MARÉES

Des solutions globales pour les marées océaniques à la surface du globe

Il aura fallu attendre l'avènement d'une nouvelle technique d'observation, l'altimétrie satellitaire, pour pouvoir enfin mesurer les caractéristiques des marées sur l'Océan mondial. L'analyse des données de la mission altimétrique franco-américaine Topex/Poséidon a établi, pour la première fois en 1994, une cartographie des amplitudes et des phases de toutes les composantes significatives des marées océaniques à l'échelle de notre planète, avec une précision de quelques centimètres. Ces cartes caractéristiques sont appelées cartes cotidales (en anglais, tidal signifie « relatif à la marée »[tide]). À titre d'exemples, les figures 5 et 6 présentent respectivement les cartes cotidales de la composante lunaire moyenne semi-diurne M₂ et de la composante déclinationnelle diurne K₁. L'examen de ces cartes permet de mieux comprendre la diversité des caractéristiques des marées, observées auparavant uniquement le long des côtes. Sur la figure 5, l'amplitude de cette onde majeure semi-diurne M₂ est importante et dépasse 1 mètre dans tous les bassins : c'est nettement plus que le total de 54 centimètres associés à la réponse statique en forme de « ballon de rugby » (fig. 2).

Cette amplification est due à la configuration des bassins océaniques, qui favorise la réponse résonnante des océans aux composantes semi-diurnes des forces génératrices. Dans l'Atlantique nord, par exemple, on peut noter la présence d'un point où l'amplitude est nulle, appelé « point amphidromique ». On constate que les lignes d'égales phases, le long desquelles la pleine mer se produit au même instant, convergent vers ce point. En suivant la progression croissante des lignes d'égale phase, on peut voir comment la marée se propage dans l'Atlantique nord, en tournant autour de ce point, dans le sens rétrograde. Elle remonte ainsi de l'Afrique vers l'Espagne, longe ensuite le rebord du plateau continental européen, puis les côtes du Groenland, pour traverser l'Atlantique d'ouest en est à la latitude de 60⁰. Cette propagation enroulée autour d'un point amphidromique est une conséquence de l'effet de la force de Coriolis. De tels points amphidromiques sont distribués régulièrement dans chacun des bassins. Sur la figure 5, on peut remarquer aussi la particularité de l'océan Indien, où la marée M₂ est maximale en son centre ; cette zone est qualifiée d'« anti-amphidromique ». La figure 6 est la carte cotidale de l'onde diurne K₁. Le nombre de points amphidromiques y est diminué de moitié. La distance entre deux points amphidromiques est en effet proportionnelle à la longueur d'onde caractéristique de chaque composante. Or cette longueur d'onde est elle-même proportionnelle à la période de l'onde. Elle est donc deux fois plus grande pour K₁, de période 23 h 56 min, que pour l'onde M₂, de période 12 h 25 min. On observe en particulier sur la figure 6 que l'amplitude de K₁ est très faible dans l'Atlantique : la raison en est que ce bassin est trop petit pour que l'onde diurne excitée par les forces luni-solaires puisse s'y développer. Les dimensions de l'océan Pacifique, en revanche, sont suffisantes pour favoriser une réponse résonnante qui conduit à une amplification de l'onde K₁ le long de la périphérie de ce bassin, de la Californie jusqu'aux détroits indonésiens. C'est ce qui explique l'existence des marées mixtes et des marées diurnes. Une autre caractéristique remarquable des ondes diurnes est l'existence d'une onde dite « de Kelvin », s'appuyant le long de la côte antarctique et tournant d'est en ouest autour de ce continent.