- Les lithoclastes correspondent principalement à des rognons entiers ou à des fragments de silex. On observe par ailleurs des fragments de roches carbonatées ou gréseuses. Ces constituants sont émoussés à arrondis.

- Les coquilles sont entières dans les fractions grossières et correspondent à des bivalves (amandes de mer, coques) et des gastéropodes actuels, communs sur les fonds sablo-graveleux de la zone circalittorale. Les coquilles sont rapidement fragmentées puis émoussées par abrasion. Elles sont fortement aplaties. D'autres éléments biogènes, notamment des tubes de serpules, ont également été observés.

- Les grains de quartz sont présents dans les fractions de taille généralement inférieure à 1,6 mm. Ils sont arrondis à émoussés entre 1,25 et 0,3 mm, les grains plus petits et plus gros sont anguleux.

* Malgré l'hétérogénéité granulométrique et géographique des prélèvements analysés, la composition des grains est constante pour une fraction granulométrique donnée.

- Les lithoclastes représentent de 50 à 100 % des grains dans les fractions de taille supérieure à 4 mm de graviers et cailloutis (photo II-1a). Les fragments rocheux carbonatés sont dominants dans les plus petites tailles de lithoclastes (entre 4 et 6,3 mm pour les échantillons 31 et 56 ; jusqu'à 12,5 mm pour l'échantillon 37).

- Les particules de taille comprise entre 0,8 et 4 mm (sables très grossiers et granules fins) sont essentiellement composées de fragments de coquilles (photo II-1b), jusqu'à près de 95 %.

- Les grains de quartz sont majoritaires dans les fractions inférieures à 0,8 mm (sables fins à grossiers, photo II-1c).

- Les phosphates, les oxydes et la glauconie ne constituent que quelques pourcents des grains sédimentaires dans les fractions inférieures à 0,5 mm.

<figure><img src="image_68.png" /><figcaption>**Photos II-1** : Exemples de fractions granulométriques (échantillon N°33, voir fig. II-6). (a) particules de taille supérieure à 20 mm ; (b) particules comprise entre 2,5 et 3,15 mm ; (c) particules comprises entre 0.315 et 0.4 mm.</figcaption></figure>

Examples of grain size classes (sample 33, see fig. II-6).(a) particles with size larger than 20 mm ; (b) particles comprised between 2.5 and 3.15 mm ; (c) particles comprised between 0.315 and 0.4 mm.
<figure><img src="image_69.png" /></figure>

c

2-1-1-2 : Implications sur l'origine et la mobilité des sédiments

* Origine du sédiment :

La constance de la nature des particules sédimentaires permet d'invoquer un nourrissage de la zone à partir d'un stock sédimentaire commun.

**Les cailloutis** sont caractéristiques de la semelle de sédiment résiduel, décrite par Veenstra (1969) dans le sud de la Mer du Nord, par Smith (1988a) entre le Sandettié et le South Falls, ou encore par McCave et Langhorne (1982) sous le banc du Norfolk. Les galets de silex et de craie proviennent de l'érosion des formations d'âge Jurassique à Crétacé sous-jacentes ou voisines (Veenstra, 1969). Ils ont été mis en place durant les phases initiales de la transgression Holocène, lorsque les courants étaient plus puissants. Actuellement, ils ne sont plus en équilibre avec le régime hydrodynamique. Les cailloux prélevés ou observés par vidéo sont souvent colonisés par des algues ou des bryozoaires de plusieurs centimètres de haut, témoins de l'immobilité des cailloutis (photo II-2).

**Le stock sableux** présente dans le Sud de la Mer du Nord provient essentiellement de la décharge du système Rhin-Meuse et de la Tamise au cours du Pléistocène (Houbolt, 1968 ; Zagwijn, 1979). Ce stock présente un mode de 0,35 mm, identique à celui composant le South Falls et le Sandettié (Houbolt, 1968).

La présence de **coquilles** entières et peu abîmées indique que la majorité de la fraction biogène est d'origine locale et actuelle. Un remaniement d'éléments coquilliers issus des formations plus anciennes n'est cependant pas à exclure.
<figure><img src="image_70.png" /><figcaption>**Photo II-2** : Bloc de 30 cm couvert d'algues et de bryozoaires (échantillon N° 8, mission Ridens III).
*Thirty cm cobble covered with algae and bryozoans (sample 8, Ridens III survey).*</figcaption></figure>

* Mobilité du sédiment :

Outre sa taille, la nature minéralogique et la forme d'un grain ont une importance prépondérante quant à sa mobilisation par les courants. Les populations présentes sur la zone, ayant des caractéristiques très diversifiées de ce point de vue, présentent des mobilités différentielles.

Les lithoclastes et les grains de quartz dont les densités et les formes isotropes sont similaires, ont une mobilité relative dépendant surtout de leur diamètre. Comparativement, les coquilles sont plus facilement entraînées par les courants. Dyer (1986) rappelle que les coquilles ont un comportement hydraulique équivalent à celui de grains de quartz de plus petites tailles. Leur forme aplatie fortement anisotrope induit une importante surface de frottement. Komar et Reimers (1978) montrent que la mobilité d'une particule non isotrope peut être prédite à partir de la valeur du facteur de forme de Corey (Corey Shape Factor) qui dépend de ses diamètres minimal (D<sub>s</sub>), intermédiaire (D<sub>i</sub>) et maximal (D<sub>l</sub>) selon l'équation : $CSF = \frac{D_s}{\sqrt{D_i \cdot D_l}}$. Sur le secteur d'étude les coquilles prépondérantes dans la fraction granulométrique 0,8-4,0 mm possèdent un facteur de forme de Corey compris entre 0,05 et 0,25, valeur diminuant vers les plus grandes tailles. Il apparaît que la population de coquilles présente une mobilité assimilable à celle d'une population de grains de quartz isotropes (CSF=1,0) de tailles comprises entre 0,45 et 1,5 mm (fig. II-7).
<figure><img src="image_71.png" /></figure>

**Figure II-7** : Vitesses de chute dans l'eau de grains quartzeux non-sphériques en fonction du diamètre et du facteur de forme de Corey (Komar et Reimers, 1978). Sous l'action d'un même courant la population de coquilles aplaties (entre 0,8 et 4 mm) se comporte comme des grains de quartz ronds de 0,45 à 1,5 mm
Settling velocities in water of non-spherical quartz grains as a function of the diameter and the Corey shape factor (Komar and Reimers, 1978). Under the same current the shell population (between 0.8 and 4 mm) behaves as rounded quartz grains of 0.45 to 1.5 mm.

Par ailleurs la distribution des populations de grains étant constante pour tous les prélèvements, le sédiment est vraisemblablement mobilisé selon les mêmes modalités sur l'ensemble de la zone. La quantité de sédiment mobilisé pour un courant donné sera d'autant plus forte que la quantité de fractions coquillières sera grande.

## 2-1-2 : Granularité et figures sédimentaires : des caractéristiques variées

### 2-1-2-1 : Définition de faciès morpho-sédimentaires

Le sonar à balayage latéral calibré par des prélèvements permet d'individualiser des faciès sédimentaires sur la base de la granularité et de la rugosité du sédiment, ainsi que des figures sédimentaires modelant le fond.
a

<figure><img src="image_72.png" /></figure>

b

<figure><img src="image_73.png" /></figure>

Lambert Nord

<figure><img src="image_74.png" /></figure>
Les profils sonar réalisés en 1992 sur la zone F (SHOM/MHA) et en 1999 sur la zone MPC Sud B (SHOM/MHA) ont été interprétés et ont conduit à la réalisation de mosaïques (fig. II-8 <fnref n="1" />). Les prélèvements utilisés pour le calibrage du sonar de 1992 datent de 1991 et 1999, aucun prélèvement n'ayant été effectué en 1992. Toutefois, la faible migration des corps sédimentaires entre 1991 et 1992 permet de conclure à de faibles modifications de la couverture sédimentaire durant cette période. Les échantillons de 1999 ont été prélevés en tenant compte du déplacement des dunes, dans des secteurs où le faciès était bien individualisé sur les bandes sonar de 1992.

Les faciès déterminés sur la zone sont illustrés par des profils à sonar à balayage latéral (fig. II-9 et II-11).

- On observe des fonds plats constitués de cailloutis (fig. II-9a et b, teinte bleu gris sur fig. II-8). Les échantillons prélevés dans ce faciès sont composés de particules de plusieurs centimètres de diamètre parfois associées à de petites quantités de sables moyens de 0,35 mm de diamètre. Les images vidéo confirment cette polymodalité du sédiment.

<figure><img src="image_75.png" /><figcaption>**Figure II-9** : Exemples de rubans sableux, modelés de petites dunes (a) ou lisses (b), reposant sur une semelle de cailloutis.</figcaption></figure>

*Examples of sand ribbons, covered by small dunes (a) or featureless (b), lying on a pebble basement.*

**Figure II-8** : Caractéristiques et distribution spatiale des faciès morpho-sédimentaires sur la zone d'étude. Mosaïques issues de l'interprétation de profils de sonar à balayage latéral (a) sur la zone F (levé SHOM/MHA, 1992) et (b) sur la zone MPC Sud B (levé SHOM/MHA, 1999).

*Characteristics and spatial distribution of morpho-sedimentary facies on the study area. Mosaic obtained from side-scan sonar imagery interpretation (a) on area F (SHOM/MHA survey, 1992) and (b) MPC Sud B area (SHOM/MHA survey, 1999).*

<footnote n="1">1 : Un exemplaire détachable de la figure II-8 est disponible sur la couverture cartonnée de fin d'ouvrage.</footnote>
Sur les profils sismiques, ce faciès est fortement réflectif et marqué par des hyperboles de diffraction (fig. II-10). Quelques pointements du substratum rocheux affleurent à proximité de la dune b, indiquant la faible épaisseur de la couverture sédimentaire.

<figure><img src="image_76.png" /></figure>

**Figure II-10** : Réflectivité sismique des cailloutis. Les hyperboles témoignent de la diffraction du signal sur les cailloutis (profil sismique N° 15, Ridens I, 1996).

Pebble seismic reflectivity. Hyperbolae indicate signal diffraction on pebbles (seismic profile 15, Ridens I, 1996).

- Sur la semelle de cailloutis reposent par endroits des **rubans sableux**. Ils sont orientés N42°, perpendiculairement aux dunes ; leur largeur est comprise entre 20 et 100 m et leur longueur est de 200 à plus de 1000 m. Leur largeur souvent modeste ne permet pas de les échantillonner avec précision. L'échantillon B2 prélevé sur l'un de ces rubans révèle une composante principale sableuse mélangée à des granules. Certains rubans sont modelés par de petites dunes de quelques mètres à dizaines de mètres de longueur d'onde (fig. II-9a, rubans en teinte jaune sur fig. II-8), d'autres sont « lisses », dépourvus de structures sédimentaires (fig. II-9b, teinte bleu nuit sur la fig. II-8). La majorité d'entre eux sont des rubans de type D (Kenyon, 1970) qui naissent et/ou échouent sur les flancs des très grandes dunes. Certains, plus grands et isolés s'apparentent au type B (voir fig. I-21).

- Certains **fonds** sont constitués de sables **moyens** (teintes jaune et orange sur fig. II-8) de 0,35 mm de diamètre, auxquels des cailloutis et graviers sont associés en moindre quantité (fig. II-11a). Ils sont modelés sur toute leur surface **de petites et moyennes dunes**. Ces dernières présentent des longueurs d'onde variant entre 2 et 25 m pour des amplitudes estimées à quelques dizaines de centimètres d'après la relation de
Flemming (1988a). Leurs faibles dimensions les rendent indétectables au sondeur bathymétrique. Elles sont allongées perpendiculairement aux rubans sableux.

<figure><img src="image_77.png" /></figure>

**Figure II-11** : Couverture sédimentaire de sables moyens, modelée de petites à très grandes dunes. (a) dunes 1 et m, (b) portion NW de la dune i.
*Sea floor made of medium sands shaped into small to very large dunes. (a) dunes 1 and m, (b) dune i, NW part.*

Par vidéo, au pied des flancs raides de ces dunes, on observe le décapage du sable laissant visible la semelle de cailloutis résiduels (photo II-3). Le « rattachement » du courant après décollement à la crête de la dune (voir fig. I-15) peut induire un courant de retour qui remonte le long du flanc raide de la dune en affouillant le sédiment à son pied. Ces observations indiquent que la couverture sableuse est de faible épaisseur et repose sur la semelle de cailloutis.

<figure><img src="image_78.png" /></figure>

**Photo II-3** : Semelle résiduelle de cailloutis au pied du flanc raide de la dune 1. Cliché obtenu à partir du film vidéo N°4 (Ridens III).
*Pebble lag deposit at dune 1 lee side foot. Snapshot from video recording 4 (Ridens III).*
Les très grandes dunes (dont la morphologie est décrite § 1) sont sableuses à graveleuses (fig. II-11). Les échantillons 31 et 56 (voir fig. II-6) prélevés sur la dune d en sont typiques. Ces dunes reposent directement sur la surface de sédiment résiduel ou bien participent au modelage des fonds sableux. Leur flanc doux, qui est généralement constitué de sédiment plus grossier que leur flanc raide, est couvert de petites à moyennes dunes, s'il est majoritairement composé de sables. Les dunes surimposées sont orientées selon un angle variant entre 5 et 45° par rapport à la crête de la dune « hôte », témoignage de l'existence d'un courant secondaire plus ou moins marqué sur les dunes.

## 2-1-2-2 : Des ensembles sédimentaires contrastés

### 2-1-2-2-1 : Distribution spatiale des faciès

Des secteurs sédimentaires peuvent être distingués sur la base de la répartition spatiale des faciès précédemment décrits.

Au SE de la zone F, les très grandes dunes sont sablo-graveleuses et reposent sur la semelle de cailloutis. De nombreux rubans sableux assurent la connexion entre les dunes. Ils se densifient à la limite NW des fonds de cailloutis. Au-delà de cette limite, la couverture sédimentaire est sableuse et couverte de petites à très grandes dunes sableuses (à l'exception de la dune i qui est sablo-graveleuse). La zone MPC Sud B est tapissée pour l'essentiel d'un réseau dense de rubans sableux couvrant une semelle de cailloutis. Vers le NW, entre les très grandes dunes granuleuses, se surimpose une couverture sablo-graveleuse diffuse.

Deux ensembles sédimentaires se distinguent : au SE, la couverture est majoritairement composé de cailloutis et ses limites correspondent à celles du secteur morphologique Mb ; au NW, l'ensemble sableux englobe les secteurs morphologiques Ma et Mc. Notons que la couverture sédimentaire aux environs de la dune e est, tout comme sa morphologie, mixte, sableuse au NW et couverte de cailloutis et de rubans sableux au SE.

### 2-1-2-2-2 : Implications environnementales

* Hydrodynamisme :

Selon Belderson et al. (1982), chaque figure sédimentaire individualisée peut être reliée à une vitesse de courant de surface maximum de vive-eau moyenne et à la disponibilité en sédiment sableux. La disparité d'agencement des figures sédimentaires entre les secteurs NW et SE résulte essentiellement d'une différence de quantité de sable disponible, forte dans le secteur NW et faible dans le secteur SE (fig. II-12).

L'ensemble SE, couvert de rubans sableux et de très grandes dunes barkhanoïdes, témoigne de pics de courants de surface de vives-eaux moyennes compris entre 60 et 130 cm.s⁻¹ (fig. II-12). Dans le secteur NW, la couverture sableuse uniforme, modelée de dunes de toutes tailles, indique des vitesses moindres de l'ordre de
50 à 75 cm.s⁻¹. La transition qui s'opère du secteur SE vers le secteur NW implique donc également une diminution de la vitesse des courants.

<figure><img src="image_79.png" /></figure>

<figure><img src="image_80.png" /></figure>

**Figure II-12** : Typologie des corps sédimentaires formés par les courants tidaux sur la plate-forme dans un environnement appauvri (a) ou enrichi (b) en sédiment sableux (d'après Belderson et al., 1982).

*Typology of bedforms made by tidal currents on the continental shelf with low (a) or abundant (b) supply of sand (from Belderson et al., 1982).*

*Pourquoi tout ce sable dans le secteur NW ?*

Selon Smith (1988b), l'extrémité SW du South Falls est en érosion : l'érosion nette annuelle de sédiment est de 725 000 m³, soit 2 % de son volume total en sable. Celui-ci alimente les échelons dunaires situés au SW du banc, au NE immédiat du secteur NW. La couverture sédimentaire dans le secteur NW, composée du même sable moyen (0,35 mm) que le banc du South Falls, semble liée à la présence de ce banc qui agit comme un réservoir.

## 2-2 : Variations sédimentaires à l'échelle des très grandes dunes

Quelques dunes ont fait l'objet d'un échantillonnage dense afin de mieux comprendre la répartition des caractéristiques sédimentaires en fonction de la morphologie du fond. Les dunes sélectionnées sont la dune d, située dans le secteur SE, les dunes j', k', l, m, n, o et p du secteur NW et la dune i, qui traversent ces deux secteurs (voir fig. II-2 et tab. II-2).
<figure><img src="image_81.png" /></figure>

N

échantillon 114 : caill + un petit mode sabl., 1 gravier ?

échantillon 104 : sable moyen + gravier ?

échantillon 80 : sable grossier + caill ??

<figure><img src="image_82.png" /></figure>

<figure><img src="image_83.png" /></figure>

<figure><img src="image_84.png" /></figure>

<figure><img src="image_85.png" /></figure>

en noir : pieds et crêtes des dunes :

+ données, — interpolation

en couleur : modes granulométriques du sédiment :

<figure><img src="image_86.png" /></figure>

in black : dune feet and crests :

+ data, — interpolation

in color : sediment granulometric modes :

<figure><img src="image_87.png" /></figure>
<table><thead><tr><td>dune(s) échantillonnée(s)</td><td>nombre de prélèvements</td><td>taille et forme de la maille de prélèvement</td></tr></thead><tbody><tr><td>dune d (secteur SE)</td><td>43</td><td>maille irrégulière de 50 à 200 m</td></tr><tr><td>dunes j', k', l, m, n, o et p (secteur NW)</td><td>76</td><td>maille carrée de 275 m</td></tr><tr><td>dune i (secteurs NW et SE)</td><td>40</td><td>maille rectangulaire de 100 (NE-SW) x 250 m (NW-SE)</td></tr></tbody></table>

**Tableau II-2** : Caractéristiques de l'échantillonnage réalisé sur quelques très grandes dunes. La localisation des prélèvements est reportée sur les figures I-42.

*Characteristics of the sampling realised on selected very large dunes. Sample location is reported on figures I-42.*

## 2-2-1 : Variations entre les deux ensembles sédimentaires NW et SE ; relations avec les caractéristiques morphologiques des dunes

### 2-2-1-1 : Distribution granulométrique et modes (²) sédimentaires

D'après les mosaïques de sonar à balayage latéral (voir fig. II-8) le sédiment présent dans le secteur NW est plus fin que dans le secteur SE. Le sédiment dunaire s'accorde avec cela. Dans le secteur NW, les dunes sont composées de sables moyens. Dans le secteur SE, seuls leurs flancs raides sont formés de sables moyens, leurs flancs doux étant composés de particules plus grossières (sables grossiers et granules).

L'échantillonnage serré réalisé sur certaines dunes permet d'apporter des précisions :

Dans le secteur NW, le sédiment est unimodal. Qu'il soit présent dans les très grandes dunes ou qu'il tapisse le fond marin plat entre deux dunes, il consiste en un sable moyen dont le mode de 0,35 mm représente 30 à 40% du poids total (fig. II-13a et b). Sur certains sommets des très grandes dunes, le sédiment est constitué de sables grossiers, mais reste unimodal.

Dans le secteur SE, le sédiment présente une distribution granulométrique généralement bimodale. Sur les fonds plats, les cailloutis sont associés à de petites quantités de sables moyens de mode 0,35 mm. Sur les dunes, les graviers sont dominants et leur mode, variant entre 2,5 et 10 mm, coexiste la plupart du temps

**Figure II-13** : Distribution granulométrique et modes du sédiment composant les dunes du secteur nord (a), la dune i (b) et la dune d (c).

*Granulometric distribution and modes of sediment forming (a) the northern dunes, (b) the dune i and (c) the dune d.*

<footnote n="2">² : Le mode correspond à une taille de particules représentant un maximum de fréquence de la distribution granulométrique</footnote>
avec le mode de sable moyen de 0,35 mm et/ou des cailloutis (fig. II-13b et c). Chaque mode représente rarement plus de 10 % du poids total du sédiment. Notons qu’à l’approche du secteur NW, la composition de la dune d est de plus en plus sableuse.

## 2-2-1-2 : Implications pour la morphologie des dunes

* Selon Flemming (1994), plus le sédiment est grossier, plus l'amplitude et la longueur d'onde des dunes sont grandes. L'augmentation de la taille du sédiment dans le secteur SE constitue vraisemblablement donc l'un des facteurs d'accroissement de la taille des très grandes dunes.

* De petites à moyennes dunes couvrent largement les flancs des très grandes dunes du secteur NW (voir fig. II-8). Leur rareté dans le secteur SE indique une pauvreté de la quantité de sédiment mobilisé par les courants, autrement dit de sables, qui conduit à une limitation des dimensions des dunes (Perillo et Lüdwick, 1984). Bien que celles-ci soient plus grandes dans le secteur SE elles ne sont pas adaptées à leur environnement (voir fig. II-4).

* La polymodalité d'un sédiment influence également la taille des dunes. Foti et Blondeaux (1995), à partir d'études expérimentales et théoriques, montrent que la longueur d'onde des rides augmente lorsque le caractère polymodal d'un sédiment s'accroît : dans un sédiment homogène, les rides sont moins espacées que dans un sédiment hétérogène (mélange de 2 tailles de grain) dont le grain moyen est cependant identique au sédiment homogène (fig. II-14). Les espacements anormalement grands, observés entre les dunes du secteur SE, sont en accord avec ces résultats.

<figure><img src="image_88.png" /></figure>

**Figure II-14** : Longueur d'onde de rides formées dans un sédiment bimodal (bleu) ou unimodal (rouge) de même grain moyen $d_m^*$ (données : Foti et Blondeaux, 1995).

Wavelength of ripples formed in a bimodal (blue) or unimodal (red) sediment of the same mean grain size $d_m^*$ (data : Foti and Blondeaux, 1995).

Le caractère plus grossier, la faible quantité de sédiment mobilisable et la bimodalité du sédiment dans le secteur SE convergent pour expliquer les plus grandes longueurs d'ondes observées dans ce secteur par
rapport à celles prédites par les diverses formules morphométriques. Par contre, la granulométrie du sédiment et la quantité de sédiment disponible, qui ont des effets opposés sur l'amplitude des dunes, expliquent que les valeurs d'amplitude observées sont normales.

Il en résulte que la nature sédimentaire a une influence majeure sur la morphologie des dunes.

### 2-2-1-3 : Particularité des dunes du secteur morphologique Mc

Ces dunes présentent des caractéristiques morphologiques intermédiaires entre celles des secteurs Ma et Mb. Elles constituent une enclave dans l'échelon dunaire SE de morphologie type Mb, mais leur composition sédimentaire est sableuse tout comme les dunes du secteur Ma. La similitude de leurs longueurs d'onde avec celles observées dans le secteur Ma tient vraisemblablement à la présence d'une couverture sédimentaire identique, sableuse et unimodale.

### 2-2-2 : Variations à l'échelle d'une dune

#### 2-2-2-1 : Distribution des faciès à l'aplomb d'une dune

Les films réalisés à la caméra vidéo permettent de visualiser l'agencement des figures sédimentaires et la nature du sédiment qui les compose.

Le profil vidéo N°4, réalisé sur la dune m du secteur sableux, montre l'enchaînement suivant (fig. II-15). Le flanc doux est couvert de petites dunes sableuses de 10-20 cm d'amplitude et de longueur d'onde diminuant de 3-4 m à 2 m depuis le pied du flanc jusqu'au sommet. Leurs flancs raides, pentus, semblent permettre le décollement du courant à la crête et le décapage du sable à leurs pieds, où la semelle de cailloutis affleure, par rattachement du courant. Le même processus semble se produire au pied du flanc raide de la dune m. Les petites dunes elles-mêmes sont couvertes de rides hautes d'un centimètre environ, espacées d'une dizaine de centimètres. La densité des corps surimposés s'explique par l'abondance de sédiment sableux mobilisable par les courants.
<figure><img src="image_89.png" /></figure>

**Figure II-15** : Organisation et morphologie des corps surimposés à la dune m. Schéma dessiné à partir du profil vidéo N°4.
*Organisation and morphology bedforms superimposed on dune m. Scheme drawn from video profile 4.*

Les profils vidéo N°1 et 2 ont été réalisés sur la portion SE de la dune i à couverture sédimentaire hétérogène. Les dunes surimposées sont éparses (photo II-4). Au sommet de la dune, les éléments graveleux de plusieurs centimètres de diamètre sont fréquents (photo II-5).

<figure><img src="image_90.png" /></figure>

**Photo II-4** : Rides surimposées à une petite dune couvrant le flanc doux de la dune i. Cliché obtenu à partir du profil vidéo N°1.
*Ripples superimposed on a small dune covering dune i stoss side. Snapshot obtained from video profile 1.*

<figure><img src="image_91.png" /></figure>

**Photo II-5** : Abondance en éléments graveleux et cailloutis au sommet de la dune i. Cliché obtenu à partir du profil vidéo N°1.
*Abundance of gravel elements and pebbles near dune i crestal area. Snapshot obtained from video profile1.*
2-2-2-2-1 : Paramètres granulaires du sédiment : grain moyen, classement et asymétrie

2-2-2-2-1 : Valeurs et signification

Les paramètres granulaires sont calculés par la méthode des moments statistiques (Rivière, 1977, voir annexe 1-6).

Les valeurs de grain moyen s'échelonnent entre -3,98 et 1,19 φ (16 à 0,44 mm). Ces valeurs indiquent des sédiments compris entre des sables moyens et des cailloutis. Pour les sédiments unimodaux, ce paramètre fournit une bonne estimation de la taille moyenne du sédiment. L'échantillon 70 de la dune k' possède une valeur de grain moyen de 1,47 φ (0,36 mm), conforme à la taille du mode sableux qui le compose (0,35 mm). Dans le cas de sédiments bimodaux, l'utilisation du grain moyen est beaucoup plus discutable. Ainsi, les valeurs des échantillons 22 et 54, bimodaux à sables (0,45 et 0,35 mm) et graviers (9 et 7 mm), prélevés respectivement sur les dunes i et d, indiquent un sédiment moyen de granules (-1,59 et -1,08 φ, soit 3 et 2 mm) alors que ces fractions sont les moins représentées dans l'échantillon (2 % du poids total).

Les valeurs de classement sont comprises entre 0,59 et 2,46 φ, indiquant des sédiments assez bien à très mal classés. Sur les dunes j', k', l, m, n o et p, le sédiment présente un classement assez bon à moyen (entre 0,59 et 2,00 φ, moyenne 1,05 φ) lié à sa composition exclusivement sableuse. Le large spectre granulométrique et la bimodalité du sédiment composant la dune d expliquent les classements médiocres à très mauvais (entre 1,04 et 2,25 φ, moyenne 1,76 φ).

L'asymétrie du sédiment est variée avec des valeurs comprises entre 2,69 à -3,59. Elle est fortement asymétrique vers les grandes tailles et vers les petites tailles. Sur les dunes du secteur NW, les valeurs sont toutes négatives à l'exception de deux échantillons présentant une asymétrie faiblement positive (entre -2,92 et 0,19). Inversement, sur la dune d, 80 % d'entre elles sont positives (entre -0,37 et 2,69). Selon McLaren (1981), les processus dynamiques de dépôt sélectif et de vannage des particules fines sur une dune, impliquant la présence de particules résiduelles non mobilisées, sont responsables d'une asymétrie positive. Cette remarque est valable pour la dune d. Dans le secteur NW (dunes j', k', l, m, n, o et p), elle implique que la totalité du stock sédimentaire (sableux) est mobilisée par les courants de marée. Seuls quelques échantillons bimodaux (n° 95 et 104) ou unimodaux grossiers (n° 45) présentent une asymétrie positive, témoignant de la présence de particules résiduelles.

A l'échelle de la zone F, le passage du secteur SE au secteur NW s'accompagne d'une diminution du grain moyen, d'une amélioration du tri et d'une asymétrie qui varie de valeurs positives à négatives.
### Grain moyen (phi)

fréquence des courbes : 0.2 phi

### Classement (phi)

fréquence des courbes : 0.05* ou 0.1 phi

### Asymétrie (phi)

fréquence des courbes : 0.2 phi

<figure><img src="image_92.png" /></figure>

fraction < 4 mm

fraction < 0,8 mm
2-2-2-2-2 : Répartition des paramètres granulaires

A l'échelle d'une dune, la répartition du sédiment présente une variabilité du fait de l'évolution des conditions hydrodynamiques. D'après de nombreux auteurs (e.g. Wells et Lüdwick, 1974 ; Malikides et al., 1989 ; Stolk, 2000a) le matériel sédimentaire est progressivement mieux trié et plus grossier du pied vers la crête des dunes sous l'effet de l'augmentation de la vitesse du courant induite par la diminution de la tranche d'eau ainsi que des processus de transport par charriage.

* La dune d : influence des particules sédimentaires résiduelles

Il existe une très bonne corrélation entre la répartition des paramètres granulaires, calculés sur la population de grains de quartz ou sur l'assemblage coquilles+grains de quartz, et la morphologie dunaire (fig. II-16) : depuis le pied de la dune jusqu'à sa crête le sédiment est plus grossier, mieux classé et d'asymétrie plus positive. Lorsqu'ils sont calculés sur la totalité du sédiment (c'est-à-dire avec la population de lithoclastes) les paramètres montrent une distribution sans relation avec la morphologie du fond. Il semble que seules les populations de grains de quartz et de coquilles (particules inférieures à 4 mm) participent au transport sédimentaire. Les cailloutis résiduels et les granules grossiers brouillent le signal de dynamique sédimentaire du fait de leur immobilité.

* La dune i : influence du mode de transport sédimentaire

La dune i, bien que située à la même profondeur d'eau que la dune d, est plus grande (11 m contre 8 m). Le mode sédimentaire moyen observé sur la crête de la dune i est de 6,5 mm contre 4,5 mm pour la dune d, indiquant que le courant secondaire généré à l'aplomb de la dune i atteint, sur sa crête, des vitesses plus élevées que dans le cas de la dune d sous l'effet d'une diminution plus forte de la tranche d'eau. Sur la dune i la corrélation obtenue entre la morphologie et les paramètres granulaires est relativement bonne, quelle que soit la (ou les) population(s) prise(s) en compte, la meilleure étant toutefois obtenue sur la population des coquilles seules (fig. II-17). Lorsque l'on ajoute la population des grains de quartz, en sus de celle des coquilles, les signaux du grain moyen et de l'asymétrie sont légèrement altérés et celui du classement est fortement perturbé. Les particules sableuses pourraient subir un processus de transport différent de celui des particules plus grossières (coquilles et lithoclastes de petites tailles) : l'augmentation de l'intensité du courant à l'aplomb de cette dune autorise vraisemblablement leur transport en suspension intermittente et facilite leur vannage.

**Figure II-16** : Cartes de répartition des paramètres granulaires calculés sur différentes populations de taille du sédiment superficiel de la dune d.

*Distribution maps of the grain size parameters calculated on various size fractions of the surficial sediment of dune d.*
**Asymétrie (phi)**

fréquence des courbes :
0.2 phi

<figure><img src="image_93.png" /></figure>

**Classement (phi)**

fréquence des courbes :
0.05* ou 0.1 phi

<figure><img src="image_94.png" /></figure>

**Grain moyen (phi)**

fréquence des courbes :
0.2 phi

<figure><img src="image_95.png" /></figure>

sédiment total

fraction entre 0,8 et 4 mm

coquilles

<figure><img src="image_96.png" /></figure>

fraction < 4 mm

coquilles + grains de quartz

<figure><img src="image_97.png" /></figure>

<figure><img src="image_98.png" /></figure>

<figure><img src="image_99.png" /></figure>

<figure><img src="image_100.png" /></figure>

<figure><img src="image_101.png" /></figure>
* Les dunes j', k', l', m, n, o et p : importance de la maille de prélèvement

Le schéma de répartition des paramètres granulaires ne montre aucune adéquation avec la morphologie du fond (fig. II-18). Dans le secteur concerné, la maille de prélèvement (275 x 275 m) est beaucoup plus lâche que sur les dunes d et i (voir tab. II-2). Etant donné la largeur des dunes (autour de 150 m), la densité de prélèvement ne permet pas d'analyser la variabilité transversale du sédiment à leur aplomb : en général, un seul échantillon a été prélevé sur chaque section dunaire transversale (voir fig. II-13). En direction longitudinale, la résolution, bien que meilleure (2 à 4 échantillons sur une même dune), est biaisée par la disparité du lieu de prélèvement (flanc doux, flanc raide, crête ou encore pied de la dune). Le calcul des paramètres sur les populations de coquilles et de grains de quartz seuls n'améliore pas la corrélation sédiment/morphologie, l'essentiel des prélèvements étant composé à 90 % environ de ces particules.

Toutefois, des observations intéressantes peuvent être notées. De même que pour les dunes d et i, les sédiments les plus grossiers sont observés sur les crêtes des dunes. Sur une majorité de dunes (j', l, m et n), c'est le point le plus haut de la crête qui est le plus grossier. Sur la fraction sableuse, la distribution du grain moyen montre un signal à plus grande échelle : le grain moyen augmente progressivement vers l'E-SE, dans la direction du secteur sédimentaire SE à couverture globalement plus grossière. Par ailleurs, l'asymétrie invariablement négative et la faible extension des valeurs de classement du sédiment suggèrent une certaine constance des processus de transport sédimentaire sur la zone. Cela peut s'expliquer par l'homogénéité de la couverture sédimentaire sableuse dans ce secteur.

* Afin de mieux comprendre les relations sédiment/morphologie, il est possible d'analyser la répartition des paramètres granulaires en fonction de la profondeur d'eau (fig. II-19). Dans le secteur étudié la morphologie du fond est homogène et se prête donc bien à cette analyse : le fond marin, entre les dunes, est plat et situé à la profondeur de 34 m environ et la plupart des très grandes dunes culminent à -27 m. Ainsi, à une profondeur d'eau donnée correspond un élément morphologique distinct.

**Figure II-17** : Cartes de répartition des paramètres granulaires calculés sur différentes populations de taille du sédiment superficiel de la dune i.

*Distribution maps of the grain size parameters calculated on various size fractions of the surficial sediment of dune i.*
Grain moyen (phi)

379000

<figure><img src="image_102.png" /></figure>

550500

551500

Classement (phi)

<figure><img src="image_103.png" /></figure>

Asymétrie (phi)

<figure><img src="image_104.png" /></figure>

#

grains de quartz

<figure><img src="image_105.png" /></figure>

<figure><img src="image_106.png" /></figure>

<figure><img src="image_107.png" /></figure>

#

fréquence des isocourbes :

* 0.1 phi / ⌜ 0.05 phi / # 0.2 phi
<figure><img src="image_108.png" /></figure>

**Figure II-19** : Variations du grain moyen (a), du classement (b) et de l'asymétrie (c) du sédiment du secteur nord en fonction de la profondeur d'eau. Les crêtes de dunes se situent en moyenne à 27 m de profondeur et les pieds des dunes à 34 m.

*Variations of the mean grain size (a), sorting (b) and skewness (c) from the northern sector sediment versus water depth. On average, dune crests are located at 27 m water depth and dune feet at 34 m.*

Depuis le pied des dunes jusqu'à leurs crêtes, on observe une tendance à l'augmentation de la taille moyenne du sédiment et à la diminution de la dispersion de l'asymétrie vers des valeurs plus positives, évolution conforme aux processus dynamiques opérant le long d'une dune. Le classement du sédiment ne montre aucune tendance évolutive. Les très grandes dunes de ce secteur sont largement couvertes de corps surimposés (voir fig. II-15, § 2-2-2-1) qui, selon Terwindt (1971), perturbent fréquemment l'évolution du tri hydraulique du sédiment à l'échelle du flanc dunaire.

## 2-3 : Synthèse

Les sédiments présents sur la zone d'étude s'étendent des sables fins (0,125 mm) aux cailloutis (quelques dizaines de centimètres). La nature des particules sédimentaires est homogène et constante pour une fraction granulométrique donnée (lithoclastes, coquilles, grains de quartz), indiquant un nourrissage de la zone à partir d'un stock sédimentaire commun, constitué d'éléments érodés et mis en place durant le Pléistocène et les phases initiales de la transgression holocène. Par contre, la distribution granulométrique du sédiment est fortement variable à l'échelle de la zone et des dunes. Deux ensembles sédimentaires ont été mis en évidence : l'ensemble NW, à couverture sableuse complète, unimodale, modelée de petites à très grandes dunes, qui englobe les secteurs morphologiques Ma et Mc, est approvisionné par le South Falls ; l'ensemble SE, qui coincide avec le secteur Mb, à couverture mixte de

**Figure II-18** : Cartes de répartition des paramètres granulaires calculés sur différentes populations de taille du sédiment superficiel dans le secteur nord de la zone d'étude.

*Distribution maps of the grain size parameters calculated on various size fractions of the superficial sediment from the northern sector of the study area.*
cailloutis et de sables, saupoudrée de rubans sableux et de très grandes dunes sablo-graveleuses, ne bénéficie pas de ce nourrissage par le banc sableux et présente une tendance à l'appauvrissement sédimentaire.

Sur les dunes, la distribution des paramètres granulaires du sédiment (grain moyen, classement et asymétrie) fournit des indications sur la mobilité du sédiment. La population de lithoclastes (supérieurs à 4 mm) constitue une fraction résiduelle qui n'est pas mobilisée par les courants. Seules les populations de coquilles (entre 0,8 et 3,15 mm) et de grains de quartz (inférieurs à 0,8 mm) sont transportées et participent à la construction des dunes. Sur les plus grandes d'entre elles, la forte augmentation de l'intensité des courants vers la crête permet vraisemblablement l'entraînement en suspension des particules quartzeuses. Les paramètres granulaires des populations mobiles montrent une distribution qui témoigne de processus de transport par charriage : depuis le pied du flanc doux jusqu'à la crête de la dune, le sédiment devient plus grossier, mieux trié et d'asymétrie plus positive.
# 3 - Modélisation numérique de formation et évolution des dunes : relations morphologie/sédiment

## 3-1 : Formulation des mécanismes physiques dans les modèles numériques

### 3-1-1 : Processus physiques de formation et de croissance des formes de fond

Ils ont été décrits par Yalin (1977 ; voir chap. I, § 2-1). Ils impliquent, sur le fond marin, la présence d'une perturbation initiale de la taille d'une ride au moins qui perturbe le courant et conduit à générer en aval de nouvelles perturbations selon une longueur d'onde fonction de la vitesse du courant.

Les mécanismes physiques de croissance des bancs tidaux ont été décrits par Hutnance (1982), puis étudiés par de Vriend (1990), Hulscher et al. (1993) et Hulscher (1996). Selon ces auteurs, les bancs se développent à partir d'une irrégularité du fond marin sous l'effet de la force de friction qui est à l'origine d'une vorticité pouvant s'ajouter, ou contrarier, l'effet de la force de Coriolis.

Selon Hulscher et al. (1993) et Hulscher (1996) l'apparition de dunes ne peut être simulée que dans le cas où la structure verticale des courants serait décrite permettant la prise en compte des effets des courants secondaires, faute de quoi seuls des bancs sableux pourront être prédits. L'orientation de la crête des dunes par rapport au courant tidal est de plus en plus oblique à mesure que les contraintes de frottement sur le fond diminuent.

### 3-1-2 : Les modèles numériques en milieu tidal :

D'après Allen (1980b) les dunes, ainsi que les bancs sableux, sont des structures rythmiques qui s'élèvent comme des « instabilités libres » d'un système décrivant les interactions entre le fond marin meuble et les mouvements de l'eau induits par la propagation des ondes de marée. Des progrès significatifs ont été réalisés pour la prédiction de l'apparition de ces corps et de leurs caractéristiques par les modèles mathématiques numériques (Hulscher et al., 1993 ; Hulscher, 1996 ; Blondeaux et al., 1999 et 2000). Ces modèles simulent l'évolution (croissance ou décroissance) dans le temps de petites perturbations morphologiques injectées sur un fond marin plat et prédissent les caractéristiques morphologiques (espacement et orientation) des corps sédimentaires susceptibles de s'y développer.

Selon Hulscher (1996) la nature et les caractéristiques des corps sédimentaires prédits dépendent fortement des valeurs du paramètre de résistance (S) et du nombre de Stokes ($E_v$) (fig. II-20). Van den Brink et Hulscher (1999) ont développé une méthode permettant de relier ces paramètres, dont l'estimation et la mesure sont difficiles, à la viscosité (e) et à la rugosité du fond ($z_v$), cette dernière (qui dépend directement de la taille du sédiment) étant la plus sensible.
<figure><img src="image_109.png" /><figcaption>**Figure II-20** : Corps sédimentaires prédits par le modèle tridimensionnel en fonction du paramètre de résistance et du nombre de Stokes (Hulscher, 1996).
*Bed forms predicted by the three-dimensional shallow water model as a function of the resistance parameter and the Stokes number (Hulscher, 1996).*</figcaption></figure>

**3-1-3 : Le modèle de Blondeaux et al. (1999, 2000 et soumis) :**

Dans le modèle de Blondeaux et al. (1999, 2000 et soumis) utilisé dans la présente étude, la formulation de certains processus est améliorée par rapport aux précédents modèles. Le modèle est tridimensionnel : un courant de base, incluant les effets de la force de Coriolis et forcé par le climat local (marées, courants résiduels et houles), est considéré dans les deux dimensions horizontales et résolu dans la direction verticale, depuis la surface libre jusqu'au fond. La houle et ses interactions avec le courant de marée, ainsi que le transport par suspension, sont désormais pris en compte : l'agitation que la houle induit sur le fond peut autoriser la mise en suspension de grandes quantités de sédiment (van Rijn, 1991), dont le transport influence la formation et la croissance des dunes. Au total trois composantes décrivent le transport sédimentaire : le charriage (dépendant de la contrainte de frottement sur le fond) et la suspension (dépendante de la vitesse du courant) générés par le courant tidal, ainsi que le transport (charriage et suspension) induit par la houle. Les effets des pendages transversal et longitudinal de la dune sont pris en compte étant donnée leur forte influence sur le transport par charriage : les forces de gravité favorisent le transport d'une particule vers le bas de la pente. Les courants résiduels, indispensables pour la prédiction de la migration des dunes, sont intégrés. La description du courant près du fond est améliorée : la turbulence et les forts gradients de vitesse présents sur le fond constituent les principaux processus contrôlant l'évolution des perturbations.

Les données environnementales nécessaires au calcul des paramètres du modèle sont les suivants :
(1) La latitude. Les caractéristiques de la force de Coriolis en dépendent. Ce paramètre est donc primordial pour la prédiction de l'apparition de bancs sableux. (2) Les caractéristiques de la composante de marée semi-
diurne (excentricité de l'ellipse tidale « e », direction et valeur maximale du courant). Elles permettent de définir les caractéristiques de l'hydrodynamisme tidal local dans les deux dimensions horizontales et dans le temps. Dans le modèle, la vitesse du fluide est décrite sur la profondeur d'eau et sur un cycle semi-diurne flot-jusant. Elle est adimensionnalisée par $U_o^*$. (3) La profondeur d'eau (adimensionnalisée par $h_o^*$) et la rugosité du fond (adimensionnalisée par $z_r^*$). Elles sont nécessaires pour déterminer l'intensité du courant sur le fond à partir des caractéristiques de la marée. (4) Les caractéristiques du courant résiduel (direction et intensité), responsable de la migration des dunes. (5) Les caractéristiques de la houle générée par le vent (hauteur, période, direction). (6) La taille et la densité du sédiment non cohésif ($d^*$).

Le modèle, basé sur une analyse linéaire de stabilité des processus, prédit le taux de croissance $\bar{H}_e$ de perturbations infinitésimales du fond marin considérées comme la configuration initiale des formes de fond. Cependant, le modèle ne peut fournir aucune indication à long terme sur l'amplitude et la vitesse de migration d'un corps sédimentaire qui a atteint une taille finie, d'autres processus physiques non-linéaires entrant alors en jeu (fig. II-21). Afin de déterminer les conditions d'équilibre du corps une analyse de stabilité non-linéaire doit être réalisée. Pour un environnement donné plusieurs familles de corps sédimentaires, définies par une orientation et une longueur d'onde, peuvent se développer et coexister. Chacune correspond à un maximum relatif de $\bar{H}_e$. La prédominance d'un mode par rapport à un autre ne peut être hiérarchisée sur la base de la valeur, plus ou moins forte, du taux de croissance.

<figure><img src="image_110.png" /><figcaption>**Figure II-21** : Evolution de la croissance d'une dune ou d'un banc sableux prédite par le modèle (en vert) ou observée en nature.</figcaption></figure>

*Growth evolution of a dune or a sand bank predicted by the model (in green) or observed in nature.*

## 3-2 : Simulations sur la zone d'étude

Dans le cadre d'une collaboration avec le laboratoire d'Ingénierie de l'Environnement de Gênes, des simulations ont été réalisées grâce au modèle de Blondeaux et al. (1999, 2000 et soumis) à partir des données hydro-sédimentaires disponibles sur la zone d'étude.
Il s'agissait de valider l'aptitude du modèle à reproduire, et donc à prédire, le développement des corps sédimentaires d'un environnement tidal d'une part, et de tester la sensibilité de leur morphologie aux variations de divers paramètres d'autre part. Afin de déterminer l'influence relative de ces paramètres les simulations ont été réalisées sur les deux secteurs Ma et Mb à morphologie, caractéristiques sédimentaires, profondeur d'eau et hydrodynamisme distincts et sur le secteur Mc à caractéristiques intermédiaires.

### 3-2-1 : Paramétrisation des données ; le problème du sédiment

Sur la zone d'étude, la densité des données est parfois insuffisante dans l'espace et/ou dans le temps pour qu'elles soient considérées comme représentatives et bien contraintes. Dans ce cas, la sensibilité des paramètres qui en découlent dans le modèle ne peut être objectivement testée.

Les données hydrodynamiques sont peu denses. Nous disposons de séries de mesures ponctuelles, dans l'espace et dans le temps : la mesure réalisée dans le secteur Ma (voir fig. I-42c) et deux mesures effectuées à proximité de la zone d'étude (voir fig. I-33) qui concernent des périodes différentes et courtes (un cycle morte eau-vive eau au maximum). Bien que ces mesures hydrodynamiques confirment certaines distinctions morpho-sédimentaires établies entre les deux secteurs, elles ne peuvent être considérées comme représentatives du signal tidal moyen dans chacun des deux secteurs. Aussi les paramètres tidaux ont-ils été considérés comme constants pour l'ensemble des simulations. Leurs valeurs estimées à partir de la combinaison des mesures de courant sont les suivantes : $U_o^* = 112 \text{ cm/s et } e = 0,05$.

La rugosité du fond déterminée par la taille et la forme des particules situées à l'interface eau-sédiment est fortement variable sur chacun des deux secteurs. La vidéo met en évidence une variabilité rapide (métrique) de la couverture sédimentaire au sein de chacun des deux secteurs. La définition d'une valeur de rugosité représentative pour chacun des deux secteurs paraît donc illusoire : ce paramètre a été maintenu constant pour l'ensemble des simulations.

A l'inverse, la **profondeur d'eau** (profondeur de la semelle de cailloutis résiduels) est facilement quantifiable pour chacun des trois secteurs. Deux simulations ont permis de tester la sensibilité de ce paramètre sur la morphologie des dunes : la profondeur d'eau utilisée correspond à celle du secteur Ma ($h_o^* = 32 \text{ m, voir annexe 3}$), et à celle du secteur Mb ($h_o^* = 36 \text{ m, voir annexe 3}$).

Les caractéristiques du **sédiment** sont bien cernées grâce à un échantillonnage dense et à une analyse détaillée. Cependant, sa paramétrisation est délicate : le modèle permet l'intégration d'une taille unique de grain, ce qui n'est pas le cas du sédiment couvrant la zone d'étude. Il comprend des particules de granulométrie variée, comprise entre 0,1 mm et quelques dizaines de centimètres.
* Dans les secteurs Ma et Mc à couverture sédimentaire sableuse, le sédiment est unimodal et homogène, et $d_o$* peut être assimilé à son mode sableux de 0,35 mm.

* Dans le secteur SE (Mb), le sédiment est hétérogène et présente un ou deux modes de granularité variable. Le fond y est constitué d'un sédiment comprenant un mode largement dominant de cailloutis et un mode de sable de 0,35 mm. Les dunes sont composées d'un sédiment unimodal (granules de mode variable entre 2,5 et 10 mm) ou bimodal (sable de 0,35 mm + cailloutis ou granules à mode variable). Les cailloutis ne sont pas mobilisés par les courants, les granules essentiellement constituées de débris de coquilles le sont. D'un point de vue dynamique, il convient donc de prendre en compte les modes de sables et de granules pour définir le paramètre de taille de grain du modèle. Trois limitations granulométriques empêchent la quantification précise de ce paramètre :

1) Les cailloutis entraînent une augmentation de la rugosité du fond et jouent un rôle non négligeable de protection des particules sableuses minoritaires, coincées entre les cailloutis, face à l'action mobilisatrice des courants. D'un point de vue dynamique, tout se passe comme si les particules sableuses étaient de plus gros diamètre. A partir d'expérimentations en canal, Blom et al. (2000) observent que, dans le cas d'un sédiment constitué d'un mélange équitable de 3 tailles de particules (0,68 mm, 2,1 mm et 5,7 mm) et soumis à un courant permettant l'entraînement des deux modes les plus fins, la fraction moyenne est transportée en plus grandes quantités que la fraction la plus fine, dont la mobilité est limitée par les particules grossières (fig. II-22). Avec l'augmentation de l'intensité du courant, l'ensemble des fractions est mobilisé et ce phénomène disparaît.

2) Des résultats d'expérimentation en canal et numériques obtenus par Foti et Blondeaux (1995) montrent que la valeur de grain moyen ne peut être considérée comme représentative d'un sédiment bimodal lorsque l'on s'attache à en prédire la mobilité et donc les caractéristiques morphologiques des corps qui peuvent s'y développer : dans un sédiment unimodal, les rides sont moins espacées que dans un sédiment bimodal, dont le grain moyen est cependant identique à celui du sédiment homogène (voir fig. II-14).

3) La mobilité différentielle, à granularité équivalente, des grains de quartz et des coquilles composant respectivement les modes de sables et de granules, induit un biais pour le calcul du transport sédimentaire dans le modèle. Cependant ce problème peut être aisément contourné. Komar et Reimers (1978) ont déterminé empiriquement les vitesses de mise en mouvement de grains de la densité du quartz en fonction de leur taille (diamètre nominal) et de leur facteur de forme de Corey (voir fig. II-7). Dans le cas de notre étude la population de coquilles (dominante entre 0,8 et 4 mm) est hydrodynamiquement équivalente à des grains de quartz sphériques de 0,45 à 1,5 mm. Par intégration des informations de granulométrie et de composition du sédiment une « courbe granulométrique dynamique » peut être obtenue.

En conclusion, la paramétrisation du sédiment est aisée et possible lorsque le sédiment est unimodal et homogène. Dans les secteurs Ma et Mc le sédiment peut être assimilé à un sédiment de 0,35 mm. Cependant, en l'état actuel des connaissances et des modèles, aucune valeur ne peut être fixée pour
paramétrer précisément le sédiment du secteur Mb. Nous pouvons seulement dire que cette valeur est nécessairement plus forte que 0,35 mm.

<figure><img src="image_111.png" /></figure>

**Figure II-22** : Effet d'inhibition des particules grossières résiduelles sur la mobilité des particules fines dans le cas d'un sédiment hétérogène. En haut, à gauche : distribution granulométrique des trois fractions sédimentaires mélangées en proportions égales pour former le sédiment initial. En bas : composition du sédiment après transport. A droite : formes de fond générées dans le canal lors de l'expérience (en blanc : particules grossières). (Blom et al., 2000).

'Hiding behaviour' of residual coarse particles on fine particles mobility in the case of heterogeneous sediment. Top, left: grain size distribution of three sediment size fractions mixed in equal proportions to create the initial sediment. Below: sediment composition after transport. Right: bed form patterns generated in the flume (in white: coarse particles) (Blom et al., 2000).

### 3-2-2 : Résultats

Les résultats du modèle sont présentés sous la forme d'une carte d'isovaleurs du taux de croissance $-\gamma_R$ des perturbations dans le plan $(\alpha_x ; \alpha_y)$. $\alpha_x$ et $\alpha_y$ correspondent aux nombres d'onde relatifs aux deux
dimensions spatiales horizontales, l'axe des x pointant dans la direction d'allongement de l'ellipse tidale. Les composantes horizontales de longueur d'onde des corps sédimentaires sont obtenues à partir des nombres d'onde selon les équations suivantes :

$$l(x, y) = \frac{2\Pi}{\alpha(x, y)} \times ho^*, \text{ et}$$

$\beta = \arctan(l/l_x)$, où $\beta$ correspond à l'angle entre le grand axe de l'ellipse tidale et la crête des corps sédimentaires (fig. II-23).

<figure><img src="image_112.png" /><figcaption>**Figure II-23** : Schéma expliquant le calcul de l'orientation $\beta$ (par rapport à l'ellipse des courants tidaux) et de la longueur d'onde l des corps sédimentaires à partir des nombres d'ondes $\alpha x$ et $\alpha y$. Scheme explaining calculation of the orientation $\beta$ (relative to the tidal current ellispse) and of the wavelength l of the sedimentary bodies from wave numbers $\alpha x$ and $\alpha y$.</figcaption></figure>

### 3-2-2-1 : Validité du modèle

Des tests ont été réalisés à partir de données de terrain provenant d'un champ de dunes situé au large de la Hollande (Blondeaux et al., 1999). Les résultats montrent la capacité du modèle à prédire les caractéristiques morphologiques (longueur d'onde et orientation) des corps sédimentaires (bancs sableux ou dunes) qui se développent dans un environnement tidal.

Sur notre zone, une première simulation a été réalisée à partir des données relatives au secteur NW, pour lequel des valeurs objectives et précises des paramètres ont pu être fournies. Les résultats sont résumés sur la fig. II-24.

Deux maxima de croissance des perturbations sont prédits. La croissance la plus rapide est observée pour $(\alpha_x ; \alpha_y) = (0,516 ; -0,137)$, indiquant que les figures sédimentaires les plus susceptibles d'apparaître sont de très grandes dunes espacées de 377 m et orientées N142°. Le deuxième maximum de croissance matérialise le développement de dunes relativement similaires avec 330 m de longueur d'onde et une orientation N147°.
<figure><img src="image_113.png" /><figcaption>**Figure II-24** : Test 1. Formation des dunes dans le secteur NW. Carte d'isovaleurs de $\bar{\gamma}_R$ dans le plan $(\alpha_x ; \alpha_y)$ pour $do*=0,35$ mm, $ho*=32$ m, $Uo*=112$ cm/s, $e=0,05$, vitesse de courant résiduel : 4,5 cm/s.
Test 1. Dune generation in sector NW. Contour map of $\bar{\gamma}_R$ in the $(\alpha_x ; \alpha_y)$-plane for $do*=0.35$ mm, $ho*=32$ m, $Uo*=112$ cm/s, $e=0,05$, residual current speed: 4,5 cm/s.</figcaption></figure>

Les résultats de la modélisation sont cohérents avec les mesures de terrain. Les longueurs d'onde et orientations prédites se situent dans la gamme des valeurs mesurées dans le secteur NW (tab. II-3). La corrélation entre les valeurs mesurées et prédites décroît vers le SW où la proximité et l'imbrication des dunes avec celles du secteur Mb altèrent probablement leur identité propre.

<table><caption>**Tableau II-3:** Longueur d'onde et orientation mesurées et prédites par le modèle dans le secteur NW pour une profondeur d'eau de 32 m et un sédiment de 0,35 mm de diamètre. Les valeurs suivies de <sup>1</sup> et <sup>2</sup> concernent respectivement les premier et second maxima de $\bar{\gamma}_R$.</caption><thead><tr><th rowspan="2"></th><th colspan="2">Longueur d'onde<br>(m)</th><th colspan="2">Orientation (°N)</th></tr><tr><th>Gamme</th><th>Moyenne</th><th>Gamme</th><th>Moyenne</th></tr></thead><tbody><tr><td>mesure :<br>secteur NW</td><td>222-635</td><td>410</td><td>145-168</td><td>152</td></tr><tr><td>prédiction :<br>ho*=32 m, do*=0,35 mm</td><td colspan="2">330<sup>2</sup> et 377<sup>1</sup></td><td colspan="2">142<sup>1</sup> et 147<sup>2</sup></td></tr></tbody></table>
Measured and predicted wavelength and orientation in sector NW for a 32-m water depth and 0.35-mm particles. Values followed by ¹ and ² concern respectively the first and second maxima of $\bar{\gamma}_R$.

### 3-2-2-2 : Sensibilité du paramètre « profondeur d'eau »

Pour la deuxième simulation la profondeur d'eau a été fixée à 36 m afin de simuler les conditions moyennes de courant de fond relatives au secteur SE. Les valeurs des autres paramètres ont été maintenues constantes, ce qui permet d'apprévender la sensibilité des résultats au paramètre profondeur d'eau.

Le maximum de $\bar{\gamma}_R$ est atteint pour ($\alpha_x$ ; $\alpha_y$) = (0,516 ; -0,212) (fig. II-25), indiquant la présence de dunes espacées de 405 m et orientées N149°. Ces corps sédimentaires présentent une orientation similaire et une longueur d'onde légèrement supérieure (+ 28 à +75 m) à celle des dunes prédites pour une profondeur de 32 m. L'augmentation, quoique faible, des longueurs d'onde des dunes sous l'effet de l'accroissement de la profondeur d'eau est cohérente avec les observations de Yalin (1964), Allen (1984b) et Flemming (1994). Globalement il résulte que, sur la zone d'étude, la profondeur d'eau joue un rôle mineur sur l'espacement des dunes et nul sur leur orientation.

<figure><img src="image_114.png" /></figure>

**Figure II-25** : Test 2 : profondeur d'eau du secteur SE. Carte d'isovaleurs de $\bar{\gamma}_R$ dans le plan ($\alpha_x$ ; $\alpha_y$) pour $do*=0,35$ mm, $ho*=36$m, $Uo*=112$ cm/s, $e=0,05$, vitesse de courant résiduel : 4,5 cm/s.

Test 2: water depth of sector SE. Contour map of $\bar{\gamma}_R$ in the ($\alpha_x$ ; $\alpha_y$)-plane for $do*=0.35$ mm, $ho*=36$ m, $Uo*=112$ cm/s, $e=0.05$, residual current speed: 4.5 cm/s.
Comparées aux observations de terrain relatives au secteur SE, la longueur d'onde et l'orientation prédites ne sont pas dans les gammes de mesures (tab. II-4) : la longueur d'onde prédite est sous-estimée de 295 m en moyenne (entre 185 et 675 m) et l'orientation prédite est 26° plus au Sud en moyenne (entre 19° et 36°). Dans le secteur Mc, la profondeur d'eau de 35 m est proche de la valeur utilisée pour ce deuxième test. Les orientations, prédite et observée, sont identiques (N149°). Par contre, les longueurs d'onde prédites (405 m) sont supérieures à celles observées (227 à 350 m).

Il résulte que la différence de profondeur d'eau existant entre les secteurs NW, Mc et SE n'explique pas le contraste de morphologie et la morphologie des dunes elles-mêmes.

<table><thead><tr><th rowspan="2"></th><th colspan="2">Longueur d'onde (m)</th><th colspan="2">Orientation (°N)</th></tr><tr><th>Gamme</th><th>Moyenne</th><th>Gamme</th><th>Moyenne</th></tr></thead><tbody><tr><td>mesure</td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td>secteur SE</td><td>589-1081</td><td>740</td><td>113-130</td><td>123</td></tr><tr><td>secteur Mc</td><td>227-350</td><td>290</td><td>145-155</td><td>149</td></tr><tr><td>prédiction :</td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td>ho*=36 m, do*=0,35 mm</td><td colspan="2">405</td><td colspan="2">149</td></tr></tbody></table>

**Tableau II-4 :** Longueur d'onde et orientation mesurées et prédites par le modèle dans les secteurs Mb et Mc, pour une profondeur d'eau de 36 m et un sédiment de 0,35 mm de diamètre.

*Measured and predicted wavelength and orientation in sectors Mb and Mc for a 36-m water depth and 0.35-mm particles.*

### 3-2-2-3 : Sensibilité du paramètre « taille du sédiment »

Une troisième simulation a consisté à tester la sensibilité des résultats au paramètre « taille du sédiment ». La valeur de 0,2 mm a été choisie de manière relativement arbitraire : elle ne constitue pas une valeur représentative ou synthétique d'un secteur sédimentaire de la zone d'étude, mais correspond à un diamètre de grain présent sur l'ensemble de la zone et mobile. Les valeurs des autres paramètres sont identiques à celles de la première simulation (rappel : ho*=32 m).

Les résultats (fig. II-26) indiquent deux maxima de croissance, l'un pour ($\alpha_x$ ; $\alpha_y$) = (0,534 ; -0,512) et l'autre pour ($\alpha_x$ ; $\alpha_y$) = (0,490 ; -0,512), respectivement caractéristiques de dunes de 275 et 285 m de longueurs d'onde, orientées N171° et N173°.
<figure><img src="image_115.png" /></figure>

**Figure II-26** : Test 3 : sensibilité de la taille du sédiment. Carte d'isovaleurs de $\bar{\gamma}_R$ dans le plan $(\alpha_x ; \alpha_y)$ pour $do*=0,20$ mm, $ho*=32$m, $Uo*=112$ cm/s, $e=0,05$, vitesse de courant résiduel : 4,5 cm/s.

Test 3: sediment size sensitivity. Contour map of $\bar{\gamma}_R$ in the $(\alpha_x ; \alpha_y)$-plane for $do*=0.20$ mm, $ho*=32$ m, $Uo*=112$ cm/s, $e=0.05$, residual current speed: 4.5 cm/s.

Ces valeurs sont très différentes des résultats de la première simulation concernant une taille de sédiment de 0,35 mm (tab. II-5). La longueur d'onde est plus courte de 102 m et les orientations de 29° plus méridionales. La diminution de longueur d'onde d'une dune associée à une diminution de la taille du sédiment est cohérente avec les observations de Flemming (1994, 2000). Une diminution de la taille du sédiment, même faible (0,15 mm entre les simulations 1 et 3), modifie donc fortement la morphologie des dunes sur notre zone : elle entraîne une diminution de l'espacement des dunes et une orientation plus méridionale (tab. II-5). Le paramètre « taille du sédiment » semble donc fortement contrôler la morphologie des dunes.

Dans le secteur SE, la complexité de la distribution granulométrique et de la nature du sédiment empêche la définition d'une valeur pertinente du paramètre « taille du sédiment ». Il a été conclu que cette valeur était nécessairement plus grande que pour le secteur NW, autrement dit supérieure à 0,35 mm. La relation taille de sédiment-morphologie des dunes n'étant pas systématiquement linéaire dans le modèle, on ne peut pas préjuger des prédictions morphologiques que fournirait le modèle pour le secteur SE sans simulation complémentaire.
<table><caption>**Tableau II-5** : Comparaison entre les longueurs d'onde et les orientations prédites par le modèle pour des sédiments de 0,35 et 0,20 mm. Les valeurs suivies de ¹ et ² concernent respectivement le premier et le second maximum de croissance de la perturbation.</caption><thead><tr><th></th><th>longueur d'onde (m)</th><th>orientation (°N)</th></tr></thead><tbody><tr><td>do*=0,35 mm</td><td>330<sup>2</sup> et 377<sup>1</sup></td><td>142<sup>1</sup> et 147<sup>2</sup></td></tr><tr><td>do*=0,20 mm</td><td>275<sup>1</sup> et 285<sup>2</sup></td><td>171<sup>1</sup> et 173<sup>2</sup></td></tr><tr><td>différence :</td><td>55 à 98 m</td><td>24 à 31 °</td></tr></tbody></table>

Comparison between predicted wavelengths and orientations for 0.35 and 0.20-mm. Values followed by ¹ and ² concern respectively the first and second perturbation growth maximum.

### 3-3 : Discussion et perspectives

Bien que le modèle soit adapté à prédire la croissance de perturbations infinitésimales du fond (rapport amplitude/profondeur faible) et non de structures de taille finie comme les dunes de notre zone d'étude les simulations réalisées mettent en évidence sa capacité à prédire la morphologie des corps sédimentaires qui se développent dans un environnement tidal. Les résultats indiquent un contrôle prépondérant de la taille du grain sur la morphologie des dunes, conclusion en accord avec les travaux de Bokuniewicz et al. (1977) qui indiquent que l'apparition des dunes est bien plus contrôlée par la granularité du sédiment que par les conditions hydrodynamiques. La profondeur d'eau semble n'avoir qu'une influence mineure sur les caractéristiques morphologiques des dunes. L'adoption d'une valeur de profondeur d'eau moyenne semble suffisante pour prédire la morphologie des dunes dans la zone d'étude.

Ces résultats soulignent l'importance de la paramétrisation du sédiment dans ce type de modèle numérique. Des améliorations pourraient être obtenues grâce à : 1) la définition d'une « courbe granulométrique dynamique » basée sur l'association des données de la granulométrie et de la forme et la nature des particules mobiles, ainsi que sur l'intégration des effets que chaque population de grains peut générer sur la mobilité des autres afin d'annuler le problème de la mobilité différentielle ; 2) l'intégration de la notion de déficit sédimentaire ou d'appauvrissement en sédiment mobile qui conduit à l'inhibition du développement des dunes passant par une diminution de leurs longueurs d'onde. Les expérimentations en canaux, à mi-chemin entre modèle et terrain, pourraient constituer une voie intéressante pour l'amélioration de la définition et de la description du paramètre « taille de sédiment ».

Au sein de la zone d'étude, une variabilité spatiale de la direction, de l'asymétrie et de l'intensité du courant de marée a été mise en évidence grâce à l'analyse des données morpho-sédimentaires (voir § 1-3-2). Une perspective serait de simuler l'influence des caractéristiques du courant de marée sur la morphologie des dunes et de la comparer avec celle du sédiment.
## Conclusions :

Les données acquises et utilisées nous ont permis de réaliser une cartographie morpho-sédimentaire détaillée de la zone d'étude.

La zone d'étude correspond à champ de très grandes dunes (Berné et al., 1989b ; Ashley, 1990) dont les amplitudes sont comprises entre 4 et 12,5 m et les longueurs d'onde entre 200 à 1100 m. Les dimensions de ces dunes suivent la relation $H=0,3569.L^{0,4739}$, relation intermédiaire entre celles établies par Flemming (1988a) et par Dalrymple (1984), qui témoigne d'une limitation de l'amplitude des dunes sous l'effet de fluctuations importantes et rapides de la profondeur d'eau (marnage macrotidal de 6,5 m en vive-eau). Les sédiments présents s'étendent des sables fins aux cailloutis. La nature du sédiment est homogène et constante (lithoclastes, débris coquilliers et grains de quartz), indiquant un nourrissage de la zone à partir d'un stock sédimentaire régional commun, mais la granularité du sédiment est fortement variable à l'échelle de la zone d'étude et des dunes.

Sur la zone d'étude, une frontière orientée N35° sépare deux ensembles morpho-sédimentaires constrastés. Le secteur SE présente des caractéristiques régionales. Les très grandes dunes sablo-gaveleuses reposent sur une semelle de cailloutis résiduels et sont associées à des rubans sableux épars. Les dunes sont isolées, de forme généralement tri-dimensionnelle, présentent des longueurs d'onde anormalement grandes et sont quasiment dépourvues de dunes surimposées. Ces caractéristiques sont propres aux environnements de haute énergie et pauvres en sédiment sableux. Dans le secteur NW, la semelle de cailloutis est intégralement recouverte de sables moyens homogènes, modelés de petites à très grandes dunes. Ces dernières sont agencées en un champ compact et présentent des formes bi-dimensionnelles et des morphologies d'équilibre. Ces caractéristiques sont typiques des environnements de plus faible énergie et riches en sables. Ce secteur constitue l'extrême prolongation SW du banc du South Falls et ces caractéristiques, locales, indiquent une dépendance vis-à-vis de ce banc et un nourrissage sédimentaire par ce banc.

A l'échelle des dunes, les paramètres granulaires du sédiment (grain moyen, classement et asymétrie) montrent une distribution qui témoigne de processus de transport par charriage des populations de coquilles et de grains de quartz : du pied au sommet des dunes, le sédiment devient plus grossier, mieux trié et d'asymétrie plus positive. Au sommet des plus grandes dunes, les grains de quartz semblent être fréquemment transportés par suspension (e.g. dune i).

Le modèle tri-dimensionnel de Blondeaux et al. (1999, 2000 et soumis) prédit le type et les caractéristiques morphologiques des corps sédimentaires qui se développent dans un environnement hydro-sédimentaire paramétré. Les simulations réalisées montrent la capacité du modèle à prédire la morphologie des dunes sur notre zone d'étude. Les résultats indiquent un contrôle prépondérant de la taille du sédiment sur la longueur d'onde et l'orientation des dunes, alors que la profondeur d'eau joue un rôle mineur sur l'espacement des dunes et nul sur leur orientation. Dans ce type de modèle, il apparaît donc que la
paramétrisation du sédiment est cruciale. Actuellement, le sédiment est paramétrisé par une taille. Foti et Blondeaux (1995) et Blom et al. (2000) ont montré l'influence de la polymodalité du sédiment sur la morphologie des dunes et sur la mobilité relative des populations de particules. Dans les environnements sédimentaires hétérogènes (cas du secteur SE), le sédiment ne peut être assimilé à une taille unique comme le grain moyen par exemple. Il paraît donc indispensable d'améliorer la paramétrisation du sédiment dans le modèle par l'intégration de la distribution granulométrique du sédiment ou de celle de plusieurs tailles de particules.
Chapitre III :

Hydrodynamisme

et

transport sédimentaire
Dans les secteurs peu profonds de la plate-forme continentale du Nord-Ouest de l'Europe les courants de marée sont les principaux agents responsables de la dynamique sédimentaire. Toutefois les courants non-tidaux irréguliers sont une source additionnelle d'agitation sur le fond et peuvent temporairement modifier les caractéristiques du transport sédimentaire (voir chap. I, § 2). Salomon et al. (1993) et Prandle (1993) montrent qu'environ la moitié voire les deux tiers du flux d'eau résiduel passant au travers du détroit du Pas-de-Calais sont imputables à l'effet des vents. A partir de calculs du taux de dissipation de l'énergie cinétique turbulente du vent sur la colonne d'eau, McKenzie et Legget (1993) concluent à une action dominante du vent ($6 < vitesse < 7 m.s^{-1}$) comme source de turbulence sur des sites d'une trentaine de mètres de profondeur. Selon Grochowsky et al. (1993b), les vents sont en mesure de modifier et même d'inverser le transport sédimentaire dans le détroit du Pas-de-Calais contrairement aux houles moyennes dont l'effet est négligeable.

Dans ce chapitre nous tenterons de déterminer les agents hydrodynamiques responsables de la mobilité du sédiment et de quantifier leur impact sur la dynamique sédimentaire. Une classification de ces agents est recherchée, en fonction de leur capacité à mobiliser le sédiment et de l'échelle de temps concernée par les processus.

# 1 : Rappels : quelques paramètres importants pour la dynamique sédimentaire

La mobilité du sédiment dépend de la vitesse de frottement exercée par l'écoulement sur le fond ($U_*$). Lorsque cette vitesse dépasse la vitesse critique d'entraînement des particules ($U_{*crit}$), le sédiment commence à bouger.

Il est communément admis que le profil de vitesse du courant sur la tranche d'eau est logarithmique et suit la loi de von Karman-Prandtl :

$$U_z = \frac{U_*}{\kappa} \cdot \ln\left(\frac{z}{z_0}\right) \quad (1)$$

avec $U_z$ : la vitesse du courant à la cote z au-dessus du fond

$\kappa$ : la constante de Karman, égale à 0,4

$z_0$ : le paramètre de rugosité du fond lié à la hauteur de rugosité de Nikuradse $k_s$ par $z_0=k_s/30$ ;
$k_s$ est estimée à $3 \cdot d_{90}$ (expression de van Rijn), soit 0,24 cm et 2,1 cm respectivement dans les secteurs NW et Mc à couverture homogène de sables moyens, et dans le secteur SE essentiellement constitué de cailloutis (voir chap. II, § 2-1-2-2).
# 2 : Les données hydrodynamiques : les mesures et les modèles

La connaissance des conditions hydrodynamiques peut être obtenue par la mesure in situ et la modélisation numérique. Les mesures in situ constitue une donnée brute qui renseigne sur les caractéristiques réelles des courants résultant de la combinaison des différents agents hydrodynamiques (marée, vent, houle). La modélisation permet de simuler les courants par le calcul en intégrant séparément ou non les mutliples processus.

## 2-1 : Les mesures

### 2-1-1 : Les courants tidaux aux alentours de la zone d'étude : les données bibliographiques

#### 2-1-1-1 : La prédominance du courant de jusant : une caractéristique régionale

Dans la majeure partie du détroit, le courant de jusant dirigé vers le SW est dominant en durée et en intensité sur le courant de flot portant au NE (voir fig. I-33). Localement la morphologie du fond marin génère des particularités hydrodynamiques. Du fait du resserrement du bassin, les courants présentent un caractère alternatif marqué. Les bancs du South Falls et du Sandettié, dont les sommets culminent à moins de 7 m de profondeur, constituent des barrières contrariant la progression de l'onde de marée. Respectivement allongés en direction N15° et N65°, ces bancs forment un vaste entonnoir qui canalise au NE le courant de jusant (van Veen, 1936). Il en résulte une accélération du jusant qui est maximum à l'extrémité SW des bancs. Smith (1988a et b) décrit l'exacerbation des courants de jusant à partir de mesures réalisées sur les champs de dunes localisés entre les deux bancs, vers leurs extrémités (fig. III-1).
<figure><img src="image_116.png" /></figure>

**Figure III-1** : Localisation de mesures de courant utilisées dans la présente étude. Les mesures sont issues de la bibliographie et situées alentour de la zone d'étude (polygone noir). mes 1 : Anonyme (1975), mes2 : Anonyme (1976), mes3 : Burton (1977), mes4 : mesure SHOM/MHA (1987), mes5 : mesure MAFF (1973), mes6 : mesure SHOM/MHA (1995).

*Location of current measurements used in the present study. Measurements are extracted from litterature and located in the vicinity of the study area (black polygon). mes1: Anonymous (1975), mes2: Anonymous (1976), mes3: Burton (1977), mes4: SHOM/MHA measurement (1987), mes5: MAFF measurement (1973), mes6: SHOM/MHA measurement (1995).*

Les données courantométriques utilisées dans le présent mémoire sont résumées dans le tableau III-1-
a. Le profil de vitesse logarithmique (Eq. 1) permet d'estimer les vitesses correspondantes à 1 m du fond (tab.
III-1-b). A l'exutoire de l'entonnoir (point mes3), l'asymétrie des pointes de courant à 9 m de profondeur et à 1 m du fond est respectivement de 86 et 74 cm/s en faveur du jusant.

<table><thead><tr><th rowspan="3"></th><th rowspan="3">Profondeur<br>de mesure</th><th colspan="2">Pointe de flot (cm/s)</th><th colspan="2">Pointe de jusant (cm/s)</th></tr><tr><th colspan="2">Direction : N41°</th><th colspan="2">Direction : N212°</th></tr><tr><th>VE</th><th>ME</th><th>VE</th><th>ME</th></tr></thead><tbody><tr><td>Point mes1 (Anonyme, 1975)</td><td>surface</td><td>122</td><td>55</td><td>148</td><td>85</td></tr><tr><td>Point mes2 (Anonyme, 1976)</td><td>surface</td><td>190</td><td>100</td><td>230</td><td>120</td></tr><tr><td>Point mes3 (Burton, 1977)</td><td>9 m</td><td>98</td><td>84</td><td>184</td><td>102</td></tr></tbody></table>

<table><thead><tr><th rowspan="3"></th><th rowspan="3">Cote de<br>calcul</th><th colspan="2">Pointe de flot (cm/s)</th><th colspan="2">Pointe de jusant (cm/s)</th></tr><tr><th colspan="2">Direction : N41°</th><th colspan="2">Direction : N212°</th></tr><tr><th>VE</th><th>ME</th><th>VE</th><th>ME</th></tr></thead><tbody><tr><td>Point mes1</td><td>1 m du fond</td><td>100</td><td>45</td><td>121</td><td>69</td></tr><tr><td>Point mes2</td><td>1 m du fond</td><td>155</td><td>82</td><td>188</td><td>98</td></tr><tr><td>Point mes3</td><td>1 m du fond</td><td>84</td><td>72</td><td>158</td><td>87</td></tr></tbody></table>

**Tableau III-1 :** Pointes des courants de flot et de jusant mesurées en morte eau et vive eau moyennes aux points mes1, mes2 et mes3 (localisation fig. III-1). (a) vitesses en surface ou à 9 m de profondeur, (b) vitesses estimées à 1 m au-dessus du fond.

Flood and ebb current peaks measured during mean neap and mean spring tides at the sites mes1, mes2 and mes3 (location on fig. III-1). (a) velocities at sea surface or at 9 m water depth, (b) velocities estimated 1 m above the sea bed.

### 2-1-1-2 : La prédominance du courant de flot : une caractéristique locale

Dans le secteur NW (Ma/S1) de la zone d'étude, les courants de marée ont des caractéristiques différentes.

* Une mesure de courant a été effectuée (SHOM/MHA) du 12 au 14 février 1987 à 5 m de profondeur au niveau de la bouée MPC en conditions de marée moyenne (fig. III-2).
<figure><img src="image_117.png" /><figcaption>**Figure III-2** : Mesure de courant au site mes4. (a) vecteurs cumulés de courant, et (b) caractéristiques des vents. Current measurement at the site mes 4. (a) cumulated vectors of the current, and (b) wind characteristics.</figcaption></figure>

Le flot dirigé N50° dure une demi-heure de plus que le jusant orienté N230°. La pointe de flot atteint 163 cm/s contre 153 cm/s pour la pointe de jusant. Les vitesses estimées à 1 m du fond sont respectivement de 119 (flot) et 111 cm/s (jusant) (tab. III-2).

<table><caption>**Tableau III-2** : Pointes de courant de flot et de jusant mesurées à 5 m de profondeur en conditions de marée moyenne au point mes4 (localisation fig. III-1), et estimées à 1 m du fond. Flood and ebb current peaks measured at 5-m water depth in mean tide conditions at the site mes4 (location fig. III-1), and estimated 1-m above the sea bed.</caption><thead><tr><th rowspan="2">Profondeur</th><th>Pointe de flot (cm/s)</th><th>Pointe de jusant (cm/s)</th></tr><tr><th>Direction : N50°</th><th>Direction : N230°</th></tr></thead><tbody><tr><td>5 m</td><td>163</td><td>153</td></tr><tr><td>1 m au-dessus du fond</td><td>119</td><td>111</td></tr></tbody></table>

Au cours de la période de mesure, les vents ont soufflé depuis le secteur SW à des vitesses de 2 à 4 m/s le 12 septembre, et depuis le secteur nord à des vitesses de 7 à 10 m/s le 14. Etant donnée la faiblesse des vents de SW, les courants mesurés les 12 et 13 septembre peuvent être considérés comme représentatifs de conditions
Chapitre III : Hydrodynamisme et transport sédimentaire

purement tidales. Il en résulte que le secteur NW est soumis à un hydrodynamisme de marée dominé par le

flot, avec un courant résiduel orienté N40° environ. L'asymétrie des courants est faible (8 cm/s à 1 m au-

dessus du fond) par rapport à celle qui a été estimée pour le secteur SE.

* Immédiatement à l'Ouest du point du site mes4, une mesure réalisée les 15 et 16 septembre 1973 indique une symétrie des courants de flot et de jusant (Ministry of Agriculture, Fisheries and Food, G.B) (fig. III-3).

<figure><img src="image_118.png" /></figure>

**Figure III-3** : Mesure de courant mes5 (localisation fig. III-1). Direction et vitesse du courant à 13,5 m (a) et 5 m (b) au-dessus du fond.

Current measurement at site mes5 (location fig. III-1). Current direction and velocity at 13.5 m (a) and 5 m (b) above the sea bed.

Encore plus à l'Ouest, les données de courant du SHOM (1968, voir fig. I-33) indiquent un hydrodynamisme à
nouveau dominé par le jusant avec 20cm/s d'asymétrie de vitesse en surface.

2-1-1-3 : Synthèse : hydrodynamisme tidal sur la zone d'étude

Dans les environnements tidaux, le caractère fortement alternatif des courants et leur asymétrie sont
indispensables au développement de dunes (McCave, 1971). Selon Johnson et al. (1982), une asymétrie de
vitesse de 5 cm/s entre flot et jusant suffit à déterminer une direction de transport résiduel à long terme. Sur la
zone d'étude, ces conditions sont remplies et expliquent la présence de dunes. Les courants présentent un
caractère alternatif marqué et des vitesses élevées (jusqu'à 230 cm/s environ en surface et 190 cm/s près du
fond), dues à la morphologie du bassin (détroit, bancs sableux). L'asymétrie minimale des vitesses de courant est de 8 cm/s (secteur NW). A partir des mesures de courant reportées dans la littérature et présentées précédemment, un schéma de l'hydrodynamisme tidal a pu être proposé pour la zone d'étude (fig. III-4).

<figure><img src="image_119.png" /><figcaption>**Figure III-4** : Schéma de l'hydrodynamisme tidal sur la zone d'étude. Flèches bleues et rouges : pointes de courant de flot et de jusant.</figcaption></figure>

Tidal hydrodynamism scheme relative to the study area. Blue and red arrows : flood and ebb current peaks.

Dans le secteur SE, les courants présentent des caractéristiques à valeur régionale. Ce secteur bénéficie vraisemblablement de la forte accélération du jusant observée à l'extrémité des bancs sableux
du South Falls et du Sandettié, quelques 8 km en amont. L'asymétrie flot-jusant est probablement moins marquée sur la zone d'étude. **Dans le secteur NW**, l'hydrodynamisme présente des particularités locales. L'asymétrie des courants y est moins prononcée et inversée : le flot qui s'écoule à 119 cm/s près du fond domine le jusant de 8 cm/s. Le South Falls, dont le secteur NW de la zone d'étude constitue l'extrême prolongement méridional, joue vraisemblablement le rôle d'une barrière morphologique qui protège ce secteur de l'action du jusant, permettant ainsi au flot d'être légèrement dominant.

**La différence de compétence des courants de marée, ainsi que leur cisaillement horizontal à la frontière entre les secteurs NW et SE, confirment le contraste morpho-sédimentaire établi entre les dunes des deux secteurs (voir chap. II). Sous l'effet des courants tidaux le transport sédimentaire à long terme s'effectue donc vraisemblablement vers le NE dans le secteur NW, et vers le SW, de manière plus intense, dans le secteur SE.**

## 2-1-2 : Les courants résultant de la combinaison de la marée et des vents

### 2-1-2-1 : Influence des tempêtes sur l'hydrodynamisme : exemple de mesures effectuées en septembre 1995

Herman (1996) a analysé et mis en évidence l'influence d'une tempête sur l'hydrodynamisme de la colonne d'eau en comparant des données courantométriques et météorologiques.

En septembre 1995 une tempête d'origine cyclonique (cyclone Isis) traverse le sud de la mer du Nord. Des mesures de courant ont été réalisées par la Mission Hydrographique de l'Atlantique (SHOM) entre le 25 août et le 23 septembre 1995 au point mes6, situé à l'extrémité NE du banc du Sandettié, à une trentaine de kilomètres de notre zone d'étude vers 28,5 m de profondeur (voir localisation fig. III-1). Les courants ont été mesurés depuis la surface jusqu'à 3,5 m du fond grâce à un profileur de courant à effet Doppler, et à un mètre au-dessus du fond au moyen d'un courantomètre à rotor (fig. III-5).

#### * Phénomènes météorologiques

La dépression à l'origine de la tempête s'est amorcée le 1er septembre pour atteindre son paroxysme le 8 septembre (980 mbar) et se résorber le 18 septembre (fig. III-5a).

Au cours de cette période les vents sont violents et montrent d'importantes variations de direction (fig. III-5b). Du 25 août au 2 septembre, les vents soufflent du secteur NW passant à N-NE avec des vitesses molissant de 14 à 6 m/s. Le 2 septembre l'installation de la dépression est soulignée par un rapide changement de la direction des vents : en 12 heures, ils tournent du secteur N-NE au secteur S-SW. Du 2 au 9 septembre leur vitesse s'intensifie de 4 jusqu'à 11 m/s lors du passage du centre dépressionnaire les 7 et 8 septembre. Du 9 au 16 les vents sont modérés et soufflent entre 2 et 5 m/s. Du 16 au 18 septembre le comblement de la dépression s'accompagne de faibles vents (3 m/s) qui tournent depuis le secteur S jusqu'au secteur E.
<figure><img src="image_120.png" /></figure>

<figure><img src="image_121.png" /></figure>

<figure><img src="image_122.png" /></figure>

<figure><img src="image_123.png" /></figure>

légendes de b :

<figure><img src="image_124.png" /></figure>

vent de secteur NE soufflant
dans la direction du jusant

<figure><img src="image_125.png" /></figure>

vent de secteur SW soufflant
dans la direction du flot

légendes de c et d :

<figure><img src="image_126.png" /></figure>

pointes de jusant

pointes de flot

période de jusant renforcé

période de flot renforcé

J — pointe de jusant de VE moyenne

F — pointe de flot de VE moyenne

<figure><img src="image_127.png" /></figure>
Du 19 au 23 septembre, les vents s'établissent depuis les secteurs NE à N-NE, excepté durant quelques heures les 21 et 22 septembre où ils proviennent de l'W-NW. Particulièrement puissants le 19 (15 m/s), ils faiblissent ensuite rapidement de 5 à 2 m/s.

## * Courants

Au point de mesure, la marée présente des caractéristiques similaires à celles de notre zone d'étude à un facteur de temps près. Le jusant orienté vers le SW est également la phase de courant dominante. Toutefois les courants y sont moins rapides et leur asymétrie moins marquée : en surface, les pointes de jusant et de flot y sont inférieures de plus de 10 cm/s et atteignent respectivement 103 et 93 cm/s en vive eau moyenne (coefficient 95) témoignant d'une asymétrie de 10 % environ.

La période de mesure couvre deux cycles de morte eau-vive eau (fig. III-5c) dont le signal est directement lisible sur les variations globales de l'intensité des courants (fig. III-5d). Cependant, les caractéristiques des courants instantanés sont sujettes à de fortes variations à l'échelle d'un cycle semi-diurne (fig. III-5d) et le courant résiduel intégré sur la journée ne montre pas une signature tidale exclusive dominée par le jusant (fig. III-5e).

- Du 28 août au 1er septembre, le courant résiduel est dirigé vers le S-SW sous l'effet dominant du courant de jusant et induit un déplacement important de la masse d'eau dans cette direction (10 km/j en moyenne). L'asymétrie des pointes de courant est anormalement élevée. Elle atteint jusqu'à 35 % en surface et 30 % sur le fond le 28 août, sous les effets conjugués d'une accélération du jusant et d'un ralentissement du flot. Les vents de secteur NW à N-NE renforcent l'action du jusant et amoindrissent celle du flot d'autant plus qu'ils sont puissants et parallèles aux courants. En particulier, le 28 août, les vents de N-NW (14 m.s-1) accélèrent le jusant de 9 cm/s et ralentissent le flot de 20 cm/s bien que l'on soit en période de vive eau moyenne.

- Entre le 2 et le 9 septembre le phénomène inverse est observé. En surface, l'asymétrie des courants diminue et s'inverse en faveur du flot du 5 au 8 septembre. Sur le fond, l'inversion a lieu sur l'ensemble de cette période selon une asymétrie atteignant jusqu'à 31 %.

**Figure III-5** : Paramètre hydrodynamiques et météorologiques enregistrés lors de la tempête de septembre 1995. (a) pression atmosphérique ; (b) caractéristiques des vents au sémaphore de Dunkerque ; (c) coefficients de marée ; (d) vitesses des courants en surface et à 1 m au-dessus du fond ; (e) vecteurs cumulés des courants résiduels journaliers (représentation lagrangienne).

*Hydrodynamic and meteorological parameters recorded during the storm of September 1995. (a) atmospheric pressure; (b) wind characteristics at Dunkerque signal station; (c) tidal coefficients (proportional to tidal range); (d) current velocities at sea surface and 1-m above the sea bed; (e) cumulated vectors of the daily residual currents (lagrangian representation).*
L'inversion du courant résiduel en direction NE est radicale et plus marquée sur le fond qu'en surface : le déplacement cumulé de la masse d'eau vers le NE est de 22 km sur le fond contre 15 km seulement en surface. En cette période de morte eau moyenne les courants de marée sont faibles et les vents de SW, quoique modérés (5 m/s en moyenne), suffisent à renforcer le flot jusqu'à le rendre supérieur au jusant. Par exemple le 8 septembre (coefficient de 95) le flot est accéléré de 6 cm/s et le jusant ralenti de 9 cm/s.

- Du 9 au 19 septembre, le courant résiduel retrouve progressivement une direction S-SW en surface mais le déplacement de la masse d'eau est faible (quelques kilomètres par jour) et les courants instantanés reprennent des caractéristiques tidales. Sur le fond l'inversion, bien que faiblement marquée, perdure. Cela s'accorde avec les observations de Heathershaw (1982) qui note une modification persistante de l'inversion du courant résiduel 20 jours après un événement de tempête.

- Du 19 au 23 septembre le courant résiduel orienté vers le S-SW est important, en particulier les 19 et 20 septembre (20 km de déplacement cumulé de la masse d'eau), où la combinaison de forts vents de N-NE (15 m/s) et de conditions de faible morte eau entraîne une asymétrie des pointes de courant de 70 % en surface et 74% sur le fond. Les 21 et 22 septembre les vents d'W-NW dévient légèrement les courants vers l'E-SE.

* Interprétation :

Lors de la tempête de 1995 l'influence du vent permet d'expliquer les perturbations de courant observées sur l'ensemble de la tranche d'eau. Le vent entraîne un courant de dérive qui se transmet sur le fond en subissant une rotation sous l'effet de la force de Coriolis, de sens anti-horaire dans l'hémisphère nord. Ce phénomène est clairement exprimé par le mouvement hélicoïdal anti-horaire décrit par la direction des vitesses maximales de courant de la surface vers le fond : la direction du jusant varie de N217° à N180° et celle du flot de N42° à N19° (voir ellipses de courant, fig. III-5d). Les vents de NE renforcent le jusant. Ceux de SW, au contraire, le ralentissent et peuvent conduire à une inversion de la prédominance des phases de courant. Une telle inversion est favorisée par la combinaison de forts vents de SW et de conditions de morte eau. La corrélation entre les caractéristiques du vent et celles du courant marin est directe et quasiment synchrone. Toutefois l'inversion persiste plus longtemps sur le fond, traduisant une atténuation plus faible, lors du trajet dans la colonne d'eau, de la force transmise par le vent que par les marées.

Ainsi dans les milieux peu profonds les vents, et en particulier ceux de tempête, sont en mesure de modifier fortement la circulation d'eau sur l'intégralité de la colonne d'eau. Sur notre zone d'étude, plus profonde que le secteur de mesure de 5 à 10 m, mais de caractéristiques tidales similaires, ces phénomènes doivent se produire.
## 2-1-2-2 : Influence de vents modérés sur les courants de la zone d'étude : exemple de mesures effectuées en 1999

Dans le cadre de notre étude, nous avons effectué des mesures de courant sur une période de 13,3 jours en septembre et octobre 1999 (SHOM/MHA, n/o BORDA) dans le secteur NW, à 1 m au-dessus du fond entre les dunes m et l. Le site de mesure est localisé sur la figure I-42c. Il est situé 200 m à l'Ouest de la mesure mes4 présentée au paragraphe 2-1-1. Toutes les 10 mn, une moyenne des caractéristiques des courants acquis pendant 1 mn à la fréquence de 1 Hz a été enregistrée.

Les mesures couvrent un cycle de faible morte eau - forte vive eau (fig. III-6b). Les ellipses de courant établies à partir des mesures pour une vive eau et une morte eau moyennes mettent en évidence un caractère alternatif marqué et une quasi-symétrie des courants (fig. III-6c). En vive eau et morte eau moyennes, les vitesses de courant de flot, orienté N29°, atteignent respectivement 131 et 93 cm/s, et sont plus rapides de 3 et 8 cm/s que celles du courant de jusant dirigé N216°. Ces vitesses sont similaires à celles obtenues au point mes4 (voir tab. III-2). Globalement, la signature du cycle semi-lunaire se traduit dans les vitesses des courants instantanés, toutefois de fortes variations de la compétence relative du flot et du jusant sont enregistrées. Nous avons distingué quatre périodes durant lesquelles les caractéristiques des courants instantanés (fig. III-6d) et du courant résiduel (fig. III-6e et f) varient nettement :

- Période 1 (du 22 au 25 septembre). Le flot présente des vitesses de pointes supérieures de 30 cm/s à celles du jusant. Le courant résiduel de 20 cm/s est dirigé en direction N20°.

- Période 2 (du 25 au 30 septembre). L'asymétrie des phases de courant s'abaisse à 5 cm/s en moyenne. Le déplacement résiduel de la masse d'eau s'effectue à la vitesse moyenne de 16 cm/s en direction du Nord.

-Période 3 (du 1er au 4 octobre). L'asymétrie augmente fortement jusqu'à atteindre 114 cm/s. Le courant résiduel est de 36 cm/s en direction N20°.

- Période 4 (les 4 et 5 octobre). L'asymétrie des phases de courant s'inverse à la faveur du jusant, qui est plus rapide que le flot de 75 cm/s. Le déplacement de la masse d'eau s'effectue en direction N220° à la vitesse de 38 cm/s.

La marée étant un phénomène cyclique régulier de telles variations de l'asymétrie des phases de courant et du courant résiduel ne peuvent s'expliquer par sa seule intervention.

Le vent a soufflé durant l'ensemble de la période depuis le secteur S-SW entre les 22 septembre et 4 octobre, et depuis le secteur Nord les 4 et 5 octobre, avec des vitesses modérées comprises entre 3 et 12 m/s (fig. III-6a).

L'analyse de l'ensemble de ces données suggère que les vents modifient considérablement les caractéristiques des courants en conditions de marée moyenne ou de morte eau moyenne (périodes 1, 3 et 4) : les vents de SW (périodes 1 et 3) renforcent considérablement le flot, ceux de NE (période 4) le jusant. En vive eau (période 2, coefficients de 80 - 85 et plus) l'influence des vents est faible à nulle et la direction
a

<figure><img src="image_128.png" /></figure>

source : SHOM/MHA, site : Boulogne

Direction du vent (degrés Nord)

b

<figure><img src="image_129.png" /></figure>

Coefficient
de maréce

c

Vitesse (cm/s)

<figure><img src="image_130.png" /></figure>

d

<figure><img src="image_131.png" /></figure>

e

<figure><img src="image_132.png" /></figure>

f

<figure><img src="image_133.png" /></figure>
N20° du courant résiduel témoigne d'une quasi-symétrie du flot et du jusant : cela indique qu'en vive eau les vents moyens ne modifient pas les caractéristiques des courants tidaux. Par exemple, pour un coefficient de marée de 100, des vents de SW de 8-10 m/s ne suffisent pas à modifier les caractéristiques du courant tidal près du fond (26/09), alors que de tels vents combinés à des coefficients de 70 à 85 renforcent le flot jusqu'à engendrer une asymétrie de 40 à 114 cm/s (23-24/09 et 01/10). Pour un coefficient de marée de 55, des vents de SW de 5 m/s suffisent à induire une asymétrie de 55 cm/s en faveur du flot (03/10). L'enregistrement des caractéristiques des vents a été effectué à Boulogne-sur-Mer, secteur protégée des vents de NE par les reliefs du Boulonnais (jusqu'à 200 m environ). Aussi les vents de NE des 4 et 5 octobre soufflant à des vitesses inférieures à 5 m/s à Boulogne s'expriment-t'ils vraisemblablement plus violemment dans le détroit du Pas-de-Calais et donc sur la zone d'étude, et pourraient expliquer l'accélération observée du jusant conduisant à une asymétrie de 75 cm/s en faveur de cette phase de courant. Selon Prandle (1978), dans le détroit, un vent de NE de 8 m/s suffit à annuler le courant résiduel moyen dirigé vers le N.

### 2-1-2-3 : Synthèse

Dans les milieux peu profonds les épisodes de tempête sont en mesure de modifier l'hydrodynamisme de l'ensemble de la tranche d'eau. Sur notre zone d'étude, des vents de force moyenne peuvent également exercer ce type d'influence.

La faible asymétrie des courants tidaux dans le secteur NW autorise des fluctuations rapides et prononcées des caractéristiques des courants instantanés et résiduels en période de marée moyenne ou de morte eau moyenne sous l'effet des vents de SW et NE, même s'ils soufflent à des vitesses modérées (5 m/s et davantage en morte eau moyenne). Les vents présentant de telles caractéristiques de secteur et de vitesses sont les plus fréquents sur la zone d'étude (voir fig. I-34). Leur influence sur la dynamique sédimentaire s'exerce donc fréquemment et de manière importante, surtout en période de marée moyenne ou de morte eau moyenne. Dans le secteur SE, l'influence des vents sur les courants n'est vraisemblablement pas aussi marquée : les courants tidaux étant plus asymétriques et plus compétents, les vents détermineront moins fréquemment une telle asymétrie que dans le secteur NW, et peut-être uniquement lors d'épisodes de tempête. Des mesures de courant seraient utiles dans ce secteur pour tester ces hypothèses.

**Figure III-6** : Paramètre hydrodynamiques et météorologiques enregistrés en septembre et octobre 1999. (a) caractéristiques des vents à Boulogne ; (b) coefficients de marée ; (c) vitesse du courant à 1 m au-dessus du fond ; (d) ellipse des courants pour des conditions de morte eau et de vive eau moyennes ; (e) vecteurs cumulés de courant ; (f) direction et vitesse du courant résiduel.

*Hydrodynamic and meteorological parameters recorded in september and october 1999. (a) wind characteristics at Boulogne ; (b) tidal coefficients (proportional to tidal range) ; (c) current velocity 1-m above the sea bed ; (d) current ellipse for mean neap and mean spring tides ; (e) cumulated current vectors ; (f) direction and velocity of the residual current.*
## 2-2 : Les modèles et leurs limites

Les mesures courantométriques étant ponctuelles dans l'espace et limitées dans le temps, l'utilisation de modèles hydrodynamiques est indispensable. Elle doit s'effectuer avec précaution et les résultats nécessitent une validation par les mesures. Une analyse critique de la résolution des modèles et de leurs conditions aux limites doit être pratiquée.

### 2-2-1 : Le modèle NPDC 3

Les simulations ont été réalisées par Benoît Hitier (IFREMER, Boulogne-sur-Mer).

Le modèle NPDC 3 utilisé consiste en une adaptation du code Salomon (Salomon et Breton, 1991) à la simulation de la dispersion des particules. C'est un modèle bidimensionnel horizontal couvrant la zone géographique allant du Tréport à Ostende (angle SW : 49°59,58' N - 1°15,06' E ; angle NE : 51°12,18' N - 2°48' E). La maille du modèle est de 200 m et autorise de ce fait la simulation de phénomènes fins. Les conditions aux limites du modèle NPDC 3 proviennent d'un modèle à maille de 800 m couvrant le secteur allant du Cap d'Antifer à Rotterdam. La bathymétrie correspond à celle des cartes marines (fig. III-7). Autrement dit les bancs sableux sont représentés, mais pas les dunes, ni les corps sédimentaires de plus petites tailles.

<figure><img src="image_134.png" /><figcaption>**Figure III-7** : Bathymétrie intégrée dans le modèle NPDC 3. Détail de la zone d'étude et de la frontière Nord du modèle.</figcaption></figure>

*Integrated bathymetry in the NPDC 3 model. Detail of the study area and the model northern boundary.*
<figure><img src="image_135.png" /></figure>

<figure><img src="image_136.png" /></figure>

<figure><img src="image_137.png" /></figure>

<figure><img src="image_138.png" /></figure>

<figure><img src="image_139.png" /></figure>

<figure><img src="image_140.png" /></figure>

<figure><img src="image_141.png" /></figure>

<figure><img src="image_142.png" /></figure>

<figure><img src="image_143.png" /></figure>

<figure><img src="image_144.png" /></figure>

zone supposée de cisaillement
des courants de maré e

<figure><img src="image_145.png" /></figure>

<figure><img src="image_146.png" /></figure>

<figure><img src="image_147.png" /></figure>

<figure><img src="image_148.png" /></figure>

<figure><img src="image_149.png" /></figure>

<figure><img src="image_150.png" /></figure>

points de simulation
localisés sur la
figure centrale,
repré sentant le
champ de dunes
étudié

Légende :

<figure><img src="image_151.png" /></figure>
* Objectif

L'objectif de la modélisation était de calculer les courants tidaux sur l'ensemble de la zone d'étude, et plus particulièrement de vérifier l'existence d'un cisaillement horizontal des courants de marée observé sur les mesures et d'en définir la frontière. Etant donnée la taille de la maille ne permettant pas une bonne représentation de la morphologie des dunes, ce modèle n'a pas pu servir pour prédire les variations des courants à l'échelle de ces corps sédimentaires.

* Protocole

Les simulations concernent douze points répartis sur les secteurs NW, SE et Mc. Pour chacun de ces points, le modèle fournit les composantes horaires N-S et E-W du courant moyen (i.e. intégré sur la colonne d'eau, $\overline{U}$) pour des coefficients de 95 et 120, sur une période de 13 à 17 heures. Les composantes aux points souhaités sont obtenues par interpolation des valeurs calculées aux noeuds des mailles les plus proches. La vitesse des courants à 1 m au-dessus du fond ($U_{100}$) et la vitesse de frottement sur le fond ($U_*$) sont calculés en utilisant la loi de von Karman-Prandtl (Eq. 1) :

$$U_{100} = \frac{\overline{U}}{\ln\left(\frac{h}{e \cdot z_0}\right)} \cdot \ln\left(\frac{100}{z_0}\right) \quad (2)$$

zo étant petit comparé à h, le rapport $\frac{z_0}{h}$ est négligeable par rapport à -1. L'équation (2) devient :

$$U_{100} = \frac{\overline{U}}{\frac{z_0}{h} - 1 + \ln\left(\frac{h}{z_0}\right)} \cdot \ln\left(\frac{100}{z_0}\right) \quad (3)$$

$$\text{et : } \overline{U} = \frac{U_*}{\kappa} \cdot \ln\left(\frac{h}{e \cdot z_0}\right) \quad (4)$$

L'ensemble des résultats est présenté sur la figure III-8 sous la forme de graphes de la vitesse du courant moyen, du courant à 1 m du fond et du frottement sur le fond, en fonction du temps.

**Figure III-8** : Vitesses des courants prédits par le modèle hydrodynamique NPDC 3 sur une période de 13 à 17 heures et localisation des points de simulation. Graphes sur fond blanc : coefficient 95 ; graphes sur fond gris : coefficient : 120.

Current velocities predicted by the hydrodynamic NPDC 3 model during 13 to 17 hours at selected locations. White graphs: mean spring tide (tidal coefficient: 95); grey graphs: equinox spring tide (tidal coefficient: 120).
## * Résultats

Le flot et le jusant s'écoulent respectivement en direction N46° et N231° dans le secteur SE, N45° et N225° dans le secteur NW. Sur l'ensemble de la zone d'étude, les simulations indiquent des courants rectilinéaires, présentant une faible asymétrie avec des vitesses à 1 m au-dessus du fond comprises entre 90 et 123 cm/s pour un coefficient de 95, pouvant atteindre 130 cm/s pour un coefficient de 120.

### - Le secteur NW et la validation par la mesure de courant de février 1987 (point mes4) :

Dans le secteur NW, les vitesses des courants sont comprises entre 92 et 123 cm/s à 1 m au-dessus du fond et leur asymétrie est en faveur du flot. Elle diminue progressivement du SW vers le NE : pour un coefficient de 95, les pointes de flot sont supérieures de 31 cm/s à celles du jusant au point 12, de 18 cm/s au point 1, de 12 cm/s au point 2, de 11 cm/s au point 9 et de 2 cm/s au point 8. Les vitesses de frottement sur le fond sont comprises entre 4,2 et 5,2 cm/s. Pour un coefficient de 120, le flot s'écoule à 130 cm/s en pointe et le jusant à 127 cm/s, induisant une vitesse de frottement sur le fond de 5,5 et 5,4 cm/s respectivement.

Afin de tester le validité du modèle une simulation (point 9) a été effectuée à la localisation du site mes4 de mesure de courants, qui présentent une signature de marée moyenne sans influence des vents (voir tab. III-2). Le calcul indique que le flot est orienté N45° et s'écoule à 115-123 cm/s et le jusant, de direction N227°, à 112 cm/s. Au point mes 4, les courants sont similaires : à 1 m au-dessus du fond, le flot atteint 119 cm/s en direction N50° et le jusant 111 cm/s en direction N230°.

Les résultats fournis par le modèle hydrodynamique sont donc validés, tout au moins à proximité du point 9.

### - Le secteur Mc :

Les dunes y présentent des caractéristiques morpho-sédimentaires complexes, intermédiaires entre celles des secteurs NW et SE (Mb) (voir chap. II).

Le point 6 est situé dans le secteur Mc/S1. Les courants y ont des caractéristiques similaires à ceux du secteur NW. Près du fond, le flot s'écoule à 113 cm/s, soit 13 cm/s plus rapidement que le jusant. Nous pouvons en déduire que les conditions hydrodynamiques sont vraisemblablement identiques dans les secteurs NW et Mc.

### - Le secteur SE et le problème des conditions aux limites :

Les simulations indiquent que les courants y sont plus faibles : à 1 m du fond, les pointes de flot et de jusant présentent des vitesses respectivement autour de 90 et 95 cm/s pour un coefficient 95, 101 et 108 cm/s pour un coefficient 120. Les courants sont symétriques : leur asymétrie est au maximum de 4 cm/s en faveur du flot (point 11), mais généralement inférieure au cm/s pour un coefficient de 95, et de 6-7 cm/s pour un
coefficient de 120 (points 4 et 5). Les vitesses de frottement sur le fond relatives aux deux phases de courant sont sensiblement similaires, comprises entre 7,4 et 7,7 cm/s (coefficient 95), 8,1 et 8,7 cm/s (coefficient 120).

Dans ce secteur les résultats des simulations ne sont pas cohérents avec le schéma hydrodynamique déduit des mesures de courant (§ 2-1-1) : les mesures indiquent des courants plus compétents et plus asymétriques que dans le secteur NW, le modèle prédit des courants plus faibles et symétriques.

La frontière Nord du modèle NPDC 3 se situe à la latitude 51°12' N qui passe par l'extrémité des bancs du South Falls et du Sandettié, à 8 km au Nord de la zone d'étude. Les résultats du modèle sur notre zone dépendent donc fortement de la validité des conditions intégrées le long de cette limite. En particulier, l'hydrodynamisme du secteur SE ne peut être correctement prédit par le modèle que si la morphologie en entonnoir des bancs du South Falls et du Sandettié, qui permet l'accélération du courant de jusant, est suffisamment bien représentée. Afin de vérifier ce point une simulation a été réalisée sur la frontière Nord du modèle, entre les deux bancs (voir fig. III-8), pour un coefficient de 95. Le modèle prédit des courants de faible compétence et de faible asymétrie en faveur du flot : à 1 m au-dessus du fond le flot orienté N52° atteint 56 cm/s, soit 6 cm/s de plus que le jusant dirigé N235° (voir fig. III-8).

<figure><img src="image_152.png" /></figure>

**Figure III-9** : Vitesse et direction des courants sur la frontière Nord du modèle NPDC 3, entre les bancs du Sandettié et du South Falls (51°12' N - 1°46' E). Voir légende sur la figure III-8.

*Current velocity and direction on the northern boundary of the NPDC 3 model between Sandettié and South Falls sandbanks (51°12' N - 1°46' E). See caption on figure III-8.*

Ces résultats sont incohérents avec les mesures mes1, mes2 et mes3 réalisées dans ce secteur qui indiquent des vitesses de 121 à 188 cm/s pour le jusant et de 84 à 155 cm/s pour le flot (voir tab. III-1b). Les conditions aux
a :

vecteurs de courant
à la basse mer
de vive eau moyenne
(1h30 avant la pointe de jusant)

<figure><img src="image_153.png" /></figure>

b :

vecteurs de courant
à la pleine mer
de vive eau moyenne
(1h15 avant la pointe de flot)

<figure><img src="image_154.png" /></figure>

b :

bathymétrie
intégrée
dans le modèle

<figure><img src="image_155.png" /></figure>
limites du modèle NPDC 3 proviennent d'un modèle de plus grande emprise à maille de 800 m dans lequel la morphologie des bancs du South Falls et du Sandettié, larges de 1,5 km environ, ne peut être bien représentée et ne permet pas de prédire l'accélération locale du jusant. Il y a donc incompatibilité entre l'emprise géographique du modèle NPDC 3, qui n'inclue pas les deux bancs sableux, et la possibilité de prédire les phénomènes hydrodynamiques qu'induisent ces bancs.

## * Conclusions

Le modèle NPDC 3 se révèle inadéquat pour prédire la complexité de l'hydrodynamisme dans la zone d'étude. La résolution du modèle utilisé pour générer les conditions aux limites n'autorise pas une description suffisante de la morphologie des bancs situés au nord de la zone d'étude. Les phénomènes hydrodynamiques locaux qu'ils induisent et qui influencent directement les conditions dans la zone d'étude ne sont pas pris en compte, ce qui interdit d'effectuer une bonne prédiction des courants.

## 2-2-2 : Le modèle Telemac

Ce code hydrodynamique bidimensionnel horizontal a été développé par le Laboratoire National d'Hydraulique (EDF) et est actuellement utilisé au SHOM pour calculer les courants de marée en Manche (Pineau, 1998). Entre Calais et Douvres la maille triangulaire est de 3 km. Le modèle prédit sensiblement les mêmes intensités de courant que le modèle NPDC 3 (fig. III-9a et b), cependant l'accélération du jusant canalisé entre les bancs du South Falls et Sandettié n'est pas simulée. La bathymétrie utilisée dans ce modèle est reproduite sur la figure III-10c. Les bancs du South Falls et du Sandettié sont représentés comme des élévations du fond marin de 7 m seulement alors que ces bancs s'élèvent sur la quasi-totalité de la colonne d'eau. L'extrémité du South Falls n'est pas figurée. La connexion représentée à l'extrémité SW des bancs n'est pas réelle, ce qui ajouté aux précédentes remarques explique l'absence de prédiction de l'accélération du jusant à l'extrémité des bancs et dans le secteur SE de la zone d'étude.

## 2-2-3 : Conclusions

Les deux modèles hydrodynamiques, utilisés ou pressentis, pour prédire les caractéristiques des courants de marée sur la zone d'étude ne sont pas adaptés à la complexité de la morphologie des fonds septentrionaux. Leur résolution est insuffisante pour permettre la simulation de phénomènes locaux comme le cisaillement horizontal des courants.

**Figure III-10** : Champ de vecteurs de courants moyens prédits par le modèle Télémac pour une basse mer (a) et une pleine mer (b) de vive eau moyenne. Bathymétrie utilisée dans le modèle (c).

*Mean current vector field predicted by the Telemac model concerning a mean spring low tide (a) and high tide (b). Bathymetry used in the model (c).*
## 3 : Transport sédimentaire

Le transport sédimentaire se produit sous l'influence des courants lorsqu'un seuil de vitesse est dépassé. Dans ce paragraphe, la capacité des divers agents hydrodynamiques à mobiliser le sédiment est analysée sur la zone d'étude, en particulier sur la base de la mesure de courant de septembre et octobre 1999.

### 3-1 : Les formules de transport

#### 3-1-1 : Généralités

Le « taux de transport solide » (noté q) correspond à un flux de matière par unité de largeur. Son calcul prend en compte différentes catégories de mouvements, du charriage à la suspension. En général on suppose qu'un régime d'équilibre est établi localement et que le flux transporté est égal à la capacité de transport de l'écoulement, indépendamment de la disponibilité des matériaux (Le Hir, 1996). Le transport solide dépend du cisaillement induit par le fluide sur le fond (quantifié par $U*$), de la rugosité du fond (quantifiée par $z_o$), de la quantité de sédiment en suspension : le transport solide est donc une fonction complexe des vitesses du fluide et des caractéristiques des particules.

De nombreuses formules ont été proposées. Dyer (1986) distingue trois groupes de formules : (1) les formules expérimentales basées sur un grand nombre de résultats obtenus en canaux consistent en des relations empiriques reliant le taux de transport sédimentaire et les caractéristiques du fluide ; (2) les formules théoriques s'appuient sur les principes de la physique du mouvement des grains ; (3) les formules d'analyse dimensionnelle reposent sur des variables du fluide et du sédiment exprimées en nombres adimensionnels. Diverses formules contiennent des paramètres et des constantes nécessitant un calibrage par la mesure. Les formules développées pour des courants unidirectionnels ont été appliquées au domaine marin moyennant quelques modifications. Elles sont généralement adaptées à la description d'une partie des processus sédimentaires (certaines décrivent le charriage, d'autres la suspension, d'autres encore le transport total), et leur domaine d'application est fréquemment spécifique car limité à une gamme de taille de sédiment ou encore à un environnement donné. Aussi leur utilisation nécessite-t-elle des précautions d'emploi. Dans un examen comparatif des formules de transport, Heathershaw (1981) et Camenen et Larroudé (2000) montrent que les résultats obtenus varient d'un rapport de 1 à 10 selon la formule employée.

#### 3-1-2 : Formules utilisées pour l'étude

Dans le cadre de la présente étude, la capacité de transport a été quantifiée grâce à l'utilisation de deux formules, celle de Bagnold modifiée par Yang (1986) et celles de van Rijn (1985, 1986). La première a été utilisée avec succès par Berné (1991) dans le secteur des dunes géantes de Surtainville, situé au large du
Cotentin. Dans la zone côtière du Pas-de-Calais, Grochowsky et al. (1993a, 1993b) ont comparé le transport prédit par quatre formules de charriage et le transport mesuré par traçage radioactif (Dewez et al., 1989 ; Augris et al., 1990 ; Beck et al., 1991). Selon ces auteurs, la formule de van Rijn (1986) fournit les meilleurs résultats.

### 3-1-2-1 : La formule de Bagnold modifiée par Yang (1986)

La formule de Bagnold (1966) est largement utilisée par les sédimentologues et les géologues marins du fait de sa grande flexibilité. Elle est basée sur une approche théorique énergétique et permet de quantifier le transport total (charriage + suspension) selon l'équation :

$$q_{sb} = K \cdot \rho U_*^3 \cdot \rho_s / g \cdot (\rho_s - \rho) \quad (5)$$

avec $q_{sb}$ : le transport sédimentaire total

$U_*$ : la vitesse de frottement sur le fond, déterminé grâce à l'équation (1)

$\rho$ : la densité de l'eau (1000 kg/m³)

$\rho_s$ : la densité du sédiment (2650 kg/m³ pour le quartz)

$g$ : l'accélération de la pesanteur (9,81 m/s²)

$K$ : le coefficient de transport de Bagnold

A partir de données expérimentales, Yang (1986) montre que $K$ varie selon une fonction non-linéaire de l'excès de frottement adimensionnel sur le fond selon l'équation :

$$K = A \cdot \left( \frac{\tau_o}{\tau_{crit}} - 1 \right)^B$$

avec $\tau_o$ : la tension de frottement donnée par $\tau_o = \rho \cdot U_*^2$

$\tau_{crit}$ : la tension critique de mise en mouvement du sédiment donnée par $\tau_{crit} = \rho \cdot U_*^2$

A et B : des coefficients dépendant de la granularité du sédiment. Pour un sable de 0,45 mm, d'après Yang (1986) on a :

$$A = 0,0972 \text{ et } B = 1,665$$

### 3-1-2-2 : La formulation de van Rijn (1985, 1986)

Elle est intéressante car elle décompose le rôle du cisaillement au fond en deux parties, le cisaillement relatif au grain et le frottement global, qui déterminent respectivement le transport en charriage (1) et en suspension (2). Le paramétrage des formules, empiriques, résulte d'une compilation importante de données.

(1) Le transport par charriage est donnée par la formule suivante :

$$q_b = E \cdot \lambda ; \tau_o > \tau_{crit} \quad (6)$$

avec $q_b$: le transport par charriage
E : une fonction semi-empirique décrivant la mise en mouvement des particules (pick-up function)
selon l'équation :

$$E = 0,00033 \cdot \rho_s \cdot \left[ \left( \frac{\rho_s - \rho}{\rho} \right) \cdot g \cdot d_{50} \right]^{0,5} \cdot D_s^{0,3} \cdot T_s^{1,5}$$

où $D_s = d_{50} \cdot \left[ \left( \frac{\rho_s - \rho}{\rho} \right) \cdot \frac{g}{v^2} \right]^{1/3}$ est le paramètre adimensionnel des particules

avec $v$ : la viscosité cinématique de l'eau ($10^{-6} \text{ m}^2\text{/s}$),

et où $T^* = \frac{\tau_0}{\tau_{crit}} - 1$ est l'excès de frottement normalisé par $\tau_{crit}$

$\lambda$ : la longueur de saltation des particules donnée par l'expression :

$$\lambda = 3 \cdot d_{50} \cdot D_s^{0,6} \cdot T_s^{0,9}$$

(2) Le transport par suspension est exprimé par :

$$q_s = \bar{U} \cdot h \cdot C_a \cdot \frac{(a/h)^z - (a/h)^{1,2}}{(1 - a/h)^z \cdot (1,2 - z)} \quad (7)$$

avec $\bar{U}$ : la vitesse moyenne du courant (vitesse intégrée sur la colonne d'eau), calculée à partir de l'équation (3)

$h$ : la profondeur d'eau

$a$ : le niveau de référence, égal à $\max(0,01 \cdot h)$ ou $k_s$ ou $H_r/2$ où $H_r$ correspond à l'amplitude des formes de fond.

Dans le secteur NW où sera appliquée cette formule, $k_s=0,08 \text{ cm}$ et $33 < 0,01 \cdot h < 37 \text{ cm}$. Des petites et moyennes dunes de 2 à 25 m de longueur d'onde tapissent le fond marin entre les très grandes dunes (voir fig. II-8). D'après la relation de Flemming (1988a), on peut estimer leurs hauteurs entre 4 et 38 cm, d'où $H_r/2=2$ à 19 cm. Ainsi dans ce secteur : $a=37 \text{ cm}$.

$Ca$ : la concentration de référence proportionnelle au débit charrié, dont un ajustement donne

$$Ca = 0,015 \cdot \frac{D_s \cdot T_s^{1,5}}{a \cdot D_s^{0,3}} \quad (8)$$

$$z^* = \frac{w_s}{\left[ 1 + 2 \cdot \left( \frac{w_s}{U_s} \right)^2 \right] \cdot k_s \cdot U_s} + 2,5 \cdot \left( \frac{w_s}{U_s} \right)^{0,8} \cdot \left( \frac{Ca}{0,65} \right)^{0,4}$$

avec $w_s$ : la vitesse de chute des particules. Une particule est mue en suspension lorsque le critère de Bagnold, $U_s \ge W_s / 1,25$ est satisfait.
## 3-2 : Capacité de transport

### 3-2-1 : Populations de particules et critères de mobilité

* Dans le secteur NW, le sédiment est homogène, unimodal et consiste en un sable moyen de grains sphériques de quartz de 0,35 mm de diamètre (voir fig. II-13). Ces grains sont mobilisés par charriage dès que la vitesse de frottement sur le fond atteint la valeur critique de mise en mouvement $U_{*crit} = 1,5$ cm/s (Miller et al., 1977) ; fig. III-11).

<figure><img src="image_156.png" /><figcaption>**Figure III-11** : Vitesse de frottement sur le fond u. nécessaire pour la mise en mouvement de grains de la densité du quartz de diamètre D, dans de l'eau à 20°C (Miller et al., 1977).

Friction velocity u. necessary for the movement of quartz density grains with diameter D, in water at 20°C (Miller et al., 1977).</figcaption></figure>

Le sédiment est mis en suspension dès lors que la vitesse de frottement satisfait le critère de Bagnold : $U_{*} \ge W_s / 1,25$. La vitesse de chute de particules quartzeuses de 0,35 mm étant égale à 5,1 cm/s (Baba et Komar, 1981) ; fig. III-12), la mise en suspension apparaît donc lorsque $U_{*} \ge 4,08$ cm/s.
<figure><img src="image_157.png" /><figcaption>**Figure III-12** : Vitesse de chute Ws des particules de la densité du quartz en fonction de leur diamètre (d'après Baba et Komar, 1981).</figcaption></figure>

*Settling velocity* Ws of quartz density grains versus grain diameter (from Baba and Komar, 1981).

Durant les mesures de septembre et octobre 1999 (voir § 2-1-2-2), le critère de transport par charriage est atteint à chaque phase de courant, en forte vive eau comme en faible morte eau, exception faite d'une heure environ à chaque période de renverse des courants (fig. III-13). Le critère de suspension est satisfait pendant plusieurs heures des phases de flot et de jusant en période de vive eau moyenne, et durant les pointes de l'une de ces phases en période de morte eau lorsque celle-ci est renforcée par les vents (le flot en périodes 1 et 3, le jusant en période 4).
<figure><img src="image_158.png" /></figure>

**Figure III-13** : Vitesse de frottement sur le fond $u_*$ calculée à partir des courants enregistrés en septembre et octobre 1999 (voir fig. III-6d). $u_{*c crit}$ : seuil de mise en mouvement par charriage, $u_{*s crit}$ : seuil de mise en mouvement par suspension ; F et J : pointes de flot et de jusant.

Friction velocity $u_*$ calculated from currents recorded in september and october 1999 (see fig. III-6d).

$u_{*c crit}$ : threshold for movement as bed load, $u_{*s crit}$ : threshold for movement as suspended load. F and J : flood and ebb peaks.

* Dans le secteur SE, les dunes sont principalement composées de graviers coquilliers, dont le mode varie de 2,5 à 10 mm, et qui reposent sur une semelle de cailloutis de plusieurs centimètres de diamètre ($d_{90}$ autour de 70 mm). Etant donnée leur forme anisotrope, les coquilles de 2,5 et 10 mm (diamètre obtenu par tamisage) ont une mobilité comparable à celle de grains de quartz sphériques de 1 et 2,2 mm respectivement (Komar et Reimers, 1978) dont les vitesses critiques de mise en charriage et en suspension sont résumées dans le tableau III-3.

<table><thead><tr><th rowspan="2">taille de grain de<br>quartz sphérique<br>(mm)</th><th colspan="2">U<sub>*</sub> crit (cm/s)</th><th colspan="2">U<sub>100 crit</sub> (cm/s)</th></tr><tr><th>charriage<br>(d'après Miller et al., 1977)</th><th>suspension<br>(d'après Baba et Komar, 1981)</th><th>charriage</th><th>suspension</th></tr></thead><tbody><tr><td>1,0</td><td>2,2</td><td>13</td><td>27</td><td>161</td></tr><tr><td>2,2</td><td>3,5</td><td>24</td><td>43</td><td>298</td></tr><tr><td>70</td><td>20</td><td>-</td><td>248</td><td>-</td></tr></tbody></table>

**Tableau III-3** : Vitesses critiques de mise en mouvement par charriage et par suspension sur le fond ($u_{* crit}$) et à 1 m au-dessus du fond ($U_{100 crit}$) en fonction du diamètre des grains typiques du secteur SE.

Treshold velocities for the movement as bedload and suspended load on the sea bed ($u_{* crit}$) and 1 m above the sea bed ($U_{100 crit}$) versus diameter of the SE sector typical grains.

Dans le secteur SE, d'après les mesures (voir tab. III-1 et III-2), les courants tidaux sont capables de transporter par charriage l'ensemble des graviers coquilliers et sables composant les dunes. Le transport par
suspension, s'il existe, doit apparaître uniquement durant de courtes périodes en conditions de fort hydrodynamisme (fortes marées + forts vents) ou sur les sommets de dunes les moins profonds. La vitesse des courants nécessaires au transport des cailloutis par charriage n'est vraisemblablement jamais atteinte sur la zone. La semelle de cailloutis est donc résiduelle comme l'indique Smith (1988a) pour le secteur situé entre les bancs sableux du South Falls et du Sandettié.

## 3-2-2 : Le transport total

Nous avons quantifié le transport sédimentaire à partir des mesures de courant réalisées en septembre 1999 dans le secteur NW, entre les dunes m et l (voir § 2-1-2-2 et fig. III-6). Les caractéristiques du transport sédimentaire ont été calculées pour chaque mesure de courant à partir de la formule de Bagnold modifié par Yang (1986) d'une part et de celles de van Rijn (1985, 1986) d'autre part.

Les débits totaux instantanés sont reportés sur la fig. III-14a.

<figure><img src="image_159.png" /><figcaption>**Figure III-14** : Capacités de transport total calculées à partir des courants enregistrés en septembre et octobre 1999.</figcaption></figure>

(a) capacités de transport total calculées avec les formules de Bagnold et de van Rijn ; (b) comparaison des débits totaux obtenus par les deux formules.

*Total transport capacities calculated from currents recorded in september and october 1999. (a) Transport capacities calculated with Bagnold's and van Rijn's formulae. (b) Comparison between total discharges obtained with both formulae.*
Les formules de van Rijn (1985, 1986) donnent des débits totaux supérieurs d'un rapport de 1,3 à ceux calculés par la formule de Bagnold modifié par Yang (1986) (fig. III-13b). Pour une marée moyenne (le 23/09) les débits totaux instantanés atteignent 1,94 g/cm/s selon la formule de Bagnold et 3,22 g/cm/s selon la formule de van Rijn en pointe de flot, et respectivement 0,83 et 1,64 g/cm/s en pointe de jusant. Pour le coefficient maximum (106, le 27/09) ils atteignent respectivement 12,38 et 13,46 g/cm/s en point de flot et 8,64 et 10,21 g/cm/s en pointe de jusant. Du 2 au 5 octobre les vents de SW et de NE, qui perturbent fortement l'asymétrie des courants, permettent le transport du sédiment uniquement durant la phase de flot pour les premiers et durant la phase de jusant pour les seconds.

Chaque débit instantané a ensuite été intégré sur 10 mn, durée correspondant à l'intervalle de mesure. Nous avons calculé la masse et la direction résiduelle du flux de sédiment transporté, pour différentes périodes des mesures de courant. L'ensemble des mesures couvre quasiment un cycle morte eau - vive eau au cours duquel d'une part des vents de secteur SW ont soufflé durant 84% du temps (seuls 47% ont effectivement modifié l'hydrodynamisme tidal), et d'autre part des vents de secteur NE se sont établis durant 16% du temps. Un découpage en fonction des conditions de marée et de vent a été proposé (voir § 1-2-1-2-2). On distingue une période de faible morte eau - forte vive eau associée à des vents de SW de 4 m/s influençant l'hydrodynamisme durant les mortes-eaux, soit durant 27% du temps (phases 1 et 2), une période de morte eau associée à des vents de SW de 7 m/s (phase 3), et une période de morte eau associée à des vents de NE (phase 4). Les caractéristiques des débits résiduels sont reportés dans le tableau III-4.

<table><thead><tr><th>Période</th><th>Débit résiduel total<br>(kg/cm/durée de la période)</th><th>Débit résiduel journalier<br>(kg/cm/jour)</th><th>Direction</th></tr></thead><tbody><tr><td>Période totale</td><td>114,6 * / 178,0 •</td><td>8,6 * / 13,4 •</td><td>N12°</td></tr><tr><td>Phases 1 et 2 :<br>morte eau avec vents de SW, puis forte<br>vive eau</td><td>113,7 * / 175,3 •</td><td>12,0 * / 18,5 •</td><td>N16°</td></tr><tr><td>Phase 3 :<br>morte eau moyenne avec vents de SW</td><td>49,0 * / 79,4 •</td><td>24,5 * / 39,7 •</td><td>N31°</td></tr><tr><td>Phase 4 :<br>morte eau moyenne avec vents de NE</td><td>51,8 * / 83,2 •</td><td>27,7 * / 44,5 •</td><td>N222°</td></tr></tbody></table>

**Tableau III-4 :** Intensité et direction du transport résiduel calculé grâce aux formules de Bagnold (*) et de van Rijn (•) à partir des courants mesurés en septembre et octobre 1999.

*Strength and direction of the residual transport calculated using Bagnold's (*) and van Rijn's (•) formulae from the currents measured in September and October 1999.*
Ces calculs mettent en évidence la capacité de transport des courants liés aux vents. Les courants résultant de la combinaison de vents de SW ou de NE de vitesse moyenne avec des courants tidaux de morte eau moyenne (périodes 3 et 4) empêchent le transport durant la phase de courant ralentie par ces vents. Ils permettent de transporter plus de deux fois plus de sédiment durant la phase de courant renforcée que ne le peuvent les courants tidaux de forte vive eau dont les caractéristiques (i.e. asymétrie) sont peu modifiées par de tels vents.

## 3-2-3 : Modes de transport. Importance relative du charriage et de la suspension

Dans le secteur NW, les vitesses des courants permettent au sédiment sableux d'être transporté par charriage ou par suspension durant plusieurs heures de chacune des phases de courant tidal, en vive eau comme en morte eau. Dans le secteur SE, les vitesses estimées permettent le charriage mais vraisemblablement pas, ou rarement, la suspension (voir § 3-2-1).

### 3-2-3-1 : Quantification du charriage et de la suspension par les formules de van Rijn (1985, 1986)

Les valeurs de transport instantané calculées à partir de ces formules pour le secteur NW sont reportées sur la fig. III-15a.

<figure><img src="image_160.png" /><figcaption>**Figure III-15** : Capacités de transport par charriage et par suspension calculées grâce aux formules de van Rijn à partir des courants enregistrés en septembre et octobre 1999 (a) et taux de transport par charriage (b).

*Bed load and suspended load transport capacities calculated using van Rijn's formulae from currents recorded in september and october 1999 (a) and bed load transport rate (b).*</figcaption></figure>
Pour une marée moyenne (23/09/99) le débit particulaire en suspension est de 0,1 g/cm/s en pointe de flot et de 0,06 g/cm/s en pointe de jusant, alors que le charriage représente respectivement 3,11 et 1,58 g/cm/s. Globalement la suspension représente 6 à 8 % de la totalité du transport (fig. III-15b), et ne dépasse que ponctuellement 30%.

### 3-2-3-2 : Comparaison avec la mesure

Des mesures de concentration de matière en suspension ont été réalisées à quatre niveaux au-dessus du fond ($z = 0,3 - 0,6 - 0,9$ et $1,4$ m) toutes les heures durant 13 heures le 26 octobre 1999 (coefficient 108), au cours de la mission Ridens III (octobre 1999). Le site de mesure est localisé dans une zone plate, à la frontière entre les secteurs à couverture sableuse (NW) et à cailloutis (Mb au SE) (localisation fig. I-42c) (Chapalain, 2000). Les échantillons d'eau prélevés ont ensuite été filtrés et le résidu pesé.

Selon van Rijn (1985), pour de faibles concentrations particulaires ($C_a < 0,001$) le profil de concentration du sédiment est décrit par l'équation suivante:

$$C_z = C_a \cdot \rho_s \left[ \frac{a \cdot (h-z)}{z \cdot (h-a)} \right]^z, \text{ pour } \frac{z}{h} < 0,5$$

avec : $C_z$ : la concentration à la cote z au-dessus du fond

$C_a$ : la concentration de référence déterminée par l'équation 8

On peut estimer les concentrations particulaires aux différentes cotes au-dessus du fond en utilisant les mesures de courant recueillies le 27 septembre 1999 par un coefficient de marée identique à celui régnant au moment des mesures de concentrations de matières en suspension. Les valeurs obtenues sont reportées et comparées avec les mesures dans le tableau III-5.

Les concentrations de sédiment en suspension prédites sont supérieures d'un rapport de 4 à 83 à celles mesurées. Ces écarts entre observation et prédiction sont similaires à ceux couramment rencontrés dans la littérature. Ils se justifient par : (1) les simplifications adoptées dans les formules ; (2) les formules ne tiennent pas compte de la disponibilité en sédiment ; elles surrestiment donc, généralement, le transport effectif ; (3) les problèmes de mesure liés, dans le cas présent, à l'intensité des courants de marée et à l'hétérogénéité sédimentaire du substrat. Etant donnée la faible précision du positionnement liée à la mise en oeuvre du système, l'échantillonnage a pu s'effectuer tantôt sur un fond sableux, tantôt sur un fond de cailloutis. Dans le dernier cas, il est évident que la suspension est faible à nulle.
<table><caption>**Tableau III-5** : Comparaison des concentrations de matières en suspension calculées par la formule de van Rijn (1985) et mesurées (Chapalain, 2000).</caption><thead><tr><th></th><th>z (m)</th><th>C calculé (g/m³)</th><th>C mesuré (g/m³)</th><th>calc./mes.</th></tr></thead><tbody><tr><td>flot</td><td>0,3</td><td>1 877,50</td><td>283,9</td><td>7</td></tr><tr><td>jusant</td><td>0,3</td><td>1 306,10</td><td>369,6</td><td>4</td></tr><tr><td>flot</td><td>0,6</td><td>1 351,38</td><td>22,7</td><td>60</td></tr><tr><td>jusant</td><td>0,6</td><td>906,01</td><td>40,7</td><td>22</td></tr><tr><td>flot</td><td>0,9</td><td>827,63</td><td>10</td><td>83</td></tr><tr><td>jusant</td><td>0,9</td><td>534,43</td><td>22,7</td><td>29</td></tr><tr><td>flot</td><td>1,4</td><td>292,38</td><td>11,9</td><td>37</td></tr><tr><td>jusant</td><td>1,4</td><td>177,11</td><td>7,8</td><td>15</td></tr></tbody></table>

Comparison between suspended matter concentrations calculated from van Rijn's formula (1985) and measured (Chapalain, 2000).

### 3-2-3-3 : Implications pour le développement des dunes

Le transport par charriage est le principal moteur du développement et de la migration des dunes. Dans le sud de la mer du Nord, McCave (1971) observe que l'amplitude des dunes au sein d'un champ diminue sous l'effet de la diminution de la taille du sédiment, conduisant à une augmentation du transport par suspension. Selon cet auteur, le développement des dunes est total et leur amplitude est à l'équilibre lorsque le rapport $\beta=charriage/transport$ total est supérieur à 0,9 ; il est ralenti lorsque $0,4<\beta<0,9$ et inhibé pour $\beta<0,4$. Dans le secteur NW, ce rapport est généralement supérieur à 0,9. Il en résulte que le développement des dunes de ce secteur n'est pas gêné par l'apparition de la suspension. Il en va de même dans le secteur SE où la suspension ne se produit que rarement, si elle existe.
## Conclusions

Dans la zone d'étude, les courants de marée présentent un cisaillement horizontal qui semble s'effectuer au niveau de la frontière morpho-sédimentaire (voir chap. II), partageant la zone en deux. Dans le secteur SE, l'hydrodynamisme tidal présente des caractéristiques régionales. L'asymétrie des courants y est prononcée et en faveur du courant de jusant, accéléré par un effet de canalisation entre les bancs du South Falls et du Sandettié situés quelques kilomètres au NE. Dans le secteur NW, les courants de marée sont moins compétents et possèdent une asymétrie de quelques cm/s seulement en faveur du flot. Le banc du South Falls joue le rôle d'une barrière morphologique qui protège le secteur NW de l'effet des courants de jusant.

Le sédiment dunaire, constitué de sable et de graviers coquilliers, est mobilisé par charriage à chaque phase de courant de marée, en vive-eau comme en morte-eau. Les cailloutis, qui recouvrent largement le fond marin dans le secteur SE, ne participent pas au transport sédimentaire. La suspension apparaît durant quelques heures lors des phases de courants de vive eau dans le secteur sableux NW, et vraisemblablement pas ou rarement dans le secteur SE. Ce mode de transport ne constitue qu'une faible proportion du transport total (généralement autour de 5%) et, par conséquent, n'inhibe pas le développement des dunes. Dans le secteur NW, pour des conditions de marée moyenne, le transport total instantané avoisine 2,6 g/cm/s en pointe de flot et 1,2 g/cm/s en pointe de jusant.

Les mesures de courant ont montré que les épisodes de tempête étaient en mesure de modifier, voire d'inverser, les caractéristiques de l'hydrodynamisme et du transport sédimentaire dans les secteurs peu profonds du Sud de la mer du Nord. Sur notre zone d'étude, les vents moyens peuvent également exercer ce type d'influence. Dans le secteur NW, en morte-eau, des vents de SW et de NE de 5 m/s, qui sont les vents les plus fréquents dans le détroit, suffisent à annuler le transport sédimentaire durant la phase de courant ralentie et à doubler ce transport au cours de la phase renforcée. Dans le secteur SE, les vents ne modifient vraisemblablement pas aussi fréquemment et profondément les caractéristiques du transport sédimentaire, l'asymétrie et la compétence des courants tidaux étant plus prononcée.

Les modèles numériques de courant utilisés (NPDC 3 et Télémac) ne sont pas adaptés à la prédiction des caractéristiques hydrodynamiques à l'échelle du champ de dunes étudié. La frontière Nord des deux modèles passe par les extrémités SW des bancs du South Falls et du Sandettié. La morphologie de ces bancs n'est pas reproduite suffisamment précisément pour permettre une prédiction correcte des phénomènes hydrodynamiques locaux induits par cette morphologie et répercutés sur la zone d'étude. De plus, dans le cas du modèle Télémac, la maille de 3 km est insuffisante. Un modèle numérique hydrodynamique adapté devra
avoir une maille de la largeur des dunes (autour de 200 m) et une emprise géographique étendue vers le nord
pour permettre une description fine de la morphologie des bancs sableux du South Falls et du Sandettié. Un tel
modèle permettrait de tester l'hypothèse du cisaillement des courants tidaux, principalement fondée sur des
mesures ponctuelles dans le temps et dans l'espace. Couplé à un module de transport sédimentaire, il
permettrait de prédire le transport sur le champ de dunes.
Chapitre IV :

Mobilité des dunes
Les modalités de la migration des dunes sous-marines sont variables et dépendent fortement des caractéristiques de l'environnement dans lequel elles évoluent et de leur morphologie. En particulier, celles qui migrent sous l'effet du transport par charriage sont sensibles aux modifications du régime hydrodynamique.

La migration résiduelle peut être observée et quantifiée grâce aux données bathymétriques, cependant que les processus responsables de la migration sont approchés grâce aux enregistrements de sismique à très haute résolution. Dans ce chapitre nous nous attachons à définir les facteurs responsables de la migration des dunes.

# 1 : les dunes sont-elles actives ?

Certaines dunes sous-marines formées lors des premiers stades de la transgression flandrienne sont moribondes, c'est-à-dire inactives, tout comme certains bancs sableux (mer Celtique, Reynaud, 1996). Elles ne sont plus en équilibre avec les conditions hydrodynamiques actuelles. Elles présentent des caractéristiques morphologiques stables, quoiqu'elles soient fréquemment soumises à l'érosion sous l'effet de l'activité oscillatoire des houles ou de la bioturbation (Johnson et al., 1982). Aussi, les variations temporelles des paramètres morphologiques (¹) constituent-t-elles de bons indicateurs de la stabilité ou de l'activité des dunes.

L'amplitude des dunes étudiées dans le présent travail (voir localisation fig. II-2) augmente et diminue de manière variable d'une période d'observation à l'autre. Seules les dunes b, j, k, k' présentent une amplitude stable (± 0,5 m). Les plus fortes variations d'amplitude (3,5 m) concernent les dunes c et 1. Les dunes de la zone MPC Sud B, dont fait partie la dune 1, montrent une croissance continue, signe d'une forte activité. La dune c, à l'image de la plupart des dunes de la zone F, témoigne d'une activité de régénérescence après des périodes d'érosion : elle s'élève de 1 m (entre 1985 et 1991), se stabilise entre 1991 et 1992, croît de 2,5 m entre 1992 et 1995, diminue de 2 m entre 1995 et 1996 puis s'élève à nouveau de 0,5 m entre 1996 et 1998. La longueur d'onde fluctue de 5 à 285 m, la valeur maximum étant observée pour la dune 2. Les variations de longueur d'onde impliquent des migrations relatives des dunes. La polarité des dunes a, b, c, d, iSE, 1, 2 et 5 reste inchangée. Celle des autres dunes varie au moins une fois entre deux mesures et témoigne de directions de migration opposées. L'orientation des dunes c, d, e, f, f', g, h, i, j et k pivote de 5 à 20°, contrairement à celle des dunes a, b et iSE qui reste inchangée. L'asymétrie des dunes et le pendage de leurs flancs sont d'autres indices d'activité. Les formes actives ont des pentes raides relativement fortes (supérieures à 15°), alors que les formes moribondes subissent plutôt un lissage de leurs crêtes et de leurs flancs. Les dunes c, d, f, g, o, p, 2, 4, et 5 remplissent les conditions d'activité. La dune c dont le flanc raide est incliné de 35° indique même une activité d'avalanche sableuse impliquant une migration. Les dunes à tendance symétrique présentent des variations fréquentes d'asymétrie et de pendage impliquant également une activité.

En résumé, chacune des dunes de la zone d'étude possède au moins une caractéristique morphologique indicatrice d'activité et de migration.

<footnote n="1">¹ La morphologie des dunes de notre zone d'étude est présentée au chapitre II (voir § 1). Elle a été quantifiée à partir des données bathymétriques qui sont précises à ± 0,1 m verticalement (en relatif) et ± 1 m horizontalement. Les mesures d'orientation des dunes sont précises à ±1°. Les différents paramètres morphologiques sont reportés dans les annexes 2 et 3.</footnote>
<figure><img src="image_161.png" /><figcaption>échelle de variation de la bathymétrie (m)</figcaption></figure>

<figure><img src="image_162.png" /></figure>
## 2 : Migration résiduelle

### 2-1 : Polarité des corps sédimentaires et transport résiduel

La polarité des corps sédimentaires est fréquemment utilisée pour déterminer la direction et le sens du transport résiduel (Stride, 1963 ; Kenyon et al., 1981 ; Johnson et al., 1982). L'allongement des rubans sableux, N44°-N124° sur notre zone, met en évidence la direction du transport sédimentaire sans que le sens puisse en être déterminé. La direction de pendage du flanc raide d'une dune asymétrique indique le sens du transport résiduel à long terme.

Sur notre zone d'étude, les dunes de grandes tailles ne sont pas sujettes aux inversions de polarité d'une phase de courant à l'autre, marquées par des modifications morphologiques cantonnées uniquement à la crête (Langhorne, 1982). En effet, lors des missions à la mer, les profils bathymétriques sont réalisés sur les dunes à des phases différentes de la marée et ne montrent pas d'inversion de polarité. En revanche, elles constituent de bons indicateurs de transport sédimentaire résiduel à long terme. Sur la vingtaine d'années d'observation dont nous disposons, les dunes du secteur morphologique SE (a, b, c, d, iSE, 1 et 2) montrent une polarité pérenne vers le SW (voir annexe 3) qui témoigne d'un transport sédimentaire dans cette direction, sous l'effet du courant de jusant dominant. Les dunes des secteurs NW et Mc présentent des polarités fluctuantes. Certaines d'entre elles (f, g, iNW, j, j' et k) évoluent d'une forme symétrique à asymétrique vers le NE ou le SW, d'autres sont symétriques à asymétriques vers le SW (f', h et k'), d'autres encore sont symétriques à asymétriques vers le NE (l, m, n, o et p). Dans ces secteurs, les courants de marée, dont la composante résiduelle quoique faible est constante, ne peuvent donc pas être invoqués comme les seuls agents responsables de la dynamique sédimentaire.

Etant donnée la variabilité de la polarité de certaines dunes, ce critère ne peut pas être systématiquement utilisé comme indicateur de sens de transport résiduel à long terme

### 2-2 : Quantification de la migration

L'outil le plus adapté pour l'analyse et la quantification des déplacements des figures sédimentaires de grande taille est le sondeur bathymétrique combiné à un GPS différentiel dont les modèles récents permettent d'accéder à une précision horizontale de 1 m.

La comparaison de levés bathymétriques renseigne sur les caractéristiques de l'évolution morphologique du fond marin et de la migration résiduelle des dunes, pour une période donnée. Les cartes de la figure IV-1 correspondent à des différentiels bathymétriques.

**Figure IV-1** : Cartes différentielles de bathymétrie sur plusieurs périodes, de 1974 à 1995 (Lambert Nord). Les teintes chaudes et froides correspondent respectivement aux secteurs en engraissement et en érosion. Les principales modifications sont induites par la migration des dunes.

*Bathymetric differential maps concerning several periods, from 1974 to 1995 (coordinates in North Lambert). The yellow-red and green-blue colors correspond respectively to sectors in accretion and erosion. The major modifications are induced by dune migration.*
<figure><img src="image_163.png" /></figure>

<figure><img src="image_164.png" /></figure>

<figure><img src="image_165.png" /></figure>

1982-1991

1985-1991

<figure><img src="image_166.png" /></figure>

<figure><img src="image_167.png" /></figure>

<figure><img src="image_168.png" /></figure>

1992-1995

1985-1995

direction de migration
25 déplacement résiduel sur la période d'observation (m)
a 3,5 vitesse annuelle de migration (m/an)
nom de la dune
Sur ces cartes, la bathymétrie de la période la plus ancienne a été soustraite à celle de la plus récente dégageant des zones en érosion sédimentaire (teintes vert bleu) et des zones en accrétion (teintes orange rouge), et permettant une visualisation du déplacement des dunes.

### 2-2-1 : Mobilité de la crête

La crête constitue le secteur le plus mobile d'une dune. Les modalités de la migration résiduelle des crêtes ont été appréhendées par la quantification de leur direction et distance de déplacement à différentes échelles de temps (fig. IV-2). Les mesures sont reportées en annexe 4-a.

#### 2-2-1-1 : Sens de migration

D'une façon générale, les dunes migrent perpendiculairement à leur allongement. Sur notre zone d'étude, elles se déplacent donc soit vers le SW, soit vers le NE (fig. IV-3).

De 1974 à 1995, les dunes a, b, c, d, et iSE migrent constamment vers le SW. Les dunes e et f se déplacent préférentiellement vers le SW, f, g, h, iNW, j et k généralement vers le NE. Cependant, ces deux groupes de dunes montrent des déplacements épisodiques en sens inverse sur les courtes périodes de temps, respectivement entre 1992 et 1995 et 1991 et 1992. Les déplacements des dunes 1 à 5 du secteur MPC Sud B fluctuent en permanence entre ces deux directions.

**Figure IV-2** : Migration résiduelle et annuelle des crêtes des très grandes dunes entre 1974 et 1995. Cartes de position des crêtes (Lambert Nord). Pour une période d'observation donnée, la position la plus ancienne est reportée en bleu et la plus récente en rouge.

*Residual and annual migration rate of the very large dune crests between 1974 and 1995. Maps of crest location (coordinates in North Lambert). For a given observation period the oldest position is reported in blue and the most recent one in red.*
<figure><img src="image_169.png" /></figure>

**Figure IV-3** : Comparaison de la direction de migration des crêtes de dunes sur différentes périodes d'observation.

*Comparison of dune crest migration direction on various observation periods.*

Dans un environnement tidal, Langhorne (1982) remarque que la crête de très grandes dunes, de 4 m d'amplitude, peut osciller durant un cycle flot/jusant de vive eau. Le courant de marée résiduel pour une période de plusieurs cycles de marée présente une direction constante en un site donné. Sur les périodes d'observation dont nous disposons, variant de la semaine à plusieurs années, le sens de déplacement des dunes varie et la marée ne peut donc être seule invoquée comme moteur de leur migration. Seules les dunes a, b, c, d et iSE du secteur SE, qui se déplacent en permanence dans la direction du courant résiduel de marée à jusant dominant, peuvent en résulter. Les dunes à sens de migration alternatif sont localisées dans des secteurs où l'asymétrie des deux phases de courant tidal est faible (NW et Mc). Les courants non-tidaux sont donc susceptibles d'y modifier plus facilement le schéma des courants tidaux que dans le secteur SE où leur asymétrie est forte.

Notons que les dunes e, h et i présentent fréquemment une composante rotationnelle horaire de migration.

### 2-2-1-2 : Intensité de migration

Le taux de migration annuel varie selon la période de temps considérée et d'une dune à l'autre (fig. IV-4). La migration moyenne varie entre 4,5 et 21 m/an, vitesses situées dans la gamme des valeurs fournies par la bibliographie. A partir d'observations sur les dunes tidales, Berné (2000) indique que les grandes dunes (6 à
8 m) migrent de 0 à 70 m/an. A Surtainville, où les caractéristiques hydro-sédimentaires sont similaires à celles de notre zone d'étude, Berné et al. (1989a) enregistrent des déplacements de 10 à 20 m/an.

<figure><img src="image_170.png" /><figcaption>**Figure IV-4** : Vitesses annuelles de déplacement des crêtes des dunes sur différentes périodes d'observation. L'amplitude moyenne de chacune des dunes est figurée en gris clair.</figcaption></figure>

*Dune crest annual migration rates on various observation periods. Mean amplitude of each dune is drawn in light grey.*

### 2-2-1-2-1 : Variations temporelles

Sur les intervalles proches de la décennie (1974-1985, 1985-1995, 1982-1991) les vitesses de migration sont comprises entre 2 et 15 m/an selon la dune considérée, et varient tout au plus de 8 m/an. Ces vitesses sont comparables aux valeurs moyennes. Plus la période considérée est courte (1992-1995, 1991-1992, mai-septembre 1998), et plus les valeurs s'en écartent et sont généralement plus importantes. On mesure l'équivalent de 53,3 m/an de migration pour la dune 4 sur la période mai-septembre 1998, 45 m/an et 29,5 m/an respectivement pour les dunes k et e entre 1991 et 1992. A l'échelle hebdomadaire les migrations enregistrées sont environ 10 à 50 fois supérieures à la moyenne (fig. IV-5) : la dune iSE a migré de 12,8 m
Chapitre IV. Mobilité des dunes entre le 6 et le 13 mai 1998, ce qui correspond à un taux de migration de 667,4 m/an, alors que son taux moyen est de 14,1 m/an. Ces observations indiquent que les très grandes dunes de la zone d'étude ont un temps d'adaptation rapide aux conditions hydrodynamiques, de l'ordre de la semaine voire moins.

<figure><img src="image_171.png" /></figure>

**Figure IV-5** : Vitesses annuelles de migration des crêtes de dunes extrapolées à partir de mesures réalisées à l'échelle hebdomadaire.

*Dune crest annual migration rates extrapolated from measurements realised on a weekly time-scale.*

L'intensité du transport résiduel tidal est quasiment identique d'un cycle solstice - équinoxe à un autre (182,6 jours). Pour des périodes d'observation de durées supérieures, comportant un nombre entier de ces cycles, le taux de migration annuelle calculé pour chaque dune devrait être sensiblement identique, ce qui n'est pas le cas. Par ailleurs, sur les périodes hebdomadaires, l'effet des cycles mortes eaux - vives eaux n'est pas visible : du 6 au 13/05/98 et du 12 au 23/09/98, bien que les gammes de coefficients de marée soient similaires, l'intensité de migration des dunes du secteur MPC Sud B varie d'un rapport de 1,5 à 4 (fig. IV-5), et le sens de migration de certaines dunes est inversé (fig. IV-3).

Il en résulte que la marée ne constitue pas l'unique agent responsable de la dynamique des dunes. Toutefois les fluctuations des vitesses de migration tendent à se résorber pour les périodes d'observation de 8 à 11 ans. Les inversions, décélérations ou arrêts de migration des dunes sous l'effet des courants non-tidaux semblent filtrés. Cela tend à indiquer qu'une **variabilité décennale de la migration des dunes pourrait exister.**
<figure><img src="image_172.png" /></figure>

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<figure><img src="image_178.png" /></figure>
### 2-2-1-2-2 : *Variations spatiales*

D'une dune à l'autre l'intensité de déplacement est variable. Pour les dunes dont la direction de migration est changeante (voir § 2-2-1-1) les fluctuations sont importantes. Les variations de vitesse de migration des dunes 4 et iNW sont respectivement de 43,3 m/an et 37,5 m/an. Les dunes a, b, c, d et iSE dont la direction de déplacement est constante migrent à vitesse plus régulière. Par exemple la dune d migre selon des vitesses qui diffèrent au plus de 9,2 m/an.

D'après la littérature il est admis que la vitesse de migration et l'amplitude d'une dune sont anticorrélées (Fenster et al., 1990 ; Carling, 2000a). Les grandes dunes sont relativement stables à l'échelle de plusieurs mois ou années, alors que les plus petites sont dynamiques et répondent facilement aux fluctuations rapides des courants. Dans notre étude nous observons le résultat inverse : globalement les courbes de vitesse moyenne de migration et d'amplitude des dunes se corrèlent de manière positive (fig. IV-4). Les plus petites dunes (f, f' et g) sont les moins mobiles avec 4,4 à 8,2 m de migration annuelle ; les plus hautes (c, iSE, h, iNW et 4) présentent les migrations les plus rapides, comprises entre 13,7 et 18,8 m/an. Il semble donc que la mesure des déplacements résiduels ne rende pas compte de la réelle mobilité des dunes. Les plus petites dunes sont susceptibles d'osciller plus facilement et de subir une inversion de leur sens de déplacement. Leur migration résiduelle est alors plus faible que celles des grandes dunes à migration unidirectionnelle.
Par ailleurs, Berné et al. (1989b) concluent à une mobilité plus forte des dunes de forme tridimensionnelle. Sur notre zone d'étude nous n'observons pas cette relation. Il semble que l'amplitude des dunes, dans sa capacité à " autoriser " ou non l'inversion de la direction de migration, ait bien plus d'influence que leur forme horizontale sur la vitesse de migration résiduelle.

Latéralement la migration des dunes n'est pas homogène. Certaines dunes témoignent de l'existence des phénomènes de flexuration et bifurcation. La dune c en constitue un bon exemple (voir fig. II-3). La partie NW de cette dune migre plus rapidement et entraîne la scission de la crête en plusieurs endroits : en 1985, deux crêtes sont distinguables ; la plus orientale se développe vers l'ouest et la plus occidentale se scinde en deux morceaux en 1991 sous l'effet de l'augmentation du gradient latéral de vitesse de migration ; en 1995 trois portions de dunes sont parfaitement individualisées.

### 2-2-2 : *Mobilité des corps dunaires. Comparaison avec la mobilité de leur crête*

Dans notre secteur d'étude la crête des dunes est mobile même à l'échelle de la semaine. Qu'en-est-il de l'ensemble du corps dunaire ?

Pour la plupart des dunes de la zone F l'isobathe -30 m apparaît représentative de l'enveloppe dunaire. Les valeurs de migration résiduelle de cette isobathe ont été calculées pour chaque période d'observation de la migration des crêtes (fig. IV-6) et sont consignées en annexe 4-b.

**Figure IV-6** : Migration des très grandes dunes entre 1974 et 1995. Cartes de l'isobathe -30 m (Lambert Nord). Pour une période donnée, la position la plus ancienne est reportée en bleu et la plus récente en rouge.

*Migration of the very large dunes between 1974 and 1995. Maps of 30-m isobath (coordinates in North Lambert). For a given period the oldest position is reported in blue and the most recent one in red.*
Les directions de migration de la crête d'une part et de l'isobathe -30 m d'autre part sont identiques à quelques exceptions près (fig. IV-7). Entre 1985-1991 la crête de la dune iNW présente une migration résiduelle vers le NE alors que le déplacement de l'ensemble de la dune s'est effectué vers le SW. Cette dune est soumise à des fluctuations directionnelles de migration ; il est possible que sa crête, partie la plus mobile, ait pu enregistrer les inversions récentes de courant de courtes périodes contrairement à l'ensemble de la dune dont la grande taille lui confère une plus grande inertie. Sur la période du 6 au 13 mai 1998, les dunes 2 et 5 montrent le même phénomène.

<figure><img src="image_179.png" /></figure>

**Figure IV-7** : Comparaison dune à dune et période à période de la direction de migration de la crête et du corps dunaire.

*Comparison dune to dune and period to period of dune crest and body migration direction.*

La figure IV-8 permet de visualiser la corrélation entre l'intensité de déplacement d'une crête et l'ensemble de la dune. Ces deux entités morphologiques migrent sensiblement à la même vitesse. Il apparaît que la migration d'un corps dunaire correspond à 0,85 fois celle de sa crête (coefficient de corrélation : 0,80), la mobilité de la crête étant globalement légèrement plus grande que celle de l'ensemble du corps dunaire. Pour les plus longues périodes d'observation, les vitesses deviennent similaires. Cela confirme que les crêtes oscillent plus fréquemment que le corps dunaire dans son ensemble.
<figure><img src="image_180.png" /></figure>

**Figure IV-8** : Comparaison dune à dune et période à période des vitesses de migration résiduelle des crêtes et des corps dunaires.

*Comparison dune to dune and period to period between dune crest and body residual migration rates.*

Les profils bathymétriques de 1998 reportés sur la figure IV-10 mettent en évidence la mobilité simultanée de la crête et de l'ensemble du corps des dunes à l'échelle de la semaine.

Ces observations indiquent que l'ensemble des corps dunaires migre selon les mêmes modalités de direction et d'intensité que la crête. La dynamique des dunes de notre secteur d'étude n'est pas uniquement cantonnée à la crête, bien que celle-ci en constitue la partie la plus mobile et la plus sujette à l'oscillation.

### 2-2-3 : Comparaison des migrations mesurée et calculée

Il est possible d'estimer la migration des dunes à partir du calcul du transport sédimentaire. Dans notre cas ces deux paramètres ont pu être déterminés séparément et il est intéressant de comparer les résultats fournis par les deux méthodes. Le transport sédimentaire a été calculé à partir de la mesure de courant de septembre 1999, réalisée entre les dunes m et n (voir chap. III, § 3-2-2). La migration de la dune m a été déterminée à partir des profils bathymétriques effectués en 1996 et 1998. Durant cette période, la crête de la dune et ses pieds se sont respectivement déplacés à la vitesse de 42 et 27 m/an en direction NE.
Rubin et Hunter (1982) ont proposé une expression de la vitesse de migration des formes transverses en fonction du transport par charriage :

$$V_x = i_b/k.H$$

avec $V_x$ : la composante horizontale de la vitesse de migration de la dune

$i_b$ : le "taux de transport du corps sédimentaire" (bedform transport rate) définie comme la part du transport sédimentaire intervenant dans la migration de la dune tel que : $i_b = q_b/g$, avec $g$, le poids volumique du sédiment égal à 1,6 $g/cm^3$ et $q_b$, le débit de transport sédimentaire

$H$ : l'amplitude de la dune

$k$ : le rapport égal à $A_c/LH$, où $A_c$ est la surface de la dune dans un plan vertical, et $L$, sa longueur d'onde ou largeur

L'amplitude et la largeur de la dune m sont de 7 m et 177 m. Cette dune étant symétrique on peut assimiler la forme de sa section transversale à un triangle isocèle dont la surface $A_c$ équivaut à $A_c = \frac{L}{2} \cdot H$. Les différentes valeurs du débit charrié utilisées sont celles calculées à partir des formules de Bagnold modifié par Yang (1986) et van Rijn (1985,1986), pour des conditions moyennes de marée et de vent (période totale de mesure de courant), et pour des conditions de morte eau combinées à des vents de SW ou de NE (périodes 3 et 4, voir tab. III-4). Les estimations de vitesse de migration de la dune m sont consignées dans le tableau IV-1.

<table><caption>**Tableau IV-1** : Estimation de la vitesse de migration de la dune m à partir de la formule de Rubin et Hunter (1982).</caption><thead><tr><th></th><th>Bagnold modifié par Yang (1986)</th><th>van Rijn (1985)</th></tr></thead><tbody><tr><td>totalité de la période</td><td>56 m/an, N12° - 47 m/an, NE</td><td>87 m/an, N12° / 73 m/an, NE</td></tr><tr><td>période 3</td><td>160 m/an, N31° - 155 m/an, NE</td><td>259 m/an, N31° / 251 m/an, NE</td></tr><tr><td>période 4</td><td>181 m/an, N222° - 181 m/an, SW</td><td>290 m/an, N222° / 290 m/an, NE</td></tr></tbody></table>

Les valeurs de capacité de transport ont été calculées par les formules de Bagnold (Yang, 1986) et de van Rijn (1985).

*Migration rate estimation for dune m using Rubin and Hunter's formula (1982). Transport capacities have been calculated using Bagnold's (Yang, 1986) and van Rijn's (1985) formulae.*

La vitesse de migration estimée à partir du transport calculé par la formule de Bagnold modifiée par Yang (47 m/an en direction NE) est deux fois plus élevée que celle de l'ensemble de la dune m, plus forte de 6 m/an seulement si l'on considère uniquement la crête. Elle devient deux à quatre fois plus forte lorsque la formule de van Rijn est utilisée (73 m/an). Plusieurs raisons peuvent expliquer les différences observées comme l'empirisme des formules de transport et le fait qu'elles donnent une estimation de la capacité de transport et non du transport réel fortement dépendant de la disponibilité en sédiment. Carling (2000a) précise que, dans le cas de dunes composées (cas de la dune m), le taux de migration de la dune hôte ne peut être
Chapitre IV. Mobilité des dunes directement relié au transport par charriage qui, bien que participant à sa progradation, nourrit également les petites dunes surimposées.

Entre 1996 et 1998, les vents de secteur SW ont soufflé pendant 43 % du temps, ceux de secteur NE durant 24 % du temps. Ce régime des vents, similaire au régime régional moyen (voir fig. I-34), présente une plus grande proportion de vents de NE que le régime enregistré sur la totalité de la période de mesure de courant (84 % de vents de secteur SW dont 47 % ont effectivement modifié l'hydrodynamisme tidal et 16 % de vents de secteur NE). Ceci peut expliquer que la vitesse de migration vers le NE de la dune m est plus faible que celles calculées.

Les vitesses de migration calculées pour des périodes où les conditions de vent sont prédominantes (morte eau associée à des vents de secteur SW ou NE, périodes 3 et 4) sont trois fois plus élevées que lors de conditions moyennes de marée et de vent (période totale). Ce résultat appuie l'importance du régime des vents sur la dynamique des très grandes dunes dans notre zone d'étude.

2-2-4 : Conclusion

Les très grandes dunes de la zone d'étude sont **fortement dynamiques** : l'ensemble des corps dunaires migre à l'échelle de la semaine au minimum selon deux directions opposées, conformes au grand axe de l'ellipse tidale.

Les **fluctuations d'intensité et de direction de déplacement** des dunes indiquent que leur progradation s'effectue de manière discontinue. La marée, phénomène cyclique régulier, ne peut être l'unique moteur de la mobilité des dunes.

Les courants induits par les tempêtes peuvent considérablement modifier les caractéristiques du transport sédimentaire dans la zone d'étude (chap. III, § 2-1-2-1). Dans le secteur NW, où l'asymétrie des courants tidaux est faible, **les vents, mêmes modérés, peuvent engendrer le même phénomène** (chap. III, § 2-1-2-2). Les dunes situées dans ce secteur sont facilement sujettes à de fréquentes fluctuations d'intensité et oscillations de direction de leur migration. Leur déplacement résiduel s'en trouve donc amoindri d'autant plus que la période d'observation est grande (exemple : dune iNW). Dans le secteur SE, les courants non-tidaux ont une influence moins prononcée : ils permettent d'accélérer ou de ralentir la vitesse de l'une ou l'autre phase de courants tidaux, mais l'inversion de leur asymétrie prononcée est plus difficile à réaliser. Sous l'effet des vents, ces dunes sont vraisemblablement marquées par des périodes de ralentissement, voire d'arrêt de leur migration quand celle des dunes du secteur NW s'inverse. **Sur les périodes de 8 à 11 ans, l'effet des courants non-tidaux à l'origine des fluctuations de la migration des dunes semble lissé.**

L'impact des courants non-tidaux sur la mobilité des dunes n'est pas le même selon la taille des corps. Sur les longues périodes de temps, les plus fortes migrations résiduelles sont observées pour les plus grandes dunes : leur temps d'adaptation aux fluctuations des courants étant plus long, elles sont moins sensibles aux courtes périodes de perturbation des courants sous l'effet des vents et s'inversent donc plus rarement. Leur migration généralement unidirectionnelle est plus importante, même si leurs déplacements à courte échelle de temps sont plus faibles. Dans le secteur Mc, les dunes, de petite taille, semblent réagir
Chapitre IV. Mobilité des dunes rapidement aux fluctuations des courants et présentent un comportement migratoire similaire à celui des dunes du secteur NW, alors que l'asymétrie des courants y est vraisemblablement identique à celle du secteur SE.

## 2-3 : Schémas de migration - Implications en termes de processus et d'échelle de temps

A l'échelle de la zone d'étude, différents schémas de migration des très grandes dunes peuvent être identifiés selon la période de temps considérée et en fonction des processus qui entrent en jeu.

### 2-3-1 : Migration à l'échelle de la décennie : influence de la marée

Pour les périodes de plus de 8 ans étudiées (e.g. 1974-1985, 1982-1991, 1985-1995), les dunes présente des caractéristiques migratoires régulières, schématisées sur la figure IV-9. Les dunes du secteur SE se déplacent vers le SW à la vitesse moyenne de 9,4 m/an, les plus fortes valeurs étant enregistrées pour les plus grandes dunes. (e.g. 12,6 m/an pour la dune c). Dans les secteurs NW et Mc, les dunes migrent dans la direction opposée, vers le NE, selon des vitesses plus faibles, comprises entre 3,5 et 6,5 m/an (moyenne : 5,0 m/an).

<figure><img src="image_181.png" /></figure>

**Figure IV-9** : Schéma de la migration des dunes à l'échelle décennale (Lambert Nord). Déplacements moyens annuels. Dans les secteurs en bleu et en jaune, les dunes migrent respectivement vers le SW et le NE.

*Dune migration scheme at a decennial time-scale (Lambert North). Annual mean displacements. In the blue and yellow sectors dunes respectively migrate toward the SW and the NE.*
Ce schéma de migration mime le schéma hydrodynamique tidal : les dunes migrent dans la direction de la phase de courant dominante, c'est-à-dire le courant de flot orienté vers le NE dans les secteurs NW et Mc et le courant de jusant orienté vers le SW dans le secteur SE. Les vitesses de migration dépendent de la compétence et de l'asymétrie des courants tidaux : dans le secteur SE, les dunes migrent presque deux fois plus vite que dans les secteurs NW et Mc, sous l'influence de courants tidaux de plus forte compétence et d'asymétrie plus marquée. Le cisaillement de la migration coïncide avec le découpage morpho-sédimentaire établi au chapitre II et le cisaillement supposé des courants tidaux mentionné au chapitre III.

Les variations du régime des vents ne permettent pas de présager de la dynamique des dunes. Les vents qui ont le maximum d'influence sur l'hydrodynamisme, le transport sédimentaire et donc sur la migration des dunes sont ceux dont la direction est proche de celle des courants tidaux. Il s'agit des vents de secteurs N20-40° et N200-220°, ou plus largement de secteurs respectifs NE et SW. Leur vitesse doit au moins être égale à 5 m/s, seuil d'influence des vents sur les courants de morte-eau mesurés en septembre 1999 dans le secteur NW (voir chap. III, § 2-1-2-2). Le régime des vents influents, établis à Dunkerque durant les périodes 1974-1985 et 1985-1995, est consigné dans le tableau IV-2.

<table><thead><tr><th rowspan="2"></th><th rowspan="2"></th><th colspan="2">Secteur NE / jusant</th><th colspan="2">Secteur SW / flot</th></tr><tr><th>N20°-N40°</th><th>N350-80°</th><th>N200-220°</th><th>N170-260°</th></tr></thead><tbody><tr><td rowspan="2">fréquences<br>(%)</td><td>1974-1985</td><td>9,4</td><td>17,9</td><td>13,5</td><td>30,4</td></tr><tr><td>1985-1995</td><td>5,8</td><td>14,3</td><td>11</td><td>30,7</td></tr><tr><td rowspan="2">variations<br>(%)</td><td>1974-1985</td><td>+62,1</td><td>+25,2</td><td>+22,7</td><td>-1,0</td></tr><tr><td>1985-1995</td><td>référence</td><td>référence</td><td>référence</td><td>référence</td></tr></tbody></table>

**Tableau IV-2** : Comparaison du régime des vents à l'échelle décennale. Fréquences des vents de secteurs NE et SW qui renforcent respectivement les phases de courant de jusant et de flot. Variations de la fréquence de ces vents par rapport à la période 1985-1995.

Comparison of wind regimes at a decennial time-scale. Frequencies of NE and SW winds that strengthen respectively the ebb and flood tidal current phases. Frequency variations of these winds compared to the 1985-1995 period.

Durant la période 1974-1985, comparativement à la période 1985-1995, la fréquence relative des vents de NE est plus élevée de 30 à 40 %, alors que la migration des dunes est légèrement accélérée en direction NE et que la différence de vitesse est faible (tab. IV-3).
<figure><img src="image_182.png" /></figure>

<figure><img src="image_183.png" /></figure>
<table><thead><tr><th rowspan="2"></th><th colspan="4">Migration</th><th colspan="3">Vents</th></tr><tr><th>secteur NW</th><th>secteur SE</th><th>secteur Mc</th><th>moyenne</th><th>NE</th><th>SW</th><th>moyenne</th></tr></thead><tbody><tr><td>1974-1985</td><td>(+) NE</td><td>(+) SW</td><td>(+)NE</td><td>(+) NE</td><td>++++ NE</td><td>+ SW</td><td>+++ NE</td></tr><tr><td>1985-1995</td><td>référence</td><td>référence</td><td>référence</td><td>référence</td><td>référence</td><td>référence</td><td>référence</td></tr><tr><td></td><td colspan="3">+ : augmentation de vitesse de 2 à 4 m/an</td><td></td><td colspan="3">+ : augmentation de fréquence de 10%</td></tr></tbody></table>

**Tableau IV-3** : Variations décennales de la migration des dunes et du régime des vents. Comparaison entre les périodes 1974-1985 et 1985-1995, utilisée comme référence. Les indications de migration des dunes correspondent à la variation d'intensité et de direction du déplacement des dunes dans les secteurs NW, SE, Mc de la zone d'étude par rapport à la période 1985-1995. Les indications de régime des vents correspondent à la variation de fréquence des vents de NE et de SW par rapport à la période 1985-1995.

Decennial variations of dune migration and wind regimes. Comparison between the periods 1974-1985 and 1985-1995 used as reference. Migration indications correspond to the variation of dune displacement intensity and direction in the sectors NW, SE and Mc of the study area, compared to the 1985-1995 period. + : velocity increase of 2 to 4 m/year (left) or frequency increase of 10% (right).

A l'échelle décennale, le schéma de migration des dunes est constant (voir fig. IV-9). Le signal migratoire des dunes est tidal et ne dépend pas du régime des vents.

### 2-3-2 : Migration sur les plus courtes périodes de temps : influence du régime des vents

#### 2-3-2-1 : Migration à l'échelle hebdomadaire à plurimensuelle

Cette échelle de temps est difficile à observer car elle est s'accorde mal avec la disponibilité des bateaux et la durée des missions océanographiques. Les profils réalisés les 6 et 13 mai, 12 et 23 septembre 1998 fournissent donc de précieuses informations.

Au cours de ces diverses périodes, la migration des dunes varie fortement en intensité et en direction (fig. IV-10a).

**Figure IV-10** : Comparaison de la migration des dunes et du régime des vents à l'échelle hebdomadaire à plurimensuelle. (a) profils bathymétriques monofaisceau réalisés les 6 et 13/05, 12 et 23/09/1998 ; (b) coefficients de marée et caractéristiques des vents enregistrés sur les périodes mentionnées précédemment.

Comparison of dune migration and wind regime at a weekly to multi monthly time-scale. (a) single beam bathymetric profiles realised the 6 and 13/05, 12 and 23/09/98 ; (b) tidal coefficients (proportional to tidal range) and wind characteristics recorded during these periods.
Du 6 au 13 mai (période 1) les dunes c, i SE, 3 et 4 migrent de 5 à 13 m vers le SW et les dunes 2 et 5 bougent de 3 et 4,5 m en direction NE. Du 13 mai au 12 septembre (période 2) les différentes dunes migrent de 4,7 à 17,8 m vers le NE. Les dunes 3 et 4 subissent une inversion de leur direction de migration, accompagnée d'une inversion de polarité pour la dune 3, plus petite. Du 12 au 23 septembre (période 3), toutes les dunes présentent une inversion de leur sens de déplacement (vers le SW) d'intensité forte, comprise entre 3 et 18,5 m. Il en résulte qu'un facteur non-tidal a renforcé les courants de flot au cours de la période 2 et ceux de jusant durant la période 3.

Les caractéristiques des vents ont été enregistrées à la bouée Ruytingen située en mer à 24 km à l'est de la zone F (fig. IV-10b). Au cours de la période 1, les vents de SW ont soufflé pendant 3 jours à des vitesses de 4 à 18 m/s en conditions de morte eau à marée moyenne, les vents de NE pendant 4 jours à seulement 5 m/s en conditions de vive eau moyenne. Durant la période 2, les vents ont soufflé depuis le SW pendant plus de 75% du temps à la vitesse moyenne de 10 m/s. Au cours de la période 3, ce sont les vents de NE qui ont dominé : ils sont deux fois plus fréquents que les vents de secteur SW.

**Il en résulte que c'est le régime des vents qui a influencé la migration des dunes au cours de cette période de quatre mois.** Entre les périodes 1 et 2, l'augmentation de la fréquence des vents de SW a permis l'accélération de la migration de la dune 5 vers le NE et l'inversion de la migration des dunes 3 et 4 dans cette direction. De la période 2 à la période 3, le passage d'un régime de vents dominants de SW à NE a induit l'inversion vers le SW du sens de déplacement de toutes les dunes.

A l'échelle hebdomadaire à pluri-mensuelle, la migration des très grandes dunes de la zone d'étude s'effectue dans la direction SW ou NE des phases de courant tidaux, mais elle ne se superpose pas au schéma des courants tidaux. Elle est principalement contrôlée par le régime des vents.

### 2-3-2-2 : Migration à l'échelle annuelle à pluri-annuelle

*Caractéristiques du déplacement des dunes :*

Pour les périodes 1974-1982, 1985-1991, 1991-1992, 1992-1995, la migration des dunes de la zone d'étude est hétérogène et fortement variable (voir fig. IV-1, IV-2 et IV-6). Pour la période 1974-1982, les données bathymétriques recueillies permettent de visualiser uniquement la migration des dunes du secteur SE. Les dunes migrent vers le SW selon des vitesses de 30 à 50% plus élevées que pour les périodes décennales. Entre 1985 et 1991, les caractéristiques de la migration sont assez proches de celles observées pour les périodes décennales ; toutefois le déplacement des dunes du secteur SE vers le SW s'intensifie de quelques mètres par an et la migration des dunes du secteur Mc s'inverse dans cette direction. Entre 1991 et 1992, l'ensemble des dunes se déplace vers le SW à des vitesses comprises entre 10 et 37,5 m/an. Dans le secteur SE, la migration vers le SW est 2 à 3 fois plus importante que celle enregistrée durant les périodes décennales. Sur la période 1992-1995, la migration vers le SW des dunes du secteur SE est ralentie. La portion SE de la dune d, non protégée des courants par les dunes c et iSE, migre vers le NE contrairement à sa portion NW qui migre vers le SW. La migration vers le NE des dunes des secteurs NW et Mc est rapide, comprise entre 11 et 19 m/an, soit 3 à 6 fois plus élevée qu'au cours des périodes décennales.
Comparativement au schéma de migration décennale, on constate une accélération de la migration des dunes en direction du SW durant la période 1985-1992, accélération faible entre 1985 et 1991 et forte entre 1991 et 1992. A l'inverse, le transport sédimentaire s'est accru en direction NE entre 1992 et 1995, induisant un ralentissement du déplacement de certaines dunes en direction du SW et une accélération en direction du NE pour les autres.

*Régime des vents :*

Dans le détroit du Pas-de-Calais, le régime des vents présente une forte variabilité saisonnière : les vents sont plus fréquents en hiver et au printemps (voir chap. I, § 3-3-2). Une variabilité interannuelle se déduit également (annexe 5). La fréquence et les variations de fréquence des vents influents (i.e. de secteurs NE et SW, soufflant à plus de 5 m/s) sont consignées dans le tableau IV-4.

<table><thead><tr><th rowspan="2">a) Fréquences<br>(%)</th><th colspan="2">Secteur NE / jusant</th><th colspan="2">Secteur SW / flot</th></tr><tr><th>N20°-N40°</th><th>N350-80°</th><th>N200-220°</th><th>N170-260°</th></tr></thead><tbody><tr><td>1974-1982</td><td>9,3</td><td>18,4</td><td>13,2</td><td>30,3</td></tr><tr><td>1985-1991</td><td>6,4</td><td>15</td><td>11,8</td><td>32,4</td></tr><tr><td>1991-1992</td><td>7,6</td><td>16,2</td><td>13,2</td><td>33</td></tr><tr><td>1992-1995</td><td>4,1</td><td>12,5</td><td>9,7</td><td>27,9</td></tr><tr><td>1985-1995</td><td>5,8</td><td>14,3</td><td>11</td><td>30,7</td></tr></tbody></table>

<table><thead><tr><th rowspan="2">b) Variations<br>(%)</th><th colspan="2">Secteur NE / jusant</th><th colspan="2">Secteur SW / flot</th></tr><tr><th>N20°-N40°</th><th>N350-80°</th><th>N200-220°</th><th>N170-260°</th></tr></thead><tbody><tr><td>1974-1982</td><td>+60,3</td><td>+28,7</td><td>+20,0</td><td>-1,3</td></tr><tr><td>1985-1991</td><td>+10,3</td><td>+4,9</td><td>+7,3</td><td>+5,5</td></tr><tr><td>1991-1992</td><td>+31,0</td><td>+13,3</td><td>+20,0</td><td>+7,5</td></tr><tr><td>1992-1995</td><td>-29,3</td><td>-12,6</td><td>-11,8</td><td>-9,1</td></tr><tr><td>1985-1995</td><td>référence</td><td>référence</td><td>référence</td><td>référence</td></tr></tbody></table>

**Tableau IV-4** : Comparaison du régime des vents à l'échelle annuelle à pluriannuelle. (a) fréquences des vents de secteurs NE et SW qui renforcent respectivement les phases de courant de jusant et de flot ; (b) variations de la fréquence par rapport à la période 1985-1995.

*Comparison of wind regimes at a yearly to multi yearly time-scale. (a) frequencies of NE and SW winds that strengthen respectively the ebb and flood tidal current phase. (b) frequency variations compared to the 1985-1995 period.*

Les vents de SW de plus de 5 m/s ont une fréquence de 30%, deux fois plus élevée que celle des vents de NE. Comparativement à la période décennale 1985-1995 les variations de fréquence des vents de SW sont de l'ordre de 1 à 10 % et celles des vents de NE de 5 à 30%. Elles peuvent atteindre 60% dans la direction N20-
40°. Sur les périodes 1974-1985, 1974-1982, 1985-1991 et 1991-1992 les vents ont soufflé plus fréquemment, surtout ceux de secteur NE. Sur la période 1992-1995 les vents ont été moins fréquents de 10% dans chacun des secteurs NE et SW.

*Interprétation :*

Les variations du régime des vents peuvent partiellement expliquer les modifications du schéma de migration des dunes à l'échelle annuelle à pluriannuelle (tab. IV-5).

<table><caption>Tableau IV-5 : Comparaison de la dynamique des dunes et du régime des vents à l'échelle annuelle à pluriannuelle.</caption><thead><tr><th rowspan="2"></th><th colspan="4">Migration</th><th colspan="3">Vents</th></tr><tr><th>secteur NW</th><th>secteur SE</th><th>secteur Mc</th><th>moyenne</th><th>NE</th><th>SW</th><th>moyenne</th></tr></thead><tbody><tr><td>1974-1982</td><td>-</td><td>+ SW</td><td>-</td><td>-</td><td>++++ NE</td><td>+ SW</td><td>+++ NE</td></tr><tr><td>1985-1991</td><td>(+) NE</td><td>(+) SW</td><td>++ SW</td><td>+ SW</td><td>+ NE</td><td>(+) SW</td><td>(+) NE</td></tr><tr><td>1991-1992</td><td>+++ SW</td><td>+ SW</td><td>++ SW</td><td>++ SW</td><td>++ NE</td><td>+(+) SW</td><td>(+) NE</td></tr><tr><td>1992-1995</td><td>++ NE</td><td>= SW</td><td>++ NE</td><td>+ NE</td><td>-- NE</td><td>- SW</td><td>- NE</td></tr><tr><td colspan="4">+ et ++ : augmentation de vitesse de 100 et 200%</td><td colspan="3">+ et ++ : augmentation de fréquence des vents de 10 et 20%</td></tr></tbody></table>

Voir explications dans la légende du tableau IV-3.

Comparison of dune dynamics and wind regime at an annual to multi annual time-scale. For explanation see the caption in table IV-3.

Sur les périodes 1974-1982, 1985-1991 et 1991-1992, l'accélération de la migration des dunes en direction du SW coïncide avec une augmentation relative de la fréquence des vents de secteur NE. Entre 1992 et 1995, les vents de secteur NE montrent une diminution relative de fréquence et la migration des dunes est accélérée en direction du NE. Il résulte que la migration des dunes est accentuée dans la direction des vents dont la variation de fréquence relative est la plus importante et ralentie dans celle des vents de secteur opposé. Le déplacement de certaines dunes s'inverse dans la direction des vents dominants, de manière systématique dans le secteur Mc et épisodique dans le secteur NW.

Cependant, l'accélération de la migration des dunes n'est pas proportionnelle à l'importance de la variation relative de la fréquence des vents de secteurs NE et SW. Par exemple, l'augmentation relative de la fréquence des vents de NE est plus forte entre 1974 et 1982 (30 à 40%) qu'entre 1991 et 1992 (inférieure à 10%), alors que l'accélération du déplacement des dunes vers le SW est légèrement plus prononcée pour la seconde période. Durant la période 1992-1995, la migration en direction du NE a augmenté de 200%, alors que la fréquence des vents significatifs a diminué de 10 à 20%. Plusieurs raisons peuvent être invoquées : (1) plus la période d'observation est longue, plus le nombre d'oscillations ou d'arrêts de la migration sont nombreux, et il en résulte une migration résiduelle plus faible ; (2) l'influence des vents sur la migration des dunes est plus ou moins marquée selon qu'ils se combinent à des périodes de morte-eau ou de vive-eau. Par
Chapitre IV. Mobilité des dunes
ailleurs, une étude complète devrait prendre en compte non seulement la fréquence des vents par secteur mais également leur fréquence par vitesse.

### 2-3-3 : Les tempêtes : variabilité et impact sur la dynamique des dunes

Les vents de tempêtes, plus puissants que les vents moyens, modifient intensément le transport sédimentaire (voir chap. III). Dans ce paragraphe, nous analyserons les caractéristiques des tempêtes ainsi que leur impact sur la dynamique des dunes sous-marines.

#### 2-3-3-1 : Caractérisation et origine de la variabilité temporelle des tempêtes

Les tempêtes se produisent généralement durant l'hiver. Elles correspondent à des épisodes de faible pression atmosphérique durant lesquels de forts vents s'établissent, dont les effets combinés génèrent des marées exceptionnellement hautes, appelées surcotes. La fréquence et la durée annuelles des surcotes enregistrées au cours du siècle passé sont reportées sur la figure IV-11.

<figure><img src="image_184.png" /></figure>

**Figure IV-11** : Activité des tempêtes au cours du XXème siècle exprimée par les épisodes de surcotes enregistrés sur l'île de Sylt (Allemagne, mer du Nord ; Dette, 1997). (a) nombre et hauteur annuelles des surcotes ; (b) durée annuelle cumulée des épisodes de surcotes. Les évènements consignés sur la figure correspondent aux périodes durant lesquelles la hauteur d'eau dépasse le niveau moyen des plus hautes mers de 1,2 m et le niveau marin moyen de 2 m. Notez l'augmentation de l'activité des surcotes depuis les années 70 et leur variabilité à l'échelle décennale.
Storm surge activity during the XXth century recorded at Sylt Island (Germany, North Sea ; Dette, 1997). (a) yearly highest high water levels and number of yearly events ; (b) cumulative annual residence time of raised water level. Events mentioned on the figures correspond to periods during which the water level rises above mean high water +1.2 m and mean sea level +2 m. Notice the increase in storm surge activity since the 70's and the variability at a decadal time-scale.

A partir des études récentes menées sur les épisodes de tempêtes ayant affecté l'Europe durant le XXème siècle, un consensus commence à émerger concernant leur caractérisation (Dorland et al., 1999). La variabilité décennale caractérise clairement l'activité des tempêtes au cours du siècle passé (e.g. Schmith et al., 1998), bien qu'il n'y ait pas d'évidence concernant leur nombre et leur sévérité (e.g. WASA_group, 1998). Toutefois, l'activité des tempêtes a fortement augmenté depuis 1970 (Lambert, 1996 ; tab. IV-6 et fig. IV-11). Cette augmentation n'est pas identifiée comme le produit du réchauffement global, mais plutôt comme une fonction de la variabilité naturelle décennale (Dorland et al., 1999).

<table><caption>**Tableau IV-6** : Evolution du nombre d'épisodes mondiaux majeurs de tempêtes entre 1960 et 1992 (données : Dorland et al., 1999).</caption><thead><tr><td>période</td><td>nombre de tempête</td><td>augmentation</td></tr></thead><tbody><tr><td>1960-1969</td><td>8</td><td>-</td></tr><tr><td>1970-1979</td><td>14</td><td>x 1,8</td></tr><tr><td>1980-1989</td><td>29</td><td>x 3,6</td></tr><tr><td>1983-1992</td><td>31</td><td>x 3,9</td></tr></tbody></table>

*Evolution of the major world-wide wind storm event number between 1960 and 1992 (data source: Dorland et al., 1999).*

Un éclairage peut être apporté sur l'origine de la variabilité décennale de l'activité de tempête par les processus d'interaction entre l'atmosphère et l'Océan Atlantique Nord (Reverdin, 1998). **L'oscillation Nord-Atlantique**, plus connue sous l'acronyme anglais de NAO (North Atlantic Oscillation), correspond à un gigantesque mouvement de bascule de l'atmosphère défini par des anomalies anticorrélées de pression atmosphérique entre la région des Açores et l'Islande, reconnues depuis la fin du siècle dernier. On caractérise cette oscillation par un indice défini comme la différence de pression entre ces deux régions. Lorsque les pressions sont élevées aux Açores et basses en Islande (indice positif), d'intenses vents d'Ouest soufflent entre 50 et 60° de latitude Nord, et sont associés à des dépressions qui se dirigent ensuite vers l'Europe du Nord. Cette situation, propre à générer des tempêtes, s'est produite au début des années 1990. Lorsque l'indice est négatif les vents, moins puissants, limitent l'influence océanique sur le climat d'Europe du Nord, et les hivers sont froids comme en 1996-1997. L'oscillation qui implique une bonne part de l'océan Atlantique Nord constitue, de ce fait, la principale cause de fluctuations climatiques dans cette partie du Globe. Depuis la fin des années 40, l'indice de la NAO varie avec une période voisine de 8 à 11 ans. Cette période correspond au temps que mettent les anomalies de température induites par une période de fort indice de l'oscillation à se propager depuis la Floride jusqu'en Europe du Nord (fig. IV-12).
<figure><img src="image_185.png" /></figure>

**Figure IV-12** : Propagation des anomalies de température entre la Floride et l'Islande. Les chiffres indiquent le nombre d'années écoulées entre l'apparition de l'anomalie (0) et sa détection dans les contours dessinés. La durée totale de la propagation, comprise entre 8 et 11 ans, est égale à la période des fluctuations climatiques (Reverdin, 1998).

Propagation of temperature anomalies from Floride to Iceland. The figures indicate the number of years elapsed between the anomaly appearance (0) and its detection in the drawn outlines. Propagation total duration, comprised between 8 and 11 years, is equal to the climatic fluctuation period (Reverdin, 1998).

### 2-3-3-2 : Influence des tempêtes sur la dynamique des dunes

Pour les périodes hebdomadaires à pluriannuelles, la migration des dunes est principalement contrôlée par les conditions de vent (voir § 2-3-2-1). Elle est fortement sensible au régime des vents, mais semblent également résulter de la variabilité interannuelle de l'activité des tempêtes. Les événements de tempêtes, de courte durée (quelques jours) mais hautement énergétiques, modifient considérablement l'hydrodynamisme, le transport sédimentaire (voir chap. III, § 2-1-2-1) et donc la migration des dunes. Durant les périodes 1991-1992 et 1992-1995, les importantes modifications de la migration et les rapides déplacements observés se corrèlent avec une activité particulièrement importante des tempêtes (Fig. IV-11), tant en nombre d'évènements qu'en durée, liée à un fort indice de la NAO. Cette influence est particulièrement marquée entre 1992 et 1995 où la fréquence globale des vents de secteurs NE et SW est cependant faible. Sur les périodes 1974-1982 et 1991-1992, la vitesse de migration des dunes est similaire
Chapitre IV. Mobilité des dunes

alors que la fréquences des vents de NE est 2 fois plus forte entre 1974 et 1982, mais l'activité des tempêtes plus faible en moyenne. Etant plus puissantes, les tempêtes remodèlent les formes du fond et détruisent les effets de moindre ampleur dus aux vents moyens : elles ont un rôle d'oblitération des conséquences morphodynamiques induites par le régime des vents moyens.

Sur les périodes décennales, le schéma de migration des dunes est constant (voir § 2-3-1). La durée de ces périodes (8 à 11 ans) coïncide avec celle de la variabilité de l'indice de l'oscillation Nord-Atlantique dont dépend la variabilité décennale des tempêtes. Sur ces périodes de temps, l'effet des tempêtes est donc moyenné. De même que pour les périodes annuelles, l'effet des vents moyens est lissé par les tempêtes. Par exemple, sur les périodes 1974-1985 et 1985-1995, les dunes présentent des caractéristiques dynamiques identiques bien que le régime des vents soit très contrasté (voir Tab. IV-4 et IV-5). A l'échelle décennale, les déplacements des dunes se calquent sur les caractéristiques des courants de marée.

2-3-4 : Conclusions

Selon l'échelle de temps considérée, les processus intervenant dans la migration des dunes ont une
influence variable et le schéma de migration des dunes est différent.

A l'échelle hebdomadaire à pluri-mensuelle, la migration des dunes s'effectue sous le contrôle direct du régime des vents supérieurs à 5 m/s ou des éventuelles tempêtes.

A l'échelle annuelle à pluriannuelle, le régime des vents influence principalement la direction de migration des dunes (inversion de sens, ralentissement ou accélération dans une direction). Les vitesses de migration résultent plutôt de la variabilité interannuelle de l'activité des tempêtes : lorsque l'activité des tempêtes est intense, les déplacements des dunes sont importants.

Les périodes décennales (8 à 11 ans) correspondent à un " cycle " de l'activité des tempêtes. A cette échelle de temps, l'effet des tempêtes, et des vents moyens, est filtré puisque s'annulant statitistiquement ; l'activité des tempêtes et leur impact sur la migration des dunes sont donc similaires. Le schéma de migration des dunes est constant et contrôlé par les caractéristiques de la marée. La direction et l'intensité des déplacements dépendent de la compétence et l'asymétrie des courants tidaux.
# 3 : Structure interne des dunes et enregistrement de la migration

La compréhension des mécanismes de formation et évolution des corps sédimentaires peut être améliorée par la connaissance de leur architecture interne, dans laquelle les différents épisodes de leur construction sont enregistrés.

## 3-1 : Méthodologie

La sismique à très haute résolution, traitée et validée par le carottage superficiel, a été utilisée avec succès pour la visualisation de la structure interne des dunes subtidales, notamment par Berné (1991) et Berné et al. (1988, 1989a, 1989b et 1993).

Un sondeur de sédiment de 3,5 kHz a été utilisé durant les missions Ridens I (juin 1996) et Ridens II (novembre 1998) pour la réalisation de profils sur l'ensemble de la zone d'étude (voir localisation fig. I-42b). La résolution verticale des données est de 0,5 m environ.

L'acquisition des profils étant analogique, aucun traitement postérieur à la mission n'a pu être effectué. Il ne nous a donc pas été possible de réaliser :

- le filtrage de la houle. Certains profils réalisés dans des conditions de houle importante lors de la mission Ridens II n'ont pu être interprétés du fait de la forte distorsion des réflecteurs sous l'effet des mouvements verticaux du bateau et du poisson,

- les corrections géométriques qui permettent de restituer la forme véritable des dépôts.

Par ailleurs, nous ne disposons pas de carottage sur les dunes de la zone d'étude, ce qui ne nous permet pas de valider les meures géophysiques. De fait il n'existe pas de technique de carottage adaptée aux environnements sablo-graveleux peu profonds. Le développement d'une telle technique permettrait de valider et d'affiner les informations fournies par l'imagerie sismique, ainsi que de fournir des renseignements sur la nature des réflecteurs.

L'interprétation des données sismiques acquises a été réalisée et contrôlée à la faveur des travaux préexistants, en particulier sur la base des travaux de Berné précédemment cités.

## 3-2 : Les discontinuités internes : typologie, nature et origine

### 3-2-1 : Trois ordres de réflecteurs

L'analyse de la structure interne révélée par la sismique fait apparaître une hiérarchie de discontinuités, similaire à celle observée dans les dunes éoliennes. Nous avons repris la terminologie des surfaces-limites définies par Brookfield (1977, 1992) et utilisée par Berné (1991). Trois types de discontinuités ont été mis en évidence (fig. IV-13).
<figure><img src="image_186.png" /><figcaption>**Figure IV-13** : Structure interne de la dune d (profils 12 et V, 1996 et 1998). Coupes sismiques SW-NE perpendiculaires à l'allongement de la dune d, localisées dans le cartouche, et une interprétation. Les chiffres indiquent le type de discontinuité, de 1er, 2d ou 3ème ordre. La zone grisée représente la surface comprise entre les deux réflecteurs de 2ème ordre les plus récents.</figcaption></figure>
Internal structure of dune d (profiles 12 and V, 1996 and 1998). SW-NE seismic sections perpendicular to dune elongation, and interpretation. The section is localised on the top figure. The figures indicate the discontinuity types, of 1st, 2d or 3d order. The grey area indicates the surface comprised between the most recent 2d order reflectors.

- Les **discontinuités de premier ordre** correspondent à des réflecteurs sub-horizontaux. Ils présentent cependant un aspect convexe vers le haut du fait de l'augmentation de la vitesse du son dans le sable par rapport à la vitesse du son dans l'eau. Selon Berné (1991) ces discontinuités peuvent être attribuées à plusieurs phénomènes :

(1) A la base de la dune elles marquent la surface de progradation de la dune. Ces surfaces montrent une forte réflectivité lorsque les dunes progradent sur le toit des dépôts grossiers anté-Holocène. C'est le cas de la dune d (fig. IV-13) située dans le secteur SE, appauvri en sédiment, où les dunes sablo-graveleuses reposent sur une semelle de cailloutis résiduels déposés par les systèmes fluviatiles durant les stades glaciaires et interglaciaires du Pléistocène. Ces surfaces de progradation peuvent être érosives lorsque le niveau sous-jacent est suffisamment meuble. Dans le secteur NW, riche en matériel sableux, il n'y a pas d'évidence de ce phénomène. La vidéo sous-marine montre un affouillement de la couverture sableuse au pied des flancs raides des dunes de ce secteur, laissant à penser que l'épaisseur de sable est mince.

(2) Dans la partie sommitale des dunes, ces discontinuités apparaissent comme des niveaux érosifs recoupant les réflecteurs obliques sous-jacents. Elles résultent de l'érosion générée par le chevauchement de dunes surimposées, migrant plus rapidement que la dune hôte. Ce type de réflecteur est nettement visible sur le flanc doux de la dune d surmonté de petites dunes de jusant (Fig. IV-13).

Les **discontinuités de second ordre** constituent le maître-litage des dunes. Elles sont inclinées perpendiculairement à la crête des dunes de 10° environ (tab. IV-7). Ces valeurs sont similaires à celles mesurées par Berné (1991), comprises entre 5 et 15°. Les réflecteurs tronquent les séquences de réflecteurs d'ordre supérieur.

Selon Berné (1991), ces discontinuités érosives ne peuvent être produites par les dunes surimposées, comme cela est observé par Dalrymple (1984) pour les dunes intertidales de la Baie de Fundy (voir chap. I, § 1-2-3-2-2) : l'extension latérale des discontinuités de 2ème ordre occupe toute la largeur de la dune alors que les dunes surimposées ont une extension beaucoup plus limitée. Contrairement au modèle conceptuel d'Allen (1980a, voir paragr. 1-2-3-2-1), la formation de ces surfaces érosives ne peut être attribuée à l'action du courant subordonné, les volumes sableux remaniés étant largement supérieurs aux capacités de transport de ce courant. Le mécanisme général invoqué par Berné (1991) est la combinaison épisodique du courant de marée avec un courant oscillatoire ou unidirectionnel, comme les courants générés par la houle (e.g. Baie de Bourgneuf, Surtainville) ou le débit fluvial (e.g. embouchure de la Gironde).
<table><thead><tr><th colspan="2">dunes</th><th colspan="3">réflecteur de 2ème ordre</th></tr><tr><th>nom</th><th>orientation</th><th>pendage<br>apparent</th><th>vrai pendage</th><th>direction</th></tr></thead><tbody><tr><td>b</td><td>N130°</td><td>5,8°</td><td></td><td></td></tr><tr><td>c</td><td>N113°</td><td>4,5°</td><td>9°</td><td>N180°</td></tr><tr><td>d</td><td>N128°</td><td>5,2°</td><td></td><td></td></tr><tr><td>iSE</td><td>N115°</td><td>8,4°</td><td></td><td></td></tr><tr><td>e</td><td>N153°</td><td>6,5°</td><td></td><td></td></tr><tr><td>h</td><td>N168°</td><td>8,7°</td><td>11°</td><td>N80°</td></tr><tr><td>iNW</td><td>N154°</td><td>4,3°</td><td>9°</td><td>N250°</td></tr><tr><td>j</td><td>N155°</td><td>3,7°</td><td></td><td></td></tr><tr><td>k</td><td>N156°</td><td>6,0°</td><td></td><td></td></tr><tr><td>j'</td><td>N145°</td><td>5,3°</td><td></td><td></td></tr><tr><td>k'</td><td>N150°</td><td>4,5°</td><td></td><td></td></tr><tr><td>l</td><td>N145°</td><td>4,6°</td><td></td><td></td></tr><tr><td>m</td><td>N150°</td><td>5,9°</td><td></td><td></td></tr><tr><td>n</td><td>N150°</td><td>3,3°</td><td></td><td></td></tr><tr><td>o</td><td>N150°</td><td>5,4°</td><td></td><td></td></tr><tr><td>p</td><td>N145°</td><td>4,4°</td><td></td><td></td></tr><tr><td>moyenne</td><td></td><td>5,0°</td><td>9,8°</td><td></td></tr><tr><td>gamme</td><td></td><td>3,3 à 8,6°</td><td></td><td>9 à 11°</td></tr></tbody></table>

**Tableau IV-7** : Pendages des réflecteurs de 2ème ordre. Les pendages apparents ont été mesurés sur les profils orientés N45° ; les pendages vrais ont été calculés grâce à deux profils sismiques perpendiculaires, orientés N45° et N135°, se recoupant sur les dunes mentionnées.

*Second order reflector dips. Apparent dips have been measured along seismic profiles having N45° direction ; true dips have been calculated with two apparent dips on normal seismic profiles having a N45° and a N135° direction.*

- Les **discontinuités de troisième ordre**, fortement inclinées (25 à 30° selon Berné, 1991), constituent les litages obliques. Sur nos enregistrements sismiques ces réflecteurs sont difficilement observables du fait de la forte diffraction des ondes et de l'absence de traitement par migration des profils. Les lits obliques sont composés d'un empilement de lits sableux de granularité différente et parfois grano-classés et sont attribués au produit de l'alternance des phases d'avalanche et de pluie sableuses (Berné, 1991).