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Description physique du milieu littoral
Les différents types de courant
Les grands courants marins
A l’échelle du globe terrestre diverses manifestations physiques sont susceptibles de met-tre en mouvement de grandes quantités d’eau. Un des moteurs principaux de la circulation océanique est l’accélération de Coriolis, conséquence de la rotation de la Terre. Les forces éoli-ennes peuvent mettre en mouvement des couches d’eau jusqu’à une profondeur de 800 mètres. Parmi les différents déséquilibres physiques moteurs de la circulation océanique, nous pouvons citer les déséquilibres thermiques entre les différentes latitudes. En surface, les variations de densité de l’eau dus aux apports d’eau douce causés par les précipitations, par le déversement des fleuves ou encore par l’évaporation participent à cette circulation océanique. Plus en pro-fondeur le poids de la colonne d’eau, les différences de salinité et de température mettent en mouvement des masses d’eau formant les courants thermo-halins.
Ainsi de grands courants marins se sont crées à l’échelle des océans souvent depuis des millions d’années. Les principaux sont représentés sur la figure I.1. Le Gulf Stream, que nous prendrons pour exemple dans cette partie s’est formé il y a 4,1 millions d’années. Une description détaillée de ce courant a été réalisée par Stommel (1958).
Ces grands courants s’écoulent dans des bandes de largeur allant de la dizaine jusqu’à plusieurs centaines de kilomètres. Par exemple, le Gulf Stream s’écoule entre des bandes de 30 à 150 km de large et de 300 à 1 200 mètres de profondeur. Sa vitesse moyenne d’écoulement est de 2, 5m.s−1.
Ces grand courants, influencés par la rotation de la Terre, forment le plus souvent de larges gyres entre les continents. Ces derniers en bloquent l’expansion et leurs bords orientent la direction de ces courants.
L’impact de ces grands courants sur le climat local des côtes au large desquelles ils s’écoulent est très fort. Si nous reprenons l’exemple du Gulf Stream, celui-ci est connu pour adoucir considérablement le climat dans l’Europe de l’Ouest dont la température moyenne est environ 15◦C plus élevée que celle de l’Est canadien pourtant situé à une latitude équivalente.
Ces grands courants marins peuvent être à l’origine de vagues géantes. Nous pouvons citer en particulier le courant des Aiguilles (Smith (1976), Lavrenov & Porubov (2006)), s’écoulant du Nord au Sud entre Madagascar et l’Afrique. Ils sont aussi à l’origine du forçage de courants régionaux moins étendus.
Les courants régionaux
A l’échelle régionale, des courants marins sont forcés par la circulation d’eau à l’échelle océanique et par les variations locales de densité, de température et par les conditions météorologiques locales comme le vent ou les précipitations. A titre d’exemple, le courant Liguro-Provençal, ou courant Nord, est un courant régional méditerranéen dont la vitesse peut atteindre 0.8m.s−1 au large de Porquerolles. Une description détaillée de ce courant a été faite par Guihou (2013). Ces courants ont une forte variabilité temporelle et géographique car ils sont sensibles aux tempêtes, aux changements de saison, aux variabilités inter-annuelles et à la configuration topographique locale.
D’autres courants régionaux, les courants de marée sont forcés par les interactions entre la Terre la Lune et le Soleil. Deux courants, alternés et de sens contraire, peuvent ainsi être distingués : le flot et le jusant. L’hodographe de la marée sur la côte atlantique, présenté ci-dessous (figure I.2), représente l’alternance de ces courants. Des descriptions complémentaires sur ces courants sont disponibles sur le site internet www.shom.fr. Leur intensité dépend localement du mar-nage et de la configuration des fonds sous-marins. Ainsi au large de la Bretagne, les courants de marée peuvent atteindre jusqu’à 5m.s−1 dans le raz Blanchard et le raz de Sein.
Les courants littoraux
Près des côtes, différents types de courant pouvant modifier la propagation de la houle peu-vent être dénombrés. Nous pouvons distinguer des courants sagittaux, perpendiculaires à la côte. L’interaction entre une houle et un tel courant a d’ailleurs été décrite par MacIver et al. (2006). D’autres courants parallèles à la côte, appelés courants de dérive s’établissent sur de plus grandes échelles spatiales.
Pour que des courants d’arrachement perpendiculaires à la côte, ou courants de baïne en gas-con, soient créés, la zone côtière doit rassembler plusieurs caractéristiques. Le fond marin est meuble, le coefficient de marée est suffisamment fort et la topographie locale doit présenter de faibles dénivelés. A titre d’exemple nous pouvons citer le littoral aquitain qui présente toutes ces caractéristiques. Lorsque la houle se déplace sur ces sols meubles, elle déplace de larges quantités de matière vers le rivage. Ainsi des zones de dépression, ou plus simplement des « pe- tites bassines », d’après la traduction littérale du mot occitan « baïne », se créent. Au cours du cycle de la marée, le niveau de la mer monte, pour être maximal à marée haute, et descend jusqu’à atteindre son minimum à marée basse. Ainsi ces petites bassines se remplissent et se vident au rythme des marées, ce qui génère de forts courants perpendiculaires à la côte suscep-tibles d’interagir avec la houle. Une illustration du fonctionnement des baïnes est présenté sur la figure (I.3). Le fonctionnement de ces courants a fait l’objet de nombreuses observations et recherches qui ont été synthétisées par MacMahan et al. (2006).
La trajectoire des particules fluides n’étant en réalité pas fermée, un courant de dérive se crée dans le sens de la propagation de la houle. Ce phénomène, la dérive de Stokes, induit un courant de surface en direction du rivage. Cette énergie transportée en direction du rivage est transformée en énergie potentielle près de celui-ci, entraînant localement une élévation du niveau d’eau moyen. Ce phénomène est couramment appelé « set-up ». Cet apport de masse d’eau est compensé par un courant de retour localisé plus en profondeur, du rivage vers le large. Quelques centimètres près du fond, les effets de la viscosité induisent à leur tour un courant appelé « streaming » en anglais dirigé vers la plage. L’ensemble de ces courants est schématisé sur la figure (I.4). Ainsi le phénomène de dérive de Stokes contribue à la présence de courants inhomogènes susceptibles de modifier la propagation de la houle près des côtes.
Si la houle se propage dans une direction oblique par rapport au littoral un courant se crée parallèlement au rivage. Il est nommé courant de dérive littorale. Sur la côte Atlantique son intensité est de l’ordre de 2.7m.s−1. Un tel courant est susceptible de modifier la propagation de la houle ((Kirby et al., 1987)).
Les variations locales de topographie en zone côtière créent localement des surcotes et des disparités dans l’amplitude des houles le long du littoral. Ce gradient de hauteur d’eau est à l’origine d’un courant, forcé des zones où l’amplitude des houles est la plus forte, par exemple un cap, vers celles où elle est plus faible, par exemple une crique abritée.
Les différents types de variations topographiques
Une cause de transformation de la houle est la variation topographique près des rivages. Celle-ci peut être d’origine naturelle ou humaine, abrupte ou douce par rapport aux caractéris-tiques de la houle.
Les variations topographiques naturelles
Parmi les variations topographiques naturelles abruptes nous pouvons prendre pour exemple les récifs émergents près des côtes, du simple cailloux isolé aux petites îles. Les îles du Frioul au large de Marseille en sont un bon exemple. Sur les côtes elles-mêmes, les caps sont souvent réputés pour être le lieu de vagues dangereuses redoutées par les navigateurs. D’ailleurs au niveau de la presque-île de Giens, dans le Var, la pointe d’Escampo-Barriou signifie « échappe tonneaux » en provençal. Sur des sols plus meubles, la formation de digues de sable ou de tombolo
Description physique du milieu littoral sont autant de brise-lames naturels.
En ce qui concerne les variations topographiques naturelles plus douces nous pouvons citer par exemple les côtes sabloneuses des rivages landais. La figure (I.5) donne des exemples de ces types de variations.
Les variations topographiques artificielles
Les interactions entre la houle et la topographie sont exploitées par nos civilisations dans des perspectives variées. Des ouvrages peuvent ainsi être construits pour créer des zones mar-itimes plus calmes, comme les zones portuaires. D’autres ouvrages sont bâtis pour protéger les constructions près des rivages ou encore pour éviter que le trait de côte ne recule sous les actions répétées de la houle.
Ainsi des ouvrages fixes ou éphémères sont construits pour absorber l’énergie des vagues ou pour astreindre leur comportement. Leur taille, leur forme et leur disposition sont optimisées en fonction des caractéristiques statistiques des houles et des courants marins existants sur le lieu à protéger (direction dominante, hauteur significative, fréquence). A titre indicatif, ces ouvrages font l’objet de nombreuses recherches et sont à l’origine de nombreux brevets. Leur description détaillée ne fait pas partie des objectifs de ce chapitre. Nous donnerons ici quelques exemples illustratifs afin de présenter différents profils.
Parmi les ouvrages fixes nous pouvons citer les digues. Ces brise-lames peuvent être constru-its au niveau du rivage, parallèlement ou de manière oblique à celui-ci. Des brise-lames isolés, construits plus au large sont aussi des solutions potentielles.
Parmi les digues fixes, les digues portuaires, constituées de lourds enrochements, sont util-isées comme brise-lame. Elles atténuent les vagues sans pour autant empêcher l’eau de circuler. Des illustrations de telles digues sont présentées sur la figure (I.6).
Toutes ces structures sont susceptibles d’interagir directement avec la houle. Elles peuvent aussi modifier les courants marins et ainsi, de manière indirecte, modifier l’interaction entre la houle et le courant.
Les mécanismes physiques de transformation de la houle et leur représentation
Le chapitre précédent a permis de mettre en évidence le contexte dans lequel la houle se propage. La houle, en tant qu’onde, interagit avec son milieu et peut être sensible aux variations de celui-ci.
Par exemple, des observations de vagues géantes ont été faites au niveau du courant des Aigu-illes. L’existence de ces vagues à été expliquée par l’interaction complexe entre la houle et le courant (Lavrenov & Porubov, 2006; Smith, 1976). Près des côtes Taiwanaises, Tsai et al. (2004) observent de telles vagues géantes et présentent les différentes interactions potentielles entre la houle le courant et la topographie qui peuvent expliquer leur existence dans cette zone géographique.
La littérature comprend de très nombreuses études théoriques, numériques et expérimentales représentant ces interactions. Des hypothèses diverses sur la forme du courant et sur la forme de la topographie ont été formulées et les résultats comparés. La diversité de ces études a donné lieu à des travaux de synthèse permettant de faire le bilan sur ces différentes interactions. Ainsi Peregrine (1976), Jonsson (1990), Soulsby et al. (1993) puis Cavaleri et al. (2007) présentent l’état de l’art des interactions houle-courant.
Les interactions entre la houle et la topographie sont également susceptibles de modifier les caractéristiques de la houle comme sa direction de propagation, sa longueur d’onde et son am-plitude. Parmi de nombreux ouvrages expliquant ces phénomènes, nous pouvons citer ceux de Horikawa (1988) et de Bonnefille (1992).
Ce chapitre a pour vocation de présenter l’état de l’art des connaissances sur la propagation de la houle à travers un milieu inhomogène, c’est-à-dire dans un milieu de profondeur variable et en présence de courant uniforme ou non uniforme. Dans un premier temps nous étudions séparément les interactions houle-topographie, houle-courant puis courant-topographie. Nous nous intéresserons ensuite à la modélisation du couplage de ces phénomènes.
Afin de décrire ces interactions à partir de la théorie potentielle linéaire, nous introduisons deux paramètres : ε caractérise la cambrure de la houle et δ est relatif aux variations topographiques par rapport à la longueur d’onde de la houle. Ainsi ε = O(|k|a) hh = O |r |! δ |k|h, (II.1)
où rh est le gradient horizontal. Dans la théorie linéaire la houle est supposée faiblement cambrée, et l’approximation dite de pente douce, ou mild-slope, suppose des variations to-pographiques faibles devant la longueur d’onde de la houle. Ainsi ε << 1 δ << . δ = O(ε) 1 (II.2)
Généralités sur les effets de la topographie et du courant sur la propagation de la houle
L’intensité du courant est, quant à elle, du même ordre de grandeur que la vitesse de phase de la houle.
De telles variations du milieu sont à l’origine des phénomènes de shoaling et de réfraction. Lorsque les variations du milieu sont plus importantes par rapport aux caractéristiques de la houle, des phénomènes de diffraction et de réflexion peuvent être générés. Ces phénomènes peu-vent apparaître lorsque la houle interagit avec le fond variable mais aussi lorsqu’elle rencontre une structure plus abrupte, telle un brise-lame.
Généralités sur les effets de la topographie et du courant sur la propagation de la houle
Effets d’un milieu lentement variable : le shoaling et la réfraction
Sur des fonds en pente douce devant la longueur d’onde de la houle, le phénomène de shoaling permet d’expliquer, dans la théorie linéaire, l’évolution de la hauteur des vagues et de leur longueur d’onde à l’abord d’une plage.
Lorsque une houle se propage en direction d’une plage avec une incidence normale par rapport à celle-ci, le profil de la houle est modifié par la variation de la topographie. Comme la période de la houle reste constante, la nombre d’onde de la houle n’est fonction que de la profondeur d’eau, via la relation de dispersion. Dans ce cas, la hauteur d’une houle linéaire peut être déduite à partir des seules variations de la profondeur d’eau, en partant de l’hypothèse de conservation du flux d’énergie F (I.23) présentée au chapitre I. Lorsque la condition de profondeur infinie est réalisée, Cg = C/2. Dans ce cas, le flux d’énergie se réécrit F = ρga2 (II.3)
où C0 est la célérité de la houle au large. En égalant les deux expressions du flux d’énergie nous obtenons l’expression du coefficient de shoaling a0 2nC 2n tanh(kh) Ks = a = C0 = s 1 . (II.4)
avec n = 1/2 + kh/ sinh(2kh). Ce coefficient passe successivement par un minimum puis augmente jusqu’à ce que la houle déferle.
Lorsque l’incidence de la houle par rapport à la plage est non nulle, le phénomène décrit précédemment se déroule conjointement à un changement de direction de propagation de la houle, visible sur la figure (II.2). C’est la réfraction. La propagation de la houle est dans ce cas bidimensionnelle.
Dans ce cas la loi de conservation de l’énergie s’écrit r. (ECg) = 0 . (II.5)
Ce changement de direction survenant lorsque la profondeur d’eau diminue est souvent étudié de manière similaire à la réfraction d’une onde lumineuse lorsque celle-ci traverse des milieux d’indice différents. La vitesse de groupe de la houle s’écrit Cg = nCk/k. Soient (ξ, β) les coordonnées curvilignes représentant respectivement la direction de propagation de la houle et les lignes de crête. En supposant que la vitesse de groupe de la houle est colinéaire à la direction de propagation de la houle, l’équation (II.5) se réécrit ∂ (bEnC) /∂ξ = 0, où b est l’espacement entre deux lignes de crête voisines. L’équation de conservation (II.5) permet de déduire l’évolution de l’amplitude de la houle avec la relation s s a = b0 C0 = KrKs , (II.6)
où Kr est ici le coefficient de réfraction et Ks le coefficient de shoaling introduit précédemment (équation (II.4)). Localement la direction de propagation de la houle peut être déduite de la loi de Snell-Descartes sin( α) = sin(α0) . (II.7) Ici α et α0 sont respectivement les angles d’incidence locaux et initiaux de la houle par rapport à la normale à la côte. Par exemple, nous pouvons citer Arthur (1946) qui utilise cette loi pour déterminer la réfraction de la houle autour d’îles ayant différents types de contours.
La présence d’un gradient de courant peut aussi être à l’origine du phénomène de réfraction de la houle. Ce phénomène a été étudié par différents auteurs avec des hypothèses différentes sur le profil de courant. Ainsi Jonsson & Skovgaard (1978) utilisent la loi de Snell décrite précédemment pour prédire numériquement le comportement de la houle sujette au phénomène de réfraction en présence d’un courant constant sur la colonne d’eau présentant un gradient cisaillement horizontal dans son profil. Plus tard, Dysthe (2001) établit les équations qui gou-vernent la réfraction d’une houle en profondeur infinie en présence d’un courant horizontal U(x, y) = (U(x, y), V (x, y), 0), présentant un faible gradient de cisaillement horizontal. Seule la composante verticale ζ du vecteur vorticité est non nulle. Ainsi ζ = ∂V /∂x − ∂U/∂y. Si le courant est très petit devant la vitesse de groupe de la houle, il obtient, en définissant le petit paramètre = |U|/|Cg|, l’expression du rayon de courbure κ de la houle ζ κ = + O(2). (II.8)
Effets d’un milieu plus fortement variable : la réflexion et la diffraction
La réflexion
Lorsque les variations du milieu ne sont plus très petites devant la longueur d’onde de la houle celle-ci peut être réfléchie. La quantité d’énergie réfléchie (respectivement transmise) au niveau d’un obstacle dépend de différents paramètres liés à la nature de l’obstacle, à sa configuration géométrique et aux paramètres de la houle. L’obstacle rencontré peut être aussi bien une variation topographique que la présence d’un courant.
Le potentiel des vitesse de la houle s’écrit alors comme la somme entre la contribution de l’onde incidente et celle de l’onde réfléchie au niveau de l’obstacle. Nous écrivons ainsi Φ = (ai exp(i (ωt − k.x)) + ar exp(i (ωt + k.x + ϕ)) iω cosh(k(z + h)) . (II.9)
ϕ correspond ici au déphasage entre la houle incidente et la houle réfléchie. Les coefficients ai et
ar, sont les amplitudes des ondes incidente et réfléchie. Le coefficient de réflexion d’un obstacle est alors défini comme le rapport entre l’amplitude de la houle réfléchie et de la houle incidente K = ar (II.10)
Dans le cas de variations topographiques, l’inclinaison de l’obstacle, son immersion, ses di-mensions géométriques, la matière qui le compose définissent la quantité d’énergie réfléchie et dissipée en fonction des paramètres de la houle. Ces paramètres permettent de distinguer deux modélisations distinctes du phénomène de réflexion par la topographie.
Lorsque la variation du fond n’est plus petite devant la longueur d’onde mais reste comparable à celle-ci, la réflexion de la houle peut être décrite par une perturbation de la solution sinu-soidale au premier ordre. C’est le cas pour la réflexion de Bragg (Guazzelli et al. (1992)) qui apparaît lorsque la longueur caractéristique des variations topographiques est égale à la moitié de la longueur d’onde la houle.
Lorsque les variations topographiques présentent une discontinuité, Patarapanich (1984) décrit le caractère oscillatoire de la réflexion en fonction de la longueur d’onde de la houle. Il montre ainsi que les caractéristiques de la houle sont aussi un facteur déterminant dans le caractère réflexif d’un obstacle. Ce phénomène est bien décrit en tenant compte de modes locaux, appelés modes évanescents, qui se développent au niveau des variations topographiques. Dans ce cas, le potentiel de la houle s’écrit comme la somme des modes propagatifs et des modes évanescents, oscillatoires et non propagatifs. Ainsi, Guazzelli et al. (1992) décrivent le comportement de la houle au dessus d’obstacles sinusoidaux, puis Rey (1995) le modélise au dessus d’obstacles abruptes à partir de la méthode numérique de résolution développée par Takano (1960). Cette méthode est présentée dans l’annexe A où la variation topographique que nous considérons est une plaque plane immergée (figure II.3).
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Table des matières
A Etat de l’art
I Généralités sur la houle et le milieu marin
1 Introduction
2 Théories de la houle par profondeur infinie et intermédiaire : Houles de Stokes
2.1 Généralités
2.2 Les équations fondamentales de la théorie potentielle
2.3 Les équations fondamentales de la théorie potentielle linéaire
3 Description physique du milieu littoral
3.1 Les différents types de courant
3.1.1 Les grands courants marins
3.1.2 Les courants régionaux
3.1.3 Les courants littoraux
3.2 Les différents types de variations topographiques
3.2.1 Les variations topographiques naturelles
3.2.2 Les variations topographiques artificielles
II Les mécanismes physiques de transformation de la houle et leur représentation
1 Introduction
2 Généralités sur les effets de la topographie et du courant sur la propagation de la houle
2.1 Effets d’un milieu lentement variable : le shoaling et la réfraction
2.2 Effets d’un milieu plus fortement variable : la réflexion et la diffraction
2.2.1 La réflexion
2.2.2 La diffraction
3 Vers une représentation unifiée des effets de la topographie sur la propagation de la houle
3.1 Nécessité de la représentation des phénomènes couplés
3.2 Modèles de réfraction-diffraction
3.2.1 Réécriture de l’équation de Berkhoff
3.2.2 Extensions de l’équation de Berkhoff
4 Vers une représentation unifiée des processus d’interaction houle-courant-topographie
4.1 Etudes et avancées
4.2 Un modèle unifié : l’équation mild-slope avec courant
4.2.1 Le principe variationnel
4.2.2 Equation de Kirby (1984)
4.3 Influence d’un cisaillement vertical sur le comportement de la houle
B Dynamique de la houle au-dessus d’une topographie variable en présence d’un courant inhomogène
III Quantification de l’influence de gradients de cisaillement horizontaux et verticaux dans le profil de courant sur la propagation de la houle
1 Introduction
2 Le bassin de Génie Océanique First
2.1 Le bassin, ses caractéristiques, ses équipements
2.2 Caractéristiques de la topographie mise en place
3 Conditions hydrodynamiques lors de la campagne de mesure de 2008
4 Evolution de l’amplitude et de la phase de la houle dans le bassin
4.1 Résultats expérimentaux
4.1.1 Evolution de l’amplitude de la houle
4.1.2 Evolution de la phase de la houle
4.2 Comparaison entre les résultats expérimentaux et ceux issus de la résolution numérique de l’équation de Kirby (1984)
4.3 Synthèse
5 Causes possibles des écarts constatés
5.1 Présence d’un gradient de cisaillement vertical dans le courant
5.2 Sensibilité de la célérité de la houle à un gradient de cisaillement vertical
5.3 Ordre de grandeur de l’influence d’un gradient vertical de cisaillement et d’un gradient horizontal
6 Discussion sur la notion de vitesse de groupe
6.1 Etablissement de la vitesse de groupe
6.2 Vitesse de groupe de la houle dans un milieu sans courant
6.3 Vitesse de groupe de la houle dans un milieu avec un courant uniforme sur la colonne d’eau
6.4 Discussion sur une vitesse de groupe de la houle dans un milieu avec un courant cisaillé linéairement sur la colonne d’eau
7 Synthèse et stratégie
IV Equation de propagation avec un courant inhomogène
1 Des approches variées
2 Géométrie de l’écoulement
3 Expression d’un Lagrangien de l’écoulement
4 Etablissement du terme de pression dans le cas d’un écoulement tridimensionnel présentant une vorticité non nulle
4.1 Hypothèse sur le champ de vorticité
4.2 Intégration de l’équation d’Euler
4.3 Réécriture
5 Etablissement du Lagrangien
5.1 Hypothèses et notations
5.2 Expression du Lagrangien
5.3 Variations du Lagrangien
6 Généralisation de l’équation mild slope
7 Perspectives sur les interactions entre la houle et une topographie abrupte
7.1 La prise en compte des modes évanescents
7.2 Cas d’une plaque plane immergée
V Discussion sur la notion d’action de la houle
1 Introduction
2 Rappel des notations
3 Historique du concept d’action de la houle
4 Equation d’évolution de l’action dans notre cas d’écoulement
4.1 Moyenne du Lagrangien
4.2 Dérivation du Lagrangien par rapport à a, ω
4.3 Comparaison de Lω à la densité d’énergie de la houle E
4.4 Equation d’évolution pour un courant cisaillé linéairement suivant la verticale
4.5 Discussion sur l’évolution de la pseudo-action
C Etude expérimentale sur la propagation de la houle au dessus d’une topographie variable en présence d’un courant inhomogène
VI Présentation des expériences effectuées au Bassin de Génie Océanique First
1 Introduction
2 Les instruments de mesure
2.1 Le moulinet à hélices
2.2 Les sondes à houle
2.3 Les courantomètres acoustiques : les Vectrino
3 Disposition dans le plan horizontal
3.1 Le moulinet à hélices
3.2 Les sondes à houle
3.3 Les Vectrino
3.4 Positions successives du chariot 1
4 Disposition dans le plan vertical
5 Les conditions hydrodynamiques
5.1 Choix des conditions hydrodynamiques
5.2 Calibration de la houle et du courant
5.3 Etablissement des différentes conditions hydrodynamiques
6 Acquisition des données
7 Méthode d’analyse
7.1 Champ de courant moyen
7.2 Analyse du bruit
7.3 Amplitude
7.4 Longueur d’onde
7.5 Phase
VII Observation des interactions houle-courant-topographie
1 Introduction
2 Champs de courant
2.1 Champ de courant longitudinal
2.2 Champs de courant horizontaux
2.2.1 Courant d’intensité U1
2.2.2 Courant d’intensité U2
3 Evolution du champ de houle
3.1 Analyse de l’amplitude de la houle
3.1.1 Condition U1, T1
3.1.2 Condition U2, T2
3.1.3 Discussion sur l’amplification de la houle en fonction des caractéristiques hydrodynamiques
3.2 Evolution de la phase de la houle
3.2.1 Condition U1, T1
3.2.2 Condition U2, T2
3.2.3 Synthèse
4 Evolution du champ de courant moyen en présence de la houle
4.1 Dérive de Stokes
4.2 Evolution du profil de courant avec et sans houle
4.2.1 Champ de courant en (Y, Z) = (−1, −2)m
4.2.2 Profil vertical du courant, condition de courant U1
4.2.3 Profil vertical du courant, condition de courant U2
4.2.4 Recirculation du courant près des bosses
4.2.5 Synthèse
4.3 Profondeur critique d’interaction houle-courant
4.4 Estimation du cisaillement à une profondeur Z = 0.34m
4.5 Perspectives
Conclusion générale et perspectives
Références bibliographiques
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