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9.8 : Courants locaux et de surface - Géosciences

9.8 : Courants locaux et de surface - Géosciences


Les courants de surface décrits ci-dessus sont tous importants et immuables. Deux sont courants longs côtiers et courants de retour. Courants d'arrachement sont des courants potentiellement dangereux qui transportent rapidement de grandes quantités d'eau au large. Regardez l'animation du courant de déchirure pour déterminer ce qu'il faut faire si vous êtes pris dans un courant de déchirure. Chaque été aux États-Unis, au moins quelques personnes meurent lorsqu'elles sont prises dans des courants de retour.Courants de surface jouent un rôle énorme dans le climat de la Terre. Même si l'équateur et les pôles ont des climats très différents, ces régions auraient des climats plus extrêmement différents si les courants océaniques ne transféraient pas la chaleur des régions équatoriales vers les latitudes plus élevées.

Le Gulf Stream est une rivière d'eau chaude dans l'océan Atlantique, d'environ 160 kilomètres de large et d'environ un kilomètre de profondeur. L'eau qui pénètre dans le Gulf Stream est chauffée lorsqu'elle se déplace le long de l'équateur. L'eau chaude remonte ensuite la côte est de l'Amérique du Nord et traverse l'océan Atlantique jusqu'en Europe. L'énergie que le Gulf Stream transfère est énorme : plus de 100 fois la demande énergétique mondiale.

Les eaux chaudes du Gulf Stream augmentent les températures dans la mer du Nord, ce qui augmente la température de l'air au-dessus des terres entre 3 et 6 degrés C (5 à 11 degrés F). Londres, Royaume-Uni, par exemple, est à la même latitude que Québec, Canada. Cependant, la température moyenne de janvier à Londres est de 3,8 degrés C (38 degrés F), tandis que celle du Québec n'est que de -12 degrés C (10 degrés F). Parce que l'air voyageant au-dessus de l'eau chaude du Gulf Stream absorbe beaucoup d'eau, Londres reçoit beaucoup de pluie. En revanche, le Québec est beaucoup plus sec et reçoit ses précipitations sous forme de neige.


9.8 : Courants locaux et de surface - Géosciences

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1. Introduction

[2] Cet article se concentre sur la dépendance du mélange océanique de surface sur la résolution du champ d'advection. Ici, le mélange désigne spécifiquement le réarrangement non diffusif de parcelles de particules fluides résultant des étirements et repliements successifs exclusivement produits par advection horizontale. L'évaluation des avantages que les mesures altimétriques à grande fauchée haute résolution de la prochaine génération pourraient apporter à la détermination de la circulation océanique de surface lagrangienne par rapport aux mesures altimétriques au sol à basse résolution de la génération actuelle est particulièrement intéressante. L'advection est donc supposée être fournie par une forme intégrée verticalement de courants géostrophiques, appelés « courants géostrophiques de surface », où le gradient de pression horizontal est calculé sur la base des informations sur la hauteur de la surface de la mer (SSH) uniquement. Il faut alors noter que cette hypothèse oblige à parler, de manière plus appropriée, de mélange océanique proche de la surface. De plus, la traînée du vent et d'autres effets agéostrophiques peuvent influencer le mélange océanique de surface, ce qui n'est pas pris en compte ici. Avec ces commentaires à l'esprit, deux champs de courants géostrophiques de surface qui diffèrent par leur résolution spatio-temporelle sont considérés. L'un est un champ de vitesse géostrophique de surface à haute résolution (HR) dérivé d'un enregistrement quotidien des SSH produit par le modèle océanique mondial à coordonnées HYbrid (HYCOM) à résolution 1/12°, qui est choisi principalement sur la base de sa disponibilité facile. L'autre est un champ de vitesse géostrophique de surface à basse résolution (LR) dérivé d'une version tronquée de cet enregistrement de SSH. L'enregistrement de champ SSH tronqué est obtenu en cartographiant sur une grille de résolution 1/4° les SSH HYCOM interpolés chaque semaine le long de trajectoires altimétriques satellitaires sélectionnées de manière appropriée. Par conséquent, alors que le champ de vitesse LR peut être considéré comme étant dérivé en utilisant des mesures effectuées par des altimètres au sol basse résolution de génération actuelle, le champ de vitesse HR peut être envisagé comme étant dérivé en utilisant des mesures effectuées par une large bande hypothétique haute résolution de nouvelle génération. altimètres. (Cependant, il convient de noter que l'on peut s'attendre à ce que l'altimétrie de nouvelle génération (G. Goni, communication privée, 2010) donne un enregistrement de terrain SSH avec une résolution spatiale plus élevée mais inférieure à celle de l'enregistrement de terrain HR SSH.)

[3] L'enquête rapportée est menée dans deux régions des océans du monde qui ont des caractéristiques bien distinctes (Figure 1). Une région, appelée ici ACR, est un vaste domaine dans l'Atlantique Sud, qui est traversé par des tourbillons provenant du courant des Aiguilles. L'autre région, appelée ici ACC, est une partie du secteur Pacifique de l'océan Austral, qui est dominée par de multiples jets zonaux associés au courant circumpolaire antarctique. Ces deux régions ont fait l'objet d'études récentes sur le mélange par les courants océaniques de surface dérivés de l'altimétrie [ Beron-Vera et al., 2008b Shuckburgh et al., 2009a , 2009b ].

[4] Beron-Vera et al. [2008b] ont présenté une étude lagrangienne basée sur les courants dérivés de l'altimétrie sur l'ensemble de l'océan mondial. Ce calcul a révélé que, sous-jacents aux courants dérivés de l'altimétrie, il existe un enchevêtrement complexe d'attractions et de répulsion des structures cohérentes lagrangiennes (LCS), qui domineraient la circulation océanique de surface lagrangienne. Les LCS constituent des courbes fluides matérielles distinguées, qui agissent comme des squelettes de modèles formés par des trajectoires de particules fluides, fournissant ainsi un modèle de mélange [ Haller et Yuan, 2000 ]. L'inférence faite par Beron-Vera et al. [2008b] a été étayée par une comparaison des trajectoires des dériveurs de drogue suivis par satellite avec l'évolution des LCS au sein de la région ACR (la drogue attachée à ces bouées sert à minimiser l'effet de dérive d'Ekman, qui n'a pas été pris en compte dans les calculs lagrangiens effectués par Beron-Vera et al. [2008b] ). Malgré la grossièreté spatio-temporelle des données de vitesse dérivées de l'altimétrie, un très bon accord a été signalé entre les trajectoires des dériveurs et l'évolution des LCS sur quelques mois. Cela a été avancé comme suggérant l'inimportance des caractéristiques de vitesse subméso-échelle non résolues par les altimètres actuels dans le contrôle du mélange. Cependant, un désaccord au-delà de cette échelle de temps suggère que de telles caractéristiques peuvent jouer un rôle, qui est étudié dans cet article.

[5] Shuckburgh et al. [2009a 2009b] ont étudié le mélange océanique de surface produit par les courants dérivés de l'altimétrie dans le secteur Pacifique de l'océan Austral, y compris la région ACC. Ce travail a présenté des calculs du diagnostic de diffusivité efficace [ Nakamura, 2001 ], qui mesure l'augmentation de la diffusion résultant de l'étirement et du repliement de parcelles de particules fluides produites par l'action de vortex. Shuckburgh et al. [2009a] ont trouvé que les calculs de diffusivité efficaces étaient insensibles au lissage spatio-temporel du champ d'advection. Dans l'étude de Shuckburgh et al. [2009b] des calculs de diffusivité efficaces ont révélé des régions de faible mélange identifiées comme des barrières de transport, qui étaient liées à la présence des multiples jets zonaux qui composent le système du courant circumpolaire antarctique. Le résultat rapporté dans l'étude par Shuckburgh et al. [2009a] , car cela suggère que les calculs lagrangiens ne sont pas sensibles à la résolution du champ d'advection. La justification de ce résultat et la mesure dans laquelle il tient lorsqu'un champ de vitesse de résolution plus élevée fournit de l'advection sont étudiés dans cet article.

[6] La section 2 offre une description des différents enregistrements SSH utilisés pour dériver les courants océaniques de surface qui fournissent l'advection dans la présente évaluation du mélange. Ces enregistrements SSH comprennent un enregistrement SSH construit à l'aide de mesures altimétriques d'anomalies SSH superposées à un champ SSH moyen, utilisé à des fins de validation. La section 2 décrit également les différents diagnostics de mélange considérés dans cet article et fournit des détails sur leur calcul. Un diagnostic de mélange primaire considéré est donné par l'exposant de Lyapunov à temps fini (FTLE), qui caractérise la quantité d'étirement autour des trajectoires des particules fluides. Les descripteurs de mélange supplémentaires considérés incluent les LCS, qui, sous-jacents à l'écoulement, contrôlent entièrement le mélange, ainsi que les spectres d'énergie cinétique et de variance FTLE, permettant de caractériser le mélange à l'aide des résultats de phénoménologie de la turbulence bidimensionnelle. Des diagnostics similaires ont déjà été utilisés dans plusieurs études sur la nature du mélange à grande échelle dans l'atmosphère et les océans [par exemple, Pierrehumbert, 1991 Bartello, 2000 Shepherd et al., 2000 Abraham et Bowen, 2002 Waugh et al., 2006 Waugh et Abraham, 2008 Beron-Vera et Olascoaga, 2009 ]. La section 3 présente une description des statistiques des FTLE, et les résultats de l'inspection des modèles LCS, le calcul de l'énergie cinétique et des spectres de variance FTLE, et la réalisation de calculs d'advection passifs explicites de traceurs. Enfin, la section 4 contient un résumé et les conclusions de l'article.


1. Introduction

Les courants de surface océaniques sont des caractéristiques dominantes qui ont un impact sur les industries maritimes ainsi que sur la surveillance du climat et de la météo. Les courants de surface sont couplés à l'atmosphère par la contrainte du vent et le transfert de quantité de mouvement, et à l'océan profond par la viscosité turbulente et le transfert de quantité de mouvement. Les principaux processus physiques qui déterminent la vitesse et la direction des courants à la surface et près de la surface sont la dérive de Stokes, résultant des non-linéarités des ondes de gravité de surface, et la dynamique d'Ekman, résultant de la viscosité et des forces de Coriolis liées à la rotation de la terre. Dans la modélisation hydrodynamique numérique des courants océaniques, l'effet de la dérive de Stokes n'est souvent pas pris en compte et les connaissances sur la contrainte du vent sont insuffisantes, ce qui entraînerait une erreur significative dans les résultats. Certains travaux (Paduan et Shulman 2004) ont été effectués pour réduire les erreurs de modélisation numérique en utilisant les données radar HF pour améliorer la manière dont le forçage du vent est introduit dans les modèles. Ceci a été réalisé en assimilant les données de courant de surface fournies par le radar HF dans la modélisation. Le radar HF est également utilisé dans la présente étude, mais le présent travail met l'accent sur l'étude de la relation entre les courants de surface et le vent dans différentes conditions afin de mieux comprendre les processus physiques impliqués, ce qui profitera à la prévision des courants de surface et améliorera la précision. en modélisation numérique.

La réponse des courants de surface au vent a deux composantes : les courants de surface provoqués par le transfert de quantité de mouvement par la contrainte de cisaillement du vent et le transport de masse de Stokes. La première est expliquée par la théorie d'Ekman (Stewart 2005) et indique une relation quadratique entre les courants de dérive du vent de surface et le vent, la seconde est causée par le caractère non linéaire des vagues générées par le vent (LeBlond et Mysak 1978) et indique une relation linéaire entre la dérive de Stokes et le vent. Le transfert de quantité de mouvement du vent à l'océan se fait à la fois par le cisaillement du vent et la génération de vagues. Par conséquent, ces deux composants sont indépendants l'un de l'autre, mais travaillent ensemble pour générer la réponse actuelle. Dans des conditions différentes, ils jouent des rôles différents.

Comme l'ont noté Kirwan et al. (1979), la résolution des composantes de la dérive du vent et des vagues les unes par rapport aux autres et à partir d'un écoulement principal à plus grande échelle est un problème expérimental difficile. La plupart des enquêtes en laboratoire et sur le terrain se sont concentrées sur un seul élément.

Certaines exceptions incluent l'analyse de Kirwan et al. (1979) et Wu (1983). L'analyse de Kirwan et al. incorporé ces deux composants. Ils ont découvert que la théorie linéaire était supérieure à la théorie quadratique pour expliquer leurs données. Cependant, en raison de certains compromis logistiques et de l'incertitude quant à l'effet de la traînée du vent sur la partie exposée de la bouée, ils n'ont pas pu déterminer le rôle que la dérive de Stokes a joué dans les courants de surface. Dans l'étude de Wu (1983), basée sur le coefficient de traînée du vent d'expériences en laboratoire, et les données de vagues compilées par Wiegel (1964), les courants de surface causés par la contrainte du vent et la dérive de Stokes sont calculés à partir de fonctions empiriques. Cependant, le vent et les courants de surface sont traités comme des scalaires et aucune relation angulaire n'a été incluse dans l'analyse. De plus, la rareté des données de vagues utilisées peut avoir entraîné une imprécision des paramètres de vagues. Les conditions de laboratoire limitées au fetch inhibent la contribution de la dérive de Stokes aux courants totaux.

La théorie d'Ekman prédit que l'angle entre le vecteur de courant de surface entraîné par le vent et le vecteur de vent est de 45°. Ceci est dérivé sous l'hypothèse d'une viscosité de Foucault verticale constante pour des courants constants entraînés par le vent dans un océan infiniment homogène. Cette relation d'angle de 45° est généralement considérée comme élevée dans les observations sur le terrain (Madsen 1977). Les inconvénients d'une viscosité turbulente verticale constante sont reconnus depuis longtemps, et en conséquence le modèle simple d'Ekman a été étendu pour inclure la viscosité turbulente variable ainsi que les couches limites.

Cependant, la dérive de Stokes générée par les vagues a également un effet sur la relation angulaire entre les courants de dérive de surface totaux et le vent. L'étude de Lewis et Belcher (2003) démontre que l'inclusion de la dérive de Stokes est la clé pour concilier les écarts dans les déflexions angulaires des courants en régime permanent. Polton et al. (2005) ont également constaté que la direction du courant de surface est affectée par la présence de vagues océaniques. Ces études sont basées sur l'ajout de l'influence de la dérive de Stokes dans le modèle d'Ekman, et leur solution analytique s'accorde bien avec les profils actuels des données d'observation précédemment publiées et s'accorde mieux que le modèle Ekman standard.

La dérive de Stokes est différente selon les états de mer et cela se reflète dans la réponse totale du courant de surface au vent. En utilisant les données du radar de surface océanique HF, cette étude vise à se concentrer sur l'influence du fetch sur la réponse du courant de surface au vent et à déterminer le rôle que la dérive de Stokes et la contrainte du vent jouent dans la génération de courants de surface dans différentes conditions de fetch. Les données radar HF ont l'avantage sur les données dérivantes pour étudier la réponse du courant de surface au vent car l'erreur introduite par le vent agissant directement sur les bouées est exclue.

Il y a eu une certaine controverse sur la capacité du radar de surface HF à mesurer la dérive de Stokes. Théoriquement, Creamer et al. (1989) ont décrit un schéma d'approximation qui reproduit l'effet du comportement non linéaire d'ordre le plus bas des ondes de surface et capture des caractéristiques importantes des ondes courtes interagissant avec des ondes plus longues. Leurs résultats indiquent que les courants de surface mesurés par le radar HF devraient répondre à la dérive de Stokes de toutes les ondes avec des longueurs d'onde plus longues que les ondes de Bragg. De nombreux projets de recherche récents ont été menés avec l'hypothèse que la dérive de Stokes est présente dans les données de courant de surface des radars HF (Graber et Haus 1997 Gremes-Cordero et al. 2003 Chapron et al. 2005 Ullman et al. 2006). Ullman et al. (2006) ont utilisé deux plages de mesures du radar des applications de la dynamique des océans côtiers (CODAR) avec différentes profondeurs effectives (∼0,5 et ∼2,4 m) et ont comparé les données radar avec les dériveurs à une profondeur de 0,65 m. La comparaison suggère l'existence d'une dérive de Stokes dans les données radar HF et l'importance de la profondeur effective des mesures radar.

Nous avons abordé les problèmes ci-dessus en identifiant deux conditions de fetch typiques avec approximativement la même vitesse de vent et en comparant la différence de réponse du courant dans ces deux conditions. Les différences de réponse du courant au vent dans ces deux conditions de fetch typiques suggèrent que non seulement la dérive de Stokes est présente dans la mesure radar HF, mais aussi que le fetch joue un rôle important dans la réponse du courant de surface au vent en faisant varier l'amplitude de la dérive de Stokes sous différents états de la mer.


9.8 : Courants locaux et de surface - Géosciences

Courants : masses d'eau en mouvement

L'atmosphère et les océans transportent la chaleur des basses latitudes près de l'équateur vers les hautes latitudes près des pôles. L'air frais et les courants d'eau font le voyage de retour des hautes latitudes vers l'équateur. Pour l'atmosphère, cette circulation qui redistribue globalement la chaleur se fait par les vents pour l'océan, elle se fait par les courants. Au sens le plus général, un actuel est une région d'eau qui se déplace plus rapidement que son environnement. Il existe des courants océaniques de surface et des courants océaniques profonds. Nous allons en apprendre davantage sur les deux ici.
Le transport de la chaleur de l'équateur aux pôles n'est pas réparti uniformément sur le globe et se concentre dans les principaux courants océaniques. Les courants océaniques de surface les plus forts et les plus connus sont les Gulf Stream, qui voyage de la mer des Caraïbes, le long de la côte est de l'Amérique du Nord et à travers l'océan Atlantique vers l'Europe, et le Courant de Kuroshio dans l'océan Pacifique Nord au large de la côte est de l'Asie.


Courants océaniques mondiaux
(cliquez sur l'image pour l'agrandir)


Carte du Gulf Stream de Ben Franklin, vers 1786
Imagerie AVHRR du Gulf Stream, 01 janvier 1985
(cliquez sur l'image pour en savoir plus)

Les courants sont produits par des forces physiques

Les courants de surface océaniques sont causés par :

    L'énergie du soleil

Les océans et l'atmosphère reçoivent plus d'énergie du Soleil aux basses latitudes (plus proches de l'équateur) et reçoivent moins d'énergie près des pôles.

Le Soleil chauffe les océans et l'atmosphère en produisant des vents. Lorsque les vents soufflent sur les océans, ils subissent des frictions dues à la rugosité de la surface de l'océan. Cette interaction de friction entraîne un transfert d'énergie à la surface de la mer et produit des vagues et des courants.

L'écoulement des eaux océaniques sur les montagnes et les vallées sous-marines produit également des courants.

Les courants océaniques profonds (également appelés circulation thermohaline) sont causés par :

La densité de l'eau de mer varie globalement en raison des différences de température et de salinité. L'eau de surface est chauffée par le soleil et l'eau chaude est moins dense que l'eau froide. De même, l'eau douce est moins dense que l'eau salée. Aux latitudes septentrionales, les eaux de surface sont refroidies par de l'air extrêmement froid. Cette eau froide peut devenir plus dense que l'eau sous-jacente, la faisant couler. L'enfoncement et le transport de grandes masses d'eau froide donnent lieu à la circulation thermohaline, qui est entraînée par des gradients de densité dus aux variations de température et de salinité.

En général, les courants entraînés par le vent dominent la partie supérieure de l'océan et la circulation thermohaline entraîne le mouvement de l'océan profond.

Comment les courants océaniques sont identifiés dans l'imagerie satellite

Courants de surface océaniques plus chauds que l'eau environnante, ils peuvent avoir une signature thermique, qui peut être vue dans l'imagerie (Radiomètre à très haute résolution avancé (AVHRR). En fonction de leur contraste thermique (la différence de température entre les deux masses d'eau) surface de l'océan les courants peuvent avoir une signature thermique forte ou faible. Les courants de surface océaniques avec un contraste thermique suffisamment fort peuvent être facilement détectés dans les mesures de la température de surface de la mer (SST), par exemple à partir de l'AVHRR ou de l'imagerie/micro-ondes à capteur spécial (SSM/I). conditions de vent, les courants chauds peuvent également être distingués dans l'imagerie radar à synthèse d'ouverture (SAR), mais il s'agit d'un effet plus subtil.

Les altimètres obtiennent des mesures extrêmement précises de la distance entre la position du satellite en orbite et la surface de la terre. Ces mesures de distance précises nous permettent d'estimer la hauteur de la surface de la mer, ce qui peut être utilisé pour identifier les régions d'eau chaude et froide (puisque l'eau chaude se dilate, elle est légèrement plus élevée que l'eau froide), ainsi que pour localiser les caractéristiques topographiques. L'image ci-dessous montre les données acquises par le satellite TOPEX/Poséidon. Cette image utilise la couleur pour montrer la topographie océanique déduite avec des flèches indiquant la vitesse et la direction des courants océaniques. Remarquez comment les courants se déplacent dans le sens des aiguilles d'une montre autour des régions plus hautes de l'océan dans l'hémisphère nord. Ceci est dû à l'effet Coriolis.


Image satellite montrant les courants océaniques mondiaux
(cliquez sur l'image pour en savoir plus)

Le courant affecte les climats et les écosystèmes côtiers locaux

L'upwelling fait référence à un processus courant le long des côtes continentales et à l'équateur. Dans les environnements côtiers, les vents provenant de la terre repoussent les couches d'eau de surface loin du rivage, créant un vide à la surface. L'eau froide et riche en nutriments provenant du dessous des couches superficielles se précipite à la surface le long de la côte, comblant ce vide. Les remontées d'eau froide sont facilement visibles dans les données SST et peuvent être utiles pour localiser de bons sites de pêche, car les poissons se nourrissent des nutriments présents dans l'eau froide. A l'équateur, un processus différent entraîne une remontée d'eau froide. Dans ce cas, les courants d'eau de chaque côté de l'équateur se déplacent dans des directions opposées en raison de la rotation planétaire et de l'effet Coriolis. Au fur et à mesure que ces courants opposés se bousculent, ils «pellent» la surface de l'océan, créant un vide pour que les eaux plus profondes se précipitent et prennent leur place.


Que sont El Niño et La Niña ?

Les termes El Niño et La Niña font référence aux changements périodiques des températures de surface de la mer dans l'océan Pacifique [1] qui ont des impacts sur les conditions météorologiques dans le monde entier. Dans l'océan Pacifique près de l'équateur, les températures à la surface de l'océan sont normalement très chaudes dans le Pacifique occidental et fraîches dans le Pacifique oriental [2] . Cela contribue à générer de fortes pluies sur l'Asie du Sud-Est et le nord de l'Australie et maintient des parties de la côte Pacifique de l'Amérique du Sud relativement sèches [2] . Ce schéma « normal » des températures de surface de la mer du Pacifique est périodiquement perturbé par El Niño et La Niña, phénomènes climatiques naturels qui se produisent environ tous les 3 à 7 ans [3] . El Niño (la phase chaude) et La Niña (la phase froide) durent généralement de 9 à 12 mois chacun, mais dans de rares cas, ils peuvent durer plusieurs années [4] .

Pendant El Niño, les eaux de surface de l'océan Pacifique équatorial central et oriental sont exceptionnellement chaudes [3] . Les alizés [5] soufflant d'est en ouest s'affaiblissent et les eaux de surface chaudes qui restent généralement dans le Pacifique occidental peuvent se déplacer vers l'est le long de l'équateur. Les tempêtes de pluie suivent l'eau chaude jusqu'au centre et à l'est du Pacifique, les conditions sèches affectent le nord de l'Australie et l'Asie du Sud-Est, et les conditions plus humides ont un impact sur la côte Pacifique de l'Amérique du Sud [6] . El Niño peut avoir un impact sur le temps aux États-Unis en apportant des conditions plus douces dans les régions du nord et des conditions plus humides au sud, bien que tous les événements El Niño n'affectent pas les États-Unis de la même manière [6] .

La Niña se caractérise par le processus inverse : les alizés se renforcent, et l'eau chaude et les pluies torrentielles sont poussées vers l'extrême ouest du Pacifique équatorial au-dessus de l'Indonésie [7] . Cela se traduit par des eaux de surface plus froides dans l'océan Pacifique équatorial, des conditions sèches sur la côte Pacifique de l'Amérique du Sud et des conditions beaucoup plus humides dans le nord de l'Australie et l'Asie du Sud-Est [7] . La Niña a généralement un impact sur le temps aux États-Unis en apportant un temps plus frais au nord-ouest et un temps plus chaud au sud-est, bien que, tout comme El Niño, tous les événements de La Niña n'affectent pas le temps aux États-Unis de la même manière [4] .

Aux États-Unis, la National Oceanic and Atmospheric Administration (NOAA) déclare quand un événement El Niño ou La Niña commence [6] . Le National Weather Service fournit des informations sur les conditions actuelles du Pacifique [8] , ainsi que sur les épisodes historiques d'El Niño /La Niña depuis 1950.

Les références

1 Température de surface de la mer Administration Nationale de l'Espace et de l'Aéronautique
2 Effets de l'ENSO dans le Pacifique Service météorologique national
3 Expliquer El Niño L'administration nationale des océans et de l'atmosphère
4 Que sont El Nino et La Nina ? L'administration nationale des océans et de l'atmosphère
5 courants océaniques de surface Administration Nationale de l'Espace et de l'Aéronautique
6 Comprendre El Niño L'administration nationale des océans et de l'atmosphère
7 Topographie de la surface de l'océan depuis l'espace Administration Nationale de l'Espace et de l'Aéronautique
8 Centre de prévision climatique L'administration nationale des océans et de l'atmosphère


Abstrait

Comportement électrochimique de l'alliage de magnésium MA8 en milieu essentiel minimum (MEM) et 0,83 en poids. La solution à % de NaCl est comparée à l'aide de SVET, de mesures de pH locales et de tests de dégagement d'hydrogène. Les produits de corrosion formés sur les surfaces d'alliage sont caractérisés à l'aide d'analyses XRD et SEM-EDX. Les sous-produits potentiels des activités cellulaires et bactériennes augmentent l'activité de l'échantillon dans le MEM au stade initial de l'immersion du matériau. Le taux de dégagement d'hydrogène est plus élevé pour les échantillons en solution de NaCl par rapport au MEM. La formation d'hydroxyapatite à substitution magnésium partiellement protectrice stabilise le pH local du MEM en dessous de 9,0 et ne permet pas d'augmenter le pH pendant la corrosion.


Courants océaniques de surface

L'eau à la surface de l'océan est déplacée principalement par les vents qui soufflent selon certains modèles en raison de la rotation de la Terre et de l'effet Coriolis. Les vents sont capables de déplacer les 400 premiers mètres de l'océan, créant des courants océaniques de surface.

Les courants océaniques de surface forment de grands motifs circulaires appelés gyres. Les gyres coulent dans le sens des aiguilles d'une montre dans les océans de l'hémisphère nord et dans le sens inverse des aiguilles d'une montre dans les océans de l'hémisphère sud en raison de l'effet Coriolis. créant des courants océaniques de surface. Près des pôles terrestres, les tourbillons ont tendance à s'écouler dans la direction opposée.

Les courants océaniques de surface circulent selon un schéma régulier, mais ils ne sont pas tous identiques. Certains courants sont profonds et étroits. Les autres courants sont peu profonds et larges. Les courants sont souvent affectés par la forme du fond océanique. Certains se déplacent rapidement tandis que d'autres se déplacent plus lentement. Un courant peut également changer quelque peu en profondeur et en vitesse au fil du temps.

Les courants océaniques de surface peuvent être très importants. Le Gulf Stream, un courant de surface dans l'Atlantique Nord, transporte 4 500 fois plus d'eau que le fleuve Mississippi. Chaque seconde, 90 millions de mètres cubes d'eau sont transportés au-delà de la baie de Chesapeake (États-Unis) dans le Gulf Stream.

Les courants océaniques de surface transportent la chaleur d'un endroit à l'autre dans le système terrestre. Cela affecte les climats régionaux. Le Soleil réchauffe plus l'eau à l'équateur que dans les régions polaires de haute latitude. La chaleur se déplace dans les courants de surface vers des latitudes plus élevées. Un courant qui apporte de la chaleur dans une région de haute latitude rendra le climat de cette région moins froid.

Les courants océaniques de surface peuvent créer des tourbillons, des boucles d'eau tourbillonnantes, au fur et à mesure qu'ils s'écoulent. Les courants océaniques de surface peuvent également affecter l'upwelling dans de nombreux endroits. Ils sont importants pour les marins qui planifient des itinéraires à travers l'océan. Les courants sont également importants pour la vie marine car ils transportent des créatures à travers le monde et affectent la température de l'eau dans les écosystèmes.


Comment fonctionnent les courants océaniques

Les courants océaniques qui se produisent à 328 pieds (100 mètres) de profondeur ou au-dessus sont généralement classés comme courants de surface. Les courants de surface, qui comprennent côtiercourants et courants océaniques de surface, sont principalement entraînés par les vents.

Vous connaissez probablement courants côtiers si vous êtes déjà allé à la plage. Ces courants de surface affectent également les formations ondulatoires et terrestres. Afin de mieux comprendre les courants côtiers, il est utile de comprendre d'abord vagues.

Lorsque les vents soufflent sur l'océan, ils tirent sur la surface de l'eau et l'accumulation d'énergie forme des vagues. La vitesse du vent, la distance qu'il souffle et la durée pendant laquelle il souffle affectent tous la taille des vagues. Si le vent souffle vite, longtemps et sur une longue distance dans la même direction, de grosses vagues se forment. Les vagues se brisent lorsque leurs bases rencontrent le fond marin et elles deviennent instables, se renversant sur le rivage.

L'énergie libérée lorsque les vagues se brisent sur la plage crée courants côtiers. Lorsque les vagues s'approchent de la plage de biais plutôt que de front, une partie de l'énergie des vagues est dirigée perpendiculairement au rivage et une partie est dirigée parallèlement au rivage. L'énergie parallèle génère le courant littoral, qui longe le rivage. Si vous avez déjà nagé dans l'océan et senti l'océan vous tirer plus loin sur le rivage, alors vous avez ressenti l'impact d'un courant littoral.

Au fur et à mesure que ces courants se déplacent, ils ramassent des sédiments et les transportent le long de la plage dans un processus connu sous le nom de dérive littorale. La dérive littorale peut former de longs et étroits affleurements de terre appelés crache, aussi bien que îles barrières, de longues îles situées parallèlement à la côte. Les îles barrières changent constamment à mesure que les courants côtiers continuent de s'accumuler, de déplacer et de redéposer du sable.

Courants d'arrachement sont un autre type de courant côtier qui se forme là où les formations terrestres sous-marines empêchent les vagues de retourner directement vers la mer. Vous avez probablement vu des panneaux affichés sur la plage, avertissant des courants de retour. Ils résultent de vagues épuisées (ou de vagues qui se sont déjà écrasées) qui s'échappent d'une ouverture étroite, comme une rupture dans un banc de sable, avec une grande force. Imaginez le grand volume d'eau qui s'écoule de la baignoire lorsque vous ouvrez le petit drain, et vous obtenez l'idée générale d'un courant de retour. Vous pouvez tout savoir sur les courants de retour dans "Comment fonctionnent les courants de retour."

Un autre type de courant côtier appelé remontée d'eau se produit lorsque les vents déplacent les eaux de surface en les emportant et que des eaux plus profondes remontent pour les remplacer. Le processus inverse, descente, se produit lorsque le vent pousse l'eau de surface vers une barrière, comme le littoral, et que l'accumulation d'eau qui en résulte force l'eau au-dessus à couler. Ces deux processus peuvent également se produire en haute mer.

L'upwelling et l'downwelling sont essentiels au cycle des nutriments dans l'océan. Les couches d'eau froides et plus profondes sont riches en nutriments et en dioxyde de carbone, tandis que les eaux de surface plus chaudes sont riches en oxygène. Lorsque les pondeuses échangent leur place, les nutriments et les gaz le font aussi.

La descente d'eau empêche l'utilisation de l'oxygène dissous pour la décomposition de la matière organique à la surface, ce qui pourrait entraîner une prolifération de bactéries anaérobies et une accumulation de sulfure d'hydrogène toxique. L'upwelling, quant à lui, permet aux écosystèmes de prospérer là où ils ne le feraient pas autrement. L'afflux de nutriments provenant d'eaux plus profondes et plus froides nourrit une grande variété de vie dans des endroits improbables, comme l'Antarctique.

Alors que les courants côtiers sont causés par des vents locaux, les courants de surface en haute mer proviennent de la configuration des vents à l'échelle mondiale. À la page suivante, vous découvrirez ces courants.


Prédire les courants de surface océaniques à l'aide d'un modèle de prévision météorologique numérique et du réseau neuronal de Kohonen : une étude du nord de l'Adriatique

L'article documente un concept de système de prévision océanique pour les courants de surface océaniques basé sur une carte auto-organisée (SOM) formée par un modèle de prévision numérique du temps (NWP) à haute résolution et des données radar à haute fréquence (HF). Les données de vent et de courants de surface de la zone côtière nord de l'Adriatique ont été utilisées au cours d'une longue phase d'entraînement de 6 mois pour obtenir les modèles SOM. Une très forte corrélation entre les courants et les courants joints et les modèles de vent SOM a indiqué la forte relation entre les vents et les courants et a permis la création d'un système de prédiction. L'augmentation des dimensions SOM n'a pas augmenté la fiabilité du système de prévision, étant limitée par la quantité de données utilisées pour la formation et atteignant les erreurs les plus faibles pour la matrice SOM 4 × 4. As the HF radars and high-resolution NWP models are strongly expanding in coastal oceans, providing reliable and long-term datasets, the applicability of the proposed SOM-based forecasting system is expected to be high.

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