La ville de Saint Louis occupe un site d’estuaire. L’estuaire est une dépression régulièrement visitée par la marée. En géomorphologie, ce secteur déprimé du littoral atteint par la mer à marée haute, constitue l’estran, c’est-à-dire l’espace soumis à la fluctuation des eaux. Cette caractéristique explique le phénomène d’inondation au niveau de la ville et du faubourg de Sor. Mais le site primitif est plutôt établi sur une flèche littorale communément appelée Langue de Barbarie. Le cordon de Barbarie forme une presqu’île allongée dans le sens nord-sud et s’entoure par la mer à l’Ouest et le fleuve Sénégal à l’Est. Ce site abrite des habitats humains, des ports artisanaux de débarquement, des installations touristiques et un parc national de haute valeur environnementale.

L’objet de cet article est de rappeler le processus de mise en place de la Langue de Barbarie et les effets consécutifs à la rupture.

L’approche méthodologique s’est orientée d’abord vers l’exploitation de documents de la Division Régionale de l’Hydraulique de Saint Louis et des travaux de thèses, de mémoires et diverses communications réalisées sur la côte Nord du Sénégal et/ou sur la brèche de la Langue de Barbarie. Ensuite le suivi par GPS de l’évolution de la brèche en trois sorties, et enfin, le prélèvement d’échantillons au Nord et au Sud pour déterminer les populations granulométriques prises en charge par les débits en transit. Cette méthodologie s’inspire d’un certain nombre d’hypothèses ciblant la fragilité du cordon de Barbarie, d’une possible dynamique de colmatage de la lagune créée par l’ouverture de la brèche et autres impacts socio-économiques.

La Langue de Barbarie est orientée nord-sud et s’étire sur près de 40 km sur une largeur variant de 200 à 400 m. De la racine de la flèche au Nord (Gokhoumbadj, figure 1), à Taré au Sud, SALL (1982) individualise trois segments.

1. le segment proximal s’étend de la racine de la flèche, à 3 km au Nord de Saint Louis, jusqu’à l’hydrobase, à 1,5 km au Sud de l’Ile (figure 1). Le cordon y présente sa plus grande largeur (300 à 400 m) avec une valeur moyenne de la pente de l’ordre de 3 à 4 % ;

2. le segment médian va de l’Hydrobase à la hauteur de Tassinère. La flèche y enregistre des hauteurs maximales de 7 m et ses plus forts contrastes topographiques en raison d’un important développement des dunes bordières. La pente devient plus accusée (4 à 6 %) et un estran d’une largeur moyenne de 50 m;

3. le segment distal s’étend de Tassinère à l’extrémité Sud de la flèche, à Taré. Les hauteurs dépassent rarement 2 m, les largeurs sont de l’ordre de 200 m, ce qui traduit des pentes < 3 % (figure 1)

Les profils transversaux de NICOLAS (1953) et de SY (1982) (in SOUMARE, 1996) et les observations et mesures in situ de SALL (1982) indiquent une variation faible du modelé.

La dune bordière est bien représentée sur le segment médian où le reboisement de l’espèce Casuarina equisetifolia est réalisé pour stabiliser le cordon. Des dunes embryonnaires de type nebka sont piégées à l’arrière ou à l’avant des dunes bordières. Des dunes en croissant de type pseudobarkhane sont mal fixées sur le segment distal.

En plus des espèces de reboisement, on peut observer Cyperus maritenus sur le revers du cordon, des poches de mangrove et de Sporobolus spicatus sur la face interne de l’unité dont la mise en place remonte au Subactuel, soit 2 000 ans Bp.

Entre 4 000 et 2 000 ans Bp, la mer se retire de l’ordre de -3 m. Cette pulsation aride couvre la période de l’Holocène, marquant le début de l’évolution vers la sécheresse actuelle, et le changement directionnel du courant de dérive littorale (ELOUARD, FAURE et HEBRARD, 1977). Son incidence oblique, par rapport au tracé de la côte, a engendré une dérive littorale ayant induit le transit et accumulé les sédiments dans les rentrants de la côte et sur l’estran. Or la côte sénégalo-mauritanienne est classée parmi les côtes à forte énergie de houle (MONTEILLET, 1988). Elle est soumise à deux courants de dérive bien étudiés sur le littoral Nord sénégalais: le courant du Nord-Ouest, le plus important, et celui du Sud-Ouest.

Le courant du Nord-Ouest, long et de forte énergie, vient des tempêtes d’Ouest des hautes latitudes (55-60°N) de l’Atlantique. Il est régulier, peu cambré et haut de 1,5 m. Sa période varie de 8 à 16 secondes, sa vitesse est de 22 m/s pour une longueur d’onde variant de 265 à 350 m. Il domine sur le littoral sénégalo-mauritanien de la mi-octobre à la mi-juillet, soit 98 % des 441 observations effectuées de 1969 à 1971 par SALL (1982).

Les houles du NW assurent un important transport de sable qui contribue au façonnement du littoral. La dynamique est plus active entre les mois de mars et d’avril (période des grandes houles), ce qui implique un engraissement maximum de l’estran. Durant la période de mai à novembre, les houles faiblissent en même temps que les vents de l’Atlantique Nord de l’été boréal. De la mi-juillet à la mi-octobre se produit le changement directionnel du Front Intertropical qui favorise la rentrée du flux de mousson. Le littoral Nord est alors sous l’action prédominante des houles du Sud-Ouest. Ce courant est court et de faible énergie. Sa hauteur est de 0,8 m contre une période de 5 à 10 secondes. BARUSSEAU (1980) a quantifié les débits massiques sableux charriés sur le littoral sénégalais entre la pointe de la Langue et Cayar, les résultats obtenus sont représentés dans le tableau 1.

Le tableau 1 établit que le littoral Nord est un secteur à dynamique accumulative et de transit sédimentaire. Les formes mineures d’érosion sont le fait exclusif de succion de jets de rive. L’alternance des mouvements sédimentaires nord-sud sont en faveur de la composante sud. Le cumul de ces importantes quantités de sables a progressivement formé une succession de cordons littoraux qui s’allongent parallèlement à la côte. Le phénomène est responsable de la fermeture du golfe de Taffoli (Mauritanie), des différentes branches du delta Holocène du Sénégal, de l’isolement de tous les lacs littoraux de la côte Nord du Sénégal (TRICART, 1957).

Cette dynamique devient plus active du Subactuel à l’Actuel (2 000 à 400 ans Bp) où le niveau marin atteint la côte zéro. Les cordons de dunes blanches édifiés continuent de s’engraisser, isolant définitivement les dépressions littorales; des flèches sableuses se constituent au droit des différents estuaires et s’allongent vers le Sud conformément à la dérive littorale (SALL, 1982).

Mais l’édification du cordon de Barbarie ne s’est accélérée qu’à partir des années 1850. A cette date, les vieilles cartes marines placent l’embouchure à 2,5 km au Sud de Saint Louis. Le processus d’extension du cordon serait lié à la réduction de l’angle d’incidence du courant de dérive par rapport au trait de la côte et à la faiblesse d’ensemble de l’énergie des houles. Une telle hypothèse permet d’expliquer l’accumulation par petites touches de débits solides sur l’extrémité distale du cordon. L’engraissement de la Langue est alors contrôlé par les apports de la dérive littorale s’ouvrant largement sur le désert mauritanien. Selon des estimations de divers chercheurs, le transit sédimentaire le long de la Langue de Barbarie varie de 365 000 à 1 500 000 m³/an. Cependant tout le sable mis en mouvement n’est pas piégé par le cordon. Ce dernier ne fait que s’allonger tout en subissant une dynamique active marquée par des phases de programmation et de ruptures quasi cycliques (tous les 14 ans) de 1850 jusqu’à une date récente.

La morphogenèse est essentiellement contrôlée par le vent. Cet agent est à la fois un facteur morphogénique de par son action directe sur le cordon et du fait qu’il influence l’énergie des houles et des vagues. L’étude de la fréquence directionnelle des vents de la station de Saint Louis de 1964 à 1992 révèle les informations représentées dans le tableau 2.