la bande transporteuse globale sur une carte océanique continue
le mouvement des courants de surface poussés par le vent est assez intuitif. Par exemple, le vent produit facilement des ondulations à la surface d’un étang. Ainsi, l’océan profond—dépourvu de vent—a été supposé être parfaitement statique par les premiers océanographes. Cependant, l’instrumentation moderne montre que les vitesses actuelles dans les masses d’eau profonde peuvent être importantes (bien que beaucoup moins que les vitesses de surface)., En général, les vitesses de l’eau de mer vont de fractions de centimètres par seconde (dans la profondeur des océans) à parfois plus de 1 m/s dans les courants de surface comme le Gulf Stream et Kuroshio.
dans l’océan profond, la force motrice prédominante est les différences de densité, causées par la salinité et les variations de température (l’augmentation de la salinité et l’abaissement de la température d’un fluide augmentent sa densité). Il y a souvent confusion sur les composants de la circulation qui sont entraînés par le vent et la densité., Notez que les courants océaniques dus aux marées sont également importants dans de nombreux endroits; plus importants dans les zones côtières relativement peu profondes, les courants de marée peuvent également être importants dans l’océan profond. Là, ils sont actuellement pensés pour faciliter les processus de mélange, en particulier le mélange diapycnal.
la densité de l’eau de mer n’est pas globalement homogène, mais varie de manière significative et discrète. Des limites bien définies existent entre les masses d’eau qui se forment à la surface et qui conservent par la suite leur propre identité dans l’océan., Mais ces limites nettes ne sont pas à imaginer spatialement mais plutôt dans un diagramme T-S où les masses d’eau sont distinguées. Ils se positionnent au-dessus ou au-dessous l’un de l’autre en fonction de leur densité, qui dépend à la fois de la température et de la salinité.
l’eau de mer chaude se dilate et est donc moins dense que l’eau de mer plus froide. L’eau plus salée est plus dense que l’eau plus fraîche parce que les sels dissous remplissent les sites interstitiels entre les molécules d’eau, ce qui entraîne plus de masse par unité de volume. Des masses d’eau plus légères flottent sur des masses plus denses (tout comme un morceau de bois ou de glace flottera sur l’eau, voir flottabilité)., C’est ce qu’on appelle la « stratification stable » par opposition à la stratification instable (voir fréquence de Brunt-Väisälä) où des eaux plus denses sont situées sur des eaux moins denses (voir convection ou convection profonde nécessaire à la formation de masse d’eau). Lorsque des masses d’eau denses sont formées pour la première fois, elles ne sont pas stratifiées de manière stable, elles cherchent donc à se situer dans la position verticale correcte en fonction de leur densité. Ce mouvement s’appelle la convection, il ordonne la stratification par gravitation., Entraîné par les gradients de densité, il constitue la principale force motrice des courants océaniques profonds tels que le courant de limite occidentale profonde (DWBC).
la circulation thermohaline est principalement entraînée par la formation de masses d’eau profondes dans l’Atlantique Nord et L’océan Austral causées par les différences de température et de salinité de l’eau.Ce modèle a été décrit par Henry Stommel et Arnold B. Arons en 1960 et est connu sous le nom de modèle de boîte Stommel-Arons pour le MOC.,
formation de masses d’eau profondesmodifier
Les masses d’eau denses qui s’enfoncent dans les bassins profonds se forment dans des zones assez spécifiques de l’Atlantique Nord et de l’océan Austral. Dans l’Atlantique Nord, l’eau de mer à la surface de l’océan est intensément refroidie par le vent et les basses températures de l’air ambiant. Le vent se déplaçant sur l’eau produit également une grande évaporation, entraînant une diminution de la température, appelée refroidissement par évaporation lié à la chaleur latente., L’évaporation élimine uniquement les molécules d’eau, ce qui entraîne une augmentation de la salinité de l’eau de mer laissée derrière, et donc une augmentation de la densité de la masse d’eau ainsi qu’une diminution de la température. Dans la mer de Norvège, le refroidissement par évaporation est prédominant, et la masse d’eau qui coule, L’eau profonde de l’Atlantique Nord (NADW), remplit le bassin et se déverse vers le sud à travers des crevasses dans les seuils sous-marins qui relient le Groenland, L’Islande et la Grande-Bretagne, connus sous le nom de crête Groenland-Écosse., Il coule ensuite très lentement dans les profondes plaines abyssales de l’Atlantique, toujours en direction du Sud. L’écoulement du bassin de l’océan Arctique vers le Pacifique est cependant bloqué par les bas-fonds étroits du détroit de Béring.
Effet de la température et de la salinité sur l’eau de mer de la densité maximale de l’eau de mer température de congélation.
dans l’océan Austral, de forts vents katabatiques soufflant du continent antarctique sur les plateaux de glace souffleront la glace de mer nouvellement formée, ouvrant des polynies le long de la côte., L’océan, qui n’est plus protégé par la glace de mer, subit un refroidissement brutal et Fort (voir polynie). Pendant ce temps, la glace de mer commence à se reformer, de sorte que les eaux de surface deviennent également plus salées, donc très denses. En fait, la formation de glace de mer contribue à une augmentation de la salinité de l’eau de mer en surface; une saumure plus salée est laissée derrière elle lorsque la glace de mer se forme autour d’elle (l’eau pure étant préférentiellement gelée). L’augmentation de la salinité abaisse le point de congélation de l’eau de mer, de sorte que la saumure liquide froide se forme dans des inclusions dans un nid d’abeilles de glace., La saumure fond progressivement la glace juste en dessous, finissant par s’égoutter de la matrice de glace et s’enfoncer. Ce processus est connu sous le nom de rejet de saumure.
Les Eaux de fond de l’Antarctique (AABW) qui en résultent coulent et coulent vers le nord et l’est, mais sont si denses qu’elles coulent sous le NADW. L’AABW formé dans la mer de Weddell remplira principalement les bassins Atlantique et Indien, tandis que L’aabw formé dans la mer de Ross coulera vers l’océan Pacifique.,
Les masses d’eau denses formées par ces processus descendent au fond de l’océan, comme un ruisseau dans le fluide moins dense environnant, et remplissent les bassins des mers polaires. Tout comme les vallées fluviales dirigent les ruisseaux et les rivières sur les continents, la topographie du fond contraint les masses d’eau profondes et de fond.
notez que, contrairement à l’eau douce, l’eau de mer n’a pas une densité maximale à 4 °C mais devient plus dense en se refroidissant jusqu’à son point de congélation d’environ -1,8 °c. ce point de congélation est cependant fonction de la salinité et de la pression et donc de -1.,8 °C n’est pas une température de congélation générale pour l’eau de mer (Voir schéma à droite).
mouvement des masses d’eau profondemodifier
l’eau de Surface coule vers le nord et coule dans l’océan dense près de L’Islande et du Groenland. Il rejoint la circulation thermohaline globale dans l’Océan Indien et le courant circumpolaire Antarctique.,
la Formation et le mouvement des masses d’eau profondes dans l’Océan Atlantique Nord, crée naufrage des masses d’eau qui remplissent le bassin et le débit très lentement dans les profondeurs abyssales des plaines de l’Atlantique. Ce refroidissement à haute latitude et le chauffage à basse latitude entraînent le mouvement de l’eau profonde dans un flux polaire vers le sud. L’eau profonde traverse le bassin de l’océan Antarctique autour de L’Afrique du Sud où elle est divisée en deux routes: l’une dans l’Océan Indien et l’autre au-delà de l’Australie dans le Pacifique.,
dans l’Océan Indien, une partie de l’eau froide et salée de l’Atlantique—tirée par le flux d’eau plus chaude et plus fraîche de l’océan supérieur du Pacifique tropical—provoque un échange vertical d’eau dense et coulante avec de l’eau plus légère au-dessus. Il est connu sous le nom de renversement. Dans l’océan Pacifique, le reste de l’eau froide et salée de l’Atlantique subit un forçage haline, et devient plus chaud et plus frais plus rapidement.,
L’écoulement sous-marin d’eau froide et salée rend le niveau de la mer de l’Atlantique légèrement plus bas que le Pacifique et la salinité ou halinité de l’eau de l’Atlantique plus élevée que le Pacifique. Cela génère un flux important mais lent d’eau plus chaude et plus fraîche de l’océan supérieur du Pacifique tropical à l’Océan Indien à travers l’archipel indonésien pour remplacer les eaux froides et salées du fond de l’Antarctique. Ceci est également connu sous le nom de « forçage haline » (gain net d’eau douce à haute latitude et évaporation à basse latitude)., Cette eau plus chaude et plus fraîche du Pacifique remonte à travers l’Atlantique sud jusqu’au Groenland, où elle se refroidit et subit un refroidissement par évaporation et s’enfonce dans le fond de l’océan, fournissant une circulation thermohaline continue.
Par conséquent, un nom récent et populaire pour la circulation thermohaline, soulignant la nature verticale et le caractère pôle à Pôle de ce type de circulation océanique, est la circulation de renversement méridional.
estimation Quantitativedit
des estimations directes de la force de la circulation thermohaline ont été faites à 26.,5°N dans l’Atlantique Nord depuis 2004 par le programme RAPID UK-US. En combinant des estimations directes du transport océanique à l’aide de compteurs de courant et de mesures de câbles sous-marins avec des estimations du courant géostrophique à partir de mesures de température et de salinité, le programme RAPID fournit des estimations continues, à pleine profondeur et à l’échelle du bassin de la circulation thermohaline ou, plus précisément, de la circulation,
Les masses d’eau profonde qui participent au MOC ont des signatures de rapport chimique, de température et isotopique et peuvent être tracées, leur débit calculé et leur âge déterminé.Ceux-ci incluent des rapports 231Pa / 230th.