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Les vagues

L’état de la mer (c’est à dire : la forme locale de la mer)

dépend non seulement du vent qui souffle sur zone,

mais aussi du vent qui a soufflé en direction de cette

zone. À l’endroit même où il souffle, le vent crée un

système de vagues que l’on appelle la mer du vent.

En quittant la zone où elles ont été générées, les vagues

se régularisent et deviennent la houle, qui peut se

propager très loin même en l’absence de vent (ou dans

une autre direction que le vent). Bien souvent, ces deux

phénomènes - mer de vent et houle - se superposent

pour former la mer réelle ou mer totale, pouvant

présenter un aspect désordonné ou croisé. Par

définition, l’action du vent sur la mer donne naissance

aux vagues en fonction des trois facteurs suivants :

sa force, sa durée, le fetch, c’est à dire la distance sur

laquelle il souffle.

Lorsque le fetch est court, les vagues sont en phase de

croissance, on parle de mer jeune. Les caractéristiques

des vagues – amplitude et longueur d’onde - dépen-

dent alors de la vitesse du vent et de l’étendue de son

action. Pour un vent donné, l’amplitude et la longueur

d’onde dominante des vagues augmentent lorsque le

fetch augmente. Si le fetch est long, ou lorsqu’un vent

constant a soufflé suffisamment longtemps ou sur une

longue distance, l’amplitude et la longueur d’onde des

vagues ne dépendent plus que de la force du vent.

On parle alors de mer pleinement développée.

Plus le fetch est important plus la hauteur des vagues

sera grande. Sous le vent d’une côte, la hauteur des

vagues sera faible, même si le vent est très fort car le

fetch est négligeable.

Une vague est une onde. Une onde est la propagation

d’une perturbation, qui produit sur son passage une

variation réversible de propriétés physiques locales.

Comme on peut modéliser l’intensité de la perturbation

par l’énergie, on peut dire qu’une onde est un transport

d’énergie sans transport de matière.

La vague peut ainsi être définie par :

Sa longueur d’onde (en mètres) ou période (en temps :

de l’ordre de quelques dizaines de secondes) : c’est la

distance séparant deux crêtes.

L’amplitude : elle caractérise la hauteur entre les creux

et les crêtes de la vague ou de la houle.

L’énergie des vagues est proportionnelle au carré de la

hauteur. Elle est constituée de deux parties, l’énergie

cinétique qui se trouve dans le mouvement orbital des

particules d’eau et l’énergie potentielle qui réside dans

la dénivellation du niveau de l’eau.

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Le vent

Le vent résulte de l’écoulement horizontal de l’air dans

l’atmosphère. Le moteur principal de ce déplacement

est fourni par une force de pression qui pousse les

particules d’air des hautes vers les basses pressions.

En raison de la rotation de la terre, la force de Corio-

lis dévie toute particule en mouvement vers la droite

dans notre hémisphère. L’équilibre entre Fp force de

pressions et Fc force de Coriolis se trouve lorsque la

force résultante, le vent, est parallèle aux isobares. Le

vent laisse alors les basses pressions sur sa gauche et les

hautes sur sa droite. La force du vent est donc propor-

tionelle à la force de pression (le gradient isobarique)

et inversement proportionelle à la force de Coriolis qui

elle-même augmente avec la latitude.

Pour se rapprocher un peu plus de la réalité on tient

compte d’un troisième paramètre, la force centrifuge.

Au cours du mouvement, elle dévie les particules vers

l’extérieur de la trajectoire. Cette force est proportion-

nelle à la courbure des isobares : elle agit dans le sens

de la force de pression dans le cas d’une courbure an-

ticyclonique et s’oppose à cette force de pression dans

le cas d’une courbure cyclonique, c’est à dire dépres-

sionnaire. En d’autre terme, la courbure anticyclonique

augmente la vitesse du vent, la courbure cyclonique la

diminue.

Enfin, dans les basses couches de l’atmosphère, le frotte-

ment sur la surface intervient comme une force qui est

proportionnelle à la vitesse du vent et qui s’y oppose.

Avec ce frein, la vitesse du vent de surface diminue et

sa direction fait un angle avec l’isobare de sorte que le

vent « sort des anticyclones et rentre dans les dépres-

sions ». L’importance du frottement a donc des consé-

quences sur l’angle du vent avec les isobares qui est de

l’ordre de20° sur l’océan et de 40° sur les terres.

la vitesse du vent qui, à terre, se limite à 40% du vent

d’altitude, alors qu’en mer elle atteint 60%.

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Le brouillard

Le brouillard est un nuage bas dont la base repose sur

le sol ou la surface de la mer. Ce nuage, qu’on appelle

Stratus, se forme quand l’air est trop stable pour

permettre le développement des Cumulus. Les Stratus

apparaissent par condensation d’une certaine quantité

de vapeur d’eau, soit par refroidissement de l’air (quand

une masse d’air chaud entre en contact du froid), soit

par un apport d’humidité. L’air chaud, plus léger, s’élève

par-dessus l’air froid et dense proche de la surface,

se refroidissant jusqu’à ce que sa vapeur d’eau se

condense.

Le brouillard est constitué de millions de fines goutte-

lettes d’eau en suspension (ou de cristaux de glace lors

de conditions de froid extrême) en quantité suffisante

pour réduire la visibilité. Dans le brouillard, la visibilité

est réduite à moins d’un kilomètre, tandis que la brume

qualifie le même phénomène pour des visibilités

comprises entre un et cinq kilomètres. Ce qui différencie

la brume du brouillard est la concentration de gout-

telettes d’eau : plus cette dernière est grande, plus la

visibilité est réduite. Dans le mètre cube de brouillard,

le contenu en eau est d’environ un gramme d’eau, alors

que celui de la brume est seulement de 0,02 gramme

d’eau, c’est-à-dire cinquante fois moindre.

Le brouillard donne très peu de précipitations, puisque

les seules qui sont possibles sont la bruine, qui peut par-

fois être verglaçante, et la faible neige. Dans un Stratus,

la concentration de gouttelettes ne diminue que très

lentement avec le temps grâce à l’action de faibles

courants d’air ascendants qui permettent la condensa-

tion de la vapeur d’eau contenue dans l’air en de nou-

velles gouttelettes. Une brise extrêmement légère

(< 5 nœuds) favorise le mélange de l’air et de son

humidité sur plusieurs dizaines de mètres de hauteur.

Une brise plus soutenue (>10 nœuds) est défavorable au

brouillard en créant un brassage plus important et en

mélangeant l‘humidité avec l’air sec supérieur.

1. advection

2. mélange

3. évaporation

4. refroidissement par rayonnement

5. refroidissement par soulèvement

En fonction du processus physique de forma-

tion, on classe les brouillards en 5 catégories,

dont les 3 premières se rencontrent en mer.

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Anticyclone et dépression

Les anticyclones

Ils sont synonymes de beau temps puisque l’air qu’ils

expulsent est stable et sec.

On distingue 2 types d’anticyclones :

Les « fixes » : ils sont installés sur une grande étendue

et gardent une localisation et une forme générales

quasi stationnaires durant toute l’année. Au niveau de

la mer, la pression au centre d’un anticyclone est géné-

ralement plus élevé que la pression atmosphérique nor-

male qui est proche de 1015 hPa. Il s’agit notamment

de l’anticyclone des Açores pour l’Atlantique nord, et

de son pendant dans l’hémisphère sud, l’anticyclone de

Saint Hélène.

Les « mobiles » : ils sont les principaux responsables

des variations de pression, de direction et de vitesse

du vent, de température, d’humidité, de nébulosité.

Les anticyclones mobiles polaires (AMP) sont des cou-

lées pelliculaires d’air froid dense qui se détachent des

régions polaires, glissent puis s’intercalent entre des

systèmes dépressionnaires en les alimentant en air froid.

Ainsi, refroidissement et tassement de l’air en surface

élèvent la pression. Ce principe de l’air froid très stable

et dense entretient aussi des anticyclones hivernaux au-

dessus des grands continents froids (Scandinavie, Sibé-

rie, Canada…)

Les dépressions

L’apparition des dépressions est liée à l’existence d’un

mouvement vertical ascendant qui fait monter l’air des

niveaux inférieurs et baisser la pression au niveau du

sol. Elles sont donc associées au temps nuageux et

instable. On distingue 4 types de dépressions :

La dépression des latitudes moyenne se forme le long

des limites frontales, c’est à dire des zones de conflits

entre air chaud et air froid. Il en résulte des variations

rapides et parfois brutales du temps sous nos latitudes.

La dépression thermique se forme localement suite à

l’élévation de l’air qui chauffe sur la surface du sol. En

s’élevant, l’air constitue dans la basse atmosphère une

dépression qui aspire l’air environnant : c’est la brise.

A grande échelle, ces brises s’établissent sur des zones

continentales (Asie par exemple) : c’est la mousson.

La dépression orageuse est liée quant à elle à une

forte différence de température entre la surface et les

couches supérieures de l’atmosphère. Une dépression

thermique peut donc évoluer en dépression orageuse si

elle est surplombée par une couche d’air très froid : cela

destabilise la masse d’air et engendre le développement

d’orage. Si la baisse de pression au sol est suffisante,

les amas orageux s’enroulent autour du centre de la

dépression.

La dépression tropicale naît sur la mer au-dessus d’eau

particulièrement chaude. C’est l’évaporation qui fournit

alors l’énergie à cette machine qui s’auto-alimente tant

qu’elle est au-dessus d’eau chaude.