structurale et appliquée, Département de géologie, Faculté des Sciences de Tunis, université de Tunis El Manar, Campus uni-versitaire, 2092 Tunis, Tunisie. Courriel : [email protected] ; [email protected]

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

Mots clés : Baie de Tunis, Modèle Numérique de Profondeur, bilan sédimentaire, transit sédimentaire, indices morphodynamiques,SIG.

AbstractThe aim of this study is to estimate the total longshore sediment transport (TLST) rate along the sandy beaches of Tunis Bay, and todetermine its alongshore variability as a function of the dissipative or reflective behaviour of these beaches. The method developed toestimate the TLST rate is based on the long-term analysis, between 1883-1886 and 2004-2005, of the topo-bathymetric evolution of thenearshore zone. The quality of the set of available bathymetric data allows the implementation, within a Geographical Information Sys-tem, and for each period, of a Digital Depth Model (DDM) interpolated by kriging, a method selected after the test of variousalgorithms. The superposition of two DDMs permits the calculation of volumes of erosion or accumulation, the sediment budgets, andtherefore the TLST rates. The establishment of the sediment budget is largely facilitated by the introduction of two concepts: the sedi-ment cell and the closure depth. Satisfactory correlations are noted when these rates are compared to those estimated using either thevolume estimation method or applying the LCHF empirical formula or the numerical model UNIBEST. The study shows that the TLSTrate is inversely proportional to the capacity of wave energy dissipation of the beach.

Key words: Tunis Bay, Digital Depth Model, sediment budget, longshore sediment transport, beach morphodynamic indices, GIS.

based mapping methodology, developed within the frame-work of a Geographical Information System (GIS), was usedto compile and analyze changes in bathymetry. Two essentialconcepts in coastal and nearshore morphological and sedi-ment budget analyses were also employed: the coastal sedi-ment cell and the depth of closure. The implementation of thedeveloped approach focused on four points: the first onedeals with the compartmentalization of the studied site intosediment cells and the determination of the boundary condi-tions; the second is based on the construction and superpo-sition of Digital Depth Models (DDMs), thus allowing for thecalculation of volume; the third concerns the calculation ofsediment budgets and therefore the estimation of the TLSTrates; the fourth addresses the morphodynamic characteri-zation of the beaches and examines the relation between theTLST rate and the morphodynamic state of the beach usinga variety of commonly used parameters or indices. Follo-wing the methodology developed by M.J. Bray et al. (1995),seven sediment cells (fig. 2) were established for the studyarea. The landward boundary condition was determined byoverlaying digitized shoreline positions and using theW.A. Birkemeier (1985) equation with a closure depth esti-mated at -5 m. Digitized soundings, boundaries and sedi-ment cell polygons were used to create the DDMs for theperiods 1883-1886 and 2004-2005 (fig. 3). Kriging provedto be the most appropriate method to construct these gridmodels. The two DDMs are superposed, thus generating aresultant model representing the differences in depth (fig. 4),and from which the volume changes are calculated. The vo-lume changes allow for the calculation of sediment budgetsand the relevant TLST rates (tab. 3). Satisfactory correla-tions are noted when the TLST rate along the studied site,which is about 19,600 ± 12,100 m3 per year, is compared torates estimated either through volume calculation or by ap-plication of the empirical LCHF (Laboratoire Centrald’Hydraulique de France) formula or the numerical modelUNIBEST. The morphodynamic characterization of thebeaches was based on the surf similarity parameter (ζb;Battjes, 1974), the surf scaling parameter (ε; Guza andInman, 1975) and the fall velocity parameter (Ω; Gourlay,1968; Dean, 1973), which take into consideration variouscombinations of beach slope, beach sediment size, and thewave conditions (height, length and period). These para-meters have their advantages and limitations, but serve asuseful simple indices of beach morphodynamic characteri-zation where detailed hydrodynamic and topographic data-sets are not available (Anthony, 1998). They are also rea-dily correlated with conceptual beach morphodynamic mo-dels (e.g., Wright et al., 1985), thus allowing for literaturecomparisons. These various parameters show that thebeaches of Tunis Bay are more or less dissipative (tab. 4).The investigation of the evolution of the TLST rates as afunction of the morphodynamic signature of the beachesshows that these rates are inversely proportional to thelevel of wave energy dissipation. This result confirms thefindings of various previous authors (Bodge and Kraus,1991; Hamilton and Ebersole, 2001; Kamphuis, 1990;Kamphuis and Readshaw, 1978; Smith et al., 2004).

Introduction

La dégradation du littoral tunisien est un problème inéluc-table de portée nationale ; elle affecte l’environnement etnuit au paysage côtier ainsi qu’aux stratégies économiques,notamment touristiques du pays. Le recul des plages sa-bleuses de la baie de Tunis s’opère à des vitesses souventcomprises entre 0,5 et 1,5 m/an, bien que des valeurs voi-sines de 5 m/an ne soient pas rares (Oueslati, 1995). Lahoule et la dérive littorale qu’elle induit sont les principauxagents hydrodynamiques de l’évolution des littorauxmeubles de cette baie (Sliti, 1990 ; El Arrim, 1996). Dans cecontexte, la connaissance du volume de sables mobilisés pa-rallèlement à la côte par la dérive littorale et l’étude de sonévolution en fonction des conditions environnementalesconstituent l’une des démarches indispensables à toute ana-lyse prévisionnelle de gestion de l’érosion marine le longdes plages de la baie.

Les Systèmes d’Information Géographique (SIG) n’ontsuscité que récemment l’intérêt de la communauté scienti-fique concernée par le domaine marin, alors que leurs po-tentialités pour l’étude des écosystèmes terrestres sont re-connues depuis quelques décennies (Wright, 1999). La com-plexité de l’environnement marin, inhérente à sa nature dy-namique, ainsi que les difficultés et le coût de la collecte desdonnées en zone littorale, en sont en grande partie respon-sables (Fowler et Schmidt, 1998). Cependant, les dévelop-pements technologiques récents, notamment en imagerie,conduisent à l’acquisition de données localisées par diversorganismes (Allain et al., 2000). Un nombre croissant dedonnées de référence est disponible, permettant la mise enœuvre d’applications de recherche utilisant les potentialitésd’analyse et de représentation des SIG (Gorman et al., 1998).Pour les petits fonds marins côtiers, les Modèles Numériquesde Profondeur (MNP) sont particulièrement appréciés desscientifiques, notamment pour leur aptitude à permettre lecalcul des surfaces ou des volumes, à fournir divers indices,tels que l’inclinaison et l’orientation des pentes, ainsi quepour les possibilités de visualisation des structures en troisdimensions (Hüttemeyer, 2000).

L’objectif de cette étude est, d’une part, d’estimer les tauxmoyens du transit sédimentaire par l’analyse diachroniquede l’évolution morphologique des petits fonds en baie deTunis, et d’autre part, d’étudier la variabilité longitudinaledes transits littoraux en fonction du comportement dissipatifou réflexif des plages de la baie.

La Baie de Tunis et les plages étudiées

La baie de Tunis, située au NE de la capitale, s’étend entreles caps Carthage et Ras Al Fortas (fig. 1). Elle est large d’en-viron 22 km et profonde de 18 km. Les affleurements géolo-giques qui s’étendent le long de son littoral sont essentielle-ment d’âge oligo-miocène et plio-quaternaire et montrant desfaciès à prépondérance d’argiles, de grès et de calcaires.Trois oueds (Miliane, Soltane et Bzikh), dont le débit solideannuel total est actuellement estimé à 1,5 million de tonnes(de l’ordre de 3,8 millions de tonnes avant la construction

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des barrages), débouchent dans la baie (Hydrotecnica Portu-guesa HP, 1995). La frange côtière comprise entre l’actuelleembouchure de l’oued Miliane et Soliman, constituant unecôte linéaire d’une vingtaine de kilomètres, fait précisémentl’objet de cette étude. Ce littoral méditerranéen microtidalsubit l’influence du régime des houles.

Les vagues de direction NNE à NE sont les plus fré-quentes, avec des hauteurs significatives autour de 3 m etdes périodes observés de 8 à 10 s (HP, 1995). Les plagessont constituées de sables fins sur l’estran, fins à très finsentre 0 et -5 m et par des silts et argiles à partir de -5 et -6 menviron (HP, 1995). À la suite des tempêtes des 7-8 et 20-21 janvier 1981, qui ont sérieusement endommagé lesbâtiments édifiés au bord de la côte (Bouhafa, 1985), la baiea été le siège d’un programme d’implantation de 18 brise-lames (2 à Ezzahra, 8 à Hammam-Lif, 1 à Hammam-Plage,2 à l’hôtel Solymar et 5 à Soliman).

Méthodologie

Estimation des transits sédimentaires

La méthodologie d’estimation des transits sédimentairesrepose en premier lieu sur l’identification des cellules sédi-mentaires, entre lesquelles s’organise le transport longitudi-nal, dans le cadre d’un système fermé à ses deux extrémitésainsi que vers la terre et le large (Drapeau et Mercier, 1990).La limite terrestre est matérialisée par le trait de côte et la li-mite marine correspond à la profondeur de fermeture. En se-cond lieu, à l’échelle de chaque cellule sédimentaire, l’éva-luation du bilan sédimentaire, dépendant principalement desmouvements sédimentaires induits par le transit longitudinal,s’appuie sur la construction et la superposition de deux Mo-dèles Numériques de Profondeur (MNP) multi-dates, per-mettant le calcul des volumes de sables (cubatures) corres-

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Modélisation topo-bathymétrique et transit sédimentaire dans la baie de Tunis

Fig. 1 − Localisation du site d'étude.

Fig. 1 − Location of the study area.

pondant aux surfaces en érosion ou/et en accumulation. Lesdeux MNP sont issus par traitement informatique de don-nées bathymétriques, couvrant la période 1883-1886 à2004-2005, à l’aide du logiciel Arc-GIS.

La notion de cellule sédimentaire, appelée aussi cellule dedérive littorale, s’est imposée avec l’objectif de caractériserà court et long termes les évolutions longitudinales des tran-sits sédimentaires littoraux. Elle a tout d’abord été développéepar J.P. May et W.F. Tanner (1973) à partir de la notion de dis-tribution de l’énergie des houles (et du courant de dérive lit-torale) le long d’un rivage. Une cellule est souvent définiecomme un compartiment côtier qui contient un cycle completde sédimentation comprenant une zone source (d’érosion),une zone en équilibre dynamique puis une zone en accrétion.Elle a fait l’objet de remaniements et de compléments mé-thodologiques et conceptuels (Komar, 1985 ; Carter et al.,1990) qui ont notamment permis d’affiner la définition deslimites de ces cellules. M.J. Bray et al. (1995) ont établi unetypologie et une méthodologie pour définir les différentes li-mites de cellule et en distinguent deux groupes. Les limitesfixes correspondent à un obstacle physique, naturel (cap, es-tuaire, embouchure) ou anthropique (jetée portuaire, brise-

lame, digue). Les limites mobiles ou libres, se rencontrant leplus fréquemment sur les littoraux ouverts, correspondent àdes instabilités ou des réponses morphologiques à une varia-tion d’une composante gérant le transit sédimentaire. Le lit-toral étudié a ainsi été découpé en sept cellules dont la lon-gueur varie de 0,95 à 5,55 km (fig. 2). Les limites sont de na-ture différente, certaines étant naturelles (embouchures) etd’autres artificielles (brise-lames).

L’identification des cellules sédimentaires est suivie parla détermination des limites. À l’instar du concept de cellu-le sédimentaire, celui de profondeur de fermeture est unecondition essentielle à prendre en considération en mor-phodynamique littorale quand il s’agit d’établir un bilan sé-dimentaire. Ce concept a été introduit pour la première foispar P. Bruun en 1962. Il considère que la mobilité des sédi-ments en travers du profil transversal s’arrête à une profon-deur donnée où les effets des houles et des courants côtierssur la mobilité des sédiments deviennent totalement atté-nués. Trois méthodes sont souvent proposées pour estimer laprofondeur de fermeture. La première d’entre elles exploitedes profils de plage multi-dates ; ceux-ci, s’ils sont dispo-nibles et s’ils couvrent une période suffisamment longue,



Fig. 2 – Cellules sédimentaires identifiées.

Fig. 2 – Identified sediment cells.

peuvent être analysés afin d’en déduire la profondeur de fer-meture. En effet, selon J.A. Jiménez et A. Sanchez-Arcilla(1993), cette profondeur correspond à celle où l’écart-typedes valeurs de profondeur multi-dates se stabilise. La se-conde méthode consiste à utiliser des formules empiriques,et surtout celles qui tiennent compte à la fois de la hauteuret de la période des vagues. Les formules empiriques deR.J. Hallermeier (1981) et W.A. Birkemeier (1985) sont lesplus nombreuses dans la littérature. La troisième méthode sefonde sur des critères sédimentologiques pour déterminer laprofondeur de fermeture. En effet, R.W.G. Carter (1988)précise que cette profondeur peut être déduite de la taille desédiments ; elle coïncide avec un faciès dans lequel une tex-ture vaseuse-sableuse, vaseuse-argileuse ou vaseuse seraitobservée. Pour le site étudié, on ne dispose ni de profils deplage multi-dates, ni de données sédimentologiques suffi-santes. La formule empirique de W.A. Birkemeier, qui estune sorte de réajustement de celle de R.J. Hallermeier, estutilisée pour déterminer la profondeur de fermeture. L’ap-plication de cette formule, de la forme hf =1,57 Hso, donne

une valeur de hf =5,5 m, avec hf : profondeur de fermetureet Hso : hauteur significative annuelle extrême de la houleau large, qui est de l’ordre de 3,5 m (HP, 1995). Une valeurde -5m est choisie comme profondeur de fermeture du lit-toral étudié ici. Généralement, en Méditerranée, la profon-deur de fermeture varie entre -3 et -8 m (Sabatier et al.,2004).

Le zéro hydrographique local se situe à 0,45 m en dessousdu zéro NGT (Nivellement Général de la Tunisie ; HP,1995). Selon les discussions entreprises avec les techniciensdu Service Hydrographique et Océanographique (SHO) dela marine nationale, le trait de côte sur la carte marine cor-respond au niveau moyen de la mer, qui au port de la Gou-lette est à 0,15 m au dessus du zéro NGT. Par conséquent,un attribut altimétrique de l’ordre de +0,6 m pourrait être af-fecté à la limite terrestre relative à la période ancienne. Étantdonné que la cinématique côtière est dominée par de l’accu-mulation (fig. 3) et dans le but de garantir que l’évolution del’avant-côte soit incluse dans l’analyse, la limite terrestrecontemporaine correspondrait au trait de côte ancien. Ce-



Fig. 3 – Évolution diachronique du trait de côte. 1 : position moyenne du trait de côte (période 2004-2005) ; 2 : position moyenne du traitde côte (période 1883-1886).

Fig. 3 – Temporal evolution of the shoreline. 1: average position of the shoreline (period 2004-2005); 2: average position of the shoreline(period 1883-1886).

pendant, pour cette ligne du rivage contemporaine, un attri-but altimétrique d’environ +2 m est affecté. Notons qu’àchaque période de levés, le niveau de référence altimétrique(Datum) est le zéro hydrographique.

Les données bathymétriques utilisées sont fournies par leSHO. Elles proviennent de sa base de données topo-bathy-métriques. Celle-ci rassemble l’ensemble des mesures réali-sées sur les côtes tunisiennes par cet établissement et par di-vers organismes publics ou privés (SHOM, bureaux d’étu-de…). Les caractéristiques des deux cartes marines, rela-tives au Golfe de Tunis et constituant les sources de donnéesbathymétriques, sont synthétisées dans le tableau 1. À noterque le traitement de ces cartes (recalage, numérisation…) aété réalisé par les techniciens de ce même service.

Les données bathymétriques multi-dates ont subi succes-sivement un traitement similaire d’interpolation et d’évalua-tion. Afin de déterminer la méthode d’interpolation desMNP la plus adaptée à nos données bathymétriques, nousavons testé les méthodes dites de triangulation de Delaunay,d’inverse de distance pondérée et du krigeage. Pour chaquetest, l’erreur moyenne quadratique des résidus (différencesentre les données mesurées et celles calculées) a été retenuecomme indicateur de précision (Robinson, 1994). La com-paraison de différentes méthodes d’interpolation testées anettement montré que, quelles que soient les données bathy-métriques anciennes ou récentes utilisées, le krigeage donneles meilleurs résultats, suivi de prés par l’inverse de distan-ce pondérée et la triangulation de Delaunay. En effet, le kri-geage, dont l’erreur moyenne quadratique est la plus faible(entre 2,05 et 5,3 cm), est la méthode d’interpolation la plusappropriée pour construire deux MNP multi-temporels rela-tifs à l’avant-côte du site étudié.

Plusieurs conditions indispensables à la superposition deces deux modèles et la création d’un modèle d’évolution suf-fisamment fiable sont accomplies. D’abord, les deux cartesmarines à partir desquelles ont été digitalisées les donnéesbathymétriques ont des échelles comparables : 1/61 930 pourles levés anciens et 1/75 000 dans le cas des levés contem-porains. Ensuite, les données bathymétriques multi-dates ontla même référence spatiale (projection UTM, ellipsoïde Clar-ke 1880, Datum Carthage et zone 32). Enfin, le niveau de ré-férence altimétrique est approximativement le même lors desdeux périodes de levés ; les discussions entreprises avec les

techniciens du SHO nous ont permis d’arriver à la conclu-sion que le zéro hydrographique n’a pas significativementchangé entre les deux périodes.

Détermination de la marge d’erreur

La précision des relevés bathymétriques est un paramètresouvent ignoré ou supposé négligeable dans l’étude del’évolution des fonds. Cependant, de faibles évolutions surdes grandes surfaces peuvent finalement traduire des dépla-cements sédimentaires non négligeables, même si leur ap-préciation réelle reste difficile (Gorman et al., 1998).

L’erreur verticale peut aussi bien résulter d’erreurs diversesque d’une réelle évolution de profondeur. Ces dernières sontd’ordres planimétriques et altimétriques. Les données bathy-métriques anciennes et récentes sont de qualité relative-ment hétérogène en raison des contraintes environnemen-tales (courants, houle…) et des techniques (matériel, per-sonnel…) liées à la collecte de données en milieu marin.Pour les données récentes mesurées à l’aide de sondeurs mul-tifaisceaux et associées au Système de Positionnement par Sa-tellite (GPS), la précision planimétrique est bonne et l’erreurest d’ordre décimétrique. Cependant, pour les données an-ciennes localisées par des méthodes optiques, l’erreur est plusimportante. À proximité des rivages, le SHOM (2004) admetune erreur de localisation de l’ordre de 10 à 30 m. Les erreursaltimétriques peuvent être dues surtout à l’erreur résiduelledans le calcul des MNP par le logiciel, à l’élévation du niveaumarin et à l’erreur dans le sondage. Cette dernière est liée à laconception et au réglage du sondeur utilisé ; pour les levés ba-thymétriques anciens effectués au fil à plomb, le SHOMadmet une erreur sur la profondeur qui ne dépasse pas 30 cm,alors que dans le cas des levés récents, la précision hydrogra-phique est centimétrique ; les ordres de grandeurs compa-rables reportés dans la littérature sont d’environ ±7 cm (De-houck, 2006 ; Gibeaut et al., 1998).

La dégradation de la qualité des données bathymétriqueset par conséquent la génération d’imprécisions tant plani-métriques qu’altimétriques peuvent intervenir égalementet séparément pour chaque plan d’information bathymé-trique, particulièrement lors de la généralisation cartogra-phique (lors de la simplification et du lissage des iso-bathes), de la numérisation de la carte marine (erreurs pen-



Numéro dela carte

TitreOrganismeproducteur

Période de levés

Année de publication

Échelle

4222Du Cap Kamart à Ras Al

FortasSHOM 1883-1886 1887 1/61 930

- Golfe de Tunis SHO 2004-2005 N’est pas encore publiée 1/75 000

Tab. 1 – Caractéristiques des cartes marines relatives au Golfe de Tunis.

Table 1 – Characteristics of the hydrographical maps of Tunis Gulf.

dant la cotation des isobathes ou/et des sondes) et de laconversion de données au format utilisateurs (des pertes dedonnées peuvent avoir lieu notamment lors de la conver-sion de coordonnées).

Généralement, certaines de ces sources d’erreurs pour-raient être évaluées quantitativement, alors que d’autres nele sont que qualitativement. Dans cette étude, en prenant enconsidération à la fois les sources d’erreurs quantifiées etnon quantifiées évoquées ci-dessus, et les quelques applica-tions limitées comparables rencontrées dans la littérature(du point de vue périodes de levés, échelles… ; Byrnes etHiland, 1995 ; List et al., 1997 ; Sabatier et al., 2006), unemarge d’erreur verticale d’environ ±0,6 m est adoptée pourdésigner tout changement de profondeur non significatif,c’est-à-dire ne reflétant aucune tendance d’évolution réellede la profondeur.

Caractérisation morphodynamique desplages

Le comportement physique d’une plage peut être caracté-risé selon le degré de réflexion ou de dissipation de l’énergiedes vagues. L.D. Wright et A.D. Short (1984) proposent unmodèle conceptuel de plage comportant six états morphody-namiques, deux typologies extrêmes, la plage réflexive et laplage dissipative, et quatre états intermédiaires présentant àla fois des éléments réfléchissants et dissipants. Ce modèle,conçu pour des milieux microtidaux, constitue une approcheintéressante permettant de visualiser les plages dans uncontinuum spatio-temporel morphodynamique, sans pourautant disposer de données hydrodynamiques et topomé-triques. En effet, cette approche morphodynamique s’appuiesur un certain nombre d’indices intégrant des paramètressimples synthétisant les caractéristiques sédimentologiques,hydrodynamiques et topographiques des plages (Anthony,1998). Les indices les plus couramment utilisés sont le para-mètre de réplication de la barre ou le nombre d’Iribarren(ζb ; Battjes, 1974), le paramètre d‘échelonnement de labarre (ε ; Guza et Inman, 1975) et la vitesse de chute adi-mensionnelle (Ω ; Gourlay, 1968 ; Dean, 1973). Le premierparamètre est exprimé par :

ζb = tang β/(Hb/L0)0.5 (1)la plage est dite dissipative lorsque ζb < 0,4, réflexive si ζb> 2 et intermédiaire quand 0,4 < ζb < 2 (Fredsoe et Deigaard,1992). L’expression du second paramètre est :

ε = 2π2Hb/gT2tang2β (2) la plage est dite dissipative quand ε > 20, réflexive lorsqueε < 2,5 et intermédiaire si 2,5 < ε < 20 (Carter, 1988). Enfin,la vitesse de chute adimensionnelle est exprimée par :

Ω = Hb/Tωs (3) la plage est dite dissipative quand Ω > 6, réflexive si Ω < 1et intermédiaire lorsque 1 < Ω < 6 (Wright et al., 1985). Ilest important de noter, comme l’ont souligné certains au-teurs (par exemple Anthony, 1998 ; Levoy et al., 2000 ;Jackson et al., 2005), que ces paramètres ne sont que des ex-pressions très simplifiées de comportements morphodyna-miques de plage qui peuvent être très complexes, intégrant

généralement des aspects à la fois de réflexion et de dissi-pation.

Les variables composant les expressions de ces indicessont Hb : hauteur de la houle au déferlement (en m) ; T :période de la houle (en s) ; H0 : hauteur de la houle au large(en m) ; L0 : longueur d’onde de la houle au large (en m) ; β :pente de la plage (en degrés) ; g : accélération de pesanteur(9,81 m/s) et ωs : vitesse de chute de sédiments (en m/s).

Dans le site étudié, l’analyse statistique des mesures surles caractéristiques hydrodynamiques des vagues, dispo-nibles pour une période de deux décennies, de 1974 à 1994(HP, 1995), fait ressortir que la hauteur significative desvagues au large et la période associée (en moyenne) oscil-lent respectivement autour de 3 m et 9 s. La hauteur desvagues au déferlement est estimée en utilisant la formuleempirique développée par P.D. Komar et M.K. Gaughan(1972), exprimée par :

Hb = H0 [0,563/(H0/L0)0.2] (4)La longueur d’onde de la houle au large est estimée par :

L0 = gT2/2π. La pente moyenne de la plage est dérivée duMNP relatif à la période ancienne ; elle varie entre 0,35° et0,72°. Le diamètre médian de sédiments (D50) dans l’avant-côte est généralement autour de 0,2 mm (HP, 1995). Lavitesse de chute de sédiments est évaluée en utilisant uneformule simple et répandue dans la littérature, dite de Souls-by (1997). Elle est exprimée par :

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

où d* est le diamètre de sédiments adimensionnel exprimépar d* = [(s-1)g/υ2]1/3d et s = ρs/ρ, avec υ : vitesse cinéma-tique de l’eau (10–6 m2/s), d : taille de sédiments (D50, en m),ρs : densité de sédiments (2 650 kg/m3) et ρ : densité del’eau (1 025 kg/m3). Tous ces paramètres mesurés ou esti-més, et utilisés pour le calcul des indices, sont consignésdans le tableau 2.



CellulesH0

(m) Hb

(m)L0

(m)D50

(mm)β

(deg)T

(s)ωs

(m/s)

Cellules 1, 2, 3 et 4

3 3,5 121

0,2

0,35

8,8

0,015

0,52

0,64

0,73

Cellules 5, 6 et 7

3,3 3,9 135,1 0,45 9,3

Tab. 2 – Données mesurées ou estimées utilisées dans le calculdes indices morphodynamiques.

Table 2 – Measured or estimated data used in the calculation ofthe morphodynamic indices.



Fig. 4 – Modèle Numérique de Profondeur d'évolution de l'avant-côte. 1 : zones d'érosion ; 2 : zones apparemment stables ; 3 : zonesd'accumulation.

Fig. 4 – Digital Depth Model of evolution of the nearshore zone. 1: areas of erosion; 2: stable areas; 3: areas of accumulation.

CellulesBilan net et

marge d'erreur associéeTendance

de l'évolutionTaux moyen

du transit

Cellule 1 + 2 081,7 ± 1 819 Accumulation +17,4 ± 15,2

Cellule 2 +1 486,6 ± 1245 Accumulation +12,4 ± 10,4

Cellule 3 +1 858 ± 1 106,9 Accumulation +15,5 ± 9,2

Cellule 4 +5 375 ± 2 304,2 Accumulation +44,8 ± 19,2

Cellule 5 +339,5 ± 397,6 Stabilité +2,8 ± 3,3

Cellule 6 +986 ± 1042,3 Stabilité +8,2 ± 8,7

Cellule 7 +921,6 ± 776,9 Accumulation +7,7 ± 6,5

Tab. 3 – Bilans sédimentaires des plages et taux du transit (103 m3/an).

Table 3 – Sediment budgets of the beaches and transport rates (103 m3/a).

Résultats et discussion

Le Modèle Numérique de Profondeur d’évolution (fig. 4),permettant de spatialiser la différence de profondeur dansl’avant-côte durant la période entre 1883-1886 et 2004-2005, fait apparaître des sous-zones où la profondeur a soitdiminué ou augmenté ou bien au contraire est restée stable.Ces variations qui sont dues à des déplacements sédimen-taires induits principalement par le transit sédimentaire, cor-respondent respectivement à des zones d’érosion (valeursnégatives), de stabilité (valeurs incluses dans la marge d’er-reur) ou d’accumulation (valeurs positives). Les cellules 5 et6 sont en équilibre, alors que les cellules 1, 2, 3, 4 et 7 ontenregistré des bilans sédimentaires positifs, signifiant quel’accumulation l’a emporté sur l’érosion. Les transits sédi-mentaires par la dérive littorale, qui sont responsables decette sédimentation, ont connu une forte hétérogénéité spatia-le (tab. 3) ; ils vont de +7,7 ± 6,5 103 m3/an le long de la cel-lule 7 entre le premier brise-lame de Soliman et la communeportant le même nom à +44,8 ± 19,2 103 m3/an, plus de cinqfois supérieur le long de la cellule 4 entre le brise-lame deHammam-Plage et l’embouchure de l’oued Soltane. Les tauxintermédiaires sont de l’ordre de +12,4 ± 10,4 103 m3/an lelong de la cellule 2 entre le premier brise-lame d’Ezzahra et lepremier brise-lame de Hammam-Lif, de +15,5 ± 9,2 103 m3/anle long de la cellule 3 entre le premier brise-lame de Ham-mam-Lif et le brise-lame de Hammam-Plage, et de +17,4 ±15,2 103 m3/an le long de la cellule 1 entre l’actuelle embou-chure de l’oued Miliane et le premier brise-lame d’Ezzahra. Letaux moyen du transit sédimentaire par la dérive littorale, lelong de l’ensemble du littoral étudié, est ainsi estimé à 19,6 ±12,1 103 m3/an.

Du Cap Gammarth à la Goulette et de la Goulette à Soli-man, les taux moyens du transit estimés à partir de la formuleempirique du Laboratoire Central d’Hydraulique de France(LCHF), fréquemment utilisée en Méditerranée, sont respec-tivement de l’ordre de 23 103 m3/an et de 15 103 m3/an(Italconsult, 1973 ; SOGREAH, 1975 ; Sliti, 1990 ; El Arrim,1996). Le long de la plage de la Goulette, le taux moyen dutransit estimé par cubature, durant la période entre 1883 et1990, est d’environ 14,5 103 m3/an (SOGREAH, 1992). Un

calcul établi à l’aide du modèle UNIBEST (module UNI-BEST-LT) donne un taux de transit de l’ordre de 2 103 m3/anle long d’une section de la plage située entre Cap Gammar-th et Cap Carthage (Béjaoui et al., 2002). Bien que la marged’erreur soit élevée, le taux moyen de transit estimé par lacomparaison de MNP est suffisamment fiable. En effet, cetaux de 19,6 ± 12,1 103 m3/an est tout à fait comparable àceux calculés théoriquement par les études précédentes.

La caractérisation morphodynamique des plages apparte-nant aux cellules 1, 2, 3, 4 et 7 (tab. 4) montre nettement queles trois indices (ζb, ε et Ω) se corroborent et ces plages ontun comportement dissipatif plus ou moins important. Lesplages dissipatives ont pour caractéristique de dissiper effi-cacement l’énergie des vagues. La pente est faible et lesvagues déferlent sur une grande distance. Ce type de plagepeut être structuré par un système de barres linéaires peumarquées sur lesquelles brisent plusieurs fois les vagues,d’où son caractère dissipatif. Par contre, les plages réflexivesont une morphologie bien différente des plages dissipatives.La pente, à partir de la zone de déferlement jusqu’à sommetde la zone du swash, y est très importante. L’énergie desvagues n’est donc pas absorbée, mais réfléchie par le haut deplage. Les plages réflexives sont dépourvues de barres sa-bleuses. En revanche, la berme est très développée, car lestock de sable habituellement trouvé dans ces barres est in-tégré dans la berme (Short, 1999).

Le suivi de l’évolution des taux du transit le long desplages en fonction, d’une part, du nombre d’Iribarren (ζb), etd’autre part, de l’indice de l’échelonnement de la barre (ε)montre clairement que le taux de transit augmente au fur età mesure que la dissipation diminue. Cette constatation s’ac-corde avec celle de multiples études (Bodge et Kraus, 1991 ;Hamilton et Ebersole, 2001 ; Kamphuis, 1990 ; Kamphuis etReadshaw, 1978 ; Smith et al., 2004). En effet, en s’ap-puyant sur des expérimentations en laboratoire et in situ eten s’intéressant à la relation éventuelle qui peut existerentre le taux du transit sédimentaire et le type de déferle-ment des vagues, ces auteurs ont pu montrer que la magni-tude du transit était proportionnelle au nombre d’Iribarren.Ainsi, cette magnitude est plus importante sur une plage surlaquelle le déferlement est de type plongeant ou gonflant



Cellules ξb ε Ω

Cellule 1 0,035 2434,5

26,5

Cellule 2 0,053 1102,9

Cellule 3 0,064 728

Cellule 4 0,070 575,2

Cellule 7 0,046 1469,3 27,9

Tab. 4 – Caractérisation morphodynamique des plages selon les indices ζb, ε et Ω.

Table 4 – Morphodynamic characterization of the beaches according to the ζb, ε and Ω indices.

(plage réflexive) que sur une autre plage sur laquelle celui-ciest de type glissant (plage dissipative). L’exception à cettetendance caractérise la plage appartenant à la cellule 1 s’éten-dant entre l’actuelle embouchure de l’oued Miliane et le pre-mier brise-lame d’Ezzahra. En effet, cette plage affiche uncomportement morphodynamique différent, probablement liéà la présence de l’oued dont les entrées sédimentaires jouentprobablement un rôle non négligeable sur la morphologie dela plage et son comportement morphodynamique.

Conclusion

Dans cet article, l’exploitation des données bathymétriquesde référence est fondée sur une évaluation précise des MNPinterpolés, condition indispensable à leur utilisation en tantque support pour calculer les bilans sédimentaires et en dé-duire les taux moyens du transit le long des plages du site étu-dié. À l’issue de la comparaison de quelques méthodes d’in-terpolation testées, il apparaît que les deux MNP les plusappropriés sont produits par la méthode du krigeage.D’autre part, l’élaboration d’une marge d’erreur liée à cesdonnées, bien qu’elle soit une valeur approchée, a permisd’éviter des erreurs d’interprétations. Par exemple, cette ri-gueur nous a permis de considérer certaines plages commestables alors que si les marges d’erreurs avaient été ignorées,nous aurions alors interprété ces secteurs comme des plagesconnaissant des gains sédimentaires et, in fine, l’estimationdes transits longitudinaux aurait aussi été faussée.

Bien que la marge d’erreur soit élevée, l’estimation du tran-sit sédimentaire par la comparaison de MNP est une méthodeintéressante et le taux moyen du transit évalué est suffisam-ment fiable. En effet, ce taux est tout à fait comparable à ceuxévalués soit par une formule empirique (LCHF) soit grâce àun modèle numérique (UNIBEST) le long de la bande littora-le étudiée ou le long de certaines plages voisines.

La caractérisation morphodynamique adoptée peutconstituer un excellent outil d’analyse et de modélisationconceptuelle du fonctionnement de certaines plages du siteétudié. En effet, cette approche morphodynamique fondéesur l’analyse des ajustements mutuels entre la pente, lataille de sédiments et les caractéristiques hydrodynamiquesdes vagues, permet de caractériser le comportement desplages et de contribuer à expliquer la variabilité longitudi-nale des volumes charriés par la dérive littorale d’une plageà une autre. Longitudinalement, il y a passage d’un domai-ne dissipant vers un autre plus ou moins dissipant. Ce pas-sage s’accompagne de changements des caractéristiquesdes vagues au déferlement, aspect important dans la dyna-mique sédimentaire du fait de la différence d’énergie et dela capacité du transport.

Ce travail montre pourtant deux limites ; d’une part, l’ex-ploitation des données bathymétriques anciennes a été frei-née par le manque d’informations à propos de la précisiondu référencement spatial fournies lors des contacts établisavec l’organisme producteur (SHOM). La difficulté d’ex-ploiter ces données anciennes est mentionnée par de nom-breux auteurs, compte tenu de l’évolution méthodologique

et technologique en océanographie (Le Gouic, 2000). De cefait, l’établissement des bilans sédimentaires et l’estimationdes taux du transit le long des plages du site étudié, appuyéssur la comparaison de MNP, restent approximatifs. D’autrepart, bien que la caractérisation morphodynamique à partirde paramètres empiriques ait permis de fournir des élémentsintéressants contribuant à comprendre le fonctionnement decertaines plages, il faut garder à l’esprit les limitations et lecôté réducteur des indices utilisés, tant les interactions entreles variables prises en compte (pente, taille de sédiments etcaractéristiques hydrodynamiques des vagues), sont com-plexes et les mécanismes de transfert d’énergie encore malconnus (Pilkey, 1993 ; Anthony, 1998).

RemerciementsNous tenons à remercier les relecteurs qui, par leurs re-

marques et leurs suggestions, nous ont permis d’améliorerle contenu de ce texte. Un grand merci à J. Louhaïchi etR. Soussi du Service Hydrographique et Océanographique(Bizerte) pour la fourniture des données bathymétriques.Enfin, merci à J.-C. Thouret et G. Arnaud-Fassetta pourleur aide apportée aux dernières relectures et à E.J. Antho-ny pour les traductions en langue anglaise.

Références

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

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

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

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

Birkemeier W.A. (1985) − Field data on seaward limit of profilechange. Journal of Waterway, Port, Coastal, and Ocean Engi-neering 111(3), 598-602.

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

Bouhafa T. (1985) – Érosion et protection des plages du Golfe deTunis. Mémoire de CAR (Certificat d’Aptitude à la Recherche) deGéographie, université de Tunis, 100 p.

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

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

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



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

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

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

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

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

El Arrim A. (1996) − Étude de l’impact de la dynamique sédi-mentaire et des aménagements sur la stabilité du littoral duGolfe de Tunis. Thèse de doctorat de Géologie, université deTunis El Manar, 208 p.

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

Fredsoe J., Deigaard R. (1992) − Mechanics of coastal sedimenttransport. Advanced Series in Ocean Engineering, Vol.3, WorldScientific Publishers, 369 p.

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

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

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

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

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

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

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

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

Italconsult (1973) – Projet d’infrastructure touristique. Contrôlede l’érosion marine. Rapport Office National Tunisien de Tou-risme, 187 p.

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

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

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

Kamphuis J.W., Readshaw, J.S. (1978) − A model study ofalongshore sediment transport rate. Proceedings of 16th Interna-tional Conference on Coastal Engineering, ASCE Press, NewYork, 1656-1674.

Komar P.D. (1985) − Computer models of shoreline configura-tion: headland erosion and the graded beach revisited. In Wol-denberg M.J. (Ed.): Models in Geomorphology, Allen andErwin, 155-170.

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

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

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

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

May J.P., Tanner W.F. (1973) − The littoral drift power gradientand shoreline changes. In Coates D.R. (Ed.): Coastal geomor-phology, University of New York, 43-60.

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

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

Robinson G.J. (1994) − The accuracy of digital elevation modelsderived from digitized contour data. Photogrammetric record 14(8), 805-814.

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

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

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

Short A.D. (1999) – Handbook of beach and shoreface mor-phodynamics. John Wiley and Sons, LTD, Coastal StudiesUnit, Scholl of Geosciences, University of Sydney, Australia,379 p.

Sliti M. (1990) − Fonctionnement des brise-lames dans le systèmemarin littoral du Golfe de Tunis. Thèse de 3e cycle de Géologie,université de Bordeaux I, 222 p.

Smith E.R., Ebersole B.A., Wang P. (2004) – Dependance ofTotal Longshore Sediment Transport Rates on Incident Wave Pa-



Géomorphologie : relief, processus, environnement, 2009, n° 3, p. 211-222

rameters and Breaker Type. ERDC/CHL CHETN-IV-62,USACE, 13 p.

SOGREAH (1975) – Étude de l’engraissement des plages nord deTunis. Rapport Ministère de l’Équipement et de l’Habitat, Tuni-sie, Tome 3,105 p.

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

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

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

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

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

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

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Geomorphologie Modelisation Topo Bathymetrique Et Transit Sedimentaire Exemple Des Plages Sableuses de La Baie de Tunis Nord Est de La Tunisie