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9.5 : Courants, Upwelling et Downwelling - Géosciences

9.5 : Courants, Upwelling et Downwelling - Géosciences


Le mouvement des courants de surface joue également un rôle dans les mouvements verticaux des eaux plus profondes, mélangeant la colonne d'eau supérieure. Upwelling est le processus qui amène l'eau plus profonde à la surface, et sa signification principale est qu'il amène l'eau profonde riche en nutriments à la surface privée de nutriments, stimulant la production primaire (voir section 7.3). Descente C'est là que l'eau de surface est forcée vers le bas, où elle peut fournir de l'oxygène aux eaux plus profondes. Le downwelling conduit à une productivité réduite, car il étend la profondeur de la couche limitée en nutriments.

L'upwelling se produit lorsque les courants de surface divergent ou s'éloignent les uns des autres. Au fur et à mesure que les eaux de surface divergent, des eaux plus profondes doivent être amenées à la surface pour les remplacer, créant des zones d'upwelling. L'eau de remontée est froide et riche en nutriments, ce qui conduit à une productivité élevée. La plupart des régions les plus productives de la Terre se trouvent dans les zones d'upwelling. Dans le Pacifique équatorial, les alizés soufflent les courants équatoriaux nord et sud vers l'ouest, tandis que le transport d'Ekman provoque le déplacement des couches supérieures vers le nord et le sud dans leurs hémisphères respectifs. Cela crée une zone de divergence et une région d'upwelling et de productivité élevée (Figure (PageIndex{1})).

Un processus similaire se produit près du continent antarctique, créant l'une des régions les plus productives de la Terre, la divergence antarctique. Dans ce cas, la dérive du vent d'ouest (courant circumpolaire antarctique) s'écoule parallèlement, mais dans la direction opposée, à la dérive du vent d'est. Les deux courants se produisant dans l'hémisphère sud, le transport d'Ekman se fera vers la gauche, de sorte que l'eau de la dérive du vent d'ouest s'écoulant vers l'est sera transportée vers le nord, et l'eau de dérive du vent d'est s'écoulant vers l'ouest sera transportée vers le sud, créant une zone de divergence très productive (Figure (PageIndex{2})).

La descente se produit là où les courants de surface convergent. L'eau convergente n'a nulle part où aller que vers le bas, donc l'eau de surface coule. Étant donné que les eaux de surface sont généralement pauvres en éléments nutritifs, les downwellings conduisent à des zones de faible productivité. Un exemple de région de downwelling se trouve au large de la côte du Labrador au Canada, où convergent les courants du Gulf Stream, du Labrador et de l'est du Groenland.

Upwelling côtier

L'upwelling et l'downwelling se produisent également le long des côtes, lorsque les vents déplacent l'eau vers ou loin du littoral. L'eau de surface qui s'éloigne de la terre entraîne une remontée d'eau, tandis que la descente se produit lorsque l'eau de surface se déplace vers la terre. Historiquement, certaines des zones de pêche commerciale les plus productives ont été associées à l'upwelling côtier. Le long de la côte californienne, les vents dominants locaux soufflent vers le sud. Le transport Ekman déplace la couche de surface 90o à droite du vent, ce qui signifie que le transport net d'Ekman se fait en direction du large. L'eau déplacée près de la côte est remplacée par de l'eau plus profonde froide et riche en nutriments qui est amenée à la surface par remontée d'eau, conduisant à une productivité élevée (Figure (PageIndex{3})).

Le même processus se produit au large des côtes du Pérou, qui a longtemps connu la plus grande pêche commerciale au monde. Les vents le long de la côte péruvienne soufflent vers le nord, et comme le Pérou est dans l'hémisphère sud, le transport d'Ekman est de 90o à gauche du vent, ce qui provoque le déplacement des eaux de surface vers le large et entraîne des remontées d'eau et de la productivité. Dans n'importe quel endroit d'upwelling côtier, si les vents s'inversent, l'eau de surface se déplace vers le rivage et il en résulte un downwelling.

Des remontées d'eau peuvent également se produire en raison des caractéristiques géologiques du fond océanique. Par exemple, lorsque les courants d'eau profonde rencontrent des monts sous-marins ou d'autres éléments surélevés, l'eau est forcée vers le haut, amenant de l'eau riche en nutriments à la surface. Cela aide à expliquer pourquoi la productivité est souvent élevée dans l'eau au-dessus des monts sous-marins.


9.5 : Courants, Upwelling et Downwelling - Géosciences

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Masses d'eau profonde majeures

L'océan profond est généralement considéré comme comprenant l'océan au-dessous d'une transition connue sous le nom de thermocline. La thermocline est la forte baisse de température qui se trouve à la base de la couche de mélange de surface où les eaux sont généralement uniformes en température en raison de la convection. Les masses d'eau profonde sont produites à la surface de l'océan et transportées en profondeur via descente. Généralement, la descente d'eau se produit lorsque la surface de l'océan est froide ou, rarement, exceptionnellement saline. L'eau de descente se déplace le long de lignes d'égale densité appelées isopycnales et s'étale horizontalement au niveau où elle est égale en densité à la masse d'eau environnante.

La production de masses d'eau profonde par downwelling se produit dans les régions de haute latitude des hémisphères nord et sud où la surface de l'océan est refroidie par les vents. Le vent qui se déplace sur l'eau la refroidit et provoque une augmentation de l'évaporation. Cette évaporation cible uniquement les molécules d'eau, ce qui entraîne une augmentation de la salinité de l'eau. La baisse de température et l'augmentation de la salinité rendent ces masses d'eau de surface plus denses, ce qui leur permet de fondre. À certains endroits, la formation de glace de mer provoque également une augmentation de la salinité car le gel élimine l'eau douce, laissant le sel derrière lui dans un processus connu sous le nom d'exclusion de la saumure. Les poches d'eau salée autour des marges de la glace s'enfoncent en raison de leur densité plus élevée. De plus, l'exclusion de la saumure intensifie le refroidissement par le vent.

Aujourd'hui, il existe trois grandes masses océaniques profondes. Eau profonde de l'Atlantique Nord ou NADW est principalement produit là où l'océan de surface est refroidi dans la mer de Norvège, dans la partie nord de l'Atlantique Nord, du côté nord d'une crête qui s'étend entre le Groenland, l'Islande et l'Écosse. Cette eau refroidie s'infiltre à travers la crête et les puits. Des portions de NADW sont également produites dans la mer du Labrador et en Méditerranée. Cette masse d'eau est de 1-2,5oC et 35 ppt. NADW descend le côté ouest de l'océan Atlantique Nord à une profondeur de 2000 à 4000 m et à travers le côté ouest de l'Atlantique Sud. Une grande partie du NADW remonte dans l'océan Austral, mais des portions rejoignent le courant circumpolaire antarctique et se déplacent en profondeur dans les océans Indien et Pacifique.

Eau de fond de l'Antarctique ou AABW est produit par refroidissement par évaporation au large des côtes de l'Antarctique et sous la banquise de Ross. Avec cette source, AABW fait partie des eaux les plus froides de l'océan avec une température de -0,4 °C. Cette eau est relativement fraîche (moyenne 34,6 ppt). AABW se déplace vers le nord le long du côté ouest de l'Atlantique Sud sous NADW. Une partie de la masse d'eau se déverse dans la partie orientale de l'Atlantique Sud, tandis que le reste se dirige vers le canal équatorial entre l'Amérique du Sud et l'Afrique.

La troisième grande source d'eau profonde est appelée Eau intermédiaire de l'Antarctique ou AIW. L'AIW est produit près de la convergence antarctique ou du front polaire, où la descente d'eau se produit à la suite de la convergence des courants de surface. AIW a une température de 3-7oC et une salinité de 34,3 ppt. Il parcourt une distance considérable vers le nord dans les bassins des océans Atlantique, Indien et Pacifique.


Circulation océanique de surface

La circulation de l'océan de surface est principalement entraînée par les vents de surface. Comme nous l'avons vu, les vents soufflent des zones de haute pression atmosphérique vers les régions de basse pression atmosphérique. Ces vents transfèrent généralement la chaleur des zones où il y a un excès de rayonnement entrant (les régions tropicales et subtropicales) vers les régions tempérées et de latitude plus élevée où il y a une perte nette de chaleur. En règle générale, la distribution de la pression à la surface de la Terre est zonale ou méridienne, avec des bandes de haute pression couvrant les régions subtropicales et polaires et des bandes de basse pression, les régions équatoriales et les régions subpolaires.

Lorsque les vents et les courants de surface se déplacent le long d'un littoral, ils éloignent les eaux de surface de la côte. Les eaux de surface sont remplacées par des eaux d'en bas par l'upwelling décrit précédemment. Ceci est montré dans la figure ci-dessous.

L'upwelling se produit également dans certaines parties de l'océan où les vents font diverger ou s'éloigner les courants de surface. L'upwelling est le processus opposé à l'upwelling, où les eaux de surface s'écoulent vers le bas et remplacent les eaux profondes. Cela se produit dans certaines parties de l'océan où les vents de surface convergent. Un endroit où cela se produit est au centre des tourbillons.


3. Résultats

3.1. Scénario A : Densité uniforme

700 m (figure 4c), ce qui correspond à une vitesse de déplacement latéral de

10 à 20 cm/s) (Figure 5a et Figure 6b). A noter qu'un autre faible courant sous le vent de quelques cm/s de vitesse s'établit près du fond. Le modèle de sous-courant présente de fortes variations horizontales (Figure 5b). Ces variations se produisent en conjonction avec l'apparition de tourbillons turbulents verticaux, observés dans des zones alternées de vitesses verticales positives et négatives allant jusqu'à 6 cm/s de vitesse (Figure 6c). À certains endroits, les tourbillons agissent pour réduire la vitesse du courant sous-jacent plus haut dans la colonne d'eau, tout en l'améliorant plus bas. Dans d'autres régions, les tourbillons de sens de rotation opposé fonctionnent dans l'autre sens. Les tourbillons qui se développent ici ont un allongement (rapport d'échelle horizontale à verticale) de

1, ce qui est typique des procédés d'agitation non hydrostatiques [17]. Les vitesses verticales ont tendance à culminer au milieu de la colonne d'eau (figure 6c).

3.2. Scénario B : Stratification de densité linéaire

10 m d'épaisseur (Figure 9a). Notez que l'upwelling près de la côte au vent est également confiné à la profondeur de la couche de mélange de surface.

12 à 13 m de profondeur (figure 9c), près de la base de la couche de mélange (voir figure 8c).


Méthodes

Nous nous concentrons sur l'upwelling côtier dans la région du SCC à l'aide d'un modèle physico-biologique couplé à haute résolution qui a été spécifiquement développé pour évaluer les changements potentiels associés au changement climatique anthropique et leurs impacts sur l'écosystème. Le modèle physique est basé sur le système de modélisation océanique régional (ROMS) et le domaine du modèle couvre la région 18,5–50,5°N et 110–140°W. La résolution horizontale est

7 km et le modèle utilise 50 niveaux verticaux en coordonnées sigma suivant le terrain, pondérés vers la surface pour mieux résoudre la couche de mélange. Le modèle biologique est basé sur le modèle d'écosystème du carbone, du silicate et de l'azote (CoSiNE-31) qui comprend 31 variables chimiques et biologiques tenant compte de plusieurs groupes fonctionnels du plancton et de plusieurs formes de nutriments. Dans le CoSiNE-31, le petit phytoplancton (S1) est typiquement défini avec une taille de <5 (mu ) de diamètre et sont facilement broutées par le microzooplancton (ZZ1), la productivité nette quotidienne étant largement reminéralisée 29 . Les diatomées (S2) broutées par le mésozooplancton (ZZ2) sont un phytoplancton relativement gros (>5 (mu m) de diamètre) qui ont le potentiel de croître rapidement dans des conditions nutritives optimales 30,31.

Le modèle couplé a été forcé à la surface et aux limites ouvertes avec le modèle du système terrestre du laboratoire de dynamique des fluides géophysiques (ESM2M) 32,33,34. Conformément au protocole de conception de la phase 5 du projet d'intercomparaison de modèles couplés (CMIP5), le forçage historique est appliqué avant 2005 et le forçage représentatif de la voie de concentration 8.5 (RCP8.5) 35 est utilisé après 2006. Le modèle couplé ROMS-CoSiNE à haute résolution a été utilisé. pour réduire dynamiquement le climat simulé par le modèle du système terrestre sur la région du SCC de 1970 à 2049.

La température de surface de la mer reconstruite étendue (ERSST v3b) dérivée de l'ensemble de données océan-atmosphère international complet sur une grille de 2° × 2° a été utilisée pour comparer avec la température de surface de la mer modélisée (SST) 36 . Les concentrations mensuelles moyennes de chlorophylle (résolution horizontale de 4 km) ont été obtenues à partir du spectroradiomètre imageur à résolution modérée (MODIS) (http://oceancolor.gsfc.nasa.gov/) 37 et utilisées comme mesure pour évaluer la biomasse de phytoplancton modélisée près de la surface . Les figures 1 à 4 de cet article ont été produites à l'aide de MATLAB R2017a (http://www.mathworks.com).


3.3 Cordillère nord-américaine

La cordillère nord-américaine comprend différentes zones de montagnes et de plateaux comme la Sierra Nevada, les montagnes Rocheuses, les hautes plaines et le plateau du Colorado. Ceux-ci ont également des histoires de soulèvement distinctes avec des niveaux élevés d'incertitude. Des parties de la Cordillère nord-américaine étaient déjà à une altitude élevée depuis le début du Cénozoïque (Foster et al., 2010 et références). Néanmoins, d'importants soulèvements ont également eu lieu à partir du Miocène moyen. Le soulèvement dans les montagnes Rocheuses a commencé au Miocène moyen, tandis que les montagnes côtières du nord du Canada montrent une augmentation constante depuis 10 Ma (Potter et Szatmari, 2009). Les chaînes côtières du centre et du sud de la Californie continuent de s'étendre. Ils ont subi des déformations à la fin du Miocène, ainsi qu'un plissement et un soulèvement qui ont débuté vers 3,5 Ma (Page et al., 1999 Montgomery, 1993).


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Gyrès

Les courants océaniques de surface sont entraînés par la configuration des vents de surface. Par exemple, les alizés sous les tropiques et les vents d'ouest aux latitudes moyennes. Les alizés sous les tropiques entraînent les courants de surface de l'est vers l'ouest et, en retour, les vents d'ouest entraînent les courants de surface de l'ouest vers l'est. De plus, la force de Coriolis entraîne des gyres, des systèmes de rotation dans chacun des bassins océaniques qui sont dans le sens des aiguilles d'une montre dans l'hémisphère nord, par exemple, le gyre de l'Atlantique Nord, et dans le sens inverse des aiguilles d'une montre dans l'hémisphère sud, par exemple, le gyre de l'Atlantique Sud. Ces gyres déplacent les eaux chaudes du sud vers le nord et en plus, ils déplacent les eaux froides du nord vers le sud. Chaque tourbillon a un effet majeur sur la circulation océanique dans cette partie du bassin océanique.

Lorsque les vents de surface poussent avec eux la couche superficielle de l'océan, les gyres du vent de surface entraînent des gyres de courant océanique de surface. Le long des côtes, la direction du mouvement d'un gyre a un impact significatif sur le climat continental. Par exemple, un courant se déplaçant du sud au nord dans l'hémisphère nord, ou du nord au sud dans l'hémisphère sud, fournira généralement de l'eau plus chaude à la région côtière, tandis qu'un courant se déplaçant du nord au sud dans l'hémisphère nord ou du sud à nord dans l'hémisphère sud fournira généralement de l'eau plus froide. Le débit d'eau chaude aura généralement une influence modératrice plus importante sur le climat côtier que le débit d'eau froide. Prenez, par exemple, le Gulf Stream dans l'Atlantique Nord. Ce courant chaud a un effet de réchauffement majeur sur les côtes de la Grande-Bretagne et d'autres parties de l'Europe du Nord, gardant ces régions relativement douces par rapport aux endroits à des latitudes comparables. Après avoir baigné les côtes de la Grande-Bretagne, le gyre de l'Atlantique Nord se penche vers le sud, apportant ainsi des eaux relativement froides aux côtes de l'Espagne, du Portugal et du Maroc plus au sud, gardant ces zones plus fraîches que les zones non influencées par les courants.


Autres masses d'eau profonde

Il existe de nombreuses autres masses d'eau profonde, en particulier à des profondeurs intermédiaires, par exemple, les eaux intermédiaires du Pacifique Nord. Au fur et à mesure que les masses d'eau profonde traversent l'océan, elles se mélangent progressivement aux masses d'eau environnantes. Par exemple, NADW se mélange avec AABW et AIW.

La downwelling fournit de l'oxygène à l'océan profond et ventile donc cette masse d'eau. Il n'apporte pas de nutriments. Les courants d'eau profonde se déplacent généralement très lentement avec une vitesse de plusieurs cm par seconde. En règle générale, les courants de surface se déplacent 10 à 100 fois plus rapidement que cela. À ces rythmes, les courants d'eau profonde mettent des milliers d'années à encercler le globe. En fait, la plus ancienne eau profonde de l'océan (dans le Pacifique Nord) a environ 1500 ans. Au fur et à mesure que les eaux profondes font le tour du globe, leurs propriétés changent. Ils se mélangent aux eaux qui les entourent et leur chimie change à mesure qu'ils acquièrent des nutriments tels que le phosphate et le CO2 de la matière organique en décomposition et perdent de l'oxygène.

Le processus inverse du downwelling est le upwelling. L'upwelling est l'endroit où une masse d'eau profonde qui est plus légère que les eaux environnantes s'élève au niveau où elle ne flotte plus. Cette situation se produit généralement lorsque les vents de surface éloignent les masses d'eau de surface d'un emplacement, entraînant un mouvement ascendant de l'eau depuis la profondeur pour combler le vide. L'upwelling est fréquent dans les régions côtières, en particulier dans les régions subtropicales où la haute pression entraîne un flux de vent offshore dominant. De plus, les divergences océaniques où les vents déplacent les courants de surface par transport d'Ekman sont fréquentées par l'upwelling. La remontée d'eau est cruciale pour l'approvisionnement en nutriments des masses d'eau de surface, alimentant des niveaux élevés de productivité dans l'océan de surface. Les pêcheries les plus prolifiques du monde dans les régions côtières se déroulent dans des eaux riches en nutriments comme le Pérou et la Californie et sont alimentées par les remontées d'eau.

Comme nous l'avons vu, la circulation de l'océan profond est entraînée par des différences de densité qui résultent de la température et de la salinité des différentes masses d'eau. Ce type de circulation est connu sous le nom de thermohaline (température=thermo haline=sel ou salinité). À proprement parler, étant donné que les courants océaniques de surface ne sont pas entraînés par la mécanique thermohaline mais par les vents et, dans une moindre mesure, les marées, la circulation de l'océan dans son ensemble est souvent appelée la circulation méridienne de renversement. Cependant, nous continuerons à utiliser le terme thermohaline pour parler de la circulation en eau profonde.


Voir la vidéo: Surface currents, the Ekman spiral, and Ekman transport