CHAPITRE II

Divers types de mouvements des océans. — Les mouvements qui agitent les océans sont de deux types très différents : les uns sont des mouvements rythmiques, qui n'amènent pas de déplacement réel, chaque molécule revenant après l'achèvement du cycle à la place qu'elle occupait d'abord : ce sont les vagues et les marées; — les autres produisent au contraire des déplacements de toute ou partie de la masse océanique, ce sont les courants de fond et de surface. Sous ces deux formes, les mouvements des océans intéressent la géographie. Los vagues sont le principal agent d'érosion des rivages maritimes. Les marées exercent aussi une action importante sur les côtes, dont elles retardent l'évolution vers la régularité. Quant aux courants, nous avons déjà eu plus d'une fois l'occasion de montrer l'influence qu'ils ont sur le climat. Les courants de fond tendent à égaliser la température de la masse océanique; les courants de surface, beaucoup plus rapides, créent des anomalies thermiques, qui déterminent les caractères les plus particuliers du climat des continents eux-mêmes.

Les vagues : houle, vagues forcées, ressac. — Les vagues ne sont que des mouvements superficiels de faible amplitude. La plus grande hauteur de vagues mesurée avec certitude est de 7 mètres. Les hauteurs de 16 et 18 mètres, observées, dit-on, dans les mers australes, sont douteuses. Dans la Méditerranée, on n'a pas observé de vagues de plus de 4 m. 50 [Gornish, 2]. La longueur d'onde (c'est-à-dire la distance entre les crêtes de deux vagues consécutives) est proportionnelle à la hauteur. Elle peut atteindre 500 mètres.

La profondeur jusqu'à laquelle se fait sentir le mouvement des vagues est intéressante à connaître au point de vue de l'érosion

marine. Théoriquement, le calcul montre que pour les plus grandes vagues connues l'agitation pourrait atteindre 700 mètres. Pratiquement, il ne semble pas que les vagues exercent une action sensible au-dessous de 50 mètres. Sur les côtes de Bretagne, on a constaté le transport de blocs, dont la nature géologique indique l'origine et qui ne pouvaient provenir que de hauts fonds immergés à 30 mètres (Pruvost). Des îles volcaniques ont été détruites en formant une plate forme sous marine à 60 mètres de profondeur [Nansen, 4].

Les vagues sont produites, comme on le sait, par l'action du vent sur la surface des mers. Le filage de Vhuile, qui amortit les tempêtes, est basé sur ce principe : l'huile répandue empêche l'adhérence de la surface de la mer avec l'air en mouvement. On peut d'ailleurs reproduire expérimentalement toutes les particularités des vagues dans un bassin fermé. Des expériences

Fig. 114. — Mouvement orbitaire des vagues. Les flèches indiquent le sens du mouvement à la surface.

avaient déjà été faites à ce sujet par Aymé, au commencement du xixe siècle.

Ces expériences confirment la théorie d'après laquelle le mouvement des vagues est un mouvement oscillatoire, sans déplacement réel. On peut le comparer à celui produit par la chute d'un bâton dans une flaque d'eau. Malgré les rides, qui se propagent autour du point de chute, le bâton ne se déplace pas horizontalement. De même, les vagues les plus hautes ne font pas avancer la barque qu'elles soulèvent. La figure 114 montre clairement le sens du mouvement orbitaire, qui ramène chaque molécule à la place qu'elle occupait. Le cas envisagé est le plus simple, celui de la houle, qui propage sur de très grandes distances un mouvement initial dû au vent, comme les rides produites par la chute d'un bâton dans l'eau. La houle peut se montrer par un ciel serein et sans aucun vent, c'est le type de la vague libre.

Là où l'action du vent continue à se faire sentir, les conditions changent, la vague est forcée. Le mouvement initial ne peut se poursuivre aussi régulièrement, des vagues secondaires se forment sur le flanc de chaque vague; c'est ce qu'on observe toujours à l'approche des gros temps (moutons). Finalement la crête de la vague se trouve animée d'un mouvement beaucoup plus rapide et plus irrégulier que ses flancs; manquant de support, elle s'écroule en formant un panache d'écume. C'est la vague déferlante, caractéristique des tempêtes de large.

Au voisinage des côtes, toutes les vagues deviennent déferlantes. C'est ce qui donne le ressac (allemand Brandung, anglais Surf), dont l'aspect et le bruit sont familiers à quiconque a passé, ne fût-ce qu'une heure, au bord de la mer. Le ressac est dû à la diminution rapide de la profondeur auprès

du rivage. Dès qu'elle se rapproche du diamètre de la circonférence orbitaire, le mouvement de la partie inférieure de la vague est retardé. La crête, continuant avec la môme vitesse, se trouve manquer de support et s'écroule (fig. 115). Le ressac est d'autant plus fort que les vagues sont plus hautes et la côte moins accore, c'est-à-dire plus plate. Dans les mers à marées, où, même sur les côtes escarpées, existe une plate-forme sousmarine comprise entre les laisses de haute et de basse mer, le ressac est partout très violent. Il rend l'abordage difficile sur toute la côte d'Afrique et dans les anses largement ouvertes comme les baies de Douarnenez et d'Audierne en Bretagne. C'est un des obstacles les plus sérieux à l'établissement des ports. A l'embouchure des grands fleuves, il forme une barre difficile à franchir dont l'importance est augmentée par la marée.

Quand la profondeur diminue brusquement, comme au pied d'une falaise, d'une digue ou d'une jetée, le ressac se change en vague ascendante. L'inter-

Fig. 115. — Théorie du ressac.

Inclinaison progressive du trrand axe du mouvement orbitaire, dissymétrie croissant avec la diminution des profondeurs, jusqu'à l'écroulement de la crête.

férence entre plusieurs vagues successives soulève la crête verticalement et peut produire ces lames formidables, qui escaladent la falaise, lancent leurs panaches d'écume jusqu'aux lanternes des phares et parfois emportent sur une pointe avancée le promeneur imprudent.

Vagues de fond ou raz de marée. — On désigne sous le nom de raz de marée des vagues d'une hauteur exceptionnelle, qui assaillent brusquement les côtes par les temps les plus calmes, inondant le littoral et balayant tout sur une zone large parfois de plusieurs kilomètres. Ce sont de véritables oscillations rythmiques, car, après l'arrivée du flot, on voit la mer se retirer sur une distance égale, laissant à sec des baies de plusieurs kilomètres de largeur, pour revenir plusieurs fois.

L'origine de ces perturbations a pu être établie dans un certain nombre de cas, elle est due à un tremblement de terre ou à une violente éruption volcanique [de Montessus, 5]. C'est ainsi que le tremblement de terre d'Arica (Pérou) en 1868 produisit un raz de marée sur les côtes de la Nouvelle-Zélande, que l'explosion du Krakatoa amena la dévastation des côtes des Iles de la Sonde. La vitesse de propagation de ces vagues est égale à celle du flot de marée, d'où l'on conclut qu'elles intéressent comme lui toute la masse de l'Océan. Les hauteurs de 20 et même 30 m. constatées soit en Nouvelle-Zélande, soit dans les îles de la Sonde n'ont rien

d'étonnant dans de pareilles conditions, elles sont encore très faibles par rapport à la longueur d'onde, qui peut atteindre 150 km. La grande vitesse de translation horizontale explique les ravages exercés. Au Japon, où les raz de marée sont fréquents, on les désigne sous le nom de tsunami.

Les marées. — Le phénomène des marées est aussi universel que celui des vagues. C'est sur les côtes plates et au fond des baies qu'il est le plus sensible. L'aspect de la côte est transformé complètement par la baisse et la montée des eaux suivant un rythme semi-diurne. Deux fois par jour, on voit la mer revenir, s'étalant sur les vases et les bancs de sable et s'avançant jusqu'à une ligne qu'on appelle laisse de haute mer. Deux fois, à 6 heures d'intervalle, elle se retire découvrant des espaces immenses jusqu'à la laisse de basse mer. Les échelles placées dans les ports (marégraphes) permettent d'apprécier l'oscillation verticale des niveaux, qui atteint dans les cas extrêmes 15 et 18 mètres, bien que par sa lenteur elle frappe moins que le mouvement horizontal apparent des eaux. Dans les baies et les détroits, la montée des eaux est accompagnée d'un courant très sensible appelé flux ou flot (anglais rise, allemand Steigendwasser) et suivie d'un courant en sens contraire appelé reflux ou jusant (anglais fall, allemand Fallendwasser). Il est à remarquer que le flux dure encore quand les eaux baissent déjà. Cette seule constatation suffît à montrer que le mouvement des marées doit être une ondulation rythmique comme les vagues, une sorte de grande houle à pério'de semi-diurne. Il est vrai que, suivant cette conception, le flux devrait durer jusqu'à la mi-marée, comme le mouvement ascendant se fait sentir dans une vague jusqu'à la demi-période (v. fig. 114). Or il n'en est rien : à Cuxhaven, sur l'Elbe, le changement de courant a lieu 1 h. 30 après la marée basse, dans l'estuaire de la Tamise deux heures après. Ces anomalies sont dues à la forme des rivages, et nous y voyons déjà l'indication d'un des points les plus importants de la théorie des marées.

En observant la ligne atteinte par la haute mer chaque jour, ou en notant les indications d'un marégraphe pendant plusieurs mois, nous constaterions que l'amplitude de la marée varie, en même temps que l'heure de la haute mer retarde chaque jour de 50 minutes. L'amplitude la plus grande est atteinte tous les 15 jours. Ce sont les vives eaux (anglais springtide, allemand Springzeit) ; tandis que l'amplitude la plus faible est appelée mortes eaux (anglais neaptide, allemand Taubezeit). Cette constatation suffit pour démontrer une relation

entre la marée et un phénomène cosmique, dont la période est mensuelle, la révolution de la Lune autour de la Terre. Cette révolution, combinée avec la rotation de la Terre autour de l'axe des pôles, fait reparaitre la Lune au-dessus de l'horizon non pas au bout de 24 heures, mais après 24 heures 50 m. Ainsi s'explique le retard quotidien de la marée.

Ces considérations sont tellement simples qu'elles avaient déjà été reconnues par les anciens. Depuis A

longtemps on a remarqué la coïnci- 4^^^%,

dence des vives eaux avec certaines j^-jf %ivj ^

phases de la lune (syzygies). Mais la l[ M ^

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Théorie des Marées. — C'est Newton, • . ^-^

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qui donna la première théorie des ^-"/^

marées. En 1740, Bernouilli en calculait

les tables. Laplace développait le pro- m l r^t /"^\

blême analytiquement pour un globe à 111 ^'"\j \" y

surface entièrement océanique, en envisageant la marée comme une grande

vague, Airy et Bôrgen [7] ont trouvé «j. ^t /^\

moyen d'expliquer la plupart des ano- *» \l)"~ " \^y

malies par la théorie dite des canaux. $1

Le principe général est facile à corn- Fig> 116> Théorie des marées sur

prendre (fig. 116). un globe entièrement océanique.

Imaginons une Terre purement océa- En haut, explication de l'action de la lune

nique. La Lune exerce sur la masse (/) sur la pellicule océanique (mam'B).

liquide une attraction plus forte en M En bas, les 4 positions relatives principales

, . . ~ ,, , „ delalerre(^de laLune (/) et du Soleil s):

qu en A et B, d ou gonflement des eaux i et m, syzygie; n et iv, quadrature; en M. Le point où cette attraction est le *> conjonction; ni, opposition. plus faible est le point M'; le résultat est

le même que si la surface océanique y était attirée par une force dirigée suivant MM'. Comme la Terre tourne, le gonflement des points M et M' se déplace à sa surface en formant une véritable vague à période semi-diurne. On peut en calculer la hauteur qui est de 563 millimètres. Si la Lune était seule à faire sentir son action, il n'y aurait pas d'inégalité dans les marées, sauf celles qui résulteraient de l'excentricité de l'orbite lunaire. En réalité le Soleil exerce lui aussi une attraction et détermine une vague, qui, suivant les cas, s'ajoute à la vague lunaire ou la neutralise en partie. Plus gros que la Lune, il est beaucoup plus éloigné, aussi son action est-elle moins considérable. La hauteur de la marée solaire n'est que de 246 mm. Pour comprendre la combinaison des actions solaire et lunaire, il suffit d'envisager deux cas extrêmes comme le montre la figure 112. Lorsque la Terre, la Lune et le Soleil sont sur une même ligne {syzygie), l'action du

Soleil et celle de la Lune s'ajoutent, que les deux astres soient en conjonction ou en opposition, ce sont les vives eaux; au contraire, on conçoit facilement que la vague solaire tende à neutraliser la vague lunaire dans le cas où le Soleil et la Lune sont en quadrature. Ce sont les mortes eaux. La marée de syzygie aura donc comme valeur 563 + 246 = 809 mm. La marée de quadrature 563 — 246 = 317 mm. En tenant compte de l'excentricité de l'orbite lunaire, on arrive aux valeurs extrêmes de 906 et 207 mm. Ces valeurs sont bien loin de celles que l'expérience constate : 14 à 15

mètres au Mont Saint-

Michel

18 mètres

dans la baie de Fundy (Nouvelle-Ecosse). Il est vrai que l'amplitude diminue lorsqu'on s'éloigne des continents ; mais même sur le bord d'îles situées au milieu de l'Atlantique elle dépasse un mètre.

Cette anomalie s'explique si l'on songe que la surface terrestre est partagée de façon irrégulière entre les continents et les océans, et que ceux-ci présentent des variations de profondeur très notables. La vague de marée, qui intéresse toute la masse océanique, est gênée dans sa propagation par les hauts fonds, les îles et les continents. On peut la considérer comme une vague forcée qui parcourt un canal, transformée en vague libre par le relèvement du fond à l'approche des continents et le resserrement des rivages dans les golfes et les mers bordières. Or, si la hauteur maximum des vagues forcées est proportionnelle à la profondeur, celle des vagues libres croit au contraire quand la profondeur diminue. La vague monte, en même temps que sa propagation est retardée. Le phénomène est comparable à celui qui déforme les vagues à l'approche des côtes et fait s'écrouler leurs crêtes.

La hauteur de la marée est connue jour par jour pour les principaux ports et se trouve dans des tables qui donnent aussi Y établissement du port, c'est-à-dire le retard constant entre l'heure du passage de la Lune au méridien en syzygie et l'heure de la pleine mer des vives eaux. Ce retard atteint 2 h. 13 à Dunkerque. En joignant les points où l'établissement est le même, on obtient des lignes dites cotidales (fig. 117), qui montrent nettement les conditions de propagation de la vague de marée. Elle remonte en sens

Fig. 117.— Lignes cotidales autour des Iles Britanniques.

La numérotation des heures indique le sens de propagation du flot.

contraire la Manche et la mer du Nord. Le Ilot venant de la Manche franchit le premier le détroit du Pas-de-Calais; la rencontre des deux courants dans la partie méridionale de la mer du Nord amène la précipitation d'immenses bancs de sable (Dogger Bank).

Importance géographique des marées. — Le phénomène des marées, d'origine purement cosmique, est cependant tellement diversifié par le relief sous-marin et la répartition des terres et des mers, qu'on pourrait le citer comme exemple de l'influence des facteurs géographiques sur toutes les manifestations de la vie physique à la surface du globe.

Sur un globe à surface entièrement océanique, la marée serait insignifiante, n'atteignant même pas un mètre. Si les continents n'étaient pas découpés sur leurs bords, frangés de mers bordières, de golfes et d'archipels, et entourés par la Plateforme Continentale qui soulève la vague de marée, le phénomène resterait sans importance. La classification morphologique des masses océaniques, que nous avons esquissée, explique les caractères des marées. Relativement peu marquées dans les océans, c'est dans les mers bordières qu'elles atteignent leur plus grande amplitude et montrent les irrégularités les plus significatives. Dans le golfe du Tonkin et le golfe du Mexique, par suite d'un jeu d'interférence entre les deux ondes semi-diurnes, il n'y a qu'une marée par jour. Il en est de même au fond de l'Adriatique.

Les estuaires des grands fleuves, les manches des archipels se comportent comme des mers bordières. Partout où la marée est amenée à s'engager dans un chenal, elle acquiert une force exceptionnelle. La vitesse des courants de marée dépasse cinq nœuds dans la plupart des chenaux des îles de la côte bretonne. Dans le Morbihan et au Fromveur, le flot de jusant bouillonne comme un rapide fluvial. De pareils courants sont capables, sinon d'éroder la roche en place, du moins de balayer les débris de l'érosion. Ils empêchent l'envasement des chenaux insulaires, maintiennent libre l'entrée des golfes, si encombrés soient-ils par les vases, et entretiennent les estuaires malgré l'abondance des apports fluviaux. Aussi permettent-ils l'existence des ports d'estuaires, qui s'établissent généralement à la limite extrême duflux'(Rouen, Nantes, Bordeaux, Londres, Hambourg, etc.).

Le courant du flot se propageant en sens contraire de l'écoulement des eaux fluviales, peut, lorsque la vitesse du fleuve est assez grande, donner lieu à la formation d'une vague déferlante, qui remonte le fleuve. C'est le mascaret de la Seine, la bore du Gange, lepororoca de l'Amazone.

Les courants marins. Procédés d'observation. — Les vagues et les marées ne sont que des mouvements oscillatoires, qui ne changent rien à la répartition des températures et de la salinité. Au contraire, les courants marins proprement dits forment une véritable circulation, qui modifie profondément l'état physique et chimique de la masse océanique et dont l'influence se fait sentir sur le climat des continents eux-mêmes.

Fig. 118. — Trajets des bouteilles lancées dans l'Atlantique Nord, d'après les Pilot charts.

11 y a dans les océans des courants se déplaçant horizontalement soit à la surface, soit dans les profondeurs, et des mouvements dans le sens vertical. Les courants de profondeur et les mouvements verticaux ne sont pas directement observables. Leur existence se déduit de la répartition des températures et des salinités. Nous avons vu (chapitre précédent) qu'il est impossible de comprendre l'égalité de température'qui règne partout au fond des grands océans sans admettre un afflux des eaux froides polaires s'écoulant jusqu'à l'équateur. La forte salinité et les hautes températures des eaux profondes vers les Açores doivent être attribuées à l'expansion des eaux méditerranéennes débouchant par le détroit de Gibraltar. Les basses températures observées à la surface de la mer vers les Canaries et le Cap Vert ne peuvent être dues qu'à une montée des eaux profondes déterminée par l'alizé qui chasse les eaux superficielles vers le Sud-Ouest.

Les courants de surface sont seuls directement observables. Leur vitesse est beaucoup plus grande que celle des courants de profondeur. Ponce de Léon vit en 1513 une de ses caravelles emportée par le courant des Florides. Actuellement encore les grands vapeurs eux-mêmes ont à tenir compte de la gêne apportée à la navigation par les courants. C'est même par la déviation imprimée aux navires qu'on détermine le plus souvent la force et la direction des courants. L'usage des flotteurs peut servir de contrôle aux résultats d'ensemble déduits d'un grand nombre d'observations de ce genre. Des bouteilles, renfermant une notice sur le lieu et le jour de leur lancement, sont recueillies lorsqu'elles atterrissent et indiquent le sens et la vitesse moyenne de leur translation. On a pu ainsi démontrer la fausseté des idées admises pendant longtemps sur la circulation dans le golfe de Gascogne et vérifier l'existence d'un circuit fermé de courants dans le bassin de l'Atlantique Nord (fig. 118). On obtient des résultats plus précis par l'usage des flotteurs de dimensions assez considérables. Lancés dans une mer assez fréquentée, ces flotteurs ont chance d'être repérés et observés jour par jour. L'opération est malgré tout difficile et

hasardeuse. Notons enfin qu'on a construit des moulinets du genre de ceux qui servent à mesurer la vitesse des rivières, et qui, immergés à différentes profondeurs, donnent exactement la vitesse du courant.

Tous ces procédés d'observation ne nous renseignent que sur les mouvements superficiels.

Caractères généraux des courants de surface. — Peu de questions de géographie physique ont été aussi discutées que celle de l'origine des courants marins, Zôppritz [9] a attaché son nom à la théorie qui les considère comme dus à l'impulsion du vent, suivant une idée inspirée depuis longtemps aux navigateurs des zones tempérée et chaude par l'expérience même. Nansen [10] et Ekmann [11] ont montré les points faibles de cette théorie et rendu la faveur aux explications depuis longtemps données par les physiciens, tirées des différences de température et de densité. Laissant pour le moment ces discussions, voyons quels sont les caractères des courants marins, spécialement des courants de surface, les seuls qui nous soient bien connus.

La vitesse, suffisante pour gêner la navigation, est en moyenne celle d'un grand fleuve à pente faible, c'est-à-dire moins d'un mètre par seconde; elle atteint exceptionnellement 2 m. 50 dans le courant des Florides. Cette vitesse diminue en profondeur, et, à partir de 200 mètres, les courants les plus puissants ne sont décelables que grâce au thermomètre.

Si nous jetons un coup d'œil sur une carte d'ensemble de la répartition des courants superficiels (fig. 121) nous devons remarquer deux faits dont on peut tirer des conséquences importantes pour la théorie même. Les courants forment des systèmes tourbi«llonnaires séparés dans les différents bassins océaniques et dans les deux hémisphères ; le mouvement y a lieu en sens inverse de part et d'autre de l'équateur. On doit en conclure que les courants sont influencés par la forme des bassins océaniques et par la rotation de la terre. Quelle que soit l'origine qu'on leur reconnaisse, on devra tenir compte de cette double conclusion.

Les courants se heurtant contre les masses continentales sont réfléchis et amenés à se diviser suivant l'angle d'incidence ainsi que l'ont montré des expériences dues à Krùmmel (fig. 119). La rotation de la terre agit sur les courants, comme sur tous les mouvements qui se produisent à la surface du globe, en les déviant vers la droite dans l'hémisphère Nord et vers la gauche dans l'hémisphère Sud. La déviation ne dépend pas de la direction, mais seulement de la vitesse et de la latitude. On a déjà vu à propos du vent

(p. 149) que sa valeur est donnée par la formule 2w sin jp. C'est pour n'avoir pas suffisamment tenu compte de cette influence de la rotation terrestre que la théorie de Zôppritz s'est trouvée frappée de suspi-

cion légitime.

Fig\ 119. — Expériences de Kriïmmel, montrant la division des courants réfléchis contre un obstacle.

Les flèches renforcées indiquent le résultat direct de l'impulsion donnée par un soufflet, c'est l'analogue d'un courant forcé ; les flèches ordinaires indiquent les résultantes, analogues aux courants libres.

A, Division du courant avec production de deux tourbillons symétriques, par heurt contre une paroi sous un angle de 90°. — B, Division avec production de tourbillons inégaux, par heurt contre une paroi sous un angle de 60°. — C, Systèmes tourbillonnaires produits dans une cuve rectangulaire modifiée par Tinterposition des masses M et N de façon à rappeler la forme de l'Atlantique moyen. Noter la division du courant se heurtant en M, analogue à celle du courant équatorial sud heurtant le Brésil (fig. 121) ; le contre-courant, ou courant de compensation se dirigeant en sens inverse des deux courants forcés primitifs de M à N et sa division en N, analogue à celle du courant de Guinée.

Origine des courants marins. —

Voyons maintenant quelles forces peuvent théoriquement produire des courants marins.

Deux cas peuvent être envisagés : une différence de niveau déterminant un écoulement du point haut vers le point bas, — une impulsion mécanique superficielle produite par le vent. On peut parler dans le premier cas de courant de décharge, dans le second de courant d'impulsion.

Le niveau des océans peut être affecté par les variations de la pression atmosphérique, celles de la température et de la densité des eaux elles-mêmes.

Les hautes pressions doivent déprimer la surface de la mer ; mais le calcul montre que la dénivellation produite par les plus grandes différences de pression moyenne à la surface des grands océans ne dépasserait guère 30 centimètres. Ce n'est que dans le cas de mers séparées communiquant par un détroit, qu'on peut admettre une influence notable des variations de la pression atmosphérique. Ainsi le courant des Florides parait accéléré lorsqu'une aire cyclonale occupe la région du bas Mississipi et le golfe du Mexique.

L'effet des différences de température et de densité des eaux est certainement plus important. Le mouvement de l'eau tendant à égaliser les densités est comparable à celui de l'air entre les centres de hautes et basses pressions; il est déter-

miné par une force perpendiculaire aux lignes d'égale densité, qui peut être appelée le gradient marin. Ce mouvement n'échappe pas plus que celui de l'air à la déviation par la rotation de la terre. Mais le frottement est beaucoup plus fort dans l'eau que dans l'air. Il augmente de la surface vers la profondeur, diminuant la déviation, en même temps qu'il ralentit le mouvement. D'après Ekmann [11] la déviation serait de 90° à la surface pour les latitudes moyennes et ne serait plus que

de 4:5° à la profondeur où la vitesse devient pratiquement nulle. Nous appellerons cette profondeur la profondeur limite du courant, expression préférable à celle de profondeur de frottement (Reibungstiefe) dont se sert Ekmann (figure 120 A).

Dans le cas d'une impulsion mécanique produite par le vent, les conditions sont tout à fait différentes. La force déterminant le mouvement n'agit directement qu'à la surface, au lieu d'agir théoriquement sur toute l'épaisseur de la colonne liquide. C'est le frottement qui propage le mouvement en profondeur, chaque couche entraînant celle qui est immédiatement audessous d'elle. A chaque transmission de mouvement il y a lieu de tenir compte de la rotation terrestre. D'après Ekmann, la déviation étant de 45° à la surface pour les latitudes moyennes, augmente en profondeur en même temps que la vitesse diminue; elle atteint 180° à la profondeur limite (fig. 120 B).

La comparaison entre les résultats d'Ekmann relatifs aux courants d'impulsion et aux courants de décharge conduit à une conclusion très importante : les variations de la déviation en profondeur étant de signe contraire dans les deux cas, il est évident que les courants dus à la fois au vent et aux différences de densité auront une déviation relativement faible.

Or il est très vraisemblable que beaucoup de courants sont à la fois courants d'impulsion et courants de décharge.

On doit encore remarquer que Ekmann ne tient pas compte de l'influence de la latitude. Ses calculs ne sont donc valables que pour les latitudes moyennes. Au voisinage de lequateur la déviation est dans tous les cas beaucoup plus faible. Enfin il i'aut se rappeler que les calculs s'appliquent à un océan de profondeur illimitée, ou du moins très supérieure à la profondeur limite du courant. Pour des profondeurs plus faibles, le frottement est beaucoup plus fort et la déviation plus faible (Ekmann a lui-même reconnu que la déviation ne peut dépasser 30° dans aucun cas si la profondeur est inférieure au quart de la profondeur limite).

On peut concevoir une troisième catégorie de courants : ce sont les courants de compensation. Ils doivent forcément se produire dans le cas de courants d'impulsion. L'eau chassée par le vent doit être remplacée, sous peine d'un abaissement notable de la surface du côté d'où souffle le vent et d'une élévation du côté opposé. On peut produire expérimentalement

Fig. 120. — Déviation due à l'influence de la rotation terrestre, dans un courant de décharge (A) et dans un courant d'impulsion (B), d'après W. Ekmann.

OY est dans les deux cas la direction de la force qui donne naissance au courant.

Les flèches indiquent la direction et (par leur longueur) la vitesse du courant aux différentes profondeurs, en partant de la surface dans l'ordre des numéros.

çd

des courants de compensation (fig. 119 C). Dans les mers peu profondes, on constate, par des vents violents, de réelles dénivellations de la surface, donnant naissance à des courants. Les nivellements de précision ont montré sur la côte Sud de la Baltique un relèvement du niveau moyen de la mer vers l'Est dû à la prédominance des vents d'Ouest.

Les courants de compensation peuvent être des courants superficiels se déplaçant en sens contraire du courant d'impulsion, et obéissant, au point de vue de la déviation par la rotation terrestre, aux mômes lois que les courants de décharge. Ils peuvent aussi prendre la forme de courants de profondeur animés d'un mouvement ascensionnel, qui amène les eaux froides à la surface. L'expérience montre en effet que la température des eaux littorales baisse toujours rapidement lorsque le vent souffle avec violence de la terre vers la mer. C'est là un fait frappant dans les mers peu profondes comme la Baltique.

Les systèmes de courants des basses et moyennes latitudes. — Si l'on cherche à appliquer ces notions théoriques aux faits actuellement connus, il semble qu'on puisse dire que les courants des basses et moyennes latitudes sont surtout des courants d'impulsion (dus au vent) tandis que dans les hautes latitudes, les conditions sont certainement plus complexes et les courants de décharge jouent un rôle très important.

Un bassin océanique s'éten-

298 LHYDROGRAPHIE

dant sur les deux hémisphères devra nécessairement développer deux systèmes tourbillonnaires se déplaçant en sens contraire de part et d'autre de l'équateur. Les alizés, qui sont les vents les plus constants soufflant toute l'année, donneront deux courants d'impulsion, dont la direction, déviée faiblement, vu la latitude, vers la droite dans l'hémisphère Nord et vers la gauche dans l'hémisphère Sud, se rapprochera sensiblement de l'E.-W. Un courant de compensation doit se former entre les deux courants; il existe dans l'Atlantique (courant de Guinée), aussi bien que dans le Pacifique (fig. 121). Le développement des systèmes tourbillonnaires est conditionné par la forme des bassins. Les eaux poussées vers l'Ouest sont réfléchies par la masse continentale qu'elles heurtent sous un angle légèrement inférieur à 90°, suivant des conditions analogues à celles de l'expérience de Krùmmel (fig. 119) et donnent naissance à des courants libres formant les systèmes tourbillonnaires qu'on retrouve partout de part et d'autre de l'équateur.

La comparaison des différents océans fera voir comment les conditions locales et surtout la forme des bassins océaniques peuvent modifier ce schéma général. En même temps, il est possible de montrer par les variations saisonnales des courants, parallèles à celles des vents, le rôle prépondérant des courants de chasse dans les basses latitudes.

VOcéan Atlantique avec son étranglement médian est dans des conditions particulières, reproduites par une des expériences de Kriimmel (fig. 119 C). Le courant équatorial Sud, divisé par la pointe de l'Amérique, vient renforcer le courant équatorial Nord. C'est ce qui explique la force étonnante du courant des Caraïbes, dont la vitesse varie entre 50 centimètres et 1 mètre à la surface sur une largeur de 300 kilomètres, ainsi que du courant des Antilles. Le Gulf stream lui-même doit sa vigueur à cette impulsion dont il dérive, et non, comme l'indique son nom tiré d'une théorie très contestable sur son origine, à une différence de niveau entre le golfe du Mexique et l'océan Atlantique. La vitesse exceptionnelle du courant des Florides est due à l'étroitesse du chenal limité à l'est par les îles Bahama.

La masse des eaux chaudes accumulées sur le bord occidental de la cuvette atlantique par le courant nord-équatorial renforcé est sans exemple; on a vu au chapitre précédent que des températures anormalement élevées se rencontrent là jusqu'à 500 mètres de profondeur. C'est l'écoulement vers le Nord de ces masses d'eau chaudes, dévié graduellement vers l'Est le long de la côte américaine, qui forme réellement le Gulf stream, branche du circuit tourbillonnaire nord-équatorial.

Un courant froid ferme ce circuit sur la côte d'Afrique. C'est le courant des Canaries dont les températures basses s'expliquent surtout par la montée à la surface des eaux profondes, suivant un mécanisme déjà indiqué. Dans l'hémisphère Sud le courant du Benguéla est encore plus

froid et imprime au climat de la côte africaine un caractère particulier (cf., p. 221).

L'Océan Pacifique est remarquable par la force du courant sud-équatorial et son caractère froid à l'Est. Il y a là une montée à la surface des eaux profondes, qui influe sur le climat de la côte sud américaine et des îles Galapagos. Le courant de compensation qui vient baigner le Mexique est au contraire très chaud. La réflexion des courants sur le bord du continent asiatique produit le Kouro-Sivo, analogue du Gulf stream.

VOcéan Indien présente des conditions anormales, qui ne peuvent être comprises sans considérer les variations saisonales des courants, en rapport direct avec celles de la pression atmosphérique et des vents (fig. 121 et 122).

Seul le système tourbillonnaire de l'hémisphère Nord est constant; encore présente-t-il en hiver un renforcement notable de la branche descendante froide, dû à l'influence de la mousson australienne, et un grand développement de la branche ascendante chaude, dû à la mousson sud-africaine. Quant au circuit septentrional, le sens de la circulation y est renversé d'une saison à l'autre. Ce renversement correspond évidemment à celui des vents de mousson. L'impulsion première paraît venir du golfe du Bengale, où les courants sont particulièrement violents. L'influence des formes du rivage est frappante.

Systèmes de courants des hautes latitudes. — L'Atlantique Nord.

— Il ne semble pas qu'on puisse expliquer les systèmes de courants des hautes latitudes, comme ceux des régions équatoriales et tropicales. Le seul bassin océanique qui nous soit bien connu est celui de l'Atlantique Nord; il est hors de doute que les courants y sont déterminés surtout par les différences de température et de densité des eaux; mais ils peuvent être aussi influencés par les vents.

La tendance générale qui domine est l'échange des eaux chaudes et salées des basses latitudes avec les eaux froides et moins salées des régions polaires. L'afflux des eaux tropicales se porte sur le bord oriental du bassin; c'est le courant improprement appelé Gulf stream, parce qu'il semble continuer le courant du même nom qui fait partie du système tourbillonnaire nord-équatorial. Les eaux polaires s'épanchent sur le bord occidental du bassin, longeant le Groenland et le Labrador jusques et au delà de Terre-Neuve, où elles apportent les glaces de banquise et les icebergs L'influence de la rotation de la terre contribue à localiser plus étroitement ces deux courants, qui, déviés vers la droite, se serrent l'un contre l'Europe qu'il réchauffe, l'autre contre l'Amérique qu'il refroidit singulièrement. C'est ainsi que les eaux chaudes du Gulf stream baignent toutes les côtes d'Irlande et pénètrent jusque dans les Fjords de Norvège, qui restent toujours libres de glace jusqu'au cap Nord.

Les eaux du courant du Labrador s'épanchent sur le banc de

Terre-Neuve et viennnent baiger la côte américaine jusqu'à Boston et New- York. Elles arrivent là en contact avec le Gulf stream proprement dit.

La lutte des deux courants a frappé depuis longtemps les navigateurs. On donnait le nom de mur froid (cold wall) à la ligne de démarcation des eaux chaudes et des eaux froides, marquée souvent par un saut brusque de température de plus de 10 ou 12° et par la couleur même des eaux.

Les cartes d'isothermes (fig. 104, 105) et d'isanomales (fig. 106) montrent assez qu'on a bien là le lieu des plus forts contrastes thermiques connus à la surface des mers. En réalité les deux courants ne restent pas rigoureusement séparés : des tourbillons se produisent au contact, et il en résulte

Fig. 123.

- Profil thermique entre Halifax (Nouvelle-Ecosse) et les Iles Bermudes montrant le « delta du Gulf stream », d'après Boguslawski.

au Sud du banc de Terre-Neuve un mélange des eaux, donnant à la surface une série de bandes alternantes d'eaux chaudes, salées et bleues, et d'eaux froides relativement douces, plus opaques et souvent charriant des glaces. Ce phénomène a fait parler d'un delta du Gulf stream, comme si le courant se perdait en ramifications multiples dans les eaux froides (fig. 123).

Ce brassage des eaux polaires et tropicales a des conséquences importantes non seulement au point de vue physique mais même au point de vue biologique. Il hâte la fusion des icebergs, précipitant les matériaux solides qu'ils contiennent et surélevant la mer en accroissant le banc de Terre-Neuve; il donne lieu à des brouillards épais et favorise la formation des cyclones se déplaçant vers l'Est. Il contribue enfin au développement de la vie animale au sein des eaux, riches à la fois du plankton tropical et du plankton arctique, attirant dans des parages inhospitaliers les flottilles de pêcheurs.

Le grand mouvement d'échange des eaux polaires et tropicales, dont l'Atlantique Nord est le théâtre ne peut s'accomplir sans être influencé par la forme du bassin océanique, plusieurs fois barré par des îles et des hauts fonds, et ne peut échapper à l'influence des vents .eux-mêmes.

Le circuit tourbillonnaire formé au Sud de l'Islande s'explique aussi bien par la considération des densités (la direction du courant dlrminger faisant un angle de 90° avec le gradient marin, comme l'a montré Wegemann 19), que par l'influence des vents tourbillonnant autour du minimum d'Islande, ou par la déviation d'une partie des eaux du Gulf slream réfléchi par le seuil élevé qui joint l'Islande à l'Ecosse.

Les vents d'WSW. dominant sur l'Atlantique NE. et les vents de NW. dominant sur les rivages, de l'Amérique et du Groenland ne peuvent que renforcer le courant chaud oriental et le courant froid occidental. On en a la preuve dans les variations parallèles de la température des eaux et des pressions barométriques, variations dont la répercussion se fait sentir sur le climat même de l'Europe.

Variations des courants de PAtlantique Nord et leurs relations avec le climat. — On a depuis longtemps reconnu l'influence des

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Fig. 124. — Influence du Gulf stream sur le climat, d'après Meinardus. A, différence do pression entre Copenhague et Stykkisholm en septembre et janvier; B, température à Copenhague, mars et avril; C, température à Christiansund, novembre et janvier.

courants et spécialement du Gulf stream sur le climat de l'Europe. Meinardus [21] en a donné la démonstration en comparant les variations de la température sur la côte de Norvège (reflet de l'intensité du Gulf stream) avec celles du minimum d'Islande (différence de pression Copenhague-Stykkisholm) et celles de la température à Copenhague (expression du climat de l'Europe centrale) (fîg. 124). Aux hivers où le Gulf stream faiblit correspond un affaiblissement de l'aspiration du minimum d'Islande, des vents d'Ouest moins marqués et des printemps froids compromettant les récoltes en Allemagne.

Petersen [22] a précisé et expliqué le mécanisme du phénomène. Les

variations de la température de l'Atlantique entre 30 et 40° de lat. peuvent atteindre d'après lui 5° et sont toujours de signe contraire à l'E et à l'Ouest. Aux années de température plus haute à l'Est, plus basse à l'Ouest, le minimum d'Islande recule vers le Groenland. Ses variations d'intensité sont en rapport d'ailleurs, comme on l'a vu (p. 227) avec celles du maximum des Açores.

Il semble qu'on assiste à une sorte de réaction tendant à rétablir l'équilibre thermique dans l'eau et l'atmosphère. Les phases du cycle seraient les suivantes : 1° minimum d'Islande se portant à l'Ouest (fig. 125 A), d'où vents

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Types de répartition des pressions influant sur les courants dans l'Atlantique Nord, d'après Petebsen.

A, type favorisant l'extension du Gulf stream en produisant des vents de Sud-Ouest. B, type contraire au Gulf stream par suite de la prépondérance des vents d'Ouest et Nord-Ouest.

d'Ouest-Sud-Ouest renforcés sur l'Atlantique Est et aflux plus grand d'eaux chaudes; 2° air réchauffé et plus humide, dépressions barométriques plus fréquentes, déplacement du minimum d'Islande vers l'Est (fig. 125 B), vents tournant au Ouest-Nord-Ouest; 3° ralentissement du courant chaud, ayant comme conséquence un affaiblissement du minimum d'Islande, qui nous ramène à la phase du début.

Reste à savoir la cause première des variations. Il est probable qu'il faut la chercher dans la fusion plus abondante des glaces polaires à la suite d'étés exceptionnellement chauds.

Peu d'études sont plus propres que celles-ci à faire sentir la solidarité qui existe entre tous les phénomènes géographiques. Elle peut avoir même un certain intérêt pratique, car on commence à y soupçonner un moyen de prévoir à l'avance les caractères des saisons et L'avenir probable des récoltes.

1. — Krùmmel. Handbuch der Ozeanographie, 2e édition, t. II. Stuttgart, 1911, in-8°, XVI + 764 p.

2. Cornish (Vaughan). The dimensions of the deep sea waves and their relation to meteorological and geographical conditions. G. J., XXIII, 1904.

3. — Schott (G.). Wissenschaftliche Ergebnisse einer Forschungsreise zut See. P. M. Erg., n° 103, 1893 (important pour les vagues).

4. — Nansen. The Norwegian North polar expédition. Scientific results, IV, p. 136-144 (étudie, avec bibliographie, la profondeur maxima où les mouvements des vagues exercent une action sur les fonds).

5. — De Montessus de Ballore (F.). La Science séismologique. Paris, 1907, lre partie, chap. vu. (Séismes sous-marins et tsunamis, p. 182-225.)

6. Hatt (P.). Explication élémentaire des marées. lre partie. Phénomène général. An. Bur. des Longitudes, 1904, p. B, 1-53. 2e partie, Ibidem, 1905, p. A, 1-74.

7. — Bôrgen. Die Gezeiten im Atlantischen Ozean, Segelhandbuch desAtlantischen Ozeans, p. 291-316. — Cf. Segelhandbuch des Pacifischen Ozeans, p. 353-365.

8. — Schott (G.). Weltkarte zur Uebersicht der Meeresstrômungen entworfen und bearbeitet im Auftrage der Direction der Deutschen Seewarte. Berlin, 1898.

9. zôppritz. Zur Théorie der Meeresstrômungen. An. der Hydrographie, 1878, p. 239 (résumé de son mémoire paru dans Wiedemanns An. der Physik, 1878, p. 582).

10. — Nansen. Die Ursachen der Meeresstrômungen, P. M., LI, 1905, p. 1, 25 et 62.

11. — Ekmann (W. W.). Beitrâge zur Théorie der Meeresstrômungen. An. der Hydr. und Marit.^ Meteor. 1906, p. 423, 472, 527 et 568.

12. — Krummel. Die equatorialen Meeresstrômungen des Atlantischen Ozeans. Leipzig. 1876.

13. — Kon. Ned. Meteorolog. Inst. n° 95, Observations océonographiques et météorologiques dans la région du courant de Guinée, 1853-1900. Atlas, Utrecht,

14. — Puls (C). Oberflëchentemperaturen und Strômungsverhàltnisse des Aquatorialgùrtels des Stillen Ozeans. Archiv. d. D. Seewarte, Hamburg, XVIII, 1895, n° 1, et Dis. Marburg, 1895.

15. — Dallas (W. L.) et Walker (G. T.), Meteorological Atlas of the Indiau seas and the N. Indian Océan. Simla, 1908.

16. — Mohn (H.). Die Strômungen des Europaische Nordmeeres. P. M. Erg, «° 79, 1885.

17. — Stok (I. P. van). Étude des phénomènes de marée sur les côtes néerlandaises. K. Nederland. Meteor. Inst., n° 90, 1910.

18. — Petterson (O.) et Ekman (G.). Die hydrographischen Verhâltnisse der oberen Wasserschichten des Nordmeeres zwischen Spitzberg, Grônland und der Norwegischen Kiiste in den Jahren 1896-97. Bihang till K. Svenska Vet. Ak. Handlingar, XXIII, afd. 2, n° 4. Stockholm, 1892 (résumé par Petterson, P. M., 1900, p. 1-7 et 25-34).

19. — Wegemamn (G.). Die Oberflachenstrômungen des Nord-Atlantischen Ozeans nôrdlich von 50° N. Breite. Arch. d. D. Seewarte, Hamburg, XXII, 1899 n°4 et Dis. Kiel, 1900.

20. — Hautreux. La côte des landes de Gascogne. La G., II, 1900, p. 337 et 463.

21. — Meinardus (W.). Der Zusammenhang des Winterklimas in Mittel und NW. Europa mit dem Golfstrom. Z. Ges. fur Erdkunde, 1898, p. 183 (cf. Ueber Schwankungen der Atlantischen Zirkulation und damit zusammenhàngende Erscheinungen. Met. Z., XXII, 1905, p. 398-412).

22. — Petersen (J.). Unperiodische Temperaturschwankungen im Golfstrom und deren Beziehung zu der Luftdruckverteilung. An. Hydr. undMarit. Meteor., Berlin, XXXVIII, 1910, p. 397-417.