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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.