Océanographie de la côte de la Colombie-Britannique - Pêches et ...

de gros voiliers les désignent par le bruit qu'ils produisent.
La zone située entre le 40°S et le 50°S est connue
sous le nom de « quarantièmes grondants », celle entre
50 0 et 60°S comme les « cinquantièmes mugissants », et
la zone au nord du 60°S les « soixantièmes grinçants ».
La figure 7.11 montre également que la partie significative
de chaque spectre d'onde se concentre, à mesure
que le vent s'intensifie, dans une gamme de fréquences
de plus en plus étroite. Le spectre peut donc se limiter
aux parties médianes de l'échelle des fréquences, pour la
prévision des ondes, dans le cas où les niveaux d'énergie
sont inférieurs à un pourcentage minimal (environ 5 %)
de l'énergie totale des vagues.
Échelle de Beaufort
L'échelle anémométrique de Beaufort (tableau 7.4)
lie la vitesse du vent à l'apparence de la surface de la mer
compte tenu de certains facteurs, notamment la hauteur
de vagues ainsi que l'importance des brisants, des
moutons, de l'écume et des embruns. Conçue à l'origine
par l'amiral Beaufort, au début du XIXe siècle, afin de
faciliter la description des conditions de vents et de
température entre des navires en marche, cette échelle a
souvent été modifiée pour répondre aux besoins de la
navigation moderne. Comme pour toute méthode d'observation
subjective, l'échelle de Beaufort est loin d'être
parfaite. Par exemple, l'état de la mer peut être décrit
d'une façon très différente par deux personnes, ou
encore des vagues déferlantes abruptes se propageant
contre un courant opposé peuvent entraîner une surestimation
de la vitesse réelle du vent. Des études ont également
montré que, pour des vents de vitesse comparable,
l'estimation du nombre de Beaufort varie si l'observation
a été effectuée à partir de la côte ou en haute mer.
En outre, la méthode connaît une application moindre
dans le cas des eaux protégées à courses de vent limitées,
où des mers entièrement levées ne peuvent se former.
L'Organisation météorologique mondiale, à Genève, se
penche présentement sur une échelle de Beaufort
modifiée, différente de celle présentée au tableau 7.4.
Amortissement des vagues
La majeure partie de l'énergie transmise du vent
aux vagues finit par se perdre sous forme de brisants
près du rivage. De plus, d'autres processus redistribuent
dans l'océan l'énergie des vagues localement et globalement,
bien avant qu'elles n'atteignent la côte.
Surtout à cause des effets de dissipation du déferlement
des vagues, celles-ci, dans le cas d'une mer parvenue
à maturité ou entièrement levée, possèdent de
l'énergie en quantité limitée. De plus, parce que la
plupart des courses en haute mer ont une étendue finie,
déterminée par le champ du vent, une portion de l'énergie
s'échappe continuellement de l'aire de génération
sous forme de houle. De plus, ce ne sont pas toutes les
vagues qui sont générées lorsque le vent souffle dans une
direction unique, si bien qu'un peu d'énergie des vagues
passe toujours par les côtés de la course. La quantité
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d'énergie qui se perd de cette façon décroît rapidement
lorsque l'angle entre la course et la direction du vent
s'accroît, et moins de 10 % de l'énergie totale de la
houle se propage à des angles supérieurs à environ 50 0
par rapport à la direction du vent. Lorsque le vent
tombe, la diminution de la hauteur des vagues dans la
course est principalement déterminée par la vitesse à
laquelle le vent diminue et l'énergie s'échappe de l'aire
de génération.
À l'extérieur de la course, le spectre d'énergie des
vagues dans une direction donnée s'aplatit lentement à
cause des effets combinés de la dissipation visqueuse
interne, de l'étalement géométrique, de la dispersion,
des vents opposés et des interactions vague-vague. Nous
nous intéresserons à chacun de ces effets.
La dissipation interne, résultat du frottement inhérent
(ou viscosité) du fluide et de la pellicule en
surface, atténue rapidement les périodes des vagues
lorsqu'elles sont inférieures à 2-3 s (courte longueur
d'onde), mais a un effet négligeable sur les vagues à
longue période. En d'autres mots, cet effet tend à
écrêter le spectre des vagues, sans toucher du tout aux
basses fréquences. À cause de l'amortissement visqueux,
une onde qui a une période de 4 s se propage
pendant environ 1 000 h, c'est-à-dire sur environ 23 000
km, en eau profonde avant que sa hauteur ne diminue
de moitié. Par contre, une onde qui a une période de 1 s
ne se propage que 4,3 h, sur une distance de 12 km,
avant que sa hauteur ne soit deux fois moindre.
Un étalement géométrique se manifeste parce que
toutes les vagues générées dans la course se propagent
exactement dans le sens du vent. Plus la distance d'atténuation
des vagues s'accroît, plus l'étroite bande d'énergie
centrée au départ sur la direction du vent s'étale pour
couvrir une région de plus en plus importante; la
hauteur de la vague s'en trouve donc réduite. Un
exemple courant d'étalement géométrique est donné par
l'élargissement d'un faisceau lumineux venant d'une
lampe de poche pour lequel l'intensité de lumière (ou
l'énergie par unité de surface) diminue avec la distance.
Comme le faisceau de lumière s'étale dans les trois
directions, son intensité est inversement proportionnelle
au carré de la distance; les ondes en surface ne s'étalant
que dans deux directions, leur « intensité » diminue
donc en proportion directe de la distance.
Comme nous l'avons mentionné précédemment, la
dispersion est un type de processus de filtration par
lequel les vagues sont réparties selon leur période. Les
ondes à période plus longue sont les premières à sortir
de la course du vent parce qu'elles ont des vélocités de
groupe plus importantes en eau profonde, que les ondes
à courte période. Une réunion d'ondes à périodes différentes
se transforme de plus en plus en groupes de
houles ondulant faiblement, à mesure que la distance de
l'aire de génération s'accroît. Les composantes des
vagues sont donc moindres et, par conséquent, l'énergie
totale des vagues pour une durée donnée diminue avec
l'éloignement de la région océanique de la course initiale.
En d'autres mots, l'énergie totale des ondes se disperse
encore plus dans la direction de la propagation de
la houle à cause des différences de vitesses de propagation
des diverses composantes des vagues. De longues