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Processus sur les côtes de la Manche et de l’Atlantique

Sur la façade Manche Atlantique, les principaux processus qui régissent les courants, les niveaux d'eau et la température sont : la marée, les effets atmosphériques et les fronts thermiques.

La Marée

Shom

Les côtes de la Manche et de l’Atlantique sont soumises à une forte dynamique de marée.

Le marnage (différence de hauteurs entre une pleine mer et une basse mer successives) en vive-eau moyenne (coefficient de marée de 95) est de 5.45 m à Dunkerque, 10.70 m à Saint-Malo et 5.90 m à Brest. Il s’agit du phénomène prépondérant pour le déplacement des masses d’eau et la génération des courants sur cette zone.

Notamment, des courants très violents sont générés autour des caps (10 nœuds en vive-eau moyenne dans le Raz Blanchard) ou dans les chenaux très étroits (6 nœuds en vive-eau moyenne dans le Fromveur, au Sud de l’île d’Ouessant).

Par ailleurs, ce balancement des marées recompose la géométrie de la côte, laissant apparaître l’estran, zone de découvrement des fonds marins, et modifie les écoulements, avec une incidence observée tout particulièrement sur les vagues.

Les prédictions des marées sont fournies par le SHOM.

Les Effets Atmosphériques

Les effets atmosphériques interviennent ensuite pour moduler le balancement généré par les marées, par deux mécanismes distincts :

  • primo, le vent anime puis entraîne les couches de surface et progressivement la colonne d’eau toute entière ;

  • secundo, face aux variations de pression atmosphérique, la surface de l’océan réagit en s’enflant lors des dépressions et en s’abaissant aux hautes pressions, car la masse liquide tente de retrouver l’équilibre hydrostatique.

On observe donc sur les enregistrements de marégraphes, une fois retirée la composante de marée (variations prédictibles du niveau de la mer), des exhaussements (appelés surcotes) ou des affaissements (appelés décotes) du niveau de la mer.

Pour situer l’ampleur de ce phénomène, pendant la tempête de la nuit du 15 au 16 octobre 1987, une surélévation du niveau de la mer de 1,6 m a été observée dans le port de Brest. Lors de la tempête Xynthia, le 28 février 2010, une surcote de pleine mer de 1.53 m a été observée dans le port de La Rochelle. Ces variations (surcotes-décotes) sont en moyenne de l’ordre de quelques dizaines de centimètres : dans la pratique, les estrans découvrent ainsi plus ou moins loin, plus ou moins vite également, car ce phénomène provoque aussi de légers déphasages de marée.

Le Front Thermique

La mer d’Iroise est aussi le siège, en été et automne, d’un front thermique très marqué, appelé Front d’Ouessant, que l’on distingue facilement sur les données satellite.

Image infrarouge par satellite de la temperature de la surface de la mer, le 16/7/2006.

Image infrarouge par satellite de la température de la surface de la mer, le 16/7/2006.

Origine : serveur web Ifremer/MarCoast, image acquise au SAF (Satellite Application Facility) EUMETSAT/MeteoFrance de Lannion.

Cette image infrarouge de la température de la surface de la mer, prise le 16 juillet 2006, permet d'observer des lignes très nettes autour desquelles la température de surface passe rapidement de 18 à 14 °C : au milieu de la Manche comme en mer d'Iroise et au large d'Ouessant.

Cette transition délimite deux zones, l'une chaude, l'autre froide, qui diffèrent aussi par leur structure verticale.
Dans la zone chaude, la distribution de la température peut être schématisée par une couche chaude (de 20 à 40 m d'épaisseur selon le moment de l'année) reposant au-dessus d'une couche froide (schéma du haut) : l'océan est dit stratifié.
Dans la zone froide, la température de l’océan est homogène sur la verticale (schéma du bas), cependant, malgré ce mélange, un gradient latéral de température peut subsister entre la côte et le large.

Schema d un ocean stratifie et d un ocean homogene avec un gradient cote large.

Schéma d’un océan stratifié et d’un océan homogène avec un gradient côte large.

La stratification se produit en effet au cours de l’été, lorsque l’océan se réchauffe sous l’effet conjoint de l’intensification de l’éclairement par le soleil (incidence plus verticale et raréfaction des nuages) et surtout de la diminution de la force des vents qui entraîne une baisse de l’évaporation (principal processus de refroidissement).

Les échanges de chaleur ont lieu dans la partie haute de la colonne d’eau, et en l’absence de vent et de déplacement des masses d’eau par les courants de marée, la colonne d’eau reste ainsi stratifiée.

Sous l’effet du vent, une turbulence se génère et brasse le haut de la colonne d’eau, ce qui redistribue la chaleur.
Sous l’effet des courants, le frottement de l’écoulement de l’océan sur le fond marin engendre lui aussi de la turbulence dans la partie basse de la colonne d’eau.
Si ces deux zones turbulentes se rejoignent et se mélangent, alors la colonne d’eau devient homogène.