### 3-2-2 : Indications sur l'origine des réflecteurs de 2ème ordre

Afin de mieux définir les processus érosifs à l'origine des réflecteurs de 2ème ordre, nous avons tenté de quantifier le temps nécessaire au dépôt du sédiment piégé entre deux réflecteurs de 2d ordre.

#### 3-2-2-1 : Principe du calcul et limites

Le calcul a été réalisé sur les dunes d, iSE, l et o dont les sections sismiques offrent une bonne netteté des réflecteurs.

La masse de sédiment piégé par mètre de dune est calculée à partir de la surface verticale de la séquence de dépôt (e.g. la surface grisée, fig. IV-13) et de la densité du sédiment (2650 kg/m³). Connaissant le débit du transport sédimentaire, le temps nécessaire au transport, et donc au dépôt, du sédiment fossilisé entre deux réflecteurs de 2ème ordre peut être estimé. Les valeurs de débit utilisées correspondent à celles calculées à partir des mesures de courant réalisées dans le secteur NW, en septembre 1999 (voir chap. III, § 3-2-2). La période de mesure couvre un cycle morte eau - vive eau soumis à des conditions moyennes de vent. Elle peut donc être considérée comme représentative des conditions hydrodynamiques moyennes opérant dans le secteur NW. Le débit de transport a été estimé à 860 et 1340 kg/m/jour avec les formules de Bagnold modifiée par Yang (1986) et de van Rijn (1985, 1986), soit un débit moyen de 1100 kg/m/jour. Les périodes 3 et 4 de la mesure sont représentatives de conditions hydrodynamiques dominées par l'influence de vents de secteur respectifs SW et NE, les débits correspondants atteignent respectivement 3200 et 3600 kg/m/jour.

La méthode utilisée nécessite des précautions et comporte des limites. Le calcul doit être effectué sur la séquence sismique de 2ème ordre la plus récente afin de s'affranchir au maximum de l'érosion post-dépôt qui opère sur la partie sommitale du flanc doux, sous l'effet du transport par charriage, et qui est inhérente à la progradation de la dune. Les réflecteurs de 2ème ordre constituant l'empreinte de processus érosifs, la quantité de sédiment déposé durant la période comprise entre deux de ces événements est nécessairement plus importante que celle qui est finalement archivée entre deux de ces réflecteurs. Il en résulte que la quantité de sédiment piégée au sein de la séquence de 2ème ordre est sous-estimée par notre calcul. Le temps écoulé entre deux réflecteurs de 2d ordre est donc également sous-estimé. Par ailleurs, cette méthode est valable si l'on admet que la résolution de la sismique est suffisante pour permettre de visualiser tous les réflecteurs de second ordre et que l'épais signal d'un tel réflecteur ne masque pas des réflecteurs sous-jacents.

#### 3-2-2-2 : Résultats

Les résultats sont consignés dans le tableau IV-8.

Le temps écoulé entre la formation de deux réflecteurs de second ordre varie selon les dunes et les conditions hydrodynamiques considérées pour le calcul du transport sédimentaire.
SW

1996

NE

<figure><img src="image_187.png" /></figure>

<figure><img src="image_188.png" /></figure>

<figure><img src="image_189.png" /></figure>

↓ déplacement du pied SW et du sommet entre 1996 et 1998

<figure><img src="image_190.png" /></figure>

C

Ma

<figure><img src="image_191.png" /></figure>

SW

1998

<figure><img src="image_192.png" /></figure>

<figure><img src="image_193.png" /></figure>
<table><thead><tr><th rowspan="2">secteur</th><th rowspan="2">dune</th><th rowspan="2">amplitude de la dune (m)</th><th colspan="3">Temps (mois)</th></tr><tr><th></th><th></th><th></th></tr></thead><tbody><tr><td rowspan="2">NW</td><td>l</td><td>6,5</td><td>6,3</td><td>2,2</td><td>1,9</td></tr><tr><td>o</td><td>5,8</td><td>9,0</td><td>3,1</td><td>2,7</td></tr><tr><td rowspan="2">SE</td><td>d</td><td>7,8</td><td>5,9</td><td>2,0</td><td>1,8</td></tr><tr><td>i NE</td><td>11,0</td><td>12,1</td><td>4,2</td><td>3,7</td></tr><tr><td colspan="2"></td><td></td><td>hydrodynamisme moyen</td><td>hydrodynamisme dominé par des vents permanents de SW</td><td>hydrodynamisme dominé par des vents permanents de NE</td></tr></tbody></table>

**Tableau IV-8 :** Temps nécessaire au dépôt du sédiment piégé dans une séquence de 2ème ordre en fonction des conditions hydrodynamiques pour quatre dunes.

Time necessary to the deposition of the sediment trapped within a 2d order sequence according to the hydrodynamical conditions for four dunes.

Pour des conditions hydrodynamiques dominées par des vents permanents de secteurs influents, la durée est de 2 à 4 mois. Or, de telles conditions ne se produisent pas durant une période aussi longue. Les vents moyens ne peuvent donc être seuls invoqués comme moteur de formation des réflecteurs de second ordre.

En conditions d'hydrodynamisme moyen (marée moyenne + vents moyens), la formation de deux réflecteurs de second ordre correspond à une période de 6 à 12 mois. Cette durée permet d'infirmer l'hypothèse d'Allen (1980a) selon laquelle les réflecteurs peu inclinés seraient produits par l'action érosive du courant subordonné. La valeur de 6 à 12 mois prédite pourrait coïncider avec la fréquence des tempêtes. Nous ne disposons pas de données sur les tempêtes de 1998, année de la réalisation des profils sismiques utilisés pour nos calculs. Cependant, étant donnée la variabilité décennale des tempêtes (voir fig. IV-11), nous pouvons supposer que leur activité a été relativement faible en 1998, à l'image des années 1996 et 1997, au cours desquelles seules deux tempêtes importantes se sont produites. Ainsi les tempêtes, qui sont des évènements de courte durée et de haute énergie, pourraient conduire à la formation des réflecteurs de 2ème ordre d'autant plus qu'elles se produisent durant des périodes où l'intensité des courants tidaux est faible (mortes eaux). Dans le secteur SE, les réflecteurs de second ordre se forment moins fréquemment que dans le secteur NW. Dans ce dernier, les dunes sont de plus petites dimensions, l'asymétrie des courants et leur compétence sont plus faibles. Les tempêtes ont une influence homogène à l'échelle de la zone d'étude puisque leur impact est régional. Les conditions hydrodynamiques nécessaires à l'inversion temporaire de l'asymétrie des courants et du transport sédimentaire sont plus facilement réunies dans le secteur NW et les dunes y réagissent plus rapidement.
## 3-3 : Architecture interne

### 3-3-1 : Définition des différents types d'architecture interne

La variabilité des caractéristiques morphologiques, sédimentaires et dynamiques des dunes se traduit par la diversité de l'agencement de leurs structures internes. Trois grands types d'architecture interne, proposés par Berné (1991) pour les dunes tidales, ont été reconnus sur notre zone d'étude.

#### 3-3-1-1 : Les dunes asymétriques en cosets. Exemples des dunes c et d.

Ces dunes sont composées d'un empilement de séquences de réflecteurs de troisième ordre délimitées par des réflecteurs de second ordre. La mégaséquence repose sur la surface de progradation. Dans la dune d, elle est tronquée à son sommet par la surface de progradation des dunes surimposées (fig. IV-13 et IV-14).

Les réflecteurs de second et troisième ordre sont inclinés vers le SW dans la direction du courant de jusant, dominant dans ce secteur.

- En 1996, le flanc raide de la **dune c**, incliné de 35° vers le SW, est une face d'avalanche qui a permis le développement de coulées sableuses et le dépôt de litages obliques. En 1998, quelques modifications de l'architecture sommitale de la dune sont à noter. La dune présente encore une polarité SW mais moins prononcée qu'en 1996. Une grande quantité de sédiment a été érodée sur son flanc raide, qui ne constitue plus une face d'avalanche. Son flanc raide présente une inclinaison qui se rapproche de celle des réflecteurs de second ordre. Ces modifications sont le fait d'une érosion qui a permis d'alimenter en sédiment les petites dunes surimposées dont le sens de progradation s'est inversé vers le NE.

- Le flanc raide de la **dune d** constitue une face d'avalanche et les modifications de structure interne survenues entre 1996 et 1998 ne concernent également que sa partie sommitale.

Ces dunes ont une architecture pérenne, similaire à celles de la classe IVA d'Allen (1980a, voir fig. I-17) et aux dunes décrites par Berné (1991) dans le secteur de Surtainville, désignées comme dunes asymétriques à cosets (fig. IV-15). Le pendage des réflecteurs de second et troisième ordre est orienté dans le sens du courant dominant. Tout comme dans le secteur SE l'asymétrie des courants de marée de Surtainville est marquée : en vive-eau, à 1,4 m au-dessus du fond, le flot s'écoule à 90 cm/s et le jusant seulement à 50 cm/s.

**Figure IV-14** : Structure interne de la dune c (profils 12 et V, 1996 et 1998). Coupes sismiques SW-NE quasi perpendiculaires à la crête de la dune c, localisées sur le cartouche, et leur interprétation.

*Internal structure of dune c (profiles 12 and V, 1996 and 1998). SW-NE seismic sections almost normal to dune c crest, localised on the top figure, and their interpretation.*
<figure><img src="image_194.png" /></figure>

**Figure IV-15** : Modèle d'organisation interne d'une dune asymétrique en cosets (Berné, 1991). Les rosaces représentent l'orientation des litages de dune ou de mégaride. Le grand axe de l'ellipse tidal est orienté N0°.

*Internal organisation model of an asymmetrical dune composed of cosets (Berné, 1991). The rose diagrams represent dune or megaripple bedding orientation. The large tidal ellipse axis is oriented N0°.*

Les épisodes érosifs se produisent sous l'effet d'une inversion de l'asymétrie des courants de marée, induite par les tempêtes. Ils n'affectent pas la totalité de la structure interne, ce qui témoigne d'un faible impact et/ou d'une courte durée de ces épisodes. Ils modifient les structures de dépôt au sommet et sur le flanc raide des dunes. La polarité de ces dunes n'est pas affectée par ces épisodes. Une fois l'épisode passé les corps surimposés retrouvent leur polarité tidale vers le SW, et participent de nouveau à l'augmentation de l'inclinaison du flanc raide de la dune hôte et à son alimentation par coulées sableuses.

### 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.

En 1998, les dunes o et l situées dans le secteur NW présentent aussi une architecture asymétrique en cosets (fig. IV-16 et IV-17). Contrairement aux dunes c et d, les réflecteurs de second et troisième ordre sont orientés vers le NE, dans la direction du flot qui est la phase de courant dominante dans ce secteur.
SW

1996

<figure><img src="image_195.png" /></figure>

NE

<figure><img src="image_196.png" /></figure>

<figure><img src="image_197.png" /></figure>

SW

1998

<figure><img src="image_198.png" /></figure>

50 m

5 m

déplacement des pieds et
du sommet entre 1996 et 1998
<figure><img src="image_199.png" /></figure>

<figure><img src="image_200.png" /></figure>

**Figure IV-16** : Structure interne de la dune o (profil K, 1998). Coupe sismique SW-NE perpendiculaire à la crête de la dune o, localisée sur le cartouche, et son interprétation.

*Internal structure of dune c (profile K, 1998). SW-NE seismic section normal to dune o crest, localised on the top figure, and its interpretation.*

Les dunes surimposées, qui couvrent largement les très grandes dunes du secteur NW riche en sédiment sableux, semblent jouer un rôle important dans l'architecture des dunes hôtes. Sur la dune o, le flanc raide est couvert de petites dunes dont la surface érosive de progradation possède une inclinaison identique à celle des réflecteurs de deuxième ordre fossilisés dans le corps de la dune.

**Figure IV-17** : Structure interne de la dune 1 (profils 2 et K, 1996 et 1998). Coupes sismiques SW-NE perpendiculaires à la crête de la dune 1, localisées sur le cartouche, et leur interprétation.

*Internal structure of dune 1 (profiles 2 and K, 1996 and 1998). SW-NE seismic sections normal to dune 1 crest, localised on the top figure, and their interpretation.*
En 1996, la partie sommitale de la dune 1 est constituée d'un assemblage complexe de lits de direction opposée. L'architecture de cette séquence sommitale présente des affinités avec le modèle de dunes symétriques à litage de mégarides décrit par Berné (1991, fig. IV-18) et avec les classes V et VI du modèle conceptuel d'Allen (1980a, voir fig. I-17).

<figure><img src="image_201.png" /></figure>

**Figure IV-18** : Modèle d'organisation interne d'une dune symétrique à litage de mégarides (Berné, 1991). Le grand axe de l'ellipse tidal est orienté N0°.

*Internal organisation model of a symmetrical dune with megaripple bedding (Berné, 1991). The large tidal ellipse axis is oriented N0°.*

Les courants de marée montrent une faible asymétrie dans ce secteur : à 1 m au-dessus du fond le flot s'écoule à la vitesse de 131 cm/s soit seulement 3 cm/s plus rapidement que le jusant. L'asymétrie des courants de marée est sujette à des fluctuations sous l'effet de courants générés par les tempêtes et les vents, même si ceux-ci sont de vitesse modérée. Les dunes surimposées qui réagissent rapidement aux fluctuations des courants peuvent donc temporairement migrer en sens inverse et conduire à modifier l'asymétrie de la dune hôte. Il en résulte que la forme externe de ce type de dune est sujette à des modifications épisodiques : la dune 1 est symétrique en 1996 et asymétrique vers le NE en 1998. Elle présente ces variations de morphologie de 1974 à 1985 (annexe 3).

### 3-3-1-3 : Les dunes symétriques à "méga-chevrons". Exemples des dunes k, 2 et 4.

Ces dunes montrent une organisation interne complexe. En 1996, la dune k est constituée de deux séries de réflecteurs inclinés en direction opposée (fig. IV-19). La séquence basale composée de réflecteurs
Chapitre IV. Mobilité des dunes
orientés vers le NE est tronquée dans sa partie sommitale par un large réflecteur érosif, surmonté d'une séquence de réflecteurs orientés vers le SW. En 1998, les deux séquences sont reconnaissables dans la partie basale de la dune k. Elles sont tronquées à leur sommet par une nouvelle série de réflecteurs orientés vers le NE.

<figure><img src="image_202.png" /></figure>

**Figure IV-19** : Structure interne de la dune k (profils 6 et O, 1996 et 1998). Coupes sismiques SW-NE perpendiculaires à la crête de la dune k, localisées sur le cartouche, et leur interprétation.

*Internal structure of dune k (profiles 6 and O, 1996 and 1998). SW-NE seismic sections normal to dune k crest, localised on the top figure, and their interpretation.*
L'architecture des dunes 2 et 4 met également en évidence des inversions de la progradation des dunes. Dans la dune 2, trois séquences s'enchaînent : une séquence basale de réflecteurs inclinés vers le NE est surmontée d'une séquence de réflecteurs SW, coiffée d'une séquence de réflecteurs de nouveau inclinés vers le NE (fig. IV-20). Dans la dune 4, deux séquences à réflecteurs orientés vers le NE coiffent une séquence à progradation opposée (fig. IV-21). La complexité de la structure interne de cette dune se traduit par une morphologie externe très irrégulière, dont il est difficile de définir l'asymétrie.

<figure><img src="image_203.png" /><figcaption>**Figure IV-20** : Structure interne de la dune 2 (profil a, 1998). Coupe sismique SW-NE perpendiculaire à la crête de la dune 2, localisée sur le cartouche, et son interprétation.</figcaption></figure>

*Internal structure of dune 2 (profil a, 1998). SW-NE seismic section normal to dune 2 crest, localised on the top figure, and its interpretation.*
<figure><img src="image_204.png" /></figure>

<figure><img src="image_205.png" /><figcaption>**Figure IV-21** : Structure interne de la dune 4 (profil a, 1998). Coupe sismique SW-NE perpendiculaire à la crête de la dune 4, localisée sur le cartouche, et son interprétation.</figcaption></figure>

Internal structure of dune 4 (profil a, 1998). SW-NE seismic section normal to dune 4 crest, localised on the top figure, and its interpretation.

La structure interne de ces dunes est comparable à celle des dunes symétriques en " méga-chevrons " décrites par Berné (1991) et Berné et al. (1993) dans l'embouchure de la Gironde (fig. IV-22). Dans cet environnement, l'inversion de polarité des lits frontaux et des discontinuités de deuxième ordre est attribuée à l'alternance de phases dominées tantôt par le flot, tantôt par le jusant selon le débit du fleuve, inversion facilitée par une quasi symétrie de l'intensité des courants de flot et de jusant (65 cm/s).
1996

profil 4

<figure><img src="image_206.png" /></figure>

1998

profil m

<figure><img src="image_207.png" /></figure>

SW

1996

profil 6

<figure><img src="image_208.png" /></figure>

NE

1998

profil o

<figure><img src="image_209.png" /></figure>

1996

profil 8

<figure><img src="image_210.png" /></figure>

1998

profil q

<figure><img src="image_211.png" /></figure>

1996

<figure><img src="image_212.png" /></figure>

profil 12

1998

<figure><img src="image_213.png" /></figure>

profil v

b
<figure><img src="image_214.png" /></figure>
<figure><img src="image_215.png" /></figure>

**Figure IV-22** : Modèle d'organisation interne d'une dune symétrique à « méga-chevrons » (Berné et al., 1993). La direction N80° est celle du grand axe de l'ellipse des courants de marée.

*Internal organisation model for a symmetrical in-"méga chevrons" dune (Berné et al., 1993). The N80° direction corresponds to the large axis of the tidal current ellipse.*

Les dunes k, 2 et 4 sont situées à proximité de la zone de cisaillement des courants de marée. Les courants de marée y sont vraisemblablement symétriques. Lorsque des vents, même moyens, s'établissent une asymétrie temporaire des courants est générée. Elle se traduit par un transport sédimentaire et une progradation de la dune dans la direction de la phase de courant tidal renforcée.

**3-3-1-4 : La dune i : une compilation des différentes structures internes (fig. IV-23)**

La dune i est située entre les secteurs NW et SE. Sa portion SE, à forte asymétrie vers le SW, possède une structure interne asymétrique en cosets similaire à celle des dunes c et d (voir fig. IV-13, IV-14).

**Figure IV-23** : Structure interne de la dune i. (a) paires de profils sismiques SW-NE, réalisés perpendiculairement à la dune i, en 1996 et 1998 (localisation sur le cartouche), (b) interprétation des profils.

*Internal structure of dune i. (a) pairs of SW-NE seismic profiles normal to dune i, realised in 1996 and 1998 (location on the little scheme), (b) profile interpretation.*
<figure><img src="image_216.png" /></figure>

1996 : zone F

<figure><img src="image_217.png" /></figure>

1998 : zones F et MPC Sud B
Son corps est constitué d'une unique séquence de réflecteurs orientés vers le SW, dans la direction du jusant dominant ; les processus érosifs induits par les courants non-tidaux n'affectent que son flanc raide et sa partie sommitale, de la même manière que pour la dune c. Sur sa portion NW, symétrique, la structure interne est de même type, mais les réflecteurs sont orientés vers le NE dans la direction du flot dominant. Dans sa partie centrale, la structure interne est de type dune symétrique à " méga-chevrons ". La partie sommitale de la dune a subit un remodelage complet entre 1996 et 1998. Sur les profils 6 et o, une nouvelle série à vergence NE s'est formée après l'érosion de la série de réflecteurs sommitaux inclinés vers le SW et d'une partie de la série sous-jacente à vergence NE.

### 3-3-2 : Ensembles architecturaux

Dans le secteur d'étude, la variabilité des structures internes des dunes est importante dans l'espace et dans le temps. L'interprétation des profils sismiques de 1996 et 1998 a permis d'établir des cartes synthétiques de l'architecture interne de l'ensemble des dunes de la zone d'étude (fig. IV-24).

Dans le secteur SE, les dunes ont des structures internes typiques de dunes asymétriques en cosets, à l'image des dunes c et d. Elles sont généralement constituées d'une unique séquence de réflecteurs de 2ème et 3ème ordre, limitée à sa base par la surface de progradation. Les discontinuités sont inclinées vers le SW dans la direction du courant de jusant dominant, et témoignent d'une progradation pérenne des dunes dans cette direction. Les épisodes d'érosion n'affectent que superficiellement les dunes : ils déterminent l'érosion du flanc raide des dunes en diminuant son inclinaison ; le sédiment érodé est déposé sur la partie sommitale des dunes, marquée par des réflecteurs à progradation NE. Ces structures sont visibles en 1998. Contrairement aux résultats obtenus par Dalrymple (1984) sur les dunes intertidales de la Baie de Fundy, les réflecteurs de second ordre ne sont pas générés par l'action érosive de la migration plus rapide des dunes surimposées : les très grandes dunes du secteur SE comportent de nombreux réflecteurs de second ordre, mais rarement des dunes surimposées.

Dans le secteur NW, la structure interne dunaire est mixte. Elle est généralement de type asymétrique en cosets. Cependant, certaines dunes (e.g. dune l) présentent des séquences typiques des dunes symétriques à litage de mégarides. Ces séquences témoignent de la densité des dunes surimposées dans ce secteur riche en sables, de même que les nombreuses discontinuités sommitales de 1er ordre marquant la surface de progradation des corps surimposés. Les discontinuités sont inclinées vers le NE dans la direction du courant de flot dominant.

**Figure IV-24** : Cartographie sismique de la structure interne des dunes en 1996 (zone F) et en 1998 (zones F et MPC Sud B).

*Fence diagram of dune internal structure revealed by seismics in 1996 (area F) and 1998 (areas F and MPC Sud B).*
Dans le secteur Mc, les petites dunes présentent une architecture tantôt de type asymétrique en cosets à progradation NE (1998) ou SW (1996), tantôt de type symétrique à "méga-chevrons". Cette forte variabilité de l'architecture dunaire témoigne d'une migration intense et d'une réponse rapide à des conditions hydrodynamiques fluctuantes.

Sur la zone MPC Sud B et plus généralement à la frontière entre les secteurs précédemment cités, des dunes ou portions de dunes présentent une architecture en "méga-chevrons" indiquant une migration alternative NE-SW (voir fig. IV-19, IV-20 et IV-21). Ces secteurs sont situés sur la zone de cisaillement des courants de marée ; ces derniers y sont vraisemblablement symétriques. Les phases de courant tidal sont systématiquement renforcées ou ralenties lorsque des vents, même modérés, s'établissent. Les courants présentent donc une asymétrie non-tidale dont la direction est fréquemment inversée. Au NE du secteur, les dunes possèdent une prépondérance de réflecteurs orientés vers le SW, indiquant une progradation plus fréquente des dunes dans cette direction. Au SW, elles semblent préférentiellement prograder vers le NE. Il en résulte que la zone MPC Sud B semble être un lieu de convergence du transport sédimentaire.

Les limites entre les différents ensembles architecturaux coïncident avec les frontières morphologique et sédimentaire (voir chap.II), la frontière hydrodynamique (voir chap. III) et la frontière dynamique (voir § 2).

### 3-4 : Modification des structures internes entre 1996 et 1998

De 1996 à 1998, l'architecture interne des dunes est globalement préservée, mais présente toutefois des modifications d'importance variable (voir fig. IV-24). Les discontinuités apparues durant cette période sont inclinées vers le NE. Dans le secteur Mc, les petites dunes asymétriques en cosets ont été complètement remodelées : leur asymétrie et leur progradation, de direction SW en 1996, sont orientées vers le NE en 1998. Dans le secteur NW, les structures internes de dune symétrique à litage de mégaride ont disparu et les dunes présentent une architecture de dune en cosets à asymétrie vers le NE (e.g. dune l, fig. IV-17). La migration des dunes est intense, de 70 m environ vers le NE (e.g. dunes l et i NW, fig. IV-17 et IV-23). Dans le secteur SE, la structure est toujours en cosets à asymétrie vers le SW. Toutefois, l'asymétrie est moins prononcée et les dunes sont surmontées d'une série de réflecteurs à plongement NE de faible épaisseur. La migration des dunes vers le SW est faible, de 10 à 15 m pour la dune d (voir fig. IV-13) et de quelques mètres pour la dune c (voir fig. IV-14).

Durant ces deux années, les vents de secteur SW présentent une fréquence de 34% (17,1% dans le secteur N200-220°). Ceux de NE ont une fréquence de 17,1% (5,6% dans le secteur N20-40°) (annexe 5). Ce régime de vent met en évidence une augmentation relative des vents de SW par rapport aux différentes périodes étudiées de 1974 à 1995 (voir tab. IV-4). De même que pour les autres périodes pluriannuelles étudiées, les vents peuvent expliquer l'augmentation du transport sédimentaire et l'intensification de la progradation des dunes vers le NE entre 1996 et 1998. Cette période est marquée par ailleurs par une faible activité des tempêtes, liée à un faible indice de la NAO (Reverdin, 1998) : seules deux tempêtes de faible intensité se sont produites en 1996 et 1997 (voir fig. IV-11). Nous ne disposons pas de données pour 1998. Sur la portion NW de la dune i (voir fig. IV-23, profils 4 et M), la bonne qualité des données sismiques permet
de compter les réflecteurs de 2ème ordre apparus entre 1996 et 1998. Ils sont au nombre de trois ou quatre. Ce nombre est similaire à celui des événements de tempête et conforte l'idée selon laquelle ces réflecteurs sont crées par les processus érosifs, hautement énergétiques induits par les tempêtes (voir § 3-2-2).

### 3-5 : Conclusions

La sismique à très haute résolution a permis d'analyser la structure interne des corps dunaires de notre zone d'étude. On a observé **trois types de discontinuités internes**, de géométries similaires à celles des dunes éoliennes (Brookfield, 1992) et des dunes subtidales des plates-formes océaniques françaises (Berné, 1991 ; Berné et al., 1988, 1989a et b, 1993). L'existence de surfaces de réactivation montre que la migration des dunes ne résulte pas d'un phénomène continu et confirme les résultats de l'analyse bathymétrique (voir § 2). Des précisions ont pu être apportées sur l'origine des **discontinuités de 2ème ordre** à partir de la quantification du volume de sédiment piégé entre deux de ces réflecteurs et le comptage du nombre de réflecteurs formés durant la période 1996-1998. Ces réflecteurs sont **vraisemblablement formés lors des épisodes hautement érosifs de tempêtes**.

L'originalité de la zone d'étude réside dans la diversité des types d'architecture interne. Trois modèles d'organisation interne des corps dunaires, précédemment décrits par Berné (1991), ont été observés. La majorité des dunes présente une architecture **asymétrique en cosets**. Les cosets sont orientés vers le NE dans le secteur NW et vers le SW dans le secteur SE, dans les directions respectives du courant de flot et de jusant dominant. Des dispositifs de **dunes symétriques à « méga-chevrons »** sont observés dans le secteur Mc, MPC Sud B et à la limite entre tous ces secteurs, où les courants sont vraisemblablement symétriques. Dans les secteurs riches en sables, où les dunes surimposées se développent largement, des séquences typiques de **dunes symétriques à litage de mégarides** peuvent être épisodiquement produites. La distribution des ensembles architecturaux se calque sur le schéma des courants tidaux, mais également ceux de la répartition du sédiment et de la dynamique des dunes. L'architecture des dunes dépend principalement de l'intensité relative de l'asymétrie et de la compétence des courants tidaux comparées à celle des courants non-tidaux : lorsque l'asymétrie et la compétence sont faibles, les courants non-tidaux ont une influence plus marquée et peuvent plus facilement inverser la direction des courants et donc du transport sédimentaire et de la migration des dunes (dunes en "méga-chevrons"); lorsque l'asymétrie et la compétence des courants sont fortes, les courants non-tidaux induisent des périodes d'arrêt de la progradation ou d'érosion du sommet de la dune sans qu'une inversion de progradation ne se produise (dunes en "cosets").

La taille des dunes intervient de manière secondaire sur la structure interne : les petites dunes qui réagissent plus rapidement aux fluctuations non-tidales des courants présentent plus fréquemment une structure en "méga-chevrons" ; toutefois la structure interne de certaines dunes (e.g. dune i) est modifiée latéralement sans qu'il y ait variation latérale de la taille de la dune. La morphologie externe ne permet pas de prévoir la structure interne des dunes : certaines dunes présentent une polarité inverse de l'inclinaison du litage de la structure interne. Il en résulte que la **polarité et plus globalement la morphologie externe des dunes ne**
constituent pas de bons indicateurs de direction de migration et de transport résiduel à long terme, dans les environnements régulièrement soumis à des courants non-tidaux.

La sismique à très haute résolution est un outil adapté à l'analyse de la structure interne des dunes subtidales des plates-formes peu profondes. Cependant, une acquisition numérique du signal permettant un traitement postérieur paraît indispensable pour une meilleure définition des relations géométriques inter-réflecteurs. En outre, tant qu'un système de carottage adapté aux environnements sablo-graveleux de plate-forme ne sera pas mis au point, l'interprétation des réflecteurs en terme de nature et d'origine sera toujours sujette à caution. Le développement d'un tel appareillage permettrait d'identifier les facteurs responsables de la formation de ces réflecteurs par un comptage précis du nombre de discontinuités entre deux levés de sismique et donc du temps nécessaire au dépôt de sédiment entre deux réflecteurs.
# 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)

Pour connaître par la mesure les directions résiduelles de transport sédimentaire en domaine subtidal, il faut le plus souvent déployer une instrumentation coûteuse (sonar à balayage latéral, traceurs fluorescents). La méthode de Gao et Collins (1991, 1992) utilise les variations spatiales de paramètres granulométriques combinés pour déterminer les directions de transport. Elle nécessite une analyse granulométrique d'échantillons sédimentaires prélevés selon une ligne ou une grille.

La méthode de Gao et Collins (1991, 1992) a été utilisée dans le cadre de notre étude dans le but de déterminer les directions résiduelles de migration des dunes.

## 4-1 : Fondements de la méthode

D'abord intuitifs, les principes émis par McLaren (1981) constituent le cœur de la méthode. Selon cet auteur, la distribution granulométrique d'un sédiment varie au cours de son transport en fonction des processus hydro-sédimentaires et des caractéristiques granulaires du sédiment source. Cette variation peut être décrite par l'évolution des paramètres granulométriques que sont le grain moyen, le classement et l'asymétrie du sédiment. Trois cas d'évolution sont possibles (fig. IV-25) : (cas I) le sédiment érodé à partir de la source, transporté puis complètement déposé, est plus fin mieux trié et d'asymétrie plus négative ; (cas II) après érosion, le sédiment source consiste en un sédiment résiduel qui est plus grossier, mieux trié et d'asymétrie plus positive ; (cas III) le sédiment transporté subit un dépôt sélectif dû à la diminution de l'énergie dans la direction du transport : le dépôt est mieux trié, d'asymétrie plus positive et, selon l'énergie globale du processus d'érosion, plus fin (basse énergie, cas IIIa) ou plus grossier (haute énergie, cas IIIb). En comparant deux échantillons, il est ainsi possible d'établir s'ils entretiennent ou non une relation sédiment source - sédiment fils et de définir une direction de transport sédimentaire.

A partir d'expérimentations en canal hydraulique, McLaren et Bowles (1985) montrent empiriquement que l'asymétrie d'un sédiment devenant plus fin est systématiquement négative, éliminant ainsi la possibilité d'apparition du cas IIIa. Il résulte que deux cas seulement sont réellement significatifs d'un transport sédimentaire : le cas où le sédiment devient plus grossier, mieux trié et d'asymétrie plus positive (cas CB+ pour Coarser, Better sorted, more positively skewed), celui où le sédiment devient plus fin, mieux trié et d'asymétrie plus négative (FB-). Ces auteurs montrent de plus que la relation entre la vitesse des courants et le départ de particules fines du sédiment source ne constitue pas une fonction continue (fig. IV-26) : les cas CB+ et FB- correspondent respectivement à un contraste de haute énergie (td, tc) et de basse énergie (tb, ta).
<figure><img src="image_218.png" /><figcaption>**Figure IV-25** : Histogrammes montrant les changements dans la distribution granulométrique d'un sédiment source érodé, transporté puis déposé. Les boîtes montrent les changements du grain moyen (m), du classement (s) et de l'asymétrie (Sk), relatifs au sédiment source, pour chacun des cas (McLaren, 1981).

*Histograms showing the changes in grain size distributions when a hypothetical source sediment is eroded, transported and deposited. The boxes show the changes in mean grain size (m), sorting (s) and skewness (Sk) relative to the source sediment for each of the cases (McLaren, 1981).*</figcaption></figure>
<figure><img src="image_219.png" /></figure>

**Figure IV-26** : Distributions granulométriques du sédiment source et courbes de fonction de transfert résultantes sous différents régimes hydrauliques (McLaren et Bowles, 1985). Les tendances CB+ et FB- apparaissent lorsque le contraste énergétique est respectivement élevé et faible.

Granulometric distribution of the source sediments and resultant transfer functions curves under different flow regimes (McLaren and Bowles, 1985). The CB+ and FB- trends appear when the energy contrast is respectively high and low.

Gao et Collins (1991, 1992) ont repris la procédure analytique unidimensionnelle de McLaren et l'ont transformée en analyse statistique bi-dimensionnelle. Outre l'intérêt de la couverture spatiale, cette analyse permet de produire des résultats plus significatifs d'un transport réel. En effet, selon ces auteurs, les filiations de type CB+ ou FB- peuvent être observées sans qu'un échange effectif de matériel existe entre les deux sédiments (hasard) et créent alors un "bruit de fond". L'objectif est de mettre en évidence les filiations entre les échantillons prélevés selon une grille à pas régulier et de les exprimer ensuite sous la forme de vecteurs symbolisant le transport sédimentaire. Ils mettent au point la procédure analytique suivante (fig. IV-27) : (a) les paramètres granulométriques de chaque échantillon d'une grille horizontale à pas régulier sont comparés à ceux des voisins immédiats ; chaque fois qu'une filiation de type CB+ ou FB- est mise en évidence, un vecteur unitaire de transport $\vec{r}(x, y)$ est défini ; (b) les vecteurs obtenus à chaque point sont cumulés pour produire un unique vecteur permettant un premier filtrage du "bruit de fond" ( $\vec{R}(x,y) = \sum_{i=1}^{n} \vec{r}(x,y)_i$ , où n est le nombre de vecteurs unitaires identifiés ; (c) et (d) ce filtrage est ensuite amélioré en moyennant chaque vecteur avec ceux des points voisins suivant la formule : $\vec{R}_{av}(x,y) = \frac{1}{k+1} \left[ \vec{R}(x,y) + \sum_{i=1}^{k} \vec{R}_{ij} \right]$, où k est le nombre de points voisins. Le vecteur $\vec{R}_{av}(x,y)$ peut être défini comme un vecteur indicateur de transport. Les vecteurs ainsi
Chapitre IV. Mobilité des dunes

obtenus sont sans dimension mais leurs normes sont toutes relatives les unes par rapport aux autres et sensées
représenter l'intensité du transport.

<figure><img src="image_220.png" /></figure>

Figure IV-27 : Schéma expliquant la procédure de traitement bidimensionnel des données (les cercles correspondent aux sites d'échantillonnage). a : vecteurs de transport obtenus par comptage statistique, b : sommation des vecteurs, c : opération de filtrage (lissage), et d : vecteurs de transport résiduel (Gao et Collins, 1991).

Scheme explaining the procedure of bidimensional data treatment (the circles correspond to the sampling sites). a : transport vectors obtained from statistical counting, b : summing of the vectors, c : filtering (smoothing) operation, and d : the defined net transport direction (Gao et Collins, 1991).

Gao et al. (1994a) ont étendu l'étude des cas de transport en examinant 12 possibilités de combinaisons des trois paramètres granulométriques, en plus des cas CB+ et FB- (tab. IV-9). Pour connaître la validité de chacun des cas, ils comparent l'orientation des vecteurs du modèle et celle des figures sédimentaires observées au sonar à la superficie du Kwinte bank (Sud de la mer du Nord). Ils montrent que seuls les cas associés à une amélioration du classement le long du transport sont valides. Le cas combiné CB+/FB- (cas III-1/III-2) donne les meilleurs résultats, suivi par les cas CB+ (cas III-1) et FB- (cas III-2) seuls.
<table><thead><tr><th>Groupe</th><th>Cas</th><th>Définition</th></tr></thead><tbody><tr><td rowspan="2">I</td><td>I-1</td><td>σ<sub>a</sub> = σ<sub>b</sub></td></tr><tr><td>I-2</td><td>σ<sub>a</sub> = σ<sub>b</sub></td></tr><tr><td rowspan="4">II</td><td>II-1</td><td>μ<sub>a</sub> = μ<sub>b</sub> et σ<sub>a</sub> = σ<sub>b</sub></td></tr><tr><td>II-2</td><td>μ<sub>a</sub> = μ<sub>b</sub> et σ<sub>a</sub> = σ<sub>b</sub></td></tr><tr><td>II-3</td><td>μ<sub>a</sub> = μ<sub>b</sub> et σ<sub>a</sub> = σ<sub>b</sub></td></tr><tr><td>II-4</td><td>μ<sub>a</sub> = μ<sub>b</sub> et σ<sub>a</sub> = σ<sub>b</sub></td></tr><tr><td rowspan="8">III</td><td>III-1 (CB+)</td><td>μ<sub>a</sub> = μ<sub>b</sub> et σ<sub>a</sub> = σ<sub>b</sub> et S<sub>k,a</sub> = S<sub>k,b</sub></td></tr><tr><td>III-2 (FB-)</td><td>μ<sub>a</sub> = μ<sub>b</sub> et σ<sub>a</sub> = σ<sub>b</sub> et S<sub>k,a</sub> = S<sub>k,b</sub></td></tr><tr><td>III-3</td><td>μ<sub>a</sub> = μ<sub>b</sub> et σ<sub>a</sub> = σ<sub>b</sub> et S<sub>k,a</sub> = S<sub>k,b</sub></td></tr><tr><td>III-4</td><td>μ<sub>a</sub> = μ<sub>b</sub> et σ<sub>a</sub> = σ<sub>b</sub> et S<sub>k,a</sub> = S<sub>k,b</sub></td></tr><tr><td>III-5</td><td>μ<sub>a</sub> = μ<sub>b</sub> et σ<sub>a</sub> = σ<sub>b</sub> et S<sub>k,a</sub> = S<sub>k,b</sub></td></tr><tr><td>III-6</td><td>μ<sub>a</sub> = μ<sub>b</sub> et σ<sub>a</sub> = σ<sub>b</sub> et S<sub>k,a</sub> = S<sub>k,b</sub></td></tr><tr><td>III-7</td><td>μ<sub>a</sub> = μ<sub>b</sub> et σ<sub>a</sub> = σ<sub>b</sub> et S<sub>k,a</sub> = S<sub>k,b</sub></td></tr><tr><td>III-8</td><td>μ<sub>a</sub> = μ<sub>b</sub> et σ<sub>a</sub> = σ<sub>b</sub> et S<sub>k,a</sub> = S<sub>k,b</sub></td></tr></tbody></table>

**Tableau IV-9 :** Types possibles de tendances granulométriques basées sur l'utilisation des trois paramètres granulaires de grain moyen (μ), classement (σ) et d'asymétrie (S<sub>k</sub>) (en unités φ). L'indice a concerne le sédiment père, l'indice b le sédiment fils (Gao et al., 1994).

Possible types of grain size trends, using three grain size parameters (i.e. mean grain size, μ, sorting, σ, and skewness, S<sub>k</sub>, in φ units). The subscripts a concerns the source sediment, the subscript b the derived sediment (Gao et al., 1994).

## 4-2 : Limites de la méthode : environnement, échelle spatio-temporelle des résultats

Dans la bibliographie, la méthode fournit des résultats généralement satisfaisants et non contradictoires avec les informations obtenues par d'autres moyens d'investigation. Toutefois, elle comporte de nombreuses limites qui compliquent l'interprétation des résultats.

### 4-2-1 : Domaines d'application de la méthode :

De nombreux essais pour tester la technique ont été réalisés avec plus ou moins de succès dans des environnements hydro-sédimentaires très différents.

McLaren et Bowles (1985) obtiennent de bons résultats avec le cas CB+ pour des sédiments de la rivière de East Fork dans le Wyoming et de la flèche littorale dans le détroit de Juan de Fuca, et avec le cas FB- pour le lac Tekapo en Nouvelle Zélande. Dans la zone côtière du delta du Rhône, Masselink (1992) montre que la méthode n'est pas satisfaisante pour déterminer la direction de transport sédimentaire car certains postulats de base ne sont pas respectés dans cet environnement : le sédiment dérive de plusieurs sources (fleuve Rhône, plage, dunes), le transport est bidirectionnel (action des houles) et ne peut être
représenté par une méthode unidirectionnelle. Cependant, dans le même type d'environnement (zone intertidale, Pedreros et al., 1996 ; barre côtière, Balouin et Howa, 2000), l'utilisation de la méthode bidimensionnelle de Gao et Collins (1991, 1992) permet la définition des voies de transport pour le cas combiné CB+/FB-. Dans l'estuaire de la Gironde, le cas combiné corrobore et complète des observations réalisées dans cette embouchure par d'autres auteurs (Mallet, 1998).

La méthode a fréquemment été appliquée aux bancs sableux. Le cas combiné fournit les meilleurs résultats sur le Kwinte bank (Gao et al., 1994a) et le Broers bank (Van Lanckner et al., 2000a), situés le long de la côte belge. Sur le Broers bank, ce cas met, en outre en évidence un transport par suspension qui ne peut être déduit de l'asymétrie des dunes surimposées. Avant l'utilisation du cas combiné (Gao et al., 1994a), les résultats obtenus sur le Kwinte bank conduisaient à douter de la validité de la méthode qui permettait uniquement de délimiter les zones de transport résiduel dominées par le flot ou le jusant sans réussir à déterminer les directions réelles de transport (Lanckneus et al., 1992). Sur le Middelkerke bank, le cas CB+ indique un transport de sédiment vers la crête et met en évidence une opposition des directions de transport d'un flanc à l'autre conformément aux travaux de Kenyon et al. (1981) (Trentesaux, 1993).

A partir d'une étude sur la Baie du Mont-St-Michel, Ehrhold et Auffret (1996) et Ehrhold (1999) montrent que le "bruit de fond" peut être diminué lorsque seules les fractions sédimentaires mobiles sont analysées.

<figure><img src="image_221.png" /></figure>

**Figure IV-28** : Diagrammes des fréquences de corrélation entre les vecteurs de transport calculés par la méthode de Gao et Collins (1991, 1992) et les vecteurs de transport déduits de l'orientation des figures sédimentaires en Baie du Mont-Saint-Michel (Ehrhold, 1999).
Diagrams of the frequency correlations between the transport vectors calculated by the Gao and Collins's method (1991, 1992) and the transport vectors deduced from the sedimentary body orientation in the Bay of Mont-Saint-Michel (Ehrhold, 1999).

Les directions de transport observées et calculées sont corrélées à plus de 60% sur la fraction sablo-argileuse pour les cas FB-, CB+ et FB-/CB+, ainsi que sur le sédiment total uniquement pour le cas combiné (fig. IV-28). Ceci permet d'appliquer la **méthode pour des milieux sédimentaires hétérogènes**, dont la variabilité s'exprime sur de courtes distances.

En résumé, la plupart des études menées concluent à une bonne applicabilité de la méthode à prédire les directions de transport résiduel dans les environnements marins, et plus particulièrement sur les corps sédimentaires.

### 4-2-2 : Echelle de temps couverte par la méthode

D'une manière générale, la maîtrise de l'échelle de temps est délicate et ne peut s'obtenir qu'à l'aide de méthodes complémentaires (Ehrhold et Auffret, 1996). Selon Gao et Collins (1992), elle est limitée par la profondeur d'échantillonnage, et les derniers processus de transport peuvent être évalués en échantillonnant dans l'épaisseur de sédiment affecté par le transport. La durée d'échantillonnage est également un élément important de contrôle de l'échelle de temps des résultats : si l'échantillonnage est effectué durant plusieurs jours, les directions de transport fournies par le modèle ne pourront être typiques d'une phase donnée de courant tidal, si toutefois les caractéristiques des sédiments s'inversent à chacune de ces phases.

### 4-2-3 : Grille d'échantillonnage et résolution spatiale de la méthode

Les caractéristiques de la grille d'échantillonnage influencent fortement les résultats du modèle.

Le nombre de prélèvements utilisés est un paramètre important. Selon McLaren et Bowles (1985) un nombre minimum de 9 échantillons en ligne est requis pour bien évaluer une direction de transport sédimentaire. Dans l'analyse bi-dimensionnelle, les échantillons situés en bordure de la grille de prélèvement ne sont pas comparés dans toutes les directions et les vecteurs de transport déduits sont biaisés. Gao et Collins (1994b) suggèrent de retirer ces vecteurs de l'interprétation. Dans le cas d'une grille carrée, il faut donc analyser 9, 16 et 25 échantillons pour obtenir respectivement 1, 4 et 9 vecteurs de transport réel.

La maille de prélèvement doit être déterminée selon la taille des structures sédimentaires (Gao et Collins, 1992 et 1994b). Elle doit être suffisamment grande pour refléter les tendances granulométriques résultant du transport résiduel. Le bruit de fond sera diminué au bénéfice du transport réel si une maille lâche est associée à un faible gradient des paramètres granulométriques, et inversement. L'orientation de la grille par rapport aux structures joue un rôle significatif. Selon Lanckneus et al. (1992), elle permet d'expliquer certaines différences angulaires importantes entre directions observées et calculées. Pour la Baie du Mont-St-Michel, Ehrhold et Auffret (1996) et Ehrhold (1999) ont quantifié l'influence de l'orientation et de la taille de la maille sur la qualité des résultats et montrent que la distance de calcul donnant les meilleurs résultats est de
9 à 49% supérieure à la distance critique d'échantillonnage (taille de la maille), définie par Gao et Collins (1992) et jusqu'alors utilisée pour la comparaison inter-voisins.

## 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

Nous avons testé le modèle de Gao et Collins (1991, 1992) sur quelques dunes situées dans des secteurs de la zone d'étude à caractéristiques sédimentaires et morpho-dynamiques variées : (1) la dune d, localisée dans le secteur SE, (2) les dunes septentrionales j, k, j', k', l, m, n et o, situées dans le secteur NW, et (3) la dune i, située entre ces deux secteurs. Cette analyse avait pour but de tester la capacité de la méthode à représenter la dynamique résiduelle à l'échelle d'une dune hydraulique en comparant les directions de transport calculées et mesurées. A notre connaissance, l'application de la méthode à des dunes sous-marines n'avait pas été réalisée auparavant.

### 4-3-1 : Précisions sur l'échantillonnage et les analyses

Les caractéristiques de l'échantillonnage utilisé sont consignées dans le tableau IV-10.

<table><caption>**Tableau IV-10** : Caractéristiques de l'échantillonnage sédimentaire utilisé et distance de calcul adoptée pour la modélisation des directions de transport résiduel.</caption><thead><tr><th>dune</th><th>durée</th><th>nombre de prélèvements</th><th>forme et taille de la maille</th><th>distance critique (D<sub>cr</sub>)</th><th>distance de calcul (D<sub>cl</sub>)</th></tr></thead><tbody><tr><td>dune d</td><td>10/12/98, en 7 h</td><td>43</td><td>maille irrégulière de 50 à 200 m</td><td>200 m</td><td>218 à 298 m</td></tr><tr><td>dunes du secteur nord</td><td>27 et 28/10/99, en 2 et 11 h</td><td>76</td><td>maille carrée de 275 m</td><td>275 m</td><td>300 à 410 m</td></tr><tr><td>dune i</td><td>26 et 27/10/99, en 2 et 4 h</td><td>40</td><td>maille rectangulaire de 75 (NE-SW) x 250 (NW-SE)</td><td>250 m</td><td>272 à 372 m</td></tr></tbody></table>

*Characteristics of the used sedimentary sampling and calculation distance adopted for residual transport direction modelling.*

* Les prélèvements ont été réalisés sur une à deux journées et concernent une épaisseur de sédiment de quelques centimètres à une dizaine de centimètres. **L'échelle de temps de la dynamique résiduelle est donc supérieure à un cycle semi-diurne.**

* L'échantillonnage a été effectué selon un pas adapté à la taille des structures. Dans notre cas, la maille est donc suffisamment petite pour permettre une description détaillée des dunes (plusieurs points sur une perpendiculaire aux dunes), mais suffisamment grande pour ne pas descendre au degré de résolution des dunes surimposées (quelques mètres de longueur d'onde). Ces principes ont été suivis pour l'échantillonnage des dunes d et i, respectivement larges de 130 et 180 m, où une maille de 50 à 200 m et de 75x250 m a
respectivement été adoptée (voir fig. II-13b et c). **Dans le secteur nord, la brièveté de la mission à la mer ne nous a pas permis de satisfaire ces principes** : les dunes qui présentent des sections de 180 m ont été échantillonnées selon une maille de 250x250 m (voir fig. II-13a). Etant données les conditions de prélèvement à la benne, l'irrégularité de la grille de prélèvement est forte sur les petites mailles comme celle de la dune d.

* Les directions de transport résiduel sont obtenues grâce au logiciel DERSEDI 2 (DERive SEDimentaire) développé par l'EPSHOM (Pedreros, 1995). Ce logiciel suit la procédure analytique de Gao et Collins (1991, 1992). Les valeurs et la répartition des paramètres granulométriques pris en compte dans cette méthode ont été présentées au chapitre II (voir § 2-2-2-2 et fig. II-16, II-17 et II-18). Pour le secteur nord, l'ensemble de l'analyse a été effectué par Rémy Delecourt (Delecourt, 2000).

Nous avons testé les trois tendances granulométriques (FB-, CB+ et FB-/CB+) ayant donné le plus de résultats dans les environnements de plate-forme peu profonde. Nous avons utilisé les conclusions de Ehrhold et Auffret (1996) et Ehrhold (1999) pour définir la distance de calcul donnant les résultats optimaux : 1,09.Dcr < Dcl < 1,49.Dcr (voir tab. IV-10).

### 4-3-2 : Direction et sens de transport déduits des données géophysiques

Les caractéristiques hydrodynamiques, sédimentaires et dynamiques utilisées ont été décrites précédemment. Le lecteur est invité à se reporter aux figures II-8 et II-13 du chapitre II pour la couverture sédimentaire, au paragraphe 2-1-1 du chapitre III concernant l'hydrodynamisme et aux figures IV-1, IV-2 et IV-9 pour la dynamique des dunes.

#### 4-3-2-1 : La dune d

Elle est située dans un secteur soumis à un régime hydrodynamique de haute énergie : la compétence des courants y est élevée et leur asymétrie est marquée. La couverture sédimentaire y est hétérogène, riche en cailloutis résiduels et pauvre en sédiment mobilisable (coquilles et grains de quartz). Les caractéristiques dynamiques de la dune d sont typiques du secteur SE. Les données bathymétriques indiquent une migration pérenne en direction N210°-220°, exception faite de la période 1992-1995 où certaines portions de la dune d ont migré vers le NE. Les profils sismiques mettent en évidence une progradation en direction du SW (fig. IV-13). La série de réflecteurs sommitaux indique un transport sédimentaire, vraisemblablement lié à la migration des dunes surimposées, en direction NE en 1996 et SW en 1998. L'imagerie sonar de 1992 indique que les dunes surimposées au flanc doux de la dune d présentent une asymétrie en direction N185°.

#### 4-3-2-2 : Le secteur nord

L'hydrodynamisme y est de plus basse énergie : l'asymétrie des courants est peu prononcée et leur compétence est plus faible que dans le secteur de la dune d. Les dunes s'étendent sur une couverture sableuse relativement homogène mobilisée en permanence par les courants de marée. Sur le long terme, elles migrent vers le NE, direction confirmée par l'analyse de leur structure interne indiquant une progradation prédominante dans cette direction (e.g. dunes o et l, fig. IV-16 et IV-17). Leurs flancs sont couverts de dunes surimposées observables par l'imagerie sonar et la vidéo sous-marine (voir fig. II-15 et photo II-4). Sur les
Chapitre IV. Mobilité des dunes
dunes j et k, ces corps indiquent des directions de transport respectives N20°-N200° et N40°-N220°. Entre ces
très grandes dunes, de moyennes dunes témoignent d'un transport N40°-N220°.

4-3-2-3 : La dune i

Elle est située à la transition des secteurs NW et SE. Sa portion SE, composée de sables moyens, présente les caractéristiques sédimentaires de la dune d, sa portion NW, graveleuse, celles du secteur Nord. Les données bathymétriques indiquent une migration pérenne de sa portion SE vers le SW et une migration à long terme de sa portion NW vers le NE ; toutefois, à plus court terme, cette dernière oscille tantôt vers le NE, tantôt vers le SW. Ces caractéristiques dynamiques sont corroborées par les données de sismique (voir fig. IV-23). Des dunes surimposées, observées sur la portion NW, attestent d'un transport sédimentaire dirigé N75°-N255°.

4-3-3 : Directions et sens de transport calculés par le modèle

4-3-3-1 : La dune d

Les résultats sont variables selon le cas et la fraction sédimentaire utilisée (fig. IV-29).

Le cas FB- indique un transport sédimentaire orienté vers le SW lorsque la totalité du sédiment est considérée, mais une orientation NE sur les fractions mobiles. Le cas combiné FB-/CB+ prédit également un transport vers le SW sur le sédiment total, alors qu'aucune organisation n'apparaît lorsque les fractions mobiles sont seules utilisées. Le transport prédit par le cas CB+ ne montre pas de direction franche sur le sédiment total ; toutefois, une tendance de transport SW se manifeste. Sur les fractions mobiles, inférieures à 4 mm (populations de coquilles et de grains de quartz) et à 0,8 mm (grains de quartz seuls), le transport SW est intense et orienté N190° dans la direction de migration des dunes surimposées. Pour les trois cas, le modèle indique du transport depuis les extrémités de la dune vers sa partie centrale. Toutefois ces directions sont biaisées car elles correspondent à la bordure de la maille, et sont à écarter des résultats.

Le cas CB+ offre les résultats les plus conformes aux observations in-situ. Le signal, bruité par l'intégration des particules résiduelles de cailloutis qui ne participent pas au transport, s'exprime nettement lorsque seules les fractions mobiles de coquilles et de grains de quartz sont prises en compte. Ce cas reproduit alors la direction de migration à long terme de la dune d, et plus particulièrement la direction de migration des dunes surimposées. Cela renforce l'idée que les dunes surimposées sont les moteurs de la migration de la dune hôte, à moins que ce résultat ne soit lié à l'échantillonnage effectué dans les dunes surimposées. Les bons résultats obtenus avec le cas CB+ sont cohérents avec l'intensité de l'hydrodynamisme dans ce secteur. Selon McLaren (1985), le cas CB+ correspond à un transport de haute énergie (voir fig. IV-26). Pour Gao et Collins (1992), il est indicateur de zones de forts contrastes énergétiques où les courants balayent les fonds et ne laissent en place qu'une couverture sédimentaire pauvre en sable. Il semble que les cas FB- et FB-/CB+ soient sensibles aux directions récentes de transport sédimentaire enregistrées par les populations de particules fines, mobilisées à chaque phase de courant de marée.
<figure><img src="image_222.png" /></figure>

**Figure IV-29** : Vecteurs de transport résiduel calculés sur la dune d par le modèle de Gao et Collins (1991, 1992) pour les cas FB-, CB+ et FB-/CB+ appliqués au sédiment total et aux fractions mobiles, inférieures à 4 mm (coquilles+grains de quartz) et à 0,8 mm (grains de quartz). La distance prise pour le calcul est de 250 m. La localisation de la dune d par rapport à la grille de prélèvements de sédiment est reportée sur le
cartouche situé en haut. La norme des vecteurs est fonction de l'intensité du transport, mais l'échelle est arbitraire.

Residual transport vectors calculated on dune d from Gao and Collins's model (1991, 1992) considering the FB-, CB+ and FB-/CB+ cases applied to the total sediment and the mobile fractions, less than 4 mm (shells+quartz grains) and less than 0,8 mm (quartz grains). The calculation distance is 250 m. The location of dune d according to the sediment sampling grid is reported on the top map. The vector length depends on the transport intensity, but the scale is arbitrary.

### 4-3-3-2 : La dune i

La corrélation entre les directions de transport calculées par le modèle et le déplacement à long terme de la dune i est optimale lorsque le **cas combiné FB-/CB+** est utilisé sur la **fraction coquillière seule**, comprise entre 0,8 et 4 mm (fig. IV-30).

Dans ce cas, le transport est orienté vers l'E sur la portion NW de la dune, dans la direction de migration des dunes surimposées, et vers le SW sur sa portion SE. Sur le sédiment total, les mêmes résultats sont obtenus mais les intensités de transport (longueur relative des vecteurs) sont plus faibles indiquant un bruitage du signal par les particules résiduelles de cailloutis. Les courants subissent une accélération plus forte le long du flanc doux de la dune i que sur la dune d, plus profonde et moins haute, et sont susceptibles de transporter des particules plus grossières en charriage. Sur la fraction sableuse (inférieure à 0,8 mm), le transport prédit n'est pas en adéquation avec la migration observée. **L'intensité du courant autorise vraisemblablement le transport de ces particules fines par suspension et facilite leur vannage** (voir chap. III, § 3-2-1 et tab. III-3).

Lorsque les cas FB- et CB+ sont utilisés, les prédictions du transport sédimentaire sont partiellement cohérentes avec les observations. Le cas FB- indique un transport vers l'E sur la portion NW de la dune conformément à la direction de migration des dunes surimposées, mais ne prédit aucun transport (sédiment total) ou des directions de transport incohérentes (fractions inférieures à 4 mm) sur la portion SE. Inversement, le cas CB+ prédit un transport SW sur la portion SE, dans la direction du déplacement de la dune, mais pas de transport N-NE sur la portion NW. Le cas FB- semble adapté à la prédiction du transport sur la portion NW de la dune i appartenant au secteur NW, le cas CB+ à celle du transport sur sa portion SE qui dépend du secteur SE.
<figure><img src="image_223.png" /></figure>

**Figure IV-30** : Vecteurs de transport résiduel calculés sur la dune i par le modèle de Gao et Collins (1991, 1992) pour les cas FB-, CB+ et FB-/CB+ appliqués au sédiment total et aux fractions mobiles, comprises entre 0,8 et 4 mm (coquilles) et inférieure à 0,8 mm (grains de quartz). La distance prise pour le calcul est de 300 m.
La localisation de la dune i par rapport à la grille de prélèvements de sédiment est reportée sur le cartouche situé en haut.

Residual transport vectors calculated on dune i from Gao and Collins's model (1991, 1992) considering the FB-, CB+ and FB-/CB+ cases applied to the total sediment and the mobile fractions, comprised between 0,8 and 4 mm (shells) and less than 0,8 mm (quartz grains). The calculation distance is 300 m.
The location of dune d according to the sediment sampling grid is reported on the top map.

### 4-3-3-3 : Le secteur nord

Les vecteurs de transport prédits par la méthode sont reportés sur la figure IV-31. Aucun des trois cas ne reproduit la direction de migration des dunes dans ce secteur, que l'analyse soit effectuée sur le sédiment total ou bien sur la fraction mobile de grains de quartz seule.

Peu de vecteurs de transport sont mis en évidence par le cas CB+. Les cas FB- et FB-/CB+ indiquent un transport vers l'E-NE au Sud de la zone et vers l'W au Nord. Seules les directions de transport E-NE observées sur la dune j', au sud, reproduisent la direction de migration de cette dune ; les autres ne reproduisent pas les observations. Nous pouvons en déduire que la **maille de prélèvements présente une dimension insuffisante pour décrire correctement les processus de tri granulométrique induit par le transport sur les dunes, d'autant plus que les gradients granulométriques observés dans ce secteur de sables moyens sont faibles** (voir fig. II-13a). Par ailleurs, les mesures de courant effectuées entre les dunes l et m ont permis de montrer que le transport par suspension se produisait durant quelques heures lors de chacune des phases de courant de vive-eau. La prédiction des voies de transport sédimentaire résiduel pourrait donc être également compliquée par des processus de vannage du sédiment.
<figure><img src="image_224.png" /></figure>

**Figure IV-31** : Vecteurs de transport résiduel calculés dans le secteur Nord par le modèle de Gao et Collins (1991, 1992) pour les cas FB-, CB+ et FB-/CB+ appliqués au sédiment total et à la fraction de grains de quartz, inférieure à 4 mm. La distance de calcul est de 400 m. La localisation des dunes j', k', l', m', n', o et p' par rapport à la grille de prélèvements de sédiment est reportée sur le cartouche situé en haut.

Residual transport vectors calculated on dune d thanks to the Gao and Collins's model (1991, 1992) considering the FB-, CB+ and FB-/CB+ cases applied to the total sediment and the quartz grain fraction, less than 0,8 mm. The calculation distance is 400 m. The location of dunes j', k', l', m', n', o et p' according to the sediment sampling grid is reported on the top map.
4-3-4 : Conclusions

Le modèle sédimentaire de Gao et Collins (1991, 1992) permet de reproduire les directions de migration de très grandes dunes. Les résultats semblent préférentiellement refléter la dynamique des dunes à long terme. Lorsque la dune est composite, la direction de transport prédite est celle des corps surimposés. Il en résulte que les dunes surimposées semblent constituer les vecteurs actifs de la migration de la dune hôte à moins que ce résultat ne soit lié à l'échantillonnage du sédiment, réalisé dans l'épaisseur des corps surimposés.

De bons résultats sont obtenus si les conditions suivantes sont remplies :

- Le cas utilisé doit respecter les conditions d'énergie du milieu comme l'ont montré McLaren et Bowles (1985, voir fig. IV-26). Dans le cas d'un sédiment grossier (graveleux) et hétérogène soumis à un hydrodynamisme de haute énergie, le cas CB+ fournit les meilleurs résultats. Pour une couverture sédimentaire sableuse relativement homogène associée à un hydrodynamisme de plus basse énergie, le cas FB- doit être préférentiellement utilisé. Le cas combiné (FB-/CB+) peut convenir à des secteurs où la couverture sédimentaire présente, par endroits, l'une ou l'autre des caractéristiques précédentes (cas de la dune i).

- La taille de la grille de prélèvement doit permettre une bonne description sédimentaire de la dune, ceci suppose qu'au moins deux échantillons soient disponibles sur chaque section transversale de la dune.

- La méthode offre le maximum de résultats lorsqu'elle est appliquée sur les particules mobiles ainsi que Ehrhold et Auffret (1996) et Ehrhold (1999) l'avaient précédemment suggéré. Il en résulte qu'une définition des populations de particules résiduelles et mobilisables en charriage ou en suspension doit être réalisée afin d'éliminer au maximum le "bruit de fond" généré par le mélange de particules soumises à des processus sédimentaires différents.

Chang *et al.* (2001) ont mis au point un programme en fortran (²) qui combine l'algorithmes proposé par Gao (1996), appliqué dans le logiciel DERSEDI 2 (Pedreros *et al.*, 1996) utilisé dans cette étude, ainsi qu'un test de signification de la longueur des vecteurs de transport à chaque site de prélèvement. Ce nouveau programme montre les voies de transport sédimentaire résiduelles dominantes selon un niveau de confiance de 95%. L'utilisation de ce programme devra être préférée à celle de DERSEDI 2 pour les études futures.

<footnote n="2">² Ce code est disponible sur http://www.iamg.org/CGEditor/index.htm</footnote>
# 5 : Evolution globale de la zone d'étude

## 5-1 : Variations verticales de la profondeur des crêtes et de l'amplitude des dunes

Précédemment, les variations horizontales de la position des dunes ont été analysées. Nous proposons ici d'examiner les variations de l'amplitude et de la profondeur de la crête des dunes mesurées à partir des données bathymétriques (annexe 3) et reportées dans le tableau IV-11.

Pour les besoins de l'hydrographie, il est important de connaître les variations verticales de la profondeur de la crête des dunes dans le temps. Dans le détroit du Pas-de-Calais, la densité de la navigation et le tirant d'eau élevé des bateaux qui transitent ont conduit la Commission Hydrographique de la mer du Nord à définir des rails de navigation garantissant des hauteurs d'eau minimum de 29 m (voir chap. I, § 3-4). La zone d'étude est située dans le rail de navigation conduisant en mer du Nord et le SHOM, qui surveille régulièrement cette zone, contrôle la bathymétrie des points hauts tels que les crêtes de dunes.

a)

<table><thead><tr><th rowspan="2">dunes</th><th colspan="6">profondeur de la crête (m)</th></tr><tr><th>1985</th><th>1991</th><th>1992</th><th>1995</th><th>1999</th><th>moyenne</th></tr></thead><tbody><tr><td>a</td><td>29,5</td><td>30</td><td>30</td><td>30</td><td>-</td><td>30</td></tr><tr><td>b</td><td>30</td><td>29,5</td><td>30,5</td><td>30</td><td>-</td><td>30</td></tr><tr><td>c</td><td>27</td><td>26</td><td>27,5</td><td>24</td><td>-</td><td>26</td></tr><tr><td>d</td><td>27</td><td>27</td><td>28,5</td><td>27</td><td>-</td><td>27,5</td></tr><tr><td>i SE</td><td>23,5</td><td>23</td><td>25</td><td>24</td><td>-</td><td>24</td></tr><tr><td>e</td><td>28</td><td>29</td><td>29</td><td>29</td><td>-</td><td>29</td></tr><tr><td>f'</td><td>33</td><td>32,5</td><td>33</td><td>33</td><td>-</td><td>33</td></tr><tr><td>f</td><td>31,5</td><td>32</td><td>30</td><td>32</td><td>-</td><td>31,5</td></tr><tr><td>g</td><td>32</td><td>30,5</td><td>31,5</td><td>32</td><td>-</td><td>31,5</td></tr><tr><td>h</td><td>25,5</td><td>25</td><td>26</td><td>26</td><td>-</td><td>25,5</td></tr><tr><td>i NE</td><td>25</td><td>23</td><td>25</td><td>25</td><td>-</td><td>24,5</td></tr><tr><td>j</td><td>33</td><td>33</td><td>33</td><td>33</td><td>-</td><td>33</td></tr><tr><td>k</td><td>33</td><td>33</td><td>33,5</td><td>34</td><td>-</td><td>33,5</td></tr><tr><td>j'</td><td>-</td><td>-</td><td>-</td><td>-</td><td>27,5</td><td>27,5</td></tr><tr><td>k'</td><td>-</td><td>-</td><td>-</td><td>-</td><td>27,5</td><td>27,5</td></tr><tr><td>l</td><td>-</td><td>-</td><td>-</td><td>-</td><td>27,5</td><td>27,5</td></tr><tr><td>m</td><td>-</td><td>-</td><td>-</td><td>-</td><td>27</td><td>27</td></tr><tr><td>n</td><td>-</td><td>-</td><td>-</td><td>-</td><td>29</td><td>29</td></tr><tr><td>o</td><td>-</td><td>-</td><td>-</td><td>-</td><td>28,5</td><td>28,5</td></tr><tr><td>p</td><td>-</td><td>-</td><td>-</td><td>-</td><td>31</td><td>31</td></tr></tbody></table>

<table><thead><tr><th>variation d'amplitude (m)</th></tr></thead><tbody><tr><td>1</td></tr><tr><td>0,5</td></tr><tr><td>3,5</td></tr><tr><td>3</td></tr><tr><td>2</td></tr><tr><td>1</td></tr><tr><td>1</td></tr><tr><td>2</td></tr><tr><td>2</td></tr><tr><td>1</td></tr><tr><td>2</td></tr><tr><td>0</td></tr><tr><td>0</td></tr><tr><td>2,5</td></tr><tr><td>0,5</td></tr><tr><td>1</td></tr><tr><td>1,5</td></tr><tr><td>1</td></tr><tr><td>1</td></tr><tr><td>1,5</td></tr></tbody></table>
b)

<table><thead><tr><th rowspan="2">dunes</th><th colspan="3">profondeur de la crête (m)</th><th rowspan="2">variation<br>d'amplitude (m)</th></tr><tr><th>1987</th><th>1998</th><th>1999</th></tr></thead><tbody><tr><td>1</td><td>-</td><td>32,5</td><td>32,5</td><td>3,5</td></tr><tr><td>2</td><td>30,5</td><td>30,5</td><td><strong>27,5</strong></td><td><strong>3</strong></td></tr><tr><td>3</td><td>32,5</td><td>31,5</td><td>30,5</td><td>1</td></tr><tr><td>4</td><td>30,5</td><td>30</td><td><strong>27,5</strong></td><td><strong>3</strong></td></tr><tr><td>5</td><td>30</td><td>30</td><td><strong>28</strong></td><td><strong>2</strong></td></tr></tbody></table>

**Tableau IV-11 :** Variations temporelles de la profondeur de la crête et de l'amplitude des dunes. (a) dunes de la zone F entre 1985 et 1999, et (b) des dunes de la zone MPC Sud B entre 1987 et 1999. Les profondeurs de moins de 29 m, critiques pour la sécurité de la navigation, sont reportées en gras.

*Variations of dune crest water depth and height. (a) dunes from the area F between 1985 and 1999, and (b) dunes from the area MPC Sud B between 1987 and 1999. Depths shallower than 29 m, critical for navigation safety, are reported in bold.*

### 5-1-1 : Influence des houles

Au cours du temps, l'amplitude des dunes situées à plus de 33 m de profondeur d'eau ne varie pas. A plus faible profondeur, les variations d'amplitude des dunes sont comprises entre 0,5 et 3,5 m. Ces valeurs sont similaires à celles observées par Wright (1992) sur les dunes de l'extrémité SW du banc du South Falls, dont les crêtes sont situées entre 18 et 32 m. Sur la zone F, les variations sont tantôt positives, tantôt négatives d'une période à une autre. La position de la crête oscille verticalement. Sur la zone MPC Sud B, elles sont constamment positives témoignant d'un engraissement permanent des dunes pendant la durée de l'étude. Les plus fortes variations concernent les dunes dont le sommet est situé aux plus faibles profondeurs d'eau : les variations de 2 à 3,5 m sont observées sur les crêtes situées entre 24 et 30 m, les variations de 0,5 à 1,5 m sur les crêtes situées entre 27,5 et 33 m.

Langhorne (1982) remarque que l'amplitude des dunes augmente durant les périodes de temps calme et diminue en conditions de tempête sous l'action érosive des houles. Les houles moyennes (77% de fréquence) observées dans le détroit ont des périodes inférieures à 5 s (voir tab. I-35a). D'après la relation de dispersion de la houle dans la théorie linéaire d'Airy (³), l'effet d'une houle de 5 s de période se fait sentir jusqu'à la profondeur de 19,5 m. Les houles moyennes n'ont donc aucune influence sur la morphologie et sur la dynamique des dunes, dont les crêtes sont situées à des profondeurs supérieures à 23 m (voir tab. IV-11). La limite de stabilité des crêtes de dunes sur notre zone d'étude (33 m de profondeur) correspond à la limite d'action des houles de 6,5 s de période. De telles houles se produisent durant 20% du temps. En résumé, les

<footnote n="3">³, $\frac{2\pi}{T} = \sqrt{g \cdot \frac{2\pi}{L} \cdot \text{th}(\frac{2\pi}{L} \cdot H)}$ où T et L sont la période et la longueur d'onde de la houle, H la hauteur de la colonne d'eau.</footnote>
crêtes des dunes culminant à des profondeurs inférieures à 33 m sont épisodiquement érodées en période de tempête, puis se reconstruisent en période de beau temps jusqu'à atteindre leur amplitude d'équilibre à une profondeur d'eau où les houles moyennes n'ont aucune influence.

### 5-1-2 : Influence de l'activité des tempêtes

Bien que les variations d'amplitude des dunes ne s'effectuent pas toutes dans le même sens pour une période donnée, des tendances générales sont mises en évidence. Sur la zone F, l'amplitude des dunes a augmenté durant les périodes 1985-1991 et 1992-1995 et diminué entre 1991 et 1992 (voir annexe 3a). Les tempêtes ont eu une activité intense entre 1991 et 1992 qui peut expliquer la tendance à l'érosion des crêtes (voir fig. IV-11). De 1992 à 1995, la fréquence des tempêtes était également élevée mais la fréquence globale des vents influents était faible avec -10 à -20 % de vents de secteur NE et -20 à -60% de vents de secteur SW, comparée à l'ensemble des autres périodes d'observation (voir tab. IV-4). Sur la zone MPC Sud B, l'amplitude des dunes augmente en permanence et la profondeur du fond marin, riche en sables, ne cesse de diminuer (voir annexe 3b). Dans ce secteur, les variations de la profondeur des crêtes ne sont pas prévisibles par l'activité des tempêtes.

### 5-1-3 : Implications pour la navigation

Les changements de hauteur des crêtes de dunes constituent un danger potentiel pour la navigation lorsqu'elles apparaissent à des profondeurs d'eau inférieures à 29 m. Dans la zone d'étude, la plupart des dunes sont donc des obstructions pour la navigation (tab. IV-11, en gras). Sur la zone F, la profondeur de la crête des dunes semble prévisible en fonction des conditions de vents et de tempête. Cependant, afin d'assurer une sécurité optimale de la navigation, il convient de considérer les profondeurs minimales enregistrées au cours du temps. Sur la zone MPC Sud B, il semble nécessaire de réaliser de fréquents levés de contrôle de la profondeur des crêtes qui ne cesse de diminuer. A long terme, cette zone sera vraisemblablement à exclure du rail de navigation.

## 5-2 : Variation de la profondeur du fond marin. Evolution volumétrique du stock sédimentaire

Les cartes différentielles de bathymétrie permettent de visualiser les zones en érosion sédimentaire (teintes froides) et les zones en accrétion (teintes chaudes) (voir fig. IV-1). Le volume de sédiment ainsi que ses variations dans le temps ont pu être quantifiés (voir annexe 1). La bathymétrie à un temps t a été soustraite de celle obtenue à un temps $t+1$ (4).

<footnote n="4">⁴ Les marges d'erreurs sur le calcul des volumes sont essentiellement liées à l'erreur sur les hauteur de marée utilisées pour corriger la bathymétrie, et à celles générées par l'interpolation des données bathymétriques sous le logiciel SURFER. L'erreur d'interpolation est difficilement quantifiable. L'erreur possible sur les hauteur de marée conduit à une erreur de ±900.000 m³ sur la zone F, de ±580.000 m³ pour les dunes du secteur SE de la zone F et de ±90.000 m³ pour la zone MPC Sud B.</footnote>
La semelle de cailloutis étant stable, les bilans de volume concernent les variations du stock sablo-graveleux disponible. Le volume de sédiment sablo-graveleux piégé dans les dunes de la zone F est de l'ordre de 4,5 millions de m³ en 1992. Au cours du temps, l'évolution du stock sédimentaire n'est pas uniforme (tab. IV-12).

<figure><img src="image_225.png" /><figcaption>**Tableau IV-12** : Variations du volume de sédiment sablo-graveleux disponible sur la zone d'étude.</figcaption></figure>

*Budget variations of sand and gravel sediments available on the study area.*

En dehors des zones de migration des très grandes dunes, le fond marin est relativement stable (fig. IV-1). On note cependant des variations de sa profondeur comprises entre +1 m et -1 m, témoignant d'érosion ou d'engraissement. Les plus fortes variations sont enregistrées pour le secteur NW et pour la zone MPC Sud B, sur lesquelles la couverture sédimentaire sableuse à sablo-graveleuse est mobilisable. Dans le secteur SE, le fond marin est essentiellement constitué de cailloutis résiduels et les variations de profondeur d'eau, qui ne concernent que les zones de rubans sableux, sont nulles à faibles, exception faite de la période 1982-1991 durant laquelle le fond marin s'est approfondi de 0,5 m en moyenne.

Sur l'ensemble de la zone F, le volume a diminué de 1,70 millions de m³ entre 1985 et 1991 (-27%) et de 1,19 millions de m³ entre 1992 et 1995 (-27%) sous l'effet d'un départ de sédiment essentiellement localisé dans le secteur NW. Entre 1991 et 1992, le stock sédimentaire est stable ; l'augmentation de 0,07 millions de m³ (+1,5%) n'est pas significative étant donnée l'erreur sur la mesure. **Globalement, la zone F est en érosion.** Les variations du volume sédimentaire sur ces périodes sont anti-corrélées avec les variations de l'amplitude des dunes : de 1991 à 1992, le volume augmente légèrement alors que l'amplitude des dunes diminue sous l'effet d'une forte activité des tempêtes ; de 1985 à 1991 et de 1992 à 1995, la situation inverse est observée. Les contours de l'isobathe -30 m s'élargissent entre 1991 et 1992, mais se resserrent sur les périodes 1985-1991 et 1992-1995 (voir fig. IV-6). Il semble donc que, **lors de périodes marquées par une forte activité des tempêtes, du sédiment soit érodé sur les crêtes des dunes puis déposé sur leurs flancs** (fig. IV-32). Durant les périodes plus calmes, les dunes peuvent se reconstruire jusqu'à atteindre leur équilibre : du sédiment est érodé sur le fond marin plat et sur les flancs des dunes et participe à leur accrétion verticale.
<figure><img src="image_226.png" /></figure>

**Figure IV-32** : Modifications de la morphologie des dunes en fonction de l'activité des tempêtes.

*Dune morphology modifications according to storm activity.*

**Sur la zone MPC Sud B, le stock sédimentaire montre une tendance à l'engraissement** : le volume augmente de 0,26 millions de m³ entre 1982 et 1987. Cette augmentation est considérable compte tenu de la faible superficie de cette zone (0,5 km², contre 10 km² pour la zone F). Elle se produit sous l'effet d'une diminution de la profondeur du fond marin de 0,5 à 1 m et de l'augmentation de l'amplitude des dunes. Bien qu'un seul bilan de volume ait été effectué, l'augmentation continuelle de l'amplitude des dunes de 1982 à 1999 (voir tab. IV-11b) suggère que cette zone soit en engraissement permanent. L'analyse du schéma de migration et de la structure interne des dunes met en évidence que la zone MPC Sud B constitue une zone de convergence du transport sédimentaire (voir § 3-2-2) : les dunes 1 et 2 situées dans la partie septentrionale migrent vers le SW et les dunes 4 et 5 situées dans la partie méridionale vers le NE, convergeant ainsi au niveau de la dune 3 dont la migration est alternativement vers le SW et le NE (voir fig. IV-1 et IV-2). Johnson et al. (1982) établissent une carte de direction du transport sédimentaire résiduel autour des îles britanniques à partir d'une compilation de travaux sur l'asymétrie des corps sédimentaires et de mesures de courants. Ils indiquent l'existence d'une zone de convergence du transport dans le détroit du Pas-de-Calais (voir fig. I-25). Les travaux de Dewez et al. (1989) et les résultats numériques de Grochowsky et al. (1993a) indiquent que cette zone se trouve au SW du détroit. La convergence du transport sédimentaire observée sur la zone MPC Sud B correspond à un phénomène local à moins que le secteur régional de convergence du transport ne s'invagine vers le Nord et passe au niveau de la zone MPC Sud B (voir fig. I-25).
## 5-3 : Schéma de circulation sédimentaire

Les bancs sableux du South Falls et du Sandettié sont des corps sédimentaires dont la morphologie s'ajuste au régime hydrodynamique actuel. Ils sont dominés par les processus d'érosion. Leurs extrémités SW perdent respectivement 725.000 m³ et 300.000 m³ de sable par an dans les secteurs situés au-dessus de l'isobathe -35 m (Smith, 1988b). Ce sable est transporté vers le SW sous l'effet du courant de jusant dominant, en direction de la zone d'étude (fig. IV-33).

<figure><img src="image_227.png" /></figure>

**Figure IV-33** : Schéma du transport sédimentaire résiduel à long terme aux alentours de la zone étudiée. Bilan de volume sédimentaire sablo-graveleux. Les chiffres correspondent à des millions de m³/an (*: données de Smith, 1988b).

*Scheme of the long term residual transport in the surroundings of the study area. Volume balance of sand and gravel sediment. The figures correspond to millions of m³/an (*: data from Smith, 1988b).*

Dans le secteur SE, l'hydrodynamisme est puissant et le sédiment sableux est transporté sur les dunes successives, leur permettant de migrer, sans toutefois y être stocké. Ce phénomène de "by passing" a été décrit pour les très grandes dunes reposant sur une semelle de cailloutis résiduels, situées entre les bancs du
South Falls et du Sandettié où l'hydrodynamisme est également intense et dominé par le jusant (Smith, 1988a).
Le sable en transit est finalement stocké sur la zone MPC Sud B. Le secteur NW est situé dans le prolongement direct de l'extrémité SW du South Falls ; il est constitué des mêmes sables moyens que le banc sableux du South Falls. Dans ce secteur, l'importante fuite de sédiment sableux en direction du NE n'est pas compensée par les apports provenant de l'érosion de l'extrémité SW du banc du South Falls, bien que les courants de marée y soient quasiment symétriques. Tout se passe comme si ce secteur, riche en sédiment sableux, constituait l'ancienne extrémité du banc du South Falls, qui à l'image du banc lui-même se démantèle.
Conclusion

Les dunes de la zone d'étude sont caractérisées par une **dynamique très active**. Elles migrent à l'échelle de la semaine au minimum dans la direction des phases de courant tidaux, vers le NE sous l'effet du flot dominant ou vers le SW sous l'effet du jusant dominant. Leur migration s'effectue de manière **discontinue**. La marée, phénomène cyclique régulier, agit donc de concert avec des courants non-tidaux irréguliers.

Les courants **non-tidaux induits par les vents moyens ou ceux de tempête** sont responsables des fluctuations de l'intensité et de la direction de migration des dunes. Selon leur intensité, les vents accélèrent, ralentissent, stoppent voire inversent la migration des dunes. Leur influence est d'autant plus prononcée que l'asymétrie et la compétence des courants tidaux sont faibles. Les crêtes des dunes sont érodées par les houles de tempête et se reconstruisent en période de beau temps durant lesquelles les houles moyennes n'ont aucune influence. Les processus tidaux et non-tidaux sont enregistrés dans l'**architecture interne** des dunes, visualisable par la sismique à très haute résolution. Les discontinuités de second ordre, qui recoupent les lits frontaux d'avalanche, constituent l'empreinte érosive des tempêtes. Dans les secteurs où les courants tidaux sont quasi symétriques, les dunes présentent une architecture typique de dunes symétriques en « méga-chevrons » qui témoigne d'une alternance fréquente de la migration vers le SW ou le NE.

Les agents hydrodynamiques responsables de la migration des dunes possèdent des **cyclicités ou variabilités** qui s'expriment à des échelles de temps différentes. La marée est un phénomène permanent à cyclicités multiples. Les vents et les tempêtes sont des phénomènes atmosphériques sporadiques à variabilité saisonnière. Les tempêtes présentent en outre une variabilité décennale induite par les fluctuations de l'oscillation Nord-Atlantique (8 à 11 ans). La migration résiduelle des dunes qui dépend de la combinaison de ces différents agents montre donc des caractéristiques différentes selon la durée considérée. **A l'échelle hebdomadaire à pluriannuelle**, le schéma de migration résiduelle des dunes est fortement variable. Il dépend principalement de l'activité des tempêtes et secondairement du régime des vents. Lorsqu'elles sont fréquentes, les tempêtes oblitèrent les effets de moindre ampleur induits par les vents moyens. **A l'échelle décennale**, l'effet des tempêtes est moyenné : le schéma de migration des dunes est constant. Il présente une signature tidale : la migration résiduelle des dunes s'effectue dans la direction de la phase de courant dominante selon une vitesse dépendant de l'asymétrie et de la compétence des courants.

La **méthode de Gao et Collins** (1991, 1992) s'est révélée adéquate pour prédire les directions de migration résiduelle des dunes observées sur le long terme. Certaines conditions doivent être cependant respectées. La taille de la maille doit être adaptée aux processus à modéliser. Le cas de transport utilisé doit respecter les conditions d'énergie du milieu (caractéristiques de l'hydrodynamisme tidal). La méthode doit être appliquée aux fractions mobiles du sédiment.
Un **schéma de transport sédimentaire** a pu être établi à l'échelle du long terme. Le secteur SE de la zone F constitue une zone de "by passing" du sédiment sablo graveleux en provenance du sud de la mer du Nord et plus particulièrement de l'érosion des bancs sableux du South Falls et du Sandettié. Le sédiment est finalement accumulé sur la zone MPC Sud B qui constitue un secteur de convergence du transport sédimentaire. L'ensemble des résultats obtenus semble montrer que le secteur NW de la zone F constitue une relique de l'extrémité SW du banc du South Falls. Ce secteur est actuellement caractérisé par des processus d'érosion à l'image du banc lui-même, cependant que le départ de sédiment s'y effectue vraisemblablement en direction du NE, vers le flanc NW du banc, dominé par le flot.
Conclusions générales
L'étude effectuée sur la dynamique des dunes sablo-graveleuses sous-marines s'inscrit dans le cadre d'une convention établie entre le Service Hydrographique et Océanographique de la Marine (S.H.O.M.), la Région Nord - Pas de Calais et l'Université des Sciences et Technologies de Lille 1 (Laboratoire de Sédimentologie et Géodynamique).

Le site d'étude est situé au milieu du détroit du Pas-de-Calais qui constitue un secteur de faible profondeur, séparant les bassins de la Manche et de la mer du Nord. Les fonds y sont ponctués d'accumulations sédimentaires telles que des dunes et des bancs sableux, qui culminent généralement à moins de 30 m de profondeur. Ces corps sont principalement modelés sous l'effet de la marée de type macrotidal semi-diurne, dont les courants, fortement alternatifs, peuvent atteindre 185 cm/s en surface. La zone d'étude consiste en un champ de très grandes dunes dont la mobilité et le faible brassage constituent une menace potentielle pour la sécurité de l'intense activité de navigation.

# 1 : Objectifs et méthodes

Le but de l'étude était de mieux connaître les caractéristiques morphodynamiques des dunes par l'analyse des processus hydro-sédimentaires responsables de leur mobilité, dans un environnement de plate-forme peu profonde dominée par les marées. Il s'agissait également de fournir des éléments-clés d'aide à la conception d'un modèle numérique de prédiction de l'évolution morphodynamique de ces dunes (thèse de Déborah IDIER en cours, S.H.O.M. - Université de Toulouse). D'un point de vue hydrographique, l'amélioration des connaissances sur la dynamique des dunes devait permettre d'optimiser la fréquence des levés bathymétriques, régulièrement effectués par le S.H.O.M. afin de garantir la sécurité de la navigation, intense dans le détroit.

Les nombreux travaux effectués précédemment sur les dunes sous-marines ont montré l'importance des caractéristiques de l'hydrodynamisme et du sédiment sur la formation et l'évolution de ces corps sédimentaires. 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. Les mesures hydrologiques et atmosphériques conduisent à caractériser les agents hydrodynamiques ; l'étude des sédiments, l'observation par caméra vidéo et les données de l'imagerie sonar à balayage latéral renseignent sur la taille, la nature et la distribution des dépôts et des figures sédimentaires à différentes échelles spatiales ; la bathymétrie et la sismique à très
haute résolution permettent de visualiser la morphologie et la structure interne des dunes, nécessaires à
la compréhension des processus dynamiques.

- L'autre repose sur le calcul par la modélisation numérique qui permet d'intégrer les divers processus en cause, de tester les hypothèses de terrain et d'améliorer la couverture spatiale de données. Trois modèles différents ont été testés. La confrontation des résultats fournis par les mesures et les modèles a conduit à mettre en évidence des limites ou précautions d'utilisation de ces modèles.

## 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

Dans le détroit du Pas-de-Calais, les fonds marins sont essentiellement composés de cailloutis résiduels, déposés lors des dernières transgressions, et de graviers (Larsonneur et al., 1982 ; Augris et al., 1989, voir fig. I-29). Le resserrement du bassin au niveau du détroit entraîne l'accélération des courants de marée et contrarie le dépôt du sable qui ne s'accumule que localement. Le transport sédimentaire résiduel est dirigé vers le SW dans la direction du courant tidal de jusant, dominant en intensité et en durée sur celui de flot qui s'écoule en direction opposée, exception faite de fines bandes le long des côtes françaises et anglaises (Kenyon et al., 1981 ; Johnson et al., 1982 ; Grochowsky et al., 1993b, voir fig. I-33 et I-37).

Les nombreuses données acquises sur la zone d'étude ont permis de réaliser une cartographie des ensembles sédimentaires, hydrodynamiques et morphodynamiques (fig. 1). Une frontière majeure, orientée N35°, partage la zone d'étude en deux secteurs à caractéristiques contrastées (voir fig. II-2, II-9, III-4 et IV-9).

- Le secteur SE présente des caractéristiques régionales. Les dunes sont sablo-graveleuses et reposent sur la semelle de cailloutis résiduels. Sur le long terme, elles migrent vers le SW sous l'effet du courant de jusant dominant, à des vitesses de 6 à 13 m/an (voir fig. IV-9). Elles sont typiques des environnements de haute énergie, appauvris en sédiment sableux : isolées, de forme tridimensionnelle, elles présentent des longueurs d'onde particulièrement grandes et sont généralement dépourvues de dunes surimposées.

- Le secteur NW possède des caractéristiques à valeur locale. La semelle de cailloutis est couverte de sables moyens, modelés en forme de petites à très grandes dunes. Ces dernières, agencées en un champ compact, ont des morphologies bi-dimensionnelles homogènes, adaptées à leur milieu. Elles sont
typiques des environnements riches en sables et de plus basse énergie. L'hydrodynamisme tidal est caractérisé par une compétence plus faible des courants et une asymétrie moins prononcée, en faveur du flot. A long-terme, les dunes migrent à la vitesse de 5 m/an environ en direction du NE, sous l'effet du courant de flot.

<figure><img src="image_228.png" /><figcaption>**Figure 1** : Caractéristiques hydro-sédimentaires et morphodynamiques du champ de dunes étudié. Schéma de transport sédimentaire régional.</figcaption></figure>

Hydro-sedimentary and morphodynamical characteristics of the study dune field. Regional sediment transport scheme.
Les bancs sableux du Sandettié et du South Falls sont des structures sédimentaires d'une trentaine de mètres de hauteur dont les sommets culminent à moins de 7 m de profondeur d'eau. Ils agissent comme des barrières morphologiques qui perturbent la progression de l'onde de marée (fig. 1). Ils sont disposés en forme de vaste entonnoir dans lequel le courant de jusant, canalisé depuis le NE, est accéléré jusqu'à l'exutoire SW. Le secteur SE de la zone d'étude, situé quelques kilomètres en aval-courant, est soumis à ce fort jusant. Il constitue une zone de « by pass » : le sédiment sablo-graveleux provenant du sud de la mer du Nord, et plus particulièrement de l'érosion des bancs sableux du South Falls et du Sandettié, est successivement transporté sur les dunes, provoquant leur migration, puis est finalement stocké dans le secteur méridional (zone MPC Sud B). Cette dernière constitue un secteur de convergence locale du transport sédimentaire ou bien une invagination vers le NE de la zone de convergence sédimentaire régionale décrite par Johnson et al. (1982) et Grochowsky et al. (1993a) au SW du détroit. Elle montre un engraissement de 0,05 millions de m³ par an. Le secteur NW, situé à l'extrême prolongation SW du banc du South Falls, est protégé par ce banc de l'effet des courants de jusant et subit l'influence dominante du flot. Ce domaine, intégralement couvert de sables moyens, constitue vraisemblablement l'extrémité relique du banc du South Falls. Il est actuellement en érosion, à l'image du banc lui-même, et caractérisé par un départ important de sédiment sableux en direction NE (-0,35 millions de m³ par an).

L'influence des bancs sableux sur le champ de dunes a été indirectement mise en évidence par la modélisation. Cela a permis de proposer des limites ou précautions d'emploi pour l'utilisation de trois modèles suivants :

(1) Le modèle numérique hydrodynamique NPDC 3 est de type bi-dimensionnel horizontal. Il consiste en une adaptation du code de Salomon (Salomon et Breton, 1991) à la simulation de la dispersion des particules. Ce modèle à maille de 200 m a été utilisé dans le but d'améliorer notre connaissance des courants de marée par le calcul de leurs caractéristiques en différents points de la zone d'étude. Les simulations réalisées par B. Hitier (IFREMER, Boulogne-sur-Mer) ont fourni les caractéristiques horaires des courants moyens prédits pour des coefficients de marée de 95 et 120. Elles ont révélé l'importance d'une description correcte de la morphologie sous-marine à grande échelle (bancs sableux) pour la prédiction des courants de marée sur la zone d'étude. Bien que la résolution spatiale du modèle soit élevée, celui-ci s'est révélé inadéquat à reproduire la complexité de l'hydrodynamisme dans la zone d'étude, située à proximité de la limite Nord du modèle. A ce niveau, les conditions aux limites, générées par un modèle de plus grande emprise géographique à maille de 800 m, ne sont pas satisfaisantes. La morphologie à grande échelle (e.g. bancs sableux du South Falls et du Sandettié) n'est pas suffisamment bien reproduite dans ce modèle pour que les phénomènes hydrodynamiques qu'elle induit soient bien intégrés et les courants correctement prédits. Un modèle
numérique hydrodynamique adapté devrait avoir une emprise géographique étendue vers le nord pour
permettre une description fine de la morphologie des bancs sableux du South Falls et du Sandettié. Un
tel modèle permettrait de tester l'hypothèse du cisaillement des courants tidaux, principalement fondée
sur des mesures ponctuelles dans le temps et dans l'espace. Couplé à un module de transport
sédimentaire, il conduirait en outre à prédire le transport sur le champ de dunes.

(2) Le modèle théorique tri-dimensionnel de Blondeaux et al. (1999, 2000 et soumis) prédit les caractéristiques morphologiques des corps sédimentaires qui se développent dans un environnement hydro-sédimentaire. Les simulations réalisées ont montré la capacité du modèle à prédire la morphologie des dunes dans notre zone d'étude. Les résultats indiquent un contrôle prépondérant de la taille du sédiment sur la morphologie des dunes, contrairement à la profondeur d'eau d'influence mineure.

Dans les secteurs NW et SE, les variations de longueur d'onde et d'orientation des dunes semblent principalement dépendre de la couverture sédimentaire, sableuse au NW et composée de cailloutis et de graviers au SE. Cela souligne l'importance de la paramétrisation du sédiment dans ce type de modèle. Actuellement, le sédiment est défini par une taille. Dans le cas d'un sédiment hétérogène et polymodal (cas du secteur SE de la zone d'étude), l'affectation d'un diamètre unique, représentatif est impossible, compte tenu de l'influence du caractère polymodal sur la mobilité relative des particules (Blom et al., 2000) et sur la longueur d'onde des dunes (Foti et Blondeaux, 1995). Il paraît donc indispensable d'améliorer la paramétrisation du sédiment par l'intégration de la distribution granulométrique du sédiment ou celle de plusieurs tailles correspondant chacune à un mode granulométrique.

(3) Le modèle sédimentaire de Gao et Collins (1991, 1992) indique les directions préférentielles de transport sédimentaire sur la base des filiations inter-granulaires du sédiment, établies par comparaison des paramètres de grain moyen, de classement et d'asymétrie, entre des échantillons prélevés selon une grille à pas régulier. A notre connaissance, cette technique n'avait jamais été appliquée à l'échelle d'une dune. Dans notre zone d'étude, elle s'est révélée efficace pour prédire les directions de migration résiduelles à long terme des dunes lorsque certaines caractéristiques environnementales sont respectées. Les processus d'érosion-transport-dépôt sélectionnés au travers du choix des cas de transport doivent respecter les conditions d'énergie du milieu : le cas indiquant que le dépôt est plus grossier, mieux classé et d'asymétrie plus positive que la source (cas CB+), doit être retenu lorsque l'hydrodynamisme est de haute énergie (forte compétence des courants), celui indiquant que le dépôt est plus fin, mieux classé et d'asymétrie plus négative que la source (cas FB-), est préférable lorsque l'hydrodynamisme est de plus basse énergie. La méthode offre les meilleurs résultats lorsqu'elle est appliquée sur la fraction mobile du sédiment, comme Ehrhold et Auffret (1996) et Ehrhold (1999) l'avaient précédemment suggéré.
## 3 : Dynamique des dunes : combinaison de processus tidaux et non-tidaux

En Manche occidentale et dans le sud de la mer du Nord, les **courants de marée** sont les principaux agents responsables du transport sédimentaire et leurs caractéristiques sont bien connues. Dans la zone d'étude le sédiment dunaire, constitué de sables et de graviers coquilliers, est mobilisé par charriage à chaque phase de courant de marée, en vive eau comme en morte eau. Dans le secteur NW, le débit sédimentaire total atteint 2,6 g/cm/s en pointe de flot et 1,2 g/cm/s en pointe de jusant en conditions de marée moyenne. Le transport par suspension ne constitue généralement pas plus de 5% du transport total et, par conséquent, n'empêche pas le développement des dunes. Les dunes sont actives et leur migration est perceptible à l'échelle de la semaine au minimum (plus petite période de temps d'observation dont nous disposons). Elles présentent des caractéristiques tidales : elles sont allongées perpendiculairement au grand axe des courants de marée et leur migration à long terme s'effectue dans la direction de la phase dominante de courant tidal, soit le jusant dirigé vers le SW dans le secteur SE et le flot qui s'écoule vers le NE dans le secteur NW. Cependant, les déplacements des dunes ne s'effectuent pas de manière continue. Les vitesses de migration sont irrégulières : elles sont comprises entre 4,5 et 21 m à l'échelle pluriannuelle, mais sont 10 à 50 fois plus élevées à l'échelle hebdomadaire. Certaines dunes présentent des inversions d'asymétrie et de direction de déplacement, témoignant de phénomènes d'oscillation. Par ailleurs, la structure interne des dunes est ponctuée de discontinuités érosives sporadiques. Il en résulte que la marée, phénomène cyclique permanent, n'est pas l'unique moteur de la migration des dunes.

Les plates-formes continentales peu profondes sont soumises à l'action des **courants irréguliers non-tidaux**, influençant les caractéristiques morphodynamiques des dunes, tels que les courants induits par les vents ou les courants de houle. Dans le sud de la mer du Nord, Herman (1996) a montré que les événements de tempêtes sont en mesure de modifier temporairement les caractéristiques de l'hydrodynamisme sur l'ensemble de la tranche d'eau, jusqu'à inverser l'asymétrie des courants. Dans notre zone d'étude, il a par conséquent attribué les modifications interannuelles de la migration des dunes à l'influence des courants induits par les vents.

### Origine et nature des processus non-tidaux

Les vents sont des phénomènes saisonniers à aléatoires. Une partie de l'énergie du vent est transférée à la surface de la mer et produit un courant de surface transmis à la colonne d'eau. L'essentiel de l'énergie est transféré sous forme de **houle**.
Sur notre zone d'étude, les vents moyens sont en mesure de modifier temporairement les caractéristiques de l'hydrodynamisme et du transport sédimentaire, et cela d'autant plus qu'ils soufflent parallèlement à la direction des phases de flot et de jusant.

(1) Dans le secteur NW, en période de morte eau ou de marée moyenne, les courants induits par des vents de NE ou de SW de 5 m/s, qui sont les vents les plus fréquents dans le détroit, suffisent à annuler le transport sédimentaire durant la phase de courant tidal de sens opposé ralentie, et à doubler ce transport au cours de la phase de même sens accélérée. L'asymétrie de vitesse des courants tidaux est de 8 cm/s en faveur du flot ; elle est inversée lorsque de tels vents soufflent depuis le secteur NE. Sous l'effet combiné des vents et de la marée, la vitesse de migration de la dune m, calculée à partir de la formule de Rubin et Hunter (1982), est trois fois plus élevée qu'en conditions hydrodynamiques moyennes.

(2) Dans le secteur SE, la compétence des courants est plus élevée et leur asymétrie plus prononcée, les modifications de l'hydrodynamisme, du transport sédimentaire et de la migration des dunes sous l'effet des vents apparaissent moins marquées.

**Les houles moyennes** (période inférieure à 5 s, 77% de fréquence) ont une profondeur limite d'action de 19,5 m et n'ont donc pas d'influence sur la morphologie des dunes dont les crêtes sont situées entre 23 et 34 m sous la surface de l'eau.

**Les tempêtes** sont des événements sporadiques, de haute énergie, associés à de forts vents et houles. Leur influence sur l'hydrodynamisme, le transport et la migration des dunes est donc ponctuelle mais plus intense que dans le cas de vents moyens. Lors de la tempête de septembre 1995, l'inversion d'asymétrie des courants, enregistrée à 30 km au NE de la zone d'étude, a été majeure et a perduré plusieurs jours après l'événement. Contrairement aux houles moyennes, **les houles de tempête affectent le développement des dunes**. La limite de stabilité des crêtes de dunes est située vers 33 m et correspond à la limite d'action des houles de période 6,5 s qui se produisent durant 20% du temps. Les calculs de bilan des volumes sédimentaires déplacés apportent des indications sur les processus mis en jeu. Lors des périodes marquées par une forte activité des tempêtes, du sédiment est érodé sur la crête des dunes puis déposé sur leurs flancs. Durant les périodes calmes, les dunes peuvent se reconstruire et retrouver un état d'équilibre : du sédiment est érodé sur le fond marin plat et sur les flancs des dunes et participe à leur accrétion verticale.

La sismique à très haute résolution a permis de révéler la **structure interne des dunes**, qui a archivé les étapes successives de construction. La sismique n'a pas subi de traitement de filtration et n'a pas bénéficié de calibrage par carottage ; l'interprétation des données a donc été confrontée à des
travaux préexistants réalisés sur des dunes subtidales dans des environnements similaires (Surtainville, Berné, 1991 ; estuaire de la Gironde, Berné et al., 1993). Trois types de discontinuités ont été reconnus :

- des réflecteurs érosifs de 1er ordre, subhorizontaux, qui marquent la surface de progradation de la dune (à sa base) et des corps surimposés (à son sommet),

- des réflecteurs de 3ème ordre, inclinés de 25 à 30° (peu visibles sur nos enregistrements du fait de la diffraction des ondes sismiques), qui correspondent aux lits frontaux d'avalanche sableuse,

- des réflecteurs érosifs de second ordre, inclinés de 10° environ, qui tronquent les séquences de lits frontaux d'avalanche. L'origine de ces derniers était encore discutée. Ces réflecteurs sont parfois suivis d'une reconstruction de la dune en direction opposée, témoignant d'un processus érosif de haute énergie (e.g. dune k, voir fig. IV-19). La mesure du temps écoulé entre la formation de deux réflecteurs de second ordre (6 à 12 mois) et du nombre de réflecteurs formés entre 1996 et 1998 (3 à 4) montre que ces réflecteurs sont vraisemblablement **produits lors des épisodes de tempête**.

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

Les vents moyens et les tempêtes ont un impact régional, leur influence est donc homogène à l'échelle de la zone d'étude. Elle s'exprime d'autant plus facilement que l'asymétrie et la compétence des courants tidaux est faible. Les caractéristiques migratoires et l'architecture interne des dunes se calquent sur les caractéristiques des courants tidaux (fig. 2).

Dans le secteur SE, les courants tidaux sont rapides et présentent une forte asymétrie en faveur du jusant. Les dunes migrent en permanence vers le SW sous l'effet de ce courant. Leur architecture interne est typique des **dunes asymétriques en cosets**. Elles sont composées d'une succession de séquences de second ordre à **polarité SW, constante**. La fluctuation de la vitesse de migration des dunes selon la période de temps considérée indique des épisodes d'accélération ou de ralentissement sous l'effet respectif des vents de NE ou de SW. Lors d'une tempête avec forts vents de SW, la migration peut être stoppée, le flanc raide de la dune est érodé et aplani, et un réflecteur de second ordre se forme. Dans ce secteur, il semble que les tempêtes n'entraînent pas d'inversion d'asymétrie des courants suffisamment importante pour induire une inversion conséquente du transport sédimentaire.
<figure><img src="image_229.png" /></figure>

**Figure 2** : Enregistrement des processus tidaux et non-tidaux dans la migration et l'architecture interne des dunes selon l'asymétrie des courants tidaux et l'intensité des courants non-tidaux.

Record of tidal and non-tidal processes in dune migration and internal structure as a function of tidal current asymmetry and non-tidal current strength.

Dans le secteur NW, les courants tidaux sont moins compétents et leur asymétrie, en faveur du flot, est moins prononcée. Les dunes migrent généralement vers le NE sous l'effet de ce courant. Cependant, durant les périodes hebdomadaires à pluriannuelles, les vitesses de déplacement sont fortement variables et la migration peut s'inverser en direction du SW. Ces dunes sont de type **asymétriques en cosets à polarité NE**. Certaines d'entre elles présentent en outre des **séquences typiques des dunes symétriques à litage de mégarides**. Dans ce secteur riche en sable, de petites dunes couvrent largement les flancs des grandes dunes et participent activement à leur migration (e.g. dune 1, voir fig. IV-17). Ces structures témoignent de périodes durant lesquelles la migration dépend
essentiellement de celle des petites dunes surimposées et s'effectue alternativement vers le NE ou le SW.
La migration des dunes est accélérée vers le NE sous l'effet de vents de SW et ralentie sous l'effet de
vents de secteur NE. Au cours d'épisodes de forte énergie tels que les tempêtes, l'asymétrie des courants
tidaux peut s'annuler, voire s'inverser, et les petites dunes surimposées, dont l'adaptation
morphodynamique est rapide, migrent dans la direction de la phase de courant de flot puis de jusant.

Dans le secteur méridional et sur la frontière entre les secteurs NW et SE, les courants de marée sont sub-symétriques. Les dunes oscillent en permanence en direction du NE ou du SW. L'architecture interne des dunes est du type **dunes symétriques à « méga-chevrons »**. Elles sont constituées d'un empilement de séquences à polarité alternative NE-SW, délimitées par de larges réflecteurs oblitérant leur partie sommitale (e.g. dune k, voir fig. IV-19). Les dunes sont globalement symétriques, mais présentent une morphologie externe complexe (e.g. dune 4, voir fig. IV-21). **Leur migration est directement contrôlée par le régime des vents et des tempêtes.** Une période de vents de NE suivie de vents de SW entraîne une migration des dunes vers le SW puis vers le NE. Une séquence de réflecteurs à polarité SW est déposée, puis tronquée et surmontée d'une séquence de réflecteurs à polarité NE.

Les **discontinuités de 2d ordre**, qui reflètent l'intervention des tempêtes, sont plus fréquentes
pour les dunes du secteur NW, et surtout pour celles des secteurs méridionaux et frontaliers. Les
conditions nécessaires à l'inversion de l'asymétrie des courants tidaux et du transport sédimentaire sont
plus facilement réunies dans les secteurs où l'asymétrie et la compétence des courants tidaux sont plus
faibles.

Les **modalités de la migration des dunes sont également influencées par la taille de ces appareils sédimentaires.** Il est généralement considéré que les grandes dunes sont relativement stables à l'échelle de plusieurs mois ou années, alors que les plus petites répondent facilement aux fluctuations rapides des courants et présentent donc des vitesses de migration plus élevées (e.g. Carling, 2000a). Sur l'ensemble de la zone d'étude, le résultat obtenu est inverse : **la vitesse de migration résiduelle et l'amplitude des dunes sont corrélées** (voir fig. IV-4). Cela tient au fait que, sous l'effet des courants non-tidaux irréguliers, les plus petites dunes sont susceptibles d'osciller plus facilement et de subir des inversions plus fréquentes de leur sens de déplacement. Dans le secteur SE, bien que l'asymétrie des courants tidaux soit élevée, la direction de migration des dunes de faible amplitude (2 à 4 m) s'inverse régulièrement sous l'effet des courants non-tidaux.
Caractéristiques migratoires des dunes selon l'échelle de temps considérée

Les agents hydrodynamiques responsables de la migration des dunes sont marqués par des
cyclicités ou variabilités qui s'expriment à des échelles de temps différentes. La **marée** est un
phénomène permanent à cyclicités multiples. Les **vents** sont des phénomènes saisonniers à aléatoires.
Toutefois, l'analyse de données météorologiques a révélé une variabilité interannuelle. Les **tempêtes**
sont des événements à caractère saisonnier. **Leur activité présente, en outre, une variabilité
décennale induite par les fluctuations de l'oscillation Nord-Atlantique (NAO), dont la périodicité
est de 8 à 11 ans depuis les 50 dernières années** (voir fig. IV-11).

La migration résiduelle des dunes, qui dépend de la combinaison de ces différents agents,
réguliers (marée) ou irréguliers (vents et tempêtes), montre donc des caractéristiques différentes selon la
période de temps considérée.

- A l'échelle hebdomadaire à pluriannuelle, le schéma de migration résiduelle des dunes est fortement variable. Il est contrôlé principalement par l'activité des tempêtes, et secondairement par le régime des vents. Les tempêtes remodèlent les formes du fond en oblitrant les effets de moindre ampleur dus aux vents moyens : elles ont un rôle d'effacement des conséquences morphodynamiques de l'action des vents moyens. Il en résulte globalement que : (1) lorsque l'activité des tempêtes est élevée (e.g. cas de la période 1991-1995), les vitesses de migration des dunes sont importantes, (2) les déplacements des dunes s'effectuent dans la direction des vents, de secteurs NE ou SW, dont la fréquence relative au régime moyen est amplifiée.

- A l'échelle décennale, le schéma de migration est constant et présente une signature tidale (voir fig. IV-9). La migration des dunes s'effectue dans la direction de la phase dominante de courant de marée, selon une vitesse qui dépend de l'asymétrie et de la compétence des courants de marée. La durée de ces périodes coïncide avec celle de la variabilité de l'activité des tempêtes. Sur ces périodes, l'effet des tempêtes est moyenné et l'effet des vents moyens est oblitéré par celui des tempêtes, plus puissantes.
## 4 : Eléments pour la conception d'un modèle morphodynamique prédictif. Application à la gestion des levés bathymétriques.

Actuellement, il n'existe pas de modèle numérique capable de prédire la migration de dunes ayant atteint leurs dimensions d'équilibre. L'un des objectifs de notre travail était de fournir des éléments-clés d'aide à la conception d'un modèle adapté aux environnements de plates-formes peu profondes. La formulation physique et numérique est en cours de réalisation et fait l'objet de la thèse de Déborah IDIER (S.H.O.M., IMFT).

Ce modèle permettrait de vérifier les hypothèses de terrain et de prédire par le calcul la direction et l'intensité du déplacement des dunes, ainsi que leurs variations d'amplitude. Le principe de la modélisation hydro-sédimentaire consiste à coupler un modèle hydrodynamique avec une équation d'évolution du fond contrôlée par une formule de transport sédimentaire (De Vriend, 1987). Les résultats de notre travail suggèrent de porter une attention particulière aux points suivants, sans que leur faisabilité ne soit assurée :

- Le modèle hydrodynamique devra être adapté à la description de l'effet des marées, des houles et des contraintes liées au vent. Il est nécessaire que la maille ait une taille adaptée aux structures à modéliser (dunes), et permettant une bonne définition de la morphologie régionale à grande échelle (e.g. bancs sableux) dont l'influence prépondérante a été mise en évidence sur la zone d'étude.

- La taille du sédiment s'est révélée un facteur important de contrôle de la morphologie des dunes de la zone d'étude ; la formule de transport devra, si possible, être choisie en fonction du degré de description de la granularité du sédiment, afin de tenir compte de la grande hétérogénéité de celui-ci.

- Les caractéristiques morphodynamiques des dunes du secteur d'étude sont contrôlées par les effets combinés de la marée, des vents moyens et des tempêtes, dont l'influence s'exerce selon des intensités et durées différentes. La marée étant un phénomène permanent et aux cyclicités bien connues, il est envisageable de simplifier la description des processus tidaux de manière à les intégrer dans un modèle de prédiction à long terme (plusieurs années). Cependant, l'influence prépondérante des tempêtes et des vents moyens, phénomènes sporadiques mais intenses, sur les modalités migratoires des dunes, montre qu'il est nécessaire de se méfier des seules prévisions à long terme pour l'étude de l'évolution des petits fonds, ainsi du reste que du trait de côte. La modélisation des processus instantanés induits par ces évènements atmosphériques nécessite un petit pas de temps de calcul, consommateur de temps machine, qui n'est pas compatible avec la prédiction à long terme de l'évolution morphologique des fonds. Ainsi, deux types de modèles d'échelles complémentaires, ne prenant pas en compte les mêmes processus, sont nécessaires : un modèle à long terme et un modèle à court terme
qui permettent de prédire séparément l'évolution morphodynamique des dunes sous l'influence respective des marées seules et des marées combinées aux tempêtes.

Ce type de modèles pourrait constituer un outil performant pour la **gestion des levés bathymétriques**. Le détroit du Pas-de Calais est le siège du trafic maritime le plus intense au monde. Plusieurs centaines de navires transitent chaque jour dans les rails de navigation qui couvrent la majeure partie de la superficie du détroit. Les dunes, fortement mobiles et culminant à des profondeurs de 20-30 m, variables dans l'espace et dans le temps, constituent des zones à risque pour les navires dont le tirant-d'eau peut dépasser la vingtaine de mètres. En France, la surveillance des eaux maritimes est assurée par le S.H.O.M. qui réalise des levés bathymétriques des zones sensibles selon une fréquence de 2 à 3 ans. Dans les procédures de levés, il faudra pouvoir prendre en compte les résultats obtenus à l'issue de notre étude, entre autre la disparité d'échelles temporelles des processus, afin de définir la résolution spatio-temporelle requise pour une optimisation de la fréquence de ces levés. Un scénario de modélisation a pu être proposé par D. IDIER (Le Bot *et al.*, 2000b) (fig. 3).

<figure><img src="image_230.png" /><figcaption>**Figure 3** : Procédure de modélisation de l'évolution morphodynamique des dunes appliquée à la gestion des levés hydrographiques (Le Bot et al., 2000b).</figcaption></figure>
*Procedure for dune morphodynamical evolution modelling applied to hydrographic survey management* (Le Bot et al., 2000b).

Il est tout d'abord nécessaire de définir un seuil de migration critique justifiant la réalisation d'un levé de contrôle bathymétrique ou une actualisation des cartes marines. Le modèle à long-terme pourrait calculer le temps au bout duquel la migration dunaire excède le seuil critique (voir A et C) et nécessite un levé bathymétrique. En cas de tempête, le modèle à court terme permettrait de calculer la migration induite par l'événement, qui pourra ensuite être intégrée dans le modèle à long terme (voir B). Par ailleurs, il serait intéressant de comparer le régime global des vents intégré dans le modèle à long-terme avec les données de vents effectivement enregistrées. En cas de différences importantes, une correction devrait être réalisée à postériori.

## 5 : Perspectives

L'étude effectuée apporte de nouveaux éléments à la connaissance des dunes sous-marines actuelles. Il subsiste cependant diverses interrogations non résolues ou nouvelles.

(1) La connaissance des courants sur le fond est indispensable à la compréhension et à la quantification des processus hydro-sédimentaires responsables de la migration des dunes, et doit être améliorée. Les mesures courantométriques disponibles sont rares, de courte durée et la résolution des modèles hydrodynamiques actuels n'est pas adaptée à la prédiction des processus à l'échelle des dunes.

- Au sein de la zone d'étude, une frontière morphosédimentaire majeure délimite des secteurs où la migration des dunes est contrastée. Ces caractéristiques sont attribuées à l'existence d'un cisaillement horizontal des courants de marée. Il serait nécessaire d'effectuer des mesures courantométriques simultanées en différents points de chacun de ces secteurs afin de valider nos hydpothèses.

- A l'échelle d'une dune, les courants sont modifiés dans les trois dimensions. Cela conduit à une perturbation locale des caractéristiques du transport sédimentaire qui influence les modalités de la migration des dunes. Des mesures de courants réalisées simultanément au sein du champ de dunes (pied et sommet) et en dehors permettraient de caractériser l'influence exacte de la morphologie des dunes sur les courants.

- Outre l'influence des marées, celle des vents moyens et surtout des tempêtes est prépondérante sur l'évolution morphodynamique des dunes. Cependant, les processus hydro-sédimentaires qu'impliquent ces évènements sporadiques sont encore mal cernés. Des mesures de longue durée sont
nécessaires afin d'enregistrer des épisodes de tempête, des périodes de vents significatifs et des périodes sans vent durant lesquelles seuls les courants tidaux agissent.

(2) Les données de **bathymétrie** utilisées dans notre étude sont essentiellement de type monofaisceau et concernent des intervalles d'une semaine à plusieurs années. Afin d'étudier précisément les mécanismes de migration des dunes, il serait nécessaire d'effectuer des profils multifaisceaux à intervalles de temps plus rapprochés.

(3) L'analyse des variations temporelles de la profondeur des crêtes de dunes a révélé que les houles moyennes, de période 5 s, n'avaient aucune influence sur la morphologie et la mobilité de ces corps sédimentaires, contrairement aux **houles de plus longues périodes**. Une analyse des processus induits par ces dernières semble indispensable.

(4) Les résultats de notre étude fournissent des éléments-clés d'aide à la conception d'un **modèle numérique de l'évolution morphodynamique des dunes**. Les compléments de mesures proposées ci-dessus permettraient d'affiner le degré de description des processus hydro-sédimentaires nécessaires pour valider ce modèle. En retour, ce modèle permettrait de vérifier les hypothèses de terrain.

(5) Les réflecteurs de second ordre observés dans la structure interne des dunes sont vraisemblablement produits par les tempêtes. Des données de **sismique** à très haute résolution traitées et calibrées par du carottage permettraient de définir plus précisément leur géométrie, leur nature et leur origine. Dans les séries anciennes, la reconnaissance des environnements soumis à l'effet des tempêtes en serait facilitée.
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Table des illustrations
## Liste des figures

### CHAPITRE I :

**Figure I-1** : Schéma représentant une dune et les paramètres morphologiques la définissant. 7

**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). 8

**Figure I-3** : Bloc diagramme montrant des dunes (a) à crête rectiligne (bi-dimensionnelles), et (b) à crête sinueuse (dunes tri-dimensionnelles), et les stratifications obliques correspondantes (d'après Harms et al., 1982, in Ashley, 1990).9

**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). 10

**Figure I-5** : Superposition de dunes. (a) petites dunes surimposées à de moyennes dunes de flot, zone intertidale de la Baie de Fundy (Dalrymple, 1984) ; b) moyennes dunes couvrant les flancs doux de très grandes dunes, SE du banc du Sandettié (levé SHOM/MHA, 1997). 12

**Figure I-6** : Amplitude et longueur d'onde des dunes en fonction de la taille du sédiment (Flemming, 2000). 14

**Figure I-7** : Variations granulométriques à l'échelle des dunes (Malikides et al., 1989 ; Terwindt, 1971). 15

**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). 16

**Figure I-9** : Diagramme de phase des corps sédimentaires montrant les variations de la longueur d'onde et de l'amplitude en fonction de la profondeur d'eau, de la vitesse du courant et de la taille du grain (Southard et Boguchwal, 1990). 17

**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). 18

**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). 20

**Figure I-12** : Modèle de formation des dunes en fonction des variations du niveau marin (Nio, 1976). 21

**Figure I-13** : Structure verticale du courant à l'aplomb des rides, des dunes et des antidunes. Mouvement de ces corps sédimentaires (Dyer, 1986). 22

**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). 23

**Figure I-15** : Phénomène de séparation et rattachement du courant. (a) Structure du courant à l'aplomb d'une ride (Dyer, 1986) ; (b) Profils de vitesse de courant tidal à l'aplomb d'une dune graveleuse (Dyer, 1970). 24

**Figure I-16** : Exemple de bifurcation de la crête d'une dune (Langhorne, 1973). 28

**Figure I-17** : Régimes tidaux et modèles de structure interne de dunes (Allen, 1984). 30

**Figure I-18** : Structures internes observées dans les dunes intertidales de la Baie de Fundy (d'après Dalrymple, 1984).32

**Figure I-19** : Structure interne d'une dune subtidale de Surtainville observée par la sismique (Berné et al., 1988). 34
**Figure I-20** : Modèle de structure interne en « méga-chevrons » des dunes subtidales symétriques de l'estuaire de la Gironde (Berné et al., 1993). 35

**Figure I-21** : Diagramme des quatre types principaux de rubans sableux (Kenyon, 1970). 37

**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 (Belderson et al., 1982) 38

**Figure I-23** : Très grandes dunes surimposées au banc de la Schôle (levé et traitement SHOM/MHA, 1999). 39

**Figure I-24** : Mouvement des particules d'eau sous l'effet de la houle, (a) à grande profondeur d'eau (>L/2), (b) à faible profondeur d'eau (<L/2) (Brown et al., 1989). 43

**Figure I-25** : Directions de transport sédimentaire sableux résiduel sur la plate-forme continentale autour des îles britanniques (Johnson et al., 1982). 45

**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) (Visser, 1980). 46

**Figure I-27** : Carte géomorphologique de la plate-forme de l'Europe du NW. Localisation du détroit du Pas-de-Calais. 48

**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). Localisation des zones d'étude, F et MPC Sud B. 49

**Figure I-29** : Nature et granularité de la couverture meuble des fonds marins du détroit du Pas-de-Calais (extrait de cartes (B.G.S., 1989a et 1990). 50

**Figure I-30** : Carte géologique du détroit du Pas-de-Calais (extrait de cartes (B.G.S, 1988 et 1989b). 51

**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). 53

**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 (Austin, 1991). 54

**Figure I-33** : Caractéristiques des courants de marée dans le détroit du Pas-de-Calais (d'après les données de la carte marine N°6735 du SHOM et Grochowsky et al., 1993b). 56

**Figure I-34** : Rose des vents (en nœuds) pour la période 1974-1982 (source : Météo-France). 57

**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. 58

**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 ; (b) Temps de résidence annuel cumulé des surcotes. 59

**Figure I-37** : Vecteurs de transport sédimentaire pour une marée moyenne sans vent (a), avec un vent de SW de 5 m.s-1 (b) et un vent de NE de 5 m.s-1 (c) (Grochowsky et al., 1993b). 61

**Figure I-38** : Ouvrages et activités humaines dans le détroit du Pas-de-Calais (d'après la carte marine SHOM N°6735 et Kemp et Snell, 1995). 63

**Figure I-39** : Extrait des cartes marines des ans IX et X du calendrier révolutionnaire (1800-1801) (a), et des périodes 1876-1890 (b) et 1964-1977 (c). 65

**Figure I-40** : Localisation de la zone d'immersion des produits de dragage du port de Calais (Créocéan, 1998). 67

**Figure I-41** : Exemple de levé complet. Localisation des profils bathymétriques et sonar réalisés en 1992 (levé SHOM/MHA). 69
**Figure I-42** : Localisation des travaux effectués lors des missions Ridens I, II et III. 71

**Figure I-43** : Exemples de profil bathymétrique (a) (levé SHOM/MHA, 1995) et sismique (b) (INSU/CNRS, Ridens I, 1996). 73

**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). 74

## CHAPITRE II :

**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). 78

**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). 79

**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. 80

**Figure II-4** : Représentation logarithmique de l'amplitude (H) des dunes en fonction de leur longueur d'onde 84

**Figure II-5** : Relation entre la profondeur d'eau D et (a) l'amplitude H des dunes, (b) leur longueur d'onde (L). 85

**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). 88

**Figure II-7** : Vitesses de chute dans l'eau de grains quartzeux non-sphériques en fonction du diamètre et du facteur de forme de Corey (Komar et Reimers, 1978). 93

**Figure II-8** : Caractéristiques et distribution spatiale des faciès morpho-sédimentaires sur la zone d'étude. Mosaïques issues de l'interprétation de profils de sonar à balayage latéral (a) sur la zone F (levé SHOM/MHA, 1992) et (b) sur la zone MPC Sud B (levé SHOM/MHA, 1999). 94

**Figure II-9** : Exemples de rubans sableux, modelés de petites dunes (a) ou lisses (b), reposant sur une semelle de cailloutis. 95

**Figure II-10** : Réflectivité sismique des cailloutis. Les hyperboles témoignent de la diffraction du signal sur les cailloutis (profil sismique N° 15, Ridens I, 1996). 96

**Figure II-11** : Couverture sédimentaire de sables moyens, modelée de petites à très grandes dunes. (a) dunes l et m, (b) portion NW de la dune i. 97

**Figure II-12** : Typologie des corps sédimentaires formés par les courants tidaux sur la plate-forme dans un environnement appauvri (a) ou enrichi (b) en sédiment sableux (d'après Belderson et al., 1982). 99

**Figure II-13** : Distribution granulométrique et modes du sédiment composant les dunes du secteur nord (a), la dune i (b) et la dune d (c). 100

**Figure II-14** : Longueur d'onde de rides formées dans un sédiment bimodal (bleu) ou unimodal (rouge) de même grain moyen $d_m^*$ (données : Foti et Blondeaux, 1995). 102

**Figure II-15** : Organisation et morphologie des corps surimposés à la dune m. Schéma dessiné à partir du profil vidéo N°4. 104

**Figure II-16** : Cartes de répartition des paramètres granulaires calculés sur différentes populations de taille du sédiment superficiel de la dune d. 106
**Figure II-17** : Cartes de répartition des paramètres granulaires calculés sur différentes populations de taille du sédiment superficiel de la dune i. 108

**Figure II-18** : Cartes de répartition des paramètres granulaires calculés sur différentes populations de taille du sédiment superficiel dans le secteur nord de la zone d'étude. 110

**Figure II-19** : Variations du grain moyen (a), du classement (b) et de l'asymétrie (c) du sédiment du secteur nord en fonction de la profondeur d'eau. Les crêtes de dunes se situent en moyenne à 27 m de profondeur et les pieds des dunes à 34 m. 111

**Figure II-20** : Corps sédimentaires prédits par le modèle tridimensionnel en fonction du paramètre de résistance et du nombre de Stokes (Hulscher, 1996). 114

**Figure II-21** : Evolution de la croissance d'une dune ou d'un banc sableux prédite par le modèle (en vert) ou observée en nature. 115

**Figure II-22** : Effet d'inhibition des particules grossières résiduelles sur la mobilité des particules fines dans le cas d'un sédiment hétérogène. En haut, à gauche : distribution granulométrique des trois fractions sédimentaires mélangées en proportions égales pour former le sédiment initial. En bas : composition du sédiment après transport. A droite : formes de fond générées dans le canal lors de l'expérience (en blanc : particules grossières). (Blom et al., 2000). 118

**Figure II-23** : Schéma expliquant le calcul de l'orientation β (par rapport à l'ellipse des courants tidaux) et de la longueur d'onde l des corps sédimentaires à partir des nombres d'ondes αx et αy. 119

**Figure II-24** : Test 1 : formation des dunes dans le secteur Ma-S1. Carte d'isovaleurs de $\bar{\gamma}_R$ dans le plan $(\alpha_x ; \alpha_y)$ pour $do*=0,35$ mm, $ho*=32$ m, $Uo*=112$ cm/s, $e=0,05$, vitesse de courant résiduel : 4,5 cm/s. 120

**Figure II-25** : Test 2 : profondeur d'eau du secteur Mb-S2. Carte d'isovaleurs de $\bar{\gamma}_R$ dans le plan $(\alpha_x ; \alpha_y)$ pour $do*=0,35$ mm, $ho*=36$ m, $Uo*=112$ cm/s, $e=0,05$, vitesse de courant résiduel : 4,5 cm/s. 121

**Figure II-26** : Test 3 : sensibilité de la taille du sédiment. Carte d'isovaleurs de $\bar{\gamma}_R$ dans le plan $(\alpha_x ; \alpha_y)$ pour $do*=0,20$ mm, $ho*=32$ m, $Uo*=112$ cm/s, $e=0,05$, vitesse de courant résiduel : 4,5 cm/s. 123

## CHAPITRE III :

**Figure III-1** : Localisation de mesures de courant utilisées dans la présente étude. 130

**Figure III-2** : Mesure de courant au site mes4. (a) vecteurs cumulés de courant, et (b) caractéristiques des vents. 132

**Figure III-3** : Mesure de courant mes5 (localisation fig. III-1). Direction et vitesse du courant à 13,5 m (a) et 5 m (b) au-dessus du fond. 133

**Figure III-4** : Schéma de l'hydrodynamisme tidal sur la zone d'étude. 134

**Figure III-5** : Paramètre hydrodynamiques et météorologiques enregistrés lors de la tempête de septembre 1995 136

**Figure III-6** : Paramètre hydrodynamiques et météorologiques enregistrés en septembre et octobre 1999. 140

**Figure III-7** : Bathymétrie intégrée dans le modèle NPDC 3. Détail de la zone d'étude et de la frontière Nord du modèle. 142

**Figure III-8** : Vitesses des courants prédits par le modèle hydrodynamique NPDC 3 sur une période de 13 à 17 heures et localisation des points de simulation. 144
**Figure III-9 :** Vitesse et direction des courants sur la frontière Nord du modèle NPDC 3, entre les bancs du Sandettié et du South Falls (51°12' N - 1°46' E). 146

**Figure III-10 :** Champ de vecteurs de courants moyens prédits par le modèle Télémac pour une basse mer (a) et une pleine mer (b) de vive eau moyenne. Bathymétrie utilisée dans le modèle (c). 148

**Figure III-11 :** Vitesse de frottement sur le fond u* nécessaire pour la mise en mouvement de grains de la densité du quartz de diamètre D, dans de l'eau à 20°C (Miller et al., 1977). 152

**Figure III-12 :** Vitesse de chute Ws des particules de la densité du quartz en fonction de leur diamètre (d'après Baba et Komar, 1981). 153

**Figure III-13 :** Vitesse de frottement sur le fond u* calculée à partir des courants enregistrés en septembre et octobre 1999 (voir fig. III-6d). 154

**Figure III-14 :** Capacités de transport total calculées à partir des courants enregistrés en septembre et octobre 1999. (a) capacités de transport total calculées avec les formules de Bagnold et de van Rijn ; (b) comparaison des débits totaux obtenus par les deux formules. 155

**Figure III-15 :** Capacités de transport par charriage et par suspension calculées grâce aux formules de van Rijn à partir des courants enregistrés en septembre et octobre 1999 (a) et taux de transport par charriage (b). 157

## CHAPITRE IV :

**Figure IV-1 :** Cartes différentielles de bathymétrie sur plusieurs périodes, de 1974 à 1995. 164

**Figure IV-2 :** Migration résiduelle et annuelle des crêtes des très grandes dunes entre 1974 et 1995. Cartes de position des crêtes. 166

**Figure IV-3 :** Comparaison de la direction de migration des crêtes de dunes sur différentes périodes d'observation. 168

**Figure IV-4 :** Vitesses annuelles de déplacement des crêtes des dunes sur différentes périodes d'observation. 169

**Figure IV-5 :** Vitesses annuelles de migration des crêtes de dunes extrapolées à partir de mesures réalisées à l'échelle hebdomadaire. 170

**Figure IV-6 :** Migration des très grandes dunes entre 1974 et 1995. Cartes de l'isobathe -30 m. 171

**Figure IV-7 :** Comparaison dune à dune et période à période de la direction de migration de la crête et du corps dunaire. 173

**Figure IV-8 :** Comparaison dune à dune et période à période des vitesses de migration résiduelle des crêtes et des corps dunaires. 174

**Figure IV-9 :** Schéma de la migration des dunes à l'échelle décennale. Déplacements moyens annuels. 177

**Figure IV-10 :** Comparaison de la migration des dunes et du régime des vents à l'échelle hebdomadaire à plurimensuelle. 179

**Figure IV-11 :** Activité des tempêtes au cours du XXème siècle exprimée par les épisodes de surcotes enregistrés sur l'île de Sylt (Allemagne, mer du Nord ; Dette, 1997). 184

**Figure IV-12 :** Propagation des anomalies de température océanique entre la Floride et l'Islande (Reverdin, 1998). 186

**Figure IV-13 :** Structure interne de la dune d (profils 12 et V, 1996 et 1998). 189
Figure IV-14 : Structure interne de la dune c (profils 12 et V, 1996 et 1998). 194

Figure IV-15 : Modèle d'organisation interne d'une dune asymétrique en cosets (Berné, 1991). 196

Figure IV-16 : Structure interne de la dune o (profil K, 1998). 198

Figure IV-17 : Structure interne de la dune l (profils 2 et K, 1996 et 1998). 197

Figure IV-18 : Modèle d'organisation interne d'une dune symétrique à litage de mégarides (Berné, 1991). 199

Figure IV-19 : Structure interne de la dune k (profils 6 et O, 1996 et 1998). 200

Figure IV-20 : Structure interne de la dune 2 (profil a, 1998). 201

Figure IV-21 : Structure interne de la dune 4 (profil a, 1998). 202

Figure IV-22 : Modèle d'organisation interne d'une dune symétrique à « méga-chevrons » (Berné et al., 1993). 205

Figure IV-23 : Structure interne de la dune i. 203 et 204

Figure IV-24 : Cartographie sismique de la structure interne des dunes en 1996 (zone F) et en 1998 (zones F et MPC Sud B). 206

Figure IV-25 : Histogrammes montrant les changements dans la distribution granulométrique d'un sédiment source érodé, transporté puis déposé (McLaren, 1981). 212

Figure IV-26 : Distributions granulométriques du sédiment source et courbes de fonction de transfert résultantes sous différents régimes hydrauliques (McLaren et Bowles, 1985). 213

Figure IV-27 : Schéma expliquant la procédure de traitement bidimensionnel des données (Gao et Collins, 1991). 214

Figure IV-28 : Diagrammes des fréquences de corrélation entre les vecteurs de transport calculés par la méthode de Gao et Collins (1991, 1992) et les vecteurs de transport déduits de l'orientation des figures sédimentaires en Baie du Mont-Saint-Michel (Ehrhold, 1999). 216

Figure IV-29 : Vecteurs de transport résiduel calculés sur la dune d par le modèle de Gao et Collins (1991, 1992) pour les cas FB-, CB+ et FB-/CB+ appliqués au sédiment total et aux fractions mobiles, inférieures à 4 mm (coquilles+grains de quartz) et à 0,8 mm (grains de quartz). 221

Figure IV-30 : Vecteurs de transport résiduel calculés sur la dune i par le modèle de Gao et Collins (1991, 1992) pour les cas FB-, CB+ et FB-/CB+ appliqués au sédiment total et aux fractions mobiles, comprises entre 0,8 et 4 mm (coquilles) et inférieure à 0,8 mm (grains de quartz). 223

Figure IV-31 : Vecteurs de transport résiduel calculés dans le secteur Nord par le modèle de Gao et Collins (1991, 1992) pour les cas FB-, CB+ et FB-/CB+ appliqués au sédiment total et à la fraction de grains de quartz, inférieure à 4 mm. 225

Figure IV-32 : Modifications de la morphologie des dunes en fonction de l'activité des tempêtes. 231

Figure IV-33 : Schéma régional du transport sédimentaire résiduel à long terme. Bilan de volume sédimentaire sablo-graveleux. 232

## CONCLUSIONS :

Figure 1 : Caractéristiques hydro-sédimentaires et morphodynamiques du champ de dunes étudié. Schéma de transport sédimentaire régional. 239
**Figure 2** : Enregistrement des processus tidaux et non-tidaux dans la migration et l'architecture interne des dunes selon l'asymétrie des courants tidaux et l'intensité des courants non-tidaux. 245

**Figure 3** : Procédure de modélisation de l'évolution morphodynamique des dunes appliquée à la gestion des levés hydrographiques (Le Bot et al., 2000b). 249

## Liste des tableaux

### CHAPITRE I :

**Tableau I-1** : Synthèse sur les milieux de dépôt dans lesquels des dunes ont été observées et les agents hydrodynamiques dominants. 6

**Tableau I-2** : Nomenclature des dunes selon leur longueur d'onde (d'après Berné et al., 1989b et Ashley, 1990). 19

**Tableau I-3** : Compilation de vitesses de migration de dunes (en m.an⁻¹) pour des environnements variés. 25 et 26

**Tableau I-4** : Exemples d'apports de la sédimentologie à la gestion des risques pour, ou générés par, les ouvrages et les activités humaines. 62

**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. 68

**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). 70

### CHAPITRE II :

**Tableau II-1** : Principaux paramètres morphologiques des secteurs Ma, Mb et Mc. 83

**Tableau II-2** : Caractéristiques de l'échantillonnage réalisé sur quelques très grandes dunes. 101

**Tableau II-3** : Longueur d'onde et orientation mesurées et prédites par le modèle dans le secteur Ma pour une profondeur d'eau de 32 m et un sédiment de 0,35 mm de diamètre. 120

**Tableau II-4** : Longueur d'onde et orientation mesurées et prédites par le modèle dans les secteurs Mb et Mc, pour une profondeur d'eau de 36 m et un sédiment de 0,35 mm de diamètre. 122

**Tableau II-5** : Comparaison entre les longueurs d'onde et les orientations prédites par le modèle pour des sédiments de 0,35 et 0,20 mm. 124
## CHAPITRE III :

**Tableau III-1** : Pointes des courants de flot et de jusant mesurées en morte eau et vive eau moyennes aux points mes1, mes2 et mes3 (localisation fig. III-1). (a) vitesses en surface ou à 9 m de profondeur, (b) vitesses estimées à 1 m au-dessus du fond. 131

**Tableau III-2** : Pointes de courant de flot et de jusant mesurées à 5 m de profondeur en conditions de marée moyenne au point mes4 (localisation fig. III-1), et estimées à 1 m du fond. 132

**Tableau III-3** : Vitesses critiques de mise en mouvement par charriage et par suspension sur le fond (u\* crit) et à 1 m au-dessus du fond (U\*\* crit) en fonction du diamètre des grains typiques du secteur Mb/S2. 154

**Tableau III-4** : Intensité et direction du transport résiduel calculé grâce aux formules de Bagnold (*) et de van Rijn (•) à partir des courants mesurés en septembre et octobre 1999. 156

**Tableau III-5** : Comparaison des concentrations de matières en suspension calculées par la formule de van Rijn (1985) et mesurées (Chapalain, 2000). 159

## CHAPITRE IV :

**Tableau IV-1** : Estimation de la vitesse de migration de la dune m à partir de la formule de Rubin et Hunter (1982). 175

**Tableau IV-2** : Comparaison du régime des vents à l'échelle décennale. 178

**Tableau IV-3** : Variations décennales de la migration des dunes et du régime des vents. 180

**Tableau IV-4** : Comparaison du régime des vents à l'échelle annuelle à pluriannuelle. 182

**Tableau IV-5** : Comparaison de la dynamique des dunes et du régime des vents à l'échelle annuelle à pluriannuelle. 183

**Tableau IV-6** : Evolution du nombre d'épisodes mondiaux majeurs de tempêtes entre 1960 et 1992 (données : Dorland et al., 1999). 185

**Tableau IV-7** : Pendages des réflecteurs de 2ème ordre. 191

**Tableau IV-8** : Temps nécessaire au dépôt du sédiment piégé dans une séquence de 2ème ordre en fonction des conditions hydrodynamiques pour quatre dunes. 193

**Tableau IV-9** : Types possibles de tendances granulométriques basées sur l'utilisation des trois paramètres granulaires de grain moyen (μ), classement (σ) et d'asymétrie (S<sub>k</sub>) (en unités φ) (Gao et al., 1994). 215

**Tableau IV-10** : Caractéristiques de l'échantillonnage sédimentaire utilisé et distance de calcul adoptée pour la modélisation des directions de transport résiduel. 218

**Tableau IV-11** : Variations temporelles de la profondeur de la crête et de l'amplitude des dunes. 227 et 228

**Tableau IV-12** : Variations du volume de sédiment sablo-graveleux disponible sur la zone d'étude. 230
# Liste des photos

## CHAPITRE II :

**Photos II-1** : Exemples de fractions granulométriques (échantillon N°33, voir fig. II-6). (a) particules de taille supérieure à 20 mm ; (b) particules comprise entre 2,5 et 3,15 mm ; (c) particules comprises entre 0.315 et 0.4 mm. 90

**Photo II-2** : Bloc de 30 cm couvert d'algues et de bryozoaires (échantillon N° 8, mission Ridens III). 92

**Photo II-3** : Semelle résiduelle de cailloutis au pied du flanc raide de la dune I. Cliché obtenu à partir du film vidéo N°4 (Ridens III). 97

**Photo II-4** : Rides surimposées à une petite dune couvrant le flanc doux de la dune i. Cliché obtenu à partir du profil vidéo N°1. 104

**Photo II-5** : Abondance en éléments graveleux et cailloutis au sommet de la dune i. Cliché obtenu à partir du profil vidéo N°1. 104
Annexes
# ANNEXE 1 :
## Principes de mesure et résolution des différentes méthodes d'étude - Traitement des données

### Remarque générale : Localisation des mesures

La localisation des mesures a été réalisée par radiolocalisation Trident pour les mesures antérieures à 1992 et par dGPS pour les mesures ultérieures. Dans le premier cas, la précision est meilleure que 10 m ; dans le second, elle est de 1 m.

### 1-1 : Le sondage bathymétrique

Van Veen (1935) est le premier a avoir utilisé le sondage bathymétrique pour des applications scientifiques. Actuellement, ces sondeurs sont une aide précieuse pour la navigation et sont fixés sur la coque de la plupart des bateaux.

* Les sondeurs monofaisceaux ayant servi à l'acquisition des données de l'étude sont de type Atlas Deso 20 (fréquences 33 et 210 kHz). La précision verticale de l'appareil est de 10 cm. Les données sont enregistrées sur papier électrosensible. Le principe d'acquisition des profils est présenté sur la figure 1a.

<figure><img src="image_231.png" /><figcaption>**Figure 1** : Zones insonifiées par un sondeur monofaisceau et multifaisceaux Lennermor (Kerléguer, 1993).</figcaption></figure>
L'acquisition des profils bathymétriques monofaisceau utilisés au cours de cette étude étant analogique, des phases de traitement et de mise en forme des données ont été nécessaires :

(1) *traitement des données* : nous l'avons réalisé grâce au logiciel TRADOC du SHOM (TRAitement des Données Océanographiques). Après numérisation des données brutes (papier) de bathymétrie et de localisation, les corrections nécessaires ont été réalisées : imersion du sondeur, décalage base-antenne, hauteur de marée, célérité (fig. 2). L'immersion du sondeur et le décalage entre le sondeur et l'antenne de localisation sont constants pour un bateau donné. Par contre les hauteurs de marée et la célérité du son dans l'eau varient dans le temps. Les hauteurs de marée sont calculées par le logiciel MALARGE du SHOM (précision verticale : 30 cm) et la célérité est mesurée régulièrement à l'aide d'un bathycélérimètre SUBER. L'erreur cumulée sur une donnée bathymétrique traitée est estimée à ±50 cm.

<figure><img src="image_232.png" /><figcaption>**Figure 2** : Corrections apportées aux données bathymétriques monofaisceau</figcaption></figure>

(2) *mise en forme des données* : les sondes bathymétriques (points caractérisés par des coordonnées x, y et z validées) obtenues sous la logiciel TRADOC ont été interpolées et maillées sous le logiciel SURFER afin de réaliser des cartes bathymétriques. Les biais générés par l'interpolation sont
difficilement quantifiables (le logiciel ne donne pas d'indication à ce sujet). La méthode de maillage
choisie est le krigeage qui respecte le mieux les données et en crée la meilleure interprétation. Les
sondeurs monofaisceau ne permettant qu'une couverture spatiale 1D (dans la direction de déplacement
du bateau) du fond marin, l'interpolation des sondes requiert quelques ajustements tenant compte de
l'anisotropie de la répartition spatiale des données et de l'orientation des structures (dunes) à visualiser :
il faut favoriser par pondération la prise en compte des données d'une part dans la direction
d'allongement des dunes, d'autre part dans la direction de densité minimale de points
(perpendiculairement aux profils).

* Le **sondeur multifaisceau** fournit une couverture spatiale 2D, isotrope et dense, de sondes. Le modèle utilisé au SHOM est un sondeur petits fonds Lennermor (fig. 1b). Il a été utilisé sur la zone F, à partir du n/o BORDA, durant le levé complet de 1995. La gamme pratique d'utilisation du sondeur s'étend de 5 à 350 m de profondeur. Le sondeur émet des ondes acoustiques à la fréquence de 100 kHz et analyse les signaux en retour par un algorithme de demi-énergie pour la détermination des profondeurs. Le faisceau d'émission présente une ouverture longitudinale de 5° et transversale de 140°. Vingt faisceaux espacés de 5°, ayant une ouverture de 5° transversalement et 30° longitudinalement, sont utilisés pour la réception du signal. La couverture latérale du sondeur correspond à 2,4 fois la profondeur d'eau et la précision hydrographique est atteinte sur une couverture de 1,7 fois la profondeur (résolution : 4% de la profondeur). Le grand volume de données à traiter (15 millions de sondes par 24 heures de sondage continu et par 20 m de fond) et la nécessité de détecter et retenir les points hauts pour la sécurité de la navigation ont conduit le SHOM à mettre au point des chaînes de traitement spécifiques pour la validation et la rédaction des sondages (Kerléguer, 1993), en plus des corrections citées précédemment pour le sondeur monofaisceau. Des erreurs sur les mesures obtenues peuvent venir de l'électronique du sondeur et de l'antenne, mais les principales sources concernent les aspects géométriques qui peuvent affecter la détermination de la profondeur d'eau (erreur sur la verticale) ainsi que la précision de la localisation (erreur sur l'horizontale) (tableau 1).

Les sondes fournies par le SHOM pour le levé 1995 étant validées, aucun traitement
supplémentaire n'est nécessaire. Etant donné l'isotropie et la densité de répartition des données, leur
interpolation sous SURFER n'a fait l'objet d'aucune particularité.
<table><thead><tr><th rowspan="2"></th><th colspan="2">Profondeur</th><th colspan="2">Position</th></tr><tr><th>Valeur (m)</th><th>Période</th><th>Valeur (m)</th><th>Période</th></tr></thead><tbody><tr><td>Pilonnement</td><td>0,05</td><td>4 à 10 s</td><td>0</td><td></td></tr><tr><td>Immersion de la base</td><td>0,05</td><td>∞</td><td>0</td><td></td></tr><tr><td>Marée</td><td>0,20</td><td>Plusieurs heures</td><td>0</td><td></td></tr><tr><td>Célérité</td><td>0,03</td><td>Plusieurs heures</td><td>0,03</td><td>Plusieurs heures</td></tr><tr><td>Largeur du faisceau</td><td>4,90</td><td>Cadence de sondage (0,2 s)</td><td>19</td><td>Cadence de sondage (0,2 s)</td></tr><tr><td>Discrétisation du roulis</td><td>0,03</td><td>= 0,1 s</td><td>0,58</td><td>= 0,1 s</td></tr><tr><td>Discrétisation du tangage</td><td>0,01</td><td>= 0,1 s</td><td>0,26</td><td>= 0,1 s</td></tr><tr><td>Pointage (roulis)</td><td>0,10</td><td>4 à 10 s</td><td>0,20</td><td>4 à 10 s</td></tr><tr><td>Pointage (tangage)</td><td>= 0</td><td></td><td>0,09</td><td>4 à 10 s</td></tr><tr><td>Corr. de pilonnement (roulis)</td><td>= 0</td><td></td><td>0</td><td></td></tr><tr><td>Corr. de pilonnement (tangage)</td><td>= 0</td><td></td><td>0</td><td></td></tr><tr><td>Corr. base/antenne (roulis)</td><td>0</td><td></td><td>0,02</td><td>4 à 10 s</td></tr><tr><td>Corr. base/antenne</td><td>0</td><td></td><td>0,02</td><td>4 à 10 s</td></tr><tr><td>Simultanéité</td><td>?</td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td>Cap</td><td>0</td><td></td><td>0,95</td><td></td></tr><tr><td>Localisation</td><td>0</td><td></td><td>5</td><td></td></tr></tbody></table>

**Tableau 1 :** Sources d'erreur et résolution verticale et horizontale des donnés de sondeur multifaisceaux (Kerléguer, 1993).

* A partir de la bathymétrie, le logiciel SURFER a permis de quantifier, d'un levé à un autre, les migrations résiduelles des crêtes et corps dunaires ainsi que les variations de volume sédimentaire par soustraction des levés. La précision sur les volumes est difficilement estimable, ce qui rend l'interprétation délicate. Un autre logiciel (ISATIS) a été utilisé à l'IFREMER (Brest, J.F. Bourillet) sur les levés de 1985 et 1992. Ce dernier permet de réaliser une analyse statistique des données par variogramme et, ainsi, d'effectuer une interpolation et un maillage plus respectueux des données. Par ailleurs, les dunes présentent deux directions principales d'allongement dans deux secteurs distincts de la zone F. ISATIS permet de traiter (maillage et interpolation) séparément puis de « recoller » ces deux secteurs. Les biais sont ainsi considérablement diminués.

## 1-2 : La sismique très haute résolution

Les méthodes sismiques, dans leurs applications marines, ont bénéficiées de progrès considérables grâce au développement de la prospection pétrolière offshore. Pour l'étude spécifique des processus marins actuels intéressant les premières dizaines de mètres de sédiments, des outils à haute résolution ont été développés en même temps que des outils intégrés de traitement (voir Berné, 1991). La sismique réflexion repose sur le principe suivant. Une onde acoustique émise par une source est partiellement réfléchie sur les discontinuités lithologiques successives qu'elle rencontre (fig. 3). Les signaux sont transmis à un enregistreur graphique. La géométrie des différentes discontinuités, matérialisées par des réflecteurs, est obtenue sous forme d'une coupe-temps (temps double de l'aller-retour d'une onde), convertie ensuite en coupe-profondeur.
<figure><img src="image_233.png" /><figcaption>**Figure 3** : Principe de fonctionnement de la sismique réflexion marine (Clabaut, 1988)</figcaption></figure>

L'appareillage utilisé pour l'acquisition des données sismiques à très haute résolution est un sondeur de sédiment de 3,5 kHz (EDO-WESTERN boosté), constitué d'un poisson remorqué à l'arrière du bateau grâce à un câble électroporteur et sur lequel est monté un émetteur-récepteur d'ondes acoustiques. Ce système permet une pénétration efficace d'une dizaine de mètres, variable selon la nature du sédiment traversé. Les corps dunaires sablo-graveleux rencontrés sur la zone F sont complètement insonifiés. Lorsque le signal rencontre des niveaux de cailloutis (semelle sédimentaire sous-jacente aux dunes) ou le substratum rocheux, il ne pénètre pas. La résolution verticale est d'environ 0,5 m avec une zone aveugle de 1,25 m sous l'interface eau-sédiment, liée au fort contraste d'impédance entre les deux milieux. L'acquisition étant analogique (format papier), aucun traitement n'a pu être effectué par la suite.

L'interprétation a consisté à mettre en évidence les différents réflecteurs et à établir une hiérarchie selon leur morphologie et leurs relations géométriques. L'interprétation a été contrôlée à la faveur de travaux préexistants ayant bénéficié de données traitées et calibrées par carottage (Berné et al., 1988, 1993 ; Berné, 1991). Après interprétation, les données sismiques sont reportées manuellement sur les profils de navigation.

## 1-3 : Le sonar à balayage latéral

L'application du sonar à balayage latéral à la sédimentologie marine date de 1958 (Chesterman et al., 1958, cité dans Belderson et al., 1972). De nombreuses illustrations de ses utilisations possibles sont disponibles dans l'atlas de Belderson et al. (1972).
Le principe de cet appareil a été largement décrit dans Belderson et al. (1972), Berné (1991) et Ehrhold (1999). Il réside dans l'émission d'un signal ultrasonore de très courte durée d'impulsion par deux transducteurs (émetteurs/récepteurs) logés dans les flancs d'un poisson remorqué. Le lobe d'émission du signal est très étroit dans le plan horizontal (1,2°), autorisant une bonne résolution sur le fond, et très large dans le plan vertical (20 ou 50° avec une inclinaison de 10° par rapport à l'horizontale) (figure 4a). En s'éloignant du poisson (et du centre de l'image), la résolution se dégrade longitudinalement (sens de la navigation), alors qu'elle s'améliore transversalement. L'onde émise se propage dans l'eau ; le signal rétrodiffusé au contact du fond est capté en retour par les transducteurs ; il produit une image en niveaux de gris dont les variations sont fonction du coefficient de rétrodiffusion du fond (dépendant de sa nature) et de l'angle d'incidence du front d'onde (dépendant de la géométrie du fond) (figure 4b).

<figure><img src="image_234.png" /></figure>

**Figure 4** : Sonar à balayage latéral. Géométrie de l'éventail latéral insonifiant le fond marin (a) et principe de formation d'une image acoustique (b).