Chapitre 1 : Estimation des terres à risque d’érosion côtière du
II- MÉTHODOLOGIE
L’explication du recul que connaît le littoral de Tétouan durant une période d’environ un demi siècle (1958-2003), a nécessité de répertorier et d’analyser, à partir des observations sur le terrain et des études antérieures, toutes les données requises pour dégager les principales causes de l’érosion côtière à Tétouan.
Très diverses, elles font généralement appel à la conjonction de facteurs naturels et humains :
- Les forçages naturels : La dynamique des plages reste principalement sous l'influence de paramètres naturels tels que la houle, les courants de la dérive, la marée, le vent, l’augmentation du niveau de la mer (estimée à 30 cm pour le siècle passé et qui pourrait atteindre 1 mètre pour le siècle à venir), l’érosion des sols et l’alimentation en sédiment.
Dans le but de mieux cerner le rôle des principaux agents hydrodynamiques dans l’évolution de ce littoral, une analyse des formes d'érosion et d’accrétion a été effectuée pour déterminer les paramètres morphodynamiques suivant la méthode de Suanez et Provansal (1998) (Fig. 32); ce sont:
Le coefficient de l'allongement (e) = D/d, où (D) est la longueur de la forme d'érosion ou d’accrétion, et (d) la longueur du petit diamètre. (d) est généralement perpendiculaire à la côte, il permet la quantification de changements de la côte en terme de recul ou d’avancée. Une valeur élevée de (d) indiquerait l’intervention rapide des processus morphodynamiques (inondation et tempêtes) qui ont pu jouer un rôle important.
(e) permet d’évaluer les changements parallèles au littoral. Une forte valeur de (e) peut être expliquée par la dominance des courants de la dérive littorale qui facilitent la redistribution ou le transfert latéral des sédiments.
Figure II.32: Formes d’érosion et d’accrétion utilisées pour le calcul des paramètres morphométriques. (e) = D/d, le coefficient d’allongement avec d, la longueur du petit diamètre et D, la longueur des formes d’érosion ou d’accrétion, suivant la méthode utilisée par Suanez et Provansal (1998).
- Impacts anthropiques : À la complexité naturelle s’ajoutent les activités humaines implantées sur le littoral. Diversifiées et nombreuses, elles modifient fortement la dynamique des rivages côtiers et tendent à supplanter les causes naturelles.
Au cours des dernières décennies, le littoral de Tétouan a été l’objet de la plus vaste opération d’aménagement touristique au Maroc. Ce développement a permis la mise en valeur économique de cette zone côtière, mais il a également provoqué de profondes perturbations du rivage et des écosystèmes. Ces changements agissent conjointement et placent la plupart de ses plages dans une situation précaire.
: Trait de côte de 1997 : Trait de côte de 2003 : Forme d’accrétion : Forme d’érosion D D d d 101
III- PHENOMENES NATURELS MAJEURS
Les principaux paramètres naturels qui influent sur la dynamique du trait de côte du littoral de Tétouan sont la contribution fluviatile en sédiments, la largeur du plateau continental, la morphologie des plages et les facteurs hydrodynamiques marins.
III-1. La faible alimentation des plages
L’alimentation d'une plage en sédiment provient principalement de l'apport du matériel détritique transporté par les cours d'eau, ou produit par l'érosion marine des côtes rocheuses. L'équilibre entre le dépôt de sédiments, et leur redistribution par les courants côtiers, détermine la stabilité de la plage ; tandis que le déséquilibre en faveur de l'un de ces deux facteurs, entraîne son érosion.
Sur le littoral de Tétouan, les apports fluviatiles sont ceux des oueds Fnidek, Négro, et Smir pour le secteur côtier nord, et Mellah, Martil et Azla au Sud de Cabo Négro. Cependant, tous ces cours d’eau ne constituent pas une source importante qui fournirait régulièrement un volume sédimentaire suffisant à la côte, excepté l’oued Martil. Leurs apports sont sous le contrôle des facteurs climatiques et de la superficie des bassins versants.
La côte nord, située entre les promontoires de Sebta et de Koudiat Taifor, correspond à une entité sédimentaire indépendante. Son réseau hydrographique est constitué uniquement de cours d’eau temporaires (Fnidek, Négro et Smir). L’oued Smir qui contribuait à l’approvisionnement en sédiments à la côte, a vu ses apports diminuer après l’installation du barrage Smir en 1991. Celui ci retient une quantité importante de matériaux (Bayed et El Agbani, 2002 ; Stitou, 2002) et l’oued n’apporte annuellement que 17000 m3 de sables (DPTPT., 1994). Cette zone côtière est donc très peu alimentée en apports fluviatiles. L’importance volumétrique des réserves sableuses de l’avant côte se trouve faiblement approvisionnées, d’où un disponible sédimentaire insuffisant.
Plus au Sud, entre les caps Négro et Mazari, la baie forme une autre province sédimentaire autonome, dont la source d’alimentation la plus significative serait celle de l’oued Martil. La majorité du capital sédimentaire de ce littoral lui est due. Les deux autres cours d’eau (Mellah et Azla) ne constituent que des sources ponctuelles, et participent faiblement à l’approvisionnement en sables.
Vu la nature pétrographique des falaises (Gneiss) le long du littoral de Tétouan, les apports côtiers restent faibles. Ces substrats rocheux, plus résistants à l’érosion marine, délivrent leur matériel à trop faible vitesse. Les débris arrachés (blocs et cailloux) sont ensuite érodés, remodelés sous forme de galets, graviers et sables, et ensuite transportés pour alimenter le bilan sédimentaire côtier. Leur contribution est d’une
importance mineure dans l’apport de sédiments à ce littoral, excepté la participation de quelques falaises vives notamment celle de Sidi Abdessalam (Photo 1), localisée au sud de l’oued Martil.
De même, la contribution du transport éolien est devenue plus faible en raison de l’extension progressive de l’urbanisation et la dégradation des dunes en arrière des plages. Les accumulations de sables observées le long de ce littoral témoignent de la présence d’un transport éolien d’Est vers l’Ouest qui est estimé selon Merzouk (1996) entre 1 et 2 m3 par mètre du littoral.
Compte tenu du manque de données précises, il est impossible, à l’heure actuelle, de tenter de faire un bilan global des apports en sable à cette zone littorale. Des informations éparses permettent cependant de considérer que l’essentiel des apports est constitué de sable d’origine fluviatile, de sédiments marins remaniés par la houle, de sables dunaires en provenance du continent en particulier à Martil ainsi que des graviers et galets arrachés aux falaises ou des carrières en cours d’exploitation. Ainsi, le littoral de Tétouan, dans son ensemble, présenterait un stock sédimentaire faible, pour l'essentiel hérité. Et les changements de ce littoral sont, avant toute chose, conditionnés par la quantité de sédiments apportés au rivage qui reste globalement insuffisante. En raison du déficit sédimentaire que connaît ce littoral, la mer ne dispose pas alors d’un stock de matériaux suffisant pour compenser les facteurs d’érosion, et le rivage recule.
III-2. La largeur du plateau continental et la morphologie des plages.
Le plateau continental est réduit et peu uniforme avec des fonds accidentés par des affleurements rocheux (Bayed, 1987). Ces platiers rocheux augmentent la forte turbulence des vagues, et par conséquent le processus de l’érosion; ce qui expliquerait l’intensité élevée d’érosion notée sur la côte nord et à l’extrémité sud de l’ensemble du littoral étudié. Selon Abdoulhalik et Hamidou Ali (1998), un plateau continental étroit a pour conséquences l’augmentation de la capacité de transport sédimentaire (transit littoral) par la houle, et le transfert plus facile des sédiments arrachés au rivage, par les courants dans les eaux plus profondes.
L’orientation de la plage, sa morphologie et sa bathymétrie sont aussi importantes, puisqu’elles interviennent dans le changement de la direction de la houle et le renforcement ou l’exagération de son énergie. En effet, le mode de déferlement à la côte diffère en fonction de la bathymétrie et de l’énergie déployée par les agents de la morphogenèse. Wright et Short (1984) furent les premiers à adopter une nouvelle approche dans l'étude des plages, en prenant en compte les relations entre les mesures physiques et les variations morphologiques des plages. 103
Ils proposent deux typologies extrêmes, les plages réflectives et les plages dissipatives :
- Les plages réflectives sont affectées d'un déferlement de type plongeant, des pentes fortes, du sédiment moyen à grossier, un transport dominant longshore qui est important et s'effectue principalement par charriage ; - les plages dissipatives sont caractérisées, par un déferlement glissant avec une zone de swash (jet de rive) très développée, des pentes faibles, du sable fin et un transport dominant cross shore en suspension.
Les plages du littoral au Nord de M’diq, présentent une dominance de sédiments coquilliers plus grossiers qui témoignent des conditions hydrodynamiques très énergétiques, responsables du transport de la phase plus fine vers le large. Selon Anfuso et al. (2004), ces plages présentent un état réflectif alors que celles du secteur côtier sud, elles sont plutôt dissipatives. La répartition granulométrique y révèle une dominance de sables fins à moyens bien classés, évoquant une dynamique générale faible à moyenne, mais relativement forte à son extrémité sud.
III-3. Les facteurs hydrodynamiques marins
Les principaux facteurs hydrodynamiques qui font varier les termes du budget sédimentaire à l’échelle d’une unité littorale sont: les courants de marée, la dérive littorale, les houles, et l’élévation du niveau de la mer. Ces paramètres sont interdépendants.
III-3-1. Les courants de marée
La marée, généralement faible, se manifeste de façon synchrone sur l’ensemble du littoral de Tétouan. Les courants de marée faibles (LPEE, 1993), n’ont qu’un rôle mineur dans l’évolution morphologique de ce rivage.
III-3-2. Les courants de dérive littorale
A proximité des côtes, les vagues se déforment et induisent la formation de courants : Lorsque le front d'onde des vagues est oblique par rapport à la ligne de côte, il apparaît par réflexion un courant parallèle à la côte, appelé la dérive littorale. Ce courant créé en bordure immédiate du trait de côte, joue un rôle d’autant plus important en Méditerranée que les courants de marée sont faibles. Il met en mouvement les sédiments côtiers; ceci se répercute sur le volume sédimentaire potentiel en transit et sur le travail de modelé de plage.
Sur le littoral de Tétouan la dérive littorale (de 15 000 à 20 000 m3/an) est tantôt Sud-Nord, tantôt Nord-Sud entre Fnidek et M’diq (Malek, 1995, Emran et Hakdaoui, 2003), alors qu’entre Cabo Négro et Azla, elle serait préférentiellement Sud-Nord avec un transit de 20 000 à 30 000 m3/an (L.P.E.E ,1994; 1997). Elle se présente donc sous deux cellules qui se
partagent cette côte de part et d’autre de Koudiat Taifor. L’importance du transit littoral apparaît dans:
- la présence du bourrelet sédimentaire qui ferme les embouchures des oueds (cas du Négro) (Photo 2) ou bien l’apparition d’une barre sableuse d’estuaire au niveau des oueds Mellah et Martil (Photo 3 a et b). Il est parfois barré par une flèche qui se développe à la faveur de la dérive littorale et comme la côte sud est à dérive littorale Sud-Nord assez constante (flèche sur le croquis), il se forme une seule flèche (un poulier) qui repousse l'exutoire principal du cours d'eau vers la rive opposée érodée, qui devient alors un musoir ;
- la flèche littorale avec un point d'ancrage au niveau de la pointe d’Al Mina (Photo 4);
- l’accumulation de sable au Sud de la jetée secondaire du port de Marina Smir et de l’épi de Cabo Négro. Ces structures bloquent et piégent une grande part du transit littoral (Jaaidi et al .1993 ; Malek, 1995; Emran et Hakdaoui, 2003) (Photo 5).
En fonction de la configuration du rivage, et selon l’angle d’incidence de la houle, les sédiments vont soit se déposant (accrétion), soit s’éroder. Les courants de dérive littorale sont aussi compensés par des courants de retour (rip-currents), chargés d’évacuer l’eau venue à la côte dans le jet de rive. Ils sont capables, lorsqu’ils se superposent aux courants de houle d’entraîner les sédiments vers le large. Cette régularisation du trait de côte par la dérive littorale contrôle fortement la mobilité du littorale de Tétouan.
III-3-3. Les houles de tempêtes
Les tempêtes, aussi soudaines qu'imprévisibles, sont un événement climatique provoqué par le passage d'une dépression qui provoque une élévation du niveau de la mer et le déclenchement de vents très violents. Ces derniers lèvent alors une houle de forte amplitude, qui attaque les hauts de plages, emportant le cordon littoral et submergeant alors l'arrière plage. Ce sont là des événements météo marins d’apparition plus rare et plus aléatoire mais néanmoins fortement agressifs. Tous ces événements montrent bien que les tempêtes (vents forts, énergie des hautes vagues et mouvements puissants des tempêtes) restent nuisibles et destructrices pour un rivage côtier, particulièrement dans le cas où la plage est en déséquilibre, il s’ensuit alors un important recul du rivage. C’est ce qui s’est passée à plusieurs reprises sur le littoral de Tétouan dont les plus importants impacts ont été notés d’après le LPEE, (1994 et 1997) et Merzouk (1996) :
(1) au nord immédiat du port de M’diq où la tempête de 1963 a causé l’effondrement du talus de route; et le mur de protection de la route à Fnidek (Photo, 6)
(2) à Azla où de fortes houles (tempêtes de 1989 et 1990) ont été à l’origine de la destruction du mur de protection de la route, avec une forte érosion des plages et l’apparition des platiers rocheux sous-jacents; (Photo 7) ;
(3) à Kabila et à M’diq, où les plages ont été totalement érodées par des houles de tempêtes en mars 1990. Le plus spectaculaire événement était le recul du trait de côte de 20 à 30 m du rivage de Kabila.
L’énergie de la houle était décuplée et les parasols ainsi que les fondations de certaines constructions ont été déchaussées sur 1 à 2 m (Photo 8 et 9), les platiers rocheux sous-jacents totalement découverts dans certaines régions de ce littoral (Photo 10), et le sable a été dispersé vers le large. Le rechargement de la plage avec les produits de dragage du port, combiné au retour des conditions modérées de la houle, a permis à la plage de retrouver une largeur de 40 à 50 m. l’impact de cette houle forte a été noté le long de tout le littoral étudié.
(4), plus au Nord, le mur de protection de la route littorale de Fnidek a été plusieurs fois endommagé par les houles de tempêtes essentiellement frontales. En effet, de courants marins de la Méditerranée deviennent très forts et rapides à proximité de cette côte, et les houles arrivent en plein fouet sans aucun obstacle pour les freiner.
Il n’ y a aucune donnée ni de la durée, ni de l’intensité ni de l’origine de ces événements paroxysmiques. Le long du littoral de Tétouan, de telles houles feraient vraisemblablement partie des régimes de tempête provenant des secteurs situés entre N 78° et N 88° (cf Chapitre 2 partie1). Elles se caractérisent par des amplitudes dépassant 6 mètres pour des périodes de 10 secondes à 11 secondes.
Toutefois, les relations entre la morphosédimentologie des plages du littoral de Tétouan et les conditions hydrodynamiques restent en effet difficile puisque les données de houle correspondent à celle du large, et ne renseignent pas réellement sur les conditions de la houle à la côte qui sont pourtant les plus déterminantes dans l’évolution morphodynamique des plages, comme cela a été noté par de nombreux auteurs (Sonu et Van Beek, 1971 ; Pino et Jaramillo, 1992). Une mise en évidence des relations sur la morphosédimentologie et les conditions hydrodynamiques ne pourra être le résultat que d’une combinaison de mesures des houles et des courants in situ dans cette zone côtière, et d’un suivi des caractéristiques sédimentaires régulier des plages.
III-3-4. L’élévation du niveau marin
Le processus d’élévation du niveau de la mer semble en cours. En raison de cette augmentation, les vagues déferlent plus près de la ligne de rivage, libèrent leur énergie plus haut sur l'estran et modifient le profil des plages; ces dernières démaigrissent et disparaissent totalement si de
nouveaux apports ne viennent compenser les pertes (Paskoff, 1994). Et sachant que le niveau des mers s'est relevé en moyenne 1.8 mm/an entre 1961 et 2003 (GIEC, 2007), et s’est accélérée entre 1993 et 2004 avec un taux de 3.1 mm/an (Lombard, 2005), tout porte à croire que la dynamique érosive des régions côtières ait été renforcée. « L'élévation actuelle du niveau de la mer est une des causes non négligeables de la crise érosive que connaissent les plages un peu partout dans le monde » (Paskoff, 2001). Le littoral de Tétouan ne semble pas échappé à ce phénomène surtout que les données altimétriques de Topex /Poseidon estiment une vitesse d’élévation du niveau marin de la région étudiée à 2.5 mm/an, depuis 1990. La remontée du niveau de la mer, accélérée durant la dernière décennie, est un agent déterminant du recul de la ligne de rivage. Ce lent grignotage des terres, émergées, par la mer pourrait expliquer l’ampleur de l’érosion notée de façon synchrone le long des deux côtes (nord et sud) de Tétouan, durant la période 1997-2003. Ce phénomène serait compensé par un stock de sédiment insuffisant.
III- 4. Les processus morphodynamiques
Pour mieux cerner le rôle des agents hydrodynamiques sur les processus morphodynamiques et le transport sédimentaire dans la frange littorale de Tétouan, une analyse des paramètres morphométriques a été effectuée suivant la méthode de Suanez et Provansal (1998). La figure 33 montre la distribution dans le temps et dans l’espace de la relation entre les paramètres (e) et (d).
0 50 100 150 200 250 300 0 5 10 15 20 25 30 35 40 45 50
58/86s1
58/86s2
86/97s1
86/97s2
97/2003s1
97/2003s2
Morphodynamic processes caracterised by forcing agents ( floods, storms)Little importance forcing agents processes Sectors evolving tow ards
an equilibrium profile
Morphodynamic processes caracterised by important
diffusion ( drift current, w aves)
L e n g th e n in g - d - ( m )
Lengthening Coefficient (e)
A
C
B
Figure II.33 : Paramètres morphométriques (d et e) du littoral de Tétouan par secteurs (Nord –s1-et Sud- s2-) et par Périodes (1958/1986,
1985/1997 et 1997/2003). Faible importance des agents. Secteurs évoluant vers un profil d’équilibre Processus morphodynamiques caractérisés par un important transfert latéral (dérive littorale)
Coefficient de l'allongement (e)
A ll o n g e m e n t (d ) e n m Processus morphodynamiques caractérisés par les agents hydrodynamiques
(Inondations, tempêtes)
Trois groupes sont identifiés et les observations suivantes peuvent être faites :
-Un premier groupe A caractérisé par une faible valeur du coefficient d’allongement (e < 8) et des valeurs de (d) qui varient entre 60 et 130 m. Ceci inclut principalement les données qui correspondent aux secteurs côtiers: de Riffiene à la pointe Al Mina (pour les trois périodes d’études), de Restinga (1986/97), au Nord de Oued Mellah (1958/86), de la rive droite de l’oued Martil ( données des trois intervalles de temps) et la plage d’Azla (1986/97). Ce groupe montre que les processus morpho-sédimentaires répondent à une dynamique rapide d’accrétion ou d’érosion. Les périodes d’importante progradation correspondraient à des périodes répétées de crue et d’apports fluviatiles importants, alors que les périodes d’érosion pourraient être le résultat d’une fréquence accrue de tempêtes et/ou des faibles apports fluviatiles. L’action anthropique telle l’extraction abusive de sables a joué un rôle important dans les variations du budget morphosédimentaire de ces secteurs côtiers.
-Un second groupe B; il est défini par des coefficients d’allongement élevés allant de 20 à 46 et où les valeurs de (d) sont inférieures à 90 m. Il regroupe toutes les zones littorales où les vagues et la dérive littorale sont les principaux agents de transport et contrôlent alors les processus morphodynamiques. Ce groupe inclut essentiellement les plages de Fnidek et M’diq, les secteurs situés entre les ports de Marina Smir et Kabila, ceux qui s’étalent au Nord de Cabo Négro, entre les oueds Mellah et Martil, et de la zone côtière de Sidi Abdessalam jusqu’à Azla.
-Un troisième groupe C ; il présente des valeurs du coefficient d’allongement entre 6 et 16 et des distances (d) allant de 20 à 80 m. il s’agit des secteurs d’Al Mina, le Sud de Cabo Négro et le rivage situé entre l’ancienne et l’actuelle embouchure de l’oued Martil. Ce groupe correspond à une faible influence des agents hydrodynamiques et/ou anthropiques, et révèle que ces secteurs côtiers évoluent plus régulièrement vers un profil d’équilibre.
La mobilité des côtes représente un enjeu important. Le remaniement des plages de sable est une manifestation naturelle des impacts croisés de la marée, du vent, de la houle et des courants marins. Cependant, les actions de l’homme bien plus nombreuses et beaucoup plus nocives, peuvent venir contrarier l’équilibre sédimentaire de la côte.
IV- ACTIONS ANTHROPIQUES ET LEURS IMPACTS SUR LE LITTORAL DE TETOUAN
Les différents points de tout littoral sont " solidaires " les uns des