Vague de vent

Vidéo des grosses vagues provoquées par l'ouragan Marie le long de la côte de Newport Beach , en Californie

En dynamique des fluides , une onde de vent , ou onde d'eau générée par le vent , est une onde de surface qui se produit sur la surface libre des masses d'eau en raison du vent qui souffle sur la surface de l'eau. La distance de contact dans la direction du vent est connue sous le nom de fetch . Les vagues dans les océans peuvent parcourir des milliers de kilomètres avant d'atteindre la terre. Les vagues de vent sur Terre varient en taille, de petites ondulations à des vagues de plus de 30 m (100 pieds) de haut, étant limitées par la vitesse du vent, la durée, le fetch et la profondeur de l'eau.

Lorsqu'elles sont générées directement et affectées par le vent local, les vagues de vent sont appelées mer de vent . Les vagues de vent se déplacent selon un grand cercle après avoir été générées, en se courbant légèrement vers la gauche dans l'hémisphère sud et légèrement vers la droite dans l'hémisphère nord. Après avoir quitté la zone de fetch et ne plus être affectées par le vent local, les vagues de vent sont appelées houles et peuvent parcourir des milliers de kilomètres. Un exemple notable est celui des vagues générées au sud de la Tasmanie lors de vents violents qui se propagent à travers le Pacifique jusqu'au sud de la Californie, créant des conditions de surf favorables. Les vagues de vent dans l'océan sont également appelées vagues de surface océanique et sont principalement des ondes de gravité , où la gravité est la principale force d'équilibre.

Les vagues de vent ont un certain degré d' aléatoire : les vagues suivantes diffèrent en hauteur, durée et forme avec une prévisibilité limitée. Elles peuvent être décrites comme un processus stochastique , en combinaison avec la physique qui régit leur génération, leur croissance, leur propagation et leur décroissance, ainsi que l'interdépendance entre les quantités d'écoulement telles que les mouvements de surface de l'eau , les vitesses d'écoulement et la pression de l'eau. Les statistiques clés des vagues de vent (à la fois des mers et des houles) dans les états de mer en évolution peuvent être prédites à l'aide de modèles de vagues de vent .

Bien que les vagues soient généralement considérées comme présentes dans les mers d'eau de la Terre, les mers d'hydrocarbures de Titan peuvent également avoir des vagues entraînées par le vent. Les vagues dans les plans d'eau peuvent également être générées par d'autres causes, à la fois à la surface et sous l'eau (comme les embarcations , les animaux , les chutes d'eau , les glissements de terrain , les tremblements de terre , les bulles et les impacts ).

Formation

Le navire NOAA *Delaware II* par mauvais temps sur le banc Georges

La grande majorité des grandes vagues déferlantes observées sur une plage résultent de vents lointains. Cinq facteurs influencent la formation des structures d'écoulement dans les vagues de vent :

Vitesse ou force du vent par rapport à la vitesse des vagues – le vent doit se déplacer plus vite que la crête de la vague pour que l’énergie soit transférée à la vague.
La distance ininterrompue d'eau libre sur laquelle le vent souffle sans changement significatif de direction (appelée fetch )
Largeur de la zone affectée par le fetch (à angle droit par rapport à la distance)
Durée du vent – le temps pendant lequel le vent a soufflé sur l’eau.
Profondeur de l'eau

Tous ces facteurs agissent ensemble pour déterminer la taille des vagues d’eau et la structure de l’écoulement à l’intérieur d’elles.

Les principales dimensions associées à la propagation des ondes sont :

Hauteur des vagues (distance verticale du creux à la crête )
Longueur d'onde (distance de crête à crête dans la direction de propagation)
Période des vagues (intervalle de temps entre l'arrivée de crêtes consécutives à un point stationnaire)
Direction ou azimut des vagues (principalement déterminé par la direction du vent )

Une mer complètement développée a la taille de vague maximale théoriquement possible pour un vent d'une force, d'une durée et d'une force de vent spécifiques. Une exposition supplémentaire à ce vent spécifique ne pourrait qu'entraîner une dissipation d'énergie due à la rupture des sommets des vagues et à la formation de « moutons blancs ». Les vagues dans une zone donnée ont généralement une gamme de hauteurs. Pour les rapports météorologiques et pour l'analyse scientifique des statistiques sur les vagues du vent, leur hauteur caractéristique sur une période de temps est généralement exprimée comme hauteur de vague significative . Ce chiffre représente une hauteur moyenne du tiers le plus élevé des vagues dans une période de temps donnée (généralement choisie quelque part dans la plage de 20 minutes à douze heures), ou dans un système de vagues ou de tempête spécifique. La hauteur de vague significative est également la valeur qu'un « observateur expérimenté » (par exemple de l'équipage d'un navire) estimerait à partir de l'observation visuelle d'un état de la mer. Étant donné la variabilité de la hauteur des vagues, les plus grandes vagues individuelles sont susceptibles d'être un peu moins de deux fois la hauteur de vague significative signalée pour un jour ou une tempête particulière.

La formation de vagues sur une surface d'eau initialement plate par le vent est déclenchée par une distribution aléatoire de la pression normale d'un flux de vent turbulent sur l'eau. Cette fluctuation de pression produit des contraintes normales et tangentielles dans l'eau de surface, ce qui génère des vagues. On suppose généralement aux fins d'analyse théorique que :

L'eau est initialement au repos.
L'eau n'est pas visqueuse.
L'eau est irrotationnelle .
Il existe une distribution aléatoire de la pression normale exercée sur la surface de l'eau par le vent turbulent.
Les corrélations entre les mouvements de l’air et de l’eau sont négligées.

Le deuxième mécanisme implique les forces de cisaillement du vent sur la surface de l’eau. John W. Miles a suggéré un mécanisme de génération d’ondes de surface initié par des écoulements turbulents de cisaillement du vent en se basant sur l’ équation non visqueuse d’Orr-Sommerfeld en 1957. Il a découvert que le transfert d’énergie du vent à la surface de l’eau est proportionnel à la courbure du profil de vitesse du vent au point où la vitesse moyenne du vent est égale à la vitesse de l’onde. Étant donné que le profil de vitesse du vent est logarithmique par rapport à la surface de l’eau, la courbure a un signe négatif à ce point. Cette relation montre que le flux de vent transfère son énergie cinétique à la surface de l’eau à leur interface.

Hypothèses :

écoulement de cisaillement parallèle bidimensionnel
eau et vent incompressibles et non visqueux
eau irrotationnelle
la pente du déplacement de la surface de l'eau est faible

Généralement, ces mécanismes de formation de vagues se produisent ensemble à la surface de l’eau et finissent par produire des vagues pleinement développées.

Par exemple, si nous supposons une surface de mer plate (état de Beaufort 0) et qu'un flux de vent soudain souffle régulièrement sur la surface de la mer, le processus de génération de vagues physiques suit la séquence :

Les vents turbulents provoquent des fluctuations aléatoires de pression à la surface de la mer. Des ondulations de longueurs d'onde de l'ordre de quelques centimètres sont générées par les fluctuations de pression. (Le mécanisme de Phillips )
Les vents continuent d'agir sur la surface de la mer initialement ondulée, ce qui fait grossir les vagues. À mesure que les vagues grossissent, les différences de pression s'accentuent, ce qui entraîne une augmentation du taux de croissance. Enfin, l'instabilité due au cisaillement accélère la croissance des vagues de manière exponentielle. (Le mécanisme de Miles )
Les interactions entre les ondes à la surface génèrent des ondes plus longues et l'interaction transférera l'énergie des ondes plus courtes générées par le mécanisme de Miles aux ondes qui ont des fréquences légèrement inférieures à la fréquence aux magnitudes maximales des vagues, puis finalement les ondes seront plus rapides que la vitesse du vent de travers (Pierson & Moskowitz ).

Types

Trois types différents de vagues de vent se développent au fil du temps :

Ondes capillaires , ou ondulations, dominées par des effets de tension superficielle.
Ondes de gravité , dominées par les forces gravitationnelles et inertielles.
- Mers, soulevées localement par le vent.
Houles qui se sont éloignées de l'endroit où elles ont été soulevées par le vent et qui se sont dispersées dans une plus ou moins grande mesure.

Les ondulations apparaissent sur l'eau calme lorsque le vent souffle, mais elles disparaissent rapidement si le vent s'arrête. La force de rappel qui leur permet de se propager est la tension superficielle . Les vagues de la mer sont des mouvements à plus grande échelle, souvent irréguliers, qui se forment sous des vents soutenus. Ces vagues ont tendance à durer beaucoup plus longtemps, même après que le vent s'est calmé, et la force de rappel qui leur permet de se propager est la gravité. Lorsque les vagues se propagent loin de leur zone d'origine, elles se séparent naturellement en groupes de direction et de longueur d'onde communes. Les ensembles de vagues formés de cette manière sont connus sous le nom de houles. L' océan Pacifique s'étend sur 19 800 km (12 300 mi) de l' Indonésie à la côte de la Colombie et, sur la base d'une longueur d'onde moyenne de 76,5 m (251 pi), il y aurait environ 258 824 houles sur cette largeur.

On prétend parfois que parmi un ensemble de vagues, la septième vague d'un ensemble est toujours la plus grande ; bien que ce ne soit pas le cas, les vagues au milieu d'un ensemble donné ont tendance à être plus grandes que celles qui les précèdent et celles qui les suivent.

Des vagues isolées (également appelées « vagues anormales », « vagues monstrueuses », « vagues meurtrières » et « vagues royales ») beaucoup plus hautes que les autres vagues de l' état de mer peuvent se produire. Dans le cas de la vague de Draupner , sa hauteur de 25 m (82 pieds) était 2,2 fois supérieure à la hauteur de la vague significative . Ces vagues se distinguent des marées , causées par l' attraction gravitationnelle de la Lune et du Soleil , des tsunamis provoqués par des tremblements de terre ou des glissements de terrain sous-marins , et des vagues générées par des explosions sous-marines ou la chute de météorites , toutes ayant des longueurs d' onde bien plus longues que les vagues de vent.

Les vagues de vent les plus grandes jamais enregistrées ne sont pas des vagues scélérates, mais des vagues standard dans des états de mer extrêmes. Par exemple, des vagues de 29,1 m (95 pi) de haut ont été enregistrées sur le RRS Discovery dans une mer avec une hauteur de vague significative de 18,5 m (61 pi), donc la vague la plus haute n'était que 1,6 fois la hauteur de vague significative. La plus grande vague enregistrée par une bouée (en 2011) était de 32,3 m (106 pi) de haut pendant le typhon Krosa de 2007 près de Taïwan.

Spectre

Les vagues océaniques peuvent être classées en fonction de la force perturbatrice qui les crée ; de la mesure dans laquelle la force perturbatrice continue de les influencer après leur formation ; de la mesure dans laquelle la force de restauration les affaiblit ou les aplatit ; et de leur longueur d'onde ou période. Les vagues sismiques de la mer ont une période d'environ 20 minutes et une vitesse de 760 km/h (470 mph). Les vagues de vent (vagues en eau profonde) ont une période allant jusqu'à environ 20 secondes.

La vitesse de toutes les vagues océaniques est contrôlée par la gravité, la longueur d'onde et la profondeur de l'eau. La plupart des caractéristiques des vagues océaniques dépendent de la relation entre leur longueur d'onde et la profondeur de l'eau. La longueur d'onde détermine la taille des orbites des molécules d'eau dans une vague, mais la profondeur de l'eau détermine la forme des orbites. Les trajectoires des molécules d'eau dans une vague de vent ne sont circulaires que lorsque la vague se déplace en eau profonde. Une vague ne peut pas « sentir » le fond lorsqu'elle se déplace dans une eau plus profonde que la moitié de sa longueur d'onde, car trop peu d'énergie est contenue dans le mouvement de l'eau en dessous de cette profondeur. Les vagues se déplaçant dans une eau plus profonde que la moitié de leur longueur d'onde sont appelées vagues d'eau profonde. D'autre part, les orbites des molécules d'eau dans les vagues se déplaçant dans des eaux peu profondes sont aplaties par la proximité de la surface du fond marin. Les vagues dans des eaux moins profondes que 1/20 de leur longueur d'onde d'origine sont appelées vagues d'eau peu profonde. Les ondes de transition se déplacent dans des eaux plus profondes que 1/20 de leur longueur d'onde d'origine mais moins profondes que la moitié de leur longueur d'onde d'origine.

En général, plus la longueur d'onde est grande, plus l'énergie des vagues se déplace rapidement dans l'eau. La relation entre la longueur d'onde, la période et la vitesse de toute onde est la suivante :

{\displaystyle C={L}/{T <semantics> <mrow> <mstyle> <mi>C</mi> <mo>=</mo> <mrow> <mi>L</mi> </mrow> <mrow> <mo>/</mo> </mrow> <mrow> <mi>T</mi> </mrow> </mstyle> </mrow> <annotation>{\displaystyle C={L}/{T}}</annotation> </semantics> </math></span><img src=

où C est la vitesse (célérité), L la longueur d'onde et T la période (en secondes). La vitesse de l'onde dérive donc de la dépendance fonctionnelle de la longueur d'onde sur la période ( relation de dispersion ). ${\displaystyle L(T) <semantics> <mrow> <mstyle> <mi>L</mi> <mo>(</mo> <mi>T</mi> <mo>)</mo> </mstyle> </mrow> <annotation>{\displaystyle L(T)}</annotation> </semantics> </math><img src=$

La vitesse d'une vague en eau profonde peut également être estimée par :

{\displaystyle C={\sqrt {{gL}/{2\pi <semantics> <mrow> <mstyle> <mi>C</mi> <mo>=</mo> <mrow> <msqrt> <mrow> <mi>g</mi> <mi>L</mi> </mrow> <mrow> <mo>/</mo> </mrow> <mrow> <mn>2</mn> <mi>π</mi> </mrow> </msqrt> </mrow> </mstyle> </mrow> <annotation>{ displaystyle C = { sqrt {{gL}/{2 pi }}}}</annotation> </semantics> </math></span><img src=

où g est l'accélération due à la gravité, soit 9,8 mètres (32 pieds) par seconde au carré. Comme g et π (3.14) sont des constantes, l'équation peut être réduite à :

{\displaystyle C=1.251{\sqrt {L <semantics> <mrow> <mstyle> <mi>C</mi> <mo>=</mo> <mn>1.251</mn> <mrow> <msqrt> <mi>L</mi> </msqrt> </mrow> </mstyle> </mrow> <annotation>{\displaystyle C=1.251{\sqrt {L}}}</annotation> </semantics> </math></span><img src=

lorsque C est mesuré en mètres par seconde et L en mètres. Dans les deux formules, la vitesse de l'onde est proportionnelle à la racine carrée de la longueur d'onde.

La vitesse des vagues en eau peu profonde est décrite par une équation différente qui peut s'écrire comme suit :

{\displaystyle C={\sqrt {gd}}=3.1{\sqrt {d <semantics> <mrow> <mstyle> <mi>C</mi> <mo>=</mo> <mrow> <msqrt> <mi>g</mi> <mi>d</mi> </msqrt> </mrow> <mo>=</mo> <mn>3.1</mn> <mrow> <msqrt> <mi>d</mi> </msqrt> </mrow> </mstyle> </mrow> <annotation>{\displaystyle C={\sqrt {gd}}=3.1{\sqrt {d}}}</annotation> </semantics> </math></span><img src=

où C est la vitesse (en mètres par seconde), g l'accélération due à la gravité et d la profondeur de l'eau (en mètres). La période d'une vague reste inchangée quelle que soit la profondeur de l'eau dans laquelle elle se déplace. Cependant, lorsque les vagues d'eau profonde pénètrent dans les eaux peu profondes et touchent le fond, leur vitesse est réduite et leurs crêtes « se regroupent », ce qui réduit leur longueur d'onde.

Modèles spectraux

L'état de la mer peut être décrit par le spectre des vagues ou simplement par le spectre des vagues . Il est composé d'un spectre de hauteur des vagues (WHS) et d'un spectre de direction des vagues (WDS) . De nombreuses propriétés intéressantes sur l'état de la mer peuvent être découvertes à partir des spectres des vagues. ${\displaystyle S(\omega ,\Theta ) <semantics> <mrow> <mstyle> <mi>S</mi> <mo>(</mo> <mi>ω</mi> <mo>,</mo> <mi>Θ</mi> <mo>)</mo> </mstyle> </mrow> <annotation>{\displaystyle S(\oméga ,\Thêta )}</annotation> </semantics> </math><img src=$ ${\displaystyle S(\omega ) <semantics> <mrow> <mstyle> <mi>S</mi> <mo>(</mo> <mi>ω</mi> <mo>)</mo> </mstyle> </mrow> <annotation>{\displaystyle S(\oméga )}</annotation> </semantics> </math><img src=$ ${\displaystyle f(\Theta ) <semantics> <mrow> <mstyle> <mi>f</mi> <mo>(</mo> <mi>Θ</mi> <mo>)</mo> </mstyle> </mrow> <annotation>{\displaystyle f(\Thêta )}</annotation> </semantics> </math><img src=$

Le WHS décrit la densité spectrale de la variance de la hauteur des vagues (« puissance ») en fonction de la fréquence des vagues , avec la dimension . La relation entre le spectre et l'amplitude des vagues pour une composante des vagues est la suivante : ${\displaystyle \{S(\omega )\}=\{{ ext{length}}^{2}\cdot { ext{time}}\ <semantics> <mrow> <mstyle> <mo>{</mo> <mi>S</mi> <mo>(</mo> <mi>ω</mi> <mo>)</mo> <mo>}</mo> <mo>=</mo> <mo>{</mo> <msup> <mrow> <mtext>longueur</mtext> </mrow> <mrow> <mn>2</mn> </mrow> </msup> <mo>⋅</mo> <mrow> <mtext>temps</mtext> </mrow> <mo>}</mo> </mstyle> </mrow> <annotation>{\displaystyle \{S(\omega )\}=\{{ ext{longueur}}^{2}\cdot { ext{temps}}\}}</annotation> </semantics> </math><img src=$ ${\displaystyle S(\omega _{j}) <semantics> <mrow> <mstyle> <mi>S</mi> <mo>(</mo> <msub> <mi>ω</mi> <mrow> <mi>j</mi> </mrow> </msub> <mo>)</mo> </mstyle> </mrow> <annotation>{ displaystyle S (omega _ {j})}</annotation> </semantics> </math><img src=$ ${\displaystyle A_{j <semantics> <mrow> <mstyle> <msub> <mi>UN</mi> <mrow> <mi>j</mi> </mrow> </msub> </mstyle> </mrow> <annotation>{\displaystyle A_{j}}</annotation> </semantics> </math><img src=$ ${\displaystyle j <semantics> <mrow> <mstyle> <mi>j</mi> </mstyle> </mrow> <annotation>{\displaystyle j}</annotation> </semantics> </math><img src=$

{\displaystyle {\frac {1}{2}}A_{j}^{2}=S(\omega _{j})\,\Delta \omega <semantics> <mrow> <mstyle> <mrow> <mfrac> <mn>1</mn> <mn>2</mn> </mfrac> </mrow> <msubsup> <mi>UN</mi> <mrow> <mi>j</mi> </mrow> <mrow> <mn>2</mn> </mrow> </msubsup> <mo>=</mo> <mi>S</mi> <mo>(</mo> <msub> <mi>ω</mi> <mrow> <mi>j</mi> </mrow> </msub> <mo>)</mo> <mspace></mspace> <mi>Δ</mi> <mi>ω</mi> </mstyle> </mrow> <annotation>{\displaystyle {\frac {1}{2}}A_{j}^{2}=S(\oméga _{j})\,\Delta \oméga }</annotation> </semantics> </math></span><img src=

Certains modèles WHS sont répertoriés ci-dessous.

La Conférence internationale sur les bassins de remorquage (ITTC) a recommandé un modèle de spectre pour une mer entièrement développée (spectre ISSC spectre Pierson-Moskowitz modifié ) :

{\displaystyle {\frac {S(\omega )}{H_{1/3}^{2}T_{1}}}={\frac {0.11}{2\pi }}\left({\frac {\omega T_{1}}{2\pi }} ight)^{-5}\mathrm {exp} \left[-0.44\left({\frac {\omega T_{1}}{2\pi }} ight)^{-4} ight] <semantics> <mrow> <mstyle> <mrow> <mfrac> <mrow> <mi>S</mi> <mo>(</mo> <mi>ω</mi> <mo>)</mo> </mrow> <mrow> <msubsup> <mi>H</mi> <mrow> <mn>1</mn> <mrow> <mo>/</mo> </mrow> <mn>3</mn> </mrow> <mrow> <mn>2</mn> </mrow> </msubsup> <msub> <mi>T</mi> <mrow> <mn>1</mn> </mrow> </msub> </mrow> </mfrac> </mrow> <mo>=</mo> <mrow> <mfrac> <mn>0,11</mn> <mrow> <mn>2</mn> <mi>π</mi> </mrow> </mfrac> </mrow> <msup> <mrow> <mo>(</mo> <mrow> <mfrac> <mrow> <mi>ω</mi> <msub> <mi>T</mi> <mrow> <mn>1</mn> </mrow> </msub> </mrow> <mrow> <mn>2</mn> <mi>π</mi> </mrow> </mfrac> </mrow> <mo>)</mo> </mrow> <mrow> <mo>−</mo> <mn>5</mn> </mrow> </msup> <mrow> <mi>et</mi> <mi>x</mi> <mi>p</mi> </mrow> <mrow> <mo>[</mo> <mrow> <mo>−</mo> <mn>0,44</mn> <msup> <mrow> <mo>(</mo> <mrow> <mfrac> <mrow> <mi>ω</mi> <msub> <mi>T</mi> <mrow> <mn>1</mn> </mrow> </msub> </mrow> <mrow> <mn>2</mn> <mi>π</mi> </mrow> </mfrac> </mrow> <mo>)</mo> </mrow> <mrow> <mo>−</mo> <mn>4</mn> </mrow> </msup> </mrow> <mo>]</mo> </mrow> </mstyle> </mrow> <annotation>{\displaystyle {\frac {S(\oméga )}{H_{1/3}^{2}T_{1}}}={\frac {0,11}{2\pi }}\gauche({\frac {\oméga T_{1}}{2\pi }}\droite)^{-5}\mathrm {exp} \gauche[-0,44\gauche({\frac {\oméga T_{1}}{2\pi }}\droite)^{-4}\droite]}</annotation> </semantics> </math></span><img src=

Modèle de spectre recommandé par l'ITTC pour une récupération limitée (spectre JONSWAP)

{\displaystyle S(\omega )=155{\frac {H_{1/3}^{2}}{T_{1}^{4}\omega ^{5}}}\mathrm {exp} \left({\frac {-944}{T_{1}^{4}\omega ^{4}}} ight)(3.3)^{Y}, <semantics> <mrow> <mstyle> <mi>S</mi> <mo>(</mo> <mi>ω</mi> <mo>)</mo> <mo>=</mo> <mn>155</mn> <mrow> <mfrac> <msubsup> <mi>H</mi> <mrow> <mn>1</mn> <mrow> <mo>/</mo> </mrow> <mn>3</mn> </mrow> <mrow> <mn>2</mn> </mrow> </msubsup> <mrow> <msubsup> <mi>T</mi> <mrow> <mn>1</mn> </mrow> <mrow> <mn>4</mn> </mrow> </msubsup> <msup> <mi>ω</mi> <mrow> <mn>5</mn> </mrow> </msup> </mrow> </mfrac> </mrow> <mrow> <mi>et</mi> <mi>x</mi> <mi>p</mi> </mrow> <mrow> <mo>(</mo> <mrow> <mfrac> <mrow> <mo>−</mo> <mn>944</mn> </mrow> <mrow> <msubsup> <mi>T</mi> <mrow> <mn>1</mn> </mrow> <mrow> <mn>4</mn> </mrow> </msubsup> <msup> <mi>ω</mi> <mrow> <mn>4</mn> </mrow> </msup> </mrow> </mfrac> </mrow> <mo>)</mo> </mrow> <mo>(</mo> <mn>3.3</mn> <msup> <mo>)</mo> <mrow> <mi>Y</mi> </mrow> </msup> <mo>,</mo> </mstyle> </mrow> <annotation>{\displaystyle S(\oméga )=155{\frac {H_{1/3}^{2}}{T_{1}^{4}\oméga ^{5}}}\mathrm {exp} \gauche({\frac {-944}{T_{1}^{4}\oméga ^{4}}}\droite)(3.3)^{Y},}</annotation> </semantics> </math></span><img src=

où

{\displaystyle Y=\exp \left[-\left({\frac {0.191\omega T_{1}-1}{2^{1/2}\sigma }} ight)^{2} ight] <semantics> <mrow> <mstyle> <mi>Y</mi> <mo>=</mo> <mi>exp</mi> <mo>⁡</mo> <mrow> <mo>[</mo> <mrow> <mo>−</mo> <msup> <mrow> <mo>(</mo> <mrow> <mfrac> <mrow> <mn>0,191</mn> <mi>ω</mi> <msub> <mi>T</mi> <mrow> <mn>1</mn> </mrow> </msub> <mo>−</mo> <mn>1</mn> </mrow> <mrow> <msup> <mn>2</mn> <mrow> <mn>1</mn> <mrow> <mo>/</mo> </mrow> <mn>2</mn> </mrow> </msup> <mi>σ</mi> </mrow> </mfrac> </mrow> <mo>)</mo> </mrow> <mrow> <mn>2</mn> </mrow> </msup> </mrow> <mo>]</mo> </mrow> </mstyle> </mrow> <annotation>{\displaystyle Y=\exp \gauche[-\gauche({\frac {0,191\oméga T_{1}-1}{2^{1/2}\sigma }}\droite)^{2}\droite]}</annotation> </semantics> </math></span><img src=

5.24/T_{1}.\end{cases σ = {\begin{matrix} 0,07 & si ω \leq 5.24 / T_{1}, \\ 0,09 & si ω > 5.24 / T_{1} . \end{matrix}

5,24/T_{1}.\end{cases}}}" data-src="https://wikimedia.org/api/rest_v1/media/math/render/svg/35125385bd08fe393f09626187ca10f112622f96">

(Ce dernier modèle a été amélioré depuis sa création grâce aux travaux de Phillips et Kitaigorodskii pour mieux modéliser le spectre de hauteur des vagues pour les nombres d'ondes élevés . )

En ce qui concerne WDS, un exemple de modèle pourrait être : ${\displaystyle f(\Theta ) <semantics> <mrow> <mstyle> <mi>f</mi> <mo>(</mo> <mi>Θ</mi> <mo>)</mo> </mstyle> </mrow> <annotation>{\displaystyle f(\Thêta )}</annotation> </semantics> </math><img src=$

{\displaystyle f(\Theta )={\frac {2}{\pi }}\cos ^{2}\Theta ,\qquad -\pi /2\leq \Theta \leq \pi /2 <semantics> <mrow> <mstyle> <mi>f</mi> <mo>(</mo> <mi>Θ</mi> <mo>)</mo> <mo>=</mo> <mrow> <mfrac> <mn>2</mn> <mi>π</mi> </mfrac> </mrow> <msup> <mi>parce que</mi> <mrow> <mn>2</mn> </mrow> </msup> <mo>⁡</mo> <mi>Θ</mi> <mo>,</mo> <mspace></mspace> <mo>−</mo> <mi>π</mi> <mrow> <mo>/</mo> </mrow> <mn>2</mn> <mo>≤</mo> <mi>Θ</mi> <mo>≤</mo> <mi>π</mi> <mrow> <mo>/</mo> </mrow> <mn>2</mn> </mstyle> </mrow> <annotation>{\displaystyle f(\Thêta )={\frac {2}{\pi }}\cos ^{2}\Thêta ,\qquad -\pi /2\leq \Thêta \leq \pi /2}</annotation> </semantics> </math></span><img src=

Ainsi, l'état de la mer est entièrement déterminé et peut être recréé par la fonction suivante où est l'élévation des vagues, est uniformément distribuée entre 0 et , et est tirée aléatoirement de la fonction de distribution directionnelle ${\displaystyle \zeta <semantics> <mrow> <mstyle> <mi>ζ</mi> </mstyle> </mrow> <annotation>{\displaystyle \zeta }</annotation> </semantics> </math><img src=$ ${\displaystyle \epsilon _{j <semantics> <mrow> <mstyle> <msub> <mi>ϵ</mi> <mrow> <mi>j</mi> </mrow> </msub> </mstyle> </mrow> <annotation>{\displaystyle \epsilon _{j}}</annotation> </semantics> </math><img src=$ ${\displaystyle 2\pi <semantics> <mrow> <mstyle> <mn>2</mn> <mi>π</mi> </mstyle> </mrow> <annotation>{\displaystyle 2\pi }</annotation> </semantics> </math><img src=$ ${\displaystyle \Theta _{j <semantics> <mrow> <mstyle> <msub> <mi>Θ</mi> <mrow> <mi>j</mi> </mrow> </msub> </mstyle> </mrow> <annotation>{\displaystyle \Thêta _{j}}</annotation> </semantics> </math><img src=$ ${\displaystyle {\sqrt {f(\Theta )}}: <semantics> <mrow> <mstyle> <mrow> <msqrt> <mi>f</mi> <mo>(</mo> <mi>Θ</mi> <mo>)</mo> </msqrt> </mrow> <mo>:</mo> </mstyle> </mrow> <annotation>{\displaystyle {\sqrt {f(\Thêta )}}:}</annotation> </semantics> </math><img src=$

{\displaystyle \zeta =\sum _{j=1}^{N}{\sqrt {2S(\omega _{j})\Delta \omega _{j}}}\;\sin(\omega _{j}t-k_{j}x\cos \Theta _{j}-k_{j}y\sin \Theta _{j}+\epsilon _{j}). <semantics> <mrow> <mstyle> <mi>ζ</mi> <mo>=</mo> <munderover> <mo>∑</mo> <mrow> <mi>j</mi> <mo>=</mo> <mn>1</mn> </mrow> <mrow> <mi>N</mi> </mrow> </munderover> <mrow> <msqrt> <mn>2</mn> <mi>S</mi> <mo>(</mo> <msub> <mi>ω</mi> <mrow> <mi>j</mi> </mrow> </msub> <mo>)</mo> <mi>Δ</mi> <msub> <mi>ω</mi> <mrow> <mi>j</mi> </mrow> </msub> </msqrt> </mrow> <mspace></mspace> <mi>péché</mi> <mo>⁡</mo> <mo>(</mo> <msub> <mi>ω</mi> <mrow> <mi>j</mi> </mrow> </msub> <mi>t</mi> <mo>−</mo> <msub> <mi>k</mi> <mrow> <mi>j</mi> </mrow> </msub> <mi>x</mi> <mi>parce que</mi> <mo>⁡</mo> <msub> <mi>Θ</mi> <mrow> <mi>j</mi> </mrow> </msub> <mo>−</mo> <msub> <mi>k</mi> <mrow> <mi>j</mi> </mrow> </msub> <mi>et</mi> <mi>péché</mi> <mo>⁡</mo> <msub> <mi>Θ</mi> <mrow> <mi>j</mi> </mrow> </msub> <mo>+</mo> <msub> <mi>ϵ</mi> <mrow> <mi>j</mi> </mrow> </msub> <mo>)</mo> <mo>.</mo> </mstyle> </mrow> <annotation>{\displaystyle \zeta =\sum _{j=1}^{N}{\sqrt {2S(\omega _{j})\Delta \omega _{j}}}\;\sin(\omega _{ j}t-k_{j}x\cos \Theta _{j}-k_{j}y\sin \Theta _{j}+\epsilon _{j}).}</annotation> </semantics> </math></span><img src=

Bancs et réfraction

Lorsque les vagues se déplacent des eaux profondes vers les eaux peu profondes, leur forme change (la hauteur des vagues augmente, leur vitesse diminue et leur longueur diminue à mesure que les orbites des vagues deviennent asymétriques). Ce processus est appelé « shoaling » (effet de banc) .

La réfraction des vagues est le processus qui se produit lorsque les vagues interagissent avec le fond marin pour ralentir la vitesse de propagation en fonction de la longueur d'onde et de la période. Lorsque les vagues ralentissent dans les eaux peu profondes, les crêtes ont tendance à se réaligner à un angle décroissant par rapport aux contours de profondeur. Des profondeurs variables le long d'une crête de vague font que la crête se déplace à des vitesses de phase différentes , les parties de la vague dans les eaux plus profondes se déplaçant plus rapidement que celles dans les eaux peu profondes . Ce processus continue lorsque la profondeur diminue et s'inverse si elle augmente à nouveau, mais la vague quittant la zone de haut-fond peut avoir considérablement changé de direction. Les rayons (lignes normales aux crêtes des vagues entre lesquelles une quantité fixe de flux d'énergie est contenue) convergent vers les hauts-fonds et les hauts-fonds locaux. Par conséquent, l' énergie des vagues entre les rayons est concentrée lorsqu'ils convergent, ce qui entraîne une augmentation de la hauteur des vagues.

Étant donné que ces effets sont liés à une variation spatiale de la vitesse de phase, et que la vitesse de phase change également avec le courant ambiant (en raison du décalage Doppler ), les mêmes effets de réfraction et de modification de la hauteur des vagues se produisent également en raison des variations de courant. En cas de rencontre avec un courant contraire, la vague se raidit , c'est-à-dire que sa hauteur augmente tandis que la longueur d'onde diminue, de manière similaire à la formation de bancs lorsque la profondeur de l'eau diminue.

Rupture

Certaines vagues subissent un phénomène appelé « déferlement ». Un déferlement est une vague dont la base ne peut plus soutenir son sommet, provoquant son effondrement. Une vague se brise lorsqu'elle se heurte à des eaux peu profondes , ou lorsque deux systèmes de vagues s'opposent et combinent leurs forces. Lorsque la pente, ou le rapport de raideur, d'une vague est trop important, le déferlement est inévitable.

Les vagues individuelles en eau profonde se brisent lorsque la raideur de la vague (le rapport entre la hauteur de la vague H et la longueur d'onde λ) dépasse environ 0,17, donc pour H > 0,17 λ . En eau peu profonde, avec une profondeur d'eau faible par rapport à la longueur d'onde, les vagues individuelles se brisent lorsque leur hauteur de vague H est supérieure à 0,8 fois la profondeur de l'eau h , c'est-à-dire H > 0,8 h . Les vagues peuvent également se briser si le vent devient suffisamment fort pour emporter la crête de la base de la vague.

En eau peu profonde, la base de la vague est ralentie par la traînée sur le fond marin. En conséquence, les parties supérieures se propagent à une vitesse plus élevée que la base et la face avant de la crête devient plus raide et la face arrière plus plate. Cela peut être exagéré au point que la face avant forme un profil en tonneau, la crête tombant vers l'avant et vers le bas à mesure qu'elle s'étend dans l'air devant la vague.

Les surfeurs ou sauveteurs en mer identifient trois principaux types de vagues déferlantes . Leurs caractéristiques variées les rendent plus ou moins adaptées au surf et présentent des dangers différents.

Les vagues déferlantes, ou rolling, sont les plus sûres pour surfer. On les trouve dans la plupart des zones où le littoral est relativement plat. Elles constituent le type de shorebreak le plus courant. La décélération de la base de la vague est progressive et la vitesse des parties supérieures ne varie pas beaucoup avec la hauteur. Le déferlement se produit principalement lorsque le rapport de pente dépasse la limite de stabilité.
Les vagues plongeantes ou déferlantes : elles se brisent brusquement et peuvent « déferler » les nageurs, les poussant au fond avec une grande force. Ce sont les vagues préférées des surfeurs expérimentés. Les vents forts du large et les longues périodes de vagues peuvent provoquer des déferlantes. On les trouve souvent là où le fond marin s'élève soudainement, comme sur un récif ou un banc de sable. La décélération de la base de la vague est suffisante pour provoquer une accélération vers le haut et un excès significatif de vitesse vers l'avant de la partie supérieure de la crête. Le pic s'élève et dépasse la face avant, formant un « tonneau » ou un « tube » lorsqu'il s'effondre.
Les vagues déferlantes : elles peuvent ne jamais se briser lorsqu'elles s'approchent du bord de l'eau, car l'eau en dessous est très profonde. Elles ont tendance à se former sur des rivages abrupts. Ces vagues peuvent renverser les nageurs et les entraîner dans des eaux plus profondes.

Lorsque le littoral est presque vertical, les vagues ne se brisent pas mais sont réfléchies. La majeure partie de l'énergie est retenue dans la vague lorsqu'elle revient vers la mer. Les interférences sont provoquées par la superposition des vagues incidentes et réfléchies, et la superposition peut provoquer une instabilité localisée lorsque les pics se croisent, et ces pics peuvent se briser en raison de l'instabilité. (voir aussi ondes claptiques )

Physique des ondes

Dérive de Stokes dans des vagues d'eau peu profonde ( Animation )

Les vagues de vent sont des ondes mécaniques qui se propagent le long de l'interface entre l'eau et l'air ; la force de rappel est fournie par la gravité, et on les appelle donc souvent ondes de gravité de surface . Lorsque le vent souffle, la pression et la friction perturbent l'équilibre de la surface de l'eau et transfèrent l'énergie de l'air à l'eau, formant des vagues. La formation initiale des vagues par le vent est décrite dans la théorie de Phillips de 1957, et la croissance ultérieure des petites vagues a été modélisée par Miles , également en 1957.

Dans les ondes planes linéaires d'une longueur d'onde en eau profonde, les particules proches de la surface ne se déplacent pas simplement de haut en bas, mais sur des orbites circulaires : vers l'avant au-dessus et vers l'arrière en dessous (par rapport à la direction de propagation de l'onde). En conséquence, la surface de l'eau ne forme pas une onde sinusoïdale exacte , mais plutôt une trochoïde avec les courbes les plus prononcées vers le haut, comme le modélise la théorie des ondes trochoïdales . Les ondes de vent sont donc une combinaison d' ondes transversales et longitudinales .

Lorsque les ondes se propagent dans des eaux peu profondes (où la profondeur est inférieure à la moitié de la longueur d'onde), les trajectoires des particules sont comprimées en ellipses .

En réalité, pour des valeurs finies de l'amplitude de l'onde (hauteur), les trajectoires des particules ne forment pas d'orbites fermées ; au contraire, après le passage de chaque crête, les particules sont légèrement déplacées par rapport à leurs positions précédentes, un phénomène connu sous le nom de dérive de Stokes .

À mesure que la profondeur sous la surface libre augmente, le rayon du mouvement circulaire diminue. À une profondeur égale à la moitié de la longueur d'onde λ, le mouvement orbital a diminué à moins de 5 % de sa valeur à la surface. La vitesse de phase (également appelée célérité) d'une onde de gravité de surface est, pour le mouvement périodique pur des ondes de faible amplitude , bien approximée par

{\displaystyle c={\sqrt {{\frac {g\lambda }{2\pi }} anh \left({\frac {2\pi d}{\lambda }} ight) <semantics> <mrow> <mstyle> <mi>c</mi> <mo>=</mo> <mrow> <msqrt> <mrow> <mfrac> <mrow> <mi>g</mi> <mi>λ</mi> </mrow> <mrow> <mn>2</mn> <mi>π</mi> </mrow> </mfrac> </mrow> <mi>tanh</mi> <mo>⁡</mo> <mrow> <mo>(</mo> <mrow> <mfrac> <mrow> <mn>2</mn> <mi>π</mi> <mi>d</mi> </mrow> <mi>λ</mi> </mfrac> </mrow> <mo>)</mo> </mrow> </msqrt> </mrow> </mstyle> </mrow> <annotation>{\displaystyle c={\sqrt {{\frac {g\lambda }{2\pi }} anh \gauche({\frac {2\pi d}{\lambda }}\droite)}}}</annotation> </semantics> </math></span><img src=

où

c = vitesse de phase ;

λ = longueur d’onde ;

d = profondeur de l'eau ;

g = accélération due à la gravité à la surface de la Terre .

En eau profonde, où , so et la tangente hyperbolique approchent , la vitesse se rapproche ${\displaystyle d\geq {\frac {1}{2}}\lambda <semantics> <mrow> <mstyle> <mi>d</mi> <mo>≥</mo> <mrow> <mfrac> <mn>1</mn> <mn>2</mn> </mfrac> </mrow> <mi>λ</mi> </mstyle> </mrow> <annotation>{ displaystyle d geq { frac {1} {2}} lambda}</annotation> </semantics> </math><img src=$ ${\displaystyle {\frac {2\pi d}{\lambda }}\geq \pi <semantics> <mrow> <mstyle> <mrow> <mfrac> <mrow> <mn>2</mn> <mi>π</mi> <mi>d</mi> </mrow> <mi>λ</mi> </mfrac> </mrow> <mo>≥</mo> <mi>π</mi> </mstyle> </mrow> <annotation>{\displaystyle {\frac {2\pi d}{\lambda }}\geq \pi }</annotation> </semantics> </math><img src=$ ${\displaystyle 1 <semantics> <mrow> <mstyle> <mn>1</mn> </mstyle> </mrow> <annotation>{\displaystyle 1}</annotation> </semantics> </math><img src=$ ${\displaystyle c <semantics> <mrow> <mstyle> <mi>c</mi> </mstyle> </mrow> <annotation>{\displaystyle c}</annotation> </semantics> </math><img src=$

{\displaystyle c_{ ext{deep}}={\sqrt {\frac {g\lambda }{2\pi }}}. <semantics> <mrow> <mstyle> <msub> <mi>c</mi> <mrow> <mtext>profond</mtext> </mrow> </msub> <mo>=</mo> <mrow> <msqrt> <mfrac> <mrow> <mi>g</mi> <mi>λ</mi> </mrow> <mrow> <mn>2</mn> <mi>π</mi> </mrow> </mfrac> </msqrt> </mrow> <mo>.</mo> </mstyle> </mrow> <annotation>{\displaystyle c_{ ext{profond}}={\sqrt {\frac {g\lambda }{2\pi }}}.}</annotation> </semantics> </math></span><img src=

En unités SI, avec en m/s, , lorsque est mesuré en mètres. Cette expression nous indique que les ondes de différentes longueurs d'onde se déplacent à des vitesses différentes. Les ondes les plus rapides dans une tempête sont celles qui ont la plus grande longueur d'onde. Par conséquent, après une tempête, les premières ondes à arriver sur la côte sont les houles de grande longueur d'onde. ${\displaystyle c_{ ext{deep <semantics> <mrow> <mstyle> <msub> <mi>c</mi> <mrow> <mtext>profond</mtext> </mrow> </msub> </mstyle> </mrow> <annotation>{\displaystyle c_{ ext{profond}}}</annotation> </semantics> </math><img src=$ ${\displaystyle c_{ ext{deep}}\approx 1.25{\sqrt {\lambda <semantics> <mrow> <mstyle> <msub> <mi>c</mi> <mrow> <mtext>profond</mtext> </mrow> </msub> <mo>≈</mo> <mn>1,25</mn> <mrow> <msqrt> <mi>λ</mi> </msqrt> </mrow> </mstyle> </mrow> <annotation>{\displaystyle c_{ ext{profond}}\environ 1,25{\sqrt {\lambda }}}</annotation> </semantics> </math><img src=$ ${\displaystyle \lambda <semantics> <mrow> <mstyle> <mi>λ</mi> </mstyle> </mrow> <annotation>{\displaystyle \lambda }</annotation> </semantics> </math><img src=$

Pour les eaux intermédiaires et peu profondes, les équations de Boussinesq sont applicables, combinant dispersion de fréquence et effets non linéaires. Et en eaux très peu profondes, les équations des eaux peu profondes peuvent être utilisées.

Si la longueur d'onde est très grande par rapport à la profondeur de l'eau, la vitesse de phase (en prenant la limite de c lorsque la longueur d'onde approche l'infini) peut être approximée par

{\displaystyle c_{ ext{shallow}}=\lim _{\lambda ightarrow \infty }c={\sqrt {gd}}. <semantics> <mrow> <mstyle> <msub> <mi>c</mi> <mrow> <mtext>shallow</mtext> </mrow> </msub> <mo>=</mo> <munder> <mo>lim</mo> <mrow> <mi>λ</mi> <mo>→</mo> <mi>∞</mi> </mrow> </munder> <mi>c</mi> <mo>=</mo> <mrow> <msqrt> <mi>g</mi> <mi>d</mi> </msqrt> </mrow> <mo>.</mo> </mstyle> </mrow> <annotation>{\displaystyle c_{ ext{shallow}}=\lim _{\lambda ightarrow \infty }c={\sqrt {gd}}.}</annotation> </semantics> </math></span><img src=

En revanche, pour des longueurs d'onde très courtes, la tension superficielle joue un rôle important et la vitesse de phase de ces ondes gravito-capillaires peut (en eau profonde) être approximée par

{\displaystyle c_{ ext{gravity-capillary}}={\sqrt {{\frac {g\lambda }{2\pi }}+{\frac {2\pi S}{ ho \lambda <semantics> <mrow> <mstyle> <msub> <mi>c</mi> <mrow> <mtext>gravity-capillary</mtext> </mrow> </msub> <mo>=</mo> <mrow> <msqrt> <mrow> <mfrac> <mrow> <mi>g</mi> <mi>λ</mi> </mrow> <mrow> <mn>2</mn> <mi>π</mi> </mrow> </mfrac> </mrow> <mo>+</mo> <mrow> <mfrac> <mrow> <mn>2</mn> <mi>π</mi> <mi>S</mi> </mrow> <mrow> <mi>ρ</mi> <mi>λ</mi> </mrow> </mfrac> </mrow> </msqrt> </mrow> </mstyle> </mrow> <annotation>{\displaystyle c_{ ext{gravity-capillary}}={\sqrt {{\frac {g\lambda }{2\pi }}+{\frac {2\pi S}{ ho \lambda }}}}}</annotation> </semantics> </math></span><img src=

où

S = tension superficielle de l’interface air-eau ;

{\displaystyle ho <semantics> <mrow> <mstyle> <mi>ρ</mi> </mstyle> </mrow> <annotation>{\displaystyle ho }</annotation> </semantics> </math></span><img src=

Lorsque plusieurs trains d'ondes sont présents, comme c'est toujours le cas dans la nature, les ondes forment des groupes. En eau profonde, les groupes se déplacent à une vitesse de groupe qui est la moitié de la vitesse de phase . Après une seule vague dans un groupe, on peut voir la vague apparaître à l'arrière du groupe, grandir, et finalement disparaître à l'avant du groupe.

Lorsque la profondeur de l'eau diminue vers la côte , cela a pour effet de modifier la hauteur des vagues en raison de la formation de bancs et de la réfraction des vagues . Lorsque la hauteur des vagues augmente, elles peuvent devenir instables lorsque la crête de la vague se déplace plus rapidement que le creux . Cela provoque un ressac , une déferlante des vagues. ${\displaystyle d <semantics> <mrow> <mstyle> <mi>d</mi> </mstyle> </mrow> <annotation>{\displaystyle d}</annotation> </semantics> </math><img src=$

Le mouvement des vagues du vent peut être capté par des dispositifs d'énergie des vagues . La densité énergétique (par unité de surface) des ondes sinusoïdales régulières dépend de la densité de l'eau , de l'accélération de la gravité et de la hauteur des vagues (qui, pour les vagues régulières, est égale à deux fois l' amplitude , ) : ${\displaystyle ho <semantics> <mrow> <mstyle> <mi>ρ</mi> </mstyle> </mrow> <annotation>{\displaystyle ho }</annotation> </semantics> </math><img src=$ ${\displaystyle g <semantics> <mrow> <mstyle> <mi>g</mi> </mstyle> </mrow> <annotation>{\displaystyle g}</annotation> </semantics> </math><img src=$ ${\displaystyle H <semantics> <mrow> <mstyle> <mi>H</mi> </mstyle> </mrow> <annotation>{\displaystyle H}</annotation> </semantics> </math><img src=$ ${\displaystyle a <semantics> <mrow> <mstyle> <mi>a</mi> </mstyle> </mrow> <annotation>{\displaystyle a}</annotation> </semantics> </math><img src=$

{\displaystyle E={\frac {1}{8}} ho gH^{2}={\frac {1}{2}} ho ga^{2}. <semantics> <mrow> <mstyle> <mi>E</mi> <mo>=</mo> <mrow> <mfrac> <mn>1</mn> <mn>8</mn> </mfrac> </mrow> <mi>ρ</mi> <mi>g</mi> <msup> <mi>H</mi> <mrow> <mn>2</mn> </mrow> </msup> <mo>=</mo> <mrow> <mfrac> <mn>1</mn> <mn>2</mn> </mfrac> </mrow> <mi>ρ</mi> <mi>g</mi> <msup> <mi>a</mi> <mrow> <mn>2</mn> </mrow> </msup> <mo>.</mo> </mstyle> </mrow> <annotation>{\displaystyle E={\frac {1}{8}} ho gH^{2}={\frac {1}{2}} ho ga^{2}.}</annotation> </semantics> </math></span><img src=

La vitesse de propagation de cette énergie est la vitesse de groupe .

Modèles

Les surfeurs sont très intéressés par les prévisions de vagues . Il existe de nombreux sites Web qui fournissent des prévisions sur la qualité des vagues pour les jours et les semaines à venir. Les modèles de vagues et de vent sont basés sur des modèles météorologiques plus généraux qui prédisent les vents et les pressions sur les océans, les mers et les lacs.

Les modèles de vagues et de vent sont également un élément important de l'étude de l'impact des propositions de protection du littoral et de réalimentation des plages . Pour de nombreuses zones de plage, les informations sur le climat des vagues sont incomplètes. Il est donc important d'estimer l'effet des vagues et de vent pour gérer les environnements littoraux .

Une vague générée par le vent peut être prédite en fonction de deux paramètres : la vitesse du vent à 10 m au-dessus du niveau de la mer et la durée du vent, qui doit souffler sur de longues périodes pour être considéré comme pleinement développé. La hauteur significative de la vague et la fréquence de pointe peuvent alors être prédites pour une certaine longueur de fetch.

Signaux sismiques

Français Les vagues de l'eau de mer génèrent des ondes sismiques qui sont visibles globalement sur les sismographes . Il existe deux principaux constituants du microséisme sismique généré par les vagues océaniques. Le plus fort d'entre eux est le microséisme secondaire qui est créé par les pressions du fond océanique générées par les vagues océaniques interférentes et a un spectre qui se situe généralement entre des périodes d'environ 6 à 12 s, ou à environ la moitié de la période des ondes interférentes responsables. La théorie de la génération de microséisme par des ondes stationnaires a été fournie par Michael Longuet-Higgins en 1950 après qu'en 1941 Pierre Bernard ait suggéré cette relation avec les ondes stationnaires sur la base d'observations. Le microséisme primaire plus faible, également visible à l'échelle mondiale, est généré par les pressions dynamiques du fond océanique des vagues se propageant au-dessus des régions moins profondes (moins de plusieurs centaines de mètres de profondeur) de l'océan mondial. Les microséismes ont été signalés pour la première fois vers 1900, et les enregistrements sismiques fournissent des mesures indirectes à long terme de l'intensité des vagues saisonnières et climatiques à grande échelle dans les océans de la Terre y compris celles associées au réchauffement climatique anthropique .