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English Pêches et Océans Canada
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Phénomènes particuliers
Les marées et courants de marée
Effets des eaux peu profondes
Les mascarets
Les chutes réversibles
Les rides de marée (raz de courant)
Effets non liés à la marée
Les effets des courants de vents, de la pression atmosphérique (Ondes de tempête)
Seiches
Gel et dégel
Dans une onde de marée, le mouvement horizontal (vitesse des particules d’eau) est appelé le courant de marée. En ce qui concerne le mouvement vertical, on dit que la marée est montante ou descendante, et les courants de marée sont appelés flux (courant de flot) et reflux (courant de jusant). Si la marée est une onde progressive, la direction du flux est la même que la direction de propagation de l’onde. Si la marée est une onde stationnaire, le flux se dirige vers la terre (vers l’«amont»). L’écoulement est le mouvement horizontal net de l’eau à un moment donné, quelle qu’en soit la cause. Le mot «courant» seul est souvent pris comme synonyme d’«écoulement», mais l’expression courant résiduel s’applique à la portion de l’écoulement qui n’est pas incluse dans les courants de marée. Un courant de marée est à renversement périodique s’il se déplace en va-et-vient en ligne droite, et il est tournant si le vecteur vitesse trace une ellipse. Sauf dans certains passages côtiers, la plupart des courants de marée sont tournants, bien que la forme de l’ellipse et le sens de rotation puissent varier. L’ellipse tracée par le vecteur vitesse d’un courant de marée s’appelle, l’ellipse de marée. L’étale de courant s’applique à un écoulement nul, dans un régime de marée. L’étale de marée correspond à l’intervalle de temps autour de la pleine ou de la basse mer, durant lequel il y a peu de changement dans le niveau de l’eau; ceci ne coïncide pas nécessairement avec l’étale de courant.
La marée observée ne consiste pas en une onde unique, mais en une superposition d’un grand nombre d’onde de marée de fréquences et d’amplitudes différentes, et elle ne correspondra pratiquement jamais à des modèles simples. À cause de cela, on ne peut pas s’attendre à ce que les hauteurs de pleines mers et de basses mers successives soient identiques, même lorsqu’elles se produisent le même jour. Donc les deux pleines mers et basses mers se produisant le même jour sont désignées par pleines mers supérieure et inférieure (PMS et PMI), par basses mers supérieure et inférieure (BMS et BMI). De la même façon seul le courant de marée associé à une onde de fréquence unique trace une ellipse de marée parfaite. Le courant de marée composé trace chaque jour une figure se rapprochant plus d’une double spirale, et les figures ne sont jamais identiques. Également, aucune marée n’est jamais une onde purement progressive ou purement stationnaire, ainsi l’étale de courant ne devrait pas se produire au même intervalle avant la pleine mer ou la basse mer à tous les endroits. Manuel canadien des marées
L’amplitude des marées est généralement beaucoup plus faible en pleine mer que le long des côtes. Cela est dû en partie à l’amplification par réflexion et par résonance. Cependant, c’est plus souvent un effet des petites profondeurs : lorsque l’onde se propage dans les eaux moins profondes, sa célérité diminue et l’énergie emmagasinée entre les crêtes est comprimée sous les effets conjugués d’une plus faible profondeur et d’une longueur d’onde plus courte. La hauteur de la marée et la force du courant de marée doivent donc augmenter en conséquence. Si, de plus, la marée se propage dans un goulet dont la largeur va en diminuant vers la tête, l’énergie de l’onde subit aussi une compression latérale. Cet effet, appelé effet d’entonnoir, provoque aussi un accroissement de la hauteur de la marée. Manuel canadien des marées
Quelquefois, le front de la marée montante se propage vers l’amont d’un fleuve sous forme de mascaret : il se forme comme un mur d’eau bouillonnant ressemblant à une lame qui déferle sur une plage (Fig. 1).
Fig. 1. Formation d’un mascaret
Pour qu’il y ait mascaret, il faut qu’il y ait une grosse marée montante à l’embouchure du fleuve, quelques bancs de sable ou autres obstacles à l’entrée pour freiner la marée, et un fleuve peu profond avec un lit légèrement incliné. En bref, l’eau ne peut pas s’étaler uniformément dans la vaste zone intérieure peu profonde assez rapidement pour absorber la montée rapide à l’embouchure. Les frottements à la base du front qui avance et la résistance offerte par la dernière partie du courant de jusant qui se retire encore du fleuve foncent la partie supérieure du front à basculer vers l’avant, donnant ainsi au mascaret l’apparence d’une cascade qui se déplace.
Fig. 2. Mascaret sur la rivière Petitcodiac à Moncton (Nouveau-Brunswick)
(Photo de D.G. Mitchell, Service hydrographique du Canada, 1960)
Fig. 3. Mascaret sur la rivière Salmon près de Truro (Nouvelle-Écosse)
(Photo de F.G. Barber, Sciences et levés océaniques, MPO, 1982)
On peut observer des mascarets spectaculaires d’un mètre ou plus dans plusieurs fleuves et estuaires du monde. Le plus connu au Canada est celui du fleuve Petitcodiac, près de Moncton au Nouveau-Brunswick (Fig. 2), mais il en existe un autre dans le fleuve Shubenacadie en Nouvelle-Écosse et un dans le fleuve Salmon, près de Truro en Nouvelle-Écosse (Fig.3), tous trois ayant pour origine les importantes marées dans la baie de Fundy. Ils sont impressionnants (environ 1 mètre) seulement au moment des plus grandes marées mensuelles; pendant les plus faibles marées, ils peuvent n’être qu’une grosse ride. Manuel canadien des marées
Les chutes réversibles près de l’embouchure de la rivière Saint-Jean, à Saint John (N.-B.) sont aussi dues aux grandes marées dans la baie de Fundy et à la configuration du fleuve. Une gorge étroite, à Saint John, sépare le port d’un large bassin intérieur. Lorsque la marée monte très rapidement à l’extérieur, l’eau ne peut pas passer assez rapidement dans la gorge pour élever le niveau du bassin intérieur à la même vitesse. L’eau s’engouffre dans la gorge, dévalant de plusieurs mètres sur la longueur de la gorge. Lorsque la marée descend très rapidement, la situation est inversée, et l’eau se précipite dans la direction opposée, dans la gorge, tombant encore de plusieurs mètres. Deux fois durant chaque cycle de marée, lorsque les niveaux d’eau sont identiques, à l’extérieur et à l’intérieur, l’eau dans la gorge est calme et navigable (étale des courants associés à la marée haute ou fin du flot). Au moment de l’écoulement maximum, la surface de l’eau dans la gorge est violemment agitée et l’écoulement est trop rapide et trop turbulent pour permettre la navigation. Manuel canadien des marées
Fig. 4. Les chutes à renversement périodique à Saint John (N.-B.) à l’embouchure de la rivière Saint-Jean.
(Photo du haut par Lockwood Survey, Photothèque de l’ONF, 1966; photos du bas par D.G. Mitchell, Service hydrographique du Canada, 1963.)
La photo du haut est une vue aérienne à l’étale de courant, qui montre le bassin intérieur, le port extérieur et le pont franchissant la gorge qui les sépare. La photo en bas à gauche montre la pénétration des eaux par la gorge à marée haute (7,6 m au-dessus du zéro des cartes au moment de la photo). La photo en bas à droite montre la sortie des eaux par la gorge à marée basse (0,9 m au-dessus du zéro des cartes au moment de la photo). Les niveaux de pleine mer et de basse mer extrêmes enregistrés à Saint John sont de 9 et -0.4 m respectivement, au-dessus du zéro des cartes, et les débits auraient été alors plus forts. Manuel canadien des marées
Une ride de marée ou un raz de courant est une zone de déferlement de vagues ou de violente agitation superficielle qui peut se produire à certains moments de la marée en présence d’un fort écoulement de marée. Ces phénomènes peuvent être provoqués par un écoulement rapide sur un fond irrégulier, par la conjonction de deux écoulements opposés ou par l’accumulation de vagues ou de houle contre un écoulement de marée de direction opposée. Lorsque des ondes se déplacent à contre-courant, la forme et l’énergie de l’onde sont comprimées dans une longueur d’onde plus courte, ce qui rend les vagues plus grosses et plus abruptes. Si le courant est assez fort, les vagues peuvent devenir suffisamment abruptes pour se briser et dissiper leur énergie dans une mer en furie. Manuel canadien des marées
Généralement, la marée est le facteur dominant dans le spectre du niveau de l’eau et dans les fluctuations du courant le long des côtes et, pour cette raison, on a coutume d’associer les fluctuations non liées à la marée surtout aux eaux intérieures. Pourtant, la marée peut être tout à fait négligeable dans l’océan profond et les courants de marée peuvent n’y avoir aucune influence sur la navigation. Par contre, les courants de surface provoqués par le vent, dans l’océan profond, ont une importance capitale pour la navigation. La pression atmosphérique et le vent influent certainement autant sur les niveaux de l’eau le long des côtes des océans que sur les niveaux de l’eau le long des rivages des nappes d’eau intérieures.
C’est le cas des ondes de tempête. Comme le nom l'indique, les ondes de tempête sont des élévations prononcées du niveau de l'eau associées au passage de tempêtes. Cette élévation est en grande partie le résultat direct de la dénivellation due au vent et de l'effet de baromètre renversé dans la zone de basse pression, près du centre de la tempête. Cependant, un autre processus permet à l'onde de tempête d'être plus accentuée que ce que ces deux effets peuvent laisser prévoir. La dépression qui se déplace au-dessus de la surface de l'eau est accompagnée d'une longue onde de surface. Si le trajet de la tempête est tel que cette onde est dirigée vers le rivage, l'onde peut devenir plus abrupte et grossir à cause des effets des petites profondeurs et d'entonnoir (voir effets des eaux peu profondes). On utilise quelquefois l'expression «lame de houle négative» pour décrire une diminution prononcée du niveau de l'eau non associée à la marée. Ces diminutions peuvent être associées à un vent de terre et à un système de haute pression en mouvement et, généralement, elles ne sont pas aussi prononcées que les ondes de tempête. Cependant, les lames de houle négatives peuvent avoir une importance considérable pour les marins, car elles peuvent entraîner une baisse inhabituelle du niveau de l'eau si elles se produisent au moment de la marée basse.
Cependant, si l’on compare avec la marée, la différence de niveau sur la côte est généralement faible, et l’importance du phénomène peut ne devenir apparente que lorsqu’un extrême des fluctuations non liées à la marée coïncide avec un extrême correspondant (haut ou bas) de la fluctuation de la marée. Lorsqu’on utilise des prédictions de marée, comme celles contenues dans les Tables des marées et courants au Canada, on doit se souvenir qu’elles ne tiennent pas compte des effets non liées à la marée, sauf pour la variation saisonnière moyenne du niveau moyen de l’eau. Manuel canadien des marées
Une seiche est une oscillation libre de l'eau, dans un bassin fermé ou semi fermé, correspondant à sa période naturelle. Les seiches sont souvent observées dans les ports, les lacs, les baies et dans presque tout bassin distinct de taille moyenne. Elles peuvent être causées par le passage d'un système de pression au-dessus du bassin ou par la formation et la disparition subséquente d'une dénivellation due au vent dans le bassin. Après le déclenchement du phénomène, l'eau clapote jusqu'à ce que l'oscillation soit amortie par frottement.
Fig. 5. Illustration d’une seiche
Les seiches ne sont pas apparentes dans les principaux bassins océaniques, probablement parce qu'il n'y a pas de force suffisamment coordonnée dans l'océan pour provoquer ce phénomène. Les marées ne sont pas des seiches, puisque ce sont des oscillations forcées à des fréquences de marée. Si la période naturelle, ou période de seiche, est proche de la période de l'une des espèces de marée, les composantes de cette espèce (diurne ou semi-diume), seront plus amplifiées par résonance que celles des autres espèces. La composante dont la période est la plus proche de celle de la seiche subira la plus grande amplification, mais la réponse reste une oscillation forcée, alors qu'une seiche est une oscillation libre. Plusieurs périodes de seiche peuvent apparaître dans le même enregistrement du niveau de l'eau. En effet, la principale nappe d'eau peut osciller longitudinalement ou latéralement avec des périodes différentes, elle peut aussi osciller dans les deux modes, ouvert et fermé, si l'ouverture est quelque peu réduite, et les baies et les ports en dehors de la principale nappe d'eau peuvent osciller localement suivant leur période de seiche particulière. Généralement, les seiches ont des demi-vies de quelques périodes seulement, mais elles peuvent être souvent régénérées. On observe habituellement les plus grandes amplitudes de seiche dans les nappes d'eau peu profonde très étendues, probablement parce que ces conditions favorisent la dénivellation due au vent qui est à l'origine des seiches. Manuel canadien des marées
Un tsunami est une perturbation de la surface de l'eau consécutive à un déplacement du fond marin ou à un affaissement de terrain sous-marin, généralement provoqué par un tremblement de terre ou une éruption volcanique sous-marine. La perturbation se propage en surface, à partir de l'origine, de la même façon que les rides à la surface d'une mare dans laquelle on a jeté une pierre. Dans certaines directions, les ondes peuvent dissiper presque immédiatement leur énergie sur un rivage proche, et dans d'autres directions, elles peuvent se propager librement sur des milliers de kilomètres, sous forme de plusieurs dizaines de crêtes d'ondes longues. Étant donné qu'il s'agit d'ondes longues, elles voyagent à une vitesse (gD)½, ce qui donne une vitesse de plus de 700 km/h (presque 400 nœuds) à une profondeur de 4 000 m. La période entre les crêtes peut varier de quelques minutes à environ une heure, de telle sorte que, à une profondeur de 4 000 m, la distance entre les crêtes peut être inférieure à une centaine de kilomètres ou égale à plusieurs centaines de kilomètres.
Fig. 6. Formation d’un tsunami
La hauteur des ondes en mer est seulement de l'ordre du mètre et, sur une longueur d'onde de plusieurs centaines de kilomètres, cela ne constitue pas une déformation importante de la surface de la mer. Cependant, lorsque ces ondes arrivent en eau peu profonde, leur énergie est concentrée par effet des eaux peu profondes et par effet possible d'entonnoir, et les vagues se creusent et s'élèvent à plusieurs mètres. Non seulement les tsunamis sont hauts, lorsqu'ils arrivent sur le rivage, mais ils sont aussi massifs et capables de provoquer des destructions considérables dans les endroits peuplés. Les tsunamis étant relativement doux en eau plus profonde, les bateaux devraient toujours quitter le port et gagner les eaux plus profondes au large lorsqu'un tsunami est annoncé.
Fig. 7. Dommage à une propriété à Port Alberni causé par le tsunami de l’Alaska de 1964.
(Photo tirée de "Océanographie de la Colombie-Britannique" de Richard E. Thomson, MPO, Ottawa, 1984)
Le mot vient en fait d'une expression japonaise signifiant "onde de port". Le mot a été adopté pour remplacer l'expression populaire "raz de marée", qui est à rejeter puisque l'origine du tsunami n'est pas du tout liée à la marée. On utilise quelquefois l'expression "onde sismique", qui indique l'origine de la plupart des tsunamis (tremblement de terre ou éruption volcanique).
Les États-Unis ont mis sur pied un système destiné à avertir de l'arrivée d'un tsunami dans le Pacifique, dont la direction est basée à Honolulu (Hawaï). D'autres pays en bordure du Pacifique, dont le Canada, se sont, depuis, joints au système. La contribution directe du Canada consiste en deux indicateurs automatiques de niveau d'eau programmés pour reconnaître des variations anormales du niveau de l'eau susceptibles d'indiquer le passage d'un tsunami et pour transmettre le message à Honolulu. Les indicateurs sont installés à Tofino, sur la côte ouest de l'île de Vancouver, et à l'île Langara, à l'extrémité nord-ouest des îles Reine Charlotte. Le centre de Honolulu reçoit des informations immédiates des stations séismiques dispersées autour du Pacifique sur tout tremblement de terre susceptible de provoquer un tsunami; il calcule l'épicentre et l'intensité du tremblement de terre, et l'heure d'arrivée du tsunami encore hypothétique dans les stations de mesure du niveau de l'eau du réseau; il donne le signal d'une "veille de tsunami" dans toutes les stations situées sur le passage du tsunami, pour un intervalle de temps calculé généreusement autour de l'heure prévue d'arrivée du tsunami hypothétique; il prévient les autorités compétentes dans les endroits menacés, si l'interprétation des mesures du niveau d'eau indique qu'un tsunami a effectivement pris naissance. Manuel canadien des marées
Lorsque l'eau de mer gèle, c'est seulement l'eau qui forme les cristaux de glace. Le sel est emprisonné entre les cristaux, dans une saumure concentrée qui finit par s'échapper, laissant la glace pratiquement pure flotter à la surface, entourée par l'eau de mer dont la salinité et la masse volumique ont augmenté. Étant donné que la glace déplace son propre poids dans cette eau plus dense, elle déplace un volume inférieur à celui que l'eau occupait avant de geler. A cause de cela, le gel a un effet identique à celui de l'évaporation: il abaisse le niveau de l'eau et il augmente la salinité et la masse volumique en surface. L'eau en surface doit donc se diriger vers une région de gel, tandis que l'eau salée froide qui s'est formée doit s'enfoncer et s'écouler loin de cette région. Dans les régions polaires, en particulier dans l'Antarctique, le gel produit une eau salée froide qui s'enfonce et s'écoule le long du fond de l'océan sur des milliers de kilomètres. La fusion de la glace libère de l'eau pratiquement non salée, ce qui entraîne une diminution de la salinité et de la masse volumique de l'eau avoisinante. La fonte de la glace a donc un effet similaire à celui de la précipitation: elle élève le niveau de l'eau et elle diminue la salinité et la masse volumique en surface. L'eau de surface doit donc s'écouler en dehors de la région de fonte des glaces. Les vitesses des courants associés au gel et au dégel dans l'océan ne sont jamais très grandes. Manuel canadien des marées
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