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University of Ottawa 


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MAXNONE LE 
D'OCÉANOGRAPHIE 
— PHYSIQUE — 


DU MÊME AUTEUR 


Manuel pratique de Météorologie, 1 vol. in-8 de 147 pages avec cartes 
hors texteetfig. (Masson ET Cie, éditeurs),2°édit., revue.. 10 fr. net. 
(Ouvrage couronné par la Société de Géographie, médaille d'or.) 


Préparation météorologique des Voyages aériens, 1 vol. in-8 de 
60 pages avec figures (Masson ET Cie, éditeurs).... ... 6fr.net. 


Le Compas de navigation aérienne, 1 vol. in-8 de 72 pages avec 
figures (MAssON ET C!e, éditeurs). 7%... 211 AIOÎTMET 
(Ouvrages couronnés par la Société d’ encouragement - 
pour l'industrie nationale.) 


FASCICULES DE LA DEUXIÈME EXPÉDITION 
ANTARCTIQUE FRANÇAISE 
COMMANDÉE PAR LE Dr JEAN CHARCOT (1908-1910) 
(Masson ET Cie, éditeurs). 


Observations d’Électricité atmosphérique faites dans l'Antarctique, 1 fas- 
cicule in-4 de 40 pages avec figures et 7 planches hors texte. 


Observations Météorologiques, 1 fascicule in-4 de 260 pages avec 
16 planches hors texte. 


Océanographie Physique, 1 fascicule in-4 de 46 pages avec figures et 
2 planches hors texte. 
(Ouvrages couronnés par l'Académie des sciences, prix Victor Raulin.) 


Le Pôle Sud, histoire des voyages antarctiques (ERNEST FLAMMARION, 
éditeur). 


Lee 
Notice Météorologique sur les côtes de France et d'Algérie (SERVICE 
HYDROGRAPHIQUE DE LA MARINE). 


JL ROUCH 


Capitaine de Corvette 


Professeur à l'Ecole Navale 


MANUEL 
D'OCÉANOGRAPHIE 
BE PHYSIQUE — 


We + é Tous droits de reproduction, de traduction 


et d'adaptation réservés pour tous pays. 


| | ‘ Copyright 1] 922 by 


Masson et Cie, éditeurs. 


MANUEL 
D'OCÉANOGRAPHIE PHYSIQUE 


; TNT ODUCTTON. 


Ce livre, comme la plupart de ceux que j'ai publiés jusqu’à 
ce jour, est le résultat d’un enseignement. Il résume le cours 
que je professe à l’École Navale. 

Au sens général, l’océanographie est la partie de la géogra- 
phie qui s’occupe de la mer. L'’océanographie physique com- 
prend l’étude des caractères physiques de la mer, profondeur, 
étendue, température, propriétés physiques et chimiques, 
mouvements. 

L'océanographie physique est une science d'observation. 
Avant de chercher à établir des lois, à étudier les relations 
des phénomènes entre eux, il faut d’abord les connaître et 
les mesurer. C’est cette considération qui m'a dicté le plan 
de l’ouvrage. Dans la première partie, j'expose les procé- 
dés et les méthodes d'observations : la deuxième partie est 
consacrée à l'examen des principaux résultats acquis jusqu’à 
ce Jour. 

Désirant faire avant tout un ouvrage pratique, — celui 
que j'aurais souhaité avoir moi-même lorsque je suis parti 
pour ma première mission océanographique, — J'ai pensé 
que je ne devais pas surcharger ce manuel de l'exposé histo- 
rique des questions, ni de l'examen de toutes les théories, 
de toutes les hypothèses qui ont été émises sur les phéno- 
mènes si complexes de la mer. Les faits acquis sont encore 
en si petit nombre que les explications sont souvent pré- 
maturées. 

Je me contente d'étudier l'instrument qui m'a paru le 


Océanographie. Il 


: INTRODUCTION | é 


meilleur. Les procédés indiqués sont ceux qui ont été 
approuvés et recommandés à plusieurs reprises par le Conseil 
permanent international pour l'exploralion.de la mer, et ïls 
viennent d’être encore adoptés par le Congrès pour l'explo- 
ralion de la Méditerranée, dont j'ai l'honneur de faire 
partie. 

J'ai laissé de côté des problèmes un peu spéciaux, qui 
exigent une science toute particulière, par exemple l’analyse 
des fonds marins, l'analyse complète de l’eau de mer, et bien 
d’autres. Ce livre a été écrit pour des lecteurs qui ne sont pas 
forcément chimistes ou minéralogistes, et je ne pouvais pas 
parler de choses que je ne connais pas suffisamment. Je n’ai 
pas non plus traité certaines questions, qui ne sont pas, à 
mon avis, du ressort de l’océanographie physique propre- 
ment dite, comme la topographie littorale, la forma- 
tion des rivages, les coraux, les volcans sous-marins, etc. 
Par contre, j'ai pensé que, tout en essayant de conserver 
à cet ouvrage un caractère élémentaire, je ne pouvais pas 
escamoter, sous prétexte qu’elle était difficile, l’étude de la 


marée (1). 


Il n’est pas possible aujourd’hui d'écrire un livre sur 
l’océanographie physique sans faire plusieurs emprunts aux 
livres classiques de M. Thoulet et du Dr Richard. C’est 
à l’école de ces deux savants que j'ai appris l’océanogra- 
phie, et ce modeste manuel, à côté des traités fondamen- 
taux qu'ils ont écrits, n’est que le témoignage de ce que je 
leur dois. 

Je suis aussi heureux de profiter de cette occasion pour 
adresser un souvenir à M. Camille Vallaux, dont les leçons 
faites à l'École Navale, il y a déjà plus de vingt ans, sur la 
« Géographie générale appliquée à l’étude des mers », m'ont 
donné le goût d’une science qui m'a procuré bien des joies et 
m'a fait faire de beaux voyages. 


Enfin, si un ouvrage de cette sorte comportait une dédi- 


(1) Les passages imprimés en petits caractères contiennent presque 
tous des développements théoriques, qui, quoique très élémentaires, 
peuvent être passés à première lecture. 


INTRODUCTION 3 
cace, je l'aurais dédié à Jean Charcot, qui a tant fait pour le 
développement des études océanographiques en France et 
grâce auquel j'ai pu faire, dans l'Antarctique, la plus belle 


et la plus intéressante campagne océanographique qu’un 
marin pouvait rêver. 


PREMIÈRE PARTIE 


LES PROGÉDEÉS 


CHAPITRE PREMIER 


Fee 


SONDAGES PAR FAIBLES PROFONDEURS 


Le sondage est l'opération qui consiste à mesurer la pro- 
fondeur de la mer. On emploie très souvent le mot sonde pour 
désigner la profondeur elle-même : on dira par exemple 
une sonde de 10 mètres, de 20 mètres. 

L'étude des profondeurs de la mer au voisinage des terres 
doit être très complète pour fournir aux navigateurs des 
cartes exactes. Quand les profondeurs ne dépassent pas une 
vingtaine ou une trentaine de mètres, les sondages se pra- 
tiquent simplement en lançant un plomb dans la mer au 
bout d’une ligne graduée. Nous n'insisterons pas sur cette 
opération, qui, quoique très simple, demande, pour donner 
des renseignements exacts, des précautions minutieuses. Ces 
sondages-là sont d’ailleurs plutôt du ressort de l’'hydrographie 
que de l’océanographie proprement dite. 

Au-dessus de 30 mètres jusqu’à 200 mètres, les sondages 
se font, à bord des navires, à l’aide d'instruments spéciaux, 
dont les plus répandus sont le sondeur Thomson et le sondeur 
W arluzel. Ces deux instruments permettent de sonder jusqu’à 
une profondeur de 200 mètres, sans qu'il soit nécessaire de 
stopper le navire. C’est là un avantage sérieux en navigation, 
car il permet de multiplier les sondes au moment d’un atter- 
rissage, sans avoir à perdre du temps. 


6 OCÉANOGRAPHIE PHYSIQUE 


SONDEUR THOMSON. 


L'usage du sondeur, imaginé par sir William Thomson 
(lord Kelvin), s’est répandu dans toutes les marines du 
monde. 

Le modèle actuellement en 
service dans la marine fran- 
caise est le modèle 1904, 
dont voici le fonctionnement : 

Le sondeur se compose 
d’un touret en fonte, sur 
lequel sont enroulés 500 mè- 
tres de câble d'acier galvanisé 
à 7 brins, pouvant supporter 
une charge de 240 kilogram- 
mes (fig. 1). 


recevoir des manivelles, est, 
porté par un châssis en bois, 
de forme rectangulaire, évidé 
à la partie inférieure et ren- 
forcé de quatre garnitures en 
fonte, terminées à leur base par des équerres, permettant 
de fixer le sondeur sur le pont au moyen de vis. 

À sa partie supérieure, le châssis porte, sur une de ses 
faces, un compteur indiquant le nombre de mètres de câble 
déroulés. Cette indication est donnée par une aiguille action- 
née par l’axe du touret, au moyen d’un train d’engrenages. 

Le touret comprend deux parties distinctes (fig. 2) : 

19 Un anneau T en forme de V, sur lequel est enroulé 
le câble d’acier : | 


20 Un lambour, constitué par deux flasques P, P’, indé- 
pendants l’un de l’autre et pouvant être rendus solidaires. 
L'anneau est logé entre les deux flasques du tambour : 
il peut tourner librement, ou être entraîné par le mouvement 
du tambour, suivant que les flasques sont écartés ou rap- 
prochés. Ce dispositif forme frein en même temps. Le mou- 


L’axe du touret, qui peut 


SONDAGES PAR FAIBLES PROFONDEURS #9 


vement des flasques est obtenu au moyen d’un écrou R, 
portant un bras B, que l’on peut im- 
mobiliser par un loquet en bronze L, 
mobile autour d’un axe horizontal, 
et qui est logé à la partie supérieure 
du châssis. L’écrou R se visse sur 
l’arbre H du touret et entraîne avec 
lui un des flasques; lorsqu'il est- 
immobilisé par le loquet L, si l'on 
tourne les manivelles de l’arbre dans 
un sens ou dans l’autre, on rapproche 
ou on éloigne les flasques que porte 
l'arbre. Lorsque les flasques sont rap- 
prochés, ils immobilisent l'anneau T, 
qui devient complètement solidaire T 
de l'arbre une fois le loquet L soulevé. 

Au sortir du touret, le câble d’acier passe dans une petite 
poulie fixée sur l'arrière du Hal 
navire. Afin d'éviter les 
coques qui peuvent se pro- 
duire dans le câble lorsque 
le plomb a touché le fond, le 
plomb de sonde n’est pas 
attaché directement au câble, 
mais à un bout de ligne en 
fin, long de 3 mètres envi. 
ron, qui le termine. Sur cette 
ligne, on fixe, à l’aide de deux 
bridures, un étui en laiton, 
percé à ses deux extrémités 
de deux trous permettant à 
l’eau d'y pénétrer aisément 
(fig. 3). 

Dans l’étui, on introduit 
un tubeen verre, bien calibré, 
de 3 millimètres environ de 
diamètre, dit {ube de sonde. 
Ce tube est fermé à l’une de ses extrémités par une capsule 


Petite masse 
de plomb 


“Evidement pour le suif 


Fig. 3. 


8 OCÉANOGRAPHIE PHYSIQUE 


en cuivre collée à la gomme-laque, et l’intérieur est enduit 
d’une couche de chromate d’argent (CrO#Ag) de couleur 
brune. Entre le chlorure de sodium [(NaCl) de l’eau de mer 
qui pénètre dans le tube, et le chromate d'argent, 1l se pro- 
duit la réaction suivante : 


CrOfAg + NaCI — AgCI + CrOfNa. 


Le chlore du chlorure de sodium se combine avec l’argent 
pour faire un chlorure d’argent (AgCÏ) blanc, insoluble, qui 
transforme en une coloration blanche la coloration brune de 
toute la partie du tube dans laquelle a pénétré l’eau de mer. 
Le chrome se combine avec le sodium pour faire un chromate 
de soude (CrONa) soluble, qui est entraîné par l’eau de mer, 
lorsque celle-ci s'échappe du tube. 

Sous l'influence de la pression, l’eau pénètre dans l’inté- 
rieur du tube de sonde, et, d’après la loi de Mariotte, elle 
pénètre d'autant plus que la pression est plus grande. Cette 
pression est égale au poids de la colonne d’eau située au- 
dessus du tube, augmentée de la pression atmosphérique. 
La longueur de la partie non décolorée du tube, inver- 
sement proportionnelle au volume d’eau qui a pénétré, peut 
donc servir à mesurer la profondeur de la mer, si le tube 
a atteint le fond. Le volume occupé par l’eau dans le tube 
varie très lentement, dès que la profondeur est un peu 
grande. Le tube Thomson ne peut donc donner des indica- 
tions précises qu’à des profondeurs ne dépassant pas 150 à 
200 mètres. 

Une règle graduée spéciale donne, en mètres, la profon- 
deur correspondant à la longueur de la partie non déco- 
lorée. 


Les indications de la règle doivent être corrigées de l’influerce 
de la pression atmosphérique. 

Si la pression barométrique est comprise entre 730 et 750 mäli- 
mètres, la correction est négligeable. 

Si la pression est comprise entre 750 et 760 millimètres, il faut 
ajouter 1 mètre pour 40 mètres de fond ; si la pression est comprise 
entre 750 et 770 millimètres, 1l faut ajouter 1 mètre pour 30 mètres 


SONDAGES PAR FAIBLES PROFONDEURS 9 


de fond ; si la pression est comprise entre 770 et 780 millimètres, il 
faut ajouter 1 mètre par 20 mètres de fond. 


Le plomb de sonde est en fer galvanisé. Il pèse environ 
10 kilogrammes et est évidé à sa partie inférieure pour rece- 
voir une masse de suif, qui ramènera un échantillon du fond. 

Si l’on veut ramasser des échantillons du fond pour des 
analyses ultérieures précises, on suspend au fil de sonde, 
au lieu du plomb ordinaire à suif, le ramasseur de fond 
Léger, dont il sera question plus loin (p. 21). Mais le ramas- 
seur Léger ne fonctionne bien que si la vitesse du navire est 
inférieure à © nœuds. 

Pratique de la sonde. — Pour sonder, le plomb étant 
suspendu à l’extérieur du navire, on engage le bras B de 
l’écrou R dans le loquet L ; en dévirant alors le touret d’un 
demi-tour ou d’un tour, on écarte les flasques du tambour, 
et on rend libre l’anneau T. Le fil se déroule. A l’aide d’un 
doigt en cuivre (fig. 3), qu’on tient appuyé sur le fil pen- 
dant le déroulement, on est prévenu de l'instant où le plomb 
touche le fond, en sentant le fil mollir brusquement. A ce 
moment, en virant le touret d’un demi-tour ou d’un tour de 
manivelle, on rapproche les flasques de l’anneau T, et on 
arrête ainsi le déroulement du fil. Lorsque les flasques 
serrent bien l’anneau, on soulève le loquet L, qui bloque 
le bras de l’écrou R, et on enroule le fil. 

Trois hommes suffisent pour la manœuvre, quelle que soit 
la vitesse du navire. Le plomb atteint le fond en quelques 
secondes, et il faut d’une demi-minute à cinq minutes pour 
le rentrer par des fonds de 20 à 200 mètres. On peut donc 
facilement avoir une sonde toutes les dix minutes ou tous 
les quarts d’heure. 

Sondages continus. — Quand on sonde à intervalles 
rapprochés, il n’est pas nécessaire d'employer un nouveau 
tube de verre à chaque coup de sonde. Il suffit, au moment 
où le plomb touche le fond, de noter la lecture du compteur, 
qui indique la longueur de fil déroulée. On peut admettre 
en effet que cette quantité est sensiblement proportionnelle 
à la profondeur, si celle-ci varie peu, et si l’état de la mer et 


19 OCÉANOGRAPHIE PHYSIQUE 


la vitesse du navire restent constants. Le premier sondage, 
effectué avec un tube de verre coloré, fournit le coefficient 
à employer pour les sondages suivants. On vérifie, de temps 
à autre, ce coefficient avec un nouveau tube de verre. 

Le rapport de la longueur du fil déroulé à la profondeur 
varie, non seulement avec la vitesse du navire, mais encore 
avec l’état de la mer et la profondeur elle-même. Ce rapport 
est un peu supérieur à 2 pour des vitesses inférieures à 
11 nœuds, et atteint presque 3,5 pour une vitesse de 15 nœuds. 


SONDEUR WARLUZEL,. 


Comme le sondeur Thomson, le sondeur Warluzel permet 
de sonder, en marche, jusqu’à 200 mètres de profondeur. 
C’est un appareil plus simple que le sondeur Thomson, et son 
usage tend à se généraliser sur les navires français. 

Un fût tronconique, en fonte, fixé sur le pont, supporte 
un touret en bronze, monté sur un axe en acier, et sur lequel 
est enroulé le fil de sonde, qui est un câble d’acier galvanisé. 

La manœuvre est analogue à celle du sondeur Thomson, 
mais le freinage est automatique. En appuyant sur la mani- 
velle dans. le sens du dévirage, l’homme de sonde libère le 
touret et le câble se déroule ; il presse alors sur le fil, comme 
dans le sondeur Thomson, avec un doigt en cuivre pour 
«tâter le fond ». Lorsque la ligne cède brusquement sous la 
pression du doigt, le fond est atteint ; l’homme lâche la mani- 
velle, et le touret stoppeautomatiquement. L'homme reprend 
la manivelle et vire. Jusqu'à la vitesse de 10 nœuds, un 
homme suffit. 

A l'intérieur du touret, un frein à ressort empêche le dérou- 
lement trop rapide du fil. La vitesse normale de déroulement 
est d'environ 5 mètres par seconde. 

Le plomb de sonde est constitué par un gros tube de lai- 
ton T, fermé par le haut, autour duquel est coulé une masse 
de plomb de forme très allongée (fig. 4). Le tube T est calibré 
pour recevoir un deuxième tube {, appelé {ube indicaleur, 
et, dans ce but, il porte à sa partie inférieure un bouchon à 
vis B, que l’on enlève pour mettre et retirer le tube indica- 


} 


SONDAGES PAR FAIBLES PROFONDEURS 11 


teur..Ce bouchon est évidé pour recevoir le suif ; deux trous 
percés dans son voisinage permettent l'introduction de l'eau 
dans le tube pendant la sonde. 

Dans le tube T, qui forme ainsi cloche à plongeur, on 


_Vauge graduée 
Anneau de suspension 
du fil de sonde 

D 

Fenêtre en T 

Huloïd 
-0 
Tube indicateur 


2: 


Plomb 


Hi DER 
2e surf 


e SU) 


Fig. 4. 


introduit le tube indicateur, dont le bas est fermé et dont 
le haut est muni d’un bouchon-valve b. 

Pendant la descente, l’eau s'introduit dans le tube T par 
les trous de sa partie inférieure, remplit l’espace compris 
entre les deux tubes pendant les 6 premiers mètres de la 


12 OCÉANOCRAPHIE PHYSIQUE 


descente, en refoulant l'air dans le tube indicateur, et 
pénètre à son tour dans celui-ci. Pendant la remontée du 
plomb, cette eau reste dans la partie inférieure du tube 
indicateur, et l'air, précédemment comprimé, s’évacue 
peu à peu par le bouchon-valve. 

Le volume non occupé par l’eau dans le tube indicateur 
indique la profondeur atteinte. On le mesure de la facon 
suivante : la partie supérieure du tube indicateur porte une 
double fenêtre en celluloïd marquée d’un trait noir : lorsque 
l’eau affleure ce trait, le fond est de 200 mètres. Dans le cas 
contraire, on dévisse le bouchon-valve, et l’on descend dans 
le tube une jauge conique graduée jusqu’à ce que l’eau vienne 
affleurer le trait : le nombre lu sur la jauge, à travers la 
fenêtre, indique le fond. , 

Le sondeur Warluzel présente les avantages suivants : 

Le sondage est très rapide, il demande une minute environ 
par petits fonds, trois à quatre minutes par grands fonds. 

Un homme seul suffit d'ordinaire à la manœuvre, tandis 
qu'il en faut trois pour le sondeur Thomson. 

Le tube indicateur sert indéfiniment, et le sondage est, 
par suite, très économique. 

On peut sonder en eau douce aussi bien qu’en eau salée, 
tandis que les.tubes recouverts de chromate d’argent sont 
inutilisables en eau douce. 

Le sondeur peut s'installer très commodément auprès de 
la passerelle, en faisant passer le fil dans une poulie de 
retour, fixée à un léger bout-dehors, débordant la coque du 
bâtiment (1). 


(1) Le sondeur Thomson comme le sondeur Warluzel ne servent 
pas simplement, en campagne océanographique, à sonder en marche. 
IS sont très commodes pour faire, le navire stoppé, toutes les opé- 
rations habituelles que nous décrivons plus loin (prises de température, 
récolte d'échantillons d’eau de mer, ete.) jusqu’à 300 ou 400 mètres de 
profondeur. 


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>: sr LCN'T 


CHAPERRENI 


SONDAGES PAR GRANDES PROFONDEURS 


Le sondage par grandes profondeurs présente des difti- 
cultés particulières. 

On ne se servait autrefois, dans les sondages même pro- 
fonds, que de cordes de chanvre. Ces cordes n’étaient pas 
assez solides pour résister à la traction du plomb, ou bien, 
ce qui arrivait le plus souvent, leur surface rugueuse finissait 
par exercer dans l’eau un frottement considérable, elles 
étaient arrêtées dans leur mouvement de descente et se 
pelotonnaient sur elles-mêmes à une certaine profondeur, 
sans jamais pouvoir atteindre le fond. Aïnsi s'expliquent 
les prétendus abimes sans fond des océans, que signalaient 
les anciens navigateurs. 

On employa ensuite des fils métalliques de cuivre ou de 
bronze phosphoreux, encore trop peu résistants, des fils 
d'acier qui, pour éviter l’oxydation, devaient être conservés 
dans un lait de chaux ou dans un bain d'huile. On a pu ainsi 
se servir de fils d’acier de 0mm,6 de diamètre, résistant à une 
traction de 80 kilogrammes et ne pesant pas plus de 3 kilo- 
grammes par 1 000 mètres. 

Mais la manœuvre de ce fil d’acier, dit corde à piano, est 
délicate, car la moindre coque entraîne la rupture du fil. 
Aujourd’hui, on se sert ordinairement d’un càble métallique 
galvanisé, formé de trois torons de trois fils d’acier chacun, 
de 2 à 3 millimètres de diamètre au maximum. Ce câble esi 
beaucoup plus souple que la corde à piano ; il supporte sans 
se rompre des tractions de 250 à 400 kilogrammes. Il pèse de 


14 OCÉANOGRADHIE PHYSIQUE 


15 à 20 kilogrammes pour 1 000 mètres. Il est assez résistant 
pour porter, en outre du plomb de sonde, divers appareils, 
thermomètres, bouteilles, etc., ce qui permet, en un seul 
coup de sonde, de mener de front plusicurs opérations dis- 
tinctes (1). 


LA MACHINE A SONDER. 


Le principe des machines à sonder par grande profondeur 
est le suivant : 

Dès que le plomb de sonde atteint le fond, son poids 
n’agissant plus sur Ja 
ligne de sonde, la machine 
à sonder est immédiate- 
ment et automatique- 
ment arrêtée. Soit A le 
tambour portant la ligne 
de sonde, B une poulie 
de retour portant un 
compteur de tours qui, 
à tout instant, indiquera 
Zae la longueur de la ligne 


7 filée, P le plomb de sonde, 
7 C un point fixe solidaire 
du bâti de l'appareil 

(fig. 5). 
La poulie de retour B 
est tenue par l'intermédiaire d’un ressort à boudin R. 


Lorsque le poids P n’agit plus pour tendre le ressort R, 
celui-ci rappelle la poulie B, qui, en se soulevant, commande 


= 
ER 


(1) Je me contenterai de signaler, car la question est actuellement à 
l'étude, le procédé de sondage par le son, qui consiste à faire détoner 
une petite charge d’explosif (25 grammes suffisent) et à enregistrer, 
sur un Chronographe très sensible ,le bruit de l'explosion ainsi que l'écho 
provenant de la réflexion sur le fond. Étant donnés l'intervalle qui 
sépare ces deux bruits et la vitesse du son dans la mer, on en déduit 
la profondeur. M. Marti a fait en France des applications fort intéres- 
santes de ce procédé, qui est utilisable même en marche. 


y 


SONDAGES PAR GRANDES PROFONDEURS 15 


* 


un frein à ruban F, et arrête immédiatement le tambour A. 

Le ressort, qui porte parfois le nom d’accumulaleur, a 
aussi un autre rôle. Les mouvements de roulis et de tangage 
du navire rendent irrégulier le déroulement de la ligne de 
sonde et provoquent des secousses brusques, capables 
d’amener des ruptures. Le roulis et le tangage produisent du 
mou dans le fil : c’est alors comme si le poids du plomb de 
sonde diminuait, et le ressort agit pour serrer automatique- 
ment le frein, ralentir le déroulement de la bobine et empé- 
cher, dans une certaine mesure tout au moins, le mou de se 
produire. 

Le réglage du frein est assez délicat. Si le frein est trop 
serré, la machine peut s'arrêter sans que le plomb de 
sonde ait atteint le fond. S'il ne l’est pas assez, le tambour 
peut s’emballer, le fil faire des coques et casser. 

S'il n’y avait pas de frottement, il faudrait, à mesure que 
la profondeur augmente, serrer le frein de la quantité corres- 
pondant au poids de la ligne filée. Mais la résistance due à 
la friction croît très vite, surtout quand on se sert d’un câble 
et non d’un fil simple. En réalité, dans beaucoup de machines à 
sonder, il faudrait desserrer le frein de plus en plus, à mesure 
que la ligne file, pour obtenir une vitesse constante de 
déroulement. 

Le tambour A doit être très solide, si le fil de sonde est 
enroulé directement sur lui, car il supporte des pressions 
formidables, qui risquent de le faire éclater. 


Le problème des efforts supportés par le tambour est étudié dans 
les traités de résistance des matériaux.On trouve que, sur un touret 
de 0m,30 de diamètre et de 0,25 de longueur, l’enroulement 
d’une ligne de sonde de 10 000 mètres, pesant 10 kilogrammes par 
1000 mètres, détermine une pression de 920 kilogrammes par centi-, 
mètre carré. C’est là une pression analogue à celle que subit un 
canon perdant un tir. 

Si la machine à sonder comprend deux moteurs, un pour remonter 
le fil, un autre pour l’enrouler sur un tambour, ce dernier n’a plus 
alors à supporter de grands efforts de compression. Avec les 
données précédentes, si la ligne fait cinq tours sur un touret de 
relevage de mêmes dimensions que le touret d’enroulement, la 


16 OCÉANOGRAPHIE PHYSIQUE 


pression sur ce dernier n’est plus que le centième de sa valeur 
primitive, soit 9 kilogrammes par centimètre carré (1). 


Le plomb de sonde doit être d'autant plus lourd que la 
profondeur à atteindre est plus grande. Par très grande 
profondeur, on est amené à employer des plombs pesant plus 
de 60 kilogrammes. La vitesse de déroulement du câble est 
alors d'environ 2 mètres par seconde. A la remontée, ce poids 
est laissé sur le fond, afin d’éviter de soumettre le fil à des 
tensions trop fortes. Le sondage est dit alors à plomb perdu (2). 

Machine à sonder Lucas. — La machine à sonder Lucas, 
de la London Telegraph 
Construction Company. 
est une des plus em- 
ployées actuellement. 
Nous nous en sommes 
servi nous-même sur le 
d'Entrecasleauxr, dans 
l'Océan Indien, pour 
les travaux océanogra- 
phiques préliminaires à 
la pose du câble de 
Madagascar à La Réu- 
nion et à l’île Maurice, 
sur le Pourquoi-Pas ? 
dans l'Antarctique et 
sur le Chevigné sur les côtes de l'Afrique Occidentale. 

Le fil de sonde est enroulé sur un tambour A, d’un seul 
bloc d’acier fondu, qui peut contenir 8 000 à 10 000 mètres 
de câble de 1 à 2 millimètres de diamètre. 


Fig. G. 


(1) A bord de /’Hirondelle, le prince de Monaco se servait de la ma- 
.chine à sonder Leblanc, qui est construite sur ce principe. 

(2) Naturellement tout sondage, par faible ou grande profondeur 
ainsi d’ailleurs que toute autre opération d’océanographie, doit s’accom- 
pagner de la détermination précise de la position du navire au moment 
de son exécution. C’est là un problème de navigation qui naturellement 
n’a pas sa place dans cet ouvrage. Mais, si je fais cette remarque, 
c’est pour montrer à quel point l’océanographe, qui n’est pas officier de 
marine, est tributaire de l'officier de marine auquel est confié le soin 
a manier les instruments, de déterminer les positions et de manœuvrer 
e navire. 


re! 


SONDAGES PAR GRANDES PROFONDEURS 17 


Le fil quitte le tambour À par la partie inférieure et passe 
sur la poulie B, qui porte un compteur de tours (1). La pou- 
lie B commande un levier BCD, articulé en C au bâti de la 
machine et relié à son extrémité D à un frein à ruban F, fixé 
en E à la partie supérieure du bâti (fig. 6). 

Deux ressorts à boudin relient la poulie B à la partie 
supérieure du bâti, et leur tension est réglée par la mani- 
velle M. Lorsque le plomb de sonde P n’agit pas, les 
ressorts rappellent la poulie vers le tambour et, par l’inter- 
médiaire du levier BCD, serrent le frein F et bloquent le 
tambour, Un petit frein auxiliaire, mû par une vis T, permet 
d'arrêter la machine à tout instant. 

Sur l’axe du tambour A est clavetée une roue à gorge, 
permettant d’actionner le tambour à l’aide d’un moteur 
électrique ou à vapeur. La vitesse de déroulement du fil est 
d'environ une heure par 4 000 mètres. La remontée peut se 
faire plus rapidement, à la vitesse d’environ 100 à 150 mètres 
par minute. Le moteur doit avoir une puissance de 8 à 
10 chevaux. Toutefois, si on se sert comme fil de la corde à 
piano et qu'on ne fasse que des opérations de sondages, 
un moteur de 2 à 3 chevaux peut suflire. 


Il existe deux modèles de machine à sonder Lucas (2). 

Les différences apparentes entre les deux machines sont minimes, 
à part la différence de taille. La plus petite, représentée schématique- 
ment sur la figure 6, est surtout destinée à utiliser la corde à piano. 
La plus grande peut recevoir 7 000 à 8 000 mètres de câble de 
2mm,3 de diamètre. Dans cette machine, le frein auxiliaire C, au 
lieu d’être à la partie supérieure, est sur l’arrière. D’autre part, le 
guidage du fil pendant l’enroulement se fait, dans la première 
machine, à l’aide d’une fourche, dans laquelle passe le fil, et qu’on 
manœuvre à l’aide d’un levier. Dans la grande machine, la fourche 
est portée par un écrou E, qui se dé place le long d’un arbre fileté et 


(1) Le compteur de tours est généralement gradué en fathoms. Voir 
à l’appendice une table permettant de transformer les fathoms en 
mètres. 

(2) Sans parler d'une petite machine, construite sur le même prin- 
cipe, permettant de faire des sondages jusqu’à 500 mètres de profon- 
deur. 


Océanographie. 2 


18 OCÉANOGRAPHIE PHYSIQUE 


que commande une petite manivelle M manœæuvrée à Ja main (fig. 7). 
Certaines machines sont munies d’un petit moteur à vapeur à 
trois cylindres disposés en étoile à 1200 l’un de l’autre, et qui 


Fig7. 


agissent par une transmission à engrenages sur l’arbre du tambour. 
Ce dispositif est très souple et peu encombrant. 


Emplacement de la machine à sonder.— Le choix de 
l'emplacement est souvent limité par des considérations 
étrangères au sondage proprement dit (tuyautage de vapeur, 
par exemple, s’il s’agit d’un moteur de relevage à vapeur). 

Les principaux facteurs dont on doit tenir compte sont les 
suivants : 

19 Il faut que l’accès de la machine soit facile, et, en 
particulier, il faut pouvoir manier commodément le plomb 
de sonde et les appareils divers à attacher au fil de sonde, 


SONDAGES PAR GRANDES PROFONDEURS 19 


Sur l’aviso francais Talisman, qui, en 1881, fit une mémo- 
rable campagne océanographique dans l’océan Atlantique, 
sur l’Hirondelle et la Princesse-Alice du prince de Monaco, 
au-dessous de la poulie dans laquelle passe le fil de sonde 
avant de tomber à l’eau, est installée une plate-forme, 
analogue aux plates-formes de coupée, afin de faciliter la 
manœuvre. Ce dispositif doit être recommandé chaque fois 
qu'il est possible. 

Il n’est pas indispensable, d’ailleurs, que ce soit la machine 


Bossor 


Couronnement 
arrière du 


{-fPourquoïfes ? 
(= 


Æbulie 


Jde retour 
/ 
; 


D 
courroie actionnent 
— la machine à sonder. 


Fig. 8. 


à sonder qui déborde elle-même la coque du navire. Pour 
rendre la surveillance du moteur plus facile, il peut y avoir 
intérêt à mettre la machine à l’intérieur du navire, avec un 
retour supplémentaire sur le pont et en abord. C’est la dis- 
position actuelle du Pourquoi-Pas ? dont la figure 8 donne 
un schéma. 

2° Il faut pouvoir maintenir facilement, pendant la durée 
du sondage, le navire à l’aplomb du fil de sonde, qui doit 
évidemment rester vertical, ou à peu près vertical, pour 
qu'il n’y ait pas d'erreur appréciable sur l’évaluation de la 
profondeur. Sur le d'Entrecaslreaux, qui dérivait peu, la 
machine était, par le travers, à tribord.Sur le Pourquoi-Pas?, 


20 OCÉANOGRAPHIE PHYSIQUE 


qui a un fardage très important, la meilleure position est à 
l'arrière : par vent fort, en faisant doucement en arriére 
pendant le sondage, le navire prend une position d'équilibre 
pas très éloignée du vent arrière, et la dérive est ainsi com- 
battue. 
On peut sonder par houle assez forte, mais le fort clapotis 
est très gênant : le sondage peut alors être 
(Fldsnd beaucoup facilité en filant de l’huile. 
| Plombs de sonde. — Ainsi que nous 
l’avons indiqué, le sondage par grandes pro- 
fondeurs s'exécute généralement à plomb 
perdu. Les plombs sont des disques de fonte 
ou des demi-sphères évidées d’une dizaine de 
kilogrammes chacun. Ils s’enfilent sur le 
ramasseur de fond R et ne sont pas attachés 
directement à la ligne de sonde. Ils sont 
retenus par une petite élingue en filn E, 
qui passe dans un crochet d’un modèle spé- 
cial C, dit déclencheur Brooke, du nom de 
son inventeur (fig. 9). Lorsque le fond est 
atteint, la ligne prend du mou, les plombs 
font basculer le crochet, articulé en a avec 
le ramasseur de fond R; l’élingue est ainsi 
Fig. 9. rendue libre et, à la remontée, les plombs 
restent sur le fond. 


RAMASSEURS DE FOND. 


Un échantillon de fond, destiné à l’analyse, doit être 
absolument complet, tel que s'il avait été ramassé 
avec la main, en une seule poignée, sur le sol. Un échantil- 
lon récolté au suif, souillé, délavé, incomplet, doit être 
reJeté. 

On se sert couramment comme ramasseurs de fond de 
deux instruments : le ramasseur Léger et le lube-bouleille 
Buchanan. 

Le ramasseur Léger (fig. 10) se compose de deux lourdes 
écopes en bronze A, placées à l'extrémité d’une tige B de 


SONDAGES PAR GRANDES PROFONDEURS 21 


45 centimètres et maintenues ouvertes au moyen d'un 
loquet L. 

En touchant le fond, le loquet est soulevé et retombe 
en laissant libres les deux écopes, 
qui se referment brusquement à 
cause de leur poids, en emprison- 
nant une certaine quantité de 
mabière. L'instrument . pèse 
7#8,500. Il est parfait pour tous 
les fonds sauf ceux de roche. 

Le lube-bouleille  Buchanan 
(fig. 11) se compose d’un tube 
emporte-pièce T en laiton, de 
25 millimètres de diamètre et de 
30 à 50 centimètres de longueur. 
En arrivant sur le fond, il découpe Fig. 10. 
un cylindre de vase, qui offre 
l'avantage de présenter, sur une épaisseur assez grande, 
une coupe verticale du sol sous-marin. Sur les 
fonds sableux, le tube Buchanan revient tou- 
jours vide. Il faut choisir l'instrument le plus 
convenable à la récolte. 

Le tube T se visse en à sur une bouteille 
B, destinée à recueillir l’eau. C’est un cylin- 
dre de bronze de 55 millimètres de diamè- 
tre et de 50 centimètres de longueur, fermé 
en haut et en bas par des soupapes en cuir ou 
en caoutchouc, qui, à la descente, laissent | 
passer l’eau de bout en bout, mais qui, 87 
l'appareil étant immobilisé par le contact 
avec le fond, retombent sur leur siège et ; 
emprisonnent ainsi un litre d’eau. Le” 

Un petit plomb, lâché en même temps 
que le plomb de sonde par le crochet Brooke C, Fig. 11. 
appuie, à la remontée, sur la soupape supé- 
rieure pour la maintenir sur son siège. 

L’étanchéité de ces soupapes m'a paru difficile à assurer 
dans les climats froids. C’est là un point délicat de 


Ouvert 


Fermé 


22 OCÉANOGRAPHIE PHYSIQUE 


cette bouteille, qu'il faut particulièrement surveiller. 
Lorsque l'appareil a bien fonctionné, on possède à la fois 
un échantillon d’eau et un échantillon du fond. 


CONSERVATION DES ÉCHANTILLONS DE FOND. 


Les échantillons provenant des ramasseurs Léger sont 
conservés dans des petits sacs de toile étiquetés. Les boudins, 
récoltés par le tube Buchanan, sont chassés hors du tube à 
l’aide d’un mandrin en bois et déposés sur une feuille de 
buvard, étendue sur un morceau de calicot. On marque 
immédiatement d’une manière indélébile, en les gravant 
dans la matière molle avec la pointe d’un canif, les lettres 
indiquant le haut et le bas du boudin, et on l'enveloppe, 
lorsqu'il est sec, dans le morceau de buvard et de calicot. 

Les fonds argileux étant difficiles à sécher complètement, 
il faut assez souvent changer les sacs en toile ou les morceaux 
de calicot, que la moisissure détériore rapidement dans les 
pays chauds. 

L'analyse des fonds est une opération compliquée, que 
l’on n’a pas à faire à bord des navires. On se contente de 
récolter les échantillons pour les remettre plus tard, avec 
toutes les indications utiles, au minéralogiste chargé d’en 
faire l’analyse. 

Cependant il peut y avoir intérêt, au point de vue de la 
navigation, à reconnaître les fonds d’une façon plus sûre que 
ne le permettent les dénominations courantes et assez vagues 
indiquées sur les cartes marines. En effet, les lignes qui déli- 
mitent les fonds de même nature ne sont pas les mêmes que 
les lignes d’égale profondeur et, dans certains cas, la pro- 
fondeur, combinée avec la nature du fond, permet de fixer la 
position du navire d’une façon approchée. 

Mais, pour que cette méthode porte ses fruits, il faut que 
les fonds soient exactement reconnus. On peut pour cela 
conserver dans des petits flacons de verre des échantillons- 
types, faciles à comparer à vue avec des échantillons qu’on 
vient de récolter sur le fond. Ce procédé ne peut être 
appliqué qu’à des régions limitées, par exemple en vue de 


SONDAGES PAR GRANDES PROFONDEURS 23 


l’atterrissage de Brest en temps de brume. M. Thoulet a 
publié des cartes de la nature des fonds sur les côtes de France, 
qui facilitent l'emploi de cette méthode. 


Dénomination à donner aux fonds. — Si l’on veut dénommer 
les fonds d’une façon un peu précise, sans en faire l’analyse, on peut 
employer la méthode suivante, préconisée par M. Thoulet. 

On prend comme base la dimension des éléments composants, et, 
pour cela, on utilise des tamis, dont les mailles ont une longueur 
déterminée. Les plus gros, destinés aux grosses pierres, sont en toile 
métallique, les autres sont en soie à bluter. Cette soie est cataloguée 
dans le commerce par numéros, qui expriment le nombre de mailles 
que comporte un pouce, soit 27 millimètres. Le numéro 10 arrête 
les grains ayant un diamètre de 3 millimètres ; le numéro 200, qui 
est le plus fin, arrête les grains ayant 4 centièmes de millimètre. 
Les galets sont les éléments ayant plus de 3 centimètres ; ensuite 
vient le gravier, qui est gros, moyen, ou fin, selon que ses éléments 
sont arrêtés par les tamis 3, 6 ou 10. Le sable comprend les élé- 
ments arrêtés par les tamis 30 à 200. Tout ce qui traverse le 
tamis 200 constitue la vase. 

Dosage rapide du calcaire. — La proportion de calcaire 
contenu dans un échantillon de fond constitue une caractéristique 
du fond, qui peut être importante à connaître. Voici le procédé 
simple de dosage que m’avait recommandé M. Thoulet et qui est 
facile à employer. 

On pèse l’échantillon à analyser quand il est complètement sec. 
On le traite ensuite par l’acide chlorhydrique étendu de moitié 
d’eau, jusqu’à ce que toute effervescence ait cessé. On lave à plu- 
sieurs reprises en faisant passer au tamis 200. On sépare la vase qui 
a passé par le tamis et le sable, qui n’a pas passé. On sèche, on pèse 
et on retranche la somme des deux poids trouvés du poids initial. 
On a ainsi le poids du calcaire. 


CHAPÆETRESETI 


MESURES RELATIVES A L'EAU DE MER 


TEMPÉRATURE DE L'EAU DE MER. 


La température de l’eau de mer à toute profondeur est 
un élément de première importance pour déterminer les 


Fig. 12. 


caractères physiques de la mer 
(densité), pour étudier les courants, 
et pour délimiter les régions fa vo- 
rables ou non aux espèces animales, 


qui sont très sensibles aux moindres 


variations thermiques. 

A la surface, la température de 
l’eau de mer se mesure avec un 
thermomètre ordinaire. On puise à 
l'avant du navire un seau d’eau de 
mer,eton mesure immédiatement 
sa température en y plongeant un 
thermomètre. 


Le /hermomèlre plongeur, ther- : 


momètre placé à l’intérieur d’un 
petit tube en verre, qui se remplit 
d’eau lorsqu'il est plongé dans la 
mer, ne donne pas de meilleures 
indications, au contraire. 


Par grandes profondeurs, on se sert d’un /hermomèlre 
à renversement, imaginé par les constructeurs anglais Negretti 
et Zambra. Cet instrument marque la température en un 
point quelconque de l’océan, sans être ensuite influencé 


MESURES RELATIVES À L'EAU DE MER 2: 


Qt 


par la température des couches d’eau traversées pendant la 


remontée. 


Le principe du thermomètre à renversement est le sui- 


vant (fig. 12). La tige du thermomètre 
présente, près du réservoir, un étran- 
glement e du tube capillaire, tel que, si 
on renverse l'instrument, la colonne de 
mercure se brise en ce point et tombe à 
l'extrémité de la tige. La longueur de 
la colonne brisée est proportionnelle à 
la température du point où le thermo- 
mètre a été retourné. 

Afin de résister aux énormes pres- 
sions des abîmes, le thermomètre est 
enfermé dans un tube de cristal épais. 
A l’intérieur de ce tube, une masse de 
mercure protège particulièrement le 
réservoir. 

Divers perfectionnements ont été 
apportés à l’instrument pour obtenir 
que la colonne de mercure se brise 
toujours en un point très précis. On a 
aussi ajouté, dans le tube de cristal pro- 
tecteur, un thermomètre auxiliaire, 
fixé contre la tige du grand thermo- 
mètre, et destiné à permettre de corriger 
les lectures de la petite dilatation qui a 
pu se produire, pendant la remontée, 
dans la colonne de mercure brisée. Une 
table spéciale, fournie par le construc- 
teur, donne cette correction en fonction 
de la différence des températures du 
thermomètre auxiliaire et du thermo- 
mètre principal. 


Les deux modèles de thermomètres, dérivant des thermo- 
mètres Negretti et Zambra, actuellement employés sont les 
thermomètres Chabaud et Richter. La figure 13 donne le détail 
de la construction des derniers modèles de Negretti et Zambra. 


26 OCÉANOGRAPHIE PHYSIQUE 


Montures à hélice. Montures à messager. — Les 
thermomètres sont insérés dans une monture spéciale, per- 
mettant leur retournement à l’endroit voulu. 

La figure 14 représente la monture à hélice, imaginée par 


Descente Remontée 


Fig. 14. 


l'amiral Magnaghi. Le thermomètre est maintenu droit au 
départ par la tige E, commandée par une petite hélice en 
laiton H. A la descente, la rotation de l’hélice visse vers le 
bas la tige E, et le thermomètre est maintenu droit dans sa 
monture T. A la remontée, l’hélice tourne en sens inverse, 
dévisse la tige E, qui libère le thermomètre. Celui-ci se 
retourne alors sous l’influence de son poids. 

Dans la monture à messager, l’hélice est remplacée par un 
levier L, actionné au moment voulu par un messager M. 
Le messager est un petit cylindre en laiton en deux parties 
s’emboîtant l’une dans l’autre, et qu’on peut enfiler sur le 
fil de sonde (fig. 15). 

La monture à messager a un fonctionnement plus sûr que 


MESURES RELATIVES A L'EAU DE MER 27 


la monture à hélice. Le temps que met le messager à atteindre 
la monture n'est d’ailleurs pas complètement perdu, car, 
de toutes façons, il faut attendre quelques minutes avant de 


\ 


| ; | Di | 
| if mu LÉ Pur 
ner = 


4) 


Descente Remontée ||} 


Fig. 15. 


retourner le thermomètre, afin qu'il se soit bien mis en équi- 
libre de température avec la couche d’eau dans laquelle il est 
plongé. 

Le plus souvent aujourd'hui, on n’emploie pas de mon- 


28 OCÉANOGRAPHIE PHYSIQUE 


ture spéciale pour le thermomètre. Le thermomètre est tou- 
jours accompagné d’une bouteille Richard, dont le poids 
est à peine supérieur à celui d’une simple monture ordinaire, 
et qui présente beaucoup de commodité pour l'installation 
du thermomètre {Voir au paragraphe suivant la description 
de la bouteille Richard). 

On peut, sans inconvénients, sur un càble de sonde de 
2 à 3 millimètres, superposer quatre ou cinq thermomètres. Si 
ces thermomètres sont installés dans des montures à mes- 
sager, il faut que chaque thermomètre, en se renversant, 
libère un messager, qui fera retourner le thermomètre sui- 
vant et ainsi de suite. Il est facile d'imaginer un dispositif 
qui remplisse ces conditions. 

Sur les petits navires, il n’est pas commode, par fort roulis, 
d’accrocher les montures des thermomètres au fil de sonde, ni 
de les décrocher à la remontée. On perd ainsi pas mal de 
temps, et, tout compte fait, étant donné le grand risque 
que présente une rupture du cäble quand plusieurs instru- 
ments lui sont accrochés, il est souvent préférable de nese 
servir que d’un seul instrument, qu’on immerge plusieurs 
fois. 

Comme la vitesse de remontée du fil est très grande, afin 
de pouvoir stopper le moteur à temps, il est bon d’attacher 
au càble un morceau de chiffon, ou un bout de filin, à quelques 
mètres au-dessus de l'instrument, afin d’être prévenu de son 
arrivée à Ja surface. 


RÉCOLTE DES ÉCHANTILLONS D'EAU DE MER. 


A part la bouteille Buchanan, dont il a été question 
plus haut (p. 21}, on se sert presque uniquement de bou- 
leilles Richard pour récolter des échantillons d’eau à des pro- 
fondeurs diverses. 

La bouteille Richard pèse 2? kilogrammes et rapporte 
environ 390 centimètres cubes d’eau. Elle se compose d’un 
tube de 25 centimètres de long et de 4 centimètres de dia- 
mètre, terminé par un robinet R à chaque extrémité (fig. 16). 


MESURES RELATIVES À L'EAU DE MER 29 


Les deux robinets sont reliés par une tige 1, de facon à s’ou- 
vrir et à se fermer en même temps. La tige { porte deux 
capsules de cuivre c, destinées à recevoir un thermomètre 
à renversement T.La bouteille peut basculer autour d'un 
axe horizontal, situé à son tiers 
inférieur. Elle est tenue dans sa 
position de départ par un prolonge- 
ment de l’axe de l’hélice Magnaghi, 
ou par un levier du système à mes- 
sager. 

La bouteille descend dans une 
positionlégèrement oblique, afin que 
l'eau pénètre librement dans ses 
ouvertures. À la montée, l’hélice, 
tournant en sens inverse, libère la 
bouteille qui bascule, les deux robi- 
nets R se ferment, etd’autant mieux 
que le thermomètre les aide dans 
ce sens par son poids, tout en se 
renversant lui-même. Dans la mon- 
ture à levier, le retournement est 
obtenu par l'envoi d’un messager. Un petit lest de plomb 
aide la bouteille à venir buter contre un arrêt-ressort, qui la 
maintient après le retournement. 

On peut faire sur ce modèle une bouteille de capacité 
quelconque. La bouteille Richard a été reconnue très pra- 
tique par toutes les expéditions océanographiques qui l'ont 
employée. 

Conservalion des échantillons d'eau de mer. — Les échan- 
tillons d’eau de mer, qui doivent servir à des analyses ulté- 
rieures, sont conservés dans des flacons de verre bouchés par 
un bouchon parafliné et portant, sur une étiquette, Loutes les 
indications sur leur origine. 

Les échantillons, qui doivent servir à des analyses détaillées 
précises, doivent être d’un litre au moins. 150 centimètres 
cubes suffisent pour mesurer la chloruration. Dans ce dernier 
cas, on emploie souvent des petits flacons de verre vert, 
bouchés avec un bouchon en porcelaine, muni d’une cou- 


Fig. 16. 


30 OCÉANOGRAPHIE PHYSIQUE 


ronne de caoutchouc, analogue à la fermeture ordinaire des 
canettes de bière (1). 

Le flacon doit toujours être soigneusement rincé avec l’eau 
de l'échantillon à conserver. La position géographique, la 
date, l'heure de la station sont notées sur une étiquette 
en parchemin, ficelée autour du goulot de la bouteille et 
assurant sa fermeture. 


DENSITÉ DE L'EAU DE MER. 


Le poids spécifique, désigné par le symbole $, est le 
rapport du poids de l’unité de volume de l’eau de mer 
à 1 au poids du même volume d’eau distillée à °. Ce 
poids spécifique s'appelle densilé, quand il est rapporté 
à l’eau distillée à 40. La densité de l’eau de mer à # a alors 
pour symbole Si. C’est cette densité qui est généralement 
notée. 

Pour certaines études, en particulier pour l'étude des cou- 
rants, il faut prendre la densité à la température et à la 
pression que l’eau possède in silu, c’est-à-dire à la place où 
elle se trouvait dans la masse océanique. Le symbole nS4 
représente cette valeur et signifie la densité de l’eau de mer 
à la température 4, à la profondeur de n mètres, et sous la 
pression correspondante aux n mètres de profondeur. 

Le coefficient de compressibililé de l’eau de mer, c’est-à-dire 
la quantité dont l’unité de volume de cette eau est diminuée 
par mètre de profondeur, est égal à 0,00 000 466. 

Le tableau suivant donne, d’après Thoulet, le nombre par 
lequel on doit multiplier la densité trouvée pour une eau 
prise à la profondeur de n mètres, afin de tenir compte de 
la pression exercée par les couches sus-jacentes : 


(1) Il est important que les bouteilles soient en verre vert, qui est le 
seul à ne pas altérer à la longue l’eau de mer. C’est d’ailleurs celui 
qu’on emploie pour la bière, et les flacons nécessaires se trouvent chez 
tous les brasseurs. Si on le désire, on peut se procurer des bouteilles, 
contenant 200 centimètres cubes, au laboratoire hydrographique de 
Copenhague (2? Jens Kofæssgade). Ces bouteilles sont livrées dans des 
boîtes en bois à casiers, contenant chacune cinquante bouteilles. 


MESURES RELATIVES À L'EAU DE MER 31 


| 
! PROFONDEUR. 


PROFONDEUR. FACTEUR. PACTEUR. 
LL) ] nl 
oo mm 
Mètres. | Mètres. 

50 1,000 23 1 500 1,006 99 
100 1,000 47 | 2 000 1 009 32 
150 1,00070 3 000 1,013 98 
200 1.00093 4 000 1,018 64 
300 1,001%40 5 000 1,023 31 
400 1 001 S6 | 6 000 1,027 97 
500 1.002 33 | 7 000 1,032 63 

1 000 1 094 66 | 8 000 1,037 29 


Par grandes profondeurs, le poids d’un litre d’eau de mer 
peut dépasser ainsi d’une quarantaine de grammes le poids 
obtenu sans tenir compte de la compressibilité. 

Mais cette augmentation de la densité de l’eau avec la 
profondeur est bien loin de justifier l’idée, répandue autre- 
fois, que l’eau devenait tellement lourde à une certaine pro- 
fondeur qu’un boulet de canon y flotterait entre deux eaux. 
Tout objet de densité supérieure à 1,1 arrivera sur le fond 
des mers les plus profondes. 

Des tables dressées par Knudsen et un graphique de 
M. Thoulet permettent de passer de S! à Sf, 4 et 9, étant 
des températures différentes (1). 

Mesure de la densilé de l’eau de mer par l'aréomèlre. — La 
détermination de la densité de l’eau de mer est une des 
opérations capitales de l’océanographie. Les deux méthodes 
que l’on peut employer à bord d’un navire sont la méthode 
par l’aréomètre et par la mesure de la salinité. 

Un aréomètre est un flotteur de verre lesté par de la 
grenaille de plomb ou du mercure, dont on connaît à chaque 
instant le poids P et le volume immergé V, c’est-à-dire les 
éléments nécessaires pour déterminer la densité D par la for- 

P 
mule D — NÉ 


(1) Hydrographical Tables, par MARTIN KNUDSEN, Copenhague, 1901. 

Le graphique de M. Thoulet est intitulé : Détermination de la densité 
de l’eau de mer. Il a été publié dans la collection des Résultats du 
voyage de la Belgica dans l'Antarctique, Anvers, 1902. 


32 OCÉANO GRAPHIE PHYSIQUE 


L'aréomètre employé généralement est l’aréomélre de 
Buchanan à poids et à volume variables (fig. 17). 


L'aréomètre est en verre. Il est lesté à sa partie inférieure 
par une petite quantité de mercure. Sa tige 


cylindrique, parfaitement calibrée, a un dia- 
mètre d'environ 3 millimètres et une longueur 
de 12 centimètres. Le volume de sa portion 
renflée est de 150 centimètres cubes. 

La tige peut supporter à son sommet un petit 
plateau en nickel P et des poids additionnels 
en forme d’anneaux plats, de facon à faire 
enfoncer l’aréomètre Jusqu'à ce que l’eau 
affleure à la partie graduée de sa tige, On 
place l’aréomètre dans l’éprouvette contenant 
l’eau de mer, en prenant bien soin qu'aucune 
bulle d’air ne reste adhérente à sa surface. En 
ajoutant des poids annulaires connus sur le 
petit plateau qui surmonte la tige de l’instru- 
ment, le niveau affleure à une certaine divi- 
sion. On connaît ainsi le volume V immergé, 
c'est-à-dire celui de l’eau déplacée. La somme du poids de 


l’appareil et des poids ajoutés donne le poids P de l’eau 
) 
déplacée, et T donne la densité S: 


4 
£ 
+ 


à la température 1 de 


l’eau pendant l'expérience, tous les poids étant ramenés à 
la densité de l’eau à 4°. 

L'’aréomètre est relativement facile à employer sur un 
navire, en plaçant l’éprouvette sur une table à roulis, ou 
mieux encore en la suspendant au plafond. Cet instrument 
donne la densité à 3 ou 4 unités près de la cinquième déci- 
male. Il nécessite malheureusement une quantité d’eau assez 
grande (environ 1 litte) et ne peut être pratiquement employé 
que pour les eaux de surface (1). 


(1) Un modèle plus petit, ne comportant pas de poids additionnels, 
est en usage sur les sous-marins, mais cet instrument ne donne la densité 
qu’à une unité près de la troisième décimale, précision généralement 
insuffisante pour les travaux océanographiques. 


éticbtitinlit st til 


MESURES. RELATIVES À L'EAU DE MER 33 


x MESURE DE LA SALINITÉ. 


Un litre d’eau de mer contient environ 35 grammes de 
sels (Voir la deuxième partie, chapitre IV). Les trois sels 
les plus importants sont le chlorure de sodium, le chlorure de 
magnésium et le sulfate de magnésie. L'expérience a montré 
que, bien que la quantité de sels en dissolution dans l’eau 
de mer, c’est-à-dire la salinilé, varie considérablement, les 
proportions des différents sels restent à peu près les mêmes 
partout. Dans ces conditions, il suffit de déterminer la quan- 
tité d’un sel contenu dans un échantillon donné d’eau de 
mer pour connaître les quantités des autres sels, et par 
suite la salinité. 

On dose généralement le chlore,et, quand on connaît le 
poids C du chlore contenu dans un kilogramme d’eau de mer, 
on en déduit la salinité totale Q par la formule empirique : 


OS C1) 


La méthode employée, préconisée d’ailleurs par le Conseil 
permanent international pour l'exploration de la mer, est très 
simple, et point n’est besoin d’être chimiste pour la pratiquer. 
Elle consiste à précipiter le chlore par une solution titrée 
d’azotate d’argent, aiguisée de quelques gouttes de chro- 
mate neutre de potasse, qui donne à l’échantillon une belle 
couleur jaune, et qui sert d’indicateur (2). 

L’azotate d’argent (AgNOS) précipite le chlore à l’état de 
chlorure d’argent blanc insoluble (AgCl) : 


NaCIl + AgNO3 — AgCI + NaNOë. 


Au moment seulement où tout le chlore est précipité, 
l'excès d’azotate d’argent ajouté décompose le chromate de 
potasse (K?CrOf) et donne lieu à une formation de chromate 


(1) Knudsen a adopté la formule Q =: 0,030 + 1,805 *x C. 

(2) On fait dissoudre environ 8 grammes de chromate neutre de 
potasse dans 100 centimètres cubes d’eau distillée, pour avoir la solu- 
tion de chromate de potasse, 


Octanograplie. 3 


34 OCÉANOGRAPHIE PHYSIQUE 


d'argent (Ag?CrO#) qui produit une forte coloration rouge. 
On est donc averti, par un changement de teinte très net, du 
moment où tout le chlorure d’argent est précipité. 

Il suffit, pour appliquer cette méthode, d’avoir une 
liqueur titrée d’azotate d'argent. On peut faire cette 


S nitrate d'argent 
SX Robinet 


| 


liqueur en campagne, en emportant dans des flacons bou- 
chés à l’émeri des quantités d’azotate d'argent exactement 
pesées, correspondant à 1 litre d’eau distillée. On connaît 
le nombre de milligrammes de chlore saturés par 1 centi- 
mètre cube de la liqueur titrée. Par exemple, 1 centimètre 
cube d’une solution contenant 472r,956 de nitrate d’argent 
par litre d’eau distillée à 15° sature exactement 0£r,01 de 
chlore. 

Des burettes graduées (burettes de Knudsen) permettent 
de mesurer la quantité de liqueur nécessaire pour saturer tout 
le chlore contenu dans 15 centimètres cubes d’eau de mer, 
puisés avec une pipette graduée (Pipette de Knudsen) (1). 


(1) Le Laboratoire Hydrographique international de Copenhague 
vend des doses de nitrate d’argent exactement pesées, contenant 


a 


MESURES RELATIVES À L'EAU DE MER 2 


©Q2 
Q 


Dans la pratique, on ne détermine la chloruration qu'au 
mouillage, et on traite à la suite toute une série d’échan- 
tillons. Toutes les dix mesures, on procède à une détermi- 
nation de chioruration d’une eau normale, dont la salinité 
est très exactement connue. Ces échantillons d’eau normale 
sont fournis par le laboratoire hydrographique de 
Copenhague et conservés en tubes de verre scellés. De 
cette manière, on peut éliminer les erreurs d'expériences et 
rendre parfaitement comparables entre elles les différentes 
mesures (1). 

Une fois la quantité de chlore connue, il est aisé d’en 
déduire la salinité et la densité à diverses températures, grâce 
aux tables hydrographiques établies par Knudsen. 

L'erreur de la détermination de la densité par la mesure 
de la chloruration est du même ordre que l’erreur de la 
méthode aréométrique, et la chloruration présente l’avan- 
tage très important de ne nécessiter qu’une très faible quan- 
tité d’eau. On peut donc se servir,pour recueillir les échan- 
tillons d’eau, de petites bouteilles très légères et mettre par 
suite sans danger plusieurs bouteilles sur le même fil de 
sonde. 

D'ailleurs, la salinité est la caractéristique la plus impor- 
tante d’une eau de mer; c’est celle qui permet le mieux de 
suivre une eau déterminée au milieu dela masse océanique, et 
elle présente à l'esprit quelque chose de plus concret que la 


2 x 372,11 et 4 x 376r,11 de nitrate d’argent cristallisé, qu’on doit 
dissoudre respectivement dans ? ou dans 4 litres d’eau distillée. Ces 
quantités conviennent à l'emploi des pipettes et des burettes de 
Knudsen et des tables hydrographiques dont nous avons parlé plus 
haut (p. 31). L'avantage des pipettes et des burettes de Knudsen est 
de repérer très facilement et d'une facon rigoureuse le volume de 
liquide, en lui faisant dépasser les robinets RR, qui sont fermés ensuite 
au moment de l’opération (fig. 18), L'opération est décrite dans tous ses 
détails et d’une façon minutieuse dans le Manuel pratique de l'analyse 
de l’eau de mer, publié par le Bulletin de la Commission internatio- 
nale pour l'exploration scientifique de la Méditerranée (1°r avril 1920). 
(1) C’est, en somme, l'application de la méthode bien connue des 
doubles pesées. Il est nécessaire, naturellement, d'employer une eau 
normale d’une salinité voisine de celle des échantillons à analyser. 


Suivant les régions, il faut se munir d'échantillons d’eau normale 
différente. 


36 OCÉANOGRAPHIE PHYSIQUE 


densité, en indiquant immédiatement le poids des sels 
dissous dans 1 kilogramme d’eau. La teneur en sel de l’océan 
est un facteur très important de l’existence, du développe- 
ment et de la diffusion des êtres organisés marins. 


Mesure de la densité de l’eau de mer par l’indice de la ré- 
fraction. — Depuis longtemps les océanographes avaient pensé 
à utiliser les relations qui existent, dans un même échantillon d’eau, 
entre l’indice de réfraction et la densité. M. Thoulet vient de mettre 
au point ce procédé (1921). On mesure sur quelques gouttes d’eau 
de mer, au moyen d’un réfractomètre approprié, à la température 
ambiante, l’indice de réfraction, de la valeur duquel, à laide de 
graphiques et de tableaux spéciaux, on passe ensuite immédiate- 
ment à la connaissance de l’indice ën situ, puis successivement à 
celle de la densité in situ, de la densité normale à 0°, et de là, si on 
le juge nécessaire, à la salinité et à la chloruration. ; 

M. Vaurabourg a dressé des tables d’équivalence entre les indices 
de réfraction et la densité, à diverses températures, d'échantillons 


identiques. 
L'opération totale s’effectue en cinq minutes environ, sur une 
quantité de liquide de quelques centimètres cubes. 


LA TRANSPARENCE ET LA COLORATION DE L'EAU DE MER. 


La transparence de l’eau de mer se mesure par la profon- 
deur à laquelle un disque métallique de 30 centimètres de 
diamètre, peint en blanc, cesse d’être vu. L'’observateur doit 
se mettre à l'abri du soleil et regai der le disque à travers une 
lunelle d’eau, qui consiste en un tube conique, dont la base 
est fermée par un disque de verre. L'examen à travers 
cette lunette, dont la base est immergée dans l’eau, est de 
beaucoup préférable à l'examen à l'œil nu, parce qu’on est 
à l’abri des légers mouvements de la surface de l’eau qui 
gènent la vue. 

Pour apprécier la coloration de la mer, le meilleur dispositif 
est d’en examiner une tranche horizontale au moyen d’un 
miroir incliné à 459, On rapporte la couleur à une gamme de 
couleurs, dite gamme de Forel, constituée par une série de 
10 tubes scellés, remplis d’un mélange en proportions définies 
d’eau céleste des pharmaciens (1 grammede sulfate de cuivre 


MESURES RELATIVES À L'EAU DE MER 37 


dans 9 grammes d’ammoniaque et 190 grammes d’eau 
distillée) et de solution de 1 gramme de chromate de potasse 
dans 199 grammes d’eau. On a ainsi une série de nuances 
contenant des proportions bien définies de Jaune et de bleu, 
le numéro 0 étant du bleu pur et le numéro 100 du jaune pur. 

Comme la solution jaune est plus fortement colorée que 
la bleue, à partir du numéro 5 (5 parties de jaune pour 
95 parties de bleu), on a une couleur nettement verte, 


CHAPITRE IV 


OBSERVATION DE LA HOULE 


DÉFINITION DE LA HOULE. 


Le frottement du vent à la surface de la mer produit une 
agitation, qui constitue les vagues et les lames. 

Lorsque le vent a cessé, l'agitation persiste pendant un 
certain temps, et les ondulations régulières, qui s’établissent 
alors, portent le nom de houle. 

Les éléments de la houle sont : 

La longueur L, exprimée en mètres, de crête en crête, 
ou de creux en creux, mesurée perpendiculairement aux géné- 
ratrices horizontales de la houle : 

La hauteur ou le creux H, hauteur du creux à la crête des 
lames ; 

La période T, temps que mettent deux crêtes successives à 
passer au même point fixe ; 

La vilesse de translation où de propagation V, appelée aussi 
Bélertie Ne 2: 

La direction, azimut du point de l’horizon d’où paraît 
venir la houle. 

On mesure ces éléments, soit directement. soit par la 
mesure d’autres éléments auxiliaires, ainsi qu'il est indiqué 
ci-après (1). 


(1) Tous les procédés indiqués dans ce chapitre s'appliquent à une 
houle simple. Fréquemment on rencontre sur la mer des houles simul- 
tanées, de direction et de vitesse différentes. La rencontre de ces 
houles donne lieu à une mer agitée, à du clapolis. Il est très difficile de 


x 


OBSERVATION DE LA HOULE 39 


MESURE DE DIRECTION, 


C’est la mesure la plus simple. Pour obtenir la direction 
avec exactitude, il suffit de tourner l’alidade du compas du 
côté d’une crête qui s’avance vers le navire, et perpendicu- 
lairement à l’orientation générale de cette crête. 


MESURE DE LA VITESSE DE PROPAGATION OU CÉLÉRITÉ, 


Le navire est en marche à une vitesse v, qui doit être expri- 
mée, pour son emploi dans les formules, en mètres par 
seconde (1 nœud — 0,51 par 
seconde). es 

Connaissant le cap du navire / houle 
et la direction de la houle, on 
en déduit l’angle : de la direc- 
tion de la houle avec le cap 
(fig. 19). 

Le navire étant en marche, 
la célérité de la houle, par 
rapport à un observateurplacé 
à\ bord, n’est pas la célérité 
vraie, mais la célérilé appa- 
renle : c’est la vitesse relative 
de la houle par rapport au 
navire. Pour avoircette célérité 
apparente Va, ïl faut com- 
poser la célérité vraie V avec Fig. 19. 
une vitesse égale et contraire 
à celle du navire. La vitesse du {navire v donne une compo- 
sante v sin :, parallèle aux crêtes, quinefmodifie en rien l’ap- 
parence de la houle ; l’autre composante, v [cos +, parallèle 


séparer les diverses houles constituant le clapotis, et les observations 
sont dans ce cas très difficiles. L’amiral Arago a essayé de déterminer 
des règles d'observation dans des cas simples. Il suffit de parcourir 
le mémoire de l'amiral Arago, publié dans les Annales hydrogra- 
Phiques de 1919-1920, pour se rendre compte de {la complexité du 
problème, 


40 OCÉANOGRAPHIE PH YSIQUE 


à la direction, s’ajoute à la célérité V, pour donner la célé- 
rité apparente : 


Va—=N Evcoso. 


Si la houle vient de l’avant, : est inférieur à 909, v cos est 
positif. La célérité apparente est plus grande que la célérité 
vraie. Si la houle vient de l’arrière, z est supérieur à 90, 
v cos est négatif : la célérité apparente est moindre, le navire 
fuyant la houle. 

Si l’on a mesuré la célérité apparente Va, la formule 
précédente donnera la célérité vraie V. 

Pour mesurer la célérité apparente, il suffit de déterminer 
le temps nécessaire à une crête pour parcourir une base 
choisie sur le navire. 

Si let {sont les instants où une même crête passe successi- 
vement devant deux pointssitués'sur le navire à une distance /, 
la crête franchit un espace exprimé par licosz dans un 
intervalle de temps égal à 17’. 

On peut donc écrire : 


Exceptionnellement, il peut arriver que, : étant supérieur 
à 900, la célérité apparente soit négative. C’est le cas où le 
navire, fuyant la lame, marche plus vite qu’elle, et la crête se 
propage apparemment de l’avant à l'arrière. 

Pour la précision des mesures, il y a avantage à avoir une 
base, / cos +, aussi longue que possible. Il faut done que # soit 
voisin de 0° ou de 1809, ce qui revient à dire que les circon- 
stances favorables à des mesures de houle sont celles où le cap 
du navire s'éloigne peu de la direction de la houle ou de la 
direction opposée. 

Quand z est compris entre 45° et 1359, la lame abordant 
les formes du navire très obliquement, la détermination 
de / et de Fest plus difficile. 

Il y a aussi avantage à avoir un intervalle {-F' aussi grand 


OBSERVATION DE LA HOULE 41 


que possible. Si, en effet, la durée du parcours de la base est 
grande, des erreurs sur / et l’ entraîneront une erreur relative 
moindre pour {-{’ et par suite pour = 

Si le navire marche à la rencontre de la houle, la célérité 
apparente V + v cos « est plus grande que V ; s’il fuit la 
lame, elle estmoindre. Dans le premier cas, {—{’ sera moindre 
que dans le second. 

Si donc on opère en marchant à la rencontre de la houle, 
il y aura intérêt à réduire autant que possible la vitesse 
du navire, tout en le conservant bien gouvernant. Si, au 
contraire, le navire fuit la lame, il faudra marcher avec une 
vitesse aussi grande que possible. Cette dernière allure est 
celle qui présente les circonstances les plus favorables. 


MESURE DE LA LONGUEUR. 


Si l’on mesure l'intervalle de temps 5 compris entre les 
arrivées, au même point du navire, de deux crêtes succes- 
sives, on à la relation suivante 
entre la longueur L, la célérité 
apparente Va, déduite des 
mesures précédentes, et l’inter- 
valle 6 : 


L— Va X 86. 


En effet, lorsqu'une crête 
atteint un point donné du 
navire, la crête suivante s’en 
trouve à une distance L. Donc, 
lorsqu'elle atteint à son tour 
le même point, c’est qu'elle Fig. 20. 

a parcouru la distance L, et 
cela évidemment à une vitesse qui n’est autre que la célérité 
apparente. 

On peut encore mesurer directement la longueur de la 
façon suivante : deux observateurs s’éloignent l’un de l’autre, 


49 OCÉANOGRAPHIE PHYSIQUE 


en tâtonnant, jusqu'à ce que la crête d’une vague passe 
devant l’un en même temps que la crête de la vague sui- 
vante passe devant l’autre observateur. Le produit par cos z 
de la distance entre les deux observateurs donne L (fig. 20). 

Si la longueur L est plus grande que la longueur du navire, 
on laisse filer au bout d’une ligne un flotteur (par exemple 
le bateau de?loch), jusqu’à ce que celui-ci se trouve sur une 
crête en même temps que l’autre extrémité de la ligne, tenue 
à la main, se trouve au-dessus de la crête précédente. 


MESURE DE LA PÉRIODE. 


La période T se déduit de la longueur et de la vitesse par 
la formule : 


MESURE DE LA HAUTEUR. 


La mesure de la hauteur H est la plus difficile et peut 
donner lieu à des erreurs très grandes. Au moment où le 
navire est dans le creux de la lame, on s’élève sur les passe- 
relles ou dans la mâture jusqu’à ce qu’on puisse faire coïn- 
cider la crête de la vague avec l'horizon, quand le navire est 
à peu près droit. La hauteur de la lame est alors égale à la 
hauteur de lœil au-dessus de la flottaison. 

Cette opération, toute simple en apparence, est plus difii- 
aile qu’on ne croit,et il faut être très exercé pour ne pas 
commettre d'erreurs grossières. 

Dans les missions océanographiques, où l’on a du temps à 
consacrer aux mesures, on peut employer, lorsqu'il ne s’agit 
que de houles assez faibles, le race-vagues imaginé par 
Froude. L'appareil est basé sur la diminution très rapide 
que subit en profondeur le mouvement des vagues. Il se 
compose d’unef longue perche de bois graduée, à l’extrémité 
inférieure de laquelle est attachée, par une corde assez longue, 
une petite plate-forme horizontale lestée. La plate-forme 
étant à une profondeur où l’eau n’est plus agitée par la vague, 


OBSERVATION DE LA HOULE 43 


la perche n’a qu’un mouvement vertical très faible, et on lit 
sur sa graduation la hauteur atteinte par les crêtes et les 
creux. 


Neumayer a essayé un autre procédé, qui consiste à déduire la 
hauteur des lames des variations d’un baromètre sensible flottant 
à la surface de l’eau. 

Pendant l’expédition antarctique du! Dr Charcot à bord du 
Pourquoi-Pas? (1908-1910), j’ai mesuré la hauteur des vagues de la 
mer à l’aide d’un procédé analogue (1). 

Je me suis servi du statoscope enregistreur construit par 
M. Richard. Cet instrument est un baromètre très sensible, per- 
mettant de déceler, à peu près instantanément et d’une façon très 
précise, les petites variations d’altitude, à condition que la pres- 
sion barométrique reste sensiblement constante pendant lexpé- 
rience. Il se compose essentiellement d’une série-de coquilles’métal- 
liques, analogues à celles des baromètres enregistreurs ordinaires, 
renfermées à l’intérieur d’un réservoir, entouré de matière iso- 
lante et contenu dans le socle en bois de l’appareil. Les coquilles 
communiquent librement entre elles et avec latmosphère exté- 
rieure. Un robinet permet de faire communiquer ou non le réser- 
voir avec l’atmosphère ; lorsque ce robinet est fermé, le statoscope 
devient un baromètre à air différentiel, qui enregistre la différence 
de pression entre l’atmosphère ambiante et lair enfermé dans le 
réservoir au début de l’expérience. 

Sur la feuille de l'instrument dont je me suis servi, 1 millimètre 
correspondrait à une variation de hauteur de 0,50 environ. Le 
cylindre enregistreur faisait un tour en cinquante-deux minutes, 
ce qui donnait un développement horizontal de 5 millimètres envi- 
ron par minute. Des vagues de période de six secondes donnaient 
lieu à dix oscillations par minute soit, sur la feuille, deux oscillations 
par millimètre. Il était donc très facile de distinguer les oscillations 
les unes des autres. La figure 21 reproduit l'aspect d’une des courbes 
obtenues. 

Toutefois la hauteur des vagues, déduite de ces observations, 
n’est exacte qu’à certaines conditions. 

1° Au moment du passage du creux et de la crête, le navire, par 
suite de ses mouvements propres de tangage et de roulis, n’est pas 


(1) Pour plus de détails, voir le Bulletin de l’Institut océanogra- 
phique du 12 juillet 1920. 


44 OCÉANOGRAPHIE PH YSIQUE 


dans la même position. Sur le Pourquoi-Pas? le statoscope était 
placé assez près du milieu du navire pour que l’erreur causée par 
le roulis et le tangage soit toujours faible. 
. 2° Par vent fort, la pression barométrique éprouve elle- 
même des variations très rapides, dont amplitude s’ajoute à celle 


DERRE 1810": 27. 147 16 4187 20" 7220) Dam EN DOS 
1910 


due aux mouvements verticaux du navire. Ces variations de 
pression constituent ce qu’on appelle le pompage du baromètre 
Le trait tracé par la plume du statoscope s’épaissit, puis présente 
des crochets verticaux presque continuels. Certaines courbes de 
pompage à terre ressemblent, à s’y méprendre, aux courbes obte- 
nues en mer, etje ne vois pas le moyen d’éliminer une erreur de ce 
genre, sauf en considérant la moyenne d’un grand nombre d’obser- 
vations :on aurait ainsi la hauteur moyenne de la houle, mais non 
la hauteur maximum. 

L'expérience m’a montré qu’à terre le pompage ne commence à 
se manifester que par des vents de vitesse supérieure au degré 5 
de l’échelle de Beaufort (1). En mer, il est très probable que le 
pompage est très atténué, car le vent y est beaucoup plus régulier 
qu’à terre. Cependant, je ne pense pas qu’on puisse faire état des 
observations de houle au statoscope faites par vent supérieur à 5. 

3° Le statoscope enregistreur est très sensible aux chocs. Quand 
le Pourquoi-Pas? naviguait au milieu des glaces, les chocs des 
glaçons causaient fréquemment à la plume de l'instrument des 


(1) Vitesse d'environ 10 mètres par seconde. 


OBSERVATION DE LA HOULE 45 


vibrations de 10 millimètres d'amplitude. Par grosse mer, le navire 
reçoit de véritables chocs des paquets de mer, qui embarquent à 
bord ou qui brisent contre la coque. Les vibrations de l’instrument 
peuvent être alors très importantes. C’est encore une raison pour 
rendre l’appareil difficilement utilisable par très mauvais temps, 
juste au moment où les observations de la hauteur des vagues 
seraient le plus intéressantes. 


CHAPITRE V 


OBSERVATION DE LA MARÉE 


ÉCHELLES DE MARÉES. 


L'observation de la marée consiste à noter, à des inter- 
valles de temps rapprochés, la hauteur qu’atteint le niveau 


1 29 
Fig. 22. 


de la mer. Pour mesurer cette hauteur, on place 
dans la mer une règle verticale fixe, graduée en 
décimètres d’une façon très visible, et assez haute 
pour que, à tout instant, le niveau de la mer 
baigne sa partie graduée (fig. 22 et 23). Cette 
règle s'appelle une échelle de marée. Elle doit 
être établie dans un endroit abrité autant que 
possible de la houle et du clapotis, afin que les 
lectures soient précises et faciles. Mais il est 
nécessaire que cet endroit communique librement 
avec le large : une souille, qui serait isolée à 
basse mer, ne se prête pas à l'installation d’une 
échelle de marée. 

Quand la mer marne beaucoup, on instal e 
deux échelles, une échelle de pleine mer, une 
échelle de basse mer. Il faut qu’au moment où 
l'échelle de basse mer va couvrir, la hauteur de 


la mer soit lisible sur l’échelle de pleine mer, afin de faire, 
pendant un certain temps, les lectures simultanément aux 
deux échelles. 

Contre un mur de quai, ou contre un appontement, 
l'échelle est fixée verticalement au moyen de crampons. Il 
faut naturellement la protéger contre les chocs des bateaux 


OBSERVATION DE LA MARÉE 


si 


Æ 


qui viennent accoster. Sur une plage, l'échelle est fixée à 
un pieu solidement enfoncé dans le sol, et elle est maintenue 
verticalement à l’aide de haubans en fil d’acier amarrés 
à des grappins. L'installation doit être très solide pour 


Première 
echelle 


. . 
“ Marégräghe se 
2 2.Favée SS 
CL PP SES 2 ne 

\ " \ 


résister à la mer pendant toute la durée des observations. 

Dans les glaces, les mouvements des glaçons contre le 
rivage mettent rapidement hors d’usage les échelles de marée 
ordinaires. Voici le dispositif que M. Godfroy a employé 
dans l’Antarctique et qui donna toute satisfaction (fig. 24). 

Un grand trépied, reposant sur la banquise, supportait 
l’échelle, qui suivait ainsi les mouvements de la glace et, 
par suite, de la marée. Le long de l’échelle se déplaçait un 
curseur pesant, suspendu à un fil qui, par un retour simple 
de poulies, descendait se fixer par son autre extrémité à 
un paquet de gueuses reposant sur le fond. De cette façon. 


48 OCÉANOGRAPHIE PHYSIQUE 


tout mouvement du niveau pouvait se mesurer par le dépla- 
cement du curseur le long de la graduation de l’échelle. 
Pour empêcher que, sous l’action du gel, le fil ne fit corps 


Sssañenres 


CÉEEEEEEEEE 


Tube rempli 
ce pétrole 


{ 
1 
, 
1 
1 
1 
1 
1 


Fig. 24. 


avec la banquise, il traversait la glace dans un tube de plus 
de 2 mètres de long, rempli de pétrole. 

De toute façon, il faut repérer l'échelle à un point fixe de 
la côte (trait gravé profondément sur un rocher par exemple) 
afin d’utiliser, si elle venait à être emportée, les observations 
déjà faites et afin de repérer une nouvelle échelle par rap- 


OBSERVATION DE LA MARÉE 49 


port à la première. Ce repère permettra aussi de rendre 
comparables entre elles les observations ‘qui peuvent être 
reprises ultérieurement au même endroit. 

Les observations de l'échelle doivent être faites tous les 


quarts d'heure, avec une approximation d’une ou deux 
minutes (1). 


MARÉGRAPHES ENREGISTREURS, 


L'observation continue des échelles de marée est souvent 
très pénible et exige un personnel assez nombreux. D’autre 
part, au cours d’expéditions scientifiques, l'observation des 
marées à l’aide d’échelles directement lues par des obser- 
vateurs ne serait pas toujours praticable, car il est 
parfois utile de déterminer la loi des marées en plusieurs 
points du rivage souvent fort éloignés les uns des autres. 
Aussi a-t-on été amené à construire des appareils permettant 
d'enregistrer automatiquement la hauteur du niveau de la 
mer. 

Marégraphe Faré. — Parmi ces appareils, nous citerons 
le marégraphe plongeur de M. Favé (2). 

Cet appareil portatif n’enregistre pas Le 
directement la hauteur de l’eau, mais la ; D 
pression à laquelle ilest soumis, pression 
proportionnelle à la profondeur à laquelle 
il se trouve au-dessous de la surface, 
et par suite variable, pour un instru- 
ment reposant sur le fond, avec le dé- LES 
placement vertical de cette surface. Il AN 
fonctionne commeun-baromètreau fond Poe 
de la mer (fig. 25). Rene 

L'organe essentiel consiste en deux 
tubes manométriques de Bourdon TT, dont les extrémités 


(1) Il est indispensable que les observations de marées soient accom- 
pagnées d'observations météorologiques, les phénomènes météoro- 
logiques, en particulier la pression barométrique et le vent, ayant, 
comme nous le verrons, une influence sur la hauteur du niveau de la mer, 

(2) Le marégraphe Favé est décrit en détail dans les Annales hydro- 
graphiques de 1919. 


Océanographie. 4 


50 OCÉANOGRAPHIE PHYSIQUE 


AA’ sont encastrées dans un support commun, et qui sont 
enfermés dans une boîte hermétiquement close. L'intérieur 
de ces tubes, remplis de liquide, est mis en communication 
avec la mer et subit la pression de l’eau ambiante ; celles de 
leurs extrémités qui ne sont pas encastrées, BB, se dépla- 
cent sous l'influence des variations de la pression. Elles 
portent une lame flexible, pp’, munie d’une pointe qui 
vient s'appuyer sur un disque de verre D, auquel un mou- 
vement d’horlogerie donne un mouvement de rotation 
proportionnel au temps. La surface de ce disque est cou- 
verte d’un enduit très mince, sur lequel les pointes, en se 
déplaçant, tracent des traits d’une grande finesse. 

Les deux pointes se trouvent sur un même rayon du 
disque, et les tubes sont disposés de façon qu’elles s’écartent 
l’une de l’autre lorsque la pression 
augmente. La lecture des courbes 
tracées sur le disque se fait au 
microscope, lorsqu'on a relevé l’ap- 
pareil. L’amplitude du mouvement 
des pointes est très minime (3 mil- 
limètres environ pour chacune des 


Foulie 


vers . 
lenregistreur 


Flotteur ’ 

& pointes pour une variation de 
106 mètres de hauteur d’eau), ce qui 
nécessite une très grande finesse 
pour les traits et une très grande 


Poule lestée EEE : ; ÿ É 
4 précision pour l’appareil micromé- 


trique servant à mesurer la distance 
des courbes. 

Le marégraphe Favé permet 
d'observer la marée au large des 
Fig. 26. côtes. Les observations de ce genre, 
encore très rares, sont très pré- 

cieuses pour l’étude complète du phénomène. 
Marégraphe enregistreur du Service hydrogra- 
phique. — Dans les ports de guerre, et en certains points 
du littoral français, il existe des marégraphes enregis- 
treurs, basés sur un principe différent : les mouvements 
de la mer sont transmis à un cylindre enregistreur par 


OBSERVATION DE LA MARÉE 51 


l'intermédiaire d’un flotteur, qui se déplace dans un puits, 
communiquant avec la mer par son extrémité inférieure 
(fig. 26). Le marégraphe du port de Brest a été installé 


en 1846 et fonctionne sans interruption depuis 
époque. : 


cette 


CHAPITRE WA 
OBSERVATION DES COURANTS 


Les principales mesures de courant superficiel au large ont 
été déduites des différences entre le point observé et le point 
estimé. Mais les erreurs qu’on peut faire séparément sur le 
point observé et sur le point estimé sont assez grandes pour 
rendre le procédé peu précis. Les erreurs du point estimé 
proviennent autant d'erreurs faites dan; la tenu: d2la route 
que des courants. Sur les bateaux à voiles, et mm? sur les 
bateaux à vapeur, dès que le vent est un peu fort, la dérive 
causée par le vent, difficile à apprécier exactement, est 
souvent plus forte que la dérive causée par les courants. La 
différence entre le point observé et le point estimé ne peut 
donc donner une indication sur les courants marins que 
dans les parages où les courants sont forts, et encore à con- 
dition de disposer d’un grand nombre d'observations (1). 

Quand le navire est maintenu immobile à l’ancre, et il 
faut pour cela qu'il soit affourché sur deux ancres, on peut, 
en laissant filer le loch (ou mieux la drague à courant dont 
nous parlerons plus loin), avoir des indications très précises 
sur la vitesse et la direction des courants. Ce procédé n’est 
d’ailleurs pas réservé au voisinage des côtes. Les bâtiments 
du Service hydrographique des États-Unis procédèrent de 
cette façon pour étudier le Gulf-Stream et réussirent à 


(1) Les courants se désignent par la direction dans laquelle ils por- 
tent : un courant nord est un courant qui se dirige vers le nord. Au 
contraire, un vent de nord est un vent qui souffle du nord vers le 
sud. 


OBSERVATION DES COURANTS 53 


mouiller sur un câble en fil d'acier par plusieurs milliers de 
mètres de profondeur (1). 

La drague à courant comprend une partie immergée, 
constituée par un cabrion carré de 50 centimètres de lon- 
gueur et de 10 centimètres d’équar- 
rissage, sur lequel sont assemblées en 
croix quatre planches de sapin de 
même longueur et de 25 centimètres 
de largeur, le tout lesté avec un plomb 
de 5 kilogrammes environ (fig. 27). 
Une bouée en liège est reliée au 
cabrion par un orin, dont la longueur 
varie suivant la profondeur à laquelle 
on veut mesurer la vitesse du courant. 
La bouée doit émerger le moins pos- 
sible, afin de ne pas donner prise au 
vent. 

On emploie la drague à courant 
pour mesurer, avec une embarcation 
mouillée, la vitesse et la direction des 
courants de marée. 

La drague à courant peut être 
remplacée simplement par des bou- Fig. 27. 
teilles accouplées, la bouteille infé- ; 
rieure étant remplie de la quantité d’eau nécessaire pour 
la lester suffisamment. 

Un autre procédé consiste à abandonner en un point connu 
de l’océan des corps flottants, bouteilles ou barils, contenant 
un billet, invitant le découvreur d’un de ces flotteurs à faire 
connaître le lieu et la date de sa trouvaille. 

Le procédé est évidemment imprécis ; il ne renseigne pas 
du tout sur le trajet réel suivi par le flotteur entre son point 
de départ et son point d’arrivée, mais il peut, dans certains 
cas, donner des indications intéressantes. Une épave de 
la Jeannelle, broyée dans les glaces au nord de la Sibérie 


(1) Devant le cap Hatte:as, le Blake accomplit le fait remarquable 
de rester à l’ancre par 3337 mètres de fond avec des courants de 
4 nœuds. 


54 OCÉANOGRAPHIE PHYSIQUE 


et retrouvée au Groenland, a donné à Nansen l’idée de sa 
fameuse exploration polaire, où son navire lui-même, le 
Fram, pris dans les glaces, a servi de flotteur et a démontré 
l'existence du courant de l’océan Arctique. On a pu vérifier 
dans la suite l’existence de ce courant, en lançant à la mer, 
vers le détroit de Behring, de solides flotteurs, dont l’un fut 
retrouvé, plusieurs années après, sur la côte septentrionale 
de l'Islande. 

C'est un flottage analogue, quoique naturel, qui révéla 
l'existence du Gulf-Stream : on trouva, sur les côtes du nord 
de l’Europe, des graines et des bois exotiques qui ne pou- 
vaient provenir que d'Amérique. 

Les expériences de flottage, entreprises depuis plus de 
vingt ans par le prince de Monaco, lui ont permis de déter- 
miner les trajectoires probables des mines sous-marines, 
jetées à la mer pendant la dernière guerre (1). 

On a aussi imaginé des mesureurs de courants, ou flusso- 
mètres, à hélice et à gouvernail, inscrivant automatiquement 
leurs indications ; mais le fonctionnement de ces appareils 
coûteux est toujours délicat. 

Pour mesurer les courants en profondeur, le seul appareil 
vraiment pratique est le mesureur de courant de l'amiral 
Makharof. Une hélice en laiton est portée par un panneau 
en fer ou‘en bois, qui s'oriente dans la direction du courant. 
À chaque tour d’hélice, c’est-à-dire pour un parcours déter- 
miné du courant, un marteau mobile, actionné par un res- 
sort, frappe un coup sur une cloche. Même avec un appareil 
grossièrement construit par les moyens du bord et dont la 
ligne est simplement tenue à la main, on entend la cloche 
très facilement jusqu’à 30 mètres. En remplaçant la cloche 
par un tam-tam plus sonore, et en se servant d’une ligne 
en fil d'acier branchée sur un appareil microphonique, on 
peut percevoir le son jusqu'à 500 mètres de profondeur. 


(1) Les épaves des navires naufragés ont aussi fourni des indica- 
tions très utiles. Malheureusement, ces épaves offrent au vent une sur- 
face importante, et leur dérive n’est pas uniquement due aux courants 
marins. Les Pilot Charts, dressées par le Weather Bureau de Washing- 
ton, contiennent quantité d'observations de ce genre. 


CAP PRES VIT 


OBSERVATION DES GLACES 


Il est très important de noter d’une facon précise la nature 
des glaces rencontrées en mer, car la glace joue un rôle consi- 
dérable dans les phénomènes de la mer, en particulier dans 
la circulation générale, par le refroidissement des eaux 
polaires, correspondant à l’échauffement des eaux super- 
ficielles de l'équateur et des tropiques. 

La dispersion des glaces polaires versles latitudes moyennes 
a une influence directe sur le climat et sur la trajectoire des 
dépressions. Enfin, au point de vue de la navigation, on sait 
les dangers considérables que présentent les glaces et les 
sinistres qu'il faut leur attribuer (naufrage du Tilanic 
eu 1912). 

On trouve, dans les mers arctiques et dans les mers 
antarctiques, deux sortes de glaces bien distinctes : la glace de 
terre et la glace de mer. 


GLACE DE TERRE. 


Dans les régions arctiques, la glace de terre, due à la congé- 
lation de l’eau douce, a deux origines : l’une provient des 
glaciers qui aboutissent à la mer, l’autre de la débâcle des 
glaces des fleuves d'Amérique et de Sibérie. La glace de terre 
antarctique appartient toute à la première catégorie. La 
glace de terre provient donc en grande majorité du vélage 
des glaciers, c’est-à-dire de la dislocation de la falaise de 
glace, par laquelle ils se terminent dans la mer. 


56 OCÉANOGRAPHIE PHYSIQUE 


Ces fleuves de glace avancent graduellement leur front 
dans la mer, quelquefois à plusieurs kilomètres au large, ct 
l’eau les supporte jusqu’au moment où diverses causes, les 
mouvements de la mer, les tempêtes, et notamment les 
marées, en provoquent la cassure, qui se fait avec fracas et 


couvre l’eau de blocs de glace plus ou moins volumineux 
(fig. 28). 

On appelle ces blocs des icebergs quand ils atteignent des 
dimensions notables (fig. 1 de la planche I), des iceblocs 
quand ils ne sont pas très gros. Les anciens navigateurs 
français appelaient les tout petits iceblocs des bourguignons. 

La proportion de la partie de l’iceberg qui est sous l’eau 
à la partie visible au-dessus de l’eau a été pendant longtemps 
exagérée. Elle varie suivant la densité de l’iceberg, mais 
elle ne paraît pas dépasser 4 ou 5. 

Dans les mers antarctiques, les icebergs ont souvent des 
formes prismatiques régulières, avec un sommet sensible- 
ment horizontal ; on les appelle alors icebergs labulaires. 
C’est un iceberg tabulaire qui est représenté sur la figure 1 
de la planche I. Cette forme tabulaire se rencontre aussi 
parfois dans les mers arctiques, en particulier auprès de la 
côte orientale du Groenland. 


GLACE DE MER. 


La glace de mer résulte de la congélation de l’eau de mer. 
Son eau de fusion est salée, tandis que l’eau de fusion de la 
glace de terre est douce (Voir la deuxième partie, chap. XI). 


PLANCHE I. 


Fig. 2. — Jeune glace. 


PLANCHE II. 


Fig. 1. — Floe. 


OBSERVATION DES GLACES 57 


Quand la température de l’eau de mer s’abaisse à environ 
— 20, la congélation commence, en produisant une sorte de 
bouillie glacée de cristaux de glace, qui durcit quand le froid 
augmente (Pancake ice, où simplement jeune glace) (fig. 2 
de la planche T). 

Ainsi se forment des champs de glace qui peuvent 
atteindre des centaines de kilomètres et qui constituent 
la banquise. 

Quand cette banquise est reliée à la terre et forme une 
banquette continue le long du rivage, on a la banquise côlière. 
Les bords de cette banquise se fragmentent en plaques, 
qu’on appelle des floes. La figure 1 de la planche IT montre 
un floe sur lequel s’ébattent des pingouins. Les floes attei- 
gnent rarement une dizaine de mètres d'épaisseur; les plus 
communs ont moins d’un mètre. Les floes épais d’une tren- 
taine ou d’une cinquantaine de mètres des mers arctiques, 
appelés par Nares les floes paléocrystiques, sont en réalité 
des petits icebergs, ainsi que Peary l’a démontré. 

La réunion de plusieurs floes constitue la banquise propre- 
ment dite ou le pack (fig. 2 de la planche IT). Le pack est 
lâche, quand :1l existe entre les différents floes des espaces 
d’eau libre. Si ces espaces d’eau libre sont assez nombreux 
pour que la navigation soit relativement facile entre les 
floes, on désigne parfois le pack sous le nom de drift. 

Sous l'influence des courants, des vents et des variations 
de température, les différentes parties de la banquise, dans 
les mers polaires, se pressent les unes contre les autres, 
en donnant naissance à des monticules de glace appelés 
hummocks, qui atteignent rarement une dizaine de mètres 
de hauteur. Ces pressions sont parfois considérables, et 
plusieurs navires polaires ont été broyés par elles (la Jean- 
nelle, la Hansa, le Tegethoff, le Polaris, le Karluk, dans le 
Nord, l'Anlar:lic, l' Endurance dans le Sud). 

La glace de mer a une couleur terne caractéristique, tandis 
que la glace de terre est toujours plus transparente et un peu 
plus bleue. 

Au-dessus du pack, le ciel prend des reflets blanchâtres, 
qui en annoncent de loin la présence et qu’on appelle l’ice- 


PLANCHES I ET Il. 


58 CÉANOGRAPHIE PHYSIQUE 


blink. De même, lorsqu'on se trouve au milieu du pack, la 
présence de la mer libre est annoncée par des teintes plus 
sombres, qu’on appelle walersky. 


Sans parler des observations spéciales réservées aux expédi- 
lions polaires, il faut, lorsqu'on aperçoit des glaces, d’abord 
bien spécifier leur nature, noter toutes leurs particularités, 
évaluer leurs dimensions, surtout si elles paraissent excep- 
tionnelles, en prendre des échantillons s’il y a lieu, en vue 
d'analyses ultérieures. 

Si les glacons transportent de la terre ou des pierres, il 
faut en recueillir des échantillons, car leur étude permettra 
d’avoir des indications précises sur l’origine des glaces. Il 
faut enfin multiplier les observations de température et de 
densité de l’eau de mer, données qui peuvent avoir des rela- 
tions intéressantes avec la présence des glaces, ou qui peuvent, 


en tout cas, servir à déterminer les courants qui les ont 
amenées. 


SIGNES DE LA PROXIMITÉ DES GLACES 
DANS LES RÉGIONS TEMPÉRÉES. 


Avant d’apercevoir les glaces du pont d’un navire, s'il 
s’agit de pack de dérive, l’iceblink, dont nous avons parlé 
plus haut, se manifeste. Par journée claire, le ciel sera beau- 
coup plus pâle. 

Par brouillard, les icebergs apparaissent d’abord comme 
des objets foncés. Par brouillard épais, la première manifes- 
tation de l’iceberg est une ligne d’eau plus foncée à sa flot- 
taison. 

Un iceberg peut être parfois révélé par l’écho du sifflet ou 
de la sirène. L'absence d’écho n’est pas du tout un signe 
qu'il n'y a pas d’iceberg, car, pour qu'il y ait écho, il faut 
que l’iceberg présente un mur vertical, ce qui n’est pas tou- 
Jours le cas. 

La présence des icebergs est souvent révélée par le bruit 
qu'ils font en se brisant en morceaux. Ce bruit est analogue 
à celui des brisants ou d’une lointaine canonnade. 


OBSERVATION DES GLACES 59 


Des débris de glace annoncent aussi parfois la présence de 
l’iceberg, qui leur a donné naissance. 

L'absence de houle et de vagues par brise fraîche est un 
signe qu'il y a de la glace dans le voisinage, si ce calme relatif 
ne peut pas être attribué à une terre. 

La présence de troupeaux de phoques est aussi un signe 
de glaces. 

La température de l’air se rafraichit. Quant à la tempéra- 
ture de la mer, il est à peu près démontré que l’on ne peut 
pas déceler la présence d’un iceberg par la baisse de tem- 
pérature de l’eau de mer. Au contraire, des observations 
récentes semblent montrer qu'on observe, à un mètre de 
profondeur, une légère hausse de température, quand on 
approche d’un iceberg. 


DEUXIÈME PARTIE 


PES RÉSULTATS 


CHAPITRE PREMIER 


GÉNÉRALITÉS SUR LES OCÉANS 


La géographie nous fournit sur les océans des données 
générales, qu'il est utile de rappeler. 


RÉPARTITION DES TERRES ET DES MERS. 


Les océans recouvrent à peu près les trois quarts de la 
surface terrestre. La surface du globe étant évaluée à 
510 millions de kilomètres carrés, il y a environ 365 millions 
occupés par les eaux marines, pour 145 millions occupés 
par les terres. 

Ces terres ne sont pas également réparties dans les deux 
hémisphères : l’hémisphère Nord, qu’on appelle parfois 
l'hémisphère continental, comprend plus des deux tiers de 
toutes les terres (environ 100 millions de kilomètres carrés) ; 
l'hémisphère Sud, l'hémisphère marilime, comprend plus de 
la moitié des mers (environ 211 millions de kilomètres carrés). 

Il faut d’ailleurs remarquer que l'hémisphère dit conti- 
nental comprend, tout de même, plus de mers que de terres 
(155 millions de kilomètres carrés d’eau contre 100 millions 
de kilomètres carrés de terres). 

On a cherché à déterminer le pôle de l'hémisphère qui 
contiendrait le plus de terres, et, par tâätonnements, on est 
arrivé à montrer qu'un hémisphère, qui aurait pour pôle un 


62 OCÉANOGRAPHIE PHYSIQUE 


point situé en France, comprendrait 115 millions de kilo- 
mètres carrés de terres pour 140 millions de kilomètres carrés 
de mer, tandis que l’autre hémisphère, qui aurait son pôle 
vers la Nouvelle-Zélande, comprendrait 225 millions de 
kilomètres carrés de mer pour 30 millions de kiiomètres carrés 
de terres. Autrement dit, en chiffres ronds, l’hémisphère 
continental, ou émergé, comprend à peu près autant de terres 
que d’eau, tandis que l'hémisphère maritime, ou immergé, 
renferme sept fois plus d’eau que de terres (1). 

La répartition des terres et des mers joue un grand rôle 
dans l’étude des climats, et les différences climatériques 
observées entre les deux hémisphères, pour des régions 
situées à des latitudes égales, tiennent en grande partie à 
cette répartition différente. 

L'opposition diamétrale des continents et des mers a été 
aussi signalée depuis longtemps par les géographes. Presque 
tous les points de la surface des terres émergées ont sur les 
mers leurs antipodes (c’est-à-dire les points qui, dans l’autre 
hémisphère, leur sont diamétralement opposés). «Toute 
saillie qui émerge au-dessus de la surface des mers, a dit de 
Lapparent, a dix-neuf chances sur vingt d’avoir un creux pour 
point diamétralement opposé. » 

On a remarqué aussi depuis longtemps que l’ensemble des 
terres forme trois massifs très larges dans le nord et terminés 
en pointe vers le sud : Amérique, Europe-Afrique, Asie-Aus- 
tralasie. Par esprit de symétrie, on a voulu voir une disposition 
inverse des masses océaniques : la masse principale entoure 
le continent antarctique et envoie vers le nord trois grands 
prolongements, Atlantique, océan Indien, Pacifique. 

Il ne faut pas exagérer ces symétries, qui ne sont que de 
pures coïncidences. Les théories d’apparence ingénieuse 
qu’on a proposées pour les expliquer n’ont pas toujours une 
base sérieuse (2). 

(1) Certains géographes ont prétendu que nous avions lieu d’être fiers 
d’avoir notre pays situé au pôle de l’hémisphère continental : n'est-ce 
pas un orgueil un peu puéril de se croire prédestinés, par des causes 
géographiques, à devenir le centre du monde civilisé ? 


(2) Une des raisons de l’épanouissement apparent vers le nord des 
terres est probablement l'usage des planisphères en projection de 


GÉNÉRALITÉS SUR LES OCÉANS 63 


p] 


CLASSIFICATION GÉNÉRALE DES MER 


{ 


Le terme océan est d'ordinaire réservé pour désigner les 
vastes étendues liquides, limitées par les continents : océan 
Atlantique, océan Pacifique, océan Indien, océan Arctique, 
océan Antarctique ou océan Austral. 

L’océan Pacifique, qui est le plus grand de tous, occupe 
une superficie d'environ 167 millions de kilomètres carrés ; 
l’océan Atlantique occupe 83 millions, l'océan Indien 75 mil- 
lions, l'océan Arctique 14 millions; l'océan Antarctique, 
dont les limites sont bien imprécises, a seulement 20 millions 
de kilomètres carrés. 

A titre de comparaison, nous rappellerons les superficies 
qui nous sont plus familières : l'Europe, 10 millions ; la 
mer Méditerranée, 3 millions ; la France, 550 000 kilomètres 
carrés. 

Le mot mer a, en géographie, une acception plus précise 
que dans le langage courant : il désigne les étendues d’eau 
presque fermées (mer Méditerranée) ou des portions bien 
définies d’un océan principal, on dit quelquefois mers bor- 
dières (mer du Nord, mer Baltique, mer Rouge, etc.). Mais 
les usages consacrés sont parfois plus forts que les classifi- 
cations, souvent artificielles (1). C’est ainsi que les marins 
continuent à dire les mers du Sud pour l’océan Austral, que 
l’on dit golfe Persique et non mer Persique, et plus souvent 
mer d’'Oman que golfe d’Oman et golfe du Bengale que mer 
du Bengale, quoiqu'il s’agisse de deux portions de l'océan 
Indien qui, au point de vue topographique, ne présentent 
pas de différences essentielles. 


Mercator. Comme les continents septentrionaux s'étendent jusqu'à 
de hautes latitudes, leurs dimensions sont très exagérées sur la carte. 
Il n’en est pas de même pour les continents de l'hémisphère sud, qui 
se terminent vers le quarantième degré. L'océan Austral occupe aussi 
une surface beaucoup moins grande, en réalité, qu’elle ne parait sur la 
carte de Mercator. 

(1) 11 faut se garder de donner raison aux détracteurs de la géo- 
graphie, qui prétendent qu’elle n’est qu'une science de mots et que les 
géographes sont les derniers « nominalistes ». 


CHAPITRE I1 
LA PROFONDEUR DE LA MER 


PROFONDEUR MOYENNE DES OCÉANS. 


S'il existe encore de grandes étendues de mer qui n’ont 
Jamais été sondées, nous avons cependant aujourd'hui à 
notre disposition un nombre considérable de documents, qui 
permettent d'étudier d’une façon assez précise la structure 
des fonds. 

Pour figurer le relief sous-marin, on emploie le même pro- 
cédé que pour figurer le relief terrestre : on réunit par une 
ligne, appelée isobalhe, les points où la profondeur est la 
même. Une carte, qui indique les profondeurs, s’appelle une 
carle bathymétrique. 

D'après une évaluation qui ne doit pas comporter d'erreur 
grossière, la profondeur moyenne des mers est comprise 
entre 3 500 et 4 000 mètres (1). 

Ce chiffre est considérable, si l’on songe que la hauteur 
moyenne des terres émergées est d'environ 700 mètres 
(825 mètres si le continent antarctique a une hauteur 
moyenne de 2 000 mètres, ce qui paraît probable). 

Le volume total de la masse marine est d'environ 
1300 000 kilomètres cubes, douze fois le volume des 
terres émergées. Si les terres étaient nivelées, les mers les 
recouvriraient d’une couche uniforme de 2500 mètres 
d'épaisseur. 


(1) KrummMmEez, dans son Handbuch der Ozeanographie, ose écrire 
3997 mètres. Qui espère-t-on impressionner avec une pareille préci- 
sion? 


[SA 


LA PROFONDEUR DE LA MER 65 


Ces nombres énormes dépassent d’ailleurs la portée de 
notre entendement : un fleuve qui débiterait ! kilomètre 
cube à la minute, depuis le début de l’ère chrétienne, n'aurait 
pas encore rempli le bassin actuel de la mer. La Seine, qui 
débite en moyenne 290 mètres cubes d’eau par seconde, 
mettrait, pour le faire, près de 200 millions d'années. 


PROFONDEURS MAXIMA. , 


Les plus grandes profondeurs mesurées actuellement se 
trouvent dans l’océan Pacifique. Voici, d’après les derniers 
documents publiés par l’Institut océanographique de Paris, 
la liste de celles qui dépassent 9 000 mètres (1). 


Re D SITUATION 
PROFONDEURS. LATITUDE. LONGITUDE. CÉOCRABHIQUE. 
9 020 mètres... 6215°N 197092’E Philippines. 

9031 — 59 212N 127048'E Philippines. 

9440 — 3 60 46°S 1530 56‘E Au nord de Manahi 

9184 — . 24000’$ 175200" W  |lle Tonga. 

(109 (TEE x 280445 176004" W  |ile Tonga. 

94927 — : 380923/5 176039" W |fle Kermadec. 

9636 — = 195407N 145930°7E Entre les Mariannes el 
les Carolines. 

PSS $ 9956/N 126°40'E Philippines. 


La plus grande profondeur de l'océan Atlantique est de 
8 526 mètres au nord de Porto-Rico. 

Dans l'océan Indien, la profondeur ne dépasse pas 
7 000 mètres, trouvés au sud de Java. 

Dans l’océan Arctique, Nansen a trouvé une profondeur 
maxima de 3 900 mètres. 

Quant à l’océan Antarctique, sa profondeur dépasse en 
plusieurs endroits 5 000 mètres. La plus grande profondeur 
observée jusqu'ici est de 5 700 mètres, au sud de l'Afrique. 


(1) Nous laissons à tous les sondages leur approximation du mètre, 
telle que l’ont donnée leurs auteurs, mais il faut se rappeler que c’est là 
une précision illusoire : on ne sonde pas par grande profondeur à 
1 mètre près, mais seulement à une cinquantaine de mètres près. 

Océanographie. 5 


66 OCÉANOGRAPHIE PHYSIQUE 


Dans la Méditerranée, la fosse de Corfou atteint 4 440 mè- 
tres. 

A titre de comparaison, il faut se rappeler que la plus 
haute montagne connue, le mont Everest, dans l'Himalaya, 
a une hauteur de 8 840 mètres. Les mers sont donc plus pro- 
fondes que les terres ne sont hautes. 

Le diagramme de la figure 29, imaginé par l’océanographe 
anglais Supan, représente l’étendue relative et le relief des 
parties du globe émergées et immergées. Ce diagramme est 
construit de la façon suivante. De part et d’autre d’une ligne 
représentant le niveau de la mer, on a tracé, à gauche, les 
échelles verticales du relief terrestre et à droite celles des 
profondeurs de la mer, à des distances horizontales propor- 
tionnelles aux étendues situées à tel ou tel niveau. La lon- 
gueur AB représente les 145 millions de kilomètres carrés de 
la surface émergée, tandis que AC figure les 365 millions de 
la surface marine. La distance qui sépare deux ordonnées 
successives, par exemple les ordonnées de 4 000 mètres et 
de 5 000 mètres, représente l’étendue des terres ou des mers 
dont les hauteurs, ou les profondeurs, sont comprises entre 
4 000 et 5 000 mètres. 

On voit sur ce diagramme que, tandis que la surface des 
terres, dont l'altitude est inférieure à 1 000 mètres, dépasse 
de beaucoup la surface des terres plus élevées, la surface des 
mers de moins de 1 000 mètres de profondeur est très faible, 
par rapport au reste. Les très grandes altitudes et les très 
grandes profondeurs sont très rares et n’occupent qu’une 
très petite surface du globe. Sur les 145 millions de kilomètres 
carrés de terres émergées, 3 millions, soit environ 2 p. 100, 
s'élèvent au-dessus de 4 000 mètres ; sur les 365 millions de 
kilomètres carrés de mer, 185 millions, soit à peu près la 
moitié, ont une profondeur supérieure à 4 000 mètres. 


RÉPARTITION DES PROFONDEURS. 


Les océans ne se présentent pas sous la forme d'une 
cuvette s’approfondissant peu à peu à mesure qu’on s'éloigne 
du rivage, pas plus que les continents ne forment des sortes 


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À SoJJs | 


68 OCÉANOGRAPHIE PHYSIQUE 


de dômes réguliers. Le fond de la mer est, dans ses grandes 
lignes, probablement aussi accidenté que la surface terrestre. 
Nous disons dans ses grandes lignes, car le fond de la mer 
n’est pas découpé et tourmenté, comme le relief terrestre, 
par les érosions, et les dépôts finissent à la longue par le 
niveler en partie. Il arrive souvent, comme le montre la carte 
de la figure 30 sur laquelle nous avons tracé les zones où la 
profondeur est supérieure à 6000 mètres, que les très 
grandes profondeurs se trouvent près du rivage. 

Les géologues ont cherché à relier les accidents sous-marins 
aux accidents du relief terrestre. Les uns et les autres pro- 
viennent en effet des mêmes causes : formation de plis par 
compression latérale due à la contraction de l’écorce terrestre 
et affaissements locaux. Les théories sont à ce sujet pré- 
maturées. Le relief sous-marin n’est pas encore en effet 
parfaitement connu. Il faudra de très nombreux sondages 
pour déterminer ce relief avec précision, car chaque sondage 
ne donne qu’une cote et ne renseigne pas du tout sur les pro- 
fondeurs voisines (1). Dans beaucoup de régions, il existe à 
peineun ou deux sondages pour une étendue grande comme 
la France, et quelquefois moins encore. Ne risquerions- 
nous pas de faire de grossières erreurs sur la topographie de 
la France si nous n’avions, pour la déterminer, qu’une ou 
deux mesures d'altitude prises au hasard? 


PLATEAU CONTINENTAL. 


Si les parties les plus profondes des océans ont un grand 
intérêt géographique ou géologique, les régions les moins pro- 
fondes, dont la profondeur ne dépasse pas 200 à 500 mètres, 
ont un intérêt pratique de premier ordre : au point de vue 
de la navigation, c’est la région qu’il faut connaître en 
détail, non seulement parce qu’elle peut présenter des hauts 
fonds dangereux, mais parce que les sondages peuvent alors 


(1) Une station géodésique à terre suffit au contraire à donner des 
renseignements sur toute la région environnante visible. Le levé du 
relief sous-marin est donc beaucoup plus long que le levé du relief 
terrestre. 


POP PTS Ce 


PES 


69 


LA PROFONDEUR DE LA MER 


S0/9294 0000 E Sa/N91J90NS SUJN9PUO/O deatiae 
74 9 € ALES OT 


70 OCÉANOGRAPHIE PHYSIQUE 


servir à déterminer la position du navire, si l’on possède une 
carte bathymétrique exacte ; c’est aussi par ces profondeurs 


Er Profondeurs inferieures a 1000 métres 


Fig. 31. 


relativement faibles que s'exerce l’industrie des pêches. 
En partant du rivage, la pente des fonds est généralement 


LA PROFONDEUR DE LA MER 71 


faible, et, à une distance plus ou moins grande de la côte, 
s'étend une plate-forme immergée, qui ne dépasse pas géné- 
ralement la profondeur de 200 mètres, mais qui peut atteindre 
en certaines régions 400 à 500 mètres, Du côté du large, cette 
plate-forme cesse assez brusquement, et, alors qu'il a fallu 
parcourir parfois des centaines de kilomètres pour atteindre 


D Fohreurs infèrieures à 1000 mêtres 


Fig. 32. 


la profondeur de 200 mètres, quelques kilomètres plus loin 
on atteint des profondeurs de 1 000 mètres et davantage. 

Cette plate-forme, qui borde les continents, a reçu le nom 
de socle ou de plaleau continental. Elle occupe une surface à 
peu près égale au dixième de la surface totale des mers. Les 
cartes des figures 31 et 32, sur lesquelles nous avons marqué 
l’aire où les profondeurs sont inférieures à 1 000 mètres, en 
donnent à peu près les limites. 

Le plateau continental est très développé dans l'océan 
Arctique. Les îles arctiques du Spitzberg, de François- 
Joseph, de la Nouvelle-Zemble, de Nicolas IT, de la Nouvelle- 


72 OCÉANOGRAPHIE PHYSIQUE 


Sibérie, sont situées sur l'immense plate-forme, plus ou 
moins découpée, qui prolonge la côte de Sibérie. Il faut 
s’avancer à plus de 600 kilomètres au large pour trouver des 
profondeurs supérieures. à 100 mètres. Le fond y est très 


— Limites du Plateau Continental 
en Europe Vccidenta/e 


Fig. 33. 


égal, raboté par les gros glacons pris dans la banquise et 
entraînés par les courants. 

Le plateau continental est très développé sur les côtes de 
Norvège, o‘ sa largeur dépasse 200 kilomètres. Il est aussi très 
large sur les côtes de France, au nord de la Gironde : par le 
travers de Lorient, il atteint 300 kilomètres. Il est au con- 
traire très étroit sur les côtes occidentales de l’Amérique. 
La carte de la figure 33, sur laquelle l’isobathe de 200 mètres 
est tracée en pointillé, donne les limites du plateau conti- 
nental en Europe -occidentale. 

On reconnaît, dans le plateau continental, les principaux 
accidents du relief de la côte, qui se continuent sous les flots. 


LA PROFONDEUR DE LA MER 73 


Ainsi, sur les côtes à fiords, profondes vallées encaissées, aux 
parois à pic, formées par des plissements de l'écorce et 
creusées par d’anciens glaciers, les fiords se continuent au 
large. Souvent, dans un fiord, les profondeurs les plus grandes 
se trouvent au voisinage de la côte, tandis qu'il existe au 
large un seuil, formé sans doute par les accumulations des 
anciennes moraines. Les types les plus complets de fiords 
se trouvent en Norvège, et quelques-uns d’entre eux pré- 
sentent des profondeurs supérieures à 500 mètres. 

Les vallées de beaucoup de fleuves terrestres se continuent 
aussi par des vallées sous-marines. Un exemple est fourni en 
France par la vallée du Trieux sur la côte nord de Bretagne, 


1° I22E 


par les vallées du Congo en Afrique (fig.34), de l’Indus en 
Asie. Les cartes marines d'Islande montrent d'une facon 
très nette la prolongation sous les flots des vallées terrestres, 
et l’on a pu suivre, dans la mer du Nord, l’ancien cours du 
Rhin, dont les fleuves d'Angleterre et d'Écosse étaient alors 
les affluents. Plusieurs de ces vallées sous-marines ont été 
en effet formées autrefois par l'érosion des cours d’eau, lorsque 
le plateau continental n’était pas submergé, mais s'élevait 
plus ou moins au-dessus du niveau de la mer. Quelques-unes 
marquent même l’ancienne embouchure des cours d’eau. Tel 
est le gouf de Cap-Breton, dans le golfe de Gascogne (fig. 35), 


74 OCÉANOGRAPHIE PHYSIQUE 


qui est sans doute l’ancienne vallée de l’Adour (1). Auprès 
du cap Vert, dans la baie d’Yof (latitude 15°$, longitude 
170 20° W), il existe une vallée sous-marine très nette, qui 
est sans doute la vallée d’un cours d’eau aujourd’hui disparu. 

Les rivages de la mer, qui nous paraissent très fixes, ont 


Fig. 35. 


éprouvé en effet, au cours des âges géologiques, des variations 
considérables. Ces variations se continuent d’ailleurs sous 
nos yeux. Pour ne citer que des exemples pris sur les côtes 
de France, il existe en Bretagne et sur les côtes de la Manche 
de nombreuses traces de submersion (2), tandis que les côtes 
du golfe de Gascogne et celles de la Méditerranée offrent des 
traces d’émersion. 


PENTES DES FONDS. 


Quand on dit que la limite du plateau continental vers le 
large est abrupte, il ne faut prendre ce mot que dans une 


(1) Cette interprétation, en ce qui concerne le gouf du Cap-Breton, 
n'est pas universellement admise. 

(2) Dans la baie du Morbihan, à l'ilot d’Erlanic, des dolmens et leurs 
cercles de pierres sont aujourd’hui sous les eaux et ne se montrent 
qu'à marée basse. 


LA PROFONDEUR DE LA MER 75 


acception relative. La pente des fonds augmente quand on 
quitte le plateau continental, mais elle ne devient pas pour 
cela considérable. Si, au voisinage de certaines fosses très 


Niveau de /a mer 


B°de la Chapelle 


profondes, et surtout auprès d'iles volcaniques isolées en 
plein océan, les pentes peuvent dépasser, en des régions très 
limitées, la valeur de 50 p. 100, les pentes de 10 p. 100 sont 
rares, et ce sont ces pentes-là qui constituent la limite abruple 
du plateau continental. Les figures dans lesquelles la même 
échelle a été adoptée pour les profondeurs et pour les lon- 
gueurs montrent, dans des cas typiques, la valeur relative 


Récif Niveau de la mer 


5860! À. 


25: 


a — 
O0 10 20 230 40 590 60 kil 
Echelle commune -aux longueurs et aux profondeurs 


Fig. 31. 


des différentes pentes. La figure 36 donne, par exemple, 
la coupe du plateau continental par le travers de Lorient 
et la figure 37 la coupe de la fosse des îles Tonga, dans l'océan 
Pacifique. 

Dans le même ordre d'idées, il faut signaler que les fonds 
de l’océan sont très rarement concaves. Pour qu'un océan, 
dont les rivages sont en À et en B (fig. 38), présente un fond 
concave, il faut que sa profondeur soit plus grande que la 
flèche CD de l’arc AB. Or cette flèche est généralement consi- 
dérable. Dans le cas de l’Atlantique nord, l'arc AB, entre 
l’Europe et l'Amérique, est de 60° environ. La flèche CD a 


76 OCÉANOGRAPHIE PHYSIQUE 


alors une longueur de plus de 1 600 kilomètres. Ce n’est que 
dans des détroits (Pas-de-Calais par exemple) ou dans des 


D 


fosses très étroites et très profondes que le fond de l'océan 
présente une véritable concavité. 


LE NIVEAU DE LA- MER. 


Toutes les altitudes, toutes les profondeurs sont rapportées 
à un niveau conventionnel, qui est le niveau de la mer. 
Théoriquement la surface de l’océan est celle d’un ellipsoïde 
de révolution légèrement aplati. C’est à cette surface, pro- 
longée sous les continents, qu'on rapporte les altitudes 
terrestres. Mais le rivage de la mer est-il l'intersection de 
cette surface avec les terres ? Évidemment non. D'abord 
parce que le niveau de la mer n’est pas fixe : les mouvements 
de la mer, dont nous aurons à parler, et, en première ligne, 
les marées, le modifient. La pluie, la pression barométrique 
ont aussi leur influence. Le vent peut produire des dénivella- 
tions qui dépassent parfois 2 mètres. Le niveau moyen de la 
mer, que nous définirons exactement chapitre VIII, ne 
correspond pas forcément à cette surface théorique. Plu- 
sieurs causes interviennent, en effet, pour le modifier locale- 
ment d'une facon permanente. Les attractions locales des 
grandes masses continentales relèvent à leur voisinage le 
niveau de la mer. Cette surélévation de l’océan près des côtes 


£ LA PROFONDEUR DE LA MER 77 


peut atteindre jusqu’à 250 mètres, d’après certaines estima- 
tions, d’ailleurs discutées (1). 

Le niveau de la mer n’est pas le même dans les différentes 
mers dont la salure et, par suite, la densité sont différentes. 
Ces mers, qui communiquent entre elles, se trouvent sou- 
mises aux mêmes lois que les vases communicants contenant 
des liquides de densité différente : les plus légères s'élèvent 
plus haut que les plus lourdes (2). 

Le niveau de la mer sera donc un niveau conventionnel, 
défini d’une façon précise en un certain lieu. En France, on 
a choisi le niveau moyen de la mer à Marseille. Le nivelle- 
ment général de la France a montré que le niveau moyen de 
la mer différait à Brest de 0M,17 du niveau moyen de la mer 
à Marseille (3). 

Il n’y a pas d’ailleurs que sur les côtes que le niveau de 
la mer s’écarte de la surface de rellipsoïde théorique. Des 
mesures récentes d'intensité de la pesanteur au milieu des 
océans semblent montrer qu'il y existe des dénivellations 
importantes. On constate, en effet, que l'intensité de la pesan- 
teur sur les îles isolées est plus forte que sur les continents, 
et on a attribué cette différence à une dénivellation de la 
surface océanique, qui la rapprocherait du centre de la terre, 
ce qui aurait pour effet d'augmenter la pesanteur. Aucune 
mesure géodésique ne permet de vérifier cette hypothèse, 
que certaines mesures de pesanteur en plein océan contre- 
disent d’ailleurs. 

En résumé, nos mesures d’altitude et de profondeur ne 
peuvent être rapportées qu'à un repère local, qui est le 
niveau moyen des mers en un point particulier de la région 
considérée. Il ne nous est pas possible de rapporter ces 
altitudes avec précision à la surface de l’ellipsoïde terrestre 


(1) Les attractions terrestres locales ont pour effet de produire des 
déviations de la verticale, qui ont pu être très exactement mesurées : ces 
déviations atteignent 16” à Nice, 14” à Toulon, 7” à Marseille. 

(2) Nous verrons, chapitre X, que cette différence de niveau, due aux 
différences de densités, est une des causes des courants. 

(3) Entre les côtes de l'Atlantique et du Pacifique, pour une distance 
de 7 400 kilomètres, les Américains ont trouvé une différence de niveau 
de Om,19 seulement, 


78 OCÉANOGRAPHIE PHYSIQUE 


ou au centre de la terre. Des montagnes de4000 mètres de 
hauteur, mesurées à la même latitude en Europe, en 
Amérique ou au centre du Pacifique, devraient! théorique- 
ment avoir leur sommet à la même distance du centre de 
la terre. Rien ne permet d’affirmer qu'il en est ainsi, et, au 
contraire, il est très probable que cela n’est pas. 


À 
. 
on chu se Dés 


CHAPITRE, ITA 


NATURE DU FOND DE LA MER 


Ce n’est qu’en des endroits très limités et voisins des côtes 
quela croûte terrestresoriginelle forme le fond du lit océanique. 
Presque partout, la croûte terrestre a été recouverte par des 
sédiments de nature très variée, mais qui, en très grande 
majorité, appartiennent au genre vase. 

La classification des fonds marins a donné lieu et donne 
lieu encore à de nombreuses discussions. I a plus connue est 
la suivante, qui a au moins l’avantage d’être simple. On 
divise les fonds en trois grandes catégories : les dépôts litto- 
raux, les dépôts terrigènes et les dépôts pélagiques. 


DÉPÔTS LITTORAUX. 


Les dépôts littoraux sont ceux que l’on trouve dans la 
partie du rivage soumise au jeu des marées et au voisinage 
immédiat de la côte. Ils proviennent de la désagrégation du 
littoral sous l’effet de l’érosion marine. Ils sont formés des 
mêmes matériaux que le littoral. Ce sont d’abord des cailloux 
plus ou moins gros, transformés bientôt, en se frottant les 
uns sur les autres, en galets et en gravier, triés sur les plages 
par les vagues avec une précision parfois surprenante, tous 
les galets ou tous les graviers voisins ayant la même forme et 
la même grosseur. Les graviers finissent par devenir eux- 
mêmes, à l’usure, du sable. 

La vague pousse les matériaux les plus gros vers le haut 
de la plage et entraîne, en se retirant, les matériaux plus 


80 OCÉANOGRAPHIE PHYSIQUE 


petits, si bien que, théoriquement au moins, on doit ren- 
contrer d’abord une plage de galets, continuée par une plage 
de graviers et par une plage de sable. Enfin, à mesure qu’on 
s’avance vers le large, ce sable lui-même devient de plus en 
plus ténu et finit par former de la vase. 

En plus de ces dépôts qui proviennent de l'attaque du 
rivage par la mer, les fleuves apportent avec eux toute une 
série de matériaux, qui ont comme origine l’intérieur des 
terres. S'il arrive parfois que ces particules soient entraînées 
loin vers le large par des courants superficiels violents, le 
plus souvent les eaux limoneuses se déposent très près de 
l'embouchure du fleuve, car l’eau de mer a la propriété 
d'accélérer le dépôt des particules en suspension (1). 

Ainsi s'explique la formation des bancs de vase qui 
encombrent si souvent l'embouchure des fleuves et consti- 
tuent pour la navigation des obstacles importants. Si le 
fleuve débouche dans une mer sans marée et sans courants 
importants, les sédiments qu'il apporte finissent par 
obstruer son propre cours et par le diviser en deltas, aux 
bras multiples et peu profonds. 

Enfin les débris d'animaux tiennent, en certains endroits, 
une place importante dans les dépôts littoraux. 


DÉPÔTS TERRIGÈNES, 


Lorsque les vagues et les courants ont trituré les éléments 


littoraux au point de lestransformer en poudre presque impal-: 


pable, la vase, la dissémination peut s’en faire à de grandes 
distances, et on désigne sous le nom de dépôls lerrigènes ces 
dépôts dont l’origine est purement terrestre. Ils sont naturel- 
lement disposés sur le pourtour des continents (carte de la 
figure 39). 

On distingue ces vases surtout par la couleur. Les vases 
verles et les vases bleues présentent une couleur verdâtre ou 
bleuâtre (ardoise) due à du sulfate de fer et à des matières 


(1) Le dépôt se fait dans l’eau de mer en quinze fois moins de temps 
que dans l’eau douce. 


81 


NATURE DU FOND DE LA MER 


SU8900) S8/ Suep 


souebrso7 s30d2(7 


C77777 


Océanographie. 


82 OCÉANOGRAPHIE PHYSIQUE 


organiques. La partie directement en contact avec l’eau 
est rouge ou brune, par oxydation. Lorsque la couleur brune 
n'existe pas, c’est que l'oxydation n’a pas eu le temps de se 
produire. De la couleur de la vase, on peut donc déduire 
la rapidité de la sédimentation. Ces vases ont souvent l'odeur 
caractéristique de l'hydrogène sulfuré. Elles forment la 
partie la plus importante des dépôts terrigènes et couvrent 
complètement le fond des mers fermées, comme la Médi- 
terranée et l’océan Arctique. Il n’y a pas besoin d'aller 
très loin pour les trouver : ce sont elles qui constituent les 
fonds de la plupart de nos ports. 

Lorsque les vases bleues contiennent beaucoup de grains 
de glauconie (silicate double de potassium), elles prennent 
une teinte plus grise. Les vases à glauconie se rencontrent 
surtout au voisinage des côtes, où les cours d’eau sont peu 
importants (cap de Bonne-Espérance, côte orientale d’Aus- 
tralie, Japon, côte atlantique des États-Unis). 

Les vases rouges où jaunes proviennent des dépôts charriés 
par les fleuves dans certaines régions (par exemple Orénoque, 
Amazone, Yang-tse-Kiang). 

Autour des îles volcaniques, les vases sont grises ou noires 
et proviennent de ponces et de scories. 

Autour des iles et des récifs de coraux, les dépôts terri- 
gènes, dits coralliens, sont caractérisés par leur abondance 
en calcaire et sont généralement blanchälres. 

Aux dépôts terrigènes se rattachent les cailloux isolés 
qu’on trouve à toutes profondeurs et qui, pour la plupart, 
ont été transportés par des causes fortuites, en particulier 
par le charriage des icebergs (Voir plus loin, chapitre XI). 

On peut aussi leur rattacher les dépôls éoliens, dus aux 
poussières terrestres transportées sur les océans par les vents 
et qui sont loin d’être négligeables. 


DÉPÔTS PÉLAGIQUES. 


La plus grande partie des fonds de la mer est recouverte 
de dépôts qui n’ont pas été arrachés aux rivages par l’érosion 
fluviale ou marine. On appelle ces dépôts, qui se rencontrent 


NATURE DU FOND DE LA MER 83 


toujours dans les mers profondes, des dépôls pélagiques. 

Beaucoup de ces dépôts sont des vases, dont la partie 
constituante la plus importante est composée de débris 
calcaires ou siliceux d'animaux marins. Suivant la proportion 
plus du moins grande de ces débris d’animaux, on distingue : 

La vase à pléropodes, très calcaire (jusqu’à 90 p. 100 de 
carbonate de chaux), et où abondent plus ou moins les 
débris des coquilles minces et très fragiles de petits mol- 
lusques vivant en troupes nombreuses, appelés pléropodes, 
souvent assez gros pour être visibles à l’œil nu. La vase à 
ptéropodes se trouve, dans les mers chaudes et tempérées. 
à des profondeurs inférieures à 2 000 mètres. 

La vase à globigérines, de couleur blanchâtre ou rosée, qui 
donne entre les doigts un sable fin à grains arrondis, et dont 
la teneur en carbonate de chaux est encore très grande (60 à 
70 p. 100). Les globigérines sont des animaux inférieurs, de 
la classe des protozoaires, formés d’un petit nombre de loges 
calcaires sphériques, percées de pores et groupées suivant une 
spire mal définie. L'ensemble a ordinairement un diamètre 
inférieur à 1 millimètre. Leur carapace est munie de nom- 
breux prolongements très fins, qui aident l'animal à flotter. 
La vase à globigérines, beaucoup plus fréquente que la vase 
à ptéropodes, est surtout abondante dans l'Atlantique, par 
des profondeurs comprises entre 2 000 et 5 000 mètres. 

La vase à dialomées, dépôt blanchâtre, un peu rosé ou 
verdâtre, caractérisée par une grande quantité de carapaces 
siliceuses d’algues microscopiques, nommées diatomées. 
Chacune de ces algues se compose d’une masse protoplas- 
mique enfoncée dans une véritable boîte de cellulose, forte- 
ment incrustée de silice. Cette vase est surtout abondante 
sur le pourtour de l'océan Antarctique. 

La vase à radiolaires, vase argileuse, rougeàtre ou brune, 
dans laquelle on trouve des débris de radiolaires, animaux 
voisins des globigérines, mais qui possèdent un squelette 
formé de silice hydratée, c’est-à-dire d’opale. Ces squelettes 
présentent des formes extrêmement variées, depuis de fins 
spicules jusqu’à des combinaisons géométriques compli- 
quées et des dentelles très élégantes. La vase à radiolaires ne 


84 OCÉANOGRAPHIE PHYSIQUE 


se trouve que dans les régions tropicales de l’océan Paci- 
fique et de l'océan Indien, à des profondeurs supérieures 
àa4 000 mètres. 

Enfin les fonds des parties les plus profondes des océans, 
au-dessous de 5 000 mètres, sont constitués par une urgile 
rouge où brune (couleur chocolat), très plastique, et qui 
contient diverses matières étrangères : cendres volcaniques 
transportées par les vents, aérolithes ou poussières cosmiques 
(ces dernières plus importantes qu’on ne le croirait a priori), 
dents de requins, os de baleines. D’après M. Thoulet, l'argile 
rouge auneorigine multiple, et elle est l'aboutissement final. 
la dernière transformation de tous les sédiments marins. 
L’argile rouge recouvre plus de la moitié du fond du Paci- 
fique : elle recouvre environ 130 millions de kilomètres carrés, 
soit plus de 35 p. 100 de la surface immergée (fig. 40). 

D'une facon générale, à mesure que la profondeur aug- 
mente, la proportion de calcaire contenu dans la vase du 
fond diminue. Jusqu'à 1 500 ou 2 000 mètres, presque toutes 
les coquilles des animaux qui vivent dans la mer sont repré- 
sentées dans des dépôts, même les ptéropodes les plus fra- 
giles. À partir de 2 000 mètres, on ne trouve plus que les 
coquilles plus solides des globigérines; mais elles aussifinissent 
par devenir rares, dès que la profondeur dépasse 4000 mètres. 
Au-dessous de 5 000 mètres, dans la zone de la vase à ra- 
diolaires et de l’argile rouge, on ne trouve plus que des traces 
infimes de calcaire (1). 

Pourtant les organismes calcaires sont aussi abondants 
dans la mer au-dessus de l'argile rouge qu’au-dessus de la 
vase à ptéropodes. D’après Murray, une coquille de glo- 
bigérine met de trois à six jours pour tomber à 5 000 mé- 
tres de profondeur ; dans cette chute, elle traverse d’abord 
une couche comprise entre la surface et 2 000 mètres où les 
eaux, saturées de calcaire, ne peuvent la dissoudre, tandis 
que, plus bas, la dissolution est de plus en plus rapide et 
finit par la faire disparaître. 

(1) Récemment, M. Thoulet a signalé une exception à cette loi 


générale au voisinage des Açores. Elle ne doit pas être la seule 
(Comptes rendus de l Académie des sciences du 8 mai 1922). 


86 OCÉANOGRAPHIE PHYSIQUE 


Mais pourquoi l’eau des grands fonds n’arrive-t-elle pas 
à se saturer de calcaire sous la pluie continuelle de coquilles 
qui lui arrivent des couches supérieures? C’est là un pro- 
blème encore mal résolu, qui est d’ailleurs du ressort de 
l’océanographie biologique. : 


CHAPITRE. TV 


L'EAU DE MER. — SA COMPOSITION CHIMIQUE 


LA SALINITÉ DE L'EAU DE MER. 


La caractéristique principale et bien connue de l’eau de 
mer est d’être salée et d’avoir en même temps une saveur 
amére. 

Dans 1 kilogramme d’eau de mer. il y a environ 35 grammes 
de sels divers. Ce nombre de grammes de sels contenus dans 
1 kilogramme d’eau de mer est ce qu’on appelle la salinité, 
de cette eau. 

Voici la composition, en poids de sels contenus dans 
1 000 grammes d’eau, d’un échantillon moyen d’eau de mer, 
en ne citant que les sels principaux : 


sr ChloraredeSodiumeNa Cl) 275r,3 
Chlorure de magnésium (MgCl21...:........... 381,4 
Sulfate de magnésium (MgS04)................ 287, 0e 
Sulistemdenealcium {Gas0t) "5220" ee 1er,3 
Ghlorurestespotassiumi {ROLE MEME CAE 0°r,6 
Carbonate de calcium {CO?Ca})....:.......... ELLE | 


Il est bon de rappeler les caractères de ces principaux sels. 

Le chlorure de sodium, bien connu sous le nom de sel marin, 
est un sel incolore et transparent. 

Le chlorure de magnésium se présente sous forme de 
lamelles cristallines enchevêtrées. 

Le sulfate de magnésium est un sel de saveur amère, 
connu pour ses propriétés purgatives. 

Le sulfate de calcium, blanc, insipide, est le gypse ou pierre 
à plâtre. 


8s OCÉANOGRAPHIE PHYSIQUE 


Le chlorure de potassium cristallise en cubes incolores et 
transparents. 

Le carbonate de calcium est la craie ordinaire, 

L'eau de mer contient d’ailleurs des traces de tous les corps 
connus, car les océans sont alimentés, depuis l’origine de la 
terre, par l’eau des fleuves ayant ruisselé sur tous les conti- 
nents. 

Si l'analyse chimique directe ne permet pas toujours de 
découvrir tous ces corps, tellement leurs traces sont infimes, 
on a la preuve qu'ils existent parce qu’on les trouve con- 
centrés dans certaines plantes ou animaux marins. Le réactif 
vivant possède en effet parfois une délicatesse dépassant 
de beaucoup celle des réactifs inorganiques (1). 

On s’est amusé à calculer que, si l’on arrivait à extraire 
l'or contenu dans l’eau de mer (la teneur moyenne est d’envi- 
ron )0 milligrammes par tonne), chaque habitant de la terre 
recevrait un bloc d’or de 46 000 kilogrammes. 

On a calculé aussi que le volume total des sels contenus 
dans les océans est à peu près le volume de l’Afrique au- 
dessus de la mer. Si les océans étaient complètement assé- 
chés, la couche de sel qui recouvrirait le sol serait épaisse 
d’une cinquantaine de mêtres. 

Au point de vue industriel, la présence des sels dans 
l’eau de mer a permis quelques exploitations intéressantes : 
l’évaporation de l’eau de mer dans les marais salants a fourni 
pendant longtemps presque tout l’approvisionnement de 
sel nécessaire à la consommation, et aujourd’hui encore cette 
industrie est assez prospère. On traite aussi les eaux-mères 
des marais salants pour en extraire le chlorure de magnésium. 

La salinité a d’ailleurs pour la navigation un grand Incon- 
vénient, puisqu'elle oblige à distiller l’eau de mer, tant pour 
la consommation des équipages que pour l'alimentation des 
chaudières. 


(1) « Des traces plus qu'infinitésimales, indiscernables par les pro- 
cédés analytiques les plus sensibles, de cuivre et d'argent, suflisent pour 
arrêter le développement de certaines algues ou les faire immédiatement 
périr, si ces métaux sont introduits après coup où elles ont végété » 
(Thoulet\. 


SA COMPOSITION CHIMIQUE 89 


L'EAU DE MER. 


90 OCÉANOGRAPHIE PHYSIQUE 


CARTES DE LA SALINITÉ. 


La carte de la figure 41 indique les régions où la salinité 
à la surface est supérieure à 36, eaux très salées, et celles où 
la salinité est inférieure à 34, eaux peu salées. 

Les mers les plus salées sont les mers fermées, situées dans 
les régions tropicales ou subtropicales : la Méditerranée a 
une salinité moyenne voisine de 38 et atteint parfois 40 ; la 
salinité de la mer Rouge est presque partout supérieure à 40 ; 
le golfe Persique a une salinité de 37 à 38. La mer Baltique 
a, au contraire, une salinité très faible de 7,5. Il en est de 
même de la baie d'Hudson. La mer Noire, qui recoit des 
fleuves importants, a une salinité de 15 à 18. 

L’océan Arctique, la mer de Behring, la mer d’Okhotsk, 
la mer du Japon, la mer de Chine, le golfe du Bengale, le 
golfe du Saint-Laurent ont aussi des salinités nettement 
inférieures à la moyenne. 

Sur les océans, les parties les plus salées sont les régions 
tropicales, et on remarque une coïncidence très nette entre 
les régions de forte salure et les zones de hautes pressions 
(anticyclones tropicaux). L’insolation et, par suite, l’évapo- 
ration y sont en effet très fortes, l'humidité faible et les 
pluies rares. À l’équateur, où les pluies sont fréquentes, le 
ciel fréquemment couvert, la salinité est moins forte 
qu'aux tropiques. La salinité dépasse 36 aux tropiques, 
elle atteint même 37,9 en moyenne au milieu de l’Atlan- 
tique nord, tandis qu’elle descend à 35 et même 34 à 
l'équateur. 

Les régions les moins salées sont d’abord les régions 
côtières, où se déversent des fleuves importants, dont l’in- 
fluence peut se faire sentir très au large de l’embouchure ; les 
régions polaires, où la fusion des glaces apporte une quantité 
d’eau douce importante. Toutefois, je n’ai jamais trouvé 
dans lAntarctique de salinité inférieure à 32. La faible 
salinité qu’on observe en certaines régions del’océan Arctique, 
en particulier sur les côtes de Sibérie (20 et au-dessous), est 


L'EAU DE MER: — SA COMPOSITION CHIMIQUE 91 


due beaucoup plus à l'apport des fleuves qu’à la présence des 
glaces (1). : 


VARIATION DE LA SALINITÉ AVEC LA PROFONDEUR. 


La salinité de l’eau de mer varie en un même endroit avec 
la profondeur. D'une façon générale, la salinité augmente 
avec la profondeur. Mais les exceptions ne sont pas rares. 
On trouve souvent en profondeur des eaux moins salées 
qu’à la surface, c’est le cas général des régions tropicales. 
Des courants sous-marins peuvent, en effet, amener en pro- 
fondeur des eaux plus douces, rendues plus lourdes que les 
eaux de surface par leur basse température. La circulation 
des eaux marines profondes est actuellement encore très peu 
connue, et on ne peut souvent hasarder que des hypothèses 
pour expliquer les anomalies observées. 

D’après les observations du Challenger, par 259 de latitude 
dans l'Atlantique, la salinité varie de la façon suivante en 
profondeur : 


OS PAL EE DIRES 2 Tete ne UD M SEA 
AUDELID TES EE AE mie dafe fe ec etes ere ec le etat lee 91, 
CU RE EE RO RC PT M PR EE EE 36,4 
300 RS ES RES ÉPAISSEUR ES 36,2 
400 — te A CR nelale ee 20 Se Eee de 36,1 
500 NO MS DIE ED OR CN NT RC I LEE 56,0 

1000 ST ni SE AR RL A SA OO LR TE 39,0 


Les eaux très profondes des océans ont à peu près par- 
tout une salinité voisine de 35. 


Dans les régions polaires, les faibles salinités de la surface 
sont dues à la fusion des glaces, et la salinité augmente très 
vite dans les 100 premiers mètres de profondeur ; au delà, 
son augmentation est beaucoup plus lente. 


(1) Nous avons observé, dans les régions polaires, une variation 
annuelle très nette de la salinité : la salinité est plus grande en hiver 
qu’en été, .ce qui s'explique naturellement par la formation de glace de 
mer, qui enrichit l’eau de mer en sels pendant les mois où la congélation 
se produit d’une façon continue (Voir p. 205). 


92 OCÉANOGRAPHIE PHYSIQUE 


Voici, par exemple, la salinité en profondeur résultant 
de deux sondages faits dans l’Antarctique : 


Latitude : 69945°S.  Longilude : 1050 47° WW. 


SULÉAC EC MON TAN RE TEE TAN men En DE EE ES PUR 33,78 
HOOEMÉITES RAS LEE TRE ee PR NE RL 2.04 88; 071 
DUO ERA Ne re De ET DOTE ANS EU 
750 RS PT É ae ete te RS ce M e 34,38 
OT A TT MT nn ne RO SES ELU 54,96 
Latitude : 70005°$. Longitude : 1180 50° W. 
D UBÉA CRE 0e Er Le de Se I AN CRE AE VENTE MERE re 32,90 
LOOEMM ECS RES PRE SORTE ET AS RE Al) 
200 RÉ P AND LED OR ERA Pie RE RE NE Le Ca à 34,60 
300 — re D DAS LATE Te Se . 1134196 
7590 — EEE Oo ES EN PSS RS ET O dt D 34,96 
1 000 EE SE ROLE PARLER EE Ve MNT ee US AU G) 


RELATIONS ENTRE LA SALINITÉ ET LA DENSITÉ. 


La densité de l’eau de mer est proportionnelle à la quan- 
tité de sels qu'elle contient. 

En fonction de la salinité Q, la densité de l’eau de mer S 
est donnée par la formule suivante : 


Q = 1 309 (S— 1)(1). 


Le tableau suivant donne en fonction de la salinité Q 
(poids total des sels contenus dans 1 000 grammes d’eau) 
la densité S° de l’eau de mer à 09, par rapport à l’eau distillée 
à 40. 


{1) Cette formule, d'application commode, donne en réalité la densité 
de l’eau de mer par rapport à l’eau douce, les deux eaux étant à la tem- 
pérature de 179,5, c’est-à-dire qu'elle donne en réalité SA d'après 
les notations que nous avons adoptées dans la première partie (Voir 
p. 30). A l’aide des tables de Knudsen ou du graphique de Thoulet, il 
est facile de passer à la densité St, 


L'EAU DE MER. — SA COMPOSITION CHIMIQUE 93 


SALINITÉ DENSITÉ | SALINITÉ DENSITÉ | 
O0. go. Q. | Su | 
ï ‘ Hé (u || 
R EE — ! 
| > 1,00153 25 | 102009 || 
k | 1,00316 30 | 1,02%11 | 
6 1.004#78 32 1,02571 | 
$ 1,00639 34 | 1,02732 || 
10 | 100801 36 | 1,02894 | 
15 1,01205 | 38 1,03055 
20 101607 | 40 1,03217 | 


Si l’on analyse une série d'échantillons d’eau de mer, on 
constate que la quantité de sels varie d’un échantillon à 
l’autre mais queleur proportion reste à peu près constante (1). 
Si, par exemple, le chlorure de sodium constitue 78 p. 100 de 
la salinité totale d’une eau de mer de salinité 35, il consti- 
tuera également 78 p. 100 de la salinité totale d’une eau de 
salinité 30. On sait que cette propriété permet de mesurer 
la salinité, et, par suite, la densité par la méthode dite de 
la chloruration (Voir p. 33). 

Il est utile d’avoir une idée de l'importance de la variation 
de la densité de l’eau de mer avec la température, cette 
variation intervenant dans l’étude des courants. A égalité 
de salinité, les eaux plus froides sont plus denses que les 
eaux plus chaudes, puisqu'elles occupent un volume moindre. 

Une eau de mer de densité 1,0270, valeur pas très éloignée 
de la densité moyenne à 00, aura, à des températures diffé- 
rentes, la densité suivante : 
5° 109 | 450 ‘| 9200 ‘| 950 | 3ve 


Température... 0° ù 
Densité........ 1,92700|1,02659/1,0258S !1,02492)1,02372|1,02231 1.02070 


La comparaison des deux tableaux précédents montre 
l'importance de la température pour modifier la densité 
in silu : une variation de 100 de température modifie autant 
la densité qu’une variation de ? unités de la salinité, c'est-à- 


(1) On a observé cependant, en certains endroits, une proportion 
assez différente de celle qui est couramment admise. Il ne faut donc 
attribuer à la formule de la page 33 qu'une précision relative. 


9% OCÉANOGRAPHIE PHYSIQUE 


dire qu’une variation de ? grammes dans le poids total des 
sels dissous dans 1 kilogramme d’eau. 


CARTES DES DENSITÉS. 


Sauf au voisinage des côtes où se déversent des fleuves 
puissants, la densité de l’eau de mer varie de 1,020 à 1,030, 
la valeur moyenne étant de 1,028 environ à 00. Aïnsi que 
nous venons de l'indiquer, l'influence de la température 
primant l'influence de la salinité dans bien des cas, les eaux 
des hautes latitudes sont normalement les plus denses, et 
les eaux équatoriales les plus légères, si on prend les densités 


in sulu. Si l’on ramène toutes les densités à la même tempé-" 


rature, par exemple à 00, les cartes de densité n’indiquent 
rien d’autre que les cartes de salinité. 


MAXIMUM DE DENSITÉ DE L'EAU DE MER. 


On sait que l’eau douce a son maximum de densité à + 40. 
Pour l’eau de mer, le maximum de densité dépend de la 
salinité. Pour une salinité de 17, le maximum de densité a 
heu à 0°, Pour l’eau de mer normale, la densité continue à 
augmenter à mesure que la température baisse jusqu’au 
point de congélation, qui est voisin de — 29. Cette propriété 
de l’eau de mer est importante au point de vue de la tempé- 
rature des grandes profondeurs. En effet, dans un lac d’eau 
douce, les eaux qui sont au fond doivent avoir une densité 
plus grande que celle des eaux qui sont au-dessus d'elles, 
et, par suite, quelle que soit la profondeur, leur température 
ne peut descendre au-dessous de + 40. Tandis que, dans les 
océans, la température des eaux des fonds peut descendre 
jusqu'à — 2° sans que, pour cela, elles cessent d’être les 
plus lourdes. 


VARIATION DE LA DENSITÉ AVEC LA PROFONDEUR. 


La densité de l’eau de mer in silu augmente régulièrement 
avec la profondeur, à cause de la compressibilité de l’eau de 


— iii 


» 
ESS SN TT Le 


L'EAU DE MER. — SA COMPOSITION CHIMIQUE 95 


mer. À égalité de salinité, les eaux profondes occupant un 
volume moindre sont plus denses, et il faudrait des inégalités 
de salinité très grandes pour que les eaux profondes arrivent 
à être plus légères que les eaux de surface (Voir le tableau de 
la page 31). 

Le physicien anglais Tait a signalé que la compressibilité 
de l’eau de mer, quoique très faible, a cependant des effets 
remarquables ; grâce à elle, la mer occupe un volume 
moindre que celui qu’elle occuperait si l’eau de mer était 
absolument incompressible, et le niveau général est abaissé 
de 35 mètres. 


LES GAZ DISSOUS DANS L'EAU DE MER. 


L'eau de mer, en contact avec l’atmosphère sur une sur- 
face considérable, contient naturellement les mêmes gaz 
qu'elle, mais en proportions variables : azote, oxygène, 
acide carbonique. Un litre d’eau de mer contient environ 
de 15 à 50 centimètres cubes de gaz, dont 10 à 15 centimètres 
cubes d'azote. Dans l'air, la proportion de l'oxygène à 
l’azote est d’un quart environ, tandis que, dans l’eau, cette 
proportion est de moitié. 

L’oxygène et l'acide carbonique varient en raison de 
l'importance de la respiration des animaux et des plantes. 
Les algues marines, comme les autres plantes, décom- 
posent l’acide carbonique et dégagent de l’oxygène, tandis 
que les animaux absorbent de l'oxygène et dégagent de 
l'acide carbonique. Suivant l’abondance des algues ou des 
animaux, la teneur en acide carbonique et en oxygène 
variera considérablement. La teneur en acide carbonique 
paraît dépendre de la salinité: les eaux plus salées absorbent 
plus d’acide carbonique ; une augmentation de température 
agit, au contraire, en sens inverse. 

La proportion des différents gaz varie avec la profondeur, 
mais la quantité d'azote reste à peu près constante. 

L'acide sulfhydrique se rencontre dans des conditions 
spéciales, par exemple dans la mer Noire,où la vase du fond 
en dégage beaucoup. Dans la mer Noire, la quantité d'acide 


96 OCÉANOGRAPHIE PHYSIQUE 


sulfhydrique qui, comme on le sait, est un poison violent, 
est telle qu’il n’existe aucun animal à partir de 200 mètres 
de profondeur. 

Contrairement à ce qu'on avait pensé tout d’abord, les 
gaz, qui sont au fond de la mer, ne sont pas à la pression de 
l'eau, mais à la pression atmosphérique. Suivant une ingé- 
nieuse comparaison, la mer, pour les gaz, est comparable à 
une masse poreuse, remplie de petits canaux, dans lesquels 
les gaz circulent librement. Ceux qui sont au bas de la masse 
ne subissent pas les pressions subies par la masse elle-même. 

La diffusion des gaz dans j’eau est extrêmement lente. 
Des expériences de laboratoire permettent de croire qu’il 
faut environ 1 000 ans pour qu’une molécule de gaz par- 
vienne de la surface à 4 000 mètres de profondeur. La diffu- 
sion des gaz en profondeur est activée probablement par la 
chute constante de coquilles ou de squelettes d'animaux, 
qui entraînent avec eux une petite quantité de gaz. La cir- 
culation verticale joue sans doute aussi un rôle important. 
Cette diffusion est d’ailleurs obligatoire. Lorsqu'elle ne se 
produit pas, — et il semble que l’absence de courants verti- 
caux en soit la principale cause, — la vie animale est impos- 
sible. C’est le cas des parties profondes de certains fiords 
de Norvège et de la mer Baltique. L'étude des gaz dissous 
dans l’eau de mer a donc, au point de vue biologique, une 
importance de premier ordre. 


CHAP PERRET. 


LA TEMPÉRATURE DE L'EAU DE MER 


TEMPÉRATURE DE L'EAU DE MER DE SURFACE. 


De tous les éléments océanographiques, la température 
de l’eau de mer est peut-être le plus important, au point 
de vue pratique. L'expérience, en effet, a montré que les 
animaux marins sont extrêmement sensibles à la tempéra- 
ture de l’eau de mer, et que des variations de quelques degrés 
suffisent pour constituer d’infranchissables barrières, « des 
murs de glace ou de feu », comme disait Maury dans son 
pittoresque langage. D'autre part, la mer a une influence 
considérable sur l’atmosphère. elle agit pour réchauffer 
ou refroidir les couches d’air qui reposent sur elle, et, si l’on 
songe que la mer recouvre plus des trois quarts de la surface 
du globe, on comprend que la température de la mer constitue 
un des plus importants facteurs climatériques. 

La température de l’eau de mer de surface dépend de plu- 
sieurs causes : empruntant sa chaleur au soleil, comme la 
température de l'air, elle sera plus chaude dans les régions 
équatoriales que dans les régions polaires. Dans ces der- 
nières, elle ne pourra pas descendre au-dessous du point de 
congélation, qui varie avec la composition saline, mais 
qui est d'environ — 20. Nous n'avons pas observé dans 
l'Antarctique de température inférieure à — 12,9, même 
pendant lhiver, et les températures inférieures à — 29 et 
même à — 30, qui ont été signalées dans queiques régions 
polaires, paraissent très douteuses. 


— 


Océanographie, 


98 OCÉANOGRAPHIE PHYSIQUE 


Dans les régions équatoriales, la température dépasse 290 
et atteint en certains endroits, en plein océan, 270 et 280. 
Ces températures sont dépassées dans les mers fermées et 
au voisinage des côtes. C’est ainsi qu’on a observé 329 dans 
le golfe du Mexique, 34° dans la mer Rouge, 35° dans le 
golfe Persique. 

La distribution théorique par zones de latitude est troublée 
parfois d’une façon très importante par les courants marins, 
dont nous parlerons dans un chapitre prochain. Ces courants 
peuvent transporter sous des latitudes élevées les eaux 
chaudes équatoriales et ramener vers l’équateur les eaux 
froides du pôle. Les isothermes de l’eau de mer s’incurvent 
alors et présentent des sinuosités importantes (carte de 
la fig. 42). 

Comme la température de l'air, la température de l’eau 
de mer a une varialion saisonnière, mais son amplitude est 
beaucoup plus faible. Elle atteint à peine 19 dans les régions 
équatoriales. Elle n'est pas beaucoup plus forte dans les 
régions polaires. Dans l'Antarctique, nous avons observé une 
variation annuelle de 10,8 entre les moyennes des différents 
mois et une variation absolue de 3° {maximum 10,1, mini- 
mum — 10,9). 

Dans les régions tempérées, au large, la variation annuelle 
moyenne est en général comprise entre 5° et 100, Les régions 
côtières et les mers intérieures ont des variations saison- 
nières plus importantes, qui peuvent atteindre et même 
dépasser 200. C’est le cas pour la mer Noire, par exemple, où 
la variation annuellé de la température de la mer atteint,en 
certains endroits, 240. À Vladivostok, la température de la 
mer varie, au cours de l’année, de — 19,9 à + 220, 

Sur nos côtes de la Manche et de l'Océan, la variation 
annuelle moyenne est de 159 (+ 50 à + 200); sur nos côtes de 
la Méditerranée, elle est de 139 (119 à 240) (1). 

La variation annuelle est toujours en retard surla variation 
annuelle de la température de l'air : les maxima se produisent 


(1) Il ne s’agit là que des températures prises un peu au large de la 
côte ; en certains points du rivage, par faibles profondeurs, la variation 
annuelle peut être plus importante. 


“hate |: 


99 


7) MER 


DE 


L'EAU 


LA TEMPÉRATURE DE 


o 


COS... 


PEL 
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2001 


o0c 


PPLELLTIO 


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= ee! 


—_—— 


100 OCÉANOGRAPHIE PHYSIQUE 


en août-septembre dans notre hémisphère, les minima en mars. 

La variation diurne de la température de l’eau de mer est 
extrêmement faible. Pendant toute notre traversée de 
l'Atlantique, de France vers l'Antarctique, la température de 
l’eau de mer était mesurée six fois par jour, et nous n’avons 
pas observé une variation diurne moyenne de 10. 

La faiblesse de la variation annuelle comme celle de la 
variation diurne s'expliquent par la valeur de la chaleur 
spécifique de l’eau. La chaleur spécifique d’un corps est la 
quantité de chaleur nécessaire pour élever d’un degré centi- 
grade sa température. Cette caractéristique physique est 
évaluée en calories, quantité de chaleur nécessaire pour 
élever de 00 à 10 la température de 1 kilogramme d’eau 
distillée. Il faut environ Oc2l 959 pour opérer le même 
effet sur 1 kilogramme d’eau de mer. L’eau a la plus grande 
chaleur spécifique connue. De tous les corps, elle est la plus 
lente à s’échauffer et la plus lente à se refroidir. Elle cons- 
titue donc par excellence le régulateur des climats. 

La faible variation diurne de la température de l’eau de 
mer a une importance particulière en météorologie. Sur 
terre, en effet, la température du sol est sujette à des varia- 
tions considérables d’un endroit à l’autre et d’une heure à 
l’autre, variation qu'il n’est pas possible de connaître 
complètement. Alors que la variation diurne de la tempé- 
rature de la mer n’atteint pas un degré, la variation diurne 
de la température du sol dépasse fréquemment 300. Mais les 
variations de la température du sol sont si rapides qu’elles 
n'ont souvent qu’une influence momentanée et toute locale 
sur l’atmosphère. Tandis qu’en mer, une seule mesure de la 
température de la surface donne un renseignement généra- 
lement valable pour une grande étendue, pour plusieurs 
heures et même plusieurs jours successifs. Quand un chan- 
gement de la température de la mer est observé, même s'il 
ne S’agit que d’une fraction de degré, ce changement repré- 
sente une donnée importante, dont 1l faut tenir compte. 
Car ce changement agit sur d'énormes masses, et, pendant 
longtemps, et il finira, même s’il est minime, par avoir une 
influence décisive sur le temps. 


5 2. 


LA TEMPÉRATURE DE L'EAU DE MER 191 


VARIATION DE LA TEMPÉRATURE AVEC LA PROFONDEUR. 


Considérons un bassin fermé, un lac par exemple, et 
supposons que, pour une raison quelconque, une masse d’eau 
située à la surface devienne plus froide que les eaux voisines. 
Cette masse d’eau, devenant en même temps plus dense, 
s’enfoncera, et elle s’enfoncera jusqu’à ce qu’elle soit en équi- 
libre de température et de densité avec les masses d’eau 
situées à la même profondeur. En même temps des masses 
d’eau des profondeurs auront remplacé à la surface la masse 
primitive. Si un nouveau refroidissement a lieu, le même 
phénomène se reproduira et, à la longue, ces mouvements 
verticaux ou, comme on dit, ces courants de convection, 
auront pour effet d’accumuler vers le fond des masses d’eau 
froide, dont la température se rapprochera de plus en plus 
des températures les plus basses observées à la surface. 

Ces simples considérations permettent d'expliquer, dans 
ses grandes lignes, la variation de la température de la mer 
avec la profondeur. 

Les sondages thermométriques ont bien montré que la 
température diminue avec la profondeur dans les océans, 
sauf les exceptions dont il sera question plus loin. 

Dans les mers polaires à peu près fermées, la température 
se rapproche au fond du point de congélation de l’eau de mer, 
qui est la plus basse température observée à la surface et qui 
correspond, pour l’eau de mer, comme nous l'avons dit, à 
la densité la plus grande. Dans l'océan Arctique, Nansen a 
trouvé des températures comprises entre — 00,5 et — 10 à 
3 000 mètres de profondeur. Dans des bassins polaires isolés, 
la température baisse jusqu’à — 10,5. Dans le détroit de 
Bransfield (Antarctique), Nordenskjold a trouvé — 10,65 par 
1 450 mètres de fond. 

Dans les océans des régions tempérées, on observe au fond 
des températures d'autant plus basses que la communication 
est plus libre avec les mers polaires. C’est ainsi que la tem 
pérature au voisinage du fond dans l'Atlantique sud 
(09 environ) est plus basse que dans l'Atlantique nord 
(+ 20 environ), parce que l'Atlantique sud communique 


102 OCÉANOGRAPHIE PH YSIQUE 


librement avec l'océan Antarctique, tandis que l'Atlantique 
nord est séparé de l’océan Arctique par le seuil, relativement 
peu profond, qui relie le Groenland et l'Islande à l’Europe. Il 
faut signaler que les eaux des fonds du Pacifique sud ont 
une température supérieure de 19 à 20 à celle de l’Atlantique. 
La communication avec l'océan Antarctique est pourtant 


20 4° 6° 8° 10° 12° 14° 16° 18° 20° 22°2# 26° 
P PR DT ET 
1 . : 0 H , , [l B 


Vsriation de /a CPE 
avec /a profondeur 
dans TAEa antique Nord. 


-3000m!-- 


4000®!|- 


5000" | 


aussi hbre, et on ne voit pas bien la raison de cette élévation 
relative de température. Peut-être que les courants de 
convection provenant des eaux froides de l'Antarctique 
n’ont pas encore réussi à abaisser Jusqu'à 09 la température 
de la masse considérable des eaux profondes du Pacifique. 

Si l’on trace la courbe de la température en fonction de la 
profondeur dans un sondage pris au milieu de l’Atlantique 
ou du Pacifique, on obtient une courbe analogue à celle de 


LA TEMPÉRATURE DE L'EAU DE MER 103 


la figure 43. La diminution de température est très rapide 
entre la surface et la profondeur de 200 mètres (1). Par 
exemple, en partant à la surface d’une température de 259, 
la température à 200 mètres n’est plus que 159. La diminu- 
tion continue avec la profondeur, mais elfe se ralentit peu à 
peu : à 1 000 mètres, on n’observe plus que 100 et, par une 
diminution de plus en plus ralentie, on finit par avoir à partir 
de 4 000 mètres des températures à peu près constantes Jus- 
qu’au fond et voisines de 10 à 20, qui sont les températures 
les plus fréquemment observées au fond des océans. 

A mesure qu’on se rapproche des hautes latitudes, la cour- 
bure de la courbe diminue, car on part de températures de 
surface moins différentes des températures du fond (fig. 44, 
4, 46, 47) (2). Dans les régions tempérées de l'Atlantique, 
(Voir fig. 44), la température de l’eau de mer à profondeur 
égale est plus chaude que dans les régions équatoriales, ce qui 
contribue aussi à diminuer la courbure de la courbe. Le 
sens de l’inflexion change, si l’on part de températures infé- 
rieures à 00, La figure 48 en donne un exemple, pris parmi 
nos observations de l'Antarctique (latitude 680$, longitude 
709 W'). 

Dans les régions polaires du Nord, la courbe thermique pré- 
sente une allure particulière (fig. 49). En partant d’une 
température de surface de — 10,8, la température s'élève 
rapidement de 3° environ entre 100 et 300 mètres, où l’on 
observe une température supérieure à + 1°; puis la tempé- 
rature diminue, elle retombe au-dessous de 09 à partir de 
1 000 mètres, et baisse progressivement jusqu’à — 09,5 ou 
— 10. Une couche d’eau chaude est donc comprise entre 
deux couches d’eau froide : une superficielle et une profonde. 
La courbe dessine ce qu’on appelle un coin thermique. Les 
températures supérieures à 09 de la couche intermédiaire ne 


(1) La diminution de la température est, en certains endroits, beau- 
coup plus grande encore. C’est ainsi qu'au large du Rio de La Plata la 
température de la surface est de 20°, tandis qu'à 25 mètres on a des 
températures de 8°. La température moyenne de la masse totale des 
eaux des océans est donc très basse : elle est de 3° à 49 environ. 

(2) Sur les figures 44 et 46, lire 5° au lieu de 0° sur l'échelle des tem- 
pératures, 


OCÉANOGRAPHIE PH YSIQUE 


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o® 10° 15° 20° 25° 
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Fier. 45. 


LA TEMPÉRATURE DE L'EAU DE MER 105 


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1500" 
2000 


Fig. 47. 


106 OCÉANOGRAPHIE PHYSIQUE 


peuvent être dues qu’à un apport d’eaux chaudes provenant 
RTE RTE du sud, eaux chaudes plus salées et 

plus lourdes que les eaux superfi- 
cielles. 

Dans l’océan Antarctique, le coin 
thermique présente un caractère 
un peu différent (fig. 50, latitude 
69 30’ $S, longitude 1030 W). La 
couche superficielle jusqu’à 100 mé- 
tres est froide. La température aug- 
menteensuite, atteint 09 et même 1° 
à 200 mètres, et elle reste à peu 
près stationnaire, ou elle baisse 
légèrement jusqu’au fond, mais sans 
ba à 0° FOLESTA tomber au-dessous de 0. 

Là aussi, nousavonsaffaire 
en profondeur à un apport 
important d’eaux chaudes 


g® 


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20007 


“29007 


30007 
(IR Fig. 50. 


et relativement salées provenant des régions tempérées. Ces 


LA TEMPÉRATURE DE L'EAU DE MER 107 


eaux chaudes doivent agir d’une facon très eflicace pour 
faire fondre les parties profondes des icebergs. 

Au nord du cercle antarctique, la courbe présente un 
coin thermique, mais inverse de celui de l'océan Arctique : 


o® -1° pe +19 +29 +3° 


500" 


Lo m…—_……—. 


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10007 


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1 Ù [l 

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1 1 0 

Û ï 1 


3500" 


Fig. 51. 


une couche d’eau froide vers 100 mètres est'intercalée entre 
deux couches d’eau plus chaude (fig. 1 : latitude 610$, 
longitude 63° W). L’anomalie est due simplement à léchauf- 
fement des eaux superficielles. À partir de 100 mètres, la 
courbe ressemble à celles qui sont observées plus au sud et 
dont un exemple a été donné dans la figure 50, 

Enfin, il fautsignaler que, par grands fonds, on observe une 


108 OCÉANOGRAPHIE PHYSIQUE 


légère élévation de la température (quelques dixièmes de 
degré) au voisinage du fond. On a attribué cette élévation 
de température à l'influence du noyau central igné de la 
terre, qui, dans les parties les plus profondes des océans, 
ferait ainsi sentir son action (1). 

Température en profondeur dans les mers fermées. 
— Une exception apparente aux lois générales que nous 
venons d'indiquer se manifeste dans les mers ou les bassins 

presque fermés. L'exemple 
D0e PRES" IREM de la Méditerranée est le 
plus typique. En Méditer- 
ranée, la température dimi- 
nue régulièrement de la sur- 
face jusqu’à la profondeur 
de 350 mèêtres environ, où 
l’on trouve une température 
voisine de 139. Après quoi, 
jusqu'aux profondeurs de 
4 000 mètres, la température 
ne varie plus sensiblement 
et reste voisine de 130. A la 
profondeur de 350 mètres, 
qui est la profondeur du détroit de Gibraltar, les eaux de 
la Méditerranée sont en équilibre de température avec les 
eaux de l’Atlantique, avec lesquelles elles communiquent. 
Les eaux plus profondes et plus froides de l'Atlantique ne 
peuvent pénétrer en Méditerranée, et, comme la tempéra- 
ture de la Méditerranée elle-même à la surface est rarement 
inférieure à 130, il n’y a pas de raison pour que les eaux pro- 
fondes aient une température inférieure. La figure 52, où la 
courbe de droite représente la variation de la température 
avec la profondeur dans ia Méditerranée et la courbe de 
gauche la variation correspondante dans l’océan Atlan- 
tique, met bien en relief ces différences. 

La loi est générale: dans une mer presque fermée et 

séparée d’un océan voisin par un seuil, si la température 


(1) Peut-être faut-il y voir la raison des températures des fonds rela- 
tivement plus hautes dans le Pacifique que dans l’Atlantique. 


LA TEMPÉRATURE DE L'EAU DE MER 109 


de l’océan à la hauteur du seuil est égale ou inférieure à la 
température minima observée à la surface du bassin, la tem- 
pérature dans le bassin restera constante à partir de la pro- 
fondeur du seuil jusqu’au fond (1). 

Mais, si la température de l’océan au niveau du seuil est 
supérieure à la température minima observée à la surface 
du bassin, la température dans le bassin baissera norma- 
lement jusqu’au fond, où elle se rapprochera de la tempéra- 
ture minima observée à la surface. C’est ainsi que la tempé- 
rature abyssale de la mer Rouge est de 219, tandis que celle 
de la mer du Japon est voisine de 00. 


Pour citer un exemple simple, j’indiquerai les observations que 
j'ai faites dans le bassin intérieur de l’île Déception dans PAntarc- 
tique. Le bassin intérieur de l’île Déception est séparé de l'océan 
Antarctique par un seuil d’une vingtaine de mètres. La tempé- 
rature de l’eau à cette profondeur est de 09 environ en été. Au mois 
de décembre, plusieurs sondages faits au milieu du bassin nous ont 
donné les températures suivantes : 


STE BE Due DE A OT EAN +00,4 

DORE LOS PE a te PA es CR RS ER SEe —09,3 
AUDE ST OR MR ENT ie Re CRC —10,0 
ET PEAR PR NES Ne EU SN Te —10,3 


La température baisse donc normalement jusqu’à une tempé- 
rature voisine du point de congélation de l’eau de mer, qui doit être 
la température minima observée à la surface en hiver. La présence 
du seuil n’a aucune influence. 


Influence de la salinité. — La salinité peut troubler 
la variation de la température avec la profondeur. La mer 


(1) Il faut d’ailleurs remarquer que,-dans le cas de la Méditerranée, 
les courants inférieurs, dans le détroit de Gibraltar, comme nous le 
verrons, vont de la Méditerranée vers l’océan Atlantique. Ce n'est 
donc pas l’océan Atlantique qui détermine, à la profondeur du seuil, la 
température de la Méditerranée, mais plutôt la Méditerranée qui 
détermine la température de l'Atlantique. On a beaucoup exagéré, à 
mon avis, l'influence du seuil, Si la profondeur du détroit de Gibraltar 
était de 50 mètres au lieu de 350 mètres, je crois que la température de 
la Méditerranée serait analogue à ce qu’elle est actuellement. On peut en 
dire autant de la mer Rouge, 


110 OCÉANOGRAPHIE PHYSIQUE 


Noire en fournit un exemple, Le minimum de température de 
surface de l’eau de mer étant assez bas en mer Noire, on 
doit s'attendre à des températures profondes plus basses 
qu’en Méditerranée : en effet,à 45 mètres, on observe en 
mer Noire une température de + 60, Mais, au delà de 
45 mètres, la température augmente jusqu’au fond, où elle 
est de 99. Cette augmentation de température est due à 
l’afflux en profondeur des eaux méditerranéennes à travers 
le Bosphore, eaux beaucoup plus salées et qui, malgré leur 
température plus élevée, sont plus lourdes et vont au fond, 
où elles font monter la température. Les eaux super- 
ficielles n’ont en effet qu'une salinité de 18, tandis que les 
eaux profondes ont une salinité de 22. Aïnsi les courants de 
convection ne peuvent s'établir que dans une couche super- 
ficiélle assez mince, et la partie profonde de la mer est dans 
un état de stagnation qui permet d'expliquer l'abondance 
de lacide sulfhydrique, cause du dépeuplement de la 
mer Noire (1). 


\ 


VARIATION DIURNE ET ANNUELLE DE LA TEMPÉRATURE 
EN PROFONDEUR. 


Les variations diurne et annuelle de la température en 
profondeur sont très faibles. La variation diurne ne dépasse 
pas une vingtaine de mètres. Les expériences du Dr Regnard 
avec un thermomètre enregistreur ont montré qu’au Havre 
une variation diurne de 359 ne produisait aucun effet à 
40 mètres de profondeur. 

La variation annuelle se manifeste jusqu’à 300 à 400 mètres 
en Méditerranée. Dans l'Atlantique, on n’a observé aucune 
variation à partir de 200 mètres. Dans les régions tempérées, 
où la variation annuelle de la température à la surface atteint 
une dizaine de degrés, il en résulte, en été, une diminution 


(1) Un phénomène analogue <’observe dans la mer d’Okhotsk, où 
les eaux superficielles sont relativement douces, tandis que les eaux qui 
pénètrent en profondeur par les détroits des Kouriles ou le détroit de 
La Pérouse sont plus chaudes et plus salées, 


PC PR PT 


LA TEMPÉRATURE DE L'EAU DE MER 111 


très rapide de la température dans les 200 premiers mètres de 
profondeur. 

Dans l'Antarctique, nous avons observé une variation 
annuelle très nette, au moins jusqu’à 150 mètres de profon- 
deur. En hiver, à 150 mètres, la température était de — 00,7, 
tandis qu’en été, à la même profondeur, elle était de 00,4. 
L’amplitude annuelle est donc de 10,1. À la surface, au même 
endroit, l'amplitude de la variation annuelle absolue atter- 
gnait 3°. Il est curieux de constater qu'une aussi faible 
variation superficielle a un effet au moins jusqu'à 
150 mètres de profondeur. 


CHAPITRE VA 


LA COULEUR ET LA TRANSPARENCE 
DE LA MER 


LA COULEUR DE LA MER. 


La couleur de la mer a frappé de tout temps les hommes, 
mais ce n’est que tout récemment que l’on a songé à trans- 
former cette impression artistique en notion scientifique. 

La couleur de la mer est variable d’un moment à l’autre, 
suivant la couleur du ciel qu’elle reflète, — et c’est ce qui 
fait son charme, — mais les eaux d’une région ont certaine- 
ment une couleur propre, qui ne varie pas et qui constitue 
un caractère de la région. 

Bien que difficile à évaluer d’une facon précise, surtout s’il 
s’agit d'apprécier des nuances très voisines (Voir la première 
partie, chap. III), la couleur de la mer présente parfois 
des caractères si nettement tranchés qu’ils permettent de 
déceler l’approche des bancs ou des dangers pour la nawvi- 
gation. Le plus souvent, les gradations sont insensibles : on 
passe du bleu au vert, du vert au jaune, peu à peu ; toute- 
fois les changements se produisent généralement toujours 
à la même place. 

La couleur naturelle de l’eau de mer, comme celle de l’eau 
douce, est le bleu. L'eau de mer absorbe les rayons lumineux 
en proportions inégales, mais, pour une même épaisseur 
d’eau, les rayons bleus sont dix fois plus absorbés que les 
rayons rouges. C’est pourquoi l’eau transparente paraît 
bleue, un objet blanc, vu à travers l’eau, devient’ bleuâtre, 
et c’est aussi la raison de la belle couleur bleue de cer- 


: 
à ic hat 


BA COULEUR ET LA TRANSPARENCE DE LA MER 118$ 


taines grottes des rivages : les rayons qui les éclairent ont 
traversé l’eau de mer à l’entrée de la grotte, et ces rayons 
sont des rayons bleus, les autres ayant été plus ou moins 
absorbés. 

La couleur naturelle bleue est troublée par les particules 
en suspension. Ces particules sont soit des animaux marins 
infiniment petits et en nombre infiniment grand, qui cons- 
tituent ce que l’on appelle le planclon. Ce sont aussi des par- 
ticules solides arrachées aux continents et qui tombent 
lentement sur le fond. Les particules animales ou inorga- 
niques ont presque toutes une couleur tirant sur le ‘jaune 
ou le vert, et c’est à elle que la mer doit sa couleur verdâtre. 

Au voisinage des côtes, auprès de lembouchure des 
fleuves, ou sur les bancs de faible profondeur perpétuellement 
brassés par les vagues ou les courants (1), les particules 
inorganiques sont tellement abondantes que l’eau de mer 
prend des couleurs jaunâtres ou rougeûtres, suivant la 
nature des sédiments qu’elle charrie, couleurs si caractéris- 
tiques que des mers entières leur doivent leur nom (mer 
Jaune) (?). 

Il arrive aussi que les particules végétales ou animales, 
transportées par la mer, s'accumulent en trainées qui ont 
un aspect blanchâtre, rougeâtre ou jaunàâtre, et qui cou- 
vrent des étendues parfois considérables. Par exemple, la 
mer prend l'aspect d’une vaste plaine de neige éclairée d’un 
reflet crépusculaire (mer de lail), et les larges trainées rou- 
geâtres, constituées par des milliards de petits copépodes, 
sont bien connues des pêcheurs, qui les appellent la nourri- 
lure de baleine. 

Les eaux bleues ne contenant pas autant de particules en 
suspension (et par suite de plancton) que les eaux vertes, 


(1) C’est le cas, par exemple, de nos côtes de la mer du Nord. 

(2) Il ne faut pas attribuer trop d'importance à ces dénominations 
et chercher à leur donner, après coup, une base scientifique. La couleur 
des populations riveraines, la première impression toute fortuite des 
premiers navigateurs ont été souvent, autant et plus que la couleur 
de la mer, la raison de ces appellations. La mer Rouge n'est pas plus 
rouge que la mer Noire n'est noire, ou que la Terre de l'eu n’est 
embrasée, 


Océanograph'e. 3 


11% OCÉANOGRAPHIE PHYSIQUE 


on a pu dire qu’elles constituaient à la surface des océans 
des sortes de déserts, car les animaux marins sont abon- 


4O°N. L4O°N 
OC o° 
40°. 4008 


80°W. 40° 9° 
TU Eaux vertes (g de échelle Forel) 


£aux bleues (0-2) 


Fig. 53. 


dants dans les régions où le plancton, qui constitue leur 
principale nourriture, est lui-même abondant (1). 


(1) Que d’observations discordantes encore ! Pour n’en citer qu’une, 
très célèbre, sinon en océanographie, mais en littérature, je rappellerai 
la page admirable de Pierre Loti, intitulée : Après une lecture de 
Michelet. : : 

« Cette eau chaude, aux pesanteurs d’huile, qui vous berçait comme- 


: 
| 


LA COULEUR EP LA TRANSPARENCE DE LA MER 115 


D'une façon générale, les eaux de la mer sont d’un beau 
bleu dans les régions équatoriales et tropicales (la mer la 
plus bleue est la mer des Sargasses) ; elles sont vert-bou- 
teille dans les hautes latitudes, vert-olive dans l’océan An- 
tarctique à cause de l’abondance des diatomées, et d’un vert 
jaunâtre au voisinage des côtes. La figure 53 donne la carte 
dressée pour l’océan Atlantique, d’après l’échelle de Forel, 
que nous avons indiquée dans la première partie (p. 37). 


PHOSPHORESCENCE DE LA MER. 


A la couleur de la mer peuvent se rattacher les phéno- 
mèênes bien connus de la phosphorescence et de l’écume. 

Pendant les nuits d’été dans nos régions, surtout quand le 
temps est orageux, on aperçoit très souvent des reflets lumi- 
neux à la surface de la mer, et, dès qu’un objet quelconque 
remue l’eau, 1l fait naître des myriades de particules lumi- 
neuses. La mer est alors phosphorescente. Le phénomène est 
général et s’observe dans toutes les mers du globe. 

La phosphorescence de la mer est causée par des animal- 
cules marins, qui jouissent de la propriété d’être lumineux. 
Certains d’entre eux doivent même leur nom à cette pro- 
priété : ce sont les nocliluques, qu’on a justement comparés 
à un grain de tapioca cuit (Joubin). La phosphorescence est 
donc un signe de plancton abondant. 


L'ÉCUME. 


L’eau douce pure agitée ne donne pas d’écume. Pour que 
l’écume se manifeste, il faut que l’eau contienne des matières 
organiques. Peut-être la présence de sels dissous est-elle 
favorable à la production d’écume. L’écume est non seule- 
ment produite par le brassage énergique de la mer sous 


une plume légère, était d’un bleu si intense qu'on l’eût dite colorée par 
elle-même, teinte à l’indigo pur. Si l’on se penchait pour en prendre un 
peu dans le creux de la main, on voyait qu'elle était pleine de myriades 
de petites plantes ou de petites bêtes ; qu’elle était encombrée et comme 
épaissie de choses vivantes. » 


116 OCÉANOGRAPHIE PHYSIQUE 


forme de vagues,-mais aussi par la rencontre d’eaux de nature 
différente, par exemple à l’embouchure des fleuves, au 
contact de l’eau douce et de l’eau salée. Depuis longtemps, 
les navigateurs ont signalé les lignes d’écume qui séparent 
parfois des zones de courant différent. La température 
et la densité varient en effet, souvent de facon importante 
de part et d’autre des lignes d’écume. A la rencontre des 
eaux froides des fiords de Norvège avec les eaux relative- 
ment chaudes et plus salées transportées par la dérive de 
l'Atlantique Nord, on observe aussi une lisière d’écume. 


LA TRANSPARENCE DE LA MER. 


La transparence mesure en quelque sorte la quantité de 
particules et d’animalcules contenus dans la mer. Ce que 
nous avons dit jusqu'ici nous permet de déduire que les 
eaux bleues sont plus transparentes que les eaux vertes. 


La transparence mesurée en mètres (Voir la première partie, 
p. 36) est reliée à la couleur de l’eau de mer par la relation sui- 
vante : : 


Eaux verles (échelle9-10 deForel) : transparence moyenne 16 mètres. 
Eaux bleu verdâtre (5-9) ; transparence 17 mètres. 

Eaux bleu clair (2-5) : transparence 25 mètres. 

Eaux bleues (0-2) : transparence 28 mètres. 


Quant aux eaux limoneuses des régions côtières, 1l est 
évident que la transparence y est à peu près nulle. 

Le disque blanc, qui sert à mesurer la transparence et dont 
nous avons parlé dans la première partie, se voit parfois à 
des profondeurs très grandes : ainsi, dans la mer, des Sar- 
gasses, au milieu de l'Atlantique Nord, Krümmel l’a vu 
disparaître à 66,50. En Méditerranée, la transparence la 
plus grande observée a été de 33 mètres. La transparence 
“est souvent très variable : dans les mers australes, en des 
points pas très éloignés les uns des autres, nous avons observé 
des transparences variant de 9 mètres à 40 mètres. 

Si un disque blanc se voit jusqu’à 20 mètres, un disque 


LA COULEUR ET LA TRANSPARENCE DE LA MER 117 


jaune ne se voit qu'à 17 mètres, un disque rouge à 15 mé- 
tres et un disque gris à 13 mètres. 

Les scaphandriers ont signalé que l’intensité de la lumière 
décroît rapidement dès qu’on quitte la surface de la mer. 
Des expériences précises, faites à l’aide de plaques photo- 
graphiques, ont montré que la lumière du jour ne pénètre 
pas à plus de 400 mètres de profondeur. Plus bas, la mer est 
dans une obscurité complète et ne peut être éclairée que par 
les appareils lumineux portés par Îles animaux qui y 


vivent (1). 


(1) Des expériences récentes d'Helland-Hansen ont montré qu’une 
plaque photographique très sensible était encore impressionnée à 
1000 mètres de profondeur après une exposition de quatre-vingts mi- 
nutes. À 1 700 mètres, une exposition de deux heures n’a donné aucun 
résultat. 

L'étude de la transparence de la mer a eu tout récemment une 
application directe, et très intéressante, dans la recherche des hauts 
fonds par la photographie aérienne (Voir l'étude de M. VOLMAT, 
Annales hydrographiques de 1919-1920). 


CHAPETR ENVOI 


LA HOULE ET LES VAGUES 


DIFFÉRENCES ENTRE LA HOULE ET LES VAGUES. 


L'expérience nous apprend bien vite à distinguer les 
vagues, sortes de rouleaux d’eau qui s'élèvent sous l’action 
des vents persistants, atteignent souvent une hauteur assez 
grande et ont leur surface tout hérissée de petites rides, 
et la houle, ondulation régulière à la surface de la mer, qui, 
sans elle, ne serait pas autrement troublée. Quoique lafhoule 
ne soit que le résultat des vagues, la distinction entre les 
deux phénomènes est nécessaire, car les lois qui les régissent 
ne sont pas tout à fait les mêmes. 


LOIS DE LA HOULE. 


Hypothèse tlrochoiïdale (1). — Les longues ondes cylin- 
driques, à génératrices horizontales sensiblement rectilignes, 
qui constituent la houle, semblent se mouvoir perpendi- 
culairement à leurs génératrices. Mais, si l’on regarde d’un 
peu plus près le phénomène, on constate que la translation du 
liquide n’est qu'apparente. En réalité, l’eau ne se transporte 
pas, ainsi qu'on peut facilement s’en rendre compte en exa- 
minant les objets qui flottent à sa surface. 

Un examen plus détaillé montre que chacune des molé- 
cules de la surface décrit d’un mouvement uniforme un 


(1) Nous avons défini dans la première partie les éléments qui caracté- 
risent la houle, longueur, hauteur, période et vitesse de propagation 
(Voir p.38). 


LA HOULE ET LES VAGUES 119 


cercle vertical, orienté dans le sens de la propagation de la 
houle. Toutes les molécules de la surface décrivent des cercles 
égaux, à la même vitesse et dans le même sens, ce sens étant 
tel que la molécule a, au sommet de sa trajectoire circulaire, 
une vitesse parallèle à la propagation de la houle, 
Considérons une file à molécues A,, À,, À.,.., situées dans 


Sens de propagation de ls houle 5 
A 


un même plan vertical parallèle à la vitesse de propagation 
de la houle (fig. 54). 

A un instant donné, chaque molécule occupe sur son 
cercle une position différente À,, A., A... et,comme ellereste 
à la surface de l’eau, elle sera donc à l'intersection de chacun 
des cercles avec la courbe de la surface. 

L'expérience montre que cette courbe a sensiblement la 
forme de la courbe connue en analyse sous le nom de {ro- 
choide, courbe décrite par un point situé à l’intérieur d’un 
cercle qui roule sur une droite. 

Pour engendrer une trochoïde semblable à la trochoïde de 
la houle A,A,A,A,A., il faudrait faire rouler le cercle O sur 
une droite située au-dessus de lui. Le point À du cercle O, 
situé à une distance du centre OA égale au rayon O,A, des 


120 OCÉANOGRAPHIE PHYSIQUE 


cercles décrits par les molécules de la mer, engendrerait la 
trochoïde. 
Or, dans le cas de la houle, les molécules À; et A,, qui, 
sur leur trajectoire orbitaire, occupent la même position, sont 
à une distance horizontale égale à L, longueur de la houle. 
Pour que le cercle générateur O engendre une trochoïde 
semblable, il faut que, lorsqu'il a parcouru sur la droite 
une longueur égale à L,:il ait fait un tour complet. Son 
rayon R doit être, par suite, égal à ee. 
Si T est la période de la houle précédemment définie, le 
cercle générateur met le temps T pour parcourir la lon- 
gueur L, et les molécules de la mer décrivent leur petit 


Si 
cercle à une vitesse angulaire w, égale à T- et à une vitesse 
2:0,A H 

. . r x CCE . r x 
orbitaire égale à pes O;A, est d’ailleurs égal à —, 


H étant la hauteur de la houle. 

Le mouvement orbitaire des molécules sur les petits cercles 
qu'elles décrivent détermine des courants superficiels de 
même sens que la propagation de la houle sur les crêtes et 
de sens contraire dans les creux. 


VARIATION DE LA HOULE AVEC LA PROFONDEUR. 


On peut considérer aussi comme un fait expérimental que 
les molécules situées au-dessous de la surface de l’eau 
décrivent, au passage de la houle, des mouvements orbitaires, 
avec la même vitesse angulaire que les molécules de la sur- 
face ; mais les cercles décrits par les moléculesinférieures ont 
des rayons plus petits. En d’autres termes, les molécules, qui 
seraient à la même profondeur si la mer était tranquille, 
seront situées, au passage de la houle, sur des trochoïdes de 
hauteur plus faible que la trochoïde de surface, mais de 
même longueur. Ces trochoïdes sont semblables à celles qui 
seraient décrites par des points qui, à mesure qu’on s’en- 
fonce plus profondément, se rapprocheraient de plus en plus 


LA HOULE ET LES VAGUES 121 


des cercles générateurs, ces cercles générateurs ayant d’ail- 
leurs à toute profondeur le même rayon. 

Pour les grandes profondeurs, le point À se confond avec 
le centre du cercle, et la trochoïde devient une droite : le 
mouvement de la houle n’existe plus à ces profondeurs-là. 

La hauteur des trochoïdes profondes. décroît en progression 
géométrique, quand la profondeur croît en progression 
arithmétique. La règle approchée suivante paraît rendre 
raison des faits observés. 

Si l’on exprime la profondeur en fonction de la longueur 
de la houle, on trouve qu'aux profondeurs : 


correspondent les hauteurs : 


H — 


) 


l H il (ll (ll 
PRE RE 512 
Ainsi, pour une houle de 450 mètres de longueur et de 
6 mètres de hauteur, la trochoïde sur laquelle se trouvera une 


. . — 1h \ 
particule située à une profondeur de 5 mètres ni ] aura une 


hauteur de 3 mètres ; à une profondeur de 10 mètres, elle 
aura une hauteur de 1M,50, et, à 450 mètres de profondeur, 
elle aura une hauteur de 1 centimètre environ. 
Théoriquement, le mouvement ne devient nul qu’à une 
profondeur infinie ; mais on voit qu'il est très faible dès que 
la profondeur dépasse quelques dizaines de mètres. Il faut, 
toutefois, signaler que le mouvement des vagues de l’Atlan- 
tique se fait sentir jusqu’à 1 150 mètres de profondeur, où les 
câbles télégraphiques finissent par être usés par la mer. 


RELATIONS ENTRE LES DIFFÉRENTS ÉLÉMENTS DE LA HOULE. 


L'expérience et la théorie ont montré que les différents 
éléments de la houle sont reliés entre eux par les formules 


122 OCÉANOGRAPHIE PHYSIQUE 


fondamentales suivantes, quand la houle se propage dans une 
mer très profonde. 

Entre la vitesse de propagation V, la longueur L et la 
période, on a la relation : 


On a aussi les relations suivantes : 


T — V 2x L — 0,80 Va 
g 


g étant l’accélération de la pesanteur. 


O1 peut facilement établir les lois précédentes de la façon sui- 
vante : 

D'une manière générale, la poussée dans un liquide est la résul- 
tante des pressions que le liquide exerce sur la surface d’un corps 
immergé ou sur une portion quelconque du liquide lui-même. La 
poussée est normale à la surface du liquide. 

Dans le cas du mouvement orbitaire de la houle, la poussée doit 
faire équilibre à la résultante MA du poids mg de la molécule M 
et de la force d’inertie mu?r, w étant la vitesse angulaire de rotation 
de la molécule sur le cercle de rayon r qu’elle décrit (fig. 55). La 
poussée est donc dirigée suivant MC, et la droite MC doit être nor- 
male à la trochoïde de la houle. 

Or cette normale rencontre la verticale OC passant par le centre 
du cercle O, en un point tel que OC est égal au rayon R du cercle 
générateur d’une trochoïde semblable. 

En effet, le point de contact de la circonférence de ce cercle avec 
la droite sur laquelle il roule est centre instantané de rotation, et la 


(1) Dans certains ouvrages sur la houle, on emploie les symboles 2L, 
2T pour désigner la longueur et la période, ce qui modifie les coefficients 
numériques des formules. 


LA AOULE ET LES VAGUES 123 


droite CM est donc bien normale à la courbe décrite par le point M, 
c’est-à-dire à la trochoïde de la houle, 


Fig. 55. 


Les deux_triangles COM et MBA, qui sont semblables, donnent 


la relation : 
R r x 0 
a ——. d'où : R=—= Le 
mg Mur w? 


Mais on a, d’après la propriété de la trochoïde : 


2r R = 1, 
oT—=27, 
L 2 rx À q 
V=— — —— — Row = —; 
l 2 ) 
uw 
7 ZTN 


124% OCÉANOGRAPHIE PHYSIQUE 
re < re . 4 
Comme d’autre part T — :, | 
a ; y 
) É | 
12 = —$ Le 
g ) 
et | 
19 > —— 
TA —1):80VL- 1 
7] | 
Î 
Cette formule donne V en fonction de L : 4 
| 
E E y — 
V — — —= — — 1,25 V L . | 
5,80 V L 


Le tableau suivant donne les différentes valeurs de T, FL, 


. 


et V correspondantes : 


Vitesse 
Période : T Longueur : L de propagalion : V 
(secondes). (mètres). (mètres par seconde). 
2 6 D, 1 
3 14 4,7 
# 25 6 2 
5 39 Te 
6 56 9,4 
7 7 10,9 
$ 100 12,5 
9 126 14,1 
10 156 15,6 
11 189 LTÉE 
12 295 18,7 
14 306 21,9 
16 396 25,0 
18 506 28,1 
20 62% 31,2 
2 762 4,3 
2% S19 31,9 


il n'existe aucune relation fixe entre la hauteur et les 
autres éléments constitutifs de la houle de mer profonde. 


Toutefois, nous indiquerons plus loin que le rapport L 


reste compris entre certaines limites, pour diverses valeurs 
de Le. 


"LA ‘HOULE ET LES. VAGUES 125 


M. de Sagazan a indiqué récemment une relation entre la période 
de ia houle et la profondeur de la mer au point où elle se forme (1). 

Considérons les composantes verticales du mouvement des molé- 
cules liquides superposées de la surface jusqu’au fond. Le mouve- 
ment alternatif ainsi isolé est un mouvement simultané de tous les 
points, mouvement qui présente tous les caractères G’un mouve- 
ment vibratoire longitudinal, où le vibrateur aurait un point fixe 
(le fond) et une extrémité libre (la surface). La période d’un tel 
mouvement vibratoire longitudinal (la même que celle de la houle) 
est égale, d’après les lois des mouvements vibratoires étudiées en 
mécanique, au quadruple du temps que la propagation du mouve- 
ment met à parcourir le vibrateur. 

Mais la vitesse de cette propagation verticale est la vitesse de 
propagation des ondes dans le milieu en question : elle est égale à 
la vitesse de propagation du son dans la mer, soit environ 

500 mètres à la seconde. 

Entre la période T et la profondeur P en mètres, on aura donc la 

4 P 
1 500 
Si l’on remplace T par cette valeur dans les formules établies plus 


haut, on aura : 
P \2 
Le (ee 
uv) 


240 


relation T — 


Pour une profondeur de 1 000 mètres, T = 2 s. 7, L — 11 m., 
V= 3% m.16, 

Pour une profondeur de 4 000 mètres, T — 10 s. 7, L — 178 m, 
M="16 m. 7. 

Pour une profondeur de 6 000 mètres, T = 16 s., L — 400 m., 
V = 25 m. 

Ces formules sont intéressantes, mais elles n’ont pas été encore. 
à ma connaissance, vérifiées par l’expérience. 


ONDULATIONS EN EAU PEU PROFONDE. 


Lorsque la houle arrive par des profondeurs assez faibles, 
généralement sa période ne change pas, mais sa hau- 


(1) La Naïure, 20 novembre 1920. 


126 OCÉANOGRAPHIE PH YSIQUE 


teur, sa vitesse de propagation et sa longueur varient. 
La hauteur augmente, car Ja transmission de la même 
quantité d'énergie à un volume de liquide moindre produit 
un accroissement de hauteur de la houle et surélève la crête. 
A la limite, celle-ci prend un état d'équilibre instable et se 
brise en retombant sous son propre poids. 
La vitesse de propagation diminue à mesure que la pro- 
fondeur P diminue. Elle varie proportionnellement à (1) , P. 
La longueur diminue et varie proportionnellement à P. 
La propagation des ondulations en eau peu profonde peut 
avoir une certaine influence sur la vitesse des navires. 
Lorsque le navire a justement une vitesse égale à la vitesse 
de propagation des ondes à la surface de l’eau, les vagues de 
sillage; dues à la vitesse, suivent le navireet augmentent, dans 
une certaine mesure, la résistance qu’il a à vaincre. Il peut 
en résulter, ainsi que cela a été constaté lors des essais de 
petits bâtiments très rapides, des réductions de vitesse assez 
importantes. 


VAGUES. 


La houle, dont nous venons de résumer sommairement les 
lois, est l’ondulation régulière qui parcourt un océan tran- 
quille et qui résulte généralement des vagues causées par le 
vent. Ce sont ces vagues qui sont observées le plus fréquem- 
ment en mer par les navigateurs. Comme la houle, elles ont 
une période, une longueur, une vitesse de propagation et 
une hauteur, mais le phénomène n’a pas la même régularité 
que la houle, et on ne peut pas lui appliquer des formules 
aussi simples. 

Les vagues cheminent par groupes, et un groupe de 
vagues, ou, comme on dit quelquefois, une suile ou un rain 
de vagues, présente des caractères assez nets pour le diffé- 


(1) La vitesse de propagation est donnée approximativement par la 
formule V — 5,9 \ P, V étant exprimé en nœuds et P en mètres. Pour 
une profondeur de 25 mètres, la vitesse de propagation est égale à 
30 nœuds. 


LA HOULE ET LES VAGUES 127 


rencier d’un groupe suivant. Chaque groupe se compose de 
vagues de hauteur différente, les plus hautes étant au milieu 
du groupe. Entre deux groupes, on traverse une région où 
la mer est relativement moins agitée. Ce sont là des faits 
d'expérience bien connus des marins : les vagues, qui se 
succèdent pendant un mauvais temps, n’ont pas toutes la 
même hauteur, et les plus fortes paraissent revenir avec une 
certaine périodicité. 

Si l’on examine d’un peu plus près les vagues qui com- 
posent le groupe, on constate qu’elles se propagent chacune 
plus vite que le groupe lui-même. Elles paraissent prendre 
naissance vers l'arrière du groupe, augmenter de hauteur 
à mesure qu’elles approchent du milieu du groupe, diminuer 
ensuite jusqu’à disparaître sur l’avant du groupe. De nou- 
velles vagues naissent sur l’arrière du groupe, aussi rapide- 
ment qu'il en disparaît à l’avant, et tout le groupe se pro- 
page en conservant sensiblement le même aspect. 

On peut admettre que la vitesse de propagation du groupe 
est la moitié de la vitesse de propagation de chacune des 
vagues qui le constituent. C’est là un résultat très impor- 
tant. Car, si l’on mesure à bord d’un navire la vitesse de pro- 
pagation des vagues, pour obtenir la vitesse de propagation 
du groupe, et savoir à quel moment la perturbation se fera 
sentir à une distance donnée, il faut prendre la moitié de la 
vitesse observée. 


DONNÉES EXPÉRIMENTALES SUR LA HOULE DE MER PROFONDE. 


Les résultats les plus complets que l’on possède sur les 
dimensions et la vitesse de la houle sont ceux qui ont été 
recueillis par le lieutenant de vaisseau Armand Päris, à bord 
du Dupleix et de la Minerve, en 1867-1870, dans des cam- 
pagnes autour du monde. 

D’après Pâris, la vitesse de propagation atteint générale- 
ment 11 mètres à 12,5 par seconde, c’est-à-dire 21 à 24 milles 
à l'heure. La vitesse maximum est de 19 mètres par seconde. 

La longueur de la houle est, en moyenne, d’une centaine 
de mètres. Les houles de 200 mètres de longueur sont rares. 


128 OCÉANOGRAPHIE PH YSIQUE 


La période est de six à huit secondes en moyenne et atteint 
exceptionnellement quinze secondes. 

Ces résultats ont été confirmés par plusieurs observateurs, 
en ce qui concerne les valeurs moyennes, mais les limites 
assignées par Pâris ont été dépassées. 

Par exemple, Ross a observé, au voisinage du cap de 
Bonne-Espérance, une houle de sud-ouest, ayant une vitesse 
de propagation de 40 mètres par seconde avec une longueur 
de 580 mètres. La période était donc de 14 5. 5. 

L'amiral Mottez a mesuré dans l'Atlantique, un peu au 
nord de l'équateur, par 30° de longitude ouest, une houle 
de vingt-trois secondes de période et de 824 mètres de lon- 
gueur. C’est le record qui a été signalé jusqu’à ce jour. 


La hauleur de la houle. — La rapport À de la hau- 


teur I à la longueur L, rapport qu’on appelle quelquefois 
escarpement de la houle, diminue à mesure que la longueur 
augmente. Pour les plus longues vagues, ce rapport varie de 


pour les vagues de 100 mètres de longueur, il 


à Il 1 ; 
varie de SES TL ce qui donne une hauteur d’environ 
Demo 


30 : 


es , Il 
» mêtres ; pour les vagues de 30 à 60 mètres, il varie de 10 


| ; 
à 5p (soit une hauteur de 3 mètres environ). Pour les petites 
vagues, telles que celles qui arrivent le long des côtes, ce 
‘ 1 1 

rapport peut atteindre — ou G: 

: D 

La hauteur des vagues a été l’objet de discussions parfois 
assez vives. On garde le souvenir du débat soulevé en 1837 
entre Arago, qui adoptait comme limite la hauteur de 6 à 
8 mètres, et Dumont d’Urville, qui prétendait avoir vu des 
vagues de 30 mètres dans le sud du cap de Bonne-Espérance. 

Comme mesures présentant des garanties sérieuses, on 
cite celles de Missiessy, qui, en 1841, sur les bricks le Sylphe 
et le Cerf naviguant de conserve, a rencontré une mer énorme 
où les vagues atteignaient 13 à 14 mètres. Avec deux bâti- 


LA HOULE ET LES VAGUES 129 


ments se fournissant des points de repère l’un à l’autre, 
Wilkes, près de Madère, en 1839, et Cialdi, en 1858, dans les 
parages d’Ouessant, ont mesuré des hauteurs de 9,75 et de 
10n,25. En opérant sur un seul navire et en s’élevant dans les 
haubans pour viser l'horizon, Scoresby a mesuré des hauteurs 
de 13 mètres, et le lieutenant de vaisseau Pâris de 11M,50 
dans l’océan Indien. Pendant toute la durée de son voyage 
autour du monde, le Challenger a trouvé 7 mètres comme 
hauteur maximum des vagues, entre l'ile Crozet et Kergue- 
len. Dans les mers australes, nous avons mesuré, à bord du 
Pourquoi-Pas?, une hauteur de 11 mètres. On peut donc 
conclure que les vagues d’une hauteur supérieure à 10 mètres 
sont très rares, et la hauteur de 15 mètres peut être consi- 
dérée comme une hauteur atteinte au large tout à fait excep- 
tionnellement, à supposer même qu'elle le soit. 

Dans les petites mers, les vagues sont bien moins hautes 
Dans la Méditerranée, Marsigli a observé une hauteur maxi- 
mum de 4,50 dans le golfe de Lion. Smyth a signalé. 
cependant une hauteur de 9 mètres dans le golfe de Gênes. 
De très rares observations ont donné une hauteur de 4 mètres 
dans la mer du Nord et de 3 mètres dans la Baltique. 

La hauteur de la houle dépend de la force du vent qui l’a 
causée, mais la loi de variation de la hauteur en fonction de 
la vitesse du vent est mal connue. 

L’amiral Coupvent des Bois a dressé le tableau suivant 
des hauteurs de vagues H, correspondant à différentes 
vitesses du vent W, d’après ses observations : 


Vitesse 

du vent W Hauteur H 
(mètres par seconde). (mètres). 

3 1,4 

b] 2,0 

8 A | 

13 3,8 

21 ),2 

33 7,0 


50 9,3 


T9 12,0 


La vitesse du vent étant rarement supérieure à 20 mètres 
Océanographie. 9 


130 OCÉANOGRAPHIE PHYSIQUE 


par seconde, les vagues de hauteur supérieure à 5 mètres 
sont donc rares. 

Récemment M. Zimmermann a proposé la formule sui- 
vante : H — 0,44 W, qui donne des nombres très supérieurs à 
ceux de l’amiral Coupvent des Bois, dès que les vitesses du 
vent sont un peu fortes. 


VAGUES EN EAU PEU PROFONDE. 


En eau peu profonde, la vague, qui brise contre le rivage, 
peut avoir une hauteur considérable : des phénomènes 
d’interférence se produisent, la vague qui arrive rencontre 
la vague réfléchie contre l'obstacle, et il se produit des 
Jjaillissements d’eau, pouvant atteindre une trentaine de 
mètres de hauteur. L’effet du vent s'ajoute d’ailleurs à 
celui de la vague elle-même, pour projeter avec force les 
masses d’eau contre les obstacles. Ce brisement de la vague 
en gerbes d’écume sur les falaises du rivage est un phénomène 
très fréquent et bien connu. 

Ressac. — Lorsque la vague brise sur un rivage incliné, 
il se produit un phénomène particulier, appelé ressac. 

Les ondes ne conservent plus leur profil trochoïdal, ainsi 


Fig. 56. 


que nous l’avons indiqué. Le ralentissement de la partie 
inférieure tend à rendre plus abrupte le versant antérieur À, 
qui finit par s’écrouler. (fig. 56). Cet effet est d’ailleurs encore 


LANHOULE ET LES VAGUES 131 


augmenté par un courant de retour, qui se produit en B, 
en sens inverse du mouvement, et qui est dû à l’écoulement 
naturel suivant la pente de l’eau transportée par la vague 
précédente. Nous verrons que, dans une certaine mesure, le 
ressac est assimilable à un phénomène beaucoup plus gran- 
diose, le mascaret (Voir p. 156). 

De quelque côté que vienne le vent, les vagues arrivent 
toujours dans une direction à peu près perpendiculaire à la 
plage sur laquelle elles déferlent. Les parties de la vague qui 
arrivent les premières à la plage sont en effet plus retardées, 
puisque la vitesse de propagation est proportionnelle à la 
racine carrée de la profondeur, et peu à peu les génératrices 
de la houle s’incurvent pour finir par être à peu près parallèles 
au rivage. Mais le déferlement n’est pas tout à fait simultané 
en tous les points du rivage, etil commence toujours du côté 
d’où vient la houle. 

Barre. — En plus du brisement au rivage, il se produit 
parfois un brisement au large, souvent par fonds assez grands. 
Ce brisement constitue ce qu’on appelle la barre sur les côtes 
plates et sans abri de beaucoup de nos colonies (1). Tantôt 
il n’y a qu'un rouleau d’écume, tantôt ily en a deux ou trois, 
et ce dernier cas est le cas général. La barre présente une 
variation saisonnière et est plus forte au moment où la houle 
du large est plus forte, c’est-à-dire au moment où les coups 
de vent du large sont le plus fréquents. 

C’est certainement le voisinage du fond qui est la cause 
de la barre. Les molécules d’eau inférieures sont plus retar- 
dées que les molécules de surface ; il se produit alors un 
déséquilibre dans la structure de la houle, et la houle brise. 

Les profondeurs par lesquelles se produit la barre sont 
très variables : d'ordinaire, elles sont comprises entre 10 à 
20 mètres, mais on a signalé des brisants par des profon- 
deurs pouvant atleindre 50 et même 80 mètres. 

On observe la barre sur la côte du Maroc, sur la Côte d'Or, 


(1) Le mot barre s'applique aussi à un accident de la topographie: 
littorale, qui n’a aucun rapport avec le phénomène que nous étudions : 
hauts-fonds qui barrent l'entrée d’une rivière. C'est dans ce dernier 
sens que nous employons le mot barre, page 156. 


132 OCÉANOGRAPHIE PHYSIQUE 


au Dahomey (où on l'appelle kaléma), sur ia côte orientale 
des États-Unis, sur la côte de l'Inde, à Sumatra, aux Pomo- 
tou, sur la côte du Pérou. On l’observe parfois en France 
sur la côte des Landes. 


Qu'il s’agisse du ressac ou de la barre, ces phénomènes prennent, 
sur certaines côtes exposées au large, des proportions très grandes, 
au point d'empêcher toute communication avec la terre. C’est ce 
qui se produit au Maroc, où les fortes houles sont un des princi- 
paux obstacles au commerce maritime le long des côtes. 

Survenant inopinément, sans que rien dans les conditions 
météorologiques locales puisse prévenir de leur arrivée, les houles 
du Maroc aboutissent parfois à de véritables catastrophes en pro- 
voquant la perte de voiliers, de remorqueurs ou de nombreuses 
barcasses. Elles causent des dégâts considérables aux travaux des 
ports. 

M. Gain a consacré, dans les Annales hydrographiques de 1918, 
une étude à ces phénomènes. 

La houle produite sur la côte du Maroc est la conséquence, dans 
la plupart des cas, de dépressions barométriques passant sur 
l’océan entre les Açores et le sud-ouest de l'Islande, dépressions qui, 
dans l’état actuel des observations météorologiques, nous sont 
connues soit en approchant de l’Islande, soit en arrivant vers la 
France et le Portugal, soit même, dès leur formation au large, par 
les observations des navires transmises par télégraphie sans fil. La 
vitesse de propagation de la houle étant d’une vingtaine de nœuds 
en moyenne, les observations météorologiques peuvent permettre 
de prédire deux ou trois jours d'avance l’arrivée de fortes houles sur 
les côtes du Maroc. C’est ce que l'expérience a vérifié. 

Dans le même ordre d'idées, sur nos côtes des Landes, la barre 
de l’Adour est plus ou moins importante suivant l’état du temps 
au large, et on a pu aussi prédire quela barre serait ou non prati- 
cable d’après des considérations météorologiques (1). 


VAGUES DE FOND. 


On appelle vagues de fond des vagues qui se propagent au 
sein des eaux, sans se manifester à la surface, si ce n’est 


- 


1) Notice météoro!'ogique sur les côtes de France et d'Algérie, p. 22. 
51q 5 ; 


L'A"NHOULE. ET. LES VAGUES 133 


lorsqu'elles rencontrent un haut fond. Elles donnent lieu 
alors à de violentes poussées verticaleset, au rivage, à un fort 
ressac. On attribue leur origine à des secousses de tremble- 
ment de terre au fond des eaux. Le phénomène peut prendre 
exceptionnellement une grande amplitude et causer d’impor- 
tants dégâts sur les côtes. On le désigne alors sous le nom de 
raz de marée, expression impropre, car la marée n’est pour 
rien dans le phénomène, ou plutôt elle n'intervient que 
pour le rendre plus dangereux, lorsqu'il se produit au voisi- 
nage de la pleine mer (1). 

On donne aussi le nom de lames de fond à des lames isolées 
qui se rencontrent en pleine mer et qui peuvent, elles aussi, 
avoir une origine sismique, ou bien être dues à des inter- 
férences d’autres vagues. Nous avons observé, au milieu de 
l'Atlantique, en 1994, sur le Viclor-Hugo, une de ces vagues 
de fond, qui a balayé la passerelle, située à une quinzaine de 
mètres de hauteur,et a causé à bord des avaries assez impor- 
tantes. 


(1) Le phénomène, fréquent au Japon, y est appelé {sunami, et plu- 
sieurs sismologues ont adopté ce terme. Certains tsunamis ont causé 
Ja mort de plus de 30 000 personnes, et on a pu suivre leur propagation 
à travers des océans entiers. 


CHAPITRE VHII 


NOTIONS SUR LES MARÉES 


PHÉNOMÈNES GÉNÉRAUX DE LA MARÉE. . 


Les mouvements du niveau de la mer se manifestent de 
la facon suivante : 

La mer monte pendant un certain temps, — on dit alors 
qu'il y a flux, ou flol, ou montant (1), — et atteint ainsi un 
niveau maximum, qui est celui de la pleine ou haule mer ; 
puis elle baisse, — on dit alors qu'il y a reflux, ou jusant ou 
perdant, — jusqu’à atteindre un niveau minimum, qui est 
celui de la basse mer : après quoi elle remonte de nouveau 
pour atteindre une nouvelle pleine mer, et le phénomène se 
reproduit ainsi périodiquement, le niveau de la mer oscillant 
autour d’une position moyenne, à peu près constante pour 
un même lieu, et que l’on appelle le niveau moyen. 

Pour déterminer ce niveau moyen dans un port donné, 
il suffit de prendre la moyenne des hauteurs d’un même 
nombre de pleines mers et de basses mers, observées pendant 
un long intervalle. 

On appelle amplitude d’une marée la différence entre la 
hauteur d’une pleine mer et la hauteur de la basse mer qui 
la suit immédiatement. 


(1) Les termes flot et jusant devraient être réservés pour désigner 
uniquement les courants de marée, qui peuvent ne pas coïncider abso- 
lument avec les mouvements de la marée elle-même. Il peut y avoir, par 
exemple, courant de flot, alors que la marée a déjà commencé à baisser 

N ci plus loin, p. 157.) 


NOTIONS SUR LES MARÉES 135 


RELATIONS ENTRE LA MARÉE ET LES POSITIONS 
DE LA LUNE ET DU SOLEIL. 


Sans qu’il soit nécessaire de faire la théorie du phénomène 
(théorie dont nous indiquerons le principe élémentaire au 
chapitre suivant), on ne peut manquer d’être frappé par les 
coïncidences remarquables qui existent entre la marée et la 
position de la lune et du soleil. 

1° La première de ces corncidences est relative à l’ampli- 
tude. 

Les amplitudes des marées vont en augmentant progressi- 
vement, depuis un jour ou deux après les quadratures (pre- 
mier et dernier quartier de la lune) jusqu’à un jour ou deux 
après les syzygies (pleine lune et nouvelle lune). Les marées, 
qui ont lieu aux quadratures, et qui sont les plus faibles, sont 
dites de morle-eau, et celles qui ont lieu aux syzygies, et qui 
sont les plus fortes, sont dites de vive-eau. De la vive-eau à 
la morte-eau, l’on est en déchel, el de la morte-eau à la 
vive-eau, en revif. 

L’intervalle, qui sépare des syzyzies les marées les plus 
fortes, est variakle d’un endroit à l’autre. Sur les côtes 
d’'Eurowe, il est d’un jour et demi à deux jours (trerte-six 
heures à Brest) ; sur les côtes atlantiques des États-Unis, il 
est d’un jour; sur les côtes américaines du Pa‘:ifique, 1l est 
presque nul. En certains points du globe, il peut dépasser 
quatre jours (1). 

On appelle ce retard âge de la marée, car on peut supposer 
que la marée observée existe depuis un certain temps, dont 
l’âge de la marée représente la valeur. Si la marée la plus 
forte se produisait juste à l'instant de la syzygie, l’âge de la 
marée serait nul. 

Tous les vingt-neuf jours, durée approchée du mois lunaire, 
les amplitudes des marées reprennent une succession à peu 
près identique. 


(1) Il est égal à quatre jourset huit heures à Port-Girconcision, dans 
l'Antarctique (latitude 65°10’S ; longitude 66° W) d’après les obser- 
vations de M. Godfroy. 


136 OCÉANOGRAPHIE PHYSIQUE 


Nous pouvons préciser cette notion d’âge de la marée, qui est 
importante. 

La marée étant due à la présence de la lune et du soleil, on peut 
admettre que chacun de ces astres, s’il était seul, donnerait nais- 
sance à une marée particulière ; la superposition de ces deux marées 
donne la marée totale. Chaque marée particulière suit le mouve- 
ment des astres avec un certain retard, qui dépend des conditions 
locales et qui n’est pas le même pour les deux marées. 

Représentons, par rapport à la terre supposée immobile. la lune 


Sens du mouvement S Sens du mouvement É $ 
diurne apparent CU diurne apparent » 


S marée solaire 


L œorée lunaire 36 heures après la conjonction à Brest 
Conjonction de la lune € et du soleil © CTO = 36x0°51 = 18°environ 
Fig. 57. Fig. 58. 


et le soleil en conjonction (1) (fig, 57). La marée lunaire L est en 
retard de l’angle z sur la lune, L’angle ETL = à 

De même la marée lunaire, figurée en S, est en retard sur le soleil 
de l’angle OTS = «. 

Comme les retards + et +’ sont différents, les deux marées ne 
concordent pas et sont séparées par l’angle STL — & — à. 

Mais la lune a un mouvement par rapport au soleil : elle recule 
sur le soleil d’environ 09,51 par heure. Au bout d’un certain temps, 
elle se sera donc déplacée, relativement au soleil, ce l’angle STL. 


A ce moment (fig. 58), les deux marées coïncideront, et la marée 
totale sera maximum. 

L’âge de la marée est le temps que met la lune pour se déplacer 
relativement au soleil de l’angle STL, c’est-à-dire est égal en heures 

CG 71 

0,51 ‘ 


(1) J’emprunte cette figure, ainsi que celle de la page 159,au Cours 
de marées de l’École navale de M. MARGUET. 


NOTIONS SUR LES MARÉES 137 


L’angle STL {ou 4° —2) est égal à la différence des ascensions 
droites de la lune et du soleil, à l’instant de la marée de vive-eau 
qui suit une conjonction. Il est facile de trouver cette différence 
d’ascension droite dans une Connaissance des temps. 


20 Les heures de la pleine mer du matin ou du soir de 
deux jours consécutifs ne sont pas tout à fait les mêmes 
d’un jour à l’autre, la pleine mer retarde, et ce retard est 
d'environ 50 minutes. La durée d’un jour lunaire étant de 
24 h.50 m., il y a là encore une coïncidence remarquable. 

Comme il y a généralement deux pleines mers et deux 
basses mers par jour, si la basse mer se produisait exacte- 
ment entre les deux pleines mers consécutives, il faudrait 
ajouter environ 6 h. 12 m. (le quart de 24 h. 50 m.) à l'heure 
de la pleine mer pour avoir l’heure de la basse mer. Mais, 
généralement, la mer ne met pas le même temps à monter 
qu’à descendre. 

Pour ne citer que les anomalies qui se produisent sur les 
côtes de France, sur les côtes de l’océan Atlantique, le perdant 
est plus court que le montant : à Cordouan, le perdant dure 
D h. 50 m., le montant 6 h. 30 m. Sur les côtes de la Manche, 
c’est le montant qui est plus court que le perdant : à Cher- 
bourg, perdant 6 h. 50 m., montant 5 h. 40 m. ; au Havre, 
perdant 7 h. 20 m., montant 5 heures; à Boulogne, perdant 
dm. "montant 5 h. 15 m. 

Il existe d’ailleurs, entre la morte-eau et la vive-eau, des 
différences parfois assez grandes à ce point de vue. C’est 
ainsi qu’à Saint-Nazaire, en morte-eau, le perdant dure 
9 h. 53 m. et le montant 6 h. 33 m., tandis qu’en vive-eau le 
perdant dure 6 h. 33 m. et le montant 5 h. 45 m. 

D'’ordinaire, dans les mers resserrées entre deux côtes, 
dans les chenaux étroits, la durée du montant est plus courte 
que la durée du perdant (1). 

30 Les grandes marées de vive-eau se produisent, en un 
même lieu, toujours à la même heure. Par exemple, à Brest, 
les grandes marées se produisent toujours vers 4 heures. 


(1) Le montant est aussi plus court que le perdant dans les fleuves 
(Voir plus loin, p. 153). 


138 OCÉANOGRAPHIE PHYSIQUE 


En étudiant de plus près le phénomène, on voit que, tous 
les jours, 1l existe une relation entre le mouvement de la 
lune et les heures de la pleine mer et de la basse mer : les 
pleines mers ont lieu chaque jour à un nombre d’heures 
sensiblement le même après le passage de la lune au méridien 
du lieu. Or, à la pleine et à la nouvelle lune, le passage de la 
lune au méridien a lieu à minuit et à midi des horloges réglées 
sur le temps vrai, puisqu'à ce moment-là la lune et le soleil 
passent ensemble au méridien. Le jour de la pleine lune et 
de la nouvelle lune, l'heure vraie que marque l'horloge au 
moment de la pleine mer indiquera l'intervalle qui s’est 
écoulé entre le passage de la lune au méridien et la pleine 
mer. C'est cet intervalle qui porte le nom d’éfablissement du 
port, parce que c’est le temps qui s'écoule entre le passage de 
la lune au méridien et l’établissement de la pleine mer dans 
le port. On a été conduit d’ailleurs à le définir d’une façon 
plus précise que nous venons de le faire. 

Comme la marée varie avec la déclinaison de la lune et 
du soleil et avec la distance de ces deux astres à la terre, 
l'établissement du port sera l'heure vraie locale de la pleine 
mer, un Jour de syzygie, lorsque le soleil et la lune auront 
une déclinaison nulle et qu'ils seront tous deux à leur dis- 
tance moyenne de la terre. On dit que les deux astres sont 
alors en syzyqie moyenne, 

Pour avoir l'heure de la pleine mer, il suffit d'ajouter 
l'établissement du port à l’heure du passage de la lune au 
méridien. Mais ce n’est là qu’une règle grossière, à laquelle, 
si l’on veut avoir plus de précision, il faut apporter une 
correction qui, dans nos régions, peut atteindre 1 h. 20 m. 
et qui peut être plus importante en d’autres points du globe. 

Les établissements du port peuvent varier d’une façon 
considérable en des points rapprochés. C’est ainsi que, sur 
les côtes de la Manche, l’établissement augmente progressi- 
vement, à mesure qu’on avance vers l’est, de 3 h. 46 m. à 
Brest à 12 h. 24 m. à Dunkerque. Sur les côtes du golfe de 
Gascogne, l'établissement ne varie que de 3 h. 25 m. à Port- 
Louis (entrée de Lorient) à 4 heures à Cordouan (entrée de la 
Gironde). 


NOTIONS SUR LES MARÉES 159 


49 Nous avons indiqué que la marée varie avec la distance 
de la lune et du soleil à la terre. Elle est d’autant plus forte 
que ces astres sont plus rapprochés de la terre. Les marées 
seront donc relativement plus fortes au moment du périgée 
de la lune, qui se produit chaque mois à une date variable. 
Comme la révolution synodique de la lune, ou le mois lunaire 
(qui ramène la lune au même écart en longitude avec le 
soleil et qui règle les phases) a une durée de 29 jours 55, 
tandis que la révolution anomalistique (qui ramène la lune 
au périgée) a une durée de 27 Jours 5», il en résulte que, 
dans le cours de l’année, le passage de la lune au périgée 
pourra coïncider tantôt avec la nouvelle et la pleine lune, 
tantôt avec les quartiers. Dans le premier cas, les marées 
de vive-eau seront très fortes ; dans le deuxième cas, les 
marées de morte-eau ne seront pas aussi faibles que d’ordi- 
naire. 

Pour la même raison, les marées seront plus fortes au 
moment du passage de la terre au périhélie (qui se produit 
actuellement vers le 2 ou 3 janvier) et plus faibles au mo- 
ment du passage de la terre à l’aphélie (qui se produit vers 
le 2 ou 3 juillet). 

L'amplitude de la marée dépend des positions astrono- 
miques du soleil et de la lune. On peut calculer, par les for- 
mules que nous développerons dans le chapitre suivant, le 
rapporl des actions moyennes de la lune el du soleil. Ce rapport 
devrait être le même en tous lieux. Mais, lorsqu'on analyse 
le phénomène d’une façon complète, on trouve que ce rap- 
port varie d’un lieu à l’autre d’une façon assez importante. 
Il est à Brest de 2,8 environ. Le rapport des actions moyennes 
de la lune et du soleil est, au même titre que l’âge de la marée, 
une caractéristique fondamentale de la marée en un lieu 
donné. 


UNITÉ DE HAUTEUR. 
La plus grande pleine mer de vive-eau qui suit la syzygie 


moyenne, définie au paragraphe précédent, a une certaine 
hauteur au-dessus du niveau moyen. En un lieu donné, on 


140 OCÉANOGRAPHIE PHYSIQUE 


est convenu de prendre cette hauteur comme unilé de hau- 
leur. 
L'unité de hauteur varie d’un point à l’autre,et on peut 
comparer les différents ports, au point de vue de l’amplitude 
des marées, en connaissant leurs différentes unités dehauteur. 
A Brest, l’unité de hauteur est de 3m,21, 
Soit hm la hauteur de la pleine mer au-dessus du niveau 
moyen un Jour quelconque. On peut poser : 


him = CU, 


c étant un coefficient numérique, qu'on appelle le coefficient 
de la morée ; U, j’unité de hauteur. 

Lecoefficientc jouit àe la propriété d’être le même pour tous 
les ports où l’âge de la marée est le même, ainsi que le rapport 
des actions moyennes de la lune et du soleil. Il peut varier 
de 1,20 à 0,30. Il est égal, sur les côtes de France, à 1, par 
définition, pour la pleine mer qui suit de trente-six heures 
une syzygie moyenne (trente-six heures étant l’âge de Ja 
marée sur nos côtes), et la demi-amplitude correspondante 
est l’unité de hauteur (1). 

La basse mer, qui se produit quand le coefficient est égal 
à 1,20, est la plus basse mer possible, C’est au-dessus de ce 
niveau particulier que sont rapportées les hauteurs des 
marées inscrites sur l'Annuaire des marées des côles de 
France, ainsi que toutes les sondes portées sur les cartes 
françaises. Ce niveau s'appelle pour cela le zéro des carles 
françaises. 

Il faut remarquer que l’unité de hauteur n’est pas la demi- 
amplitude moyenne de la marée en un lieu. Elle se rapproche 
de la demi-amplitude moyenne des marées de vive-eau. 
Par définition, la demi-amplitude moyenne des marées de 
vive-eau est égale à 0,94 U. 

La demi-amplitude moyenne des marées de morte-eau est 
égale à 0,45 U. 


(1) On trouve la valeur du coefficient de la marée pour chaque jour 
dans l’Annuaire des marées des côtes de France, document publié chaque 
année par le Service hydrographique de la marine. 


NOTIONS SUR LES MARÉES 141 


La demi-amplitude moyenne des marées en un lieu 
donné, qui peut avoir un certain intérêt au point de vue 
géographique, est sensiblement égale à 0,70 U dans les 
régions où les marées ont un régime semblable à celui de nos 
côtes. 


DIFFÉRENTS TYPES DE MARÉES. 


Le phénomène de la marée se présente avec une allure 
plus ou moins régulière suivant les points du globe où on 
l’observe. À quelques rares exceptions près, 1l y a deux 
pleines mers et deux basses mers par Jour. Parfois, comme 
surles côtes d’Europe,les hauteurs des deux pleines mers d'un 
même Jour, ainsi que celles des deux basses mers, diffèrent 
peu l’une de l’autre. Dans les mers de Chine, au contraire, 
et sur la plupart des côtes de l'océan Pacifique, deux pleines 
mers ou deux basses mers consécutives diffèrent sensible- 
ment de hauteur, à ce point quelquefois qu'une pleine mer 
diffère assez peu de la basse mer suivante pour que l’oscilla- 
tion soit à peine sensible, et, à la limite, il n'existe plus, 
comme au Tonkin, qu’une seule pleine mer et une seule basse 
mer par Jour (fig. 9). 

Ces anomalies dans les hauteurs se produisent aussi dans 
les heures. Tandis que, sur les côtes d'Europe, les heures 
de la pleine mer suivent, d’après les lois simples que nous 
avons indiquées aux paragraphes précédents, les passages 
de la lune au méridien du lieu, sur la plupart des autres côtes 
cette loi devient très compliquée. 


MARÉE DIURNE ET MARÉE DEMI-DIURNE. 


La courbe qui donne, en fonction du temps, la hauteur de 
la marée en un lieu donné n’est donc qu'exceptionnellement 
une sinusoïde régulière. L'expérience montre, — et nous 
verrons plus loin que la théorie légitime cette décomposition, 
— qu’on peut reproduire très sensiblement la courbe d’une 
marée en ajoutant les ordonnées de deux sinusoïdes, l’une 
ayant une période voisine de douze heures, et appelée marée 


Age de /3 marée, 36 heures. 


de /3 marée semi diurne. 


72 
20 


Janvier 1905 - Brest. /s marée diurne est /e 


OCÉANOGRAPHIE PHYSIQUE 


19 20 21 22 23 24 25 26 27 28 29 30 


18 Janvier 


Saïgon Warée diurne = sensiblement marée semi diurne 


Marée diurne = 20 fois marée semi - diurne 


Do-Son (Tonkin) 


NOTIONS SUR LES MARÉES 143 


diurne, l’autre ayant une période voisine de vingt-quatre 
heures, et appelée marée semi-diurne. 

La combinaison de ces deux ondes a pour effet de produire 
une inégalité, à la fois dans la hauteur de deux pleines mers 
et de deux basses mers consécutives, et aussi dans les inter- 
valles de temps qui les séparent. 

La hauteur de la marée diurne est maximum tous les 
quinze jours, peu après que la lune a atteint sa déclinai- 
son maximum, et lorsqu'elle est par suite près des tro- 
piques. C’est la! raison pour laquelle, dans les vieux traités 
de navigation, on appelle /ropiques les marées qui se produi- 
sent à ce moment-là. 

Les anomalies, que nous avons signalées, peuvent être 
attribuées à la présence de la marée diurne. Si cette marée 
diurne est faible par rapport à la marée semi-diurne, la marée 
présente régulièrement deux pleines mers et deux basses mers 
par jour, à peu près régulièrement espacées, et d’amplitude 
sensiblement égale. Si la marée diurne est importante, les 
anomalies se produisent, et si la marée diurne est très forte 
par rapport à la marée semi-diurne, il pourra n’y avoir qu’une 
marée par jour, comme au Tonkin (1). 

Il suffit d'observer la marée au moment où la déclinaison 
de la lune est forte pour savoir à quel type de marée l’on a 
affaire. Si le jour où la déclinaison de la lune est maximum il 
y a deux pleines mers d'amplitude à peu près pareille, on a 
affaire à une marée semi-diurne très prépondérante,et les 
formules simples de prédiction, que nous avons indiquées, 
donnent une bonne approximation. Si les amplitudes des 
deux pleines mers diffèrent (on dit qu'il y a alors une inéga- 
lité diurne), la marée diurne est à considérer, et elle l’est 
d'autant plus que l’on observe une inégalité diurne plus 
grande. Dans ce cas-là, les formules élémentaires de prédic- 
tion ne peuvent donner qu’une approximation très gros- 
sière. ; 

La figure 60 permet d'illustrer les remarques précédentes. 

(1) L’amplitude de la marée diurne n’est jamais très forte : elle ne 


dépasse pas 1°,50. L’amplitude de la marée semi-diurne peut dépasser 
une dizaine de mètres. 


144 OCÉANOGRAPHIE PHYSIQUE 


Nous avons représenté sur cette figure deux marées semi- 
diurne et diurne de même amplitude. La combinaison de ces 


O2 26 B0NI0 AD NE TI 118020 2252 


—.........  Marée diurne 
SEE marée semi diurne 
——  Mmarée tota/e 


Fig. 60. 


deux ondes donne l’onde de marée totale, où l’on remarque 
les anomalies signalées plus haut. 


INFLUENCES MÉTÉOROLOGIQUES. 


L'observation a montré que les hauteurs des pleines mers 
et des basses mers sont influencées par la pression baromé- 
trique, le niveau de la mer étant plus élevé lorsque la pres- 
sion est plus basse et réciproquement. Une variation d’un 
millimètre de mercure dans la hauteur du baromètre produit 
une variation de 13Mm,3 dans la hauteur du niveau de la mer. 
Ce coeflicient de 13,3 n’est pas très rigoureux, car la pression 
barométrique affecte les marées dans un rayon si étendu que 
les indications locales du baromètre, en un point donné, ne 
sauraient être toujours un indice sûr de l'effet produit en ce 
point (1). 

(1) I faut signaler que M. Godfroy a montré, par ses observations de 
marée faites dans l’Antarctique (1909), que les variations de la pression 


atmosphérique se font immédiatement sentir sur le niveau de la mer. 
M. Godfroy à trouvé qu’à un mouvement d’un millimètre de la co- 


NOTIONS SUR LES MARÉES 145 


La direction et la force du vent ont également une influence 
sur les hauteurs des pleines mers et des basses mers ; elles 
sont plus élevées lorsque le vent est fort et bat en côte; elles 
sont plus faibles lorsqu'il souffle de terre. Les variations de 
cette sorte peuvent être très importantes. À Londres, par fort 
vent d’est, le niveau de la Tamise est augmenté de 1,50 
environ. On cite aussi une tempête d'automne en 1897 sur la 
côte orientale d'Angleterre, où la coïncidence du vent d'est 
avec une marée de vive-eau a causé des dommages consi- 
dérables, en brisant des digues et en inondant tout l’arrière- 
pays. Dans les mers fermées, les effets du vent, quoique d’am- 
plhitude moins grande, sont peut-être encore plussensibles, car 
on est habitué à voir le niveau de la mer rester à peu près 
invariable. Presque tous les ans, les quais de certaines villes 
de Provence sont à moitié inondés par la mer, lorsque le vent 
souffle du sud. 

L'action du vent dépend naturellement de la forme de 
la côte, du temps pendant lequel souffle le vent, et il n’est 
pas possible d'établir un coefficient de proportionnalité 
entre la hauteur de la mer et la force du vent (1). 


QUELQUES RENSEIGNEMENTS GÉOGRAPHIQUES 
SUR LES MARÉES. 


Les amplitudes de la marée sont très variables d’un lieu à 
l’autre. Alors qu'il y a des points où la marée est à peu près 
insensible, elle peut atteindre, en certains endroits, des 


lonne de mercure correspondait immédiatement, à Port-Circoncision, un 
mouvement du niveau de la mer en sens inverse de 14"m5. Un résultat 
analogue avait été obtenu dans l'océan Arctique, par Ross, en 1828. 

(1) On rattache à la variation de la pression barométrique le phéno- 
mène des seiches, oscillations périodiques du niveau des lacs, dont la 
période va de quelques minutes à plusieurs heures. Dans le lac de 
Genève, la plus forte seiche observée a atteint une amplitude de Le,83 ; 
. les seiches dépassant 40 centimètres sont très rares. Des variations 
accidentelles du niveau, dues uniquement à la pression barométrique, 
s’observent aussi dans les mers fermées, comme la Méditerranée. C’est 
à ces variations qu'il faut attribuer les courants du détroit de l’Euripe 
(entre l’île Eubée et la Grèce), qui changent de sens d'une façon en appa- 
rence capricieuse, 


Océanographie, 10 


OCÉANOGRAPHIE PH YSIQUE 


146 


*19 SU 


w7 2 9/N9/90NS 259 Sooueuy Sp auvaou, 8pnydue) no 290/6 np AUIQ) 


NOTIONS SUR LES MARÉES 147 


amplitudes moyennes de plus de 10 mètres. Sur la carte de 
la figure 61, nous avons marqué les côtes où l’amplitude 
moyenne des marées est supérieure à 4 mètres (1). 

Sans parler des mers fermées ou presque fermées sur 
lesquelles nous reviendrons, d’une façon générale, la marée 
est très faible sur les îles situées en plein océan. 

A l’île Ascension, l'amplitude moyenne est de 0",40 ; les 
marées de vive-eau ont une amplitude moyenne de 0,60. 
A Sainte-Hélène, l'amplitude moyenne est de 0M,60, en vive- 
eau de Om,85,. 

A l’île Midway, au milieu du Pacifique (latitude 28013" N, 
longitude 177021” W),la marée n’atteint pas en moyenne 
0m,25, en vive-eau 0,30. 

À Tahiti, l'amplitude de la marée a à peu près les mêmes 
valeurs qu’à l’île Midway. 

Dans l’océan Indien, à l’île Maurice, l’amplitude moyenne 
est de 0M,30, en vive-eau de 0M,50. A La Réunion, l’ampli- 
tude moyenne est de 0M,60, en vive-eau 1,10. 

Très peu d'îles isolées ont des marées supérieures à 
1 mètre; aucune n’a des marées atteignant une amplitude 
moyenne de 2? mètres. 

Sur les côtes des continents, les marées les plus faibles 
(d'amplitude moyenne inférieure à 1 mètre) s’observent : 
dans l’océan Atlantique, sur les côtes du golfe du Mexique et 
de la mer des Antilles, sur les côtes de l'Uruguay et l'estuaire 
du Rio de la Plata, sur les côtes sud de Norvège ; dans 
l’océan Pacifique, sur les côtes du Mexique, au sud de Mazat- 
lan, sur les côtes du Pérou, sur les côtes méridionales de 
l'Australie en presque totalité, sur les côtes orientales du 
Japon ; dans l’océan Indien, sur une partie des côtes sud 
de l'Inde, la côte sud de Madagascar ; en beaucoup de points 
de l’océan Arctique. 

Les côtes où les marées dépassent en moyenne 4 mètres 
d'amplitude sont les suivantes : 

Une partie de la côte orientale de l'Écosse et de l’An- 
gleterre : Dungeness (latitude 500 54’ N, longitude 0° 58° E), 


(1) Nous avons publié une carte plus détaillée des amplitudes des 
marées dans les Annales de Géographie (mai 1922). 


148 OCÉANOGRAPHIE PHYSIQUE 


amplitude moyenne : 4M,9; amplitude de vive-eau moyenne : 
Gn5 ; 

Certains points dela mer d'Irlande et du canalde Bristol : 
Cardiff: amplitude moyenne : 8M,2; amplitude de vive-eau 
moyenne : 10m,9 ; 

La côte française de la Manche: Granville : amplitude 
moyenne : 7M,9 ; amplitude de vive-eau moyenne : 11 mètres; 
Brest, amplitude moyenne : 4M3; amplitude de vive-eau 
moyenne : 6M,0 ; 

La baie de Fundy : Pointe Burncoat, au fond de la baie: 
amplitude moyenne : 13,1, amplitude de vive eau moyenne : 
150 1 ; 

La côte de Patagonie : entrée de la rivière Gallegos (lati- - 
tude 51° 23° $S, longitude 690 01” W): amplitude moyenne: 
10m,3 ; amplitude de vive-eau moyenne : 13,9 ; 

Les chenaux latéraux du Chill: Port Montt (latitude 
419 29’ S, longitude 72° 56° W) : amplitude moyenne : 5m4 ; 
amplitude de vive-eau moyenne : 6,3 ; 

Une partie de la côte du Canada sur l’océan Pacifique : 
Prince Rupert Harbour (latitude 549177 N, longitude 
130° 21° W): amplitude moyenne: 6,1; amplitude de vive- 
eau moyenne : 7M,2 ; 

La côte chinoise du canal de Formose : Minn River (lati- 
tude 25° 29’ N, longitude 1199 27° E) : amplitude moyenne : 
4n,7; amplitude de vive-eau moyenne : 5,7: 

La côte ouest de Corée : Chemulpo (latitude 370 28° N, 
longitude 126° 36° E): amplitude moyenne : 6,1 ; amplitude 
de vive-eau moyenne : 8,7 ; 

La côte nord-ouest d'Australie : Pearce Point (latitude 
140 26 N, longitude 12921” E): amplitude moyenne : 
om5; amplitude de vive-eau moyenne : 6,8; 

Une partie de la côte de Birmanie : Maulmein River (lati- 
tude de 16° 04’ N, longitude 970 33° E) : amplitude moyenne : 
4 mètres; amplitude de vive-eau moyenne : 5,8, 

Conformément aux indications de la théorie, la marée au 
large est faible et n’atteint pas 1 mètre d'amplitude. Cette 
marée, en arrivant auprès des côtes, s’amplifie souvent d'une 
façon considérable, surtout dans les chenaux resserrés, au 


NOTIONS SUR LES MARÉES 149 


4 


fond des baies et auprès des côtes exposées au large, mais 
débordées par des petits fonds. Toutefois, la topographie 
littorale ne suffit pas pour expliquer toutes les anomalies. 

Dans les mers fermées, les marées sont très faibles, mais 
elles sont souvent sensibles. Ainsi, en Méditerranée, on a 
signalé en plusieurs points des marées d'amplitude mnyenne 
de Om,10, et on peut même dire qu’il estrare que cette ampli- 
tude ne soit pas atteinte. En plusieurs endroits, elle est nota- 
blement dépassée. 

Par exemple, sur les côtes de la mer Adriatique, les marées 
atteignent à Malamocco, près de Venise, une amplitude 
moyenne de 0,60, aux vives-eaux de 1 mètre ; à Pola, l’am- 
plitude moyenne est de 0M,60, aux vives-eaux de 1 mètre ; à 
Lissa, l’amplitude moyenne est de O0M,45, aux vives-eaux 
de 0,70 ; à Smyrne, 0,50 et 0,75 ; à Tripoli, 0n,50 et 
0,55 ; à Sfax, Om,80 et 1m,25 ; à Tunis, 0,55 et 0m,90 ; à 
Alger, 0m,60 et Om,80. 


LIGNES COTIDALES. 


Si l’on indique sur une carte les heures (en temps de 
Greenwich par exemple) où se produisent les pleines mers 
un jour de syzygie moyenne, on voit que, sur la plupart des 
côtes, tout se passe comme si la marée se propageait d'un 
point à l’autre, ainsi que le ferait une onde qui parcourrait 
tout l’océan. 

En joignant par une ligne les points où la marée se produit 
au même instant, on obtient ce qu’on appelle une ligne colit- 
dale, qui ne peut avoir de signification que si elle joint les 
points de deux côtes voisines, et qui pourrait, au contraire, 
donner lieu à de fausses interprétations si, sous le prétexte 
que la marée se produit à la même heure en un point 
d'Afrique ou d'Amérique, on admettait que la marée soulève 
en même temps tout l'océan. 

Whewel a pourtant dressé, il y a plus de cinquante ans, une 
carte de lignes cotidales pour l’océan Atlantique et l'océan 
Indien, et cette carte a permis d'émettre l'hypothèse que la 
marée, ressentie sur nos côtes, se forme en réalité dans 


150 OCÉANOGRAPHIE PHYSIQUE : 


l'océan Antarctique et met trente-six heures (l’âge de la 
marée Justement) à parcourir l'Atlantique. Bien des faits 
contredisent cette hypothèse, qui avait un caractère sédui- 
sant. 

On a essayé aussi de trouver une relation entre les lignes 
cotidales et l’amplitude de la marée. Les lignes cotidales 
seraient très resserrées partout où les marées sont fortes. 
L'onde de marée, retardée au voisinage des côtes par les 
faibles profondeurs, gagnerait en hauteur ce qu’elle perd en 
vitesse de propagation. On peut citer de nombreux exemples 
pour ou contre cette hypothèse, qui ne peut pas être consi- 
dérée comme une loi générale. 

Plus récemment, l'Américain Rollin A. Harris a dessiné 
une carte de lignes cotidales pour le monde entier, basée 


Fig. 62. 


sur des hypothèses ingénieuses sur les vibrations des océans. 
Ces hypothèses, dont nous dirons un mot plus loin, l’ont con- 
duit à admettre qu'il y avait, au milieu des océans, des points 
où il ne se produisait pas de marée du tout et qui ont été 
appelés points amphidromiques. Les lignes cotidales tournent 
autour de ces points, où le niveau ne change pas. D’après 
M. Harris, il existerait un point amphidromique dans 
l’océan Atlantique, par 40° de longitude ouest et 40° de 
latitude Nord,et un autre point amphidromique dans la mer 


NOTIONS SUR LES MARÉES 151 


du nord, à peu près situé entre Amsterdam et Yarmouth. 
La figure 62 reproduit la carte des lignes cotidales de la 
Manche et de la mer du Nord, d’après M. Rollin A. Harris. 
Seulel’expérience, — et actuellement le marégraphe Favé est 
le seul instrument permettant d'observer la marée au large 
des côtes, — peut venir confirmer ou infirmer ces hypo- 
thèses. 

Dans les cas particuliers où les lignes cotidales permettent 
de suivre vraiment la propagation de l’onde de marée, elles 
fournissent une explication de certaines anomalies. 

Lorsqu'un chenal communique par ses deux extrémités 
avec deux mers, qui subissent chacune des marées diffé- 
rentes, chacune des ondes de marée se propage dans le 
chenal, etla marée observée est due à la combinaison des deux 
ondes. En certains points, les deux ondes peuvent se neutra- 
liser, et, si elles ont des amplitudes voisines, il ne se produira 
pas de marée de ces points-là. En d’autres points, souvent 
voisins, elles pourront s'ajouter, et il s'y produira des marées 
très fortes. 

Un exempletypique est fourni par la mer d'Irlande, où une 
onde entre par le sud et une autre par le nord : on observe 
des marées très faibles, atteignant à peine une amplitude 
de 1 mètre, sur la côte sud-est d'Irlande, à courte distance 
du canal de Bristol, où les marées sont très fortes. 

Dans la Manche, il se produit un phénomène analogue : 
une onde de marée, provenant de l'Atlantique, entre par 
l’ouest, tandis qu’une autre onde, après avoir fait le tour des 
Iles Britanniques, descend le long des côtes de la mer du 
Nord et pénètre dans la Manche par l’est. La combinaison 
de ces deux ondes permet d'expliquer le minimum relatif des 
marées qu'on observe à Cherbourg, tandis qu'à quelque 
distance les marées atteignent une amplitude beaucoup plus 
grande. 

Amplitude moyenne des marées à Cherbourg : 3,80; 

Amplitude moyenne des marées au cap Carteret : 6,70; 

Amplitude moyenne des marées à La Hève: 5,10. 

A la même cause doit être dû le maximum relatif observé 
vers Cayeux et Le Tréport (amplitude moyenne : 6,10). 


152 OCÉANOGRAPHIE PHYSIQUE 


Ces considérations ont, comme nous le verrons, une impor- 
tance assez grande au point de vue des courants. 


MARÉES DANS LES FLEUVES. 


Les marées dans les fleuves sont dues aux marées de la mer 
voisine. La limite de la partie marilime du fleuve est, par 
définition, la limite à laquelle se font sentir les marées. 

La propagation d’une onde de marée dans un fleuve suit 
les lois de la propagation d’une onde dans un chenal, quand la 


A a 


Fig. 63. 


profondeur de ce chenal est faible par rapport à la longueur 
de l'onde. La vitesse de la propagation de l’onde ne dépend 
que de la profondeur, et le profil de l’onde se modifie : dans 
une onde régulière, le front de l’onde AB a le même profil 
que l’arrière de l’onde AC (fig. 63). Dans un chenal, l’onde 
présente un front AB’ beaucoup plus abrupt que la partie 
arrière A’B. 

La propagation de l’onde de marée dans un fleuve dépen- 
dra aussi du courant et de la hauteur des eaux du fleuve. 

Si l’on observe, en un point du fleuve, la variation du 


BM PM. BM. PM. B.M. 
Fig. 64. 


niveau en fonction du temps, on obtient une courbe telle que 
CHC'H” (fig. 64). 


NOTIONS SUR LES MARÉES 153 


Après la basse mer (niveau en C), la courbe se relève rapi- 
dement et est convexe jusqu’à l'instant de la pleine mer 
(niveau en H). Elle affecte ensuite la forme sinusoïdale, jus- 
qu’à la basse mer suivante (niveau en C”). 

A mesure que l’on s'éloigne de l'embouchure, la durée de 
la montée diminue et la durée de la baisse s’allonge. Ce 
résultat est bien conforme aux lois que nous venons de 
rappeler de la propagation d’une onde dans un chenal peu 
profond. En voici quelques exemples : 

À Rouen, durée du montant: 4 h. 15 m.; du perdant : 
8h10: mm. : 

A Rochefort, durée du montant: 5 h.;du perdant : 
Ah15 on: : 

À Blaye (Gironde), durée du montant: 5 h.; du perdant : 
70h: 15 mn. : 

A Libourne (Dordogne), durée du montant: 2 h. 50 m.; 
du perdant : 9 h. 20 m. 

Si l’on considère l’onde de marée sur l’ensemble du fleuve, 
on constate que le sommet de l’onde se maintient à une 
altitude qui diffère peu de celle qu’elle a à l'embouchure. 
Ce niveau se relève, parfois d’une façon importante, à la 
limite de la partie maritime (1). 

Au contraire, la courbe qui est le lieu géométrique des 
basses mers se relève sans cesse vers l’amont. Le niveau de 
l’eau dans le fleuve ne peut pas en effet descendre plus bas 
que le niveau dû au débit propre du fleuve, niveau de plus 
en plus élevé à mesure que le fleuve se rétrécit. S'il n'y avait 
pas de débit du tout, le niveau de la basse mer serait au 
maximum le fond du fleuve, qui va en s’élevant à mesure 
qu’on se rapproche de l’amont. Il en résulte que la hauteur 
de la pleine mer au-dessus de la basse mer, c’est-à-dire 
l'amplitude, va sans cesse en diminuant. Elle finit par deve- 
nir nulle à la limite de la partie maritime. 

La limite de la partie maritime, à égalité d'amplitude de 
la marée à l’embouchure, est plus ou moins rapprochée de 

(1) Nous avons observé un phénomène de ce genre dans un fleuve 


de la Guinée française, le rio Nunez. Grâce à lui, nous avons pu faire 
remonter jusqu’à Boké des navires d’un assez fort tirant d’eau. 


154 OCÉANOGRAPHIE PHYSIQUE 


l'embouchure, suivant la largeur du fleuve et son débit. 
Dans les fleuves de France, le sommet d’une onde de marée 
a toujours atteint cette limite, avant que son pied n’atteigne 
l'embouchure ; autrement dit, il n’y a jamais même une 
demi-onde complète dans le cours du fleuve. Il existe, au 
contraire, en Amérique des fleuves, et notamment l’Ama- 
zone, dont la partie maritime est assez longue pour qu'il y 
existe à la fois une pleine mer et une basse mer, et quelque- 
fois plusieurs. 

Mascaret. — Si la forme abrupte du front de l’onde de 
maréequis’avance est exagérée, l'onde présentera, à sa partie 
frontale, une sorte de mur d’eau. La simple avance d’une 
onde dans un chenal peu profond n’arriverait pas à produire 
un aussi grand changement de forme, mais, dans un fleuve, 
le courant du fleuve joue dans ce sens un rôle important. 
Tendant à rejeter vers l'embouchure le front de l’onde, il 
contribue à en exagérer la pente. 

C'est bien ce qu’on observe à l'embouchure des fleuves 
encombrés de bancs de vase: la courbe du montant se 
relève brusquement au moment de la pleine mer, de façon à 
présenter une partie verticale, un ressaut. Il se produit alors 
un mascarel. | 

Le phénomène se manifeste de la façon suivante : 

Lorsque le flot arrive à l’embouchure du fleuve, la mer 
commence à monter dans les passes les plus profondes. Sur 
les bords de celles où la profondeur est moindre, on aperçoit 
une vague, dont une extrémité parcourt la rive en déferlant, 
et qui se prolonge, généralement sans briser, vers le milieu de 
la passe. Dans les endroits peu profonds ou sur les bancs, c’est 
une longue lame qui déferle et qui s’avance comme une ligne 
blanche, c’est un rouleau d’eau, qui précède le flot et qui en 
est, pour ainsi dire, la tête.Ce rouleau est suivi de plusieurs 
vagues dont les premières sont seules écumantes et qui dimi- 
nuent successivement de hauteur. Ces vagues sont connues 
sur la Seine sous le nom d’éleules. Le mascaret est toujours 
suivi d’un exhaussementsubitet persistant du niveau de l’eau. 

La hauteur du mascaret peut varier de quelques déci- 
mètres à © à 6 mètres (Amazone). 


NOTIONS SUR LES MARÉES 15: 


Qt 


On a signalé des mascarets sur l'Amazone, sur le Tsien- 
Tsan-Kiang en Chine, sur la Severn et sur la Wye en Angle- 
terre, sur le Petitcodiac au Canada, surl’Hugli dans l’Inde. 
En France, sur la Seine, on a observé autrefois des mascarets 
atteignant 3 mètres à Tancarville. Il n’y a pas de mascaret 
proprement dit dans la Gironde, mais, en vive-eau, à Bor- 
deaux, l’arrivée du flot se signale parfois par de petites 


3" 3° 
2250 2750 
2m 2 
1750 1759 
17 qe 
0750 


0750 


12P25m 30m 35m 407 45m 50m 


lames, qui déferlent le long des rives, et le renversement du 
courant qui les suit est instantané. 

La figure 65 donne la courbe des hauteurs de l’eau en 
fonction du temps pendant un mascaret observé dans le 
Petitcodiac. 


Les causes du mascaret sont mal connues. M. Maurice Lévy, 
d’après les travaux de Brémontier, de Dupuit et de Bazin, propose 
dans ses Leçons sur la théorie des marées explication suivante : 

Le phénomène du mascaret est un phénomène d’onde solitaire 
réalisé d’une façon grandiose. On définit de la façon suivante une 
onde solitaire : lorsque, sur un canal horizontal, dont la surface est 
parfaitement calme, on vient à produire subitement une intu- 
mescence, elle se régularise très rapidement et se propage alors 
avec une vitesse sensiblement constante, en conservant sa forme à 
peu près invariable pendant un temps fort long. La vitesse de pro- 
pagation d’une onde solitaire est d’autant plus grande que le canal 
est plus profond, et elle croît aussi avec la surélévation de leau 
au-dessus du niveau naturel des eaux du canal (1). Il s'ensuit que 


(1) La vitesse de propagation d'une onde solitaire est égale à 
V?g (p +h), p étant la profondeur normale du canal et À la hau- 


156 OCÉANOGRAPHIE PHYSIQUE 


les vagues qui se succèdent à l'embouchure d’une rivière pendant 
la marée montante, — si elles se comportent comme des ondes 
solitaires, — se propagent de plus en plus vite (1). Elles tendent donc 
à se rejoindre. Mais, si les dernières venues doivent, en raison de 
leurs plus grandes vitesses, rejoindre celles qui les ont précédées, 
elles ne sauraient les dépasser ; car, une fois deux ondes réunies, 
elles n’en forment qu’une se propageant avec une vitesse unique. 
C’est la réunion d’un grand nombre de vagues se succédant ainsi à 
marée montante qui forme le mascaret. 

Cette explication fait concevoir la possibilité du phénomène. 
Elle n’explique pas, dit M. Lévy, pourquoi il se produit sur certaines 
rivières et pas sur d’autres. Les rivières, dontles embouchures sont 
barrées par des bancs de sable ou de vase, sont plus sujettes au 
phénomène du mascaret. Il semble que les vagues qui, à marée 
montante, se succèdent très rapidement, viennent se heurter en 
quelque sorte contre la barre, où leur vitesse se trouve alors subite- 
ment et momentanément ralentie, ce qui les rapproche et les porte 
à se jeter les unes sur les autres «comme feraient les rangs successifs 
d’une charge de cavalerie qui rencontrerait subitement un obstacle 
inopiné ». 

En somme, on peut considérer simplement le mascaret comme le 
résultat du déversement sur les hauts fonds de l’onde de marée, 
arrêtée par ces hauts fonds, jusqu’à ce que la montée de l’eau soit 
assez forte pour passer outre l’obstacle. 

Un phénomène analogue, quoique d'amplitude très faible et de 
durée fort courte, se renouvelle sans cesse sur les bords de ia mer, 
quand, par l'effet de variation de hauteur des vagues, l’eau se 
retire momentanément du rivage, pour reprendre aussitôt son 
niveau. Elle déferle alors, en formant des vagues d’une forme diffé- 
rente de celles qu’on observe au large et qui sont de véritables 
mascarets. Toutes les différences subites dans le niveau des eaux 
peuvent donner naissance à un mascaret. L’onde de marée, qui 
remonte un fleuve, peut déferler chaque fois qu’elle rencontre un 
obstacle, 


Pour atténuer les effets du mascaret, il faut approfondir 
le chenal d’accès des eaux de la mer dans le fleuve. 


teur du point culminant de l’onde au-dessus de la surface normale du 

canal, p + hest donc la distance du sommet de l’onde au fond du canal. 
(1) p+h est en effet de plus en plus grand pendant la marée 

montante. , 


1 


NOTIONS SUR LES MARÉES 15 


C’est ce qui a été fait en Seine : le mascaret ne s’y observe 
aujourd’hui que lorsque le coeflicient de la marée est supé- 
rieur à 1, et son effet se manifeste surtout par de violents 
courants. 


COURANTS DE MARÉE. 


Une onde de marée libre, qui se propage dans une mer 
profonde, est analogue à la houle et donne leu aux courants 
suivants (Voir p. 120) : 

1° Un courant dirigé dans le sens de la propagation de 
l'onde, maximum au passage de la crête, c’est-à-dire aux 
pleines mers en ce qui concerne l’onde de marée ; 

20 Un courant dirigé en sens inverse de la propagation et 
maximum au passage des creux, c’est-à-dire aux basses 
mers ; 

3° Des courants nuls à mi-marée. 

Auprès des côtes, les courants de marée suivent des 
lois différentes, car ces courants ont alors pour cause le 
déversement des eaux côtières. Quand la mer pénètre dans 
un bassin à une seule ouverture, les eaux doivent évidem- 
ment couler dans le même sens, de la mer dans le bassin, tant 
que le niveau de la mer est plus élevé que celui du bassin, ce 
qui se produit pendant toute la marée montante ; elle doit 
couler en sens inverse, du bassin vers la mer, pendant toute 
la marée descendante, le niveau du bassin étant alors plus 
élevé que le niveau de la mer. 

Dans ce cas,les changements de courants ont lieu à pleine 
mer et à basse mer, et les maxima à mi-marée, au moment 
où la variation du niveau de la mer est le plus rapide. 

On devra donc avoir, auprès des côtes, des courants de 
marée qui changeront aux heures de pleine mer et de basse 
mer. À mesure qu’on s’éloignera de la côte, on se rappro- 
chera des conditions de propagationd’une onde libre, et les 
heures de changement de courants s’écarteront des heures 
de pleine mer et de basse mer, pour se rapprocher des 
- heures de mi-marée. 


158 OCÉANOGRAPHIE PHYSIQUE 


Ces considérations se vérifient facilement aux environs de/Brest, 
ainsi que l'indique la figure 66, sur laquelle sont marqués 
les retards des heures de changement de courant par rapport 
aux heures de pleine mer et de basse mer. 

Dans le goulet de la rade de Brest, le courant change sensiblement 
à pleine mer et à basse mer. Dans le chenal du Four, les retards 
de l’étale de courants sur l’étale de la marée sont manifestes. Entre 


Fig. 66. 


les Vieux-Moines et la Vinotière, le courant change aux heures du 
plein et du bas au Conquet. Aux Plâtresses, il y a trois quarts d’heure 
de retard. A terre des roches de Porsal, le renversement du courant 
alieuen même temps que le renversement de la marée ; à la Grande- 
Basse de Porsal, une heure un quart plus tard ; au large de la Grande- 
Basse, deux heures plus tard. Au voisinage d’Ouessant, le courant 
change, à un quart d’heure près, au moment du renversement de 
la marée : à 10 milles au large, le retard du changement du courant 
sur le renversement de la marée est de deux heures et demie. Il en 
est de même au large de Pile de Sein. 

A Port-en-Bessin (Calvados), des mesures précises de courant ont 
montré que le courant change, à 1 000 mètres au large, environ 
une heure plus tard que dans le port. 


On conçoit facilement que les conditions topographiques 
puissent avoir une influence prépondérante sur les courants 
de marée qui se manifestent au voisinage des côtes acci- 
dentées. La différence des heures et des amplitudes des 
marées en des points rapprochés peut créer des courants 


NOTIONS SUR LES MARÉES 159 


violents dans les chenaux qui séparent ces deux points, par 
suite des différences des niveaux de l’eau. Dans les détroits, 
faisant communiquer deux mers à marées, les courants 
dus aux deux ondes de marée, qui, à pleine mer, sont paral- 
lèles au sensde propagation des ondes, peuvent être opposés 
et par suite s’annuler, sans que les ondes se neutralisent. On 
peut alors observer, en certains endroits, pas de courant du 
tout, quoique la marée y soit forte, et au contraire des cou- 
rants très forts en d’autres endroits, quoique la marée y 
soit faible. La Manche et surtout la mer d'Irlande offrent 
des exemples de ces particularités. 

Dans les fleuves, les renversements de courant sont en 
retard sur les étales de niveau. Quand la mer a atteint son 
niveau le plus élevé, le courant de flot se fait encore sentir 
pendant un certain temps. De même le courant de jusant 
dure quelque temps après la basse mer. 


Il suffit, pour comprendre la possibilité de ce phénomène qui, à 
première vue, paraît paradoxal, de remarquer que, dans une tranche 
du fleuve, le niveau monte, 
s’il entre plus d’eau par une 
des sections qui la limitent 
qu’il n’en sort par l’autre. 

Soit la pleine mer en AA”. 
L’onde de marée remonte le o 
fleuve dans le sens AM. La RES 
mer monte en MN et baisse en 
TS (fig. 67). Pour que la mer monte en MN, il faut que le cou- 
rant soit plus fort en 2 qu’en 1. Pour que la mer baisse en TS, il 
n’est pas nécessaire que le courant soit dans le sens AT. Le cou- 
rant peut très bien avoir le sens T'A (sens du flot), à condition qu’il 
soit plus fort en 2 qu’en 1. C’est bien ce qui se passe en réalité. 


L'étude des courants de marées est indispensable pour 
la navigation, au voisinage des côtes, car ils sont très vio- 
lents. Leur vitesse atteint 7 nœuds aux vives-eaux au voi- 
sinage des îles anglo-normandes. La carte de la figure 68 
indique les régions du globe où les courants de marée sont 
importants. 


OCÉANOGRAPHIE PHYSIQUE 


160 


‘89 ‘SN 


SPUe7/OOuII 22JEU 2P SJUEJNO0 S8P © SESIU/NQS 5070/) 


NOTIONS SUR LES MARÉES 161 


Il faut aussi considérer les courants de marée chaque 
fois que l’on veut améliorer ou construire un port. Ces cou- 
rants sont en effet les grands agents de la transformation 
des rivages. Ce sont eux qui transportent les alluvions, 
qui comblent les passes, qui affouillent dangereusement les 
Jetées ou les quais. 


Occanographie. 11 


CHAPITRE IX 


LES CAUSES DE LA MARÉE 


L'étude théorique du phénomène de la marée est une des 
plus complexes de la mécanique céleste. Le problème mathé- 
matique de la prédiction, attaqué par les plus grands mathé- 
maticiens, Newton, Bernouilli, Laplace, W. Thomson (Lord 
Kelvin) et tout récemment par Henri Poincaré, n’a pu être 
encore complètement résolu. Il n’est pas possible de prédire 
les marées en un point du globe sans commencer par faire 
des observations en ce point. La théorie n’est pas pour cela 
inutile. Non seulement elle a permis de connaître les causes 
exactes de la marée, mais c’est en s'appuyant sur elle 
qu'une méthode de prévision, en partie empirique, peut être 
employée avec succès. 

Je me contenterai d'indiquer sommairement les principes 
généraux sur lesquels s'appuie la théorie des marées et de 
donner une idée de la nature des forces qui donnent nais- 
sance à ce phénomène (1). 


Potentiel d’un astre. — l'observation nous montre que la 
grandeur et la périodicité du mouvement du niveau de la mer sont 
intimement liées aux positions relatives de la lune, du soleil et de 
la terre. Si la terre, tournant autour de son axe, était isolée dans 
l’espace, chacune de ses particules prendrait une position d’équi- 


(1) On trouvera tous les détails sur les méthodes de prédiction, en 
particulier sur la pratique de l’analyse harmonique des marées et sur 
l'établissement d’un annuaire de marées, dans l’ouvrage de M. ROLLET 
DE L'ISLF, directeur du Service hydrographique, intitulé : Observation, 
Étude et Prédiction des marées. J'ai fait d’ailleurs à cet ouvrage plusieurs 
emprunts. 


LES CAUSES DE LA MARÉE 163 


libre, et cet équilibre subsisterait indéfiniment.Le phénomène de la 
marée est évidemment la conséquence d’une perturbation de cet 
équilibre. 

La première question, que nous devons donc nous poser, est la 
suivante : 

Un astre voisin, comme la luneou le soleil, peut-il produire cette 
perturbation, par le seul fait de sa présence et de ses mouvements ? 
L'action combinée de ces deux astres est-elle assez considérable 
pour produire, dans la masse liquide, des mouvements compa- 
rables en grandeur à ceux que nous observons? 

L’attraction d’un astre, au point de vue dé son évaluation, est 
représentée par ses composantes sur trois axes de coordonnées. 
Au lieu de considérer ces trois forces, il est avantageux d'opérer 
sur une quantité qui les renferme toutes et qui est le potentiel. Les 
astronomes définissent par ce terme la somme des quotients de tous 
les éléments de masse d’un corps attirant par la distance à un point 
matériel attiré, dont la masse serait l’unité. 

dm étant un élément du corps attirant, w sa distance au point 
attiré, le potentiel V a pour expression V — IE l'intégrale s’é- 
tendant à la masse entière du corps attirant. 

La propriété essentielle du potentiel, qui est démontrée dans les 
cours de mécanique, est que sa dérivée partielle par rapport à lune 
des variables x, y, z, qui représentent les coordonnées du point 
matériel attiré, donne la projection de l’attraction sur laxe des 
coordonnées correspondant, quand on la multiplie par la constante 
de ia gravitationf, attraction réciproque de l’unité de masse à l’unité 
de distance. 

Potentiel d’un astre par rapport à la terre. — Cherchons 
à évaluer la grandeur des forces qui représentent l’action d’un astre 
sur une particule P, de masse unité, placée à la surface de la terre (1). 

Prenons le centre de la terre O comme origine des coordonnées. 


(1) Ce problème est analogue au problème des perturbations plané- 
taires et se traite de la même façon : il suffit d'appliquer à la planète 
troublée (en l’espèce la particule P dans le problème actuel) en plus de 
l’accélération que lui imprime la planète troublante (la lune ou le soleil) 
une accélération égale et de signe contraire à celle que la planète trou- 
blante imprime à la planète principale (la terre). 

Pour établir les équations de mouvement de la. molécule P, il serait 
nécessaire de faire intervenir,en outre, la force centrifuge composée 
(force complémentaire de Coriolis). C’est ce qu'ont fait Laplace, Lord 
Kelvin et Henri Poincaré, lorsqu'ils ont essayé de traiter le problème 
complètement par le caleul. 


164 OCÉANOGRAPHIE PHYSIQUE 


Soient oxyz trois axes rectangulaires, oz dirigé suivant la ligne des 
pôles, ox et oy dans le plan de l’équateur (fig. 69). 

Appelons r la distance du centre de gravité de l’astre S au centre 
de la terre; : la distance de la particule P au centre de la terre; u la 
distance de la particule P au centre de gravité de l’astre S ;Z la dis- 


tance zénithale de l’astre S, Z — Pos ;: T la masse de la terre; M la 


£ 


P(Z,y,2) 


Fig. 69. 


masse de l’astre ; xyz les coordonnées de la particule P ; abc les 
coordonnées de l’astre S. 

Parmi les forces qui agissent sur le point P, celles qui sont dues 
à la présence de l’astre, et qui peuvent seules troubler l'équilibre de 
la particule P, sont : l’attraction exercée par cet astre sur la parti- 
cule P, et la force d'inertie d’entrainement, les axes auxquels est 
rapporté le point P étant animés du mouvement de translation 
correspondant à l’attraction de l’astre S sur le centre de la terre. 

Le potentiel de l’attraction de l’astre S sur le point P est 


M , en prenant comme unité de force la constante de la gravita- 


Uu 
tion (1) ; la masse de l’astre peut être en effet considérée comme 
concentrée au centre de gravité de l’astre. 
Quant à la force d’inertie d'entraînement due à la translation des 
axes, c’est une force égale et contraire à l’accélération que l’astre 
imprime au centre de gravité de la terre, puisque les axes considérés 


(1) La constante de la gravitation est l’action de l'unité de masse sur 
l'unité de masse à l’unité de distance. Elle est égale à 6 698 x 10—! 
dynes dans le système C. G.S. 


LES CAUSES DE LA MARÉE 165 


ont ce centre de gravité comme origine et puisque la particule P a la 
masse unité. 

Or, en vertu du principe du mouvement du centre de gravité, 
le centre de gravité de la terre se meut comme si toute la masse T 
de la terre y était concentrée et comme si toutes les forces d’attrac- 
tion, que l’astre exerce sur les différents points de la terre, y étaient 
transportées. Mais ces dernières forces sont égales et opposées à 
celles que les points de la terre exercent sur l’astre $S. Donc la force, 
qui sollicite le centre de gravité de la terre est égale et opposée à 
celle que la terre tout entière exerce sur l’astre, que nous supposons 
réduit à son centre. 

Nous pouvons regarder cette dernière force comme dirigée sui- 
vant la droite OS, qui va du centre de la terre au centre de l’astre, 


et comme égale Je 


r 
L’accélération qu’elle imprime au centre de gravité de la terre, 
? : RONDE 
doué de la masse T,est égale à — 
u 
> : à 4? : ; RS 
La force d'inertie d'entraînement est donc égale à — — : 
2 


Les composantes de cette force suivant les trois axes sont : 


M — \ = M LS 
COS EX S: — — cos _YS, = EE 
ri r? 7? 


A $ LE A 
Et puisque a = rcos XS, b—rcos YS, c—rcos2S, les 
composantes peuvent s’écrire : 


Ed 
LA 
à 

2 
LA 
T 
FA 
(o) 


Ces trois expressions ne sont autre chose que les dérivées par- 
tielles par rapport à +, puis à #7, puis à = de lexpression 
M s _ : 
UE (ax + by + cz). D’après la propriété du potentiel que nous 
avons rappelée plus haut, nous devons conclure que le potentiel 
de la force d'inertie d'entraînement des axes de coordonnées est 
M 
ol tr by Fc). 
E 
En ajoutant ce potentiel à celui de lattraction de l’astre, nous 
obtenons le potentiel relatif cherché : 


166 OCÉANOGRAPHIE PHYSIQUE 


(1) MC M 
\ TTAaUr —- br . Cz)- 


FORCE GÉNÉRATRICE DE LA MARÉE. 


Exprimons l’expression (1) en fonction des variables habituelles 
en astronomie, c’est-à-dire en fonction de la distance de l’astre au 
centre de la terre r, de la distance de la particule P au centre de 
la terre s, et de la distance zénithale de l’astre S : Z — POS (fig. 69). 

Les cosinus des angles que font r et £ avec les axes des coordon- 
nées sont : 


D | tà 


Par suite, en vertu d’un théorème connu (formule d’Euler), le 
cosnus de l’angle que font entre elles les droites SO et PO est : 


ax + by + cz 


ro 


cos POS = cos Z = 


Donc : 
M Mo 


= —— — COS Z. 


u T2 


D'autre part, dans le triangle POS, on a : 


U2— GET 270 CO Z 

l l ‘op? 20 = #4 
= =- IL — —0cosZz 2 
U 1 12e 7 


En développant par la formule du binôme lexpression 
x 2 1 
[1 -( cos Z — 2)] —3eten négligeant les termes de l’ordre de 
‘3 LE 


l'inverse de la quatrième puissance de la distance de l’astre à la 


1 he Pie Le 
terre, soit de l’ordre mi qui jouent un rôle inappréciable dans le 


Gé 1 - 
phénomène des marées (£ = gi dans le cas delatune on obtient : 
7 
I 0? de 
-—= -+ — cos Z— — — cos? Z 
u La r? ui € 2uT° 


LES CAUSES DE LA MARÉE 167 


p? EE a 
M —{ cos Z—- ): 
3 D 


Le premier terme de cette formule est une constante, indépen- 
dante de la position de la particule considérée. Cette constante dis- 
paraîtra dans la différenciation. 

Le second terme donnera, par différenciation, l’expression des com- 
posantes de la force perturbatrice de l'équilibre, que l’on peut appeler 
aussi force génératrice de la marée. 

Évaluation de la force génératrice de la marée. — La 
force génératrice de la marée, qui dérive du potentiel dont nous 
venons de trouver l’expression, est contenue dans le plan qui passe 
par l'astre, le point P considéré et le centre de la terre, puisque ses 
deux composantes sont dans ce plan (attraction de l’astre sur le 
point P, force d'inertie d’entraînement, directement opposée à la 
force d'attraction qu’exerce l’astre sur le centre de la terre). On peut 
donc décomposer cette force en deux autres, l’une dirigée suivant 
la verticale du point P et l’autre dans le plan horizontal passant 
par P. 

La première aura pour expression : 


| 
1O| © 


dY Ms Je 
= = (8c0stZ — 1). 


r 


-O 


La seconde aura pour expression : 


Ë ; 2M: s 
Le maximum de la force verticale est = =, celui de la force tan- 


| : 3 M: 
gentielle Su 


Les deux expressions contiennent le facteur 3 Cherchons sa 


valeur en fonction de l'intensité de la pesanteur g. Si nous appelons T 
la masse de la terre, comme nous avons pris pour unité de force la 
constante de la gravitation, c’est-à-dire l'attraction exercée par une 
masse égale à l’unité sur une autre masse égale à l’unité placée à 


el à T 
Punité de distance, g — —- 


168 OCÉANOGRAPHIE PHYSIQUE 


Donc : 


Si l’astre considéré est la lune, on a environ T 


. # La 4 1 
L'expression précédente a pour valeur 


Le maximum de la force verticale est donc environ les neuf mil- 
lionièmes de la pesanteur et le maximum de la force horizontale les 
onze millionièmes de la pesanteur. 


Q2: ao ] M =: ! F = : 
S'il s’agit du soleil T= 33 342, T 23429: 
M 


pere 1 

T rs 38630000 
leur trouvée pour la lune. 

Importance de la composante horizontale. — [La compo- 
sante verticale de la force génératrice de la marée, qui n’est qu’une 
infime partie de la pesanteur, ne peut avoir aucune action pour 
troubler l’équilibre d’une particule qui repose sur la terre. Elle est 
incapable de soulever un grain de poussière. 

Au contraire, la composante horizontale peut avoir une action 
très sensible sur une grande masse liquide, la mobilité des molécules 
leur permettant d’obéir à toute impulsion, quelque petite qu’elle 
soit (1). 

Remarque sur la périodicité de la marée. — La hauteur du 
niveau de la mer au-dessus de la surface d’équilibre n’est 
fonction que des positions relatives du soleil, de la terre et de 
la lune. Les autres astres sont à une distance trop grande de la 
terre pour avoir une action. Elle doit, par suite, redevenir la 
même au bout de la période qui ramène la même position des 
trois astres. 

Cette période, qui est aussi la période des éclipses, et qu’on 
appelle le saros, est d’environ dix-huit ans onze jours. 

On constate en effet que, si l’on prend des annuaires de marée à 
dix-huit ans d’intervalle,on retrouve à peu près les mêmes nombres 
pour des dates différant de onze jours. 


, c’est-à-dire sensiblement la moitié de la va- 


(1) Cette action perturbatrice cause une déviation de la verticale qui 
ne dépasse pas 07,02. 


LES CAUSES: DE. LA MARÉE 169 


Explication élémentaire de la force génératrice 
de la marée. — L'expression analytique de la force géné- 
ratrice de la marée, telle que nous l’avons établie dans les 
paragraphes précédents, risquant de ne pas parler suflisam- 
ment à l'esprit, j'emprunte à Sir George Darwin les consi- 
dérations suivantes, qui contribueront à rendre plus fami- 
lière la notion de la force génératrice de la marée. 

On sait qu’un corps en mouvement se meut en ligne droite, 
à moins qu'il ne soit dévié de la ligne droite par une force 
extérieure : la résistance qu'il oppose alors à cette déviation 
est due à l’inertie. On peut ne pas tenir compte du mouve- 
ment du corps et supposer qu'il est au repos, à condition 
d'introduire une force virtuelle, due à l’inertie, et qui équi- 
libre les forces extérieures. 

Si l’on noue une corde à une pierre et qu'on la fasse tour- 
ner, la corde reste tendue. La tendance naturelle de la pierre 
à tout instant est de se mouvoir en ligne droite, mais elle est 
continuellement déviée de la ligne droite par la tension de 
la corde. Dans ce cas, la force virtuelle due à l’inertie, par 
laquelle la pierre résiste à la déviation, est appelée force 
centrifuge. En tenant la corde à la main, on se rend très bien 
compte de la tendance centrifuge de la pierre, par l'effort 
que la corde exerce sur la main. 

Mais la pierre elle-même est continuellement appelée vers 
l’intérieur du cercle qu’elle décrit par la corde, et cette force 
s’appelle force centripèle. 

Quand la corde est tendue, la force centripète fait équilibre 
à la force centrifuge. 

Cette simple expérience permet de comprendre le méca- 
nisme par lequel la lune tourne autour de la terre. Il n’y a 
évidemment pas de lien visible entre les deux corps, mais 
l'attraction tient lieu de lien invisible. La lune tourne autour 
de la terre à une distance et à une vitesse telles que la force 
centripète, due à l’attraction, est exactement compensée par 
la force centrifuge, due à la vitesse. 

La comparaison précédente n’est pas tout à fait exacte. 
En réalité, la lune ne tourne pas autour du cencre de la terre, 
mais la terre et la lune tournent autour du centre de gravité 


170 OCÉANOGRAPHIE PHYSIQUE 


commun de la terre et de la lune. Comme la terre est beau- 
coup plus grosse que la lune, le centre de gravité commun 
aux deux astres est très près du centre de la terre. 

Nous nous approcherions davantage des conditions de la 
réalité en reliant, par un bâton, une grosse pierre T à une 


[l 
! 
! 


Fig. 70. 


petite pierre L, et en faisant tourner l’ensemble sur un pivot 
passant par le centre de gravité commun G (fig. 70). 

Dans ce cas, si l’on considère la lune, il y a équilibre entre 
la force centripète, due à l'attraction de la terre sur la lune, et 
la force centrifuge, due à la rotation de la lune autour du 
point G. Si l’on considère la terre, il y a équilibre entre la force 
centripète, due à l’attraction de la lune sur la terre, et la force 
centrifuge, due au mouvement de la terre autour du point G. 

L'expérience précédente ne représente encore qu’impar- 
faitement la réalité. D'abord l'attraction de la lune sur la 
terre n’est pas assimilable au bâton, qui relie la grosse pierre 
à la petite. La grosse pierre présente toujours la même face 
à la petite pierre, et il s’agit bien alors d’un mouvement de 
rotation autour de l’axe passant par G. Tandis que, dans 
le cas de la lune et de la terre, la force d'attraction n’est 
pas un lien matériel, et, en ce qui concerne la terre, le 
mouvement de révolution autour du point G n’est pas un 
mouvement de rotation, mais un mouvement de trans- 
lation. Comme il se produit fréquemment une confusion à 

sujet, il est bon d’y insister. 


LES CAUSES DE LA MARÉE 174 


La terre tourne autour du point G (en faisant abstraction 
de sa rotation propre sur elle-même, qui n’a rien à faire pour 
le moment dans la question) comme le vecteur MN tourne 
autour du point O, en se transportant parallèlement’ à Tui- 
même (fig. 71). Chaque point du vecteur MN décrit, à la 
même vitesse, un cercle de même rayon, mais ces cercles 


: 
fl 0 
\ H 
‘ À 5 : 
ù \ Î / 
\, N& 7 M 
% 4 < 
; ; 
* 7 
Ne r À 
ee F. F- Eh < 
SE PR de rt) 
< 
Fig. 71 


n’ont pas le même centre, le point M décrit le cercle de 
centre O, le point N le cercle de centre O”. Il en est de même 
pour la terre : chaque particule de la terre décrit, pendant le 
mouvement de révolution autour du point G, un cercle de 
même rayon, et à la même vitesse. Les forces centrifuges sont 
donc à tout instant égales et parallèles pour tous les points 
de la terre. 

Quant à l’attraction qu'exerce la lune sur la terre, elle ne 
se produit pas, comme se produisait la liaison du bâton avec 
la grosse pierre T, en un seul point de la terre, elle s'exerce 
sur toutes les particules terrestres. Comme cette attraction 
est inversement proportionnelle à la distance, les points de 
la terre plus rapprochés de la lune seront plus attirés que les 
particules plus éloignées. 

Puisque les forces d’attraction varient d’un point à l’autre 
elles ne sont pas égales, en tous les points, aux forces centri- 
fuges, qui restent invariables. 

Si l’on figure la terre en T et la direction de la lune en L 
(fig. 72), le point V, situé sur la droite TL entre T et L, sera 


172 OCÉANOGRAPHIE PHYSIQUE 


à une distance de la lune égale à 59 rayons terrestres, tandis 
que le point I, situé de l’autre côté de T, sera à une distance 
égale à 61 rayons terrestres. L’attraction du point V sera done 
plus forte qu’au point I. 

Comme les forces centrifuges sont égales au point V et au 
point T, au point V la force d’attraction sera plus grande que 
la force centrifuge, au point I elle sera plus petite. En d’autres 
termes, la force résultante, qui est la force génératrice de la 
marée, sera dirigée vers l’astre au point V et sera dirigée en 
sens contraire au point I]. 

Au centre de gravité de la terre, l’attraction est égale à 
la force centrifuge, sans quoi la lune s’éloignerait ou se rap- 
procherait de la terre. 

La force génératrice de la marée en un point donné est 


donc égale à la différence qui existe entre l'attraction de la 
lune au centre de gravité de la terre et l’attraction de la lune 
au point considéré. 

Figurons sur la figure 72 les composantes horizontales de 
la force génératrice suivant deux petits cercles perpendicu- 
laires à LT et situés de part et d’autre du cercle DD’, dont 
tous les points ont la lune à l’horizon. Le point V et le 
point TI, qui ont la lune au zénith et au nadir, verront, sous 
l'influence des composantes horizontales, l’eau affluer vers 


LES CAUSES DE LA MARÉE 173 


eux, tandis que les points qui ont la lune à l'horizon verront 
l’eau s'éloigner d’eux. 

En supposant donc la terre entièrement couverte d’eau, 
la forme que prendrait la surface liquide sous l’action de la 
lune serait celle d’un ellipsoïde de révolution, dont le grand 
axe serait dirigé vers notre satellite. 


THÉORIE DE NEWTON, OU THÉORIE STATIQUE DES MARÉES. 


C’est Newton qui, le premier, a basé la théorie des marées 
sur les considérations théoriques développées aux para- 
graphes précédents. Mais, pour que la surface liquide recou- 
vrant la terre prenne la forme de l’elipsoïde de révolution 
dont nous venons de parler, il faudrait qu’à chaque instant 
l'équilibre ail le lemps de se produire, et c’est la raison pour 
laquelle la théorie de Newton est aussi appelée fhéorie sla- 
lique des marées. 

A l’action de la lune se superpose celle du soleil, qui est 
moins intense, et le changement des positions relatives de ces 
deux astres a pour effet une variation de l'amplitude des 
mouvements alternatifs de l’eau. 

Cette théorie rend compte des principales manifestations 


Fig. 73. 


du phénomène. Elle montre, en faisant intervenir mainte- 
nant la rotation de la terre sur elle-même, qu'il doit se pro- 
duire deux marées par jour, d’amplitudes différentes, sauf 


174 OCÉANOGRAPHIE PHYSIQUE 


à l'équateur et aux pôles, lorsque l’astre perturbateur n’est 
pas dans le plan de l’équateur. En effet, lorsque l’axe de 
l’ellipsoïde est incliné sur l’équateur (fig. 73), les points 
situés sur le parallèle a et a” éprouvent deux pleines mers 
ab et a’b” nettement différentes, tandis que les lieux situés 
sur l’équateur éprouvent deux pleines mers égales mn, m'n’. 

On constate, en effet, presque en tous lieux, ainsi que nous 
l'avons indiqué, une inégalité diurne entre deux marées de 
période semi-diurne. 

Les marées doivent avoir une amplitude maximum aux 
époques de pleine et de nouvelle lune, car alors les actions 
lunaires et solaires s’ajoutent. La vive-eau, qui correspond 
aux syzygies, et la morte-eau, qui correspond aux quadra- 
tures, s’expliquent ainsi. 

Les marées doivent être faibles dans les régions polaires, 
puisque le soleil et la lune restent toujours au voisinage de 
l'équateur. 

Toutefois la théorie de Newton n’explique pas des parti- 
cularités très importantes du phénomène. L’amplitude du 
mouvement résultant de l’action des deux astres ne devrait 
pas atteindre 1 mètre, et l’on observe des marées dépassant 
15 mètres. La pleine mer qui, à l’époque des syzygies, devrait 
avoir lieu au moment du passage simultané de la lune et du 
soleil au méridien, se produit avec un retard, différent suivant 
le point de la terre considéré. Ce retard est l’établissement du 
port, que nous avons défini précédemment. 

Le maximum de la vive-eau est en retard sur l’époque 
des syzygies, et ce retard, qui peut s’élever à quatre jours, 
est désigné, comme nous le savons, par le terme d’âge de la 
marée. 

L'inégalité diurne, qui devrait être très forte par les 
latitudes moyennes, est à peine sensible sur les côtes d’'Eu- 
rope, tandis qu'elle est très accentuée en certaines régions 
équatoriales, où elle devrait être nulle. 

Le défaut primordial de la théorie statique est d'admettre 
que, sous l'influence de forces variables, la surface des mers 
est, à chaque instant, celle qui correspondrait à un état 
d'équilibre. 


LES CAUSES DE LA MARÉE 175 


C’est au géomètre français Laplace que revint l'honneur 
d’aborder le problème au point de vue dynamique. 


THÉORIE DE LAPLACE. — PRINCIPES DE L'ANALYSE 
HARMONIQUE DES MARÉES. 


La formule complète de la marée est maccessible à l’ana- 
lyse directe. Laplace tenta de la trouver empiriquement, en 
établissant a priori une relation entreles forces astronomiques 
et le mouvement de la mer, tel qu’il est observé. | 

Cette relation résulte des principes suivants, dont la 
démonstration rigoureuse n’a pas encore pu être faite, mais 
dont l’application conduit à des formuies qui donnent la 
solution du problème, ainsi que la pratique l’a vérifié : 

19 Sous l'influence d’une force perturbatrice de l’équi- 
libre, rigoureusement périodique, le mouvement du niveau 
de la mer est périodique et a la même période que la force. 

2° Lorsque plusieurs forces agissent simultanément, leurs 
actions s’ajoutent et peuvent, par suite, être évaluées sépa- 
rément. 


Ce deuxième principe n’est applicable que si le phénomène, en se 
manifestant, ne change pas sensiblement les conditions de sa mani- 
festation. Sa légitimité résulte d’un principe de mécanique, appelé 
principe de la superposition des petits mouvements, qui peut s’énoncer 
ainsi : 

Toutes les fois que les déplacements d’un point matériel sont assez 
petits pour que l’expression de la force reste indépendante de la 
position momentanée du point et dépende seulement de sa position 
moyenne, on peut évaluer séparément l'effet de chaque force et 
obtenir l’effet total en additionnant les effets partiels calculés iso- 
lément. 


30 L'’amplitude du mouvement d’oscillation ést propor- 
tionnelle à celle de la force. 

49 L’oscillation du niveau des mers a une avance ou un 
retard constant sur la variation périodique de la force. 

Dès lors, lorsqu'on connaît l'expression de la force pertur- 
batrice de l’équilibre, il faut la décomposer en termes exacte- 


176 OCÉANOGRAPHIE PHYSIQUE 


ment périodiques. Chacun de ces termes pourra être consi- 
déré comme l’expression d’une force périodique, et à cha- 
cune d'elles, d’après le premier principe, correspondra un 
mouvement périodique du niveau de la mer, qui aura la 
même période que cette force. Ce mouvement périodique du 
niveau de la mer est ce qu’on appelle une onde. 

D'après le deuxième principe, la marée sera la somme de 
tous ces mouvements périodiques, de toutes ces ondes. 

D’après le troisième principe, les amplitudes des diverses 
ondes sont proportionnelles aux intensités des forces aux- 
quelles elles corrèéspondent. Le coefficient de proportionna- 
lité de l'intensité de la force à l'amplitude de l'effet produit 
est une fonction des circonstances locales. Des circonstances 
locales dépend aussi le retard ou l'avance des oscillations de 
la mer sur les forces qui les produisent. Les amplitudes, 
ainsi que le retard ou l’avarice des ondes, ne peuvent pas 
être calculées : on les déduira empiriquement des observa- 
tions faites au point considéré. 


Le problème, tel que nous venons de le poser, revient à décom- 
poser le potentiel de la force perturbatrice de l’équilibre en termes 
périodiques, de la.forme C cos gt (1). 

A tout terme de cette forme correspond un mouvement du 
niveau de la mer, de forme H cos (gt — K). 

Une courbe telle que H cos (gt — K) s’appelle une onde. 

H est la demi-amplitude de l'onde. D’après les principes de 
Laplace, H est proportionnel à C, coefficient astronomique : 


gt est l'argument de l'onde, t est le temps moyen, g est la vitesse 
angulaire de l’onde. 

K est la situation de l’onde ou la phase. 

Il est évident que l’ordonnée de l’onde reprend les mêmes valeurs 


360 
au bout d’un temps T — = . 


Ce temps T est la période de onde. 


(1) On vérifie facilement en effet que, lorsqu'une force est périodique, 
l'expression de son potentiel a une forme périodique de même période 
que cette force. 


LES CAUSES DE LA MARÉE 177> 


Si donc nous arrivons à décomposer le potentiel V en une série de 
termes périodiques, dont l’argument varie proportionnellement au 
tempsmoyen, et dont les amplitudes soient constantes, c’est-à-dire 
tels que l’on ait : 


V = CG cos qit + C cos gt + C3 cos qut + ....., 
l’ordonnée du niveau de la mer au même instant t sera : 
y = Pi Cos (g1t — Ki) + P,C2 COS (92 € — Ki + P,C, cos ((qst —K,) + 


Le développement du potentiel fournissant les valeurs de 


Ca Cd Cid... nous n’aurons plus, pour connaître tous les 
éléments du mouvement de la mer, qu’à déduire de l'observation 
DR PK... et, une fois en leur possession, nous pourrons 


calculer, à un instant quelconque, la valeur de y. C’est le but que 
l’on se proposait d’atteindre. 

Laplace a eu l’idée du développement du potentiel en termes 
périodiques, mais il ne l’a pas effectué. C’est sir W. Thomson (lord 
Kelvin) qui l’a donné le premier et l’a rendu utilisable, en indiquant 
le moyen de rechercher, par l'observation, amplitude et la situation 
de chacune des ondes, dont la période est déterminée par le déve- 
loppement analytique. ù 


L'analyse des marées, faite d’après les principes précé- 
dents, a reçu le nom d'analyse harmonique des marées. Elle 
donne lieu à des calculs fort longs, heureusement simplifiés, 
dans la pratique, par une machine à calculer les ondes. 


REMARQUES SUR LA THÉORIE PRÉCÉDENTE. 


D'après ce qui précède, l'explication des marées ne doit 
pas être cherchée dans la variation périodique de l'intensité 
de la pesanteur, mais dans la variation de la direction de la 
pesanteur, sous l’action de la composante horizontale de la 
force perturbatrice de l'équilibre. 

L'’explication de Newton, d’après laquelle la mer prend la 
forme d'équilibre qui convient aux valeurs et aux directions 
actuelles de la pesanteur, ne tient pas compte de l’inertie 
de la masse liquide. Cette inertie est pourtant apparente 

Océanographie. 12 


178 OCÉANOGRAPHIE PHYSIQUE 


dans des phénomènes très familiers. Par exemple, le vent est 
la cause première des ondulations de la surface de la mer, 
vagues et lames, que nous avons étudiées chapitre VII. Une 
fois le vent tombé, le mouvement ondulatoire, qui prend le 
nom de houle, persiste pendant des heures et des jours. Si 
un mouvement comme la houle peut persister longtemps 
après qu’a cessé la cause qui lui a donné naissance, la 
théorie statique des marées, qui suppose à chaque instant 
l'équilibre atteint dans l'onde formidable de la marée, 
ne peut pas fournir une explication satisfaisante du phéno- 
mêne. | 

Les marées peuvent être considérées comme le résultat 
d’une résonance, sous l'influence d’une force horizontale 
périodique. La théorie des marées se relie d’une façon rigou- 
reuse à celle des oscillations d’une masse liquide. Une masse 
liquide, contenue dans un vase ou un bassin et présentant 
une surface libre, prend, lorsqu'elle a été momentanément 
dérangée de sa position d'équilibre, des mouvements que l’on 
peut décomposer en séries d’oscillations de périodes déter- 
minées. 

Ces périodes dépendent de la forme et de la dimension 
du vase contenant le liquide, ainsi que de la densité de celui-ci. 
Comme pour les harmoniques d’une corde vibrante, leur 
nombre est illimité, mais leurs valeurs ne sont pas quel- 
conques. Ces oscillations sont dites propres, par opposition 
avec les oscillations contraintes, que provoquent des forces 
périodiques, quand le liquide est soumis à leur action. 
Quelque faibles que soient ces forces, les oscillations con- 
traintes prennent une grande amplitude, si leur période est 
voisine d’une de celles des oscillations propres. C’est là le 
phénomène de la résonance, dont l’acoustique offre des 
exemples bien connus. 

Si une mer presque fermée est susceptible d’une oscillation 
propre, dont la période correspond à celle d’une des forces 
astronomiques qui agissent sur elle, il doit s’y produire une 
marée où cette oscillation domine. 

On peut s’expliquer ainsi que les oscillations semi-diurnes 
puissent prédominer en certains points ét qu'en d’autres 


LES CAUSES DE LA MARÉE 179 


les oscillations diurnes aient une grande amplitude (1). Les 
grandes marées qui s’observent dans la baie de Fundy 
seraient dues, d’aprèsles travaux 
américains, à un synchronisme 
presque parfait de la vibration 
propre de la masse d’eau de la 
baie et de la marée océanique. 


Décomposition du potentiel de 
la force perturbatrice de l’équi- 
libre en termes périodiques. — 
Il n’entre pas dans le cadre de cet 
ouvrage d'étudier comment on peut si 
décomposer le potentiel en termes Fig. 74. 
périodiques. Nous nous contenterons 
de montrer qu’il est logique d’arriver, par ce développement, à des 
forces périodiques, et par suite à des ondes, de trois sortes. 

Nous avons vu que l’expression du potentiel de la force périodique 
est, à un terme constant près : 


3 0° { 
Ve = M (cos: Z — :) 
3 F2 A: 


Or nous pouvons exprimer Z, distance zénithale de l’astre S 
en fonction de l’angle horaire AH, de la distance polaire à et de la 
colatitude 6. Dans le triangle sphérique PSN (fig, 74), on a : 


(1) Les vibrations propres des bassins océaniques et les harmoniques 
de ces vibrations se manifestent souvent par des irrégularités appa- 
rentes dans la courbe de la marée inscrite sur un enregistreur. La 
marée ne monte ni ne baisse régulièrement, mais par à-coups, dont la 
période est généralement de quelques secondes, et parfois de plusieurs 
minutes. On a pu mettre en évidence, en certains points, des périodes 
d’un quart d’heure et davantage, avec une amplitude atteignant 30 à 
50 centimètres. Les seiches des lacs, dont nous avons dit un mot dans 
la note de la page 145,ne sont que des mouvements vibratoires decette 
sorte. Il serait très intéressant, dans cet ordre d'idées, de poursuivre 
des recherches, en étudiant les anomalies qui peuvent se produire en 
des points rapprochés. La comparaison des courbes de marégraphes 
enregistreurs installés en plusieurs points d’une baie, comme la rade de 
Brest, conduirait certainement à des découvertes importantes. Il 
est dommage que ce genre d’études soit à peu près abandonné en 
France, sous le prétexte que les annuaires donnent aujourd'hui 
la marée avec une exactitude suflisante pour les besoins de la navi- 
gation. 


180 OCÉANOGRAPHIE PHYSIQUE 
cos Z — cos à cos 6 + sin à sin 6 cos AH. 


1 


En se rappelant que cos? AH — 5 + cos 2AH, on peut trans- 


(OR 


former l’expression du potentiel en : 


3 Mo? | (1 — 3 cos?6) (1 —3 cos°à) Le - 
a ————————————— "+ -sin 26 sin 2 cos AH 
2007 6 2 


1 
2 5sin? à sin? 6 Cos 2 a | Ê 


L'expression entre crochets contient trois termes. Le premier 
terme est indépendant de l’angle horaire. Il est lentement variable 
avec la distance polaire 5. C’est une période de longue durée. 

Les deux autres termes contiennent l’angle horaire et le double 
de l’angle horaire. On peut, pour ces termes, dans une première 
approximation, supposer à constant, pendant la période qui ramène 
AH et 2AH aux mêmes valeurs. La période de ces termes est ainsi 
un jour et un demi-jour de l’astre. 

Quand nous aurons remplacé les variables à, AH et r de la formule 
précédente, qui ne varient pas proportionnellement au temps, en 
fonction d'éléments astronomiques variant proportionnellement 
au temps, c’est-à-dire quand nous aurons développé le potentiel 
en termes exactement périodiques, nous nous trouverons en pré- 
sence de trois familles d’ondes : 

19 Les ondes semi-diurnes, dans lesquelles la période a une valeur 
voisine de douze heures ; 

20 Les ondes diurnes, dans lesquelles la période a une valeur voi- 
sine de vingt-quatre heures ; 

3° Les ondes à longue période. 

On fait généralement état d’une vingtaine d’ondes. 

Remarquons que, dans le terme diurne du potentiel, entre le 
facteur sin 2, à étant la distance polaire de l’astre, ce facteur 
est nul, lorsque l’astre est à l’équateur (à — 909, 2 — 1800). II est 
maximum lorsque la distance polaire est minimum, c’est-à-dire 
lorsque la déclinaison de l’astre est maximum. Comme nous l’avons 
indiqué page 143,les marées diurnes sont, au cours d’un mois, les 
plus fortes lorsque la déclinaison de la lune est maximum. 

Letermesemi-diurne est maximum lorsque à est égalà 909,c’est-à- 
dire lorsque l’astre est à l'équateur. Toutes choses égales d’ailleurs, 
les marées semi-diurnes sont plus fortes quand la déclinaison du 
soleil est voisine de 0 (marées d’équinoxe). 


LES CAUSES DE LA MARÉE 181 


Astres fictifs. — On peut dire aussi que l'analyse harmonique 
des marées revient à substituer au soleil et à la lune, dont les mou- 
vements sont irréguliers, des astres fictifs, aux mouvements par- 
faitement périodiques et réguliers. Chacun de ces astres fictifs 
donne naissance à une marée beaucoup plus simple que la marée 
réelle, qui est la somme de toutes ces marées particulières. 

Par exemple, la principale onde semi-diurne, appelée onde 
lunaire principale semi-diurne, est due à une lune fictive, qui tour- 
nerait autour de la terre, .en restant toujours dans l’équateur et à 
la même distance de la terre. 

Une autre onde semi-diurne est l’onde solaire principale semi- 
diurne, qui prendrait naissance, si la terre tournait autour du soleil, 
en restant dans le plan de l'équateur et toujours à la même distance 
du soleil. 

Ondes d'ordre supérieur et ondes composées. — Lorsqu'on 
a fait la somme des ondes astronomiques déduites du calcul et de 
l’observation en un lieu donné, on ne reproduit pas toujours exac- 
tement la courbe de la marée en ce lieu. 

L'expérience a montré que, pour reproduire d’une façon suffi- 
samment exacte la courbe de la marée, telle qu’elle s’observe sur le 
rivage, il faut ajouter aux ondes principales deux sortes d’ondes : 

19 Les ondes d'ordre supérieur, dont les vitesses angulaires sont 
le double, le triple, le quadruple. de la vitesse de l’onde principale 
et dont les coefficients sont le carré, le cube, la quatrième puissance. 
du coefficient astronomique de l’onde principale ; leur période la 
moitié, le tiers, le quart... des ondes dont elles dérivent. 

29 Les ondes composées dont les arguments sont la somme et la 
différence de ceux des ondes principales et dont les coefficients sont 
les produits de ceux des ondes principales. 

Dans la pratique, il suffit de considérer un très petit nombre 
d’ondes d’ordre supérieur ou d’ondes composées pour reproduire la 
marée réelle. 

L'introduction de ces ondes supérieures ou composées ne satisfait 
pas complètement l’esprit, et, quelles que soient les considérations 
théoriques qu’on puisse invoquer pour rendre légitime leur intro- 
duction dans les calculs, il semble bien qu’on ne les prenne en consi- 
dération que pour « faire coller » la réalité avec la théorie. 


CITAPETRE X 


LES COURANTS DE LA MER 


COURANTS ET DÉRIVES. 


Il semble que les océanographes et les marins n’attribuent 
pas le même sens au mot courant. Pour ceux-ci, il n’y a cou- 
rant que si la vitesse est appréciable en navigation : pour 
fixer les idées, si le courant a une vitesse d’au moins un nœud 
ou un demi-nœud (24 milles ou 12 milles par jour). 

Pour les océanographes, il y a courant quand la mer a 
un mouvement déterminé dans un sens, ce mouvement 
serait-1l extrêmement lent, d’une vitesse d’un mille par jour, 
et même beaucoup moins. 

On comprend que les cartes de courants, dressées par les 
océanographes, ne correspondent parfois pour les marins à 
aucune réalité tangible. Peut-être y aurait-il lieu de réserver 
le mot de dérive aux courants très lents. Mais il faut bien 
remarquer qu'une dérive extrêmement lente, quoique 
n'ayant aucune importance pour la navigation, peut avoir 
pour l’économie générale du globe de grandes conséquences 
(modifications thermiques, transport de plancton, migra- 
tion des peuples, etc.). 

Sur la carte schématique de la figure 75, nous avons essayé 
de séparer des dérives les courants importants pour la 
navigation. 


COURANTS DE L'OCÉAN ATLANTIQUE NORD. 


Courant équatorial. — Sous l’effet des alizés du nord- 
est et du sud-est, il se forme, dans les régions équatoriales 


183 


LES COURANTS DE LA MER 


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184 OCÉANOGRAPHIE PHYSIQUE 


atlantiques, deux grands courants dirigés vers l’ouest, qui 
traversent l’océan, de l’Afrique vers l'Amérique. Ils couvrent 
une étendue de plus de 159 de latitude. On les appelle le 
courant équalorial du nord ou le courant equalorial du sud, 
suivant qu'ils doivent leur naissance aux alizés de l’hémi- 
sphère nord ou de l’hémisphère sud. De ces deux courants, 
le plus fort est le courant du sud. Il prend naissance au 
large de la côte d’Afrique, au sud de la côte de Guinée et 
commence son cours à la vitesse d'environ 15 milles par jour. 
Peu à peu sa direction s'incline vers le nord, et sa vitesse 
augmente progressivement, au point d'atteindre couram- 
ment, au voisinage de la côte de l'Amérique du Sud, une 
vitesse de 60 milles par jour. Au cap San-Roque, le cou- 
rant se bifurque en deux branches : la principale suit la 
côte de Guyane, l’autre s’infléchit vers le sud. 

Le courant équatorial du nord prend naissance à la hau- 
teur des îles du Cap-Vert. Sa vitesse est moins forte que celle 
du courant équatorial du sud- 

Entre les deux courants équatoriaux, on trouve un conlre- 
courant, qui se dirige vers l’est. L’étendue et la force de ce 
contre-courant suivent les variations saisonnières de la mous- 
son du sud-ouest, qui souffle depuis le cap des Palmes et la 
côte de Libéria jusqu’au fond du golfe de Guinée : le maxi- 
mum du courant s’observe en juillet et en août ; on commence 
à le ressentir alors à l’ouest du 15€ méridien de longitude 
ouest, tandis qu’en novembre et en décembre il ne s’écarte 
pas des côtes d'Afrique. Ses eaux sont généralement moins 
salées que celles des courants équatoriaux, car les pluies 
sont très fréquentes dans la région où il se manifeste. 

À l’ouest de la région occupée par le contre-courant, les 
deux courants équatoriaux du nord et du sud se réunissent. 
Une grande partie du courant résultant s’écoule dans la mer 
des Antilles à travers les détroits qui séparent les îles et 
côtoie, à une vitesse qui dépasse parfois 60 milles par jour, 
l'extrémité de la presqu'ile de Yucatan. À part un léger 
courant qui fait tout le tour du golfe du Mexique (1), elle 


(1) L'existence de ce courant est d’ailleurs discutée. 


LES COURANTS DE LA MER 185 


gagne alors directement la côte nord de Cuba et forme, 
dans le détroit de la Floride, le plus remarquable de tous 
les courants océaniques, le Gulf-Stream. 

La partie du courant équatorial, qui n'entre pas dans la 
mer des Antilles, longe, à une vitesse modérée (8 à 20 milles 
par jour), les côtes nord de Porto-Rico, d'Haïti, de Cuba, 
passe au sud des Bahamas, rejcint le Gulf-Stream au large 
de la côte de Floride et lui ajoute ses eaux. 

Le Gulf-Stream. — Le Gulf-Stream, au sortir du détroit 
de la Floride, coule vers le nordijusqu’au parallèle de 310 (1). 
Entre les latitudes de 319 et de 329, il s’incurve franchement 
vers l’est-nord-est, puis reprend une direction intermédiaire 
entre le nord-nord-est et le nord-est jusqu’au cap Hatteras. 
Jusque-là, la position moyenne du maximum de courant 
est située à une distance d’une quinzaine de milles au large 
de l’isobathe de 200 mètres ; sa largeur totale est d’une qua- 
rantaine de milles. À partir du cap Hatteras, le courant 
s’élargit rapidement et s’incurve plus à l’est, pour chercher 
les eaux profondes. Le Gulf-Stream proprement dit prend fin 
dans une région située à peu près à 60 à 80 milles au large 
de l’île Nantucket et à 120 à 150 milles au sud de la Nouvelle- 
Écosse. Il a alors une largeur d’environ 250 milles. Plus loin, 
ce n’est plus un courant appréciable pour la navigation, mais 
une simple dérive. 

L'eau du Gulf-Stream est de couleur indigo foncé, et on 
peut parfaitement reconnaître à vue ses limites, surtout du 
côté de la côte d'Amérique. Ses bords sont souvent marqués 
par des franges d’écume. Dans les saisons froides, l'évapo- 
ration, causée par la différence entre sa température et celle 
de l'air, fait «fumer » l’eau, phénomène appelé barber en 
météorologie. Le courant charrie une quantité d'algues, 
communément désignées sous le nom d’herbes du golfe (qulf 
weed), bien connues de tous ceux qui ont navigué dans ses 
eaux. 

Dans son parcours des tropiques vers les latitudes plus 
hautes, sa vitesse est si rapide que ses eaux n’ont pas le 


(1) On observe parfois un contre-courant vers le sug-ouest et l’ouest, 
le long des côtes de la Floride. 


186 OCÉANOGRAPHIE PHYSIQUE 


temps de se refroidir, et elles restent beaucoup plus 
chaudes que les eaux voisines. A la sortie du détroit de la 
Floride, la température du courant est de 280 à 300 : cette 
température diminue à peine d’un degré pour un changement 
de latitude de 100. L’eau chaude présente cependant par 
place des bandes d’eau nettement plus froide, orientées 
parallèlement à l’axe du courant. Lorsqu'on traverse le 
courant perpendiculairement à son axe, on observe un 
changement de température beaucoup plus rapide du côté 
du rivage que du côté du large. Cette chute brusque de tem- 


Distance de la côte 


FENT ao e oe C 200 OPERA 
0 100 200 300 400 500 milles 


pérature, qui borde le Gulf-Stream à l’ouest, a été appelée 
cold wall. 

Sur la figure 76, les courbes 1, 2 et 3 indiquent la tempé- 
rature de la surface de l’eau de mer, à mesure qu’on se rap- 
proche de la côte. La courbe 1 se rapporte à la région du cap 
Canaveral par 28030’ N : il n'y a aucune chute de tempé- 
rature au voisinage de la côte ; la courbe 2 se rapporte au 
cap Hatteras (latitude 35° N) : à une centaine de milles au . 
large de la côte, la température diminue nettement et 
tombe de 289 à 18°. La courbe 3, qui correspond à la région 
de Sandy Hook (latitude 40° N), montre que la chute de 
température se produit à 250 milles environ de la terre : à 
cette latitude, le co/d wall a donc une largeur de 250 milles. 


LES COURANTS DE LA MER 187 


Les recherches des hydrographes américains ont montré 
que le thermomètre ne peut donner que des indications 
approchées sur la direction et la vitesse du courant. Il indique 
bien à peu près les limites du courant, mais la plus grande 
vitesse ne coïncide pas avec la température la plus élevée, 
et ce n’est pas parce qu’on traverse une région d’eau froide 
qu'on a quitté le courant dirigé vers le nord-est. 

La vitesse du Gulf-Stream varie, avec les saisons, suivant 
les variations d'intensité des alizés, auxquels 1l doit large- 
ment son origine, comme nous l'avons dit. 

La vitesse du courant, dans les conditions moyennes, est 
la suivante : 


Vitesse moyenne 


dans toute Vitesse 
Position. la largeur. dans l'axe. 
Entre Key-West et La Havane 1 nœud 1. 2 nœuds 1/4 
Au large du cap Canavéral... 2 nœuds 1/4 3 nœuds 5 
Au large du cap Hatteras..... 1 nœud 1/2 2 nœuds 


Le maximum de vitesse observé a été de 5 nœuds un quart. 

A titre de comparaison, il est intéressant de noter que les 
fleuves les plus rapides ont une vitesse inférieure. Par 
exemple, la Seine à Paris n’a qu’une vitesse d’un nœud; Ja 
vitesse du Rhône à Lyon varie de 0 nœud 8 à 3 nœuds; le 
Nil, le Mississipi ont une vitesse de 3 nœuds. La vitesse du 
Rhin varie de 3 à 5 nœuds. 

Le Gulf-Stream est donc, sur une longueur de plus de 
1 000 kilomètres, plus rapide que la plupart des fleuves 
terrestres. 

Dans le voisinage de la terre, il existe une variation très 
nette de vitesse aux différentes heures de la journée, varia- 
tion qui peut atteindre 2 nœuds et qui est due à la marée, le 
maximum de courant ayant lieu deux heures environ après 
la pleine mer. Un autre effet noté est que le courant est plus 
étroit et plus rapide quand la déclinaison de la lune est nulle, 
tandis qu’il est plus large et moins rapide quand la décli- 
naison de la lune est maximum. 

_ Les variations du Gulf-Stream avec la profondeur sont 
parfois très irrégulières. Presque toujours, c'est à la surface 


188 OCÉANOGRAPHIE PHYSIQUE 


que le courant est plus rapide, mais il arrive que le maximum 
de vitesse s’observe à 30 mètres et même à 100 mètres de 
profondeur. Un contre-courant, portant au sud, a été observé 
au voisinage du fond. 

Les observations de température montrent que le courant, 
à mesure qu'il se développe en largeur, perd de la profon- 
deur. C’est ainsi que, par le travers du cap Hatteras, la tem- 
pérature est, à la surface, de 270 et de 149 à 900 mètres de 
profondeur. La température de la surface, 120 milles plus 
loin, est de 269, mais les températures de 14° ne descendent 
pas plus bas que 700 mètres. 
* Dérive de l'Atlantique nord. — A l’est du méridien 
de Terre-Neuve, le Gulf-Stream à proprement parler n’existe 
plus. Mais les vents d'ouest, 
pee ETS dominant à ces latitudes, 


ne créent à la surface de l'océan 

= _ une lente dérive, quipousse les 
Ar <lË _ eaux relativement chaudes et 
salées vers les rivages de 


l’Europe et jusqu’à de hautes 
latitudes. En moyenne, cette 
dérive n’a pas une vitesse de 
10 milles par jour. A la hauteur 
des Açores, la dérive se divise 
peu à peu en deux branches : 
l’une va baigner les côtes 
d'Angleterre et de Norvège, qui lui doivent la douceur de 
leur climat, et pénètre finalement dans la mer Polaire (Voir 
les isothermes de l’eau de mer marquées sur la carte de 
la figure 77, qui indiquent bien l'axe de la dérive) ; l’autre 
branche se dirige versle sud-est, entraînant des eaux relative- 
ment froides dans la direction des côtes africaines (1);elle suit 
les côtes du Marocet de la Mauritanie, pour finir par rejoindre 
le courant équatorial du nord (courant des Canaries). Une 
partie toutefois continue à longer les côtes de la Guinée et 
rejoint le contre-courant équatorial dont nous avons parlé. 


(1) On observe souvent des différences de plus de 4° entre Ia tem- 
pérature de la mer au voisinage des côtes et au large. 


LES COURANTS DE LA MER 189 


Mer des Sargasses. — Le courant équatorial du Nord, 
le Gulf-Stream, la dérive de l'Atlantique Nord, le courant 
des Canaries constituent un vaste circuit tournant dans le 
sens des aiguilles d’une montre et à l’intérieur duquel les 
eaux de l’océan ne présentent pas de courant appréciable. 
Cette partie centrale où flottent une grande quantité d'algues, 
appelées raisins des tropiques ou sargasses, s'appelle la mer 
des Sargasses. On sait que, quand les compagnons de Colomb 
virent cette mer couverte d'herbes, ils crurent être arrivés 
aux limites de l'océan navigable. L’étendue de la mer des 
Sargasses est naturellement variable, et ses limites sont 
assez peu précises. C’est surtout entre les parallèles de 219 
et 350 N et les méridiens de 409 W et 75° W que l’on ren- 
contre le plus de sargasses. 


COURANTS DE L'ATLANTIQUE SUD. 


La branche du courant équatorial, qui tourne vers le 
sud au cap San-Roque, porte le nom de courant du Brésil, 
et coule à une vitesse qui atteint rarement 20 milles par jour 
jusqu'à la latitude de Rio-de-Janeiro. Là elle s'éloigne de 
terre, s’incurve peu à peu vers le sud et vers l’est et coule 
dans la direction de l'Afrique, à la latitude de Tristan da 
Curnha. Sa vitesse atteint alors, sous l'effet des « braves » 
vents d'ouest qui soufflent dans ces parages, une vitesse d’en- 
viron 20 milles par jour. Une fois arrivées au cap de Bonne- 
Espérance, les eaux remontent vers le nord sous la forme du 
courant froid du Benguela, qui atteint parfois la vitesse de 
30 à 35 milles par jour. Les eaux de ce courant entraînent 
vers l'équateur les eaux boueuses et les bois flottés du Congo; 
elles finissent par rejoindre le courant équatorial du sud, 
dont elles abaissent parfois la température d’une façon très 
sensible, et le circuit de l'Atlantique sud est ainsi fermé. 


COURANTS DE L'OCÉAN PACIFIQUE NORD. 


Comme dans l'Atlantique, les eaux de l'océan Pacifique, 
dans la région comprise entre les tropiques, ont un mouve- 


190 OCÉANOGRAPHIE PHYSIQUE 


ment général vers l’ouest, dû aux alizés. Les deux courants 
équatoriaux sont aussi séparés par un contre-courant dirigé ! 
vers l’est, large d’environ 300 milles. La position moyenne 
de ce contre-courant équalorial est située quelques degrés au 
nord de l’équateur. 

La plus grande portion du courant équatorial du nord, 
après avoir passé les îles Mariannes, se dirige vers la côte 
orientale de Formose (1), puis s’infléchit vers le nord pour 
former un courant, que les Japonais appellent le Kuro-Shiro. 
Ce courant, dont les eaux foncées et salées charrient une 
sorte de sargasse, transporte rapidement vers le nord les 
eaux chaudes des tropiques et présente beaucoup d’analogies 
avec le Gulf-Stream. 

Le volume du Kuro-Shivo varie suivant la mousson : il 
augmente pendant la saison des vents du sud-ouest et 
diminue pendant la saison des vents de nord-est. Une bran- 
che entre dans la mer du Japon par le détroit de Tsoushima, 
et augmente la densité des eaux sur les côtes occidentales du 
Japon, mais le courant principal s’infléchit vers l’est, court 
parallèlement à la côte sud du Japon et atteint sa plus grande 
vitesse à la hauteur de l’île Kiou-Siou, où l’on observe en 
général 2? à 3 nœuds. Au delà de Yokohama, la largeur du cou- 
rant augmente, tandis que sa vitesse diminue. Dans le Kuro- 
Shivo, comme dans le Gulf-Stream, le thermomètre donne 
des indications assez approchées sur les limites du courant. 
Vers 1460 E et 400 N, le Kuro-Shivo se divise en deux 
parties : l’une, appelée É courant du Kamischatka, coule vers 
le nord-est dans la direction des îles Aléoutiennes, et son 
influence se fait sentir jusqu'à une haute latitude. La 
deuxième branche continue vers l’est, en diminuant de 
vitesse, et n'est plus sensible à partir du 180€ méri- 
dien. 

Un contre-courant froid du courant du Kamtschaka sort de 
la mer de Behring, coule vers le sud et le sud-ouest en suivant 
les îles Kouriles, la côte orientale de Yeso et de Hondo, 
apportant des eaux froides qui contrastent avec les eaux 


(1) Il ne franchit pas les détroits des Philippines et ne pénètre pas 
dans la mer de Chine, où les eaux restent relativement douces. 


LES COURANTS DE LA MER 191 


chaudes du Kuro-Shivo. Les Japonais appellent ce courant 
froid l’Oya-Shivo. 

Sur la côte Pacifique de l'Amérique du Nord, depuis 
la latitude de 509 N, jusqu’à l’entrée du golfe de Californie 
par 230 N, un courant froid, large de 200 à 300 milles, coule 
vers le sud, à la vitesse de trois quarts de nœud. Il est 
généralement plus rapide près de terre qu’au large. On 
l’appelle courant de Californie. I suit la direction de la côte 
vers le sud-sud-est, mais commence à s’incliner vers le 
sud et le sud-sud-ouest, dès la hauteur de Monterey. A la hau- 
teur du cap San-Lucas, il est orienté vers le sud-ouest pour 
rejoindre les eaux du courant équatorial, 

Sur la côte du Mexique, du cap Corrientes (209 N) au 
cap Blanco (100 N), il existe des courants variables, pro- 
duits par les vents dominants. Pendant la saison sèche (jan- 
vier-mars), les courants se dirigent généralement vers le 
sud-est ; durant la saison des pluies (mai-octobre), les cou- 
rants se dirigent vers le nord-ouest. 


COURANTS DE L'OCÉAN PACIFIQUE AUSTRAL. 


Le courant équalorial du sud règne, entre les latitudes de 
49 N et 100 S, sur une vaste région qui s'étend depuis le 
continent américain jusqu’au 180€ méridien. Il coule vers 
l’ouest, avec une vitesse qui augmente peu à peu à mesure 
qu'on s'éloigne du rivage, et qui peut dépasser 24 milles par 
jour (1). 

A la hauteur des îles Samoa, tandis qu'une branche 
continue vers l’ouest jusqu’auprès de la Nouvelle-Guinée, une 
autre branche s’incurve vers le sud-ouest et le sud et, sous le 
nom de courant d'Australie, longe la côte est de l'Australie 
jusqu’à la latitude de 359, où il s’incurve vers l’est pour se 
perdre dans les courants dus aux vents dominants. 

Entre le parallèle de 400 et 500 S, sous l'influence des 
vents d'ouest très fréquents à cette latitude, on observe, 
sinon un véritable courant, mais une dérive portant vers 


(1) Des vitesses de 100 milles par jour (plus de 4 nœuds) ont été par- 
fois signalées. 


192 à OCÉANOGRAPHIE PHYSIQUE 


l’est jusqu'aux côtes du Chili. En arrivant auprès des côtes, 
le courant se précise et se divise en deux branches. La pre- 
mière, connue sous le nom de courant du cap Horn, entraîne 
au sud de la Terre de Feu des eaux relativement chaudes. La 
deuxième, connue sous le nom de courant du Pérou ou de 
Humboldi, coule versle nord-est, dans la direction de Valdivia 
et de Valparaiso, et suit généralement la direction des côtes 
du Chili et du Pérou, bien que parfois elle porte directement 
vers la terre, constituant ainsi un grand danger pour la navi- 
gation. Au nord de Valparaiso, le courant a une centaine de 
milles de large, sa vitesse dépasse rarement 15 à 20 milles par 
jour, etilest surtout reconnaissable à sa basse température. 
A la hauteur de Payta, il quitte nettement les côtes améri- 
caines, se dirige vers les îles Galapagos et se perd dans le 
courant sud-équatorial. Un contre-courant, portant au sud, 
a été signalé auprès de terre, à plusieurs reprises. 


COURANTS DE L'OCÉAN INDIEN. 


Dans l’océan Indien, au nord de l’équateur, les courants 
sont très irréguliers: les brises variables, les changements 
des moussons produisent des courants, dont la direction 
dépend de celle du vent qui les produisent. Mais la forme des 
côtes exerce aussi son influence. Les courants dus à la mous- 
son peuvent être très forts, et on a observé des vitesses de 
60 milles par jour. 

Au sud de l’équateur, les alizés de sud-est donnent nais- 
sance, comme dans les autres océans, à un courant équaltorial 
dirigé vers l’ouest. En atteignant à peu près le méridien de 
l’île Rodriguez, une branche se dirige vers le sud-ouest et 
passe au sud de Madagascar, où elle a une largeur d’environ 
480 milles. Sa largeur diminue ensuite, et elle va se perdre 
dans le courant des Aiguilles, dont il sera question plus 
loin. 

La branche principale du courant équatorial contourne le 
nord de Madagascar, où l’on observe une vitesse de 30 milles 
par jour, atteint la côte d'Afrique à la hauteur du cap Del- 
gado, et se divise alors en deux branches : l’une suit la côte 


LES COURANTS DE LA MER 193 


africaine vers le nord, et, dans la saison de la mousson de 
sud-ouest, se perd dans la grande dérive générale vers l’est et 
le nord-est, qui pousse les eaux de l’océan Indien septen- 
trional vers les rivages de l’Asie ; pendant la mousson de 
nord-est, le courant vers le nord est vite arrêté, et il se forme, 
a peu près sur l’équateur, entre les courants équatoriaux du 
nord et du sud, un contre-courant portant vers l’est, qui 
occupe d’ailleurs une aire très étroite. 

La deuxième branche du courant équatorial du sud 
s’infléchit vers le sud, suit le canal du Mozambique et forme, 
à partir de Port-Natal, le courant des Aiguilles, courant 
chaud qui borde la côte orientale de l'Afrique du Sud et qui 
atteint entre Port-Natal et la baie d’Algoa une vitesse de 
40 à 50 milles par jour, et quelquefois davantage (1). Pendant 
les mois d’été, ses effets se font sentir plus loin à l’ouest ; en 
hiver, 1l diminue de force et d’étendue. La rencontre des eaux 
chaudes du courant des Aiguilles avec les eaux froides des 
hautes latitudes est souvent marquée par une mer agitée et 
par des températures de surface très variables d’un endroit 
à l’autre. 

En arrivant sur la partie sud du banc des Aiguilles, la plus 
grande partie du courant est infléchie vers le sud, le sud- 
est et l’est, où son influence chaude se fait sentir sur le 
40e parallèle jusqu’à la longitude de 800, 

Un contre-courant du courant des Aiguilles s’observe au 
voisinage de la terre jusqu’à la baie d’Algoa, avec une vitesse 
d’un demi-nœud vers l’est. 

Le long du 40€ parallèle de latitude, les vents d’ouest 
dominants créent une vaste dérive vers l’est, qui vient 
frapper la côte occidentale de l'Australie et donne naissance 
à un courant vers le nord, dont les eaux froides finissent par 
rejoindre le courant équatorial du sud. 


COURANTS DE L'OCÉAN ARCTIQUE. 


La dérive de l’océan Atlantique nord pénètre, comme 
nous l’avons dit, entre les îles Britanniques et l'Islande. 


(1) Des vitesses de 4 nœuds ont été parfois observées. 
Océanographie. 13 


194 OCÉANOGRAPHIE PHYSIQUE 


Une partie va baigner les côtes méridionales d'Islande, en 
créant un léger courant vers l’ouest, tandis que la partie prin- 
cipale atteint les côtes de Norvège et transporte, jusque dans 
la mer de Barentz, des eaux chaudes qui désagrègent la ban- 
quise et permettent aux navires de naviguer en été assez 


Fig, 78. 


facilement sur la côte occidentale de la Nouvelle-Zemble, et 
d'atteindre la partie méridionale de l'archipel François- 
Joseph. Ces mêmes eaux chaudes dégagent aussi chaque 
année les côtes du Spitzherg (fig. 78). 

Cet afflux d’eaux chaudes et salées est compensé par un 
courant froid de dégagement qui, comme l’ont montré les 
observations de Nansen, commence dans l’est de larchipel 
des îles de la Nouvelle-Sibérie et suit la côte orientale du 
Groenland en transportant vers le sud des’glaces et les ice- 
bergs. 

Arrivé au cap Farewel, au sud du Groenland, le courant 


LES COURANTS DE LA MER 195 


se divise, et, tandis qu’une partie descend directement vers 
Terre-Neuve, l’autre remonte pendant quelque temps la 
côte occidentale du Groenland. Elle finit par se fondre 
dans le courant de la mer de Baffin, qui descend des hautes 
latitudes vers le sud, longe les côtes du Labrador, où il est 
connu sous le nom de courant du Labrador, transporte au 
sud de Terre-Neuve les icebergs, qui constituent parfois 
un grand danger pour les navires transatlantiques (1) ; ses 
eaux froides suivent la côte américaine et forment, par 
contraste avec le Gulf-Stream; le cold wall dont nous avons 
parlé. 

On observe aussi dans le détroit de Behring un courant 
vers le sud, qui finit par former l’Oya-Shivo. 


COURANTS DE L'OCÉAN ANTARCTIQUE. 


Tout autour du continent antarctique, on observe une 
dérive vers le nord, qui charrie les icebergs vers les latitudes 
tempérées. Cette dérive paraît importante, surtout dans la 
mer de Weddell et dans la mer de Ross. 

Le mouvement vers le nord n’est pas accusé dans la mer 
de la « Belgica ». Sous l’influence des vents de nord-est qui 
règnent sur les côtes occidentales de la Terre de Graham, 
il est probable qu'il existe, à une certaine distance au large, 
un courant vers le sud transportant, jusque vers le 70€ 
degré de latitude, des eaux dont la température est 
supérieure à 00, qui rendent la mer relativement libre de 
glaces (2). Au voisinage immédiat dela côte de la Terre de 
Graham, on observe un courant vers le nord, qui doit être 
un contre-courant du courant précédent. 

La dérive vers le nord se fond, vers le 50€ degré de 
latitude, dans la vaste dérive vers l’est causée par les vents 


(1) Voir plus loin le chapitre XI. 

(2) Voir la carte des isothermes de l’eau de mer, que nous avons 
publiée dans la collection des travaux de la Deuxième expédition antarc- 
tique française (Océanographie physique). L'isotherme de 0° et même 
de + 1° atteint en été le 70° degré de latitude, tandis que, dans la 
mer de Weddell, l’isotherme de —- 1° dépasse vers le nord la latitude 
de 60°, 


196 OCÉANOGRAPHIE PHYSIQUE 


d'ouest dominants. Toutefois cette dérive vers le nord est 
particulièrement importante à l’est de la Terre de Feu, où le 
courant froid des Falklands transporte jusqu’à la latitude 
du Rio de la Plata les icebergs antarctiques. Ses eaux vert- 
bouteille, froides et très poissonneuses, se distinguent très 
nettement des eaux bleues et chaudes du courant du Brésil, 
qui coule ves le sud et le sud-est, très au large de la côte. 
Deux sondages du Challenger sont très significatifs à ce 
sujet. Par 42 de latitude sud et 56° de longitude ouest, en 
plein courant des Falklands, la température de 20 fut 
trouvée à la profondeur de 274 mètres ; à la même latitude, 
mais 20 plus à l’est, en plein courant du Brésil, la tempé- 
rature de 2° ne fut trouvée qu’à 2? 960 mètres. 


CAUSES DES COURANTS. 


Les vents. — L'’énumération des courants que nous 
venons de faire suffit à montrer qu'il existe, entre eux et les 
vents qui soufflent à la surface de la mer, une relation 
étroite. Aussi peut-on considérer les vents comme la cause 
principale des courants. 

Une expérience facile montre qu’un courant d’air à la 
surface d’un bassin suflit à créer un courant superficiel. 
L’ébranlement se propage de proche en proche : pour rem- 
placer les molécules chassées par le courant d’air et pour 
rétablir l’équilibre, il faut, de toute nécessité, que de nou- 
velles molécules arrivent et créent un courant dit de com- 
pensalion. Si le courant d’air dure assez longtemps, on obser- 
vera un courant général dans le bassin. Mais ce courant 
général, tant à cause de la forme du bassin que des courants 
de compensation, ne reproduit pas forcément, dans la masse 
liquide, le courant d’air qui souffle à la surface : il peut, 
en particulier, y avoir un courant liquide, nettement défini, 
en des endroits où ne souffle pas du tout de courant d'air. 
Ce n’est donc pas un argument contre l'effet des vents 
sur les courants océaniques que de constater, comme l'ont 
fait quelques océanographes, que des courants forts, tels 
que les courants équatoriaux, existent là où les vents sont 


dass. : 


LES COURANTS DE LA MER 197 


faibles et où les calmes se produisent fréquemment. 

Une autre preuve de l'influence des vents est la variation 
des courants dans les régions où les vents éprouvent une 
variation saisonnière (moussons de l’Inde, du golfe de Guinée, 
du Mexique). 

Les différences de densité. — Les vents sont-ils la seule 
cause des courants ? Probablement non. La variation de la 
densité dans les différentes parties de la masse liquide inter- 
vient. Lorsque deux colonnes de liquide de densité différente 
communiquent entre eiles, leurs hauteurs respectives sont 
en raison inverse des densités. Il doit donc y avoir un courant 
superficiel des eaux légères vers les eaux lourdes, courant 
compensé, en profondeur, par un courant des eaux lourdes 
vers les eaux légères. 


Une expérience classique, reproduite dans les traités de météoro- 
logie pour indiquer la cause des vents, me paraît encore plus pro- 
bante pour démontrer l’existegge des courants dus aux difré- 
rences de densité. 

Deux tubes verticaux AB, CD, communiquent à la partie infé- 
rieure par un tube horizontal BC et à la partie 
supérieure par un tube GH, portant en son 
milieu un robinet R, permettant d’établir ou de 
supprimer à volonté la communication entre 
les parties supérieures des deux tubes verticaux 
(fig. 79). Les tubes AB et CD sont remplis d’eau 
jusqu’au niveau GH, et le robinet R est fermé. 
Pour faire varier la densité des deux colonnes 
d’eau, on les chauffe à des températures diffé- 
rentes. Si la colonne CD, par exemple, est chauf- 
fée à 1009, tandis que la colonne AB est à 10°, 
l’eau contenue dans CD est plus légère‘que 
l’eau contenue en AB, et son niveau est à une certaine distance 
au-dessus de GH. Si l’on ouvre alors le robinet R, l’eau s'écoule de 
H en G pour rétablir l’équilibre ; mais alors la pression qui, 
jusque-là, avait été la même en B et en C, devient plus forte en 
B qu’en C, etil se produit un écoulement du liquide de B vers C. 
Il y a donc bien un courantsuperficiel des eaux légères versles eaux 
lourdes et, en profondeur, un courant des eaux lourdes versles eaux 
légères. 


198 OCÉANOGRAPHIE PHYSIQUE 


Une vérification très nette de cette loi se produit dans 
les détroits, qui mettent en communication des mers secon- 
daires avec une mer principale. 

Par le détroit de Gibraltar, les eaux plus légères de 
l'Atlantique sont en communication avec les eaux plus 
salées et plus denses de la Méditerranée. On observe en sur- 
face un courant, qui porte de l'Atlantique vers la Méditer- 
ranée, qui atteint normalement une vitesse de 2 à 3 nœuds, 
parfois davantage, et qui se fait sentir assez loin sur les côtes 
d’Espagne et d'Algérie. En profondeur, les eaux lourdes et 


30°W o° 


45° 


30° 


chaudes de la Méditerranée s’épanchent dans l'Atlantique, 
qu’elles réchauffent jusqu’à une profondeur de 2000 mètres. 
Leur influence se manifeste jusqu’au golfe de Gascogne et 
aux Canaries, ainsi que le révèle la carte des températures à 
1 000 mètres de profondeur dans l'Atlantique (fig. 80). 
Un effet analogue se produit dansles Dardanelles : leseaux 
douces, plus légères, de la mer Noire s’écoulent en surface 
dans la Méditerranée, donnant lieu à un courant assez fort 
et à une diminution de la salinité superficielle (fig. 81), tandis 
qu'en profondeur les eaux de la Méditerranée, reconnais- 
sables à leur forte salure, s’écoulent dans la mer Noire. 


LES COURANTS DE LA MER 199 


-Dans le détroit de Bab-el-Mandeb, un courant de surface 
transporte les eaux moins salées de l’océan Indien vers la 
mer Rouge, tandis qu’en 
profondeur un courant, 
formé de l’eau très salée de 
la mer Rouge, coule vers 
l'océan Indien, et on recon- 
naît son influence par la 
salure plus forte observée 
en profondeur dans le golfe 
d'Oman, qui reçoit ce 
courant, que dans le golfe 
de Bengale, qui nele reçoit 
pas. 

Les différences de densi- Fig, SI. 
tés doivent avoir un effet 
analogue au large : comme il ne s’agit plus de commu- 
nication étroite entre deux vastes bassins de densités 
différentes, mais d’une mer librement ouverte, les courants 
de densités doivent être faibles, et réduits à une simple 
dérive. 


Les différences de densité donnent lieu à des dénivellations, qui 
ont pu être mises en évidence et qui ne sont pas négligeables. C’est 
ainsi que Bouquet de laGrye,d’aprèssoixante-quatorzesondages ther- 
mométriques et densimétriques exécutés dans l’océan Atlantique 
nord par le Challenger, a pu tracer de mètre en mètre les courbes 
de niveau de la surface (1). 

Bouquet de la Grye prend pour plan 0 celui qui passe par les îles 
du Cap-Vert (fig. 82). Les Açores et les Bermudes sont au même 
niveau. 

Dans ce grand triangle, également espacé de lAfrique et de 
l'Amérique, se trouvent les dépressions du niveau de la mer les plus 
grandes : elles vont jusqu’à 2 mètres au-dessous du zéro dont nous 
venons de parler. 

La ligne de niveau + 1 mètre entoure tout ce grand espace. Elle 
englobe les Açores, les Canaries, mais laisse en dehors les Antilles. 


(1) Annales de physique et chimie, janvier 1882. 


200 OCÉANOGRAPHIE PHYSIQUE 


Les lignes de + 2 mètres, + 3 mètres, + 4 mètres s'étendent du 
côté des États-Unis, en accusant un bourrelet vers New-York et 
Halifax, et une notable surélévation dans le golfe du Mexique. La 


côte d'Afrique accuse également une surélévation, due à ce que: 


l’eau y est plus douce. 
La pente due à ces dénivellations est très faible : 6 mètres au 


60°W. 30° 0° 


0° 


EOW. 30° 0° 


maximum pour une distance de 3 500 kilomètres, soit une pente de 


————— environ. Les dénivellations évaluées par Bouquet de la 
600 000 

Grye paraissent d’ailleurs un peu exagérées, d’après les résultats 
plus récents. Ces pentes très faibles ne peuvent pas causer un cou- 
rant comparable à celui que causent les vents, et les différences de 
densités ne peuvent donc être qu’une cause secondaire (1). 


(1) I faut d’ailleurs remarquer que les dénivellations signalées par 
Bouquet de la Grye ne peuvent en aucune façon être invoquées comme 
causes des courants principaux de l'Atlantique nord. Du moment qu'il 
existe une dépression au milieu de l'Atlantique, les eaux devraient y 
affluer et la rotation de la terre, dont il sera question plus loin, impo- 
serait au circuit de l’Atlantique nord un sens inverse du sens réellement 
observé. La dénivellation signalée peut être invoquée pour expliquer 
l'accumulation des Sargasses au centre du circuit. Pour en tirer argu- 
ment, il faudrait encore connaître exactement la surface d'équilibre de 
l'océan en tenant compte de l'attraction des terres. 


30°N, 


O2" 


| 


LES COURANTS DE LA MER + 201 


C’est dans les courants de densité qu'il faut classer la dérive 
générale vers le large qu’on observe, par calme, à la lisière 
des banquises polaires : les eaux, rendues plus légères par la 
fusion des glaces, sont à un niveau supérieur à celui des eaux 
du large et tendent à s’écouler vers le large (1). Le courant 
qui descend de l’océan Arctique le long de la côte orientale 
du Groenland doit avoir une origine analogue. 

Effet de la pression barométrique. — La pression 
barométrique a sur les eaux de la mer un effet complexe. 
Puisque c’est elle qui détermine les vents, elle a, par là- 
même, une influence sur les courants marins. Les grands cir- 
cuits des océans tournent bien, comme les grands circuits 
atmosphériques, autour des centres anticycloniques. 

Mais la pression barométrique, par la pression qu'elle 
exerce sur les masses liquides, peut avoir parfois à intervenir 
directement. Cette cause est manifeste dans certains détroits : 
les courants des détroits faisant communiquer la mer du 
Nord et la mer Baltique sont très influencés par les pres- 
sions barométriques qui règnent respectivement sur ces deux 
mers. De même, on a observé que, par haute pression sur le 
golfe du Mexique, le Gulf-Stream est plus fort dans le canal 
de la Floride, phénomène d’autant plus remarquable que 
les vents sont alors contraires au courant, puisqu’un anti- 
cyclone sur le golfe du Mexique donne un vent de nord sur 
les côtes de la Floride. 


Effet de la rotation de la terre. — Les molécules d’eau 
entraînées par les courants, comme tout corps qui se meut à la 
surface de la terre, sont influencées par la rotation terrestre, qui 
tend à les dévier vers la droite dans l’hémisphère nord, vers la 
gauche dans l’hémisphère sud. 

On sait que la composante horizontale de la force déviante due 
à la rotation de la terre, ou force de Coriolis, a pour expresssion 
2 mwo sin À, m étant la masse de la molécule, w la vitesseangulaire 
de rotation de la terre, » la vitesse de la molécule et À la latitude. 
Cette force, dont la direction, toujours perpendiculaire à la direc- 
tion de la vitesse, est dirigée vers la droite dans l'hémisphère nord, 

(1) Deuxième Expédition antarctique française : Océanographie 
physique, p. 40. 


202 OCÉANOGRAPHIE PHYSIQUE 


vers la gauche dans l’hémisphère sud,tend à faire décrire à une 
molécule en mouvement un circuit dans le sens des aiguilles d’une 
montre dans l’hémisphère nord, dans le sens inverse des aiguilles 
d’une montre dans l’hémisphère sud. Si la molécule était com- 
plètement libre, elle décrirait un cercle de rayon égal à ————. 
2 w sin À 

La déviation due à la force de Coriolis est très grande. Une molé- 
cule d’eau animée d’une vitesse de 0,5 par seconde (1 nœud), après 
un mille de parcours, serait déviée de 44 mètres par 50 de lati- 
tude, de 380 mètres par 50° de latitude. 

Par nos latitudes, une molécule animée d’une vitesse de 1 mètre 
par seconde (vitesse de 48 milles par jour) décrirait un cercle qui 
aurait un diamètre de 10 kilomètres environ. 

Dans la pratique, les masses d’eau ne sont pas complètement 
libres ; elles réagissent les unes sur les autres. Sans être aussi consi- 
dérables que l’indique la théorie, les déviations dues à la rotation 
terrestre peuvent être suffisantes pour permettre d’expliquer, 
autant et plus peut-être que la configuration des rivages, le sens 
général des grands circuits marins, différent dans les deux hémi- 
sphères (1). 


LA CIRCULATION MARINE PROFONDE,. 


Sur les courants de profondeur, nous ne pouvons faire 
que des hypothèses dans la plupart des cas. Les observations 
en effet ne sont pas faciles, et il n’y a pas d’autre procédé, 
pour déceler la circulation marine très profonde, que d’ob- 
server la température et la salinité et d’essayer de suivre 
en profondeur les eaux chaudes ou froides, peu salées ou 
très salées. 

Nous avons indiqué que la basse température des fonds des 
océans était due sans doute à un afflux d’eaux superficielles 
ayant subi des températures aussi basses, et qui, devenues 
plus lourdes, étaient tombées au fond. Or, comme ces tem- 
pératures très basses ne s’observent en surface que dans les 
régions polaires ou circumpolaires, il faut donc qu'il y ait une 

(1) Afin de dissiper une confusion quelquefois commise, je crois utile 
de rappeler que le mouvement uniforme de rotation de la terre ne peut 
pas créer de courant. La rotation de la terre a un effet déviateur sur 


une particule en mouvement, mais elle ne peut pas mettre en mouve- 
ment cette particule par rapport aux particules voisines. 


LES COURANTS DE LA MER 203 


circulation profonde entre les hautes latitudes et l’équa- 
teur (1). 

Nous avons signalé aussi que, dans les régions polaires, 
l’eau a, en profondeur, une température et une salinité plus 
élevées qu’à la surface. Ces températures et ces salinités ne 
s'expliquent que par un afflux d'eaux venant des latitudes 
tempérées et ayant plongé sous les couches superficielles 
plus légères. D'où encore circulation en profondeur. 

Les courants profonds, qu’on observe dans les détroits, se 
font parfois sentir très au large, comme nous l’avons dit, et 


on a encore là la preuve d’une circulation marine profonde. 

En l’absence de documents expérimentaux très nombreux, 
les schémas de circulation profonde risquent de n'être que 
de simples imaginations. La figure 83 reproduit un de ces 
schémas, qui paraît assez plausible, au moins pour l’Atlan- 
tique. Comme argument en sa faveur, on peut citer le fait 
que les eaux froides sont plus près de la surface à l'équateur 
qu’à 300 de latitude dans l'Atlantique, ainsi que le montre 


(1) Ce ne sont pas les eaux tout à fait superficielles des régions po- 
laires qui tombent au fond de la mer : ces eaux sont en effet beaucoup 
moins salées que les eaux des fonds ; ce sont plutôt les eaux salées 
voisines de la surface, qui, quoique à une température souvent plus 
élevée que les eaux superficielles, sont encore très froides. Il faut 
remarquer aussi que les basses températures du fond des océans peuvent 
être très anciennes et remonter à des périodes géologiques où la répar- 
tition des climats à la surface de la terre n’était pas ce qu'elle est 
aujourd’hui. Des courants actuels de convection entre le pôle et l’équa- 
teur ne seraient pas alors nécessaires pour expliquer ces basses tempé- 
ratures. 


204 OCÉANOGRAPHIE PHYSIQUE 
la figure 84, dessinée d’après les observations de tempéra- 
ture de Schott (1). 


Comme autres faits tendant à prouver l'existence d’une 
circulation profonde (sinon très profonde, mais au-dessous de 


om. 
500" 
1000M 


1500" 


latitude Sud Latitude Nord 


Fig. 84. 


la surface), ilfaut signaler les îlots d’eau froide qui viennent 
jaillir à la surface dans les mers chaudes (par exemple au voi- 
sinage du cap Guardafui et du cap Vert) ou les îlots d'eaux 
chaudes dans les mers froides. (Nous avons observé plusieurs 
faits de ce genre dans l'Antarctique.) 


(1) Ce phénomène est beaucoup plus marqué dans l'Atlantique nord 
que dans l'Atlantique sud: il ne s’observe pas dans l’océan Pacifique, 
ou du moins il y est très atténué (Voir les fig. 44 à 47). 


CHAPITRE AA 


LES GLACES 


COMPOSITION DE LA GLACE DE MER. 


La glace, qui provient de la congélation de l’eau de mer 
et qui constitue la banquise ou le pack, est salée. Sa salinité 
varie suivant les échantillons recueillis. Les échantillons que 
nous avons analysés dans l'Antarctique ont présenté des 
salinités variant de 14,9 à 22,5 p. 1 000. 

La composition chimique de la glace de mer n'est pas la 
même que celle de l’eau de mer. 

D’après Pettersson, par la congélation, l’eau de mer se 
divise en une partie solide, la glace, dans laquelle se concen- 
trent les sulfates, et une partie liquide, ou saumure, dans 
laquelle se concentrent les chlorures ; la saumure a une sali- 
nité beaucoup plus grande que celle de la glace. 

La glace qui constitue les icebergs et qui est de la glace de 
terre, de la glace de glacier, est au contraire parfaitement 
douce. 


ORIGINE ET LIMITE DES GLACES DE L'HÉMISPHÈRE NORD. 


La plupart des icebergs, qu’on rencontre en mer dans 
l'hémisphère nord, proviennent des glaciers du Groenland et 
surtout des glaciers de la côte occidentale. L'intérieur du 
Groenland est recouvert d’une carapace de glace dont l'alti- 
tude atteint 3 000 mètres et dont l'épaisseur, d’après cer- 
taines évaluations, peut dépasser un millier de mètres. Cette 
carapace de glace, qu’on appelle inlandsis en terminologie 


206 OCÉANOGRAPHIE PHYSIQUE 


polaire, projette vers la mer, par toutes les vallées des chaînes 
côtières, des glaciers immenses, dont le bord flotte et se brise 
en icebergs plus ou moins considérables. A leur naissance, il 
n’est pas rare que ces icebergs dépassent une hauteur d’une 
cinquantaine de mètres au-dessus de l’eau. 

Les autres terres polaires de l’hémisphère nord ne sont 
pas suffisamment étendues et montagneuses pour fournir 
des icebergs de grande taille. 

Il n’y a pas d’icebergs dans l’océan Pacifique boréal. 
Le célèbre glacier de Malaspina, qui atteint la mer en 
quelques points au pied du mont Saint-Élie, se brise en 
blocs vite fondus, qui ressemblent « à des bandes de cygnes 
blancs nageant sur les eaux ». 

Les icebergs se forment pendant toute l’année, mais en 
plus grand nombre en été. Ils sont d'autant plus nombreux 
que l’été polaire est plus chaud et plus tempêtueux. 

Une température relativement haute rend, en effet, la 
glace plus plastique et accélère, par suite, la marche des gla- 
ciers (résultat qui n’est d’ailleurs pas admis par tous les 
glaciologues) ; et la falaise de glace, qui flotte sur la mer, 
se brise d'autant plus facilement que la mer est plus agitée. 

Dès que les icebergs sont à flot, les courants marins les 
entraînent dans leur dérive plus ou moins rapide. 

Sur la côte orientale du Groenland, le courant porte vers 
le sud, comme nous l’avons vu chapitre X. Sur la côte occi- 
dentale, le courant porte vers le nord, jusque vers le 69€ degré 
de latitude, puis s’incurve vers l’ouest et rejoint le courant 
qui porte vers le sud dans le détroit de Davis (1). 


Qu'ils proviennent de la côte orientale ou de la côte occi- 
dentale du Groenland, les icebergs qui ne sont pas arrêtés 
par des obstacles, hauts fonds, îles, etc., finissent, après un 


(1) Ces deux courants, qui bordent le Groenland, ont été nettement 
mis en évidence : sur la côte orientale, par la dérive des naufragés du 
navire d'expédition polaire la Hansa, qui dérivèrent sur un glacon du 
74° degré de latitude jusqu’au cap Farewel en moins d’une année ; sir 
la côte occidentale, par les naufragés du Polaris, qui dérivèrent vers le 
sud dans la mer de Baffin et le détroit de Davis et parcoururent environ 
600 milles en six mois. 


LES "GLACES 207 


parcours dont la durée peut être évaluée à moins d’une année, 
par rejoindre le courant du Labrador, qui côtoie le Labrador, 
Terre-Neuve et la côte orientale de l’Amérique} jusqu’au 


60°W. 50° 40° 


50N 


Juin 


Limite des icebergs 
——__—--- {imite du pack. 


Fig. 85. 


cap Cod. La vitesse moyenne du courant du Labrador est 
d'environ 10 milles par jour. 


On a donc beaucoup de chances de trouver des icebergs 
au voisinage de Terre-Neuve, et ces icebergs ont été mis à 


208 OCÉANOGRAPHIE PHYSIQUE 


flot au Groenland dans le courant de l’année précédente. 

Souvent les icebergs dépassent, vers le sud, la latitude de 
Terre-Neuve, et ils sont très dangereux pour la navigation, 
puisqu'ils sont alors sur la route, très fréquentée des navires, 
d'Europe en Amérique du Nord. Parfois, on rencontre aussi 
dans ces parages des fragments de la banquise polaire ou 
pack, qui eux aussi ont été entraînés par les courants. 

Le nombre des glaces (icebergs et pack) rencontrées au 
large de Terre-Neuve varie dans le cours de l’année et d’une 
année à l’autre. Elles sont signalées par les navires tantôt 


70° W. 50° 30° 10° 


4 30° 


70°W. 50° 39° 


Fig. 86. 


plus tôt, tantôt plus tard (fig. 85). D'une facon générale, elles 
augmentent du mois de janvier ou février au mois de mai 
ou juin ; mais il y a des années où le maximum s’observe 
en avril et d’autres en août. Pendant les dix années 1903- 
1912, sur les routes d'Europe en Amérique, les navires 
ont signalé le plus de glaces, sept fois au mois de mai, 
deux fois au mois d'avril, une fois au mois de juillet. 

Après le mois d'avril, les fragments d’icebergs ou de pack 
fondent très rapidement; on a vu des masses importantes 
disparaître complètement en une nuit. 

Pendant les mêmes dix années, les dates où, pour 
la première fois, on a signalé des glaces sur les routes 
transatlantiques sont les suivantes : 6 mars, 9 février, 


LES GLACES 209 


18 janvier, 2 janvier, 2 février, 1€T janvier, 24 janvier, 2? mars, 
28 janvier, 7 janvier. 


+++r+++ Limite dela Banquise en Mai 
cnnnsnrennnnse Limite de la Banguise en Août 


Fig. 87. 


Les limites sud et est des glaces dans l'Atlantique sont 
Océanographie. 14 


210 OCÉANOGRAPHIE PHYSIQUE 


données, d’après dix ans d’observations, sur la carte de la 
figure 86. 

On a observé des glaces jusqu’à la latitude de 300. 

Des icebergs d’une hauteur de 150 mètres au-dessus de 
l’eau ont été signalés plusieurs fois. Le vapeur Marie a ren- 
contré, par 470 Net 449 W, un iceberg de 300 mètres de 
hauteur. 

Dans les mers polaires proprement dites, la carte de 
la figure 87 donne, d’après l’Institut météorologique 
danois, les limites approximatives de la banquise compacte 
en mai et en août. Cette limite varie naturellement d’une 
année à l’autre (1). 


LES GLACES DANS L'HÉMISPHÈRE SUD. 


La majorité des icebergs de l’hémisphère sud, comme 
nous l'avons indiqué (première partie, chap. VIT), sont 
de forme tabulaire. Ils doivent leur origine à des glaciers 
spéciaux à l'Antarctique, les barrières de glace, glaciers plats, 
s’avançant très au large du rivage proprement dit, cou- 
vrani, surtout dans la mer de Ross, une superficie considé- 
rable. La Grande Barrière de Ross a une superficie supé- 
rieure à celle de la France. 

Beaucoup d’icebergs des mers du sud sont remarquables 
par leur grande longueur : au sud du 40€ parallèle de latitude 
sud, des icebergs de 5 à 20 milles de long ne sont pas rares. On 
en a vu dépassant une longueur de 50 milles. En 1894, l’An- 
larclic a rencontré, au sud de la Nouvelle-Zélande, un iceberg 
de 70 milles. En 1893, l’Œtherberht a rencontré, dans les 
parages des îles Malouines ou Falklands, un iceberg de 


(1) La mer d'Okhotsk et une partie des côtes asiatiques de la mer du 
Japon, qui ne figurent pas sur cette carte, sont gelées tout l’hiver. La 
débâcle se produit dans la mer du Japon en avril et en mai. Dans la mer 
d’Okhotsk, certains ports sont encore bloqués au mois de juin. Dans 
le même ordre d'idées, il faut signaler que, dans la mer Baltique, les 
golfes de Bothnie et de Finlande sont normalement pris par les glaces du 
mois d'octobre au mois de mai ou de juin. 


< 
L 


De 


LES GLACES 211 


82 milles de longueur (la distance de Paris au Havre, presque 
les dimensions de la Corse) (1). 

La hauteur des icebergs tabulaires est aussi très grande. 
À plusieurs reprises, on a signalé des icebergs de 800 pieds 
de haut (240 mètres). Le plus haut iceberg signalé depuis 
1884 est un iceberg de 510 mètres de hauteur, aperçu, en 
juin 1886, par le navire Emil-Juliers, au sud de l'Afrique, par 
489 de latitude. En novembre 1904, le navire Zinila a signalé 
un iceberg de 450 mètres de hauteur dans les parages des 
Falklands. 

Sur la carte de la figure 89, nous avons représenté la limite 
extrême, vers le nord, des icebergs rencontrés dans les mers 
australes. 

On voit rarement des icebergs, sur les routes fréquentées 
par la navigation, entre les méridiens de 1309 E et de 
1700 W, et, pendant les sept mois allant d'avril à octobre, 
cette zone est pratiquement libre de glaces. 

On remarquera, sur la carte, la pointe très marquée vers 
le nord que fait la limite des glaces dans les parages des 
Falklands. L'influence du courant froid des Falklands, 
dont nous avons parlé chapitre X, est manifeste. 

Le nombre d’icebergs, observés chaque année dans les 
latitudes navigables des mers australes, est très variable. 
De 1885 à 1912, le nombre d'icebergs signalés par les 
navires a varié de 1, en 1885, à 304, en 1906. Pendant les 
sept années 1885 à 1891, et de nouveau en 1898, 1899, 
1900, le nombre des icebergs signalés a été très petit, 
tandis qu'il a été grand en 1892, 1908 et très grand en 1893 
et 1906. 

La variation annuelle, telle qu'elle résulte des observa- 
tions des navires, accuserait un minimum au mois de mai et 


(1) On comprend que les anciens navigateurs aient appelé les grands 
icebergs des îles de glace. Ces grandes dimensions ont paru sujettes à 
caution à certains géographes. J’emprunte ces observations, ainsi que 
celles relatives à la hauteur, aux statistiques publiées par le Meteorolo- 
gical Office de Londres. Pour notre part, nous n’avons pas eu la chance, 
au cours de notre voyage dans l'Antarctique, d'observer des  icebergs 
aussi considérables ; mais il faut dire que nous avons navigué dans un 
secteur de l’Antarctique où les barrières de glace sont peu étendues, 


OCÉANOGRAPHIE PHYSIQUE 


212 
un maximum en décembre. Un léger maximum  secon- 


et en septembre. 


daire s’observerait en mars 
0° 
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de ÉQN'® Zélande 


Ce 
_——— 


180° 


Lopee — Limite du pack -_--- Limite des icebes- 
++4+++ Limite de la banquise compacte 


Fig. 89. 
Sur la courbe de la figure 88, nous avons marqué cette 


LES GLACES 213 


variation annuelle, en portant comme ordonnées le nombre 
total des icebergs signalés par les navires de 1885 à 1912 
dans les parties habituellement fréquentées des mers aus- 
trales. 

Il est probable que, comme pour l’océan Arctique, le 
nombre des icebergs, qui dérivent dans les latitudes tem- 
pérées de l’hémisphère sud, est fonction des conditions 
météorologiques du continent antarctique, pendant l’année, 
ou les années précédentes. Il faut d’ailleurs remarquer que 
la température de la surface de la mer est beaucoup plus 
froide dans l'hémisphère sud que dans l'hémisphère nord 
à latitude égale, et que, par suite, les icebergs peuvent durer 
beaucoup plus longtemps. 

Quant à la limite de la banquise dans l’Antarctique, elle 
est extrêmement variable d’une année à l’autre, et les indi- 
cations que nous donnons sur la carte de la figure 89, d’après 
les observations faites en été, ne peuvent être considérées 
que comme une approximation grossière. 


APPENDICE I 


PRINCIPAUX INSTRUMENTS DE PÊCHE SCIENTIFIQUE. 


Généralement ,une mission océanographique ne se contente 
pas de mesurer les éléments relatifs à l’océanographie phy- 
sique, elle s'occupe aussi de recueillir des spécimens de la 
faune de surface et des profondeurs, en vue d’études bio- 
logiques. Comme c’est en général au même personnel 
qu’incombe la manœuvre des instruments d’océanographie 
physique et celle des engins de pêche, je crois utile de dire 
quelques mots de ces derniers. 

1° Pour recueillir les animalcules qui constituent le planc- 
ton, on se sert d’un petit filel en soie à bluler, qu’on traîne à la 
remorque derrière le navire en marche. Ce petit filet est sim- 


Fig. 90. 


plement fermé par une ligature e (fig. 90), qu’il suffira de 
dénouer pour recueillir les animalcules retenus par la soie. 
On emploie ce filet par vitesse modérée (6 à 8 nœuds), car 
les grandes vitesses peuvent le déchirer. 

Ce procédé ne permet de recueillir que le plancton de sur- 
face. Pour le plancton de profondeur, on se sert de filets 
construits sur le même principe, mais généralement un peu 
plus grands. On les descend verticalement avec le sondeur 
Thomson ou avec la machine à sonder, quand le navire est 


APPENDICE 1 215 


stoppé. Pour bien délimiter l’habitat des espèces, on fait 
fermer le. filet au moyen d’un messager, à la profondeur 
voulue (filet Nansen). Si l’on veut, par exemple, recueillir 
les animaux qui vivent entre 1500 et 1000 mètres, on 
descend le filet à 1 500 mètres, on le ramène ouvert jusqu’à 
1000 mètres, et on le ferme par un messager lorsqu'il atteint 
la profondeur de 1 000 mètres ; 

20 Pour pêcher les animaux qui vivent au voisinage du 
fond, on se sert de chaluls, tout à fait analogues à ceux des 
pêcheurs. Le chalut le plus employé en océanographie est 
le chalut à étrier (fig. 91). Le filet F est supporté par deux 


Fig. 91. 


étriers de fer E, maintenus écartés par des barres transver- 
sales. Il est bon d’attacher à l’armature E de simples fau- 
berts, qui reviennent généralement chargés d'animaux pris 
par leurs tentacules, et qui n’ont pas pu se dégager. 

Il existe des chaluts de différentes grandeurs, mais, dès qu'ils 
dépassent 3 mètres d'ouverture, ils exigent, pour les manier 
par grandes profondeurs, des moyens très puissants. 

Les petits chaluts qu’on peut traîner en embarcation sont 
appelés draques. É 

Pour traîner le chalut sur le fond, on emploie un dispo- 
sitif spécial, qui varie avec chaque navire (1). A titre 
d'exemple, je signalerai l'installation du Pourquoi-Pas? 
(fig. 92). 

Un câble d’acier de 10 millimètres estenroulésur untouret , 
commandé par une petite machine à vapeur m. Le fil 
d’acier, au sortir du touret, s’enroule sur une poupée P du 


(1) Les treuils des chalütiers de pêche sont d'excellents instruments 
dont l’emploi est à recommander en océanographie. 


216 OCÉANOGRAPHIE PHYSIQUE 


treuil des ancres T. Cette poupée porte un compteur de tours, 
de façon à connaître à tout instant la longueur de câble filée. 
Le càble passe ensuite sur deux poulies de retour : R, au pied 
du mât de misaine M, R’, supportée à l'extérieur par une 


Fig. 92. 


bôme de charge B. La poulie R” est suspendue à la bôme B 
par l'intermédiaire d’un dynamomètre à ressort D, qui 
permet d'apprécier à tout instant la traction subie par le 
câble. 

Par petits fonds, il faut filer trois ou quatre fois la profon- 
deur pour que le chalut travaille bien. Par grands fonds, 
on se contente de filer deux fois la profondeur. 

La vitesse du navire ne doit pas dépasser 3 à 4 nœuds si 
l’on ne veut pas déchirer le filet. Il faut être toujours prêt 
à manœuvrer la machine, afin d’éviter la rupture du câble, 
lorsqu'on voit la tension du dynamomètre s’approcher des 
limites de sécurité. La manœuvre de remontée est quelque- 
fois délicate, surtout par houle un peu forte, car le chalut 
plein arrive à peser plusieurs tonnes. 


APPENDICE 1 217 


Le dispositif du Pourquoi-Pas? permet de draguer à 
2 000 et 2 500 mètres de profondeur. La manœuvre se fail 
avec trois hommes seulement. 

Pour draguer à des profondeurs plus grandes, il faut 
employer des câbles plus gros et, par 
suite, des moteurs plus puissants. On 
est arrivé à chaluter jusqu'à 4 000 
et » 000 mètres de profondeur (1). 

90 Le chalutage ne permet de pêcher 
que les animaux qui séjournent au 
voisinage du fond. Pour pêcher ceux 
qui vivent entre deux eaux, on em- 
ploie le filel vertical, qui consiste en 
une sorte de sac de toile d'emballage, 
fermé à sa partie inférieure par un 
seau S, et maintenu ouvert par quatre 
barres de fer (fig. 93). 

On le descend à la profondeur voulue 
au moyen de l'appareil de dragage, et 
on le remonte à la plus grande vitesse 
possible. 


M. Bourée a imaginé un filet qui porte son nom et qui est 
une amélioration du filet vertical. 

Conservation des échantillons biologiques. — Pour 
le cas où il n’existerait pas de naturaliste à bord d’un navire 
chargé de mission océanographique, nous croyons utile 
d'indiquer quelques précautions à prendre pour la conser- 
vation des échantillons biologiques. La plus grande partie de 
ce paragraphe est empruntée à une note rédigée par M.Joubin 
dans ce but. 

1° Échantillons de roches. — Casser quelques fragments 
des roches et indiquer exactement la localité sur une éti- 
quette solide. 

20 Sables coquilliers. — Quand le sable d'une plage est 
constitué en majeure partie de tout petits coquillages, 
ramasser 1 ou 2 kilogrammes de ce sable. Jeter les cailloux 


(1) Le record, si je ne me trompe, est de 5 617 mètres, à bord du 
Michael Sars. 


218 OCÉANOGRAPHIE PHYSIQUE 


et les débris encombrants et inutiles, mais ne pas trier le 
sable proprement dit. Ce triage sera fait dans le laboratoire 
chargé d’étudier l'échantillon. Envelopper dans une ser- 
pillière ou un gros papier. 

3° Bêécher le sable, la vase, démolir les coraux : on y trouve 
une foule de bêtes délicates, coquillages, vers, oursins 
pieuvres, etc., à conserver dans l’alcool ou dans l’eau for- 
molée, ainsi qu’il sera indiqué plus loin. 

49 Coquillages. — Choisir ceux qui sont bien intacts ; 
laisser ceux qui sont brisés, roulés, usés. 

D0 Animaux mous NON CALCAIRES (Mollusques, seiches, 
calmars, encornets, poissons, vers, etc.). — Les mettre 
d'abord dans une terrine d’eau de mer, dans laquelle on 
ajoute environ 5 p. 100 de formol. Bien étaler les animaux, 
ne pas les froisser ni les plier. Les laisser une heure environ 
dans ce premier bain. Les mettre ensuite dans des bocaux, 
bouteilles, boîtes en fer-blanc qu'il faudra souder, en les 
faisant baigner largement dans une nouvelle eau de mer for- 
molée à 5 p. 100. Ne pas mettre trop d'échantillons dans le 
même récipient : il faut qu'ils flottent largement dans l’eau 
formolée, sans se serrer. 

6° Animaux mous à coquille ou carapace calcaire. — Se 
servir d'alcool, non de formol, qui dissout les coquilles 
(alcool à brûler, eau-de-vie, tafia, etc.). Il faut changer 
l'alcool au bout de quelques jours. 

70 Oursins, éloiles de mer, coraux. — Faire sécher quelques 
jours à l’ombre. Puis emballer dans des boîtes avec du sable 
tassé ou de la sciure de bois. 

80 Algues. — Les faire sécher à l’ombre, sur une ficelle, 
comme du linge. Mettre ensuite chaque échantillon dans 
un sachet de papier. 

Recommandalion générale. — Avoir toujours soin de bien 
étiqueter et de noter sur l'étiquette la date, la localité et 
un numéro d'ordre qui permettra de se reporter au registre 
d'observations, sur lequel figureront les principales parti- 
cularités observées au moment de la récolte. Ne pas oublier 
de noter les couleurs naturelles des animaux, qui généra- 
lement ne sont pas conservées intactes. 


APPENDICE II 


LISTE DES PRINCIPAUX INSTRUMENTS D'OCÉANOGRAPHIE PHY- 
SIQUE A EMPORTER AU COURS D’UNE MISSION D'’ASSEZ 
LONGUE DURÉE (1). 


1 sondeur Thomson ou Warluzel et accessoires (1 touret de 
fil de rechange). 

1 machine à sonder par grande profondeur, avec son mo- 
teur de relevage. 

1 machine à sonder petit modèle pour embarcation. 

3 bobines de 10 000 mètres dé fil de sonde de rechange. 

2 tonnes de poids en fonte, par rondelles de 10 à 20 kilos. 

6 ramasseurs de fond Léger. 

6 tubes-bouteilles Buchanan. 

Sacs en toile pour échantillons de fond. 

Morceaux de calicot pour la conservation des boudins re- 
cueillis par le tube Buchanan. 

10 bouteilles Richard. 
( La Bouteille Richard permet 
d'adapter à volonté l’une ou 
l’autre monture. 


10 hélices Magnaghi. 
10 montures à messager. | 


(1) 11 ne s'agit, dans cet appendice, que des instruments dont doit 
se munir une mission de vaste envergure. Il est évident qu’on peut faire 
de l’océanographie d’une façon très utile avec beaucoup moins d’ins- 
truments. Les observations de surface donneront, à elles seules, dans 
beaucoup de régions, des résultats très intéressants, et il suflit d'un 
thermomètre ordinaire, d’un aréomètre et d’une drague à courant pour 
les faire à peu près toutes. 

Avec un sondeur Thomson ou Warluzel, un ramasseur de fond Léger, 
une bouteille Richard et un thermomètre à renversement, on peut tra- 
vailler jusqu’à 300 ou 400 mètres de profondeur et récolter à peu près 
partout des document nouveaux pour la science. 


220 OCÉANOGRAPHIE PHYSIQUE 


10 messagers. 

10 thermomètres à renversement. 

2 burettes Knudsen. 

2 pipettes Knudsen. 

12 tubes d’eau normale. 

Doses de nitrate d'argent (il faut environ 200 grammes de 
nitrate d'argent pour faire une centaine de mesures de chlo- 
ruration). 

»0 grammes de chromate de potasse. 

Verres et accessoires pour analyses. 

5 caisses de bouteilles à échantillons d’eau (150 bouteilles 
de 200 centimètres cubes environ). 

Bouteilles d’un litre (pour échantillon d’eau de mer à rap- 
porter en vue d’une analyse complète). 

2 aréomètres de Buchanan (à poids variable). 

2 grandes éprouvettes munies d’une suspension au plafond 
pour la mesure des densités à l’aréomètre. 

Échelles de marée. 

Marégraphe Favé (s’il y a lieu). 

1 disque pour la mesure 
de la transparence de l’eau 


de mer. Peuvent être confectionnés 
1 lunette d’eau. | par les moyens du bord. 
1 drague à courant. | 


1 trace-vagues Froude. 
Etiquettes en parchemin. 


DOCUMENTS GÉNÉRAUX. 


Océanographie slalique : THOULET. 

Océanographie dynamique : THOULET. 

L’Océanographie : RICHARD. 

Hydrographical Tables : KNUDSEN. 

Manuel pratique de l'analyse de l’eau de mer : OXNER. 
(Musée océanographique de Monaco.) 


ne : 


APPENDICE III 


TABLES DE CONVERSION DES DIFFÉRENTES UNITÉS. 


TABLE DE CONVERSION DES FATHOMS EN MÈTRES. 
1 Fathoin — 1,698. 


| 
Fatboms.| Mètres. | Fathoms.| Mèires. |Fath ms.| Mètres. Fathoms. Mètres. 
1 1,8 9 16,5 s0 146,2 700 14279,6 
2 Su 10 18,3 90 164,5 800 142,4 
3 D,0 20 36 6 100 182,8 900 1645,2 
4 Ti) 30 54,8 200 365.6 1000 1828,0 
5 9,1 40 73,1 300 548,4 2000 3656,0 | 
6 11,0 50 91,4 400 131% 3000 544,0 | 
A 12,8 6Ù 109,7 500 914,0 4000 7312,0 | 
8 14,6 70 128,0 600 1096,8 5000 9140,0 | 


TABLE DE CONVERSION DES VITESSES. 


KILOMÈTRES 


MÈTRES 
MILLES PAR JOUR 


par seconde. par heure. | 
fl 46,5 3,6 | 
D 93,0 7,2 
3 139,5 10,8 | 
4 186,0 44,4 
5 232,5 A8.,0 
6 279,0 24,6 
fl 325,5 25,2 
8 312,0 28,8 
9 418,5 37,4 
10 465,0 36,0 


222 APPENDICE III 


TABLE DE CONVERSION DES TEMPÉRATURES. 


F — Fahrenheit. C = Cenligrade. R — Réaumur. 


PSC UR 
TR RE Mo D 
FE | 
labnER Ce | F C | F ee Ée 
TA Er 36 9 2 56 13,3 24.4 
ete PRE 37 2,8 DT 13,9 25,0 
SE A 3 3 58 14,4 25,6 
=}, 2 39 AY) 59 | 5,0 26, 1 
DD | 677 4) kb 60 15,6 26,7 
24  |-6,1 4 5,0 Gi 16.1 37,2 
NN 42 5,6 62 16,7 27.8 
TER ET 43 6. 63 17.2 28,3 
RE Sen 44 6,7 64 17,8 23,9 || 
RC CT 45 7,2 63 18,3 29 4 | 
26 ==3:3 46 7.8 66 18.9 z0,0 || 
DEN EOTS 87 $,3 67 19,4 30,6 
28 no 48 S,9 68 21,0 31,1 
ET EE 29 9,4 6) 20 6 31,7 
TS 50 10,0 70 21,1 32,2 
LA ED6 5 #0 6 71 21,7 32.8 
32 0,0 52 11,1 T2 29,9 39,9 . 
RUE 0,6 53 41,7 73 29.8 33,1 
34 1,4 54 12,2 74 23.3 34.4 
35 1,7 55 12.8 15 23.9 35,0 
Î 


INDEX 


ACCUTQUIALEUTS 21... 15 
APerdeldamarée.:s 1. .e. 139 
Aiguilles (Courant des)..... 193 
Amphidromique (Point)....-: 190 
Amplitude de la marée..... 134 
Analyse harmonique des ma- 

ES or É TO  R  LTS 177 
INPOT SOON DE 128 
RÉODIE RER ele stehe roche cle 31 
PRIE DOUCE nee - char ce 84 
OIRESANEUIS = sm in 131 
Australie (Courant d’)...... 191 
PEUT LINE MORE EY7 
ÉTÉ NTEEPRRERAE 135 
LÉGIRRE GRR SSP END EIRE 131 
Barnièreide place... 210 
Bathymétrique (Carte)..... 64 
Benguela (Courant du)...... 189 
RÉRNOUIIIR ES :S 200... 162 
Bouquet de la Grye......... 199 
Bouteille Richard... ....... 28 
Brésil (Courant du)....:.... 139 
5 POUR RRNANRANEEREES 20 0221 
Éuchanan ts. : 21:28; 32 
Burette de Knudsen 1... 34 
Californie (Courant de)..... 191 
Canaries (Courant des)...... 188 
Cap Horn (Courant du)..... 192 
Gartes/de salNnité;..... 4". : 89 
Causes des courants........ 196 

TUE S ITANÉES. nt 162 
Géléntédelahoule::....,.. 39 
(Cie te ESS 25 
CN PES ONE NIET 219 


ALPHABÉTIQUE 


Circulation marine profonde. 
GPO ER EME Te 
Classification générale 
DITS EN ete CNE Le 
Coinithermique er 
Gold wall Er EE PR 
COM ME TEE RER RERP AE 
Coloration de la mer... 36, 
Composantes horizontale et 
verticale de la force géné- 
ratrice de lamarée 2". 
Composition de l’eau de mer. 
Compressibilité de l’eau de 
CN EE ET ETS À DD a, 
Conservation des échantillons 
deanueimert ere cree 
des échantillons 
GeION dE... EEE 
Gotidaler(Eione) re ne 
Coupvent des Bois......... 
Courants (Observation des). 
des divers océans. 
de compensation... 


Déchet 
Déclencheur Brooke..,...... 
Dénomination à donner aux 

TONUS 52202 M era Re 
Densité de l’eau de mer. 50, 
(Garteside) Arc 
(Variation avec 

la profondeur) 
Dépôt éolien 
pélagique 


2 
12 
rs 


INDEX ALPHABÉTIQUE 


Pages. Pages. 
Dépotiterrisene tree 80 | Houle (Lois de la) 2." 118 
Détroits (Courants des)..... 198 —- (Observation de la) .. 33 
Direction (de la houle)...... 38 — (Variation en profon- 
Dosage du calcaire "7023 deurdela) etre 120 
HAuChlOre re 33 | Humboldt (Courant de)..... 192 
DAT REC EE EC rer 2ISHNAUMMOCK- 7 EC CURE 97 
D ACOUTAN PE LE een 93 
Drift Se tien ee DANPICODEPE EEE LE PONEERS 56 
Dumont d'\Urvile rer er 12S | Icebergs (Dimensions des}... 210 
IceDUnK PET CR EEE 97 
Échelle de marée........... AG. | Téeblocsz ELITE ES 56 
ÉCanie see es pete 115 | Indice de réfraction. ....... 36 
Équatorial (Courant) "Eee 182 | Influences météorologiques 
Équinoxe (Marée dd)..." 180 SUPIAINATÉE.-- CPC 144 
EScarpement (delahoule) =°M281MnAnAsSISE EC Cr er CREER 205 
Établissement du port...... 138 | Instruments océanographi - 
RITES LS PAU EE CR 154 ques (Piste dés) 20228 21e 
ISobathe se 27 0e COR 64 
Falklands (Courants des)... 196 
HAN ER eee 49, DU TOUDIN AE CREER 115,717 
Frletramplancton "7 ""20 2IANTUSANT- NE EEE CEE 134 
—1Bouréés 7-2: Me 217 
2 NANGEN- 0 Ar Se 215 | Kamtschatka (Courant de)... 199 
Vertical 272 eme e-m 2e (Por) ere 162277 
ENOLA EN CN ete ce lee Te KaudsenE tee ee 31, 33, 34 
US EEE CAS RE AM ER SAN rUummMelN PE ETES 65, CAL G 
OU RO LS HE ES bre 14 KUTO-ShIVOR ECC PE 190 
HIUSSOMETE RE MR EE 54 
— Makharof 94 | Labrador (Courant du)..... 195 
Rondsdetaimer verre 19: Lames m2 72 tre etes 38 
OUEN En nor 96) HIHI ADIACE PC EE PRE CEE 175 
ÉTOUC RE ere eee 42 | Léger (Ramasseur defond).9, 20 
Bévy (Maurice) Fe PREEreer 155 
GARE EN ere 1321NBignescotidales ee Pre 149 
Gammesde Rorél re". 36, Littoraux (DÉDOLS) EEE 79 
Gaz dissous dans l’eau de Longueur dela houle. 38, 41, 127 
MEL SR PP UT Lee 95 | Lucas (Machine à sonder)... 16 
Glace tdepmer® cet "56; 205 
AC OR OR PR 55 | Machine à sonder........ _ 14 
Glaces (Eimites des) 700 205 — (Emplacement dela). 13 
— (Observation des).... DAME CEE CEE CEE 26 
GIODISÉrINES MP ro eeee S3 | Makharof 2: e PR CREER 24 
GOÉTONE REP REE 47, 144 | Marée (Causes dela)... 162 
Guli-Streami re. 2 185 —. (Force génératrice de 
fa) AT Re EE 166, 169 
Harris ÉROÏITM AS) EEE 150 — (Observation de la).. 46 
Hauteur de la houle. 38,42, 128 =" dansiles Heuves "2e? 
HéleeMarnaghr 0002 26 = SOUIMeL ce LrECECE 141 
Helland-Nansen:-- "12. 117 —  semi-diurne.......... 141 
Hémisphère continental 61 | Marégraphe enregistreur... 49 
— maritimes. 0. 61 —— Fayvé.. re 49 


INDEX ALPHABÉTIQUE 


Pages. 
METTRE RCE 136 
UE ROUTE RETZ 129 
MR ce rues 14 
MERE RS RE 154 
MERE. 1e ee irree 113 
BRAS 26 
SR SE M ina ei à 128 
Monaco (Prince de). 16, 14 D4 
NIORT 5e 2 se o at se eve 134 
ATEN ES MORE ARE 135 
MOTTE CE PR 128 
NUCIREN TS SERRE S4 
ANÉRIS ET ue 2e 54, 56; : 101 
MTS SE ENMEERRRE 27 
Naturedu fond: :....:..... 79 
INPPMEUDER > » 2 07e de 241 25 
MOD RES En 0 site ce mounre 173 
Niveamdela mer... 76 
= TD OEM Rae 134 
INDPHMEMLES 1: 2 se rc 115 
NOrdensIOId.. 2... ..... 101 
Normalen (au)... 7.:..... 39 
Océans (Généralités sur les). 61 
AGO dre 176 
OA SDHCAITEL. Le... 155 
Ondulations en eau peu pro- 
OMS TP Te 125 
CET LES P RE 220 
OMS VO EP. Le ne serum 191 
RARES à site à dole oateee 57 
ÉAHCAKB=IC EP ere rte clore 07 
A mn star ete mere no 2Ure 127 
LHERENEL DATA OR PETOE 97 
Pêche (Instruments de)..... 214 
Pélagiques (Dépôts)........ 82 
BBReIdesTOns: 0"... 74 
LEGER 134 
Période de la houle .... 42, 128 
Périodicité de la marée..... 168 
Pérou (Courant du)........ 192 
BOTBISS ONE Re. 205 
Phosphorescence de la mer... 115 
Pipette de Knudsen........ 3 
LR GIVE SSSR EE 113 
Plateau continental........ 68 
PIPMDIUE SENTE... 0... 20 
— perdu (Sondage à)... 16 
POITISISDÉCLÉIQUE . 2 4.5 2. 30 


Octanographie, 


225 
Pages. 
Pomcaré (Henri) cer 162 
Point amphidromique...... 150 
Potentiel d'un astre>. . 162 
Pratique de la sonde........ 9 
Profondeur de la mer....... 64 
Principe de Laplace..." 175 
Ptéropodes (Vase à)........ 83 
Radiolaires (Vase à)........ 3 
Ramasseur de fond......... 20 
— Léger... 20 
RAS demMArÉe eme 133 
BAUER Te 134 
Réfraction (Indice de)...... 36 
Répartition des terres et des 
NDS Se do cire 61 
ESS AC ER EE ER 130 
OR ARE ne 0e dde 135 
EAChaTd Ce r.e DURS CR TT 
EICHER EC one 25 
Holeb de iSle PRE 162 
Rotation de la terre (Effet 
sur les Courants)... 201 
FOSSES PC Eee 128 
SACAZANNUDe) ee ec 125 
SAMI eee ave 33, 87 
S'ALDASSES em CC ere 189 
— (Merdes) ar ert" 189 
SALOE- Peer peer 168 
DODOBEE CEE re Pre 204 
SEUIESON Re TT 129 
SOIVODER SE EE Te 129 
SONATE ea etats 5, 13 
— par faibles profon- 
OS re Reno EN 5) 
— par grandes pro- 
IODOEUTS RE ET E 13 
Sondeur Thomson :......:. 6 
—-Warluzels cr, 10 
S'ÉACUSCODE A en EC RE CRE 43 
SA oi e RAA N 138 
DeMpPÉrTALTUTE EEE. LE 24, 4,,97 
— (Variation avec 
Jatprotondeut)-- 2710. 101 
lerrigènes (Dépôts). ....... 80 
lhéorie dynamique des ma- 
TE EE CEE nee 175 
— statique des marées. 173 
lhermomètre à renverse- 
MONTE CU Tee set a etre eine à 24 
15 


226 


Thermomètre plongeur..... 
Thomson. 19910 1642: 
Thoulet..:2,-31,:36, 84, 
Drace-vagues LTÉE EL 
AMÉrOChOIde- re EEE Re 


Tube-bouteille Buchanan... 


VATUESE TT EN Et ns rene 
en eau peu profonde. 
defondRertAere 


INDEX ALPHABÉTIQUE 


NASBL ESS LU EEE 80 
Vaurabobrg ee er eee 36 
Vibration des océans....... 178 
Vitesse de la houle......... 38 
NIVEAU EE TORRES ER 1B5 
VOIMAL 2 507. LR 117 
NWarluzels 20 5,10; 12 
NVATETS HENRI NE CENTER 58 
NVHEWEL er M das Le 1493 
NV OS 7 ARC RCE 128 
LaMDrA CEE CPE 24, 25 
ZLiIMMErMANNE eee 130 


TABLE DES MATIÈRES 


Pages. 
INERODUCTION:.. 5 Mes ose NE OA E PR ne de Il 
PREMIÈRE PARTIE 
LES PROCÉDÉS 
CHAPITRE PREMIER. — Sondages par faibles profondeurs...... ù 
Sondeur Thomson, 6. — Sondeur Warluzel, 10. 
CHapitTRE II, — Sondages par grandes profondeurs.......... 43 
La machine à sonder, 14. — Machine à sonder Lucas, 16. — Em- 
placement de la machine à sonder, 18.— Plombs de sonde, 20. — 
Ramasseurs de fond, 20. — Conservation des échantillons de 
fond, 22. — Dénomination à donner au fond, 23. — Dosage 
rapide du calcaire, 23. 
CHAPITRE III. — Mesures relatives à l’eau de mer........... 24 


Thermomètres pour mesurer la température de l’eau de mer, ?#. 
— Récolte des échantillons d'eau de mer, 28, — Mesure de la 


densité de l’eau de mer, 30. — Mesure de la salinité, 33. — 
Mesure de la transparence et de la coloration de l'eau de 
mer, 36. 
CHaPiTRE IV. — Observation de la houle...................... 38 
Définition de la houle, 38. — Mesure de la direction, 39. — Mesure 
de la vitesse de propagation, 39. — Mesure de la longueur, #1. 


£ 


— Mesure de la période, 42. — Mesure de la hauteur, 42. 


CHaPiTRe V. — Observation de la marée...................... 46 
Échélles de marée, 46. — Marégraphes enregistreurs, 49. 


CHAP1iTRE VI. — Observation des courants.................... 52 
Cuapirre VII. — Observation des glaces ...... LS RER RE 55 
Glace de terre, 55. — Glace de mer, 56. — Signes de la proxi- 


mité des glaces dans les régions tempérées, 58. 


228 TABLE DES MATIÈRES 


DEUXIÈME PARTIE 


LES RÉSULTATS 


Pages 
CHAPITR4 PREMIER. — Généralités sur les océans....... ..... 61 
Répartition des terres et des mers, 61. — Classification générale 
des mers, 63. 
CuariTre Il. — La profondeur de la mer ..................... 64 
Profondeur moyenne des océans, 64. — Profondeur maxima, 65. — 
Répartition des profondeurs, 66. — Plateau continental, 68. — 
Pente des fonds, 7#. — Le niveau de la mer, 76. 
CuapiTRe III. — Nature du fond de la mer........ te: 79 
Dépôts littoraux, 79. — Dépôts lerrigènes, 80. — Dépôts péla- 
giques, 82. 
Cuapirre IV. — L’eau de mer. Sa composition chimique.... 87 
La salinité de l'eau de mer, 87. — Cartes de la salinité, 90. — 


Variation de la salinité avec la profondeur, 91. — Relations entre 
la salinité et la densité, 92. — Carte des densités, 94. — Maximum 
de densité de l’eau de mer, 94. — Variation de la densité avec la 
profondeur, 94. — Les gaz dissous dans l’eau de mer, 95. 


CuaPiTRE V. — La température de l’eau de mer........ Reel) 


Température de l’eau de merde surface, 97. — Variation de la tempé- 
rature avec la profondeur, 101. — Température en profondeur 
dans les mers fermées, 108. — Variation diurne et annuelle de 
la température en profondeur, 110. 


CHapitTRE VI. — La couleur et la transparence de la mer.... 112 


La couleur de la mer, 112. — Phosphorescence de la mer, 115. — 
L’écume, 115. — La transparence de la mer, 116. 


CuapiTRe VII. — La houle et les vagues ...................... 118 


Différence entre la houle et les vagues, 118. — Lois de la houle, 118. 
— Variation de la houle avec la profondeur, 120. — Relations 
entre les différents éléments de la houle, 121. — Ondulations en 
eau peu profonde, 125. — Vagues, 126. — Données expérimentales 
sur la houle de mer profonde, 127. — Vagues en eau peu pro- 
fonde, 130. — Vagues de fond, 132. 


CHAPITRE VIII. — Notions sur les marées .................... 134 


Phénomènes généraux de la marée, 124. — Relatious entre la 
marée et les positions de la lune et du soleil, 135. — Unité de 
hauteur, 139. — Différents types de marées, 141. — Marée diurne 
et marée semi-diurne, 141. — Influerces météorologiques, 144. 


TABLE DES MATIÈRES 229 


Pages. 
— Renseignements géographiques sur les marées, 145, — Lignes 
cotidales, 149. — Marées dans les fleuves, 152. — Mascaret, 154. 
— Courants de marée, 157. 
CHAPITRE IX, — Les causes de la marée................... STAGE 
Potentiel d'un astre, 163. — Force génératrice de la marée, 166. — 
Évaluation de la force génératrice de la marée, 167. — Impor- 
tance de la composante horizontale, 168. — Remarque sur la 
périodicité de la marée, 168. — Explication élémentaire de la 


force génératrice de la marée, 169. — Théorie de Newton, ou 
théorie statique des marées, 173. — Théorie de Laplace. Principes 
de l'analyse harmonique des marées, 175. — Décomposilion du 
potentiel de la force perturbatrice de l'équilibre en termes pério- 
diques, 179. — Astres fictifs, 1481. — Ondes d’ordre supérieur et 
ondes composées, 181. 


CHAPITRE X. — Les courants de la mer....,........... ASS 


Courants et dérives, 182. — Courants de l'océan Atlantique nord, 
182. — Courants de l'Atlantique sud, 189. — Courants de l’océan 
Pacifique nord, 189. — Courants de l'océan Pacifique austral, 191. 
— Courants de l’océan Indien, 192. — Courants de l'océan Arc- 
tique, 193. — Courants de l'océan Antarctique, 195. — Causes des 
courants, 196. — Effet de la rotation de la terre, 204. — La cir- 
culation marine profonde, 292. 


GHMDIMRE XI. -Les places .. 1... 000 1... Nip ere 205 


Composition de la glace de mer. 205. — Origine et limite des glaces 
dans l’hémisphère nord, 205. — Les glaces dans l'hémisphère 
sud, 210. 


APPENDICE 1. — Principaux instruments de pêche scientifique ,... 214 


APPENDICE II. — Liste des principaux instruments d'océanographic 
( sraf 
physique à emporter au cours d’une mission d'assez longue durée, 219 


APPENDICE II. — Table de conversion des fathoms en mètres. 
— Table de conversion des degrés Farenheit en degrés centi- 
grades, — Correspondance des diverses unités de vitesse.... 221 


6923.-22 — CORBEIL. — IMPRIMERIE CRÉIÉ. 


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IT Manuel d'océanographie 
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