# Morphodynamique de dunes sous-marines sous influence des marées et des tempêtes. Processus hydro-sédimentaires et enregistrement. Exemple du Pas-de-Calais

Sophie Le Bot

► To cite this version:

Sophie Le Bot. Morphodynamique de dunes sous-marines sous influence des marées et des tempêtes. Processus hydro-sédimentaires et enregistrement. Exemple du Pas-de-Calais. Planète et Univers [physics]. Université des Sciences et Technologies de Lille, 2001. Français. NNT: 2001LIL10016. tel-03966499

HAL Id: tel-03966499

https://theses.hal.science/tel-03966499

Submitted on 31 Jan 2023

HAL is a multi-disciplinary open access
archive for the deposit and dissemination of sci-
entific research documents, whether they are pub-
lished or not. The documents may come from
teaching and research institutions in France or
abroad, or from public or private research centers.

L'archive ouverte pluridisciplinaire HAL, est
destinée au dépôt et à la diffusion de documents
scientifiques de niveau recherche, publiés ou non,
émanant des établissements d'enseignement et de
recherche français ou étrangers, des laboratoires
publics ou privés.

<figure><img src="image_1.png" /></figure>

Distributed under a Creative Commons Attribution 4.0 International License
Université des Sciences et Technologies de Lille
U.F.R. des Sciences de la Terre

n° d'ordre : 2934

## THESE

pour obtenir le grade de

### Docteur de l'Université de Lille I

En : Dynamique et Environnement Sédimentaires

présentée et soutenue publiquement par

Sophie LE BOT

Le : 30 mars 2001

Titre :

Morphodynamique de dunes sous-marines sous
influence des marées et des tempêtes.

Processus hydro-sédimentaires et enregistrement.

Exemple du Pas-de-Calais.

Directeurs de thèse : H. Chamley et A. Trentesaux

## JURY

E. Anthony, Professeur

J.-P. Tastet, Professeur

S. Berné, Ingénieur Docteur

H. Chamley, Professeur

H. De Vriend, Professeur

T. Garlan, Ingénieur Docteur

N. Lenôtre, Ingénieur Docteur

A. Trentesaux, Maître de Conférences

Université du Littoral

Université de Bordeaux I

IFREMER, Brest

Université de Lille I

University of Twente, Pays-Bas

EPSHOM, Brest

BRGM, Orléans

Université de Lille I

Rapporteur

Rapporteur

Examenateur

Examenateur

Examenateur

Examenateur

Examenateur

Examenateur

SCD LILLE 1

<figure><img src="image_2.png" /></figure>

D 030 287696 2
<figure><img src="image_3.png" /></figure>

<figure><img src="image_4.png" /></figure>

Remerciements

Ces travaux de thèse ont été co-financés par le Service Hydrographique et Océanographique de la Marine (S.H.O.M.) et la Région Nord-Pas de Calais que je tiens à remercier pour l'intérêt qu'ils ont porté au sujet. Je remercie également l'URM 17, creuset scientifique ressourçant dont j'ai pu bénéficier.

Avant d'exposer les résultats de mon étude, je tiens à adresser ma reconnaissance à tous ceux qui ont participé à sa réalisation et m'ont apporté leur soutien :

Mes premiers mots s'adressent à Alain Trentesaux (Université de Lille 1), Thierry Garlan (S.H.O.M.) et au professeur Hervé Chamley (Université de Lille 1) qui ont assuré l'encadrement de mon travail. Ils ont pris le pari de confier cette étude à une petite bretonne qu'ils ne connaissaient ni d'Eve, ni d'Adam. Je les remercie chaleureusement de la confiance et de la disponibilité qu'ils m'ont accordées au cours de ces trois années, ainsi que de la manière dont ils ont encadré mes travaux. J'ai particulièrement apprécié leur joie de vivre, ainsi que leur enthousiasme pour la sédimentologie côtière actuelle qu'ils m'ont fait découvrir et partager. Je souhaite à tout étudiant de pouvoir effectuer sa recherche dans de telles conditions.

Alain Trentesaux est celui que j'ai quotidiennement sollicité de mes nombreuses interrogations. Je lui suis reconnaissante d'avoir toujours été présent et disponible, et d'avoir trouvé en permanence les bons conseils pour résoudre les nombreuses questions « existentielles ». Tout particulièrement, son écoute, son soutien et sa bonne humeur ont fait de cette thèse une agréable tranche de vie.

Thierry Garlan m'a maintes fois accueilli à l'Etablissement Principal du S.H.O.M. avec lequel une étroite collaboration scientifique et technique a pu être effectuée. J'ai beaucoup apprécié son intérêt pour la sédimentologie de l'actuel, tant d'un point de vue fondamental qu'appliqué. Je le remercie pour les nombreuses discussions que nous avons eues et son optimisme jamais désavoué.

Hervé Chamley m'a soutenu et conseillé tout au long de ce travail malgré ses nombreuses occupations. J'ai pu apprécier la pertinence de ses suggestions concernant mes écrits. Il m'a également permis de démarrer certaines collaborations hautement bénéfiques pour mon étude.

Je remercie les professeurs Edward Anthony (Université de Dunkerque) et Jean-Pierre Tastet (Université de Bordeaux 1) d'avoir accepté de rapporter mon travail. Ils ont porté un œil critique extérieur des plus bénéfiques pour mon étude par leur expertise en géomorphologie et sédimentologie.

Serge Berné (IFREMER) et le professeur Huib De Vriend (Université de Twente, Pays Bas) sont des scientifiques reconnus pour leurs travaux sur les corps sédimentaires. Serge Berné est un spécialiste es dunes. Ses publications ont été source d'inspiration pour mon travail. Je le remercie pour les discussions et les conseils scientifiques pertinents qui m'ont bien aiguillée au début de la thèse et lui suis reconnaissante d'avoir accepté de donner son précieux avis sur mes résultats. Le professeur De Vriend a, entre autres, beaucoup apporté à la modélisation numérique des processus physiques à l'origine de la formation et de l'évolution des corps sédimentaires. Je le remercie pour la fructueuse discussion que nous avions eue et d'avoir accepter aujourd'hui d'examiner ce travail d'autant plus que le français n'est pas sa langue maternelle. C'est avec plaisir que j'ai appris que Nicole Lenôtre (B.R.G.M.) acceptait d'examiner mon manuscrit. Je la remercie d'y avoir consacré du temps.

Je tiens à remercier Jean-Paul Herman pour son travail de DEA qui a constitué un excellent préambule à mon travail de thèse. Il a insufflé une véritable dynamique au sujet. Je le félicite et le remercie vivement d'autant plus que je n'ai pas su le faire par le passé.

Ces trois années ont été l'occasion de rencontrer des personnes efficaces, compétentes et sympathiques qui ont contribué à l'enrichissement de mon travail :
Rencontrés lors d'un congrès Euromech, Paolo Blondeaux, Maurizio Brocchini et Giovanna Vittori de l'Université de Gênes nous ont chaleureusement ouvert leurs portes. La collaboration que nous avons entamée a commencé à porter ses fruits. Je remercie vivement ces « modélisateurs » d'avoir su trouver les mots justes pour expliquer aux « géologues de terrain » que nous sommes les concepts de leur théorie. Grazie mille !

Bien qu'indispensables, les mesures de courant sont rares et difficiles à programmer. Je suis donc d'autant plus reconnaissante envers Benoît Hitier (IFREMER) d'avoir bien voulu effectuer des simulations numériques hydrodynamiques sur notre zone d'étude que sa démarche était purement désintéressée, bien que sa curiosité envers notre étude fut grande.

Georges Chapalain (Université de Lille 1) fut d'une aide précieuse pour ses compétences dans le domaine de la mesure et de la modélisation hydro-sédimentaire. Je le remercie de m'avoir aidé à comprendre la formulation de certaines équations d'hydrodynamisme ou de transport, et d'avoir relu certains passages de mon manuscrit et article. Je lui suis également reconnaissante de s'être « jeté à l'eau » lors de la Mission Ridens III en mouillant certains de ses appareils de mesure, bravant son inquiétude, justifiée, de les voir emportés par les courants ou quelque bateau de cet infernal détroit du Pas-de-Calais.

J'aurais aimé partager davantage de réflexions avec Bernadette Tessier (Université de Caen) que j'ai eu le plaisir de ne côtoyer que peu de temps avant son départ pour Caen. Je tiens à la remercier pour ses conseils et la relecture attentionnée qu'elle a effectuée pour un article. Merci également d'avoir pensé à « mes » dunes pour une mission de carottage !

Ils sont nombreux les artisans de passage ou du quotidien ainsi que ceux rencontrés au hasard des déplacements. Je les remercie tous chaleureusement pour leur aide :

Les « EPSHOMiens » ne sont pas en reste : Axel Ehrhold (EPSHOM), expert ès méthode Mac Laren, Patrick Guyomard, hydrographe averti et décrypteur de sonogrammes, sans oublier Déborah Idier, ma siamoise numérique. Tous trois ont également participé aux missions Ridens II et III pour mon plus grand plaisir. Je remercie également vivement Michel Aïdonidis, Monsieur Météo, Michel Legoff, Monsieur courants, toute l'équipe TRADOC qui m'a patiemment initiée au traitement des données bathymétriques, ainsi que Xavier Guihard et bon nombre de personnes de la Mission Hydrographique de l'Atlantique pour leurs compétences techniques sans lesquelles les mesures de courants n'auraient pu voir le jour.

Certains ont pris sur leur précieux temps pour m'expliquer certaines méthodes intéressantes... que je n'ai finalement et malheureusement pas eu le temps d'utiliser. Je les remercie pour leur gentillesse et l'intérêt qu'ils ont suscité à mon égard : Jean-François Bourillet (IFREMER) pour son intéressante initiation aux méthodes géostatistiques sur le logiciel ISATYS et Rémy Gourvennec (Université de Brest) pour son expérience des méthodes d'ACP and co.

Les missions à la mer ont été de grandes bouffées d'air et de réelles parties de plaisir grâce au dévouement et à la bonne humeur de Greg et Charlie du SEPIA II et des équipages de Renaud et Michel du Côtes de la Manche, du courage de Philippe Hanquiez et Dominique Davoult, plongeurs des abysses avec Alain, et de l'énergie d'Aurélie Robin et Sébastien Garnaud qui m'ont activement aidés à mettre les mains dans le sable sur le SEPIA II.

Je pense également à l'ensemble des acteurs du SN5 et en particulier à Philippe Recourt, Deny Malengros, Nelly Pernot, Françoise Dujardin, Miguel, Magalie Thévenot, Philippe Rouzé et Jean Carpentier pour leur aide technique indispensable et leur sympathie.
Sans cette thèse, je n'aurais sans doute jamais posé mes valises dans le Nord et n'aurais pas rencontré ces sympathiques «ch'timis», qu'ils soient d'origine certifiée conforme ou d'adoption. Je vous remercie, collègues et amis, pour votre aide et votre indispensable présence de tous les jours : Sophie, Pierre et Flo, Thony, Dimitri et Nathalie, Michel et Véronique, Lhoussein et Lüdmilla, Yvan Jean-François Deconinck, Nicolas Tribovillard, Viviane Bout

Sans oublier bien sûr les Brestois des algecos du 13, rue du Chatellier :
Yann, Sylvain, Isabelle, Olivier

Lors de mon cursus universitaire, certaines personnes m'ont marquée par leur enthousiasme pour la géologie et leur sympathie. C'est pour moi, ici, l'occasion de les en remercier :
Yves Bodeur (Université de Nantes), qui m'a permis de découvrir et d'apprécier la sédimentologie. Il a d'autant plus de mérite que la tâche s'annonçait difficile : à mon arrivée sur les bancs de l'Université, j'avais injustement rangé la sédimentologie dans la catégorie des disciplines inintéressantes (comme quoi, on peut se tromper).

Jean-Pierre Réhault (Université de Brest) et Bruno Savoye (IFREMER), avec qui j'ai fait mon baptême océanographique sur le Thétys II. Je les remercie vivement pour leur confiance et leur soutien à l'issue de mon DEA.

Finalement, je souhaite dédier cette thèse à mes proches qui m'ont toujours apporté leur amour, leur confiance et leur soutien : mes parents et mon frère Anthony. Ma dernière pensée revient à Stéphane pour avoir dû supporter mes récurrentes périodes de doute et de stress, les dîners tardifs et les week-ends tronqués. Ne t'inquiète pas, la vie est longue...
# Table des matières

## REMERCIEMENTS

## TABLE DES MATIERES

I à V

## INTRODUCTION

1

## CHAPITRE I : DEFINITION DE L'OBJET ET DE SON ENVIRONNEMENT. ZONE ET METHODES

### D'ETUDE

4

### 1 : DÉFINITIONS ET ÉTAT DES CONNAISSANCES

5

1-1 : Caractérisation des dunes

5

1-1-1 : Occurrence

5

1-1-2 : Morphologie

7

1-1-2-1 : Orientation par rapport au courant

7

1-1-2-2 : Amplitude et longueur d'onde, les paramètres morphologiques caractéristiques des dunes

7

1-1-2-3 : Morphologie dans le plan horizontal :

9

1-1-2-4 : Morphologie transversale et pendage des flancs :

10

1-1-2-5 : Corps surimposés

11

1-1-3 : Influence du courant, du sédiment et de la profondeur d'eau

13

1-1-3-1 : Le courant

13

1-1-3-2 : Le sédiment

13

1-1-3-3 : La profondeur d'eau : un paramètre limitant

16

1-1-3-4 : Les diagrammes de phase : domaine de stabilité des dunes

17

1-1-4 : Synthèse : la classification de la SEPM de 1987 (Ashley, 1990)

18

1-2 : Formation et évolution d'une dune

19

1-2-1 : Formation

19

1-2-1-1 : Processus dynamiques : observations et modélisation conceptuelle

19

1-2-1-2 : Contexte de mise en place

20

1-2-2 : Mécanismes hydro-sédimentaires à l'échelle d'une dune

21

1-2-2-1 : la structure verticale et horizontale du courant à l'aplomb d'une dune

21

1-2-2-2 : Les mécanismes de sédimentation

24

1-2-3 : Evolution : migration et structure interne

25

1-2-3-1 : Migration

25

1-2-3-1-1 : Influence du courant et de la quantité de sédiment

27

1-2-3-1-2 : Influence des caractéristiques morphologiques

28

1-2-3-2 : Structure interne :

29

1-2-3-2-1 : Structure interne et caractéristiques du courant

30

1-2-3-2-2 : Structure interne et corps surimposés

31

1-2-3-2-3 : Structure interne et processus non-tidaux :

33

1-2-3-2-4 : Relations entre morphologie externe et structure interne :

35

1-3 : Relations entre les dunes et les autres corps sédimentaires

36

1-3-1 : Les antidunes et les rides

36

1-3-2 : Les corps longitudinaux

36

1-3-3 : Zonation des corps sédimentaires

37

### 2 : DUNES ET PROCESSUS HYDRO-SEDIMENTAIRES EN DOMAINE DE PLATE-FORME PEU PROFONDE

40

2-1 : Les agents hydrodynamiques

40

2-1-1 : La marée :

40

2-1-1-1 : Origine et cyclicités

40

2-1-1-2 : Les courants de marée, l'ellipse tidale :

41

2-1-2 : Les phénomènes d'origine atmosphérique

42

2-2 : Le transport sédimentaire

44

2-3 : Morpho-dynamique des dunes de plate-forme peu profonde. Enregistrement des processus et des cyclicités

44

2-3-1 : Dynamique résiduelle

44

2-3-2 : Enregistrement de la dynamique « instantanée »

46

2-3-1-1 : Cyclicités tidales :

46

2-3-1-2 : Evénements saisonniers à sporadiques :

47
<table><tr><td>3 : LES CHAMPS DE DUNES DU DETROIT DU PAS-DE-CALAIS</td><td>48</td></tr><tr><td>3-1 : Contexte géographique et géomorphologique</td><td>48</td></tr><tr><td>3-2 : Histoire géologique : influence sur la morphologie actuelle</td><td>50</td></tr><tr><td>3-2-1 : La période anté-quaternaire</td><td>50</td></tr><tr><td>3-2-2 : Le Quaternaire</td><td>52</td></tr><tr><td>3-2-2-1 : La formation du détroit du Pas-de-Calais : ouverture mécanique et variations du niveau marin</td><td>52</td></tr><tr><td>3-2-2-2 : La mise en place des corps sableux</td><td>54</td></tr><tr><td>3-3 : Contexte hydro-sédimentaire</td><td>55</td></tr><tr><td>3-3-1 : La marée et les courants de marée</td><td>55</td></tr><tr><td>3-3-2 : Les vents, les houles et les tempêtes</td><td>57</td></tr><tr><td>3-3-3 : Les courants résiduels</td><td>60</td></tr><tr><td>3-3-4 : Le schéma de transport sédimentaire</td><td>60</td></tr><tr><td>3-4 : Intérêt appliqué de l'étude</td><td>61</td></tr></table>

<table><tr><td>4 : METHODES D'ETUDE</td><td>68</td></tr><tr><td>4-1 : Couverture en données : utilisation des archives et acquisition de nouvelles données</td><td>68</td></tr><tr><td>4-1-1 : Les archives</td><td>68</td></tr><tr><td>4-1-2 : Les données acquises durant l'étude</td><td>70</td></tr><tr><td>4-2 : Intérêt de la complémentarité des méthodes</td><td>72</td></tr><tr><td>4-2-1 : La morphologie et l'architecture des corps</td><td>72</td></tr><tr><td>4-2-2 : La couverture sédimentaire</td><td>74</td></tr><tr><td>4-2-3 : Le contexte hydrodynamique</td><td>75</td></tr></table>

# CHAPITRE II : CARACTERISTIQUES MORPHOLOGIQUES ET SEDIMENTAIRES 76

## 1 : CARACTÉRISTIQUES MORPHOLOGIQUES 77

1-1 : Deux échelons dunaires 80

1-2 : Définition d'ensembles morphologiques contrastés 81

1-3 : Variabilité spatio-temporelle des paramètres morphologiques et implications environnementales : 83

1-3-1 : Equilibre ou déséquilibre des dunes avec l'environnement ? 83

1-3-2 : Les indicateurs hydrodynamiques 86

1-4 : Synthèse 86

## 2 : NATURE SÉDIMENTAIRE 89

2-1 : Caractéristiques sédimentaires à l'échelle de la zone d'étude 89

2-1-1 : La nature du sédiment : une caractéristique homogène 89

2-1-1-1 : Les populations de grains et leur répartition granulométrique 89

2-1-1-2 : Implications sur l'origine et la mobilité des sédiments 91

2-1-2 : Granularité et figures sédimentaires : des caractéristiques variées 93

2-1-2-1 : Définition de faciès morpho-sédimentaires 93

2-1-2-2 : Des ensembles sédimentaires contrastés 98

2-1-2-2-1 : Distribution spatiale des faciès 98

2-1-2-2-2 : Implications environnementales 98

2-2 : Variations sédimentaires à l'échelle des très grandes dunes 99

2-2-1 : Variations entre les deux ensembles sédimentaires NW et SE ; relations avec les caractéristiques morphologiques des dunes 101

2-2-1-1 : Distribution granulométrique et modes sédimentaires 101

2-2-1-2 : Implications pour la morphologie des dunes 102

2-2-1-3 : Particularité des dunes du secteur morphologique Mc 103

2-2-2 : Variations à l'échelle d'une dune 103

2-2-2-1 : Distribution des faciès à l'aplomb d'une dune 103

2-2-2-2 : Paramètres granulaires du sédiment : grain moyen, classement et asymétrie 105

2-2-2-2-1 : Valeurs et signification 105

2-2-2-2-2 : Répartition des paramètres granulaires 107

2-3 : Synthèse 111

## 3 - MODÉLISATION NUMÉRIQUE DE FORMATION ET ÉVOLUTION DES DUNES : RELATIONS MORPHOLOGIE/SÉDIMENT 113

3-1 : Formulation des mécanismes physiques dans les modèles numériques 113

3-1-1 : Processus physiques de formation et de croissance des formes de fond 113

3-1-2 : Les modèles numériques en milieu tidal 113

3-1-3 : Le modèle de Blondeaux et al. (1999, 2000 et soumis) 114
3-2 : Simulations sur la zone d'étude 115

3-2-1 : Paramétrisation des données ; le problème du sédiment 116

3-2-2 : Résultats 118

3-2-2-1 : Validité du modèle 119

3-2-2-2 : Sensibilité du paramètre « profondeur d'eau » 121

3-2-2-3 : Sensibilité du paramètre « taille du sédiment » 122

3-3 : Discussion et perspectives 124

CONCLUSIONS 125

CHAPITRE III : HYDRODYNAMISME ET TRANSPORT SEDIMENTAIRE 127

1 : RAPPELS : QUELQUES PARAMÈTRES IMPORTANTS POUR LA DYNAMIQUE SÉDIMENTAIRE 128

2 : LES DONNÉES HYDRODYNAMIQUES : LES MESURES ET LES MODÈLES 129

2-1 : Les mesures 129

2-1-1 : Les courants tidaux aux alentours de la zone d'étude : les données bibliographiques 129

2-1-1-1 : La prédominance du courant de jusant : une caractéristique régionale 129

2-1-1-2 : La prédominance du courant de flot : une caractéristique locale 131

2-1-1-3 : Synthèse : hydrodynamisme tidal sur la zone d'étude 133

2-1-2 : Les courants résultant de la combinaison de la marée et des vents 135

2-1-2-1 : Influence des tempêtes sur l'hydrodynamisme : exemple de mesures effectuées en septembre 1995 135

2-1-2-3 : Synthèse 141

2-2 : Les modèles et leurs limites 142

2-2-1 : Le modèle NPDC 3 142

Les simulations ont été réalisées par Benoît Hitier (IFREMER, Boulogne-sur-Mer). 142

2-2-2 : Le modèle Telemac 148

2-2-3 : Conclusions 148

3 : TRANSPORT SÉDIMENTAIRE 149

3-1 : Les formules de transport 149

3-1-1 : Généralités 149

3-1-2 : Formules utilisées pour l'étude 149

3-1-2-1 : La formule de Bagnold modifiée par Yang (1986) 150

3-1-2-2 : La formulation de van Rijn (1985, 1986) 150

3-2 : Capacité de transport 152

3-2-1 : Populations de particules et critères de mobilité 152

3-2-2 : Le transport total 155

3-2-3 : Modes de transport. Importance relative du charriage et de la suspension 157

3-2-3-1 : Quantification du charriage et de la suspension par les formules de van Rijn (1985, 1986) 157

3-2-3-2 : Comparaison avec la mesure 158

3-2-3-3 : Implications pour le développement des dunes 159

CONCLUSIONS 160

CHAPITRE IV : MOBILITE DES DUNES 162

1 : LES DUNES SONT-ELLES ACTIVES ? 163

2 : MIGRATION RÉSIDUELLE 165

2-1 : Polarité des corps sédimentaires et transport résiduel 165

2-2 : Quantification de la migration 165

2-2-1 : Mobilité de la crête 167

2-2-1-1 : Sens de migration 167

2-2-1-2 : Intensité de migration 168

2-2-1-2-1 : Variations temporelles 169

2-2-1-2-2 : Variations spatiales 172

2-2-2 : Mobilité des corps dunaires. Comparaison avec la mobilité de leur crête 172

2-2-3 : Comparaison des migrations mesurée et calculée 174

2-2-4 : Conclusion 176
<table>
  <tbody>
    <tr>
      <td>2-3 : Schémas de migration - Implications en termes de processus et d'échelle de temps</td>
      <td>177</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>2-3-1 : Migration à l'échelle de la décennie : influence de la marée</td>
      <td>177</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>2-3-2 : Migration sur les plus courtes périodes de temps : influence du régime des vents</td>
      <td>180</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>2-3-2-1 : Migration à l'échelle hebdomadaire à plurimensuelle</td>
      <td>180</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>2-3-2-2 : Migration à l'échelle annuelle à pluri-annuelle</td>
      <td>181</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>2-3-3 : Les tempêtes : variabilité et impact sur la dynamique des dunes</td>
      <td>184</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>2-3-3-1 : Caractérisation et origine de la variabilité temporelle des tempêtes</td>
      <td>184</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>2-3-3-2 : Influence des tempêtes sur la dynamique des dunes</td>
      <td>186</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>2-3-4 : Conclusions</td>
      <td>187</td>
    </tr>
  </tbody>
</table>

3 : STRUCTURE INTERNE DES DUNES ET ENREGISTREMENT DE LA MIGRATION 188

<table>
  <tbody>
    <tr>
      <td>3-1 : Méthodologie</td>
      <td>188</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>3-2 : Les discontinuités internes : typologie, nature et origine</td>
      <td>188</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>3-2-1 : Trois ordres de réflecteurs</td>
      <td>188</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>3-2-2 : Indications sur l'origine des réflecteurs de 2ème ordre</td>
      <td>192</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>3-2-2-1 : Principe du calcul et limites</td>
      <td>192</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>3-2-2-2 : Résultats</td>
      <td>192</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>3-3 : Architecture interne</td>
      <td>195</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>3-3-1 : Définition des différents types d'architecture interne</td>
      <td>195</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>3-3-1-1 : Les dunes asymétriques en cosets. Exemples des dunes c et d.</td>
      <td>195</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>3-3-1-2 : Les dunes à architecture mixte de type asymétrique en cosets ou symétrique à litage de mégarides. Exemples des dunes o et l.</td>
      <td>196</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>3-3-1-3 : Les dunes symétriques à " méga-chcvrons ". Exemples des dunes k, 2 et 4.</td>
      <td>199</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>3-3-1-4 : La dune i : une compilation des différentes structures internes</td>
      <td>205</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>3-3-2 : Ensembles architecturaux</td>
      <td>207</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>3-4 : Modification des structures internes entre 1996 et 1998</td>
      <td>208</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>3-5 : Conclusions</td>
      <td>209</td>
    </tr>
  </tbody>
</table>

4 : EVALUATION SEMI-QUANTITATIVE DU TRANSPORT SÉDIMENTAIRE RÉSIDUEL À L'ÉCHELLE DES DUNES : MODÈLE D'ANALYSE SPATIALE DES VARIATIONS GRANULOMÉTRIQUES (GAO ET COLLINS, 1991 ET 1992) 211

<table>
  <tbody>
    <tr>
      <td>4-1 : Fondements de la méthode</td>
      <td>211</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>4-2 : Limites de la méthode : environnement, échelle spatio-temporelle des résultats</td>
      <td>215</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>4-2-1 : Domaines d'application de la méthode :</td>
      <td>215</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>4-2-2 : Échelle de temps couverte par la méthode</td>
      <td>217</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>4-2-3 : Grille d'échantillonnage et résolution spatiale de la méthode</td>
      <td>217</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>4-3 : Résultats sur quelques dunes de la zone d'étude : influence du cas de transport, des populations sédimentaires et de la taille de la grille de prélèvement</td>
      <td>218</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>4-3-1 : Précisions sur l'échantillonnage et les analyses</td>
      <td>218</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>4-3-2 : Direction et sens de transport déduits des données géophysiques</td>
      <td>219</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>4-3-2-1 : La dune d</td>
      <td>219</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>4-3-2-2 : Le secteur nord</td>
      <td>219</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>4-3-2-3 : La dune i</td>
      <td>220</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>4-3-3 : Directions et sens de transport calculés par le modèle</td>
      <td>220</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>4-3-3-1 : La dune d</td>
      <td>220</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>4-3-3-2 : La dune i</td>
      <td>222</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>4-3-3-3 : Le secteur nord</td>
      <td>224</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>4-3-4 : Conclusions</td>
      <td>226</td>
    </tr>
  </tbody>
</table>

5 : EVOLUTION GLOBALE DE LA ZONE D'ÉTUDE 227

<table>
  <tbody>
    <tr>
      <td>5-1 : Variations verticales de la profondeur des crêtes et de l'amplitude des dunes</td>
      <td>227</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>5-1-1 : Influence des houles</td>
      <td>228</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>5-1-2 : Influence de l'activité des tempêtes</td>
      <td>229</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>5-1-3 : Implications pour la navigation</td>
      <td>229</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>5-2 : Variation de la profondeur du fond marin. Evolution volumétrique du stock sédimentaire</td>
      <td>229</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>5-3 : Schéma de circulation sédimentaire</td>
      <td>232</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>CONCLUSION</td>
      <td>234</td>
    </tr>
  </tbody>
</table>
CONCLUSIONS GENERALES 237

1 : OBJECTIFS ET MÉTHODES 237

2 : CARACTÉRISTIQUES DE LA ZONE D'ÉTUDE. INFLUENCE DE LA MORPHOLOGIE À GRANDE ÉCHELLE : LES BANCS DU SOUTH FALLS ET DU SANDETTIÉ. SCHÉMA RÉGIONAL DE TRANSPORT SÉDIMENTAIRE RÉSIDUEL 238

3 : DYNAMIQUE DES DUNES : COMBINAISON DE PROCESSUS TIDAUX ET NON-TIDAUX 242

* Origine et nature des processus non-tidaux 242

* Influence relative des processus combinés tidaux et non-tidaux. Enregistrement dans la migration des dunes 244

* Caractéristiques migratoires des dunes selon l'échelle de temps considérée 247

4 : ELÉMENTS POUR LA CONCEPTION D'UN MODÈLE MORPHODYNAMIQUE PRÉDICTIF. APPLICATION À LA GESTION DES LEVÉS BATHYMÉTRIQUES. 248

5 : PERSPECTIVES 250

REFERENCES BIBLIOGRAPHIQUES 253

TABLE DES ILLUSTRATIONS 264

ANNEXES
Introduction
Les dunes se rencontrent dans une vaste gamme d'environnements sous-aquatiques. Tout comme les bancs sableux, elles sont particulièrement développées dans les secteurs peu profonds des plates-formes continentales, où elles ont fait l'objet de nombreuses études.

(1) Dans les milieux macrotidaux, la marée est le principal moteur du transport sédimentaire et est considérée comme l'agent principal de la mobilité des dunes. L'influence des courants non-tidaux irréguliers sur le transport sédimentaire est reconnue, mais leur impact sur le développement et la migration des dunes a rarement été analysé. Pour cela, il est nécessaire de confronter l'analyse des modalités migratoires des dunes et de leur enregistrement dans la structure interne de ces corps avec les facteurs hydrodynamiques. Plus particulièrement, il s'agit de déterminer la nature et l'origine des processus non-tidaux influençant la migration des dunes, de quantifier leur impact et de définir l'échelle de temps concernée. Comme il n'existe pas encore de modèle numérique de prédiction de la migration des dunes, la connaissance plus approfondie des processus responsables de la mobilité des dunes est un préambule indispensable pour disposer d'éléments - clés d'aide à la conception d'un tel modèle.

(2) Les environnements de plate-forme peu profonde, proches des côtes, sont largement concernés par diverses activités humaines. Les structures sédimentaires sablo-graveleuses, telles que les dunes, représentent des zones potentielles d'exploitation de granulat. Du fait de leur mobilité et de la faible profondeur d'eau, les dunes constituent des risques pour la navigation et la gestion des ouvrages en mer. Il est de ce fait utile de mieux connaître et comprendre la distribution et la mobilité des sédiments ainsi que l'intensité et les causes de la mobilité des dunes, sur le court et le long terme. Le Service Hydrographique et Océanographique de la Marine (S.H.O.M.), qui a financé la présente étude en collaboration avec la Région Nord-Pas-de-Calais, est chargé d'assurer la sécurité de la navigation sur les côtes françaises. Cette dernière peut être améliorée par une optimisation de la fréquence des levés bathymétriques de contrôle passant par la connaissance des mécanismes de migration des dunes

Mon travail tente de répondre à ces diverses questions à partir d'un exemple de champ de grandes dunes situé dans le détroit du Pas-de-Calais. La zone d'étude a été identifiée par le S.H.O.M. comme sensible pour la navigation étant donné la faible profondeur d'eau qui y règne et la forte mobilité des dunes qui la compose. La compréhension des modalités de migration des dunes y est donc primordiale. Depuis plus de vingt ans, les réguliers levés de contrôle ont permis de constituer une riche base de données bathymétriques qui a pu être complétée au cours de l'étude par des données sédimentologiques et hydrodynamiques. Dans ce secteur où le transport sédimentaire résulte des courants de marée épisodiquement combinés à des courants irréguliers, l'ensemble de ces données permet d'analyser l'enregistrement des processus tidaux et non-tidaux par les dunes
Le mémoire s'articule en quatre chapitres :

- Le premier constitue une revue de l'état des connaissances concernant la caractérisation des dunes. L'environnement de plate-forme peu profonde et le domaine d'étude y sont présentés, ainsi que les méthodes utilisées.

- Le second chapitre rassemble les résultats de l'analyse des caractéristiques morphologiques et sédimentaires du champ de dunes. Les relations entre morphologie et sédiment y sont plus particulièrement analysées par la modélisation.

- Le troisième chapitre regroupe les résultats concernant l'hydrodynamisme, tidal et non-tidal, et la quantification des processus de transport sédimentaire associés.

- Le quatrième chapitre est consacré à la mobilité des dunes. Les caractéristiques migratoires et l'enregistrement des processus responsables de la mobilité des dunes y sont analysés et interprétés à la lumière des résultats obtenus dans les chapitres précédents.

Une conclusion générale permet de synthétiser les principales leçons du travail effectué, dans un contexte régional mais aussi plus global.
# Chapitre I :

## Définition de l'objet et de son environnement

### Zone et méthodes d'étude
# 1 : Définitions et état des connaissances

Les corps sédimentaires sous-aquatiques résultent du transport sédimentaire généré par l'interaction entre fluide et sédiment meuble. Depuis plus d'un siècle, sédimentologistes, hydrodynamiciens et hydrographes s'attachent à identifier les processus responsables de la formation et de l'évolution de ces dépôts et à en établir une classification basée sur des distinctions morphologiques et environnementales.

Ce sous-chapitre a pour objectif la présentation de l'état des connaissances concernant la caractérisation des dunes sous-aquatiques et, plus particulièrement, celles observées dans les secteurs peu profonds des plates-formes continentales dominées par les marées.

## 1-1 : Caractérisation des dunes

La terminologie utilisée pour définir les dunes a longtemps été confuse, de par la diversité des sensibilités scientifiques intéressées, des types de travaux conduits (expériences en laboratoire, mesure en milieu naturel) et des environnements naturels étudiés. Berné *et al.* (1989a) et Ashley (1990), à l'occasion d'une réunion spécialisée initiée par la SEPM, ont réalisé une mise au point sur la nomenclature existante. De mêmes termes désignaient des objets différents ou inversement. Ainsi, pour l'objet « dune » que nous allons nous employer à définir, les termes de ride, grande ride, mégaride, ridens ou ridin, « sand wave » (petite et grande) ou « sandwave », « sand bar » et dune ont été indifféremment employés.

### 1-1-1 : Occurrence

Les dunes sont largement répandues à toutes les latitudes dans une vaste gamme d'environnements actuels. Outre les environnements continentaux désertiques dans lesquels les vents sont responsables de leur formation et de leur développement, les dunes sont produites dans les environnements aquatiques soumis à l'action de courants. Plus particulièrement, elles sont observées dans des environnements suffisamment profonds où les courants relativement intenses sont essentiellement unidirectionnels ou alternatifs (tab. I-1). On les rencontre principalement en rivière, dans les estuaires et dans les milieux marins de plate-forme jusqu'aux pieds des talus continentaux. Les premières descriptions de dunes ont été effectuées par Hider (1882, in Berné, 1991) dans le Mississipi, puis par Lüders (1929, in Berné, 1991) dans l'estuaire de la Jade (Allemagne), mais c'est van Veen (1936) qui en a réalisé la première description détaillée grâce à l'utilisation des premiers sondeurs bathymétriques. Dans les années 60-70, la sédimentation sur les plates-formes continentales a fait l'objet de nombreuses études initiées par un besoin dans le domaine appliqué (sécurité de la navigation et des ouvrages en mer, gestion du trait de côte, exploitation de granulats marins, enfouissements de mines,...), ce qui a permis de mieux connaître les corps sédimentaires tels que les dunes.
<table><caption>**Tableau I-1** : Synthèse sur les milieux de dépôt dans lesquels des dunes ont été observées et les agents hydrodynamiques dominants.</caption><thead><tr><td>agent hydrodynamique</td><td>caractéristiques</td><td>environnement de dépôt</td><td>bibliographie</td></tr></thead><tbody><tr><td>marée</td><td>- courants alternatifs, symétriques ou asymétriques<br/>- phénomène continu et cyclique</td><td>estuaire, plate-forme</td><td>Stride (1963) ; McCave (1971) ; Terwindt et Brouwer (1986) ; Berné (1991)</td></tr><tr><td>décharge fluviatile</td><td>- courants unidirectionnels<br/>- phénomène continu à fluctuations saisonnières</td><td>fleuve, estuaire</td><td>Harbor (1998) ; Carling et al. (2000a) ; Carling et al. (2000b)</td></tr><tr><td>phénomènes d'origine atmosphérique (houle, vent, tempêtes)</td><td>- combinaison de courant de dérive et de courant oscillatoire<br/>- phénomène intermittent, saisonnier à sporadique</td><td>plate-forme</td><td>Swift et Freeland (1978) ; Li et Amos (1999)<br/>Stride et Chesterman (1973) ; Harris (1989, 1991) ; Thauront et al. (1996)<br/>Kenyon et Stride (1970) ; Amos et King (1984) ; Kuijpers et al. (1992)</td></tr><tr><td>courant océanique</td><td>- courant généralement unidirectionnel<br/>- phénomène intermittent, saisonnier</td><td>rebord de plate-forme</td><td>Flemming (1980, 1994) ; Ikehara et Kinoshita (1994)</td></tr><tr><td>ondes internes</td><td>- onde de marée modifiée au niveau des talus continentaux, courants de faible vitesse et forte amplitude<br/>- phénomène continu</td><td>haut du talus continental, tête de canyon</td><td>D'Anglejan (1971) ; Karl et al. (1986)</td></tr></tbody></table>

*Synthesis on dune environments and dominant hydrodynamic agents.*

Malgré la diversité des environnements, les dunes présentent suffisamment de similitudes dans leurs morphologies et leurs mécanismes de formation et d'évolution pour être réunies sous un même vocable. Flemming (1988a) note une grande ressemblance entre les corps formés par l'influence dominante des marées et des courants océaniques. Selon Dalrymple (1984), les dunes tidales ne sont pas fondamentalement
différentes des dunes formées par des courants unidirectionnels (rivière). Amos et King (1984) concluent que les dunes de la côte canadienne ont des morphologies très semblables à celles d'autres environnements, similaires ou non, et précisent qu'il est difficile d'interpréter l'environnement de dépôts anciens sur la base de la taille et de la forme d'une dune.

### 1-1-2 : Morphologie

La façon la plus simple de classer les corps sédimentaires est d'utiliser leurs paramètres morphologiques. Les dunes, tout comme les rides, correspondent à des ondulations sédimentaires, souvent périodiques, déterminant une crête, un flanc doux et un flanc raide (fig. I-1), et les différentes valeurs de ces paramètres peuvent traduire des modifications des conditions environnementales.

<figure><img src="image_5.png" /><figcaption>**Figure I-1** : Bloc diagramme 3D représentant une dune et les paramètres morphologiques la définissant. L : longueur d'onde, H : amplitude, α : angle du flanc doux, β : angle du flanc raide
3D diagram bloc of a dune and its morphological parameters. L : wavelength, H : height, α : stoss side slope, β : lee side slope.</figcaption></figure>

#### 1-1-2-1 : Orientation par rapport au courant

Les dunes sont des corps sédimentaires dits transversaux, étant donnée l'orientation quasiment perpendiculaire de leurs crêtes par rapport à la direction principale des courants. Toutefois, des variations angulaires sont fréquemment observées et peuvent atteindre 20° autour de cette direction.

#### 1-1-2-2 : Amplitude et longueur d'onde, les paramètres morphologiques caractéristiques des dunes

Yalin (1964) montre que sous l'action d'un courant permanent unidirectionnel, les corps transverses à face d'avalanche n'existent que sous deux formes, les rides et les dunes, génétiquement différentes, et dont la frontière est une longueur d'onde de l'ordre de 0,6 m. Flemming (1988a) réalise une étude statistique à partir de 1491 observations de formes transverses et met en évidence l'existence de deux populations de corps, sur la
base d'une relation entre H et L, dont la frontière correspond à une longueur d'onde de 0,5 à 1 m, voisine de
celle proposée par Yalin (1964) et une amplitude de 0,04 à 0,07 m (fig. I-2). (Berné et al. (1989b) et Ashley
(1990) suggèrent l'emploi du terme unique « dune » pour la population des plus grands corps.

<figure><img src="image_6.png" /></figure>

**Figure I-2** : Représentation logarithmique de l'amplitude et de la longueur d'onde des formes transverses au courant, basée sur l'analyse de 1491 observations (Flemming, 1988a). Ce diagramme montre la rareté des observations pour les longueurs d'onde de 0,5 à 1 m qui délimitent les familles des rides et des dunes. Logarithmic representation of flow-transverse bedform height and wavelength based on 1491 observations (Flemming, 1988a). This diagram shows a paucity of forms having wavelengths comprised between 0.5 and 1 m. The gap corresponds to the limit between ripples and dunes.

L'amplitude maximale connue est de 25 m (Twichell, 1983 ; Mosher et Thomson, 2000). Allen (1982) dans une compilation fondée sur 25 études, indique une valeur maximale de l'ordre de 1000 m pour la longueur d'onde des dunes. Cependant, la notion de longueur d'onde est parfois sans objet puisque certaines dunes apparaissent comme des formes isolées, en particulier dans les environnements déficitaires en sédiment.

Ces deux paramètres morphologiques présentent une relation étroite : l'amplitude augmente avec la longueur d'onde. Flemming (1988a) a obtenu une bonne corrélation (0,98) entre H et L : H=0,0677*L<sup>0,8098</sup> (fig. I-2), et a montré qu'il est possible de définir l'amplitude maximale d'une dune pour une longueur d'onde donnée : H<sub>max</sub> = 0,16*L<sup>0,84</sup>. Cette équation indique des rapports de H/L compris entre 0,08 et 0,1. Les dunes dont le rapport est inférieur à 0,06 correspondent à des corps qui ne sont pas à l'équilibre (Yalin, 1972 ; Allen, 1984). Dans le domaine intertidal de la Baie de Fundy, Dalrymple (1984) obtient, à partir de 58 mesures, la
relation H = 0,0635*L<sup>0,733</sup>. Elle reflète des amplitudes plus faibles, déterminées par les variations, fortes et rapides, de hauteurs d'eau propres à ces environnements mégatidaux (marnage de 15 m), qui ne permettent pas une adaptation systématique de la morphologie des dunes.

1-1-2-3 : Morphologie dans le plan horizontal :

Les dunes peuvent être divisées en formes bi- ou tri-dimensionnelles selon que la forme de leur crête est respectivement rectiligne ou sinueuse (fig. I-3).

<figure><img src="image_7.png" /></figure>

**Figure I-3** : Bloc diagramme montrant des dunes (a) à crête rectiligne ou dunes bi-dimensionnelles, et (b) à crête sinueuse ou dunes tri-dimensionnelles, et les stratifications obliques correspondantes, (a) tabulaires ou (b) en auge, produites par leur migration (d'après Harms et al., 1982, in Ashley, 1990).

Block diagram showing (a) large-scale tabular cross-stratification formed by migration of dunes with linear crest (two-dimensional dunes), and (b) large-scale through cross-stratification formed by migration of dunes with sinuous crest (three-dimensional dunes) (from Harms et al., 1982, in Ashley, 1990)

Dans la plupart des cas, une relation nette existe entre l'aspect de la crête des dunes et le courant : les dunes bi-dimensionnelles se forment avant les dunes tri-dimensionnelles durant l'augmentation de l'intensité du courant (Costello et Southard, 1981). Cela reflète un changement dans la structure du courant lorsque les vitesses augmentent et développent des vortex et tourbillons. Pour Rubin et McCulloch (1980), cette distinction 2D-3D basée sur l'intensité du courant devrait prévaloir sur tout critère morphologique pour l'établissement d'une classification. Terwindt et Brouwer (1986) suggèrent que le caractère 2D ou 3D d'une dune est lié à la variabilité de la direction du courant durant les épisodes de transport sableux, variabilité plus forte dans le cas des formes 3D. Selon Dalrymple et Rhodes (1995), la forme de la crête peut aussi être influencée par des variations latérales de vitesses de migration, liées à la modification (à petite échelle) de l'amplitude et de la vitesse du courant.

Les dunes sont assemblées en trains d'onde et constituent des champs de dunes, ou apparaissent de manière isolée lorsque la quantité de sédiment disponible est faible. Smith (1988a) mentionne l'existence de dunes solitaires résultant de la dégénérescence d'un champ de dunes. Lorsqu'elles sont assemblées en champs, les dunes à crête rectiligne présentent généralement un espacement régulier, les dunes à crête sinueuse un espacement irrégulier. Les dunes isolées ou clairsemées présentent fréquemment, lorsqu'elles sont associées à de forts courants, une forme barkhanoïde. Selon Blom et al. (2000) les caractéristiques sédimentaires sont bien
plus déterminantes que l'intensité du courant pour la forme des dunes. Ces auteurs indiquent que, dans le cas d'un sédiment hétérogène, la forme d'une dune dépend plus de la proportion en sédiment mobilisable que de l'intensité du courant : lorsque le courant ne peut pas mobiliser l'ensemble des particules sédimentaires, les dunes sont de forme barkhanoïde et reposent sur une semelle constituée des particules les plus grossières non mobilisées ; lorsque le courant mobilise la totalité du sédiment, les dunes présentent une forme rectiligne.

Carling (1999) met en évidence des relations différentes de $H_{max}$ et L pour des dunes graveleuses 2D et 3D : les dunes 3D suivent une relation similaire à celle de Flemming (1988a), alors que la majorité des dunes 2D sont décrites par la relation : $H = 0,0073*L^{1,5}$, indiquant un rapport H/L plus faible. Carling et al. (2000a) notent l'existence d'une rupture dans la distribution de la longueur d'onde des dunes, entre 5 et 10 m, séparant une population de grandes dunes 3D, barkhanoïdes et une population de plus petites dunes 2D (isolées ou surimposées aux plus grandes).

### 1-1-2-4 : Morphologie transversale et pendage des flancs :

La forme des sections transversales de dunes varie de trochoïdale (dune symétrique) à asymétrique, avec présence d'un flanc doux (moins incliné) et d'un flanc raide. Une dune aura une polarité nord lorsque son flanc raide sera orienté dans cette direction. Les dunes asymétriques sont généralement associées à des courants unidirectionnels ou à des courants tidaux asymétriques, c'est-à-dire marqués par la prédominance d'une phase de courant par rapport à l'autre. Le flanc raide est alors orienté dans la direction du courant dominant. Toutefois, l'action du courant subordonné peut entraîner le remaniement du sommet du flanc doux des dunes asymétriques et générer des formes en « dos de chat » (McCave, 1971) (fig. I-4). Les dunes symétriques résultent essentiellement de courants tidaux symétriques.

<figure><img src="image_8.png" /><figcaption>**Figure I-4** : Structure verticale hypothétique d'un courant tidal affrontant le flanc raide d'une dune et donnant lieu à une morphologie en « dos de chat » (McCave, 1971).

Hypothetical vertical flow pattern when tidal flow is against steep face of sand wave giving rise to a « cat-back » form (McCave, 1971).</figcaption></figure>

Belderson et al. (1982) ont effectué une compilation des données de pendage des flancs de dunes, basée sur 25 références bibliographiques. Les valeurs correspondent à l'angle du tiers le plus pentu d'une face
de la dune, lorsque celui-ci n'est pas uniforme. Les dunes symétriques ont généralement des flancs penté de 10 à 20°. Pour les dunes asymétriques, les flancs doux présentent des pendages de 0,5 à 4°, et les angles raides varient selon les dimensions des dunes. Ceux des petites dunes varient entre 17 et 35° (cette dernière valeur correspond à l'angle de stabilité maximal pour un sédiment sableux), et sont généralement supérieurs à 20°. Les grandes dunes asymétriques ont des pentes raides comprises entre 4 et 30°, mais généralement inférieures à 20°. Les plus fortes valeurs de pendage du flanc raide des petites dunes s'expliquent par le fait que, pour un courant donné, la quantité de sédiment nécessaire à l'augmentation de ce pendage est moins importante. Selon Taylor et Dyer (1977), les dunes les plus hautes correspondent aux formes les plus symétriques, pour une longueur d'onde donnée. Par ailleurs, à partir d'une étude sur les dunes de la rivière Fraser (Canada), Kostaschuk et Villard (1996) estiment que la diminution du taux de transport par suspension tend à augmenter le caractère asymétrique des dunes, contrairement à Belderson *et al.* (1982) qui ne notent aucune différence.

Le large éventail de valeurs de pente est principalement lié au degré d'activité des dunes. Les formes actives ont des pentes raides relativement fortes, alors que les formes temporairement moribondes subissent plutôt un lissage de leurs faces, résultant d'un déclin de la vitesse des courants tidaux, de l'activité oscillatoire des houles ou de la bioturbation du dépôt. Quand les courants n'excèdent que rarement la vitesse critique d'entraînement du sédiment et que le transport est faible, les grandes dunes ont des pentes faibles (inférieures à 15°).

### 1-1-2-5 : Corps surimposés

Les dunes sont parfois couvertes de corps de plus petites tailles, rides ou plus petites dunes (fig. I-5). Ashley (1990) signale que de nombreuses expérimentations en canal et études de terrain ont montré la migration simultanée des dunes surimposées et de la dune hôte, suggérant que les deux populations de corps étaient en équilibre. Selon Rubin et McCulloch (1980), la dune hôte génère une couche-limité dans laquelle les plus petits corps sont localement stables. Pour que ce processus agisse, les dimensions de la dune doivent être suffisamment grandes. McCave (1971) note la présence de corps surimposés sur les dunes hautes de plus de 5 m, et Dalrymple (1984) mentionne une longueur d'onde minimum de 8-10 m. Toutefois, la présence ou l'absence de dunes surimposées est davantage fonction de l'espace et du sédiment disponibles que de la taille de la dune hôte.

L'amplitude des corps surimposés varie de quelques dizaines de centimètres à plusieurs mètres et leur longueur d'onde peut atteindre plusieurs dizaines de mètres. Ils sont asymétriques et présentent des pentes raides de plus de 20°.

Ces corps se forment au pied de la dune et migrent le long de son flanc doux en direction de la crête. Leur amplitude augmente au cours de cette ascension sous l'effet de l'accélération des courants (McCave, 1971 ; Terwindt, 1971 ; Rubin, 2000) et, conjointement, leur longueur d'onde diminue (Carling *et al.*, 2000a). Sur le flanc raide des dunes hôtes, cette superposition de corps existe uniquement lorsque le pendage est
inférieur à 10°, ou lorsque celui-ci est suffisamment fort pour provoquer la séparation du courant et générer la formation de rides de retour. Dans le premier cas les dunes secondaires descendent le long du flanc raide, dans le second elles grimpent. Lorsque la dune est symétrique, les corps sont surimposés sur les deux flancs de la dune et migrent tous en direction de sa crête.

<figure><img src="image_9.png" /></figure>

**Figure I-5** : Superposition de dunes. (a) petites dunes (15 à 20 cm d'amplitude) surimposées à de moyennes dunes de flot dans la zone intertidale de la Baie de Fundy (Dalrymple, 1984) ; b) moyennes dunes couvrant les flancs doux de très grandes dunes situées au SE du banc du Sandettié (levé SHOM/MHA, 1997).

*Dune superposition. (a) flood medium dunes with superimposed small dunes (15 to 20-cm high) in the intertidal area of the Bay of Fundy (Dalrymple, 1984) ; (b) medium dunes covering stoss sides of a very large dune located SE from the Sandettié sandbank (SHOM/MHA survey, 1997).*

L'orientation des crêtes des corps surimposés forme un angle avec celle de la dune hôte qui varie de 10-20° (McCave et Langhorne, 1982 ; Lanckneus et De Moor, 1991) à 80-90° (Houbolt, 1968 ; Langhorne, 1977). Les deux populations de dunes répondent à des caractéristiques du courant à différentes échelles. La
crête des dunes hôtes reflète le courant régional (ou primaire). Celle des corps surimposés est orientée perpendiculairement au courant local (ou secondaire), obtenu par déviation du courant régional lors de son passage à l'aplomb d'une dune (obstruction).

Les dunes surimposées, plus fréquentes quand la quantité de sédiment mobilisable est grande, semblent constituer un bon indicateur de transport sédimentaire actif (Belderson *et al.*, 1982).

### 1-1-3 : Influence du courant, du sédiment et de la profondeur d'eau

La taille des dunes dépend de la vitesse du courant, de la granulométrie du sédiment et de la profondeur d'eau.

#### 1-1-3-1 : Le courant

Les dunes, tout comme les rides, correspondent à des phases du régime de courant inférieur. Dans ce régime, les rides puis les dunes sont formées par accélération du courant.

Dans le secteur des Îles Shetland, Kenyon et Stride (1970) mentionnent que le développement des dunes coïncide avec des courants maximums de surface compris entre 0,6 et 1,3 m/s. Selon Belderson *et al.* (1982), les dunes se développent intensément lorsque les vitesses des pics de courants de surface (marée moyenne) sont autour de 0,65 m/s. L'accélération des vitesses de courant conduit à une augmentation de la longueur d'onde et de l'amplitude des dunes. Les dunes bi-dimensionnelles, stables pour de faibles vitesses de courant, sont plus petites que les corps tri-dimensionnels stables pour de fortes vitesses de courant (Rubin et McCulloch, 1980). Amos et King (1984) relient les vitesses de courant nécessaires à la formation des dunes aux caractéristiques granulaires du sédiment, et indiquent que ces vitesses, près du fond, doivent être comprises entre 0,6 et 1 m/s pour des sables moyens, entre 0,5 et 1 m/s pour des sables grossiers, et entre 0,4 et 1 m/s pour des sables très grossiers.

Il faut noter, par ailleurs, l'influence de la direction du courant. Dans le Sud de la Mer du Nord, McCave (1971) attribue la disparition de dunes à une diminution de l'asymétrie de l'ellipse tidale. Autrement dit, les dunes ne peuvent se développer que lorsque le courant est unidirectionnel ou alternatif.

#### 1-1-3-2 : Le sédiment

Les dunes ne se forment que dans les sédiments non-cohésifs. Ainsi, aucune dune n'est observée dans les sédiments vaseux de Mer du Nord (Terwindt, 1971 ; Langhorne, 1973). Dans l'estuaire de Long Island, aucune dune n'existe dans des sédiments présentant plus de 15% de silts (Bokuniewicz *et al.*, 1977) ; au-delà, le sédiment devient cohésif et le transport sédimentaire est inhibé. D'ailleurs, la vitesse critique nécessaire pour provoquer l'entraînement de particules inférieures à 0,1 mm tend à devenir infinie (Migniot, 1977). La taille du sédiment composant les dunes est très variable, allant des sables fins aux graviers. Le développement des dunes est optimal dans les sédiments ayant une prépondérance de fractions de sables moyens à grossiers. La taille maximale du sédiment dunaire ne peut être définie de manière universelle et semble dépendre
essentiellement des conditions hydrodynamiques locales. Bien que certains auteurs n'observent de dunes que
dans les sédiments dont le $d_{50}$ est inférieur à 0,5 mm (Terwindt, 1971) ou dont la fraction supérieure à 1 mm
représente moins de 12% (Bokuniewicz et al., 1977), d'autres en observent dans des sédiments de 0,8 mm
(Harris, 1989) ou encore de 1,1 mm (Jones et al., 1965). Carling (1999) signale que des dunes ont été
observées pour des tailles de grain moyen pouvant atteindre 60 mm. Par ailleurs, la nature du sédiment
composant les dunes peut être variable : dans le détroit de Bass (Australie), les dunes sont composées de 50 à
92 % de coquilles plus ou moins fragmentées, de 0,6-0,7 mm sur les crêtes et de 0,4 mm dans les creux inter-
dunes (Malikides et al., 1989).

Pour permettre le développement de dunes, le sédiment disponible doit être suffisamment abondant.
Certaines limites de champs de dunes correspondent à une diminution de la couverture sableuse (McCave,
1971 ; Aliotta et Perillo, 1987). D'autres dunes reposent sur une semelle de sédiment résiduel non-mobilisé par
les courants (Smith, 1988a).

Selon Flemming (2000), plus le sédiment est grossier, plus les dimensions maximum des dunes sont grandes (fig. I-6). Rubin et McCulloch (1980) notent que les plus fortes valeurs du rapport amplitude sur profondeur d'eau sont obtenues dans les sédiments les plus grossiers, alors qu'aucune relation n'est observée par ailleurs entre H et d. Selon ces auteurs, les fluctuations de la vitesse des courants tidaux et saisonniers sont plus destructrices pour les dunes de sédiment fin, car ces dunes sont stables dans une gamme étroite de vitesses.

<figure><img src="image_10.png" /></figure>

**Figure I-6** : Amplitude et longueur d'onde des dunes en fonction de la taille du sédiment (Flemming, 2000). Noter la distribution progressive et quasi logarithmique des limites de taille croissante de sédiment pour des dimensions croissantes de dunes.

*Dune height versus dune spacing as a function of grain size* (Flemming, 2000). Note the progressive and quasi-logarithmic arrangement of increasing grain-size limits with increasing bedform size.
Par ailleurs, la distribution granulométrique du sédiment a une influence sur les dimensions des corps sédimentaires. Foti et Blondeaux (1995) montrent, par voie théorique et expérimentale, que les rides formées dans un sédiment homogène ont une longueur d'onde plus faible que dans le cas d'un sédiment hétérogène (mélange de 2 tailles de grain) dont le grain moyen est cependant identique au sédiment homogène. D'après Bokuniewicz et al. (1977), l'apparition des dunes est principalement contrôlée par la granularité du matériel sédimentaire présent, les conditions de courant étant d'importance mineure.

La distribution granulométrique varie au sein d'une dune (fig. I-7). Le matériel sédimentaire est 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 (Wells et Lüdwick, 1974 ; Malikides et al., 1989 ; Stolk, 2000a). Cela est également observé pour les bancs sableux (McCave et Langhorne, 1982 ; Van Lanckner et Jacobs, 2000 b). Schüttenhelm (2000) suggère que l'activité de la houle, plus importante sur les crêtes, favorise le vannage des particules les plus fines. Cependant, cette relation est fréquemment altérée par la présence de corps surimposés (Terwindt, 1971). Dans ce cas, Wells et Lüdwick (1974) montrent que ce sont les crêtes et les creux interdunaires qui diffèrent le plus d'un point de vue granulométrique. Swift et Field (1981) ainsi que De Maeyer et Wartel (1988) notent que le sédiment le plus grossier est souvent juste en arrière (aval) de la crête. Longitudinalement, Berné et al. (1989b) observent une diminution du diamètre des sables depuis le centre vers les extrémités des barkhanes.

<figure><img src="image_11.png" /></figure>

**Figure I-7** : Variations granulométriques à l'échelle des dunes. (1) Courbes granulométriques typiques d'une crête (a) et d'un pied (b) de dune carbonatée du détroit de Bass, indiquant l'augmentation de taille du sédiment et l'amélioration de son classement du pied vers la crête de la dune (Malikides et al., 1989). (2) Distribution des fractions granulométriques sur une très grande dune du Sud de la mer du Nord montrant l'augmentation de la taille du sédiment du pied vers la crête des dunes, tendance altérée par la présence de dunes surimposées (Terwindt, 1971).
Granulometric variations on dunes. (1) Crest (a) and trough (b) typical granulometric curves of a carbonate dune from the Bass Strait, indicating grain-size increase and sorting improvement from dune foot to dune crest. (Malikides et al., 1989). (2) Grain-size distribution on a very large dune from the southern part of the North Sea showing an increase in sediment size from dune foot to dune crest. The trend is altered by the presence of superimposed dunes (Terwindt, 1971).

### 1-1-3-3 : La profondeur d'eau : un paramètre limitant

Dans les environnements profonds, les dunes sont totalement indépendantes de la profondeur d'eau. Elles croissent jusqu'à ce que le transport par suspension apparaisse et limite leur développement, ou jusqu'à ce que la quantité de sédiment disponible ne soit plus suffisante.

Dans les environnements peu profonds, la profondeur d'eau est de prime importance. Elle est un facteur limitant de la croissance des dunes (Flemming, 2000). Aucune relation n'existe entre H et D ou entre L et D (fig. I-8), seules les dimensions maximums (Hmax et Lmax) peuvent être prédites, la hauteur des dunes étant limitée par la constriction du courant liée à la diminution de la tranche d'eau à l'approche de la crête.

<figure><img src="image_12.png" /></figure>

**Figure I-8** : Relations entre les dimensions des dunes (a : amplitude ; b : longueur d'onde) et la profondeur d'eau.
Synthèse de données publiées (Flemming, 2000).
Relationship between dune dimensions (a : height ; b : wavelength) and water depth. Synthesis of published data (Flemming, 2000).

A partir de données issues de l'expérimentation et de l'observation en rivière, Yalin (1964) établit les formules, $H_{max} = 0,167*D$ et $L_{max} = 6*D$. La plupart du temps, les conditions de mise à l'équilibre des dunes ne sont pas remplies et les relations ci-dessus ne sont pas vérifiées (Ikehara et Kinoshita, 1994). Une dune est à l'équilibre si (a) un temps suffisant s'est écoulé depuis la mise en place de l'actuelle profondeur d'eau et des caractéristiques hydrodynamiques (de l'ordre de la décennie) ; (b) la quantité de sédiment disponible est suffisante et sa taille adéquate. Par ailleurs, en secteur peu profond, les houles peuvent éroder la crête des
dunes (Johnson *et al.*, 1981 ; Langhorne, 1982). Les dunes du champ situé au large de la côte néerlandaise disparaissent en-deçà de 18 m, profondeur limite d'action des houles (McCave, 1971).

En zone intertidale, la profondeur d'eau, extrêmement variable, a peu d'influence sur le développement des dunes (Dalrymple *et al.*, 1978). Cela est vraisemblablement dû au fait que le temps d'adaptation morphologique des dunes est bien supérieur à la durée d'un cycle tidal semi-diurne.

### 1-1-3-4 : Les diagrammes de phase : domaine de stabilité des dunes

De nombreuses expérimentations en canal ont été réalisées afin de déterminer les conditions de courant, de sédiment et de profondeur d'eau, nécessaires à l'apparition des corps sédimentaires. Les synthèses d'observations en milieu naturel ont permis de compléter ces travaux, notamment pour les profondeurs d'eau supérieures à 1 m. Selon Rubin et McCulloch (1980), Allen (1982) et Flemming (2000), la croissance d'une dune est limitée par la taille du sédiment et par la vitesse de frottement sur le fond qui en dépend. Celles-ci définissent la transition entre transport par charriage et par suspension. Quand ce dernier mode de transport devient prépondérant, la croissance de la dune est ralentie voire inhibée.

* Granularité et profondeur d'eau versus vitesse du courant (fig. I-9) :

<figure><img src="image_13.png" /></figure>

**Figure I-9** : Diagramme de phase des corps sédimentaires montrant les variations de la longueur d'onde (A, B) et de l'amplitude (C, D), d'une part en fonction de la profondeur d'eau et de la vitesse du courant pour une taille de grain de 0,3-0,4 mm (A, C), d'autre part en fonction de la vitesse du courant et de la taille du grain pour une profondeur d'eau de 0,25-0,4 m (B, D) (Southard et Boguchwal, 1990).
Bedform phase diagrams showing the variations of dune wavelength (A, B) and height (C, D) as a function of flow depth and current speed for a 0.3 to 0.4-mm grain size (A, C), and current speed and grain size for a 0.25 to 0.4-m depth (Southard and Boguchwal, 1990).

* Profondeur d'eau versus vitesse du courant versus granularité (fig. I-10) :

<figure><img src="image_14.png" /></figure>

**Figure I-10** : Diagramme de stabilité et d'amplitude des dunes en fonction de la vitesse du courant, de la granularité du sédiment et de la profondeur d'eau (Rubin et McCulloch, 1980). Représentation tri-dimensionnelle construite à partir d'une compilation de travaux en canal (gauche) et d'observations des auteurs en Baie de San Francisco (droite).

Diagram of bed phase and dune height as a function of velocity, sediment size and water depth (Rubin and McCulloch, 1980). Three-dimensional plot generalized from flume data compilation (left) and observations realised by the authors in the San Francisco's Bay (right).

### 1-1-4 : Synthèse : la classification de la SEPM de 1987 (Ashley, 1990)

Le terme « dune » rassemble tous les corps compris entre les rides et le lit plan supérieur. La vaste variété de formes de dunes reflète bien plus la complexité des conditions et la modification locale des processus (chenalisation, fluctuation de la hauteur d'eau ou encore renverses de courant), que des processus génétiques distincts. Le qualificatif « hydraulique » peut être utilisé pour souligner la différence entre formes créées par les courants aquatiques ou par le vent.

Actuellement, les caractéristiques morphologiques des dunes sont connues et leurs variations comprises. Une classification fondée sur une morphologie descriptive intégrant une réflexion sur les aspects génétiques a pu être proposée. Une hiérarchie de descripteurs permet de différencier les différentes morphologies de dunes :

- descripteurs de premier ordre : la forme (2D ou 3D) et la taille (longueur d'onde) des dunes (tab. I-2).

- descripteurs de second ordre : les facteurs relatifs à la superposition des corps (corps simple ou composé) et la taille, le tri du sédiment.
- descripteurs de 3ème ordre : les facteurs de forme (symétrie ou asymétrie, pendages des flancs), la couverture sédimentaire (complète ou appauvrie) et des caractéristiques hydrauliques reflétant l'évolution temporelle des dunes (direction(s) et vitesses du courant ; migration des dunes).

<table><tr><td>longueur d'onde (m):</td><td>0,6</td><td>5</td><td>10</td><td>100</td></tr><tr><td>amplitude * (m):</td><td>0,06</td><td>0,25</td><td>0,5</td><td>3</td></tr><tr><td></td><td>petites</td><td>moyennes</td><td>grandes</td><td>très grandes dunes</td></tr></table>

**Tableau I-2 : Nomenclature des dunes selon leur longueur d'onde (d'après Berné et al., 1989b et Ashley, 1990).**

(* : l'amplitude est calculée grâce à la relation de Flemming, 1988a, voir § 1-1-2-2).

Dune classification according to their wavelength (from Berné et al., 1989b and Ashley, 1990).

(* : the height is calculated using Flemming's relation, 1988a, see § 1-1-2-2).

Selon Berné (1989b), cette classification pose quelques problèmes. Les dimensions permettant de distinguer les quatre sous-classes de dunes ont été choisies arbitrairement alors qu'une approche statistique aurait pu permettre des regroupements plus judicieux. La limite inférieure de l'amplitude des dunes géantes devrait plutôt se situer vers 10-15 m, délimitant ainsi une famille de dunes exceptionnelle par sa faible fréquence d'apparition, à l'image des observations mentionnées dans la littérature. Par ailleurs, la spécificité des dépôts tidaux, produits par des courants oscillatoires, n'apparaît pas dans cette classification.

# 1-2 : Formation et évolution d'une dune

## 1-2-1 : Formation

### 1-2-1-1 : Processus dynamiques : observations et modélisation conceptuelle

Selon Yalin (1977), la présence d'une irrégularité initiale, sur un fond marin plat, de hauteur au moins comparable à celle d'une ride (quelques centimètres), cause une perturbation du courant en aval du défaut. Cela a des répercussions sur la totalité de l'épaisseur de la couche-limite et détermine localement, en aval du défaut, une augmentation de la contrainte de cisaillement. Il en résulte un dépôt de sédiment et, de ce fait, une seconde irrégularité est créée, au niveau de laquelle le processus se répète selon une certaine longueur d'onde. Par la suite, la croissance des dunes est le résultat de l'accumulation de sédiment vers la crête des irrégularités initiales (Allen, 1980a et 1980b) : près du fond, le courant tidal est modifié par la morphologie des irrégularités périodiques et converge vers leurs crêtes (fig. I-11a) ; un système de cellules de circulation apparaît et entretient la croissance des dunes (fig. I-11b). Il est généralement admis que le processus
précédemment décrit est le même pour les dunes générées sous un courant unidirectionnel (rivière) ou alternatif (marée), bien qu'Allen (1980a et 1980b) suggère une distinction génétique de ces deux types de dunes.

<figure><img src="image_15.png" /><figcaption>**Figure I-11** : Composantes du courant tidal agissant sur une petite perturbation topographique du fond marin (a) et cellules de circulation mises en place sous l'effet de l'interaction entre courant et morphologie (b) (Allen, 1980a, 1980b). Up représente l'oscillation des courants tidaux ; $U_{M(1)}$, le courant tidal résiduel et $U_{M(2)}$, le courant tidal résiduel modifié par la perturbation.</figcaption></figure>

Tidal current components acting on a small topographic perturbation of the sea bottom (a) and circulation cells du to current and morphology related currents (Allen, 1980a, 1980 b). Up represents to the tidal current oscillation ; $U_{M(1)}$, the residual tidal current and $U_{M(2)}$, the residual tidal current modified by the perturbation.

A partir d'analyses théoriques de stabilité, Hulscher et al. (1993), Hulscher (1996) et Blondeaux et al. (1999 et 2000) ont développé des modèles numériques 3D de prédiction de la formation des dunes sur un fond plat sujet à l'action des courants de marée. Ces modèles déterminent les caractéristiques morphologiques (longueurs d'onde et orientation) des corps sédimentaires qui se développent à partir d'irrégularités topographiques du fond marin. Les dunes se développent quand la structure verticale du courant est prise en compte (Hulscher et al., 1993). Selon van den Brink et Hulscher (1999), l'apparition des dunes peut être prédite à partir des valeurs des paramètres de viscosité et de rugosité du fond, ce dernier (qui dépend directement de la taille du sédiment) étant le plus sensible. Blondeaux et al. (1999, 2000) ont amélioré la caractérisation du courant près du fond en introduisant le transport du sédiment par suspension, qui peut être important notamment sous l'action des houles.

### 1-2-1-2 : Contexte de mise en place

A partir d'études sur des complexes dunaires anciens, Nio (1976) établit un modèle de formation des dunes en relation avec les transgressions marines associées à de forts courants tidaux (fig. I-12). L'inondation du continent, au début de la transgression, conduit au remplissage de chenaux fluviatiles et de dépressions topographiques. Avec l'augmentation du niveau marin et une quantité suffisante de sédiment, de petites dunes peuvent être formées dans ces secteurs et croître par accrétion verticale et migration latérale sous l'effet des courants tidaux. La construction active des dunes diminue conjointement à un approfondissement du bassin, puis la topographie des corps subit un aplanissement lors du maximum d'inondation. La configuration topographique du bassin au stade initial de la transgression a une influence déterminante sur la localisation et
la géométrie des futures dunes. Sur la plate-forme japonaise, Ikehara et Kinoshita (1994) concluent que les dunes se sont formées durant la dernière transgression postglaciaire sur les surfaces érosives sculptées au cours du maximum glaciaire précédent.

<figure><img src="image_16.png" /><figcaption>**Figure I-12** : Modèle de formation des dunes en fonction des variations du niveau marin (Nio, 1976).
*Model of dune formation as a function of marine sea level variations (Nio, 1976).*</figcaption></figure>

### 1-2-2 : Mécanismes hydro-sédimentaires à l'échelle d'une dune

Les corps sédimentaires participent au transport sédimentaire et expriment un état d'instabilité du flux sédimentaire. Ils fonctionnent comme un élément de résistance face au courant régional.
1-2-2-1 : la structure verticale et horizontale du courant à l'aplomb d'une dune

A l'aplomb d'une dune, le courant est modifié sur l'ensemble de la tranche d'eau (fig. I-13). Sur le flanc doux, étant donnée la diminution de la tranche d'eau vers la crête, la composante de courant normale à la crête est accélérée pour satisfaire le principe de conservation de la masse.

<figure><img src="image_17.png" /></figure>

**Figure I-13** : Structure verticale du courant à l'aplomb des rides, des dunes et des antidunes. Mouvement de ces corps sédimentaires (Dyer, 1986).

*Vertical flow pattern over ripples, dunes and antidunes. Movement of these sedimentary bodies (Dyer, 1986).*

Dans le cas d'une dune orientée obliquement par rapport au courant, le courant total subit donc une déviation, lors de son trajet sur le flanc doux, qui se traduit par un réalignment dans une direction plus perpendiculaire à la crête de la dune. Des mesures de courant réalisées en pied et sommet de dune montrent ce phénomène (Malikides et al., 1989) (fig. I-14) : la vitesse du courant augmente de 150% le long du flanc doux et sa direction est déviée de 50°.
<figure><img src="image_18.png" /></figure>

**Figure I-14** : Modèle de courant tidal à l'aplomb des dunes et sa déviation dans les directions du flot et du jusant (Malikides et al., 1989).

*Model for tidal flow over dunes and its deflection in the flood and ebb directions (Malikides et al., 1989).*

Les effets du courant secondaire ainsi généré sont visibles sur les dunes surimposées. L'angle entre la direction de leurs crêtes et celle de la dune hôte tend à diminuer depuis le pied de la dune jusqu'à sa crête (Malikides *et al.*, 1988). Lorsque les flancs des dunes sont peu inclinés, cet angle est quasi nul (McCave, 1971), indiquant que le courant régional n'est que peu modifié. L'accélération du courant sur le flanc doux induit une augmentation de la contrainte de cisaillement sur le fond générant une amplification du transport sédimentaire. La contrainte de friction, qui agit en réaction à la vitesse du courant, entraîne une décélération brusque du courant immédiatement en aval de la crête de la dune lorsque la tranche d'eau augmente à nouveau, ce qui conduit au dépôt du sédiment. Huthnance (1982) prédit le même mécanisme de modification du courant et du transport sédimentaire à l'aplomb des bancs sableux, dont l'obliquité d'allongement par rapport au courant est indispensable pour permettre leur croissance. Sur le flanc raide, si le pendage est inférieur à 1/15ème, le courant est décéléré et dévié à l'inverse de ce qui est observé sur le flanc doux. Si la pente du flanc raide dépasse cette valeur, un contre-courant se forme sur le flanc abrité de la dune, induit par le décollement de la couche-limite du courant au niveau de la crête (fig. I-15a) (Raudkivi, 1963, in Berné, 1991). Des rides de retour peuvent alors se former au pied du flanc raide et migrer vers la crête de la dune. Des profils verticaux de vitesses réalisés par Dyer (1970) décrivent ce phénomène (fig. I-15b). Selon Smith et McLean (1977), le décollement du courant apparaît sur une dune lorsque le charriage est le mécanisme de transport dominant.
<figure><img src="image_19.png" /></figure>

**Figure I-15** : Phénomène de séparation et rattachement du courant. (a) Structure du courant à l'aplomb d'une ride. La séparation du courant à la crête de la ride entraîne une brusque chute de la contrainte de frottement sur le fond. La ligne de courant entre le point de séparation S et le point de rattachement R définie la limite supérieure du vortex du contre-courant remontant le long du flanc raide de la ride (Dyer, 1986) ; (b) Profils de vitesse de courant tidal à l'aplomb d'une dune graveleuse. Les divers types de profil sont observés à différentes positions sur la dune, localisés sur le schéma a (Dyer, 1970).

*Flow separation and reattachment.* (a) Flow pattern over a ripple. Current separation at the ripple crest leads to a sharp decrease of the bed shear stress. The streamline between the separation point S and the reattachment point R defines the outer limit of the counter-current vortex climbing the dune lee side (Dyer, 1985) ; (b) Velocity profiles observed in a tidal current over gravel dunes. The different profile types appear at different positions on the dune, localised on scheme a (Dyer, 1970).

1-2-2-2 : Les mécanismes de sédimentation

Sur le flanc doux des dunes, le transport sédimentaire s'effectue par charriage à la manière d'un tapis roulant ou sous la forme de bouffées turbides. A la crête des dunes, le sédiment s'accumule puis, lorsque l'angle de stabilité caractéristique du sédiment est dépassé, le phénomène d'« avalanche » ou de « coulée sableuse » se produit (Hunter, 1985, in Berné, 1991), entraînant le glissement du sédiment vers le pied de la pente et la progradation de la dune. Les coulées les plus récentes recouvrent les plus anciennes. De forme linguoïde, elles ont une épaisseur de quelques centimètres. L'augmentation de l'intensité du courant favorise la continuité des phases d'avalanche ainsi que la mise en suspension de la fraction la plus fine du sédiment. Cette dernière se dépose ensuite en « pluie sableuse » (Jopling, 1962, in Berné, 1991) sur le flanc raide de la dune, dans le creux inter-dune ou encore sur le flanc doux d'une dune aval.

D'après Flemming (2000), une dune cesse de grandir lorsque seul le transport par suspension existe. Dans le sud de la Mer du Nord, McCave (1971) observe que l'amplitude de dunes diminue à cause de l'augmentation du rapport taux de sédiment transporté par suspension - taux de sédiment charrié, qui limite l'opportunité pour ces dunes d'être construites. Selon Carling *et al.* (2000b), la suspension et l'entraînement des particules les plus fines a peu de conséquences sur la dynamique des dunes.
La présence de corps surimposés génère une augmentation de la contrainte de cisaillement sur le fond (Dyer, 1970) et, par conséquent, une augmentation du transport sédimentaire par charriage. McCave (1971) conclut que les corps surimposés constituent une perturbation du taux de transport par charriage, alors que les grandes dunes entraînent plutôt une modification du taux de transport par suspension.

### 1-2-3 : Evolution : migration et structure interne

#### 1-2-3-1 : Migration

L'amélioration des systèmes d'acquisition de données et de localisation a permis de diminuer les erreurs de mesure et d'améliorer la quantification de la migration des dunes. Terwindt (1971) utilisait des données bathymétriques précises à 85 m, alors qu'actuellement le GPS différentiel assure une précision métrique.

Bien que liées aux processus de sédimentation précédemment décrits, les caractéristiques de la migration des dunes sont très variables selon l'environnement (courant, quantité de sédiment,...) et leur morphologie. Cette variabilité est visible d'une zone géographique à une autre et au sein d'un même champ de dunes. Les vitesses de migration des dunes présentent une vaste gamme allant de la quasi-immobilité à plusieurs mètres par jour (tab. I-3).

<table><thead><tr><th rowspan="2">Auteur(s)</th><th rowspan="2">Environnement</th><th rowspan="2">Amplitude (m)</th><th colspan="3">Taux de migration (m/an)</th></tr><tr><th>moyenne</th><th>long terme</th><th>court terme</th></tr></thead><tbody><tr><td>Lüdwick (1972)</td><td>Baie de Chesapeake, passe tidale</td><td>0,5-2,1</td><td></td><td>2-150</td><td></td></tr><tr><td>Langhorne (1973)</td><td>Estuaire de la Tamise, barres sableuses</td><td>1,5-8</td><td></td><td>&lt;25</td><td></td></tr><tr><td>Bokuniewicz et al. (1977)</td><td>Long Island Sound, delta de flot</td><td>1</td><td>63</td><td>0-125</td><td></td></tr><tr><td>Dalrymple (1984)</td><td>Bassin de Minas, Baie de Fundy, barres sableuses</td><td>0,8</td><td>75</td><td>7-220</td><td></td></tr><tr><td>Alliota et Perillo (1987)</td><td>estuaire de Bahia Blanca, chenal subtidal</td><td>3-4</td><td>33</td><td>5-96</td><td></td></tr><tr><td>Kostaschuk et al. (1989)</td><td>rivière Fraser, chenal distributaire</td><td>0,3-2,1</td><td></td><td>&gt;5000</td><td>11,5-40,6 m.jr<sup>-1</sup>x</td></tr><tr><td rowspan="2">Berné et al. (1989b)</td><td>détroit du Pas-de-Calais</td><td>5</td><td></td><td>70</td><td></td></tr><tr><td>Surtainville, plate-forme macrotidale</td><td>2,5-7</td><td></td><td>10 (2D)-20 (3D)</td><td></td></tr></tbody></table>
<table><caption>**Tableau I-3** : Compilation de vitesses de migration de dunes (en m.an<sup>-1</sup>) pour des environnements variés. Les valeurs suivies d'un * correspondent à une moyenne, celles suivies d'un ¤ sont des mesures à court terme (de la journée au mois) ; les autres indiquent les gammes de vitesses de migration à long terme (du mois à l'année).</caption><tr><td>Tobias (1989)</td><td>mer du Nord</td><td>2,8-6,3</td><td></td><td>1-2,5</td><td></td></tr><tr><td>Fenster et al. (1990)</td><td>Long Island Sound, delta de flot</td><td>4,0-16,5</td><td>0,35</td><td>0-6,8</td><td></td></tr><tr><td>Lanckneus et De Moor (1991)</td><td>banc de Kwinte, mer du Nord, plate-forme belge</td><td>1,8-8,6</td><td></td><td>9,7 m.mois<sup>-1</sup></td><td></td></tr><tr><td>Wright (1992)</td><td>Extrémité du banc du South Falls, sud de la mer du Nord</td><td>1-16</td><td></td><td>oscillation de 0 à 50</td><td></td></tr><tr><td>Lanckneus et De Moor (1995)</td><td>banc du Middelkerke, sud de la mer du Nord, plate-forme belge</td><td>0,5-5,0</td><td></td><td>oscillation de 7 m en 5 mois</td><td></td></tr><tr><td>Bos et al. (1996, in van Maren, 1998)</td><td>mer du Nord, Nord de la Hollande</td><td>2,6-3,2</td><td></td><td>2,5-5,4 / 0-150 m en 6 ans</td><td></td></tr><tr><td>Mallet (1998)</td><td>embouchure de la Gironde, estuaire dominé par la marée</td><td>1,2-5,3</td><td></td><td>0</td><td>3-39 (oscillation flot-jusant)</td></tr><tr><td>Carling et al. (2000a)</td><td>fleuve Rhin</td><td>0,16-0,35<br>0,4-1,1</td><td></td><td></td><td>1-3 mm.s<sup>-1</sup>¤<br>3 m.jr<sup>-1</sup></td></tr><tr><td>Garnaud (1999)</td><td>passage de la Déroute, golfe Normand - Breton, plate-forme macrotidal</td><td>2,0-6,3</td><td>11</td><td>17 m.mois<sup>-1</sup></td><td></td></tr><tr><td>Van Lanckner et Jacobs (2000 b)</td><td>Banc de Broers, plate-forme belge</td><td>3-3,5</td><td>13</td><td></td><td></td></tr></table>

Compilation of dune migration rates (in m.yr<sup>-1</sup>) for various environments. Values with a * correspond to a mean, those with a ¤ to short term measurements (from day to month) ; others indicate the range of long term migration rate (from month to year).

Certaines dunes sont moribondes et présentent une stabilité totale, bien qu'elles puissent être sujettes à l'érosion (par les houles, par exemple). Sur les plates-formes externes, on rencontre fréquemment des dunes formées lors de la dernière transgression, mais qui ne sont plus en équilibre avec les conditions actuelles de courant. Sur la plate-forme japonaise, les dunes formées lors de la dernière transgression postglaciaire et situées à plus de 70 m de profondeur sont inactives (Ikehara et Kinoshita, 1994). Parfois, les dunes sont formées par des courants intermittents. Sur la plate-forme sud-africaine, les grandes dunes présentent une
stabilité partielle et ne montrent qu'une migration saisonnière sous l'influence du courant d'Aghulas (Flemming, 1994).

### 1-2-3-1-1 : Influence du courant et de la quantité de sédiment

La quantité de sédiment disponible est un facteur important. Les dunes fossilisées sont associées à de forts taux de sédimentation, qui ont permis leur préservation. Les déplacements enregistrés sont importants : 100 m/an dans le Crétacé du Bassin de Londres (Allen, 1982c) ; 230 m.an⁻¹ dans la molasse miocène suisse (Allen et Homewood, 1984) ; 120 m/an dans les dépôts récents de l'estuaire de l'Escaut (Yang et Nio, 1985).

L'augmentation du courant induit une amplification du transport sédimentaire et une accélération du déplacement des dunes. Ainsi les barkhanes associées aux courants les plus forts présentent les taux de migration les plus élevés, bien qu'elles soient typiques d'environnements déficitaires en sédiment. Toutefois, à partir d'une certaine intensité de courant, et pour une granularité donnée, le transport par suspension devient trop important et empêche le développement des dunes (Flemming, 2000). Sur le sommet du banc Broers (côte belge), Van Lanckner et al. (2000a) indiquent qu'une bonne partie du sédiment est transportée par suspension à l'aplomb des dunes, sans prendre part à leur développement.

Les vitesses maximales de migration sont enregistrées dans les environnements fluviatiles où le transport sédimentaire est unidirectionnel et la quantité de sédiment mobilisable forte. Dans les environnements tidaux, les périodes d'étale freinent cette migration et la renverse des courants peut entraîner une oscillation du déplacement des dunes. Sur la côte belge, Lanckneus et De Moor (1991) indiquent une oscillation de 29 m en 3 mois. Au sud de la Grande Bretagne, Langhorne (1982) enregistre 3,5 m d'oscillation sur des dunes de 60 cm d'amplitude pour des conditions de vives-eaux. Lorsque le courant tidal est symétrique, la dune oscille autour d'une position et son déplacement résiduel est quasiment nul. Quand l'asymétrie du courant est marquée, la migration de la dune peut être oscillatoire (si le courant subordonné est suffisamment intense), mais montre une direction résiduelle de déplacement.

La migration des dunes peut présenter des variations latérales. Des films réalisés dans le cadre d'expériences en canal montrent que certains champs de petites dunes présentent une variabilité latérale de la vitesse de migration et du taux de transport sédimentaire (Rubin, 2000). Des taux de migration mesurés dans des secteurs où les caractéristiques du courant et de la morphologie des dunes sont similaires révèlent des variations considérables sur de courtes distances (Langhorne, 1973 ; Aliotta et Perillo, 1987 ; Fenster et al., 1990). Certaines portions d'une dune peuvent migrer plus rapidement sous l'influence des variations locales de la hauteur de la crête (Rhodes, 1992), ou de migrations latérales de sinuosités crestales (crest flexing) (Langhorne, 1973) (fig. I-16). Si le gradient latéral de vitesse de migration est trop fort, la crête s'étire puis se scinde. On observe parfois le passage d'une crête simple à une crête double et la migration latérale de cette
transition (*crest branching*). Selon Aliotta et Perillo (1987) cette bifurcation, indicatrice d'un régime de transition, résulte d'un courant secondaire.

<figure><img src="image_20.png" /><figcaption>**Figure I-16** : Exemple de bifurcation de la crête d'une dune (Langhorne, 1973)
*Example of dune branching* (Langhorne, 1973).</figcaption></figure>

### 1-2-3-1-2 : Influence des caractéristiques morphologiques

* amplitude :

Le taux de migration d'une dune augmente en fonction inverse de son amplitude. Fenster et al. (1990) enregistrent des migrations de 100-300 m.an⁻¹, 25-75 m.an⁻¹ et seulement quelques décimètres par an respectivement pour des petites (H<0,25 m), des grandes (0,5 à 5 m) et des très grandes dunes (H>3 m). En conséquence, les dunes surimposées migrent plus rapidement que la dune hôte. Dans le Rhin, les petites dunes (H=0,16-0,35 m) migrent à raison de 1-3 mm/s (soit 85-260 m.jr⁻¹), alors que les plus grandes (H=0,4-1,1 m) se déplacent à la vitesse de 3 m.jr⁻¹ (Carling, 2000a). Par ailleurs, étant donnée la quantité de sédiment stocké, les grandes dunes sont relativement stables à l'échelle de plusieurs mois ou années, alors que les petits corps surimposés sont dynamiques et répondent facilement aux différentes fluctuations rapides (ex : cycles flot/jusant et ME/VE). Selon Langhorne (1982), les changements morphologiques des grandes dunes durant un cycle flot/jusant sont uniquement cantonnés à la crête.

* forme horizontale :

Les formes 3D, générées par des courants accrus, migrent plus rapidement que les formes 2D, même si ces dernières sont plus grandes. A Surtainville, les dunes 3D ont une vitesse de migration deux fois plus élevée (20 m.an⁻¹ en moyenne) que celle des dunes 2D (10 m.an⁻¹ en moyenne) (Berné *et al.*, 1989b). Les dunes 3D en forme de barkhane ont les taux de migration les plus élevés.

* asymétrie (forme verticale) :

Le flanc raide d'une dune indique la direction de migration (Stride, 1963). La polarité des dunes est fréquemment utilisée comme indicateur de direction de transport résiduel (Johnson *et al.*, 1982). Cependant, de
nombreux auteurs notent des inversions temporaires de cette polarité. Par exemple dans l'estuaire de la Gironde, l'asymétrie des dunes ne peut être utilisée comme indicateur de direction à long-terme du transport résiduel par charriage, étant données les inversions d'asymétrie générées par des processus saisonniers (crue et étiage) ou sporadiques (tempêtes) (Berné et al., 1993).

* corps surimposés :

La présence de corps surimposés à une dune hôte soulève des questions : la dune hôte est-elle active ou moribonde ? Si elle est active, sa migration n'en est-elle pas modifiée ? Selon certains auteurs (Allen, 1966 ; Davies, 1982, in Ashley, 1990), seule une taille de corps peut être en équilibre à un instant donné. Cependant de nombreuses études de terrain, dont celle de Dalrymple (1984), indiquent une migration simultanée des dunes hôtes et surimposées et de celle qu'elles surmontent. Selon Stride (1989), la migration des dunes surimposées entraîne celle de la dune sous-jacente, qui peut donc être également considérée comme évoluant sous les conditions actuelles. Carling (2000a) précise que, dans le cas de dunes composées, le taux de migration de la dune hôte ne peut être directement relié au taux de transport par charriage qui, bien que participant à la progradation de celle-ci, nourrit également partiellement les petites dunes surimposées. Autrement dit, les dunes composées migreraient moins rapidement que les dunes simples.

1-2-3-2 : Structure interne :

La compréhension des mécanismes de formation et d'évolution des corps sédimentaires peut être améliorée par la connaissance de leur structure interne, les différents épisodes de leur construction étant enregistrés.

La structure des corps intertidaux est la mieux connue. Elle a bénéficié de la possibilité d'une observation directe. Concernant les dunes subtidales, les problèmes techniques que posent le carottage et les limitations de la sismique très haute résolution ont longtemps expliqué l'absence de véritable modèle de structure interne basé sur la description des dépôts actuels. En l'absence de véritables données de terrain, différents modèles conceptuels ont été proposés, fondés sur des considérations théoriques ou sur l'analogie avec les dépôts intertidaux.

1-2-3-2-1 : Structure interne et caractéristiques du courant

Selon Allen (1980a), le degré d'asymétrie de la structure interne et de la morphologie externe (pendage des flancs) d'une dune en équilibre est contrôlé par les caractéristiques du courant près du fond. Ce modèle, basé sur le courant tidal, résulte de déductions théoriques qui n'ont pu être vérifiées expérimentalement. Bien que les mécanismes de formation qu'il suggère soient controversés, ce modèle est le plus utilisé car les
différents types de structures internes proposées ont été fréquemment observés (Dalrymple, 1984 ; Berné et al., 1993).

Une marée dissymétrique produit des dunes dont le profil transversal, asymétrique, permet le phénomène de décollement du courant à la crête (flanc raide incliné de plus de 10°). La structure interne est constituée de faisceaux de grands lits frontaux d'avalanche fortement inclinés, déposés par charriage lors des phases de courant dominant, et délimités par des discontinuités de faible pente correspondant à l'empreinte érosive du courant subordonné, qui lisse le flanc raide et la crête des dunes (fig. I-17, classe IVA).

<figure><img src="image_21.png" /><figcaption>**Figure I-17** : Régimes tidaux et modèles de structure interne de dunes (Allen, 1984). Ce sont la dissymétrie et l'instabilité du courant qui contrôlent la structure interne. Les classe IIIA, IVA et V apparaissent dans le cas d'une marée asymétrique et d'un transport unidirectionnel (IIIA) ou alternatif asymétrique (IVA et V). La classe VI correspond à une marée symétrique.</figcaption></figure>

Tidal regimes and dune internal structure models (Allen, 1984). Current asymmetry and instability control the internal structures. Class IIIA, IVA and V appear when tide is asymmetrical and transport unidirectional (IIIA) or alternative asymmetrical (IVA and V). Class VI corresponds to a symmetrical tide.

De petites dunes peuvent se former et migrer en remontant le long du flanc raide sous l'action soit du courant de retour généré par le décollement du courant à la crête, soit du courant subordonné. L'asymétrie d'un courant tidal peut être telle que le transport par charriage n'apparaît que durant la phase de courant dominant
(un demi-cycle tidal) (fig. I-17, classe IIIA). La dune se comporte alors de la même manière que sous l'influence d'un courant purement unidirectionnel. Dans ce cas, des drapages de sédiment fin résultant du dépôt du sédiment en suspension, éventuellement bioturbés, indiquent les épisodes d'étale ou de mortes-eaux. Ce type de structure interne est similaire au modèle proposé par Visser (1980) qui observe des drapages argileux au sein de dunes situées dans l'estuaire de l'Escaut, en domaine subtidal franc (-10 à -15 m). Le modèle de McCave (1971), établi à partir de l'étude d'un grand champ de dunes du sud de la Mer du Nord, présente également certaines affinités avec le modèle d'Allen (1980a). Déduit de la morphologie externe et de la variabilité de la granularité du sédiment sur les dunes, il suggère l'existence d'une partie basale de sédiment fin, déposé après transport par suspension et bioturbé, et d'une partie supérieure constituée d'un sédiment plus grossier transporté par charriage et structuré en grands lits frontaux d'avalanche. Une zone à litage oblique intermédiaire (intermediate cross-bedding) produit par la migration des dunes surimposées coiffe fréquemment l'ensemble.

Une marée symétrique produit des dunes à section symétrique et structure interne constituée d'une superposition de petites dunes alternativement formées par le flot et le jusant (fig. I-17, classe VI). A l'intérieur du litage principal apparaissent des faisceaux à litage oblique (cross-bedding sets) correspondant à l'enregistrement du déplacement des petites dunes surimposées. Reineck (1963) avait décrit ce type de structure interne à partir de carottages superficiels de dunes situées dans des chenaux de marée de l'estuaire de la Jade (Allemagne).

### 1-2-3-2-2 : Structure interne et corps surimposés

A partir de carottages courts, Johnson et al. (1981) observent que la pente du litage oblique interne est plus forte que celle de la pente raide externe, et en déduisent que les dunes surimposées (à pentes d'avalanche plus raides) sont responsables de l'essentiel de la structure interne.

Dans la Baie de Fundy, Dalrymple (1984) étudie des dunes intertidales présentant une grande variété de conditions et de morphologies. De même que Flemming (1982), il conclut que les corps surimposés, qui sont en quasi-équilibre avec la dune hôte, jouent un rôle-clé dans la dynamique et la formation de la structure interne de cette dernière.
<figure><img src="image_22.png" /></figure>

**Figure I-18** : Structures internes observées dans les dunes intertidales de la Baie de Fundy (d'après Dalrymple, 1984). L'auteur a répertorié deux types de structures de progradation liées à la dynamique des corps surimposés, le litage oblique entrecroisé (a) et les discontinuités de progradation de grande taille (b), et une structure d'aggradation, les sets cogénétiques à litage entrecroisé complexe (c).

*Internal structures observed in intertidal dunes from the Bay of Fundy (from Dalrymple, 1984). The author has indexed two types of progradation structures due to superimposed body dynamics, the inclined cross-bedding (a) and the large-scale foresets (b), and an aggradation structure, the complex cross-bedded cosets (c).*

Trois types de structures sont mis en évidence (fig. I-18) : deux types de structure de translation, (a) le litage oblique entrecroisé (inclined cross-bedding) et (b) les discontinuités de progradation de grande taille (large-scale foresets), observées sur le flanc raide de la dune ; une structure d'aggradation, (c) les ensembles de sets cogénétiques à litage entrecroisé complexe (complex cross-bedded cosets) observés sur le flanc doux et sur la crête de la dune.

(a) L'arrivée d'une crête de dune surimposée à la crête de la dune hôte entraîne une migration aval rapide et le dépôt d'un litage entrecroisé de grand angle, d'autant plus épais que la dune surimposée est grande. Quand le pied de cette petite dune atteint cette même position, la migration est ralentie voire stoppée. La continuité du litage entrecroisé est alors interrompue par une surface de non-dépôt (9° en moyenne) qui peut être érodée par
le courant de retour (lié au phénomène de décollement du courant à la crête) ou le courant subordonné. Chaque dune surimposée produit un faisceau.

(b) Lorsque les dunes surimposées sont de plus petite taille, il n'y a pas forcément d'interruption de la sédimentation sur le flanc raide. Les faisceaux observés sont épais : ils correspondent à un volume de 3 à 4 dunes surimposées et sont délimités par des surfaces de réactivation (14° en moyenne). Les grandes discontinuités de progradation peuvent évoluer en faisceaux à litage oblique entrecroisé lorsque le taux d'érosion augmente.

Bien que les processus mis en jeu soient très différents, les structures de translation observées par Dalrymple (1984) sont très similaires à celles prédites par Allen (1980a) : le litage oblique entrecroisé se calque sur les structures de la classe IV et les grandes discontinuités de progradation montrent une bonne correspondance avec les structures de la classe III (voir fig. I-17).

(c) Les faisceaux cogénétiques à litage entrecroisé complexe ne résultent pas de la migration de la dune et ne se forment pas simultanément aux structures de translation, mais durant des périodes de construction verticale de la dune, lorsque celle-ci, suite à un épisode d'érosion (par la houle, par exemple), grandit pour atteindre de nouveau sa hauteur d'« équilibre ».

### 1-2-3-2-3 : Structure interne et processus non-tidaux :

Tout d'abord mise en œuvre par Houbolt (1968) pour l'étude de bancs sableux, la sismique à très haute résolution, traitée et validée par le carottage, a été utilisée avec succès pour la visualisation de la structure interne des dunes subtidales par Berné *et al.* (1988, 1989a, 1989b et 1993) et Berné (1991). Les différents types de structures internes observées correspondent pour la plupart à la classification d'Allen (1980a).

Une hiérarchie des réflecteurs internes observés dans les dunes tidales a été établie selon une organisation similaire à celle que l'on rencontre dans les dunes éoliennes (Brookfield, 1992). Trois ordres de surfaces limites sont distingués (fig. I-19) :

1. Les discontinuités de premier ordre (sub-horizontales) peuvent être attribuées à plusieurs phénomènes. A la base de la dune, elles correspondent à la couche de sédiment grossier sur laquelle la dune prograde, qui peut être une surface d'érosion lorsque le niveau sous-jacent est relativement meuble. Dans le corps de la dune, elles sont attribuées à des surfaces d'érosion créées par les tempêtes (Johnson et al., 1981 ; Berné et al., 1988, 1989b). Johnson et al. (1981) avaient précédemment suggéré l'influence des tempêtes sur l'érosion de la structure interne. Toutefois, pour les grandes dunes dont le volume est important, seules les crêtes sont modifiées par les tempêtes. Au sommet de la dune, les discontinuités de premier ordre constituent l'empreinte de la migration des corps surimposés (Berné et al., 1988 ; Berné, 1991).
<figure><img src="image_23.png" /></figure>

**Figure I-19** : Structure interne d'une dune subtidale de Surtainville observée par la sismique (Berné et al., 1988). Les auteurs ont observé une hiérarchie de trois types de réflecteurs, les réflecteurs sub-horizontaux de premier ordre (1), les réflecteurs de second ordre, pentés de 5 à 15° (2) et les réflecteurs de troisième ordre, pentés de 20 à 30° (3). Pour les explications voir dans le texte.

*Internal structure of a subtidal dune from Surtainville observed along a seismic profile (Berné et al., 1988). The authors have observed a hierarchy of three reflector types, the first order subhorizontal reflectors (1), the second order, 5 to 15° inclined ones (2) and the third order, 20 to 30° inclined ones (3).*

(2) Les discontinuités de second ordre sont inclinées dans la même direction que le flanc raide de la dune, mais présentent des pendages plus faibles (5 à 15°, Berné et al., 1989 et Berné, 1991). Comme suggéré par Allen (1980a), elles ont tout d'abord été assimilées à des surfaces de réactivation produites par l'action du courant subordonné (Berné et al., 1988, 1989a, 1989b) ; comme les volumes sableux remaniés sont largement supérieurs à la capacité de transport de ce courant, Berné (1991) conclut que le maître-litage de ces dunes enregistrent des évènements paroxysmaux (houle, vent, débit fluvial,...), préférentiellement à l'action et à la cyclicité tidale. Dans l'estuaire de la Gironde, Berné et al. (1993) et Mallet *et al.* (1997) notent des inversions d'asymétrie des structures internes de dunes liées à la combinaison des changements saisonniers du débit fluviatile et des cycles tidaux (fig. I-20). Il en résulte que l'asymétrie des courants tidaux semi-diurnes ne peut être utilisée pour prédire la structure interne des dunes.

(3) Les discontinuités de troisième ordre sont visibles dans les faisceaux délimités par les discontinuités de second ordre. Ce sont des horizons fortement inclinés (20 à 30°) dans la direction du flanc raide. Ils correspondent à des lits frontaux d'avalanche, générés par le dépôt des sédiments charriés par le courant dominant.
<figure><img src="image_24.png" /></figure>

**Figure I-20** : Modèle de structure interne en « méga-chevrons » des dunes subtidales symétriques de l'estuaire de la Gironde (Berné et al., 1993). La structure interne consiste en « cosets » dont la polarité s'inverse. Trois phases de progradation correspondant à une alternance crue-étiage-crue sont enregistrées dans la structure visible en sismique.

« Méga-chevrons » internal structure model for subtidal symmetrical dunes from the Gironde estuary (Berné et al., 1993). The internal structure consists of cosets with alternating polarity. Three prograding stages, corresponding to a high-low-high river discharge alternance, are recorded in the seismic displayed structure.

### 1-2-3-2-4 : Relations entre morphologie externe et structure interne :

Si la hauteur d'une dune détermine l'épaisseur maximum des faisceaux qui peuvent être préservés (Rubin et Hunter, 1982), sa longueur d'onde est plus significative du fait de son influence sur la présence ou l'absence de corps surimposés. Ainsi selon Dalrymple et Rhodes (1995), les dunes simples, petites à moyennes, ont des structures internes fondamentalement différentes des dunes composées, grandes à très grandes, à cause de l'effet prononcé des corps surimposés.

La forme des dunes a une influence importante sur la géométrie de la structure interne des dunes, les dunes 2D produisant des structures planaires à tabulaires et les dunes 3D des structures en auge (Ashley, 1990) (voir fig. I-3).
## 1-3 : Relations entre les dunes et les autres corps sédimentaires

Le transport par charriage de particules sous l'action d'un courant (vent ou eau) est à l'origine des formes de dépôt et de figures d'érosion. Parmi ces formes plus ou moins périodiques, on distingue les corps « transversaux » et « longitudinaux », selon que leur grand axe est respectivement quasiment perpendiculaire ou parallèle au courant.

### 1-3-1 : Les antidunes et les rides

Parmi les corps transverses, on distingue trois formes principales généralement fortement périodiques :
(1) les antidunes, (2) les rides et les dunes (voir fig. I-13).

(1) Les antidunes, formées à faible profondeur sous de fortes vitesses (1 m et 250 cm/s par exemple), sont des ondulations arrondies et symétriques, très régulières, se déplaçant en sens contraire du courant.

(2) Les rides et les dunes se déplacent dans le sens du courant par érosion du flanc doux amont au courant et dépôt sur le flanc raide. Bien qu'ayant la même morphologie, les rides et les dunes constituent deux populations bien distinctes par leur taille, leur dépendance à la profondeur d'eau et leur processus de formation. Les rides dépendent des caractéristiques du courant près du fond (couche limite) et se forment donc indépendamment de la profondeur d'eau, contrairement aux dunes. On les observe donc dans tous les environnements aquatiques. La taille des rides est inférieure à 6 cm en hauteur (généralement entre 1 et 5 cm, à peine 300 fois plus grande que le diamètre moyen du grain) et 60 cm en longueur (souvent entre 5 et 12 fois la hauteur, 600 à 1600 fois plus grande que le diamètre du sédiment ; Yalin, 1972). Etant donnée leur distinction génétique, les rides sont souvent surimposées aux autres corps sédimentaires.

### 1-3-2 : Les corps longitudinaux

Les corps longitudinaux comprennent des formes de dépôt, comme les bancs (1) et les rubans sableux (2), et des figures d'érosion, telles que les dépressions décapées (Mogi, 1979, in Belderson et al., 1982), les sillons longitudinaux (Belderson et al., 1988) ou encore les traces générées par des obstacles (dont celles créées par les épaves, Caston, 1979a, ou par les pointements rocheux ou les cailloux, Werner et Newton, 1975).

(1) Les bancs sableux sont les plus grands corps sédimentaires observés en domaine marin et sont associés à de fortes vitesses de courant (autour de 100 cm/s de valeur maximum de vive-eau moyenne). Les bancs situés offshore font généralement plusieurs dizaines de kilomètres de long, plusieurs kilomètres de large et plusieurs dizaines de mètres de hauteur. Leurs crêtes culminent fréquemment à moins de 10 m de profondeur. Les bancs actifs sous le régime tidal actuel (mis en place à la fin de l'Holocène) sont couverts de dunes dont les variations d'orientation témoignent de l'existence d'une circulation sédimentaire rotatoire, souvent horaire, avec convergence vers la crête. Ce processus assure le maintien des bancs (Caston, 1972) qui
sinon seraient démantelés par l'action des houles à ces faibles profondeurs. Le grand axe des bancs est généralement décalé d'un angle anti-horaire de 0 à 20° par rapport à la direction principale du courant (Kenyon et al., 1981). Bien que la migration des bancs soit inexistante à faible, ils sont de bons indicateurs des directions régionales de transport sableux. Certains bancs sont moribonds ; ils sont associés à des vitesses de courant inférieures à 50 cm/s et ne sont pas couverts de dunes surimposées (Stride, 1963 ; Reynaud et al., 1994).

(2) Les rubans sableux sont des structures étirées et aplaties reposant fréquemment sur une semelle de sédiment résiduel. Ils varient considérablement en taille. Ils peuvent atteindre 10 à 20 km de long, quelques centaines de mètres de large et environ 1 m de hauteur.

<figure><img src="image_25.png" /></figure>

**Figure I-21** : Diagramme des quatre types principaux de rubans sableux (Kenyon, 1970). Chacun de ces types peut être associé à une vitesse maximum de courant de surface.

*Diagram of the four main types of sand ribbons (Kenyon, 1970). Each type can be associated to a typical maximum near-surface current velocity.*

Kenyon (1970) décrit quatre types de rubans selon la disponibilité en sédiment et les vitesses de courants associés, variant entre 75 et 130 cm/s (fig. I-21). Ils sont parallèles aux directions de transport par charriage mais n'en indiquent pas le sens. Les rubans sableux se développent fréquemment à partir d'obstacles. Les rubans pauvres en sédiment évoluent en serpentins sableux par accélération du courant (Belderson et Kenyon, 1969).
### 1-3-3 : Zonation des corps sédimentaires

Selon Belderson et al. (1982), chaque figure sédimentaire individualisée peut être reliée d'abord à une vitesse maximum de courant de surface de vive-eau moyenne (fig. I-22a), et ensuite à la disponibilité en sédiment (fig. I-22bet I-22c).

<figure><img src="image_26.png" /></figure>

**Figure I-22** : Principaux corps sédimentaires façonnés par les courants tidaux sur les plates-formes continentales et vitesses de pointe de courant de surface de vive-eau moyenne associées. La disponibilité en sédiment (a : moyenne ; b : faible ; c : forte) influence fortement la formation et la distribution des corps sédimentaires (Belderson et al., 1982)

Main bedforms made by tidal currents on the continental shelf and corresponding mean spring peak near-surface tidal currents. Sediment availability (a : medium supply ; b : low supply ; c : abundant supply) strongly influences sedimentary body formation and distribution (Belderson et al., 1982).

Bien qu'un type de corps sédimentaire puisse être assigné à un secteur géographique typique d'une gamme donnée de vitesses de courant, il n'occupe pas nécessairement la totalité de la zone et n'est pas obligatoirement le seul type présent selon la quantité et la nature du sédiment disponible. De plus, le développement de certaines figures peut être provoqué par la présence de figures d'autres types. Ainsi, une gradation de leur distribution spatiale est généralement observée d'une zone de vitesses de courant à une autre et plusieurs types de figures sédimentaires peuvent coexister. Par exemple les rubans de types A et C (Kenyon, 1970) peuvent être considérés comme constitués d'un train de petites dunes. Les dunes peuvent être des corps secondaires surimposés aux rubans, ou encore être couvertes de plus petites dunes, elles-mêmes surmontées de rides. Il est fréquent d'observer la superposition suivante : rides -> petites et moyennes dunes -> grandes et très grandes dunes -> bancs sableux (fig. I-23).
<figure><img src="image_27.png" /><figcaption>**Figure I-23** : Très grandes dunes surimposées au banc de la Schôle. Image obtenue grâce aux données de sondeur multifaisceaux (levé et traitement SHOM/MHA, 1999).</figcaption></figure>

Very large dunes superimposed on the Schôle sandbank. Image obtained from multibeam echosounder data (SHOM/MHA survey and treatment, 1999).
## 2 : Dunes et processus hydro-sédimentaires en domaine de plate-forme peu profonde

Les plates-formes sont situées à l'interface entre les domaines continentaux et les bassins océaniques profonds. Elles constituent un secteur de transit du matériel détritique continental ou côtier vers le large. Nous définissons le domaine de plate-forme peu profonde comme le secteur de la plate-forme interne soumis à l'action alternative des courants tidaux combinés à des courants irréguliers non-tidaux et aux houles de tempête. En mer du Nord, cet environnement peut être assimilé à l'intervalle bathymétrique 0 - 50 m (sous le niveau des plus basses mers) et concerne le détroit du Pas-de-Calais dans son ensemble. Les sédiments en transit peuvent être temporairement stockés au sein de corps sédimentaires, et en particulier de dunes, qui enregistrent les processus de transport et de dépôt.

### 2-1 : Les agents hydrodynamiques

#### 2-1-1 : La marée :

Ce phénomène est le principal agent hydrodynamique responsable du transport sédimentaire et du développement des corps sédimentaires sur les plates-formes continentales.

##### 2-1-1-1 : Origine et cyclicités

La marée est une onde oscillatoire périodique affectant les masses d'eau et générée par les effets conjugués des forces gravitationnelles d'attraction exercées sur la Terre par le Soleil et la Lune, les autres astres, trop petits ou trop éloignés, n'ayant pas d'influence notable. Les orbites décrites par la Lune et le Soleil autour de la Terre et les positions relatives de ces trois astres présentent des périodicités qui se répercutent sur l'onde de marée. Ces phénomènes sont notamment bien décrits par Tessier (1997) et le SHOM (Simon, 1997). Dans la théorie dynamique de la marée développée à partir de travaux de mathématiciens du XVIIIème siècle, la marée est appréhendée comme étant la somme d'ondes multiples (ondes partielles) dont les caractéristiques sont relatives au cycle astronomique associé à chacune.

Etant donnée la morphologie variable des bassins océaniques, l'onde de marée présente des différences à l'échelle du globe terrestre. En particulier sur le rebord des plates-formes, une partie de l'onde océanique incidente est réfléchie, l'autre se propage sur la plate-forme, amplifiée sous l'effet de la diminution de la tranche d'eau. Les réflexions de l'onde de marée sur les « parois » de la plate-forme génère une oscillation qui se combine avec telle ou telle onde partielle tidale et l'amplifie. C'est le phénomène de résonance qui est directement contrôlé par la forme et les dimensions du bassin. Il explique les variations considérables de l'amplitude de la marée, c'est-à-dire son marnage, sur les différentes côtes. Le marnage correspond à la variation de hauteur d'eau entre une pleine mer et la basse mer qui la suit. En fonction de son importance, trois
grands types de régimes tidaux sont distingués (Davies, 1980) : le régime microtidal quand le marnage moyen de vive-eau est inférieur à 2 m, le régime mésotidal lorsqu'il est compris entre 2 et 4 m, et le régime macrotidal quand le marnage dépasse 4 m. Dans la zone côtière hollandaise, au large de l'estuaire de l'Elbe, le phénomène de résonance engendre un régime macrotidal sur à peine 100 km. Le plus fort marnage observé est de 16,3 m en baie de Fundy ; il est parfois appelé mégatidal.

Les composantes périodiques principales de la marée sur les plates-formes sont :

- *le cycle pleine mer/basse mer* : Selon la morphologie de la plate-forme et l'onde partielle amplifiée, il correspond au cycle élémentaire semi-diurne d'une période de 12h25mn (ex : Manche et Mer du Nord), diurne d'une période de 24h50mn (ex : Golfe du Mexique) ou mixte (ex : côtes françaises de la Méditerranée). Le cycle semi-diurne est lié à l'attraction lunaire par rapport à la rotation de la Terre et le cycle diurne à la déclinaison lunaire.

- *le cycle vive eau - morte eau* : Il s'agit du cycle semi-lunaire d'une période de 14,76 jours qui résulte des variations de l'attraction luni-solaire en fonction de la rotation de la lune autour de la Terre. Les forces gravitationnelles sont beaucoup plus importantes lorsque les trois astres sont alignés que lorsque la Lune et le Soleil sont situés à un angle droit par rapport à la Terre. Les marées sont alors respectivement de fortes amplitudes (vives-eaux) et de faibles amplitudes (mortes-eaux).

- *le cycle solstice/équinoxe* : Ce cycle, semi-annuel (182, 6 jours de période) est dû aux variations de la distance entre la Terre et le Soleil. Il génère deux maxima annuels d'amplitude des marées en mars et septembre (marées d'équinoxe) et deux minima en juin et décembre (marées de solstice).

### 2-1-1-2 : Les courants de marée, l'ellipse tidale :

En domaine océanique, la marée correspond à des mouvements d'eau verticaux, alors que sur les plates-formes les variations de niveau sont le résultat de mouvements horizontaux qui induisent des courants. Au cours d'un cycle pleine mer/basse mer/pleine mer, la direction et la vitesse des courants tidaux oscillent sous l'effet des forces périodiques qui les génèrent. Ce cycle est caractérisé par des courants de flot, accompagnant la marée montante (le montant), et des courants de jusant lors de la marée descendante (le perdant). Entre ces deux phases, les courants s'annulent puis s'inversent, et leurs directions varient très rapidement : c'est l'étale de courant. L'évolution des vecteurs de courant au cours du cycle définit l'ellipse tidale (enveloppe des vecteurs de courant observés en un point donné). La vitesse des courants décrit une fonction sinusoidale et met en évidence deux maxima, un pic de flot et un pic de jusant. Elle est proportionnelle au marnage. Elle peut atteindre plusieurs mètres par seconde sur les plates-formes et le long des côtes, et est plus importante en vives-eaux qu'en mortes-eaux. Par ailleurs les vitesses de courants peuvent être renforcées par une constriction locale du bassin (détroit, île, cap, haut fond). La forme de l'ellipse varie de rectilinéaire à giratoire. Dans le premier cas, elle est très étroite et les courants sont dits alternatifs, indiquant deux directions généralement opposées d'écoulement des courants, celles du flot et du jusant ; dans le second cas, l'ellipse tend
à être circulaire et la variabilité de la direction des courants est forte. Au cours du cycle, la rotation des vecteurs dans l'ellipse est imputable à la force de Coriolis, et s'effectue très souvent dans le sens horaire dans l'hémisphère nord, mais peut varier dans la colonne d'eau. La topographie peut générer une distorsion de l'ellipse tidale et une inversion de son sens de rotation. Lorsque l'ellipse tidale est asymétrique, un courant résiduel de marée existe (ex : le détroit du Pas-de-Calais, Prandle, 1993).

### 2-1-2 : Les phénomènes d'origine atmosphérique

Contrairement aux marées, les **vents** sont des phénomènes saisonniers à aléatoires. Ils constituent un fluide atmosphérique en mesure de modifier les caractéristiques du courant aquatique. Lorsque deux fluides ayant des vitesses d'écoulement différentes sont en contact, une contrainte de friction s'établit à leur interface et un transfert d'énergie a lieu depuis le fluide le plus rapide vers le plus lent. Une partie de l'énergie du vent est alors transférée à la surface de la mer sous la forme d'une force tangentielle et produit un courant de surface (1), une autre partie est dissipée par friction. L'essentiel de l'énergie est transféré sous forme de **houle** (2).

(1) Le mouvement d'eau généré par le courant de surface est successivement transmis aux couches d'eau plus profondes. Sous l'effet de la force de Coriolis, le courant de surface est dévié par rapport à la direction du vent d'un angle pouvant atteindre jusque 45°, vers la droite dans l'hémisphère nord et vers la gauche dans l'hémisphère sud. De tels courants mettent plusieurs heures avant de s'établir ; ils sont alors susceptibles de transporter du sédiment.

(2) La plupart des houles observées à la surface de la mer sont générées par le vent. De petites vagues se forment lorsque le vent souffle à plus de 1 m/s et se propagent dans sa direction à des vitesses inférieures. Leur mouvement est initié et entretenu grâce à l'énergie obtenue par les différences de pression qui existent entre le creux et la crête des vagues. Les houles peuvent induire des mouvements oscillatoires et des courants de dérive. Sous leur effet, les particules d'eau décrivent des orbites quasi circulaires avec une petite composante résiduelle de déplacement horizontal dans la direction de propagation de la houle. A la surface de la mer, le diamètre des orbites est égal à la hauteur de la houle, mais décroît exponentiellement avec la profondeur d'eau. Lorsque cette dernière atteint environ la moitié de la longueur d'onde de la houle, les particules ne se déplacent plus (fig. I-24a). Quand la profondeur d'eau totale est inférieure, les orbites des particules s'aplatissent petit à petit jusque sur le fond (fig. I-24b). Parallèlement, les phénomènes de réfraction, diffraction et dissipation de la houle induisent des différences de hauteur de houle Ces dernières impliquent la mise en place de gradients d'énergie en eau peu profonde, donnant naissance à des courants de dérive.
<figure><img src="image_28.png" /></figure>

**Figure I-24** : Mouvement des particules d'eau sous l'effet de la houle, (a) à grande profondeur d'eau (>L/2) : les diamètres des orbites décrites par les particules montrent une diminution exponentielle avec la profondeur d'eau, (b) à faible profondeur d'eau (<L/2) : les orbites montrent un aplatissement progressif vers le fond (Brown *et al.*, 1989).

*Water particle motion under wave action, (a) in deep-waters : the orbital diameters paths display an exponential decrease with depth, (b) in shallow-waters : the orbits display progressive flattening near the sea-bed* (Brown *et al.*, 1989).

Les **tempêtes** (cyclones en zone tropicale, fortes dépressions en zones tempérées) correspondent à des épisodes de faible pression atmosphérique, qui permet l'établissement de forts vents. Leurs effets combinés génèrent des variations ponctuelles importantes du niveau marin, en addition de celles liées à la marée. Elles conduisent à des marées exceptionnellement hautes déterminant une surcote positive, et qui constituent une menace d'inondation pour les zones côtières basses. A l'inverse des marées anormalement basses, appellées surcote négative (ou effet de décote), peuvent être une source de risque pour la navigation dans les eaux peu profondes. L'intensité des vents de tempêtes peut générer des courants en mesure de modifier temporairement les caractéristiques des courants de marée. En mer du Nord, Heathershaw (1982) a enregistré des modifications significatives du courant résiduel sur le fond durant lors du passage d'une tempête et une persistance de ces effets plusieurs jours après.
## 2-2 : Le transport sédimentaire

Le transport sédimentaire résulte de l'interaction entre un fluide et un sédiment meuble. L'initiation du mouvement d'une particule sédimentaire est fonction de son diamètre et de sa densité (force gravitationnelle et réaction du support), de la compétence du courant (force de frottement appliquée sur la particule) et de la rugosité du fond (agencement des particules). Pour une particule de poids donné, il existe une vitesse critique de mise en mouvement (Migniot, 1977). Une fois cette vitesse atteinte, le sédiment est transporté par charriage puis, à vitesses croissantes de courant, par suspension. Seul le mode de transport par charriage est à la base de la formation et de l'évolution des corps sédimentaires de plate-forme, et en particulier des dunes.

Le transport sédimentaire induit par les marées n'est pas uniforme dans le temps. Le marnage et la constriction du bassin sont des paramètres qui jouent fortement sur la vitesse du courant et donc sur le potentiel de transport sédimentaire. L'augmentation du marnage d'une morte-eau vers une vive-eau implique une forte élévation de la quantité de sédiment transporté. Au cours d'un cycle pleine mer/basse mer, le transport est maximal au moment des pics de courants de flot et de jusant, et diminue, voire s'annule aux alentours de l'étale. Lorsque les courants sont asymétriques, il arrive que le transport ne se produise que durant la phase de courant dominante, lorsque le courant subordonné présente une vitesse insuffisante. Une asymétrie entre les phases de flot et de jusant, telle qu'il existe une différence de 0,05 m/s entre leurs pics de courants, est suffisante pour déterminer une direction de transport sédimentaire résiduel à long terme (Johnson et al., 1982) et générer des voies de transport sédimentaire.

A ce schéma global se surimposent les effets de courants non-tidaux irréguliers. Ces courants générés par les vents et les houles, qu'ils soient moyens ou de tempêtes, ont une influence optimale (renforcement ou atténuation) sur les courants tidaux lorsque leurs directions respectives sont parallèles. Exception faite des zones littorales, l'effet des houles moyennes n'est que faiblement générateur de transport sédimentaire. Toutefois, les houles constituent un mécanisme très efficace d'agitation sur le fond et peuvent déterminer une mise en suspension du sédiment à des vitesses plus faibles qu'un courant régulier (Dyer, 1986). Une fois en suspension, le sédiment peut être mu par les courants tidaux réguliers même s'ils n'excèdent pas la vitesses critique d'entraînement du sédiment.

## 2-3 : Morpho-dynamique des dunes de plate-forme peu profonde. Enregistrement des processus et des cyclicités

### 2-3-1 : Dynamique résiduelle

Dans le sud de la mer du Nord, Kenyon et al. (1981) ont mis en évidence des voies de transport sédimentaire résiduel à partir de l'asymétrie et de l'obliquité de l'orientation des bancs sableux. Par
compilation de données sur les vitesses de courant et sur les corps sédimentaires, Johnson et al. (1982) ont établi le schéma du trajet résiduel des sédiments autour des îles britanniques (fig. I-25).

<figure><img src="image_29.png" /></figure>

**Figure I-25** : Directions de transport sédimentaire sableux résiduel sur la plate-forme continentale autour des îles britanniques déduites de la morphologie des corps sédimentaires et de mesures de courants tidaux (Johnson et al., 1982).

Net sand transport directions on the continental shelf around the British Isles deduced from bedform morphology and tidal current measurements (Johnson et al., 1982)

Les voies de transport prennent leur origine au niveau de zones de divergence du transport sédimentaire, principalement localisées dans les zones étroites (ex : Cotentin, détroit du Pas-de-Calais) où les vitesses des courants sont maximums et le sédiment déficitaire. Au SW du détroit du Pas-de-Calais, de plus, deux voies de transport se rencontrent et génèrent un secteur de convergence sédimentaire. Ces résultats renseignent sur les caractéristiques de la dynamique à long terme mais ne rendent pas compte de l'interaction des différents processus à l'échelle instantanée.
### 2-3-2 : Enregistrement de la dynamique « instantanée »

#### 2-3-1-1 : Cyclicités tidales :

Selon Boersma (1969, in Dalrymple et Rhodes, 1995), l'unité fondamentale de sédimentation, ou faisceau tidal, correspond au dépôt d'une marée dominante. Le cycle semi-diurne est enregistré, d'autant mieux que les dunes sont petites, leur morphologie s'adaptant plus facilement aux variations de courtes périodes. La cyclicité mortes eaux - vives eaux (cycle semi-lunaire) se traduit par la variation d'épaisseur des faisceaux (Visser, 1980) (fig. I-26).

<figure><img src="image_30.png" /></figure>

**Figure I-26** : Variations de l'épaisseur des faisceaux tidaux dans une dune subtidale sur plusieurs cycles lunaires de mortes eaux-vives eaux (Neap-Spring). Les variations d'épaisseur sont dues à des variations cycliques de la vitesse du courant et du taux de migration de la dune (Visser, 1980).

Variation of tidal bundle thickness within a subtidal dune over several neap-spring (N-S) lunar cycles. These thickness changes are caused by cyclic variations in tidal current speed and dune migration rate (Visser, 1980).

D'après Dalrymple (1984), les faisceaux sont formés sous l'effet de la migration des dunes surimposées et leur épaisseur, qui atteint quelques décimètres en vive-eau, diminue (quelques centimètres) en morte-eau étant donné que les dunes surimposées sont plus petites ou remplacées par des rides. Des variations granulométriques peuvent survenir, le dépôt étant plus fin en mortes-eaux qu'en vives-eaux. Allen (1980a) montre que cette cyclicité peut être exprimée par une variation de la fréquence et de l'épaisseur des zones remaniées (bioturbation,...) et des drapages argileux, lorsque la compétence des courants et la disponibilité en sédiment le permettent.
L'enregistrement des cycles tidaux dans la structure interne d'une dune peut être masqué par des pulsations alternatives de rapide migration et de périodes de mouvement négligeable voire rétrograde, induites par les corps surimposés. Selon Dalrymple (1984), l'épaisseur des faisceaux est bien plus contrôlée par la taille des dunes surimposées, un faisceau correspondant en général à la sédimentation durant 1 à 5 cycles semi-diurnes.

### 2-3-1-2 : Evénements saisonniers à sporadiques :

Des phénomènes intermittents peuvent modifier les courants de marée et le transport sédimentaire de manière conséquente sur de courtes périodes de temps. Leur enregistrement dans la structure interne des dunes peut alors masquer celui des cyclicités tidales.

Dans les estuaires, les changements saisonniers du régime fluviatile (crue/étiage) peuvent entraîner l'inversion de l'asymétrie des dunes et du pendage des structures internes (Berné et al., 1993, voir fig. I-20 ; Mallet et al., 1997). Harris (1989, 1991) a observé l'inversion de polarité des dunes sous l'effet d'un vent saisonnier dans le détroit de Torres (NE de l'Australie). Les tempêtes, peu prévisibles bien que plus fréquentes en hiver, interviennent également dans l'édification des dunes. Dans le secteur de Surtainville, Berné et al. (1989b) observent une progradation moyenne de 11 m/an sur une période de 40 ans, qui s'élève à 10 à 20 m/an sur une période de 2 ans, indiquant une discontinuité de la progradation des dunes. Selon ces auteurs, les dunes enregistrent préférentiellement les phénomènes de grande amplitude et de longue période, comme l'association marée d'équinoxe - forte tempête. Dans le détroit du Pas-de-Calais, le schéma de migration de très grandes dunes présente une signature dominée par le régime des vents et des tempêtes à l'échelle de quelques années et moins (Le Bot et al., 2000). Van Lanckner et Jacobs (2000 b) précisent que la durée d'une tempête est plus importante que son intensité, sur la capacité globale de transport. Ces résultats soulignent, par ailleurs, qu'il est important de se méfier des seules prévisions à long terme pour l'étude de l'évolution du trait de côte et des petits fonds.
# 3 : Les champs de dunes du détroit du Pas-de-Calais

L'étude menée au cours de mon travail est focalisée sur un champ de dunes situé au milieu du détroit du Pas-de-Calais.

## 3-1 : Contexte géographique et géomorphologique

<figure><img src="image_31.png" /><figcaption>**Figure I-27** : Carte géomorphologique de la plate-forme de l'Europe du NW (1/14.000.000ème). Localisation du détroit du Pas-de-Calais. Les zones en bleu clair correspondent aux profondeurs d'eau inférieures à 100 m.

*Geomorphologic map of the NW European platform. Location of the Calais-Dover Strait. The light blue areas correspond to water depth shallower than 100 m.*</figcaption></figure>

Le détroit du Pas-de-Calais est situé sur la plate-forme épcontinentale du NW de l'Europe (fig. I-27). Il relie les bassins de la Manche et de la mer du Nord. Il s'étend entre les pointes du North Foreland et de Dungeness en Angleterre, et le cap Gris-Nez et Calais en France. Sa largeur minimum est de 33 km kilomètres. Les fonds sont généralement situés entre 30 et 50 m, mais atteignent localement 60 mètres.
Le secteur d'étude est localisé en partie centrale du détroit, à mi-distance au NE de la ligne Calais - Douvres et à la frontière des eaux territoriales françaises et anglaises. Il est centré sur 51°05'N-1°40'E et est constitué de deux zones, nommées F et MPC Sud B par le S.H.O.M. (fig. I-28).

<figure><img src="image_32.png" /><figcaption>**Figure I-28** : Carte bathymétrique du détroit du Pas-de-Calais et du Sud de la mer du Nord (extrait de la carte marine N°6735, SHOM, Europe 50, Mercator). Localisation des zones d'étude, F et MPC Sud B.

*Bathymetric chart of the Calais-Dover Strait and the southern North Sea (from the marine chart 6735, SHOM). Location of the study areas, F and MPC Sud B.*</figcaption></figure>

Il se situe à la convergence des bancs sableux du South Falls et du Sandettié. La profondeur d'eau est comprise entre 20 et 40 m. Ce secteur est couvert de dunes dont les amplitudes peuvent atteindre 13 m. La zone F fait 4 x 6 km et la zone MPC Sud B 1,5 x 4 km.

Les fonds meubles du sud de la mer du Nord sont tapissés de nombreux corps sédimentaires. La semelle sédimentaire est essentiellement composée de cailloutis et de graviers de nature siliceuse et bioclastique et d'un peu de sable fin (Houbolt, 1968 ; Larsonneur *et al.*, 1982 ; Augris *et al.*, 1989) (fig. I-29). Les corps sédimentaires qui la surmontent sont constitués de sables moyens bien triés, de bioclastes et d'un peu de
cailloutis. Le long de la côte franco-belge s'étendent les bancs de Flandres, hauts de 30 m, bordés au NE par les bancs du groupe Hinder, et au NW par deux bancs sableux isolés. Le South Falls est un banc étroit d'une cinquantaine de kilomètres de long, de 35 m de hauteur et présentant une asymétrie vers l'Ouest. Le Sandettié, long de 25 km et haut de 24 m, est asymétrique vers le Sud. De nombreux champs de dunes couvrent également les fonds marins. On les observe principalement autour du Sandettié, dans le détroit du Pas-de-Calais ou encore sur les flancs des bancs sableux.

<figure><img src="image_33.png" /></figure>

**Figure I-29** : Nature et granularité de la couverture meuble des fonds marins du détroit du Pas-de-Calais (extrait des cartes B.G.S., 1989a et 1990).

*Seabed nature and grain-size in the Dover Strait (excerpts from B.G.S. maps, 1989a and 1990).*

## 3-2 : Histoire géologique : influence sur la morphologie actuelle

### 3-2-1 : La période anté-quaternaire

La bordure méridionale de la Mer du Nord est constituée par une zone structurale haute, appelée Massif Londres-Brabant, qui résulte des mouvements calédoniens et hercyniens (Ziegler et Louwerens, 1979).
Après une longue période continentale, ce massif est submergé au Crétacé (Ziegler et van Hoorn, 1989), lors de la grande transgression sénonienne, qui le couvre de dépôts essentiellement crayeux (fig. I-30).

<figure><img src="image_34.png" /><figcaption>**Figure I-30** : Carte géologique du détroit du Pas-de-Calais (extrait de cartes B.G.S, 1988 et 1989b).
*Geological map of the Dover Strait (from B.G.S, 1988 and 1989b).*</figcaption></figure>

Vers l'Est, ces dépôts sont surmontés par des formations paléogènes (essentiellement d'âge éocène), inclinées d'environ 0,5° en direction du NE, sous les effets combinés de la subsidence du bassin de la mer du Nord vers le N-NE et de la surrection de l'axe anticlinal Weald-Artois (Henriet *et al.*, 1989), mis en place au Crétacé supérieur (Auffret et Colbeaux, 1977).
### 3-2-2 : Le Quaternaire

La Manche et la mer du Nord, mers épicontinentales peu profondes, ont été largement affectées par les oscillations du niveau marin induites par les variations climatiques quaternaires. La chronostratigraphie adoptée pour le Pléistocène de l'Europe du NW fait apparaître six périodes glaciaires et cinq périodes interglaciaires. Les calottes glaciaires se sont développées à partir des zones montagneuses de Scandinavie et de Grande-Bretagne (Jansen *et al.*, 1979), mais leur présence dans le sud de la mer du Nord, si elle a existé, est mineure. L'Holocène, dont la base est fixée à 10 000 ans B.P., représente la phase interglaciaire actuelle.

#### 3-2-2-1 : La formation du détroit du Pas-de-Calais : ouverture mécanique et variations du niveau marin

Au niveau du détroit du Pas-de-Calais, le horst Weald-Artois constitue une barrière WNW-ESE entre les bassins anglo-belge et anglo-parisien depuis l'Eocène moyen. Selon Van Vliet-Lanoë *et al.* (1998), le détroit était ouvert lors de la crise tectonique messinienne. A la transition Pliocène-Pléistocène, le nord de la France constitue un domaine continental.

Durant le Quaternaire, il est le siège de nombreuses ouvertures et fermetures. Selon Colbeaux *et al.* (1980), la mise en place d'une structure en graben perpendiculairement au horst Weald-Artois a permis la submersion du détroit et la communication entre la Manche et la mer du Nord à partir de la fin du Pléistocène inférieur (8-900 000 ans B.P.). Des dépôts marins trouvés dans la zone côtière française indiquent une ouverture du détroit du Pas-de-Calais au Cromérien ou à l'Holsteinien avec pénétration de la mer par le SW (Sommé, 1979 ; Paepe et Baeteman, 1979). Selon Destombes *et al.* (1975) et Kellaway *et al.* (1975), des fosses ont été creusées par des lobes glaciaires durant la glaciation saalienne (régression maximale : -130 m). Un premier lobe glaciaire, en provenance de la Manche, bloqué par le horst Weald-Artois, a érodé le substrat à son pied en direction W-NW/E-SE ; un second s'est déplacé depuis la mer du Nord au travers du détroit et a incisé des vallées allongées en direction N-NE/S-SW. L'ouverture mécanique principale du détroit daterait donc de cette époque et aurait permis l'écoulement de fleuves de la mer du Nord vers la Manche. Cependant, selon de nombreux auteurs, ces fosses sont dues à l'érosion tidale (Zagwijn, 1979 ; Oele et Schüttenhelm, 1979 ; Mostaert *et al.*, 1989), lors de périodes plus anciennes (Zagwijn, 1979). L'ensemble des paléovallées cartographiées en Manche aurait la même origine (Auffret *et al.*, 1980). Vers 18 000 ans B.P. (Weichsélien), le sud de la mer du Nord correspond à un domaine périglaciaire avec lacs et rivières (Jansen *et al.*, 1979). Ces derniers auteurs excluent l'idée d'un unique lac collectant l'ensemble des fleuves de la mer du Nord (Elbe, Weser, Rhin, Meuse, Escaut, Tamise,...) qui, bloqués par un inlandsis septentrional, se seraient écoulés vers le Sud au travers du détroit (début Weichsélien et fin Saalien) comme l'indique Dujon (1971, in Dewez, 1988). Vers 9300 ans B.P., l'inondation majeure de la transgression flandrienne débute. Elle se poursuit durant tout l'Holocène. Les étapes de cette remontée majeure du niveau marin sont décrites par Jelgersma (1979) (fig. I-31).
<figure><img src="image_35.png" /></figure>

**Figure I-31** : Position des lignes de rivage (1) et des bancs sableux actifs (2) et moribonds (3) à différents stades de l'Holocène. (Jelgersma, 1979)

Location of the shorelines (1) and of the active (2) and relict (3) sandbanks at three stages in the Holocene (Jelgersma, 1979).

Il y a 9 000 ans B.P. (niveau : -50 m), le sud de la mer du Nord et le détroit du Pas-de-Calais sont exondés. Vers 8700 ans B.P. (niveau : -36 m), la Manche pénètre dans le sud de la mer du Nord par le détroit du Pas-de-Calais, mais ce n'est que vers 8300 ans B.P. (niveau : -30 m) que la jonction entre les deux bassins marins s'effectue. Vers 7800 ans, la ligne de rivage est quasiment similaire à l'actuelle (niveau : -20 m). Les deux derniers millénaires sont marqués par une relative stabilité du niveau marin. Toutefois, Louwye et Declercq (1998) indiquent une augmentation du maximum du niveau marin local de 16 cm durant les 160 dernières années sur les côtes franco-belges. Les observations réalisées par le satellite Topex-Poséidon mettent en évidence une augmentation moyenne du niveau marin global de 2 mm/an depuis 1992 (Cazenave, 1999, in Pirazzoli, 2000).
### 3-2-2-2 : La mise en place des corps sableux

Les sédiments quaternaires conservés ont été déposés en quasi-totalité lors de la transgression flandrienne. En effet, chacune des nombreuses transgressions du quaternaire a remanié tout ou partie des dépôts antérieurs. L'épaisseur des dépôts quaternaires est relativement faible. Elle est inférieure à 50 m sur la plate-forme belge et dans le détroit du Pas-de-Calais (Caston, 1979b). Selon les données sismiques de Mostaert et al. (1989), les dépôts quaternaires ne concernent que les bancs sableux et sont faibles à inexistants vers l'ouest (dans le détroit). Le début de la transgression est marqué par la formation de tourbe (Préboréal à Boréal), puis entre 8600 et 8400 ans B.P. le sud de la mer du Nord devient une zone d'estran avant l'inondation totale vers 8300 ans B.P. (Jansen *et al.*, 1979). Finalement, ces dépôts sont couverts par les « Young Sea-sands » (fin de la période médiévale), issus du remaniement répété du matériel fin (Jansen *et al.*, 1979). Durant l'Holocène, des dépôts d'âge pléistocène et tertiaire ont également été remaniés. Les sables composant les actuels bancs du sud de la mer du Nord proviennent essentiellement des décharges du Rhin durant les stades interglaciaires du Pléistocène (Houbolt, 1968).

Selon Austin (1991), consécutivement à sa dernière submersion (vers 8 700-8 800 ans B.P.), le détroit est le siège d'une puissante érosion tidale associée à un fort marnage, entraînant un intense transport sédimentaire vers le sud de la mer du Nord (fig. I-32).

<figure><img src="image_36.png" /></figure>

**Figure I-32** : Vecteurs de maximum de frottement sur le fond à 8700-8800 ans B.P. et 7600 ans B.P. déterminés par un modèle de paléocourants de marée. Les zones grisées indiquent les zones exondées. (Austin, 1991). *Peak bed stress vectors 8700-8800 years BP and 7600 years BP determined by a tidal palaeocurrent model. Shading indicates land and external sea areas.* (Austin, 1991).

Selon Jelgersma (1979), la rencontre des deux ondes tidales atlantiques arrivant par la Manche et par le Nord (entre l'Ecosse et la Norvège) produit vers 8300 ans B.P. de forts courants tidaux à l'origine de la formation de bancs sableux (South Falls, Sandettié, Le Varne, Le Colbart, Le Bullock, les bancs du groupe Hinder,...);
les bancs situés au large de la Tamise et de la côte hollandaise se forment vers 7800 ans B.P. (voir fig. I-31c). Toutefois, les âges de formation sont discutés : selon Oele et Schüttenhelm (1979) le Sandettié est d'âge boréal à atlantique, alors que Laban et Schüttenhelm (1981) invoquent un âge atlantique à sub-atlantique. Etant donné les étapes de remontée du niveau marin (Jelgersma, 1979), les dunes de la zone F, dont la base est située vers 35 m de profondeur, se seraient formées vers 8 700 ans B.P.

La morphologie de la surface d'érosion de la base du Quaternaire a vraisemblablement joué un rôle important sur la localisation actuelle des dunes et des bancs sableux, même si leur orientation est uniquement contrôlée par les courants tidaux. Dans le sud de la mer du Nord, les principales structures observées sur cette surface érosive sont les suivantes : (1) Sur la plate-forme belge, la surface, qui tronque les dépôts paléogènes, est inclinée en pente douce vers le N-NW. Elle est incisée de paléovallées qui assurent le drainage entre les vallées côtières et la vallée axiale (50 à 60 m de profondeur) (Liu et al., 1992). A l'est du banc du North Falls et entre les Goodwin Sands et le South Falls, deux petites dépressions actuelles (respectivement à 60 et 53 m de profondeur) constituent des reliques de la vallée axiale (voir fig. I-28) ; (2) Dans le détroit du Pas-de-Calais, la surface érosive tronque les dépôts mésozoïques. De profondes fosses (100 m ; Dangeard et La Bassurelle) ont été creusées dans les sables et argiles d'âge Aptien-Albien. Bien que quasiment remplies, les fosses W-NW/E-SE ont laissé leur empreinte dans la morphologie actuelle du détroit dont elles constituent les zones les plus profondes (entre le Cap Gris-Nez et le banc du Colbart) (voir fig. I-28). Selon Mostaert et al. (1989), les corps sédimentaires se sont installés le long de ruptures de pente ou sur des bombements de substratum tertiaire ou secondaire, dégagés par érosion tidale différentielle. De nombreux bancs du secteur anglais doivent leur position à de petites élévations de la morphologie flandrienne (D'Olier, 1981).

## 3-3 : Contexte hydro-sédimentaire

### 3-3-1 : La marée et les courants de marée

Dans le sud de la mer du Nord, le régime de la marée résulte de la superposition de deux ondes dérivées de l'onde Atlantique (S.H.O.M., 1968). L'une se propage à travers La Manche, l'autre contourne la pointe de l'Ecosse et s'écoule vers le sud de la mer du Nord. Dans ce secteur, les marées sont principalement dues à l'onde partielle lunaire M2 et sont donc de type semi-diurne. La propagation antagoniste de ces deux ondes et leurs multiples réflexions le long des littoraux franco-belges donnent naissance à une onde stationnaire se propageant vers le NE. Le courant de dérive générale atteint 2,7 milles nautiques par jour (soit 5 km) dans le détroit (SHOM, 1968). Sous l'effet de la rotation de la Terre, cette onde donne naissance à un point où le marnage est nul (point amphidromique), situé entre les Pays-Bas et l'Angleterre. A partir de ce point, le marnage augmente et atteint un maximum en Manche orientale (au large de la Baie de Somme). Dans le détroit du Pas-de-Calais, il est en moyenne de 3,5 m en mortes-eaux et de 6,5 m en vives-eaux.
Du fait du resserrement du bassin, les courants de marée présentent un caractère alternatif marqué (excentricité de l'ellipse : 0,03), et leur intensité s'accroît pour devenir maximale dans le détroit où ils atteignent 3,6 nœuds (soit 185 cm/s) en vives-eaux moyennes (fig. I-33). Les courants de marée sont dissymétriques. 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, qui porte au NE (SHOM, 1968). Au niveau de la zone d'étude le courant de jusant, canalisé au NE dans le vaste entonnoir déterminé par les bancs du South Falls et du Sandettié, est accéléré et devient maximal (Smith, 1988b). Cependant, la prédominance des phases est inversée dans les bandes côtières françaises et anglaises de 6 à 9 km de large.

<figure><img src="image_37.png" /></figure>

**Figure I-33** : Caractéristiques des courants de marée dans le détroit du Pas-de-Calais. Les ellipses tidales ont été construites à partir de mesures réalisées par le SHOM (1968 ; carte marine N°6735, Europe 50, Mercator). Pour chaque site la grande et la petite ellipse correspondent respectivement aux conditions de vive et de morte eau. Ellipses rouges : jusant dominant, bleu : flot dominant, jaune : phases de courant symétriques. En vert : les limites (d'après Grochowski et al., 1993b) des secteurs dominés par le jusant (flèches rouges) et par le flot (flèches bleues).

Tidal current characteristics in the Dover Strait. Tidal ellipses have been drawn from measurements realised by SHOM (1968 ; chart 6735, Europe 50, Mercator). At each site the large and the small ellipse respectively correspond to spring and neap tides. Red ellipses: ebb dominant, blue: flood dominant, yellow: symmetrical currents. In green: boundaries (from Grochowski et al., 1993b) between ebb (red arrows) and flood dominated (blue arrows) sectors.
### 3-3-2 : Les vents, les houles et les tempêtes

Le vent, seul ou lorsqu'il génère des houles ou bien se combine avec la pression atmosphérique, est un agent notable de la dynamique sédimentaire en milieu de plate-forme peu profonde (voir § 2-1-2).

Sur la zone d'étude, les roses des vents montrent une prédominance des vents de SW et de NE (fig. I-34). Ces directions mettent en évidence la canalisation des vents dans l'axe du détroit. Les vents d'W - SW sont à la fois les plus fréquents (20 à 30% de secteur N220°-N240°) et les plus puissants. Ceux de NE (autour de 7% de fréquence de secteur N40°) dominent au printemps (L.N.H., 1971). Dans le détroit du Pas-de-Calais, le vent peut retarder ou empêcher l'établissement d'une phase de courant. En période de morte-eau, le courant de surface porte dans la direction dans laquelle souffle le vent ; en vive-eau, l'établissement du flot est retardé par des vents de NE, celui du jusant par des vents de SW (SHOM, 1968). Par ailleurs, le vent peut provoquer un courant de dérive s'il souffle de façon durable dans une direction donnée.

<figure><img src="image_38.png" /><figcaption>**Figure I-34** : Rose des vents (en nœuds) pour la période 1974-1982 (source : Météo-France)

*Wind rose diagram (in knots) concerning the period 1974-1982 (data source: Météo-France)*</figcaption></figure>

Dans la zone d'étude, les houles proviennent majoritairement du N-NE (19 % de secteur N0°-N40°) et du SW (32 % de secteur N220°-N260°) sous l'impulsion des vents dominants (fig. I-35). La hauteur des houles annuelles est de 3,8 m à Dunkerque, 4,3 m à Calais et 4,7 m au sud du banc du Sandettié (Clique et Lepetit, 1986). La période moyenne des trains de houle est inférieure à 5 s. Les houles de périodes supérieure à 9 s, en provenance de l'Atlantique, n'atteignent pas le Pas-de-Calais. Les vagues les plus hautes ont généralement une période de 6 à 8 s. Entre la zone de déferlement et la côte, les houles générées par les vents peuvent produire des courants atteignant le mètre par seconde (Clique et Lepetit, 1986). Plus au large,
cependant, Grochowski *et al.* (1993b) indiquent que l'effet de ces houles est négligeable sur le transport général.

<table><thead><tr><th rowspan="2">Période (s)</th><th colspan="10">Hauteur (m)</th><th rowspan="2">TOTAL</th></tr><tr><th>&gt;=10</th><th>8-9.5</th><th>6-7.5</th><th>4-5.5</th><th>3-3.5</th><th>2-2.5</th><th>1-1.5</th><th>&lt; 1</th><th>calme</th></tr></thead><tbody><tr><td>&gt;=20</td><td>0</td><td>0</td><td>0</td><td>0</td><td>0</td><td>0</td><td>0</td><td>0</td><td>0</td><td>0</td></tr><tr><td>18-19</td><td>0</td><td>0</td><td>0</td><td>0</td><td>0</td><td>0</td><td>0</td><td>0</td><td>0</td><td>0</td></tr><tr><td>16-17</td><td>0</td><td>0</td><td>0</td><td>0</td><td>0</td><td>0</td><td>0</td><td>0</td><td>0</td><td>0</td></tr><tr><td>14-15</td><td>0</td><td>0</td><td>0</td><td>.</td><td>0</td><td>0</td><td>0</td><td>0</td><td>0</td><td>0</td></tr><tr><td>12-13</td><td>0</td><td>.</td><td>0</td><td>0</td><td>.</td><td>0</td><td>0</td><td>0</td><td>0</td><td>0</td></tr><tr><td>10-11</td><td>0</td><td>0</td><td>0</td><td>.</td><td>.</td><td>.</td><td>.</td><td>0</td><td>0</td><td>1</td></tr><tr><td>8-9</td><td>0</td><td>0</td><td>.</td><td>0,3</td><td>0,2</td><td>0,8</td><td>0,9</td><td>1,6</td><td>0</td><td>3,8</td></tr><tr><td>6-7</td><td>0</td><td>.</td><td>.</td><td>0,3</td><td>1,9</td><td>3,6</td><td>9,8</td><td>3,7</td><td>0</td><td>19,3</td></tr><tr><td>&lt;=5</td><td>0</td><td>0</td><td>.</td><td>0,1</td><td>1,7</td><td>12</td><td>30</td><td>15,4</td><td>17,7</td><td>76,9</td></tr><tr><td>TOTAL</td><td>0</td><td>.</td><td>.</td><td>0,7</td><td>3,9</td><td>16,4</td><td>40,7</td><td>20,7</td><td>17,7</td><td>100</td></tr></tbody></table>

56945 observations (1 observation toutes les 4 heures environ)

<figure><img src="image_39.png" /><figcaption>**Figure I-35** : Caractéristiques des houles (source : Météo-France). (a) Répartition de la houle selon la hauteur et la période entre 1973 et 1997, (b) Rose de fréquence des hauteurs de houle entre 1974 et 1982.</figcaption></figure>

Wave characteristics (data source: Météo-France). (a) Wave distribution according to height and period between 1973 and 1997, (b) Wave height frequency rose diagram between 1974 and 1982.

Durant l'hiver des tempêtes associées à de fortes dépressions affectent la mer du Nord en se déplaçant généralement vers l'est. Elles sont responsables de surcotes qui peuvent atteindre jusqu'à 4 m mais sont le plus souvent (5 par an environ) de 0,5 à 1 m (Simon et Allain, 2000). Elles sont également à l'origine de forts
courants dont Heathershaw (1982) a mentionné l'impact sur les caractéristiques du courant résiduel. En mer du Nord, la fréquence des tempêtes et des surcotes a notablement augmenté durant la seconde moitié du siècle dernier (depuis 1950 selon Dette, 1997 ; depuis 1970 selon Lambert, 1996, in Dorland et al., 1999) (fig. I-36).

<figure><img src="image_40.png" /></figure>

**Figure I-36** : Augmentation de l'activité de tempête au cours du siècle passé enregistrée à l'île de Sylt (Allemagne, mer du Nord) (Dette, 1997). (a) Nombre annuel de surcotes dépassant de 2 m le niveau marin moyen ; (b) Temps de résidence annuel cumulé des surcotes dépassant de 2 m le niveau marin moyen.
*Increase in storm surge activity during the past century recorded at Sylt Island (Germany, North Sea) (Dette, 1997). (a) Annual number of storm surge events exceeding 2 m above mean sea level; (b) Cumulative annual residence time of storm surges exceeding 2 m above mean sea level.*

Selon ces auteurs, cette augmentation dépendrait plus de la variabilité naturelle décennale du climat que du réchauffement global. Toutefois Paskoff (2000) rappelle l'augmentation de la fréquence et de la magnitude des surcotes pendant les périodes 1910-1935 et 1970-1990, caractérisées par un réchauffement du climat. Cependant, la courte période d'observation ne permet pas, selon lui, de déduire une tendance évolutif
véritable. Des scénarios prévoient qu'une augmentation de 1 à 9% de l'intensité des tempêtes serait à attendre si la concentration de CO₂ dans l'atmosphère (induite par le réchauffement global) était doublée (Dorland et al., 1999).

### 3-3-3 : Les courants résiduels

L'asymétrie des courants de marée et leur combinaison avec les phénomènes atmosphériques génère des courants résiduels. Prandle (1993) estime que le courant résiduel à long-terme vers la mer du Nord détermine un flux d'eau de 87 000 m³.s⁻¹, dont 45 000 m³.s⁻¹ sont imputables aux courants générés par le vent et 36 000 m³.s⁻¹ aux courants tidaux. Selon Salomon et al. (1993), ce flux évalué à 114 000 m³.s⁻¹ est constant d'une année sur l'autre, mais présente une forte variabilité mensuelle liée à sa sensibilité face aux conditions atmosphériques, surtout en hiver : en décembre 1988, le flux résiduel est de 8 000 m³.s⁻¹ en direction de la Manche, alors qu'il atteint 288 000 m³.s⁻¹ en direction de la mer du Nord en décembre 1989. Les flux maximums apparaissent entre octobre et janvier, les minimums entre mai et août. Selon Prandle (1978), in Johnson et al., 1982), un vent de NE de 8 m/s suffit à annuler le courant résiduel.

Ces résultats montrent l'influence marquée des phénomènes atmosphériques sur la dynamique des masses d'eau dans le détroit du Pas-de-Calais.

### 3-3-4 : Le schéma de transport sédimentaire

Dans le sud de la mer du Nord et le détroit du Pas-de-Calais, le transport sédimentaire résiduel à long-terme dépend essentiellement de l'asymétrie des courants tidaux et ne reflète pas le schéma de courant résiduel. Il montre toutefois des variations à de plus courtes échelles de temps.

A partir d'observations sur les bancs sableux, Kenyon et al. (1981) et Johnson et al. (1982) ont déduit les directions résiduelles de transport sableux autour des îles britanniques. Dans le sud de la mer du Nord, ils observent une zone de divergence du transport déterminant une zone NE (au large de la Hollande) à transit sédimentaire NE et une zone SW (détroit du Pas-de-Calais et estuaire de la Tamise) à transit sédimentaire SW. L'intégration de nouvelles méthodes d'étude (géométrie des corps sableux et traçage par éléments radioactifs, Dewez et al., 1989 et Beck et al., 1991 ; modélisation numérique, Chapalain et al., 1993 et Grochowski et al., 1993b) a permis d'affiner le schéma de transport régional. Grochowski et al. (1993b) observent un transit dominé par le jusant (vers le SW) au centre du détroit, et un transit dominé par le flot le long des côtes françaises d'une part (également observé par Dewez et al., 1989, Beck et al., 1991 et Chapalain et al., 1993), anglaises d'autre part (fig. I-37a). Dewez et al. (1989), Beck et al. (1991) et Grochowski et al. (1993b) mettent en évidence l'existence d'une zone de convergence du transport sédimentaire dans la partie SW du détroit. Grochowski et al. (1993) indiquent des modifications temporaires des directions de transit induit par la marée sous l'impulsion des vents de SW et de NE (fig. I-37b et c), sans toutefois que le transit à long-terme ne
s'en trouve affecté. Selon ces auteurs, l'effet surimposé de la houle est négligeable, mais les houles de tempêtes sont susceptibles de perturber le schéma de transport sédimentaire.

<figure><img src="image_41.png" /></figure>

<figure><img src="image_42.png" /></figure>

<figure><img src="image_43.png" /><figcaption>**Figure I-37** : Vecteurs de transport sédimentaire (taille de sédiment : 0,25 mm), (a) pour une marée moyenne sans vent, (b) avec un vent de NE de 5 m.s⁻¹ et (c) un vent de SW de 5 m.s⁻¹ (Grochowski et al., 1993b).</figcaption></figure>

*Sediment transport vectors (grain size: 0.25 mm), (a) for a mean tide with no wind, (b) with a NE wind of 5 m.s⁻¹ and (c) with a SW wind of 5 m.s⁻¹ (Grochowski et al., 1993b).*

### 3-4 : Intérêt appliqué de l'étude

Les régions fortement peuplées entourant le bassin de la mer du Nord sont le siège d'une forte exploitation des façades maritimes et des plates-formes. Il s'y développe de nombreuses activités (transport
maritime, extraction de granulats,...) et quantité d'ouvrages (ports, digues, tunnels, câbles, pipelines) servant à la communication, à l'exploitation de ressources ou encore à la protection des côtes ont été construits. La gestion de ces aménagements est conditionnée par une bonne compréhension des mécanismes de transport sédimentaire, et plus particulièrement des processus de formation et d'évolution des grands corps sédimentaires tels que les dunes (tab. I-4).

<table><caption>**Tableau I-4:** Exemples d'apports de la sédimentologie à la gestion des risques pour, ou générés par, les ouvrages et les activités humaines.</caption><thead><tr><th>Activité, ouvrage</th><th>Risques</th><th>Apports de la sédimentologie</th><th>Travaux</th></tr></thead><tbody><tr><td>navigation</td><td>naufrage</td><td>. migration et aggradation des corps<br>. réduction de leur amplitude par excavation</td><td>. Langhorne (1977 et 1982) ; Burton (1977)<br>. Redding (2000)</td></tr><tr><td>pipelines et câbles</td><td>recouvrement / émersion puis dragage / ploiement jusqu'à rupture</td><td>. migration et aggradation des corps sédimentaires</td><td>. Stolk (2000b) ; Whitehouse et Damgaard (2000)</td></tr><tr><td>extraction de granulats</td><td>dérèglements sédimentaires à la côte</td><td>. régénération des corps après exploitation<br>. connaissance du stock volumique disponible, qualité du sédiment : taille de grain, tri et propreté</td><td>. Hulscher et al. (1993) ; Hulscher (2000) ; De Moor (1989)<br>. Stolk (2000a) ; De Moor (1989)</td></tr><tr><td>rejet de dragage</td><td>apparition de nouvelles dunes</td><td>. formation des dunes</td><td>Hulscher et al. (1993)</td></tr><tr><td>mines</td><td>enfouissement</td><td>migration des corps sédimentaires</td><td>Stender (1996)</td></tr><tr><td>révolution des côtes</td><td>érosion puis inondation</td><td>révolution des corps sédimentaires : croissance ou dégénérescence</td><td>Guillén et al. (1999)</td></tr></tbody></table>

*Examples of sedimentology contribution to the risk management for, or generated by, man-made structures and activities.*
Le Pas-de-Calais est un secteur d'intense activité humaine. Le détroit est le siège du trafic maritime le plus intense au monde. Plusieurs centaines de navires transitent chaque jour dans les deux rails de navigation NE-SW, couvrant la majeure partie de sa superficie, et qui conduisent l'un en Manche, l'autre en mer du Nord essentiellement vers Europoort en Hollande (fig. I-38a et b). 128.850 bateaux ont traversé le détroit en 1993 (Coastguard, 1993). Perpendiculairement à ces rails, au minimum de largeur du détroit, quantité de bateaux touristiques assurent la liaison entre la France et l'Angleterre. A ce niveau, le réseau de câbles sous-marins est dense. La zone étudiée dans le présent travail est située dans le rail de navigation conduisant en mer du Nord.

<figure><img src="image_44.png" /><figcaption>**Figure I-38** : Ouvrages et activités humaines dans le détroit du Pas-de-Calais. (a) Câbles sous-marins (rouge) et rails de navigation (bleu) (carte marine SHOM N°6735), (b) Trajets des bateaux traversant le détroit du Pas-de-Calais, visualisées au radar le 17/10/93 (Kemp et Snell, 1995).

*Man made structures and activities in the Dover Strait. (a) Submarine cables (red) and shipping lanes (blue) (SHOM chart 6735), (b) Radar tracks of vessels passing through the Dover Strait the 17/10/93 (Kemp and Snell, 1995).*</figcaption></figure>
<figure><img src="image_45.png" /></figure>

b

Dans ce rail transitent des bateaux dont le tirant d'eau peut dépasser la vingtaine de mètres. Les rails de navigation passent au large des bancs sableux (profondeurs inférieures à 10 m) mais les champs de dunes, dont les profondeurs autour de 20-30 m sont variables dans l'espace et dans le temps, constituent un risque potentiel pour la navigation.

Devant l'importance de ce problème, diverses actions et collaborations internationales ont été entreprises. Le North Sea Hydrographic Committee (N.S.H.C.) est chargé de définir des routes de navigation garantissant des hauteurs d'eau minimum de 29 m, et d'établir une stratégie de surveillance des zones maritimes navigables. En France, cette dernière est assurée par le Service Hydrographique et Océanographique de la Marine (S.H.O.M.) qui réalise des levés hydrographiques réguliers et détaillés des zones sensibles. La zone d'étude principale (zone F) est levée en détail tous les 2 à 3 ans. La présence d'un champ de dunes sur cette zone n'est connue que depuis les années 1975. Auparavant, l'absence de précision du positionnement
vers le large ne permettait pas la description des petites structures tapissant les fonds marins, et la zone F a longtemps été considérée comme un simple haut-fond (photo I-1a, b et c).

<figure><img src="image_46.png" /></figure>

a

<figure><img src="image_47.png" /></figure>

b

**Photo I-1** : Extrait des cartes marines du Service Hydrographique et Océanographique de la Marine (a) des ans IX et X du calendrier révolutionnaire (1800-1801), et des périodes (b) 1876-1890 et (c) 1964-1977. La zone d'étude est localisée dans le polygone.

Excerpt from marine charts (S.H.O.M.) concerning (a) the IX and X years of the French Revolution calendar(1800-1801), and the (b) 1876-1890 and (c) 1964-1977 periods. The study area is located in the polygon.
<figure><img src="image_48.png" /></figure>

C

Notons que l'immersion des produits de dragage du port de Calais est effectuée dans une petite zone centrée sur 50°59,30′N-1°49,20′E, entre les ridens de la rade et de Calais (fig. I-40) (Créocéan, 1998). Ces dépôts anthropiques sont vraisemblablement transportés dans le couloir côtier dominé par le flot, vers l'est en direction des bancs flamands, et sont retenus entre les ridens lors des phases de jusant ; ils ne participent donc pas à l'alimentation sédimentaire des zones d'étude.
<figure><img src="image_49.png" /><figcaption>**Figure I-40** : Localisation de la zone d'immersion des produits de dragage du port de Calais (Créocéan, 1998).
*Location of the diposal area of dredging products coming from Calais harbour (Créocéan, 1998).*</figcaption></figure>
# 4 : Méthodes d'étude

Notre démarche s'est appuyée sur deux approches méthodologiques :

- L'une est basée sur l'observation par la mesure in situ, directe et indirecte (géophysique), grâce à l'utilisation d'outils complémentaires. L'observation des corps sédimentaires et des fonds marins relève de moyens d'investigation spécifiques, diversifiés et complémentaires. Dans cette rubrique, nous avons uniquement résumé la nature et la complémentarité des méthodes de mesure utilisées dans la présente étude. Les protocoles d'acquisition et de traitement que nous avons appliqués aux données, archivées ou acquises au cours de l'étude, sont développés en annexe 1.

- L'autre repose sur le calcul par l'utilisation de modèles numériques, qui permettent d'intégrer les divers processus en cause, de tester les hypothèses de terrain et d'améliorer la couverture spatiale de données. Les différents modèles testés seront présentés dans les chapitres II, III et IV.

## 4-1 : Couverture en données : utilisation des archives et acquisition de nouvelles données

### 4-1-1 : Les archives

Bon nombre des données dont a bénéficié l'étude ont été acquises par le SHOM au cours des levés hydrographiques de surveillance des zones à risque pour la navigation (tab. I-5).

<table><thead><tr><td>Mission</td><td>Navire</td><td>Date</td><td>Organisation</td><td>Travaux réalisés</td></tr></thead><tbody><tr><td>levé 75.16 <sup>1 et 2</sup></td><td>BH1 Espérance</td><td>1974-1975</td><td>SHOM/MHA</td><td>bathymétrie monofaisceau</td></tr><tr><td>levé 82.38 <sup>1 et 2</sup></td><td>BH2 Astrolabe</td><td>1981-1982</td><td>SHOM/MHA</td><td>bathymétrie monofaisceau</td></tr><tr><td>levé complet 86.15 <sup>1</sup></td><td>BH1 Espérance</td><td>1985</td><td>SHOM/MHA</td><td>bathymétrie monofaisceau</td></tr><tr><td>levé de contrôle 86.39 <sup>1</sup></td><td>BH2 Astrolabe</td><td>1986</td><td>SHOM/MHA</td><td>bathymétrie monofaisceau</td></tr><tr><td>levé de contrôle 87.43 <sup>1</sup></td><td>BH1 Espérance</td><td>1987</td><td>SHOM/MHA</td><td>bathymétrie monofaisceau</td></tr><tr><td>levé 87.48 <sup>1 et 2</sup></td><td>BH1 Espérance</td><td>1987</td><td>SHOM/MHA</td><td>bathymétrie monofaisceau</td></tr><tr><td>levé de contrôle 89.28 <sup>1</sup></td><td>BH1 Espérance</td><td>1988</td><td>SHOM/MHA</td><td>bathymétrie monofaisceau</td></tr><tr><td>levé complet 92.10 <sup>1</sup></td><td>BH2 Lapérouse</td><td>1991</td><td>SHOM/MHA</td><td>bathymétrie monofaisceau, prélèvements</td></tr><tr><td>levé complet 93.25 <sup>1</sup></td><td>BH2 Lapérouse</td><td>1992</td><td>SHOM/MHA</td><td>bathymétrie monofaisceau, sonar latéral</td></tr><tr><td>levé complet 96.59 <sup>1</sup></td><td>BH2 Lapérouse</td><td>1995</td><td>SHOM/MHA</td><td>bathymétrie monofaisceau, sonar, prélèvements</td></tr><tr><td>levé ??? <sup>2</sup></td><td>BH2 Lapérouse</td><td>1999</td><td>SHOM/MHA</td><td>bathymétrie monofaisceau, sonar, prélèvements</td></tr></tbody></table>

**Tableau I-5** : Liste des missions réalisées par la Mission Hydrographique de l'Atlantique (MHA, SHOM) sur les zones F (¹) et MPC Sud B (²), et utilisées dans cette étude.

List of surveys realised by the Atlantic Hydrographic Survey (MHA, SHOM) on areas F (¹) and MPC Sud B (²), and used in this study.
Ces levés sont réalisés avec une fréquence variable de quelques années. Auparavant deux levés, ayant pour but la définition d'une voie recommandée de navigation dans le détroit, couvrent certaines dunes de la zone F (1974-1975 et 1981-1982). Lors des levés complets, un sondage bathymétrique est effectué, parfois couplé à une couverture par sonar à balayage latéral, calibrée par quelques prélèvements de sédiment superficiel (fig. I-41). Entre ces levés complets, un contrôle de certains profils bathymétriques est effectué. Les données de bathymétrie monofaisceau, acquises de manière analogique, ont nécessité des phases de traitement pour les besoins de notre étude (annexe 1-1) : chaque levé a été intégralement numérisé et corrigé de la marée, de l'immersion, du décalage sondeur/antenne GPS et de la célérité du son dans l'eau.

<figure><img src="image_50.png" /><figcaption>**Figure I-41** : Exemple de levé complet. Localisation des profils bathymétriques et sonar réalisés en 1992 (levé SHOM/MHA).</figcaption></figure>

*Example of a complete survey. Location of the bathymetric and side-scan sonar profiles realised in 1992 (survey SHOM/MHA).*
### 4-1-2 : Les données acquises durant l'étude

Cinq missions, organisées au cours de notre étude, nous ont permis de compléter ces données et de déployer des méthodes complémentaires (courantométrie, sismique, caméra vidéo). L'ensemble des travaux effectué durant l'étude est listé dans le tableau I-6. La localisation des différentes mesures est présentée sur les figures I-42a, b et c.

<table><caption>**Tableau I-6 :** Liste des missions organisées et réalisées au cours de notre étude (¹ : levé couvrant la zone F ; ² : levé couvrant la zone MPC Sud B).</caption><thead><tr><th>Mission</th><th>Navire</th><th>Date</th><th>Organisation</th><th>Travaux réalisés</th></tr></thead><tbody><tr><td>Ridens I<sup>1</sup></td><td>Sepia II</td><td>1996</td><td>INSU/CNRS</td><td>bathymétrie monofaisceau et sismique THR (88 km de profils)</td></tr><tr><td>(complément)<br>1 et 2</td><td>BH BORDA</td><td>1998</td><td>SHOM/MHA</td><td>bathymétrie monofaisceau (profils réalisés à 1 semaine et quelques mois d'intervalle)</td></tr><tr><td>Ridens II<sup>1 et 2</sup></td><td>Sepia II</td><td>1998</td><td>INSU/CNRS</td><td>bathymétrie monofaisceau et sismique THR (90 km de profils)<br>prélèvements de sédiment sur une dune (43 espacés de 50 à 200 m)</td></tr><tr><td>(complément)<sup>1</sup></td><td>BH<br>Lapérouse</td><td>1999</td><td>SHOM/MHA</td><td>courantométrie près du fond (14 jours de mesures en un point situé entre deux dunes)</td></tr><tr><td>Ridens III<sup>1 et 2</sup></td><td>Côtes de la<br>Manche</td><td>1999</td><td>INSU/CNRS</td><td>bathymétrie monofaisceau (30 km de profils)<br>prélèvements de sédiment (76 selon une grille carrée de 275 m ; 40 selon une grille de 75 x 250 m), caméra vidéo (5 profils), courantométrie près du fond (1 point non valide), quantification du sédiment en suspension (ECMUL) (14 mesures horaires)</td></tr></tbody></table>

*List of the surveys organised and realised during this study (¹: survey on the area F; ²: survey on the area MPC Sud B).*
<figure><img src="image_51.png" /></figure>

<figure><img src="image_52.png" /></figure>
<figure><img src="image_53.png" /></figure>

**Figure I-42** : Localisation des travaux effectués lors des missions Ridens I, II et III (extrait de la carte marine N° 6681 - Europe 50, Mercator). (a) prélèvements à la benne (bleu : SHOM, 1991 ; rouge : SHOM, 1995 ; points verts : Ridens II ; croix vertes : Ridens III) ; (b) profils sismiques (rouge : Ridens I ; bleu : Ridens II) et (c) profils bathymétriques (bleu : Ridens III), profils caméra (rouge : Ridens III), point de mesure courantométrique (orange : SHOM/MHA, 1999), point de mesure de concentration de matières en suspension (vert : Ridens III).

Location of measurements realised during Ridens I, II and III surveys (excerpt from marine chart N° 6735 - Europe 50, Mercator). (a) grab samples (blue: SHOM, 1991; red: SHOM, 1995; green points: Ridens II; green crosses: Ridens III), (b) seismic profiles (red: Ridens I; blue: Ridens II) and (c) bathymetric profiles (blue: Ridens III), marine video profiles (red: Ridens III), current measurement site (orange: SHOM/MHA, 1999), suspended matter concentration measurement site (green: Ridens III).

## 4-2 : Intérêt de la complémentarité des méthodes

Chaque technique utilisée fournit des données concernant des échelles spatio-temporelles différentes. Certaines méthodes sont complémentaires et leur combinaison permet d'améliorer la compréhension de la dynamique sédimentaire côtière et de la migration des dunes.

### 4-2-1 : La morphologie et l'architecture des corps

La combinaison des données bathymétriques et sismiques autorise la définition des caractéristiques morphologiques et dynamiques des dunes dans l'espace et dans le temps.

Le sondage bathymétrique (voir annexe I-1) fournit une image de la morphologie de l'interface eau - sédiment et donne accès à sa profondeur (fig. I-43a). C'est le système qui fournit les meilleures résolution et
précision spatiales. Il permet de déterminer les paramètres morphologiques des dunes. Les corps sédimentaires de plus petite taille sont rarement décelables par ce système d'acquisition. Les cartes bathymétriques obtenues à partir des données traitées (voir annexe I-1) permettent de définir la forme horizontale des dunes. La comparaison de la bathymétrie d'un levé à un autre met en évidence les migrations résiduelles des crêtes et des corps dunaires, quantifiables en direction et en intensité, ainsi que leur engraissement ou leur érosion ; elle rend en outre possible la détection de l'apparition ou de la disparition éventuelle de dunes.

<figure><img src="image_54.png" /><figcaption>**Figure I-43** : Exemples de profil bathymétrique (a) (levé SHOM/MHA, 1995) et sismique (b) (INSU/CNRS, Ridens I, 1996).
*Example of single beam bathymetric profile (a) (SHOM/MHA survey, 1995) and seismic profile (b) (Ridens I, 1996).*</figcaption></figure>

La **sismique à très haute résolution** (voir annexe I-2) pénètre la couche sédimentaire superficielle et donne accès à son architecture interne (fig. I-43b). Ainsi, une coupe sismique fournit une image de l'enregistrement des étapes de la construction progressive des dunes, bien qu'obtenue à un instant t, contrairement aux données bathymétriques qui ne renseignent que sur l'évolution résiduelle entre deux
instantanés de mesure. Tout comme la bathymétrie, la sismique permet de calculer les paramètres morphologiques des dunes, mais elle fournit une précision insuffisante (du fait du mouvement constant du poisson par rapport à l'antenne du bateau) pour une quantification précise de la migration des dunes.

### 4-2-2 : La couverture sédimentaire

Selon les méthodes déployées, la couverture sédimentaire peut être analysée à différentes échelles spatiales.

Le sonar à balayage latéral (voir annexe I-3) conduit à visualiser, avec une couverture spatiale complète, la réflectivité moyenne du sédiment superficiel qui est fonction de la granulométrie et du relief sous-marin (fig. I-44a). La résolution des données sonar autorise la détection de tous les types de structures sédimentaires, exception faite des rides. De grands ensembles faciologiques basés sur la granularité du sédiment et les corps sédimentaires peuvent être déterminés à grande échelle.

<figure><img src="image_55.png" /><figcaption>**Figure I-44** : Exemples d'un profil sonar à balayage latéral (a, levé SHOM/MHA, 1992) et d'un cliché issu de la vidéo sous-marine (b, Ridens III) réalisés sur la dune i.</figcaption></figure>

Examples of a side-scan sonar profile (a, SHOM/MHA survey, 1992) and of a snapshot obtained from submarine video (b, Ridens III survey) realised on dune i.

La caméra vidéo (voir annexe I-4) offre une vision du fond marin à dimension humaine (champ de vision : quelques mètres ; résolution : moins d'un centimètre). Elle permet de déterminer plus en détail la granularité du sédiment (caractérisation des populations dominantes de grains) et ses variations au sein d'un
ensemble faciologique, ainsi que les types de figures sédimentaires larges de quelques centimètres à
plusieurs mètres, non détectable ou faiblement détectables au sonar (fig. I-44b). Ce système peut également
fournir des indications sur la mobilité du sédiment et les modes de transport sédimentaire. Concernant ce
dernier point, le **piégeage de sédiment à différents niveaux au-dessus du fond** (annexe I-5) permet de
quantifier la part de sédiment transporté par suspension.

Les **prélèvements de sédiment superficiel** (voir annexe I-6) fournissent une information directe, contrairement aux précédentes, sur la nature du fond en un point donné. Ils permettent une étude détaillée de la lithologie et de la granulométrie, afin de définir divers stocks de constituants sédimentaires, variablement mobilisables par les courants. Les prélèvements sont également utilisés pour calibrer les images de sonar à balayage latéral. Par ailleurs, la quantification précise des paramètres granulométriques permet de modéliser le transport sédimentaire résiduel par la méthode Mac Laren.

4-2-3 : Le contexte hydrodynamique

La mesure in-situ des agents hydrodynamiques responsables de la dynamique sédimentaire est
indispensable car elle permet une quantification à l'échelle du processus.

Les **mesures de courant** (annexe I-7) permettent de quantifier les caractéristiques des mouvements d'eau déterminés par les courants tidaux et non-tidaux. Elles donnent des informations sur les populations sédimentaires mobilisables et permettent l'estimation de la quantité de sédiment transporté. Pour des raisons techniques, ces mesures sont ponctuelles (quelques semaines), mais comme les caractéristiques de la marée sont bien connues, elles peuvent être extrapolées sur de grandes périodes de temps.

Les **données météorologiques** (annexe I-8) de vents, de houles et de tempêtes sont acquises
continuellement par les sémaphores et Météo-France. Au regard de leur influence sur les mesures
ponctuelles de courant, leur capacité à modifier les caractéristiques des courants tidaux peut être estimée sur
de plus longues périodes de temps.
## Chapitre II :

### Caractéristiques morphologiques et sédimentaires
La morphologie et la composition sédimentaire des dunes fournissent des indications environnementales précieuses. Elles renseignent principalement sur le contexte hydrodynamique, sur le degré d'équilibre et d'activité des dunes et sur les mécanismes de transport sédimentaire. La zone d'étude, bien que de surface réduite, présente un large éventail de corps sédimentaires sculptés par les agents hydrodynamiques.

## 1 – Caractéristiques morphologiques

La zone d'étude est située sur un « haut fond » bordé au NW et au SE par les deux chenaux de navigation en eaux profondes (fig. II-1a et b). La profondeur du fond marin augmente de 32 à 46 m de part et d'autre du haut fond selon une pente plus douce au SE. Les dunes culminent à une vingtaine de mètres de profondeur. Au NE, le secteur étudié est connecté à l'extrémité SW du banc du South Falls par l'intermédiaire de deux ensembles de dunes (voir fig. I-28).

Plusieurs types de figures sédimentaires sont présents sur la zone d'étude. Etant donné les méthodes d'investigation utilisées, seule la morphologie des corps de grande taille (les dunes) peut être précisément quantifiée. Celle-ci est ici décrite à partir de données bathymétriques et sismiques. Pour chacune d'entre elles l'amplitude, la longueur d'onde, l'orientation, la polarité, les pendages des flancs et la profondeur d'eau ont été mesurés à différents moments au cours d'une période de 18 ans (annexes 2 et 3). Les paramètres qui les contrôlent sont relativement bien connus mais leurs effets combinés sont encore assez pauvrement contraints. Certains aspects de la morphologie des autres types de corps sédimentaires seront abordés dans le paragraphe 2 de ce chapitre.
<figure><img src="image_56.png" /></figure>

**Figure II-1** : Morphologie générale du secteur d'étude. (a) carte bathymétrique de la zone d'étude et de ses environs (levé SHOM/MHA, 1974) ; (b) transect bathymétrique N-S (profil n° 22057, localisé en a).

*General morphology of the study area.* (a) bathymetric map of the area and surroundings (SHOM/MHA survey, 1974) ; (b) N-S bathymetric section (profile 22057, located on figure a).
<figure><img src="image_57.png" /></figure>

Lambert Nord I
Clarke 1880 F
NTF
1-1 : Deux échelons dunaires

Les dunes s'organisent en deux échelons juxtaposés, étalés selon une direction NE-SW (fig. II-2).
Elles sont désignées par des caractères alphanumériques.

L'ensemble SE est couvrent la majeure partie des zones F (au NE) et MPC Sud B (au SW) étudiées. Il est constitué de 14 dunes isolées. Dans l'ensemble NW (situé intégralement dans la zone F), 12 dunes ont été identifiées. Vers le NE, la proximité des dunes et la faible densité spatiale des profils bathymétriques et sismiques ne permettent pas d'individualisation précise. La zone de contact entre ces deux entités est orientée N35°. Seule la dune i assure la connexion entre les deux ensembles. Toutefois, sur notre période d'observation la dune c tend à s'anastomoser avec la dune j pour former un deuxième pont entre les ensembles NW et SE (fig. II-3).

<figure><img src="image_58.png" /></figure>

**Figure II-3** : Evolution de la morphologie de l'extrémité ouest de la dune c de 1985 à 1995 illustrant la tendance de cette dune à se connecter à la dune j.

Morphological evolution of dune c western extremity between 1985 and 1995. After 10 years, dune c is connected to dune j.

Les dunes ont des hauteurs comprises entre 4,0 et 12,5 m et des longueurs d'onde de 200 à 1100 m.
Selon la classification de Berné et al. (1989b) et Ashley (1990), elles correspondent à la classe des très
grandes dunes. La longueur de leurs crêtes varie de 350 m (dune f') à 3000 m (dune i). Elle est globalement
proportionnelle à la taille des dunes.

**Figure II-2** : Cartes bathymétriques détaillées de la zone d'étude et sous-ensembles morphologiques Ma, Mb et Mc.
(a) localisation des zones. (b) zone MPC Sud B (levé SHOM/MHA, 1999). (c) zone F (partie sud : levé SHOM/MHA, 1995 ; partie nord : levé INSU/CNRS, Ridens III, 1999).

Detailed bathymetric maps of the study area and morphological groups Ma, Mb and Mc. (a) location of the areas. (b) MPC Sud B area (SHOM/MHA survey, 1999). (c) F area (southern part : SHOM/MHA survey, 1995 ; northern part : INSU/CNRS survey, Ridens III, 1999).
Les mesures d'inclinaison des flancs des dunes effectuées à partir des données de sismique de 1998 (annexe 2a), n'indiquent que des pendages apparents, sous-estimés, les dunes ayant des orientations variables non strictement perpendiculaires à l'orientation N45° des profils sismiques. L'utilisation d'un canevas de Schmidt a permis de calculer les vrais pendages. Les dunes symétriques présentent des pentes de 6 à 10,5°. Les flancs raides des dunes asymétriques sont globalement inclinés de 10° à 35° (moyenne : 15°) et les flancs doux de 2° à 8,5°. Ces valeurs se situent dans la gamme de compilation d'observations de Belderson et al. (1982) relative aux grandes dunes (voir chap. I, § 1-1-2-4). Aucune relation n'a pu être mise en évidence entre pente et taille des dunes notamment parce que les valeurs de pente varient fortement à l'échelle d'une dune (annexe 2b).

## 1-2 : Définition d'ensembles morphologiques contrastés :

Les données bathymétriques et sismiques ont permis de décrire la morphologie des dunes. Pour chacune d'elles l'amplitude, la longueur d'onde, l'orientation, la polarité et la profondeur d'eau ont été mesurées à différents instants sur une période de 18 ans. Les valeurs des différents paramètres sont consignées en annexe 3.

Des sous-ensembles morphologiques ont pu être identifiés sur la base de l'analyse conjointe des différents paramètres morphologiques (voir fig. II-2).

* L'échelon dunaire NW (secteur morphologique Ma) présente des caractéristiques morphologiques relativement homogènes. L'amplitude des dunes est de 7 m en moyenne et varie de 5 à 9 m. La longueur d'onde moyenne est de 400 m et diminue progressivement vers le NE, de 550 à 250 m. Dans cette direction, la diminution de la profondeur d'eau explique la plus petite taille des dunes. Les dunes sont allongées selon une direction moyenne N150°, variant entre N145° et N175°. Leur polarité, bien que variable d'une période d'observation à l'autre, montre une tendance NE à symétrique. Les dunes sont rectilignes (2D selon Ashley, 1990), forme typique des dunes assemblées en champ, exception faite des dunes h et i (les plus grandes) qui présentent une concavité marquée vers le NE. Les dunes de ce secteur présentent une morphologie similaire à celle des dunes qui s'étendent au NE jusqu'à l'extrémité du banc du South Falls. Ces dernières sont allongées en direction N160°, espacées de 150 à 350 m et leur amplitude croit de 1 à 16 m de la périphérie vers le centre du champ dunaire (Smith, 1988b; Wright, 1992).

* Au sein de l'échelon SE, la morphologie présente des variations spatiales complexes :

- Dans sa partie septentrionale (secteur morphologique Mb), l'amplitude moyenne est de 8,3 m (entre 7 et 11 m). On y rencontre les deux plus grandes dunes de la zone d'étude : ce sont les dunes c et i qui dépassent 12 m. La longueur d'onde moyenne est de 740 m et varie entre 589 et 1081 m. La profondeur d'eau,
plus importante que dans le secteur NW (36 m en moyenne), s'accompagne de dimensions de dunes plus grandes. L'allongement des dunes s'effectue en direction N123°, les plus grandes dunes étant orientées N115°, les plus petites N130°. Leur polarité, dirigée vers le SW, est pérenne au cours de la période d'étude.

La dune i présente les caractéristiques morphologiques propres à chacun des secteurs Ma et Mb qu'elle traverse : sa portion SE est plus haute, présente une orientation plus E-W et une polarité SW franche par rapport à sa portion NW.

- Dans la zone MPC Sud B les dunes ont des dimensions semblables à celles du secteur morphologique Mb. Leurs amplitudes sont comprises entre 6,2 et 9,2 m pour une moyenne de 7,6 m. La longueur d'onde moyenne est de 690 m et varie entre 597 et 871 m. L'orientation et la polarité permettent d'établir des distinctions : les dunes 1 et 2 présentent un allongement N125°-N130° et une polarité SW, caractéristiques du secteur Mb, alors que ceux de la dune 5 suggèrent une parenté avec le secteur Ma (orientation : N155°, polarité pérenne NE). Les dunes 3 et 4 montrent des caractéristiques intermédiaires : elles ont des orientations respectives N130° et N145° et une morphologie symétrique ou à polarité SW.

- Dans la partie méridionale de la zone F (secteur morphologique Mc), les dunes f', f et g montrent des caractéristiques intermédiaires entre celles des secteurs morphologiques Ma et Mb : leur polarité est de tendance symétrique NE ; les crêtes sont orientées N149°-N150°. Dans le temps, ces caractéristiques sont fortement variables : la polarité est tantôt SW (typique du secteur Mb), tantôt symétrique ou NE (typique du secteur Ma), l'orientation varie de 15 à 20° sur chaque dune, entre N140° et N165°. Ces orientations sont respectivement proches de celles des dunes du secteur Mb et du secteur Ma. Tout se passe comme si leur morphologie s'adaptait à celle tantôt du secteur Ma, tantôt du secteur Mb. Leurs faibles dimensions (amplitudes entre 2,5 et 4 m, longueurs d'onde de l'ordre de 300 m) facilitent cette rapide adaptation.

La dune e présente une morphologie particulière : sa hauteur et sa polarité sont caractéristiques du secteur morphologique Mb, mais sa longueur d'onde et son orientation sont typiques du secteur Mc. Elle présente une forme sigmoïde lui conférant une double concavité, NE et SW, qui renforce l'ambiguïté de son appartenance à l'un ou l'autre des ensembles Mb ou Mc. La dune e paraît marquer la transition entre ces deux secteurs.

La plupart des dunes de l'échelon SE présente une forme barkhanoïde avec leurs extrémités étirées en direction SW (a, c, d, iSE, e, g, 2) ou NE (5). Il est généralement admis que cette morphologie est caractéristique des dunes associées à de forts courants (Costello et Southard, 1981 ; Rubin et McCulloch, 1980), d'autant plus que les dunes sont isolées (Smith, 1988a). En rivière, Carling (2000a) note également que les dunes de forme tridimensionnelle et barkhanoïde sont généralement les plus grandes.

En résumé une frontière majeure partage la zone d'étude en deux secteurs morphologiques contrastés, dénommés Ma et Mb. Elle passe à proximité de l'isobathe -34 m et est orientée N35°. Le secteur Mc constitue une enclave à caractéristiques morphologiques intermédiaires au sein du secteur Mb.
Les caractéristiques morphologiques générales des dunes des différents secteurs sont résumées dans le tableau II-1.

<table><caption>Tableau II-1 : Principaux paramètres morphologiques des secteurs Ma, Mb et Mc.
Main morphological parameters for sectors Ma, Mb and Mc.</caption><thead><tr><th></th><th>secteur Ma</th><th>secteur Mb<br>(zone F)</th><th>secteur Mb<br>(zone MPC Sud B)</th><th>secteur Mc</th></tr></thead><tbody><tr><td>amplitude (m)</td><td>6,7</td><td>8,3</td><td>7,6</td><td>3,6</td></tr><tr><td>longueur d'onde (m)</td><td>410</td><td>740</td><td>690</td><td>290</td></tr><tr><td>orientation</td><td>N152°</td><td>N123°</td><td>N137°</td><td>N149°</td></tr><tr><td>polarité</td><td>NE à symétrique</td><td>SW</td><td>SW</td><td>symétrique à NE</td></tr><tr><td>profondeur (m)</td><td>33,8</td><td>36,0</td><td>37,9</td><td>35,3</td></tr></tbody></table>

## 1-3 : Variabilité spatio-temporelle des paramètres morphologiques et implications environnementales :

### 1-3-1 : Equilibre ou déséquilibre des dunes avec l'environnement ?

* L'amplitude et la longueur d'onde sont fortement interdépendants. La formule de Flemming (1988a), $H = 0,0677L^{0,8098}$, a été établie à partir de 1491 observations sur des corps sédimentaires transverses aux courants principaux, dans des environnements aquatiques variés. Cette relation est largement utilisée, et notamment dans la classification généralisée de Berné et al. (1989b) et d'Ashley (1990). Flemming (1988a) a également déterminé une relation fixant l'amplitude maximale pouvant être atteinte par une dune pour une longueur d'onde donnée : $H_{max} = 0,16*L^{0,84}$. A partir de 58 observations réalisées sur des dunes intertidales de la Baie de Fundy, Dalrymple (1984) a obtenu la relation $H = 0,0635.L^{0,733}$. Elle prédit des amplitudes plus faibles, limitées par le marnage exceptionnel (19 m) qui n'autorise pas l'adaptation des dunes. Dans cette région le marnage exceptionnel (19 m) induit de rapides et importantes fluctuations de la profondeur d'eau. L'amplitude des dunes, dont le temps de réaction est supérieur à un cycle semi-diurne, s'adapte préférentiellement à la profondeur d'eau de basse mer.
<figure><img src="image_59.png" /></figure>

**Figure II-4:** Représentation logarithmique de l'amplitude (H) des dunes en fonction de leur longueur d'onde *Logarithmic representation of dune height (H) versus their wavelength (L).*

Sur notre zone d'étude les dunes montrent des dimensions constamment inférieures à celles prédites par Flemming (1988a) et l'amplitude maximale n'est jamais atteinte (fig. II-4). L'existence d'un marnage macrotidal (6,5 m en vive eau), somme tout modéré comparé à celui de la Baie de Fundy, explique les dimensions intermédiaires, pour les dunes du secteur Ma, entre la relation de Flemming (1988a) et celle de Dalrymple (1984). Dans ce secteur, les dunes semblent donc être en équilibre avec leur environnement. Dans les secteurs Mb et Mc, les dunes suivent remarquablement la relation de Dalrymple (1984). Le secteur SE (Mb et Mc) montre des dimensions non adaptées à l'environnement : soit les amplitudes des dunes sont trop faibles, soit leurs longueurs d'onde sont trop grandes.

Pour l'ensemble de la zone, nous avons obtenu la relation suivante : $H = 0,3569*L^{0,4739}$ (voir fig. II-4). Elle indique une diminution du rapport H/L vers les grandes tailles, par rapport aux formules de Flemming (1988a) et Dalrymple (1984). Le premier auteur suggère que l'équilibre entre la morphologie des dunes et les conditions hydrodynamiques soit plus difficile à atteindre lorsque les dunes sont de plus grande taille. Par ailleurs Perillo et Lüdwick (1984) signalent que les grandes dunes ont des amplitudes généralement inférieures
aux valeurs attendues, étant donné leur fréquent appauvrissement en sédiment. Ces caractéristiques sédimentaires seront discutées dans le paragraphe 2 de ce chapitre.

* A l'échelle de la zone d'étude, la variabilité de l'amplitude et de la longueur d'onde dépendent principalement de la **profondeur d'eau** (D) (fig. II-5). L'augmentation de la profondeur d'eau entraîne un accroissement linéaire de l'amplitude et de la longueur d'onde, selon les relations H = 0,206.D (relation 1) et H = 15.D (relation 2). Toutefois, des particularités sont à signaler : dans le secteur Mc, les dunes ont des amplitudes anormalement petites ; à l'inverse, les dunes c et i du secteur Mb sont exceptionnellement hautes. La connexion de ces dernières à deux secteurs morphologiques contrastés (Ma et Mb) leur fournit vraisemblablement une certaine stabilité, propice à leur développement.

<figure><img src="image_60.png" /><figcaption>**Figure II-5** : Relation entre la profondeur d'eau D et (a) l'amplitude H des dunes, (b) leur longueur d'onde (L). Relation between water depth D and (a) dune amplitude H, (b) dune wavelength (L).</figcaption></figure>

Les formules de Yalin (1964), H=0,167.D et H=6.D, résultent de la combinaison de la théorie et de l'observation. Elles donnent les valeurs maximales des amplitudes et des longueurs d'onde des dunes en fonction de la profondeur d'eau. Sur notre zone d'étude, les amplitudes augmentent selon un coefficient de proportionnalité voisin (relation 1) de celui de la relation de Yalin (1964) ; toutefois, les dunes sont en grande majorité plus hautes (à l'exception de celles du secteur Mc). Berné et al. (1993) observent également que l'amplitude des dunes de l'estuaire de la Gironde augmente plus rapidement que ce qui est prédit par Yalin (1964) lorsque la profondeur d'eau dépasse 30 m, et attribue cette différence à certains paramètres comme la granularité du sédiment et la vitesse du courant, variables à l'échelle d'une dune, et qui ne sont pas pris en compte dans les formules. Par ailleurs Dalrymple et Rhodes (1995) suggèrent que les relations entre H, L et D sont plus complexes dans le cas de dunes composées (cas fréquent des dunes étudiées ici). Les longueurs d'onde sont également plus grandes par rapport aux prédictions ; elles augmentent selon un coefficient
beaucoup plus fort (relation 2) que dans la relation de Yalin (1964), l'écart entre les valeurs observées et les valeurs prédites augmentant vers les plus grandes profondeurs d'eau du secteur Mb. D'après la littérature et nos observations, les formules de Yalin (1964) semblent imparfaitement adaptées. Toutefois elles permettent de conclure que ce sont les longueurs d'onde qui sont anormalement grandes dans le secteur Mb et les amplitudes anormalement petites dans le secteur Mc.

## 1-3-2 : Les indicateurs hydrodynamiques

L'orientation et la polarité d'une dune sont des paramètres qui dépendent essentiellement des caractéristiques résiduelles du courant et plus particulièrement, dans le domaine tidal, de la direction de la phase dominante (flot ou jusant). La distribution contrastée de ces paramètres morphologiques dans les secteurs Ma et Mb, de part et d'autre d'une ligne N-NE/S-SW, tend donc à indiquer une inversion de la phase de courant dominante entre ces deux secteurs, phase de flot dans le secteur Ma et phase de jusant dans le secteur Mb.

La forme horizontale des dunes et leur dimension (amplitude et longueur d'onde), bien que fortement dépendante des variations de la profondeur d'eau, souligne également une variabilité des caractéristiques hydrodynamiques. Les dunes du secteur Mb, plus grandes et plus sinueuses, témoigneraient d'un hydrodynamisme plus intense que dans le secteur Ma.

## 1-4 : Synthèse

L'analyse des caractéristiques morphologiques des dunes et de leur évolution dans le temps a permis de définir un certain nombre de particularités environnementales.

La zone d'étude est composée de deux échelons de dunes qui peuvent être regroupées en trois ensembles morphologiques. L'échelon NW (secteur morphologique Ma) structuré en champ compact de dunes présente des caractéristiques morphologiques homogènes. Vers le NE, les dunes tendent à devenir similaires à celles des dunes de la terminaison SW du banc sableux du South Falls, indiquant une dépendance vis-à-vis de ce banc sableux. Ces dunes sont en équilibre avec les conditions environnementales. La relation entre leur amplitude et leur longueur d'onde, intermédiaire entre celles de Flemming (1988b) et Dalrymple (1984), semble témoigner du caractère macrotidal de l'environnement de la zone d'étude et de l'influence des variations rapides de la profondeur d'eau sur la limitation de l'amplitude des dunes. L'échelon dunaire SE, constitué de dunes isolées, comprend deux ensembles morphologiques qui présentent des dimensions inadaptées à leur environnement. La relation décrite par l'amplitude et la longueur d'onde est proche de celle de Dalrymple (1984) indiquant une inhibition relative des dimensions des dunes : dans le secteur Mb, les longueurs d'onde semblent anormalement grandes ; dans le secteur Mc, de petite superficie, les amplitudes sont anormalement petites.
Les variations d'amplitude et de longueur d'onde observées entre les secteurs Ma et Mb semblent en partie liées aux variations de profondeur d'eau mais également à une variabilité hydrodynamique. La polarité et l'orientation des dunes suggèrent un cisaillement des courants de marée : la phase de flot, orientée vers le NE, semble dominante dans le secteur Ma, celle de jusant, orientée vers le SW, dominante dans le secteur Mb. La forme horizontale et les dimensions des dunes témoignent d'une variation de la compétence des courants, plus forte dans le secteur Mb. Cependant, le secteur Mc présente des caractéristiques complexes, intermédiaires entre celles des secteurs Ma et Mb, qu'il semble difficile d'expliquer par des variations d'hydrodynamisme ou de profondeur d'eau.
flanc raide de la dune d

<figure><img src="image_61.png" /></figure>

Echantillon 33 (Ridens III) :
pied du flanc doux de la dune i

<figure><img src="image_62.png" /></figure>

fond plat entre les dunes c et d

<figure><img src="image_63.png" /></figure>

Echantillon 9, Ridens III :
pied du flanc doux de la dune i

<figure><img src="image_64.png" /></figure>

sommet de la dune d

<figure><img src="image_65.png" /></figure>

Echantillon 46 (Ridens III) :
sommet de la dune j'

<figure><img src="image_66.png" /></figure>

Echantillon 98 (Ridens III) :
fond plat entre les dunes n et o

<figure><img src="image_67.png" /></figure>
## 2 - Nature sédimentaire

La couverture sédimentaire du Sud de la mer du Nord a été étudiée à l'échelle régionale (Houbolt, 1968 ; Veenstra, 1969 ; Larsonneur et al., 1982). Ici le but est de définir les caractéristiques du sédiment à l'échelle d'un champ de dunes et à celle d'une dune. La complémentarité des méthodes employées (voir chap. I, § 4-2-2) autorise une vision détaillée de la couverture sédimentaire à différentes échelles spatiales : depuis la définition des grands ensembles faciologiques grâce au sonar, jusqu'à la distribution granulométrique et la nature du sédiment par l'échantillonnage sédimentaire, en passant par la visualisation in-situ des fonds grâce à la vidéo sous-marine.

### 2-1 : Caractéristiques sédimentaires à l'échelle de la zone d'étude

Le sédiment présent sur la zone d'étude est composé de particules de tailles comprises entre 0,1 mm et 30 cm et couvre la gamme des sables fins aux cailloutis.

#### 2-1-1 : La nature du sédiment : une caractéristique homogène

##### 2-1-1-1 : Les populations de grains et leur répartition granulométrique

La nature des grains composant le sédiment a été déterminée pour sept échantillons pour chacune des fractions granulométriques définies selon un pas de $10\sqrt{10}$ mm (fig. II-6). Les sédiments échantillonnés présentent des granularités bien distinctes et ont été prélevés dans des endroits morphologiquement variés (sommet ou flanc de dune, fond plat, etc). Ces caractéristiques permettent de couvrir la plus vaste gamme de configurations possibles afin de compenser la faible quantité d'échantillons analysés.

* Quatre populations de particules ont été mises en évidence : des lithoclastes, des coquilles, des grains de quartz et divers oxydes, phosphates et glauconie. Ces populations sont présentes dans tous les échantillons analysés.

**Figure II-6** : Nature des particules sédimentaires. (a) distribution des différents composants, et (b) de la teneur en carbonates en fonction des fractions granulométriques (c).

*Sedimentary particle nature. (a) distribution of the different components, and (b) the carbonate content in the different grain size classes (c).*