Sommaire

Introduction

1. Les ondes

1.1 Ondes produites par le vent
1.2. Ondes de marée

2. Les courants

2.1. Courants de marée
2.2. Courants dus aux vents
2.3. Courants dus aux gradients de densité
2.4. Courants dus aux vagues

Introduction

Dans la zone littorale les phénomènes hydrodynamiques à prendre en compte sont les ondes (de vent et de marée) et les courants (d'origine variable: marée, vent, vague, gradient de densité).

On divise le littoral en trois grandes zones où les forces dominantes sont différentes:

• La plage et les dunes où les forces du vent et des ondes dominent.
• La côte peu profonde: c'est une zone de frottements et de mélange turbulent produits par le déferlement et les courants induits. Par temps calme, cette zone est très étroite et devient beaucoup plus importante lors des tempêtes en atteignant les zones de 8 à 10 mètres de profondeur.
• La côte profonde: c'est la zone de profondeur supérieure à 20 mètres. Elle est dominée par les courants dus aux marées, aux vents et aux gradients de densité; la force de Coriolis joue aussi un rôle dans cette zone. On la divise en trois couches aux comportements différents: les deux zones de contact (couches limites) avec l'air et le sol, et la couche interne.
  La zone de transition (entre côte profonde et côte peu profonde) est souvent classée dans les côtes profondes en tenant compte toutefois en plus des ondes non-déferlantes.

Schématisation des interactions au littoral

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1. Les ondes

1.1 Ondes produites par le vent

1.1.1. Ondes haute fréquence

Il s'agit de la houle dont la période est généralement comprise entre 5 et 15 secondes.
En s'approchant du littoral, elle subit de nombreuses évolutions suite à la réfraction, la réflexion, la diffraction, aux frottements avec le sol, et au déferlement.
Elle à un rôle prépondérant dans la zone d'eaux peu profondes où elle contrôle les courants, les transports de sédiments et les changements au niveau du sol. En effet le déferlement provoque un changement dans le profil de vitesse qui va entraîner une hausse du niveau d'eau moyen ainsi que des courants longitudinaux et transversaux au littoral.
Le déferlement est la conséquence de la réfraction: lors de l'approche d'une vague de la côte, la diminution du niveau du sol entraîne une hausse de l'amplitude de la vague. Cette augmentation d'amplitude continue jusqu'à une hauteur critique (atteinte environ lorsque la vitesse du fluide en sommet de vague devient égale à la vitesse de l'onde) où le déferlement va commencer. Il existe trois types de déferlement (frontal, plongeant et glissant) dépendant de la pente du fond et de la cambrure de la vague. On peut distinguer trois phases dans le déferlement:

• dans la première phase, au début du déferlement, la forme de la vague change rapidement (formation de rouleau ou de tourbillons de grande échelle) et une grande partie de l'énergie potentielle du fluide est transformée en énergie cinétique.
• Dans la deuxième phase, l'énergie cinétique organisée en rouleaux et tourbillons se dissipe et se localise dans de petits mouvements turbulents. C'est dans cette phase que les courants longitudinaux et transversaux sont générés ainsi que la hausse du niveau d'eau moyen.
• La dernière étape est caractérisée par le mouvement de va-et-vient de bord de mer. Ce sont des ondes de basse fréquence qui dépendent, en général, linéairement de la hauteur de vague.

1.1.2. Ondes de basse fréquence

Leur formation est complexe: elles naissent des interactions des vagues entre elles, ou des vagues avec la topographie et les courants.
Il existe notamment pour les vagues des interactions non linéaires qui forment pour deux vagues incidentes de fréquences différentes (f1, f2) un onde de fréquence |f2-f1|.
Un autre mécanisme produisant des ondes basse fréquence est la variation du point de début de déferlement (possible dans certaine circonstances comme lors de tempêtes): la hauteur de vague au point de déferlement varie, ce qui entraîne une variation du niveau d'eau moyen et conduit à la formation d'une onde basse fréquence.
Les ondes basse fréquence se traduisent à l'observation lorsque par exemple elles sont réfléchies sur la côte et rencontre une série de vague: l'amplitude des vagues sera ainsi diminuée puis augmentée, c'est la modulation d'amplitude. Ces ondes peuvent aussi être piégées le long du littoral par réfraction et se propager longitudinalement, elles se manifestent par une ondulation horizontale de l'eau en bord de mer.



Formation et piègeage par réfraction d'une onde basse fréquence



Manifestation de la propagation longitudinale d'une onde basse fréquence

1.2. Ondes de marée

Elles sont la conséquence des interaction entre la Terre, la Lune et le Soleil. Ce sont des grandes ondes dont la fréquence dominante généralement observée est de 12 heures mais par endroits elle peut être de 24 heures.
Elles sont aussi déformées par la réfraction, les frottements au fond (amortissement), la réflexion aux limites et la différence de vitesse de propagation au sommet et au creux de l'onde. La force de Coriolis, perpendiculaire au mouvement du fluide (vers la droite dans l'hémisphère Nord), joue aussi un rôle: par exemple en se combinant à la réflexion elle produit les points amphydromiques.

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2. Les courants

2.1. Courants de marée

Ils sont contrôlés par:

• Les gradients de pression (hauteur d'eau, variation de densité).
• Les frottements avec le sol (prépondérant pour des profondeurs inférieure à 10 mètres)
• La force de Coriolis (peu importante pour des profondeurs inférieures à 10 mètres)

Ils sont de l'ordre de 0.1 à 1 mètre par seconde et principalement longitudinaux près des côtes (car peu déviés par la force de Coriolis). Les courants transversaux sont faibles mais amplifiés par les courants dus au vents et aux variations de densité.

2.2. Courants dus aux vents

Ils peuvent être séparés en deux catégories:

• Les courants dus aux rafales, de courte durée de vie.
• Les systèmes de circulation à grande échelle générés par les alizés ou les systèmes de pression atmosphérique.

Les vents forment des profils rapidement décroissant avec la profondeur parallèles a sa direction (voir schéma) mais l'action de la force de Coriolis va former des courants non parallèles suivant la spirale d'Ekman (voir schéma). Cette répartition de courant est difficilement observable en eau peu profonde car les gradients de pression dus aux variations de hauteur d'eau dévie les courants. De plus pour des profondeur faibles (inférieures à 10 mètres), la réponse à l'excitation du vent est rapide et les courants résultants sont donc parallèles aux vents.



profil de vitesse produit dans la mer pour deux vitesses de vent (retour)



Spirale d'Ekman (retour)

Le courant induit par un vent transversal au littoral produit une variation du niveau de la mer qui va donner un gradient de pression horizontal perpendiculaire au littoral. Un courant de fond va ainsi être formé.



Courant formé par le vent transversal


Les vents longitudinaux par la force de Coriolis produit aussi un courant de retour en fond toutefois moins important comme nous l'avons expliqué. Le courant résultant est plus complexe:



Profil de vitesse résultant d'un courant de vent longitudinal

2.3. Courants dus aux gradients de densité

Ils sont dus au variation de densité du mélange eau-sédiment à cause des variations de températures, de pression, et de concentration de sédiments. Ils sont observables notamment aux embouchures des fleuves.

2.4. Courants dus aux vagues

Les vagues et les courants qu'elles provoquent interagissent par de nombreux mécanismes notamment:

• La réfraction des vagues par les courants horizontaux.
• Génération de courants de fond par les vagues.
• Génération de courants longitudinaux par le déferlement.
• Modification de la vitesse des vagues ainsi que du profil de vitesse par les courants.
• Augmentation du cisaillement en fond et de la dissipation de l'énergie des vagues à cause des interactions avec la couche limite du courant.

2.4.1. Courants dus aux vagues non déferlantes

La propagation des vagues implique un flux de matière dans le même sens que celui des ondes, observation qui se retrouve par la théorie si le modèle choisi est non linéaire. En considérant un flux nul de matière sur toute la hauteur d'eau, ceci implique un flux opposé en profondeur. En tenant compte de la viscosité (fluide réel), le profil théorique de vitesse est le suivant:



2.4.2. Courants dus aux vagues dans la zone de déferlement

Lorsque des vagues à incidence oblique déferlent dans la zone d'eau peu profonde, un ensemble compliqué de courants se met en place caractérisé par:

• Des courants longitudinaux.
• Des courants de fond transversaux en direction de la mer.

Ils peuvent s'expliquer par les gradients transversaux de quantité de mouvement (longitudinale et transversal) dans la zone de déferlement.
Le gradient de quantité de mouvement transversale est compensé par un gradient de pression qui forme un courant de retour à la mer.
Le gradient de quantité de mouvement longitudinal est compensé par les frottements et la dissipation par cisaillement. Ils sont localisés dans la zone entre la plage et le déferlement.
Théoriquement les courants devraient être uniformes sur une plage régulière mais on observe un changement de direction des courants longitudinaux vers la mer qui conduit à la formation de couloirs de retour et à un système de circulation d'eau.

Schématisation de la circulation entraînée par le déferlement

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