Les marins ont découvert la présence de courants océaniques presque dès qu'ils ont commencé à labourer les eaux de l'océan mondial. Certes, le public n'y a prêté attention que lorsque, grâce au mouvement des eaux océaniques, de nombreuses grandes découvertes géographiques ont été réalisées, par exemple, Christophe Colomb a navigué vers l'Amérique grâce au courant nord-équatorial. Après cela, non seulement les marins, mais aussi les scientifiques ont commencé à prêter une attention particulière aux courants océaniques et à s'efforcer de les étudier de la manière la plus approfondie et la plus approfondie possible.
Déjà dans la seconde moitié du XVIIIe siècle. Les marins ont assez bien étudié le Gulf Stream et ont appliqué avec succès leurs connaissances dans la pratique : d'Amérique à la Grande-Bretagne, ils ont marché avec le courant, et dans la direction opposée, ils ont gardé une certaine distance. Cela leur permettait de garder deux semaines d'avance sur les navires dont les capitaines ne connaissaient pas la zone.
Les courants océaniques ou marins sont des mouvements à grande échelle de masses d'eau dans l'océan mondial à des vitesses de 1 à 9 km/h. Ces cours d'eau ne se déplacent pas de manière chaotique, mais dans un certain canal et dans une certaine direction, ce qui est la raison principale pour laquelle on les appelle parfois rivières des océans : la largeur des courants les plus importants peut atteindre plusieurs centaines de kilomètres et la longueur peut atteindre plusieurs milliers.
Il a été établi que les écoulements d'eau ne se déplacent pas directement, mais s'écartent légèrement sur le côté et sont soumis à la force de Coriolis. Dans l’hémisphère Nord, ils se déplacent presque toujours dans le sens des aiguilles d’une montre, dans l’hémisphère Sud, c’est l’inverse.. Dans le même temps, les courants situés sous les latitudes tropicales (on les appelle vents équatoriaux ou alizés) se déplacent principalement d'est en ouest. Les courants les plus forts ont été enregistrés le long des côtes orientales des continents.
Les flux d'eau ne circulent pas d'eux-mêmes, mais sont mis en mouvement par un nombre suffisant de facteurs - vent, rotation de la planète autour de son axe, champs gravitationnels de la Terre et de la Lune, topographie du fond, contours des continents et des îles, différences de indicateurs de température de l'eau, sa densité, sa profondeur à différents endroits de l'océan et même sa composition physique et chimique.
De tous les types d'écoulements d'eau, les plus prononcés sont les courants de surface de l'océan mondial, dont la profondeur atteint souvent plusieurs centaines de mètres. Leur apparition était influencée par les alizés se déplaçant constamment sous les latitudes tropicales dans une direction ouest-est. Ces alizés forment les immenses flux des courants équatoriaux nord et sud près de l’équateur. Une plus petite partie de ces flux retourne vers l'est, formant un contre-courant (lorsque le mouvement de l'eau se produit dans le sens opposé au mouvement des masses d'air). La plupart d'entre eux, lorsqu'ils entrent en collision avec des continents et des îles, se tournent vers le nord ou le sud.
Courants d'eau chaude et froide
Il faut tenir compte du fait que les notions de courants « froids » ou « chauds » sont des définitions conditionnelles. Ainsi, malgré le fait que la température de l'eau du courant de Benguela, qui coule le long du cap de Bonne-Espérance, soit de 20°C, elle est considérée comme froide. Mais le courant du Cap Nord, qui est l'un des bras du Gulf Stream, avec des températures de 4 à 6°C, est chaud.
Cela se produit parce que les courants froids, chauds et neutres tirent leur nom d'une comparaison de la température de leur eau avec la température de l'océan environnant :
- Si les indicateurs de température du débit d'eau coïncident avec la température des eaux environnantes, un tel débit est dit neutre ;
- Si la température des courants est inférieure à celle de l’eau environnante, on les dit froids. Ils s'écoulent généralement des hautes latitudes vers les basses latitudes (par exemple, le courant du Labrador) ou de zones où, en raison du débit élevé des rivières, l'eau océanique a une salinité réduite des eaux de surface ;
- Si la température des courants est plus chaude que celle de l’eau environnante, alors ils sont dits chauds. Ils se déplacent des latitudes tropicales vers les latitudes subpolaires, par exemple le Gulf Stream.
L'eau principale coule
À l'heure actuelle, les scientifiques ont enregistré une quinzaine d'écoulements océaniques majeurs dans le Pacifique, quatorze dans l'Atlantique, sept dans l'Indien et quatre dans l'océan Arctique.
Il est intéressant de noter que tous les courants de l'océan Arctique se déplacent à la même vitesse - 50 cm/sec, trois d'entre eux, à savoir l'ouest du Groenland, l'ouest du Spitzberg et le norvégien, sont chauds, et seul l'est du Groenland est un courant froid.
Mais presque tous les courants océaniques de l'océan Indien sont chauds ou neutres, les courants de mousson, de Somalie, d'Australie occidentale et du Cap des Aiguilles (froid) se déplaçant à une vitesse de 70 cm/sec, la vitesse du reste varie de 25 à 75 cm. /seconde. Les débits d'eau de cet océan sont intéressants car, parallèlement aux vents de mousson saisonniers, qui changent de direction deux fois par an, les fleuves océaniques changent également de cours : en hiver, ils coulent principalement vers l'ouest, en été - vers l'est (un phénomène caractéristique uniquement de l'océan Indien).
Puisque l'océan Atlantique s'étend du nord au sud, ses courants ont également une direction méridionale. Les cours d'eau situés au nord se déplacent dans le sens des aiguilles d'une montre, au sud dans le sens inverse des aiguilles d'une montre.
Un exemple frappant du flux de l'océan Atlantique est le Gulf Stream, qui, partant de la mer des Caraïbes, transporte des eaux chaudes vers le nord, se divisant en plusieurs cours d'eau latéraux en cours de route. Lorsque les eaux du Gulf Stream se retrouvent dans la mer de Barents, elles pénètrent dans l'océan Arctique, où elles se refroidissent et se tournent vers le sud sous la forme du courant froid du Groenland, après quoi elles dévient à un moment donné vers l'ouest et rejoignent à nouveau le Golfe. Flux, formant un cercle vicieux.
Les courants de l'océan Pacifique sont principalement latitudinaux et forment deux immenses cercles : nord et sud. L’océan Pacifique étant extrêmement vaste, il n’est pas surprenant que ses débits d’eau aient un impact significatif sur une grande partie de notre planète.
Par exemple, les courants d'eau des alizés transportent les eaux chaudes des côtes tropicales occidentales vers les côtes orientales, c'est pourquoi, dans la zone tropicale, la partie occidentale de l'océan Pacifique est beaucoup plus chaude que la partie opposée. Mais sous les latitudes tempérées de l’océan Pacifique, au contraire, la température est plus élevée à l’est.
Courants profonds
Pendant longtemps, les scientifiques ont cru que les eaux profondes des océans étaient presque immobiles. Mais bientôt, des véhicules sous-marins spéciaux ont découvert des cours d'eau à débit lent et rapide à de grandes profondeurs.
Par exemple, sous le courant équatorial de l'océan Pacifique, à une profondeur d'une centaine de mètres, les scientifiques ont identifié le courant sous-marin de Cromwell, se déplaçant vers l'est à une vitesse de 112 km/jour.
Les scientifiques soviétiques ont découvert un mouvement similaire des courants d'eau, mais dans l'océan Atlantique : la largeur du courant Lomonossov est d'environ 322 km et la vitesse maximale de 90 km/jour a été enregistrée à une profondeur d'environ cent mètres. Après cela, un autre flux sous-marin a été découvert dans l'océan Indien, même si sa vitesse s'est avérée beaucoup plus faible - environ 45 km/jour.
La découverte de ces courants dans l'océan a donné naissance à de nouvelles théories et mystères, dont le principal est la question de savoir pourquoi ils sont apparus, comment ils se sont formés et si toute la zone de l'océan est couverte par les courants ou là. est un point où l'eau est calme.
L'influence de l'océan sur la vie de la planète
Le rôle des courants océaniques dans la vie de notre planète ne peut guère être surestimé, car le mouvement des courants d’eau affecte directement le climat, la météo et les organismes marins de la planète. Beaucoup comparent l’océan à un énorme moteur thermique alimenté par l’énergie solaire. Cette machine crée un échange constant d'eau entre la surface et les couches profondes de l'océan, lui fournissant de l'oxygène dissous dans l'eau et influençant la vie des habitants marins.
Ce processus peut être retracé, par exemple, en considérant le courant péruvien, situé dans l'océan Pacifique. Grâce à la montée des eaux profondes, qui soulèvent le phosphore et l’azote, le plancton animal et végétal réussit à se développer à la surface des océans, entraînant l’organisation d’une chaîne alimentaire. Le plancton est mangé par de petits poissons qui, à leur tour, deviennent la proie de poissons plus gros, d'oiseaux et de mammifères marins qui, compte tenu de cette abondance de nourriture, s'installent ici, faisant de la région l'une des zones les plus productives de l'océan mondial.
Il arrive aussi qu'un courant froid se réchauffe : la température ambiante moyenne s'élève de plusieurs degrés, ce qui provoque des averses tropicales chaudes qui tombent sur le sol, qui, une fois dans l'océan, tuent les poissons habitués aux températures froides. Le résultat est désastreux : une énorme quantité de petits poissons morts se retrouve dans l'océan, les gros poissons partent, la pêche s'arrête, les oiseaux quittent leurs lieux de nidification.
Résultat : la population locale est privée de poisson, de cultures détruites par les fortes pluies et des bénéfices tirés de la vente du guano (fientes d'oiseaux) comme engrais. La restauration de l’écosystème précédent peut souvent prendre plusieurs années.
§ 1 Courants océaniques (marins)
Les eaux océaniques constituent un environnement très mobile et en mouvement constant. Le mouvement des eaux de l'océan mondial peut être provoqué par diverses raisons. En raison du chauffage inégal de la surface de la Terre, des ceintures de pressions atmosphériques différentes se forment dans l'atmosphère. En raison de cette différence, des vents se forment, qui créent le mouvement des flux d'eau et des courants dans les mers et les océans, ce qui a un impact énorme sur la nature des terres. Mais ce n’est pas seulement le vent qui provoque les courants. Leur apparition peut être influencée par : les différences de densité de l'eau, la température des différentes parties de l'océan, etc.
Les courants océaniques (marins) sont des mouvements horizontaux constants ou périodiques des masses d'eau dans l'épaisseur de l'océan mondial. Le courant peut être imaginé comme un immense fleuve sans rives coulant dans l'océan. La direction du courant est influencée par la force de rotation de la Terre, la topographie des fonds marins et les contours des continents. Les courants peuvent atteindre plusieurs milliers de kilomètres de largeur et des centaines de mètres de profondeur. Les propriétés de l’eau contenue dans les courants marins diffèrent de celles des eaux environnantes.
Les courants sont chauds, froids et neutres. Dans les courants chauds, l'eau est plus chaude que les eaux environnantes, dans les courants froids elle est plus froide que dans les eaux environnantes, dans les courants neutres, sa température est proche de celle des eaux environnantes.
En fonction de la profondeur de passage, les courants sont divisés en :
Superficiel;
Profond;
Benthique.
§ 2 Courants de surface de la Terre
Arrêtons-nous en détail sur les courants de surface de la Terre. Ils couvrent les couches superficielles des océans et des mers jusqu'à 350 mètres de profondeur. Les vents constants sont considérés comme la principale raison de la formation de courants de surface. Sur une carte physique, ces courants sont indiqués par des flèches : les courants chauds sont des flèches rouges, les courants froids sont bleus. Selon la direction dominante du mouvement de l'eau dans les courants, on distingue les courants zonaux (transportant l'eau vers l'ouest ou l'est) et les courants méridionaux, transportant l'eau vers le nord ou le sud.
Considérons la formation des courants de surface dans l'océan Atlantique Nord. L'alizé du nord-est chasse des masses d'eau du golfe de Guinée vers l'ouest, formant le courant des alizés du nord. Au large de la côte est de l'Amérique du Sud, il dévie vers le nord-ouest et pénètre dans le golfe du Mexique. Le Gulf Stream se forme ici. Son nom se traduit par « courant de la baie ». Il pénètre dans les latitudes tempérées, où dominent les vents d’ouest. Ils déplacent les masses d'eau vers l'est. De plus, la force de rotation de la Terre contribue à la déviation du courant vers l’est. C’est ainsi que se forme le courant chaud de l’Atlantique Nord. La température annuelle moyenne y est de +25-26 degrés. La vitesse actuelle est d'environ 10 km/h. La température de l’eau qui s’y trouve est supérieure à la température de l’eau environnante. Grâce à cela, les latitudes tempérées et polaires reçoivent des eaux chaudes. Depuis ces latitudes, l’excès d’eau s’écoule vers le sud et se mélange au large des côtes africaines aux eaux froides remontant des profondeurs. Le courant froid des Canaries se forme ici. La carte physique montre clairement que dans l'océan Atlantique Nord se produit un gigantesque mouvement circulaire de l'eau, qui se produit dans le sens des aiguilles d'une montre. Une situation similaire est observée dans l’océan Atlantique et au sud de l’équateur dans l’hémisphère sud. Le mouvement circulaire de l'eau se produit ici dans le sens inverse des aiguilles d'une montre, car... le mouvement dévie vers la gauche.
Une image similaire des principaux courants peut être observée dans l’océan Pacifique. La situation est quelque peu différente dans les océans Indien et Arctique, en raison de leur situation géographique particulière. Les courants de l’océan Indien sont également influencés par les vents de mousson.
L’un des courants les plus puissants sur Terre est le courant antarctique zonal circulaire (ou courant de vent occidental). Il traverse les parties sud de trois océans (Atlantique, Pacifique et Indien) dans la région des 40 à 50 latitudes de l'hémisphère sud.
Si vous comparez la carte des vents constants et des courants océaniques, vous pouvez identifier un certain modèle. La configuration générale des courants coïncide avec la configuration des vents constants.
Les courants ont un impact considérable sur la redistribution de la chaleur et de l’humidité sur Terre. Dans les parties occidentales de l’océan, les courants d’eau chaude transportent l’eau chauffée vers les pôles, vers les hautes latitudes froides, les réchauffant ainsi. Et à l’est, ils retournent à l’équateur refroidis. Les courants sont une sorte de système de chauffage de la planète. Ils ont également un impact significatif sur la quantité de précipitations dans la région. Les courants chauds contribuent à la montée des courants d’air et des précipitations. Les courants froids refroidissent l’air côtier, qui ne peut pas s’élever et former des nuages. Les courants froids et chauds se rapprochent le plus souvent sous les latitudes tempérées. Dans les zones de convergence d'eaux ayant des propriétés différentes, des vortex se forment. Les masses d'air provenant de l'océan influencent les conditions météorologiques des terres situées dans les zones tempérées.
Mais les courants océaniques transportent non seulement de la chaleur, mais aussi des composés chimiques, des organismes vivants et des polluants sur de longues distances.
§ 3 Bref résumé de la leçon
Résumons la leçon.
1. La configuration générale des courants de surface coïncide avec la configuration des vents constants.
2. Les alizés déplacent les masses d’eau vers l’ouest ; dans les latitudes tempérées, les vents d’ouest se déplacent vers l’est. En raison de la rotation de la Terre, les courants sont déviés vers la droite dans l’hémisphère nord et vers la gauche dans l’hémisphère sud.
3. Les courants jouent un rôle important dans la redistribution de la chaleur et de l'humidité sur notre planète. Ils constituent une sorte de système de chauffage de notre planète.
Liste de la littérature utilisée :
- Géographie. 7e année : plans de cours basés sur le manuel de V.A. Korinskaya, I.V. Dushina, V.A. Schenev « Géographie des continents et des océans » / comp. L.V. Boudarnikova. - Volgograd : Enseignant, 2014.- 246 p.
- Nikitine N.A. Développements de cours en géographie. 7e année - 2e éd. Révisé - M. : VAKO, 2014. – 352 p.
- Korinskaya V.A. Géographie des continents et des océans. 7e année : manuel. pour l'enseignement général institutions / V.A. Korinskaya, I.V. Duchina, Shchenev - 16e éd. Stéréotype. – M. : Outarde, 2009.- 319 p.
Le mouvement de l'eau dans les océans commence tout juste à être étudié, on sait même très peu de choses sur les courants de surface, et les courants profonds et de fond n'ont pas encore été étudiés du tout. Entre-temps, il ne fait aucun doute que le mouvement de l'eau en surface et en profondeur dans les océans forme un système complexe qui, même dans sa partie coïncidant avec la surface de l'océan, n'a pas été suffisamment étudié. Ce n’est pas surprenant car ce phénomène océanographique des plus complexes, non moins complexe que des mouvements similaires dans l’océan d’air, n’a pas encore de théorie cohérente couvrant toutes les raisons qui déterminent le mouvement de l’eau dans l’océan.
Les raisons qui peuvent provoquer le mouvement de l'eau dans l'océan et créer un système observable de courants océaniques peuvent être divisées en trois groupes. Les raisons sont de nature cosmique, les différences de densité et les vents.
Selon la vision moderne, les causes cosmiques, la rotation de la Terre et les marées, ne peuvent rien provoquer de semblable aux courants observés dans les couches superficielles, et par conséquent ces causes ne sont pas prises en compte ici.
Le deuxième groupe de causes qui excitent les courants sont toutes les conditions qui produisent des différences de densité dans l'eau de mer, à savoir la répartition inégale de la température et de la salinité.
La troisième raison de l’émergence de courants de surface (et donc en partie sous-marins) est le vent.
Différence de densité de l'eau
Les différences de densité étaient largement reconnues comme la cause la plus importante des courants océaniques, une opinion qui s'est répandue surtout après les études océanographiques de l'expédition Challenger.
À cette époque, Carpenter puis Moya suggéraient que la différence de densité était l’une des principales causes des courants. Récemment, des scientifiques scandinaves : Nansen, Bjerknes, Sandström, Petterson, ont de nouveau renouvelé leur intérêt pour le phénomène des différences de densité comme cause des courants.
La différence de densité dans l'eau de mer est le résultat de l'action simultanée de nombreuses causes qui existent toujours dans la nature et modifient donc continuellement les densités des particules d'eau de mer en différents endroits.
Chaque changement de température de l'eau s'accompagne d'un changement de sa densité, et plus la température est basse, plus la densité est élevée. L'évaporation et le gel augmentent également la densité, tandis que les précipitations la diminuent. Étant donné que la salinité en surface dépend de l'évaporation, des précipitations et de la fonte des glaces - phénomènes qui se produisent continuellement - la salinité en surface change constamment, et avec elle la densité.
Une carte de la répartition annuelle moyenne des densités montre que cet élément est inégalement réparti à la surface des océans, et une coupe méridienne de l'océan Atlantique confirme que les densités sont inégalement réparties dans les océans et en profondeur. Des lignes d'égales densités (isopycnales) descendent vers la ceinture tropicale dans les profondeurs de l'océan et, en s'éloignant de l'équateur, elles remontent à la surface.
Tout cela indique que s'il n'existait aucune autre cause excitant les courants océaniques, mais seulement une répartition inégale des densités, alors les eaux de l'océan commenceraient certainement à se déplacer ; cependant, le système de courants ainsi créé, tant par son caractère que par sa vitesse, serait complètement différent de celui que l'on observe aujourd'hui, car d'autres raisons tout aussi importantes qui excitent également les courants seraient absentes.
Par exemple, dans les bandes d'alizés, une couche d'eau de plusieurs mètres d'épaisseur s'évapore, et environ 2 m de cette eau évaporée tombent dans la bande équatoriale calme. De là, l'eau dessalée (avec le système de courant existant) est transportée vers l'est par le contre-courant équatorial. La masse restante de vapeur d'eau est transportée par les alizés vers les zones tempérées, où elle retombe. Ainsi, il y a une perte constante d’eau sous les tropiques, qui doit être remplacée par un afflux en provenance des latitudes tempérées. Cependant, cette raison ne suffit pas à créer le système de courants observé dans les océans.
De la même manière, la glace des latitudes subpolaires et polaires dessale en partie l'eau, la rend plus légère et en partie la refroidit, augmente sa densité et la force à s'enfoncer, provoquant ainsi le refroidissement des couches profondes de l'océan, et donc donne une impulsion au mouvement des eaux de surface des latitudes tempérées vers les régions polaires. Cependant, cette raison ne peut à elle seule créer l’ensemble du système complexe de courants existant.
Ainsi, il ne fait aucun doute que la différence de densité, constamment maintenue pour de nombreuses raisons dans toute la masse d'eau de l'océan mondial, devrait contribuer à la formation d'un mouvement de l'eau, tant en surface qu'en profondeur.
Le scientifique norvégien V. Bjerknes a exposé son point de vue sur les raisons qui peuvent déclencher un mouvement dans n'importe quel milieu, qu'il soit liquide ou gazeux. Ces raisons résident uniquement dans l'hétérogénéité de l'environnement lui-même, toujours observée dans la nature. Les idées de Bjerknes sont remarquables précisément parce qu'il analyse le mouvement dans des cas tirés de la nature, et non dans un environnement idéal, complètement homogène, comme on le fait habituellement.
Puisque Bjerknes considère un milieu non homogène, la base de son raisonnement devrait être une étude détaillée de la distribution des densités dans le milieu considéré. La connaissance de la distribution de densité donne une idée de la structure interne du milieu, et cette dernière permet de juger de la nature des mouvements de particules qui s'y produisent.
L'essence de l'idée de Bjerknes de calculer les vitesses de courant sur la base des distributions de densité. Supposons que dans n'importe quelle masse d'eau, la température et la salinité soient réparties de manière complètement uniforme, alors la densité sera la même partout et, par conséquent, la masse d'eau sélectionnée sera homogène. Dans de telles conditions, aux mêmes profondeurs, les pressions seront les mêmes et dépendront uniquement du nombre de couches situées au-dessus de chaque couche (en première approximation, tous les 10 m de profondeur, la pression augmente d'une atmosphère).
Si, dans un milieu aussi homogène, nous dessinons des surfaces d'égale pression ou, comme on les appelle autrement, isobares, alors elles coïncideront avec des surfaces planes.
Si nous faisons maintenant une coupe verticale de cette masse d'eau, les surfaces isobares y seront représentées comme un système de lignes parallèles et horizontales.
Si dans une masse d'eau sélectionnée, la température et la salinité sont inégalement réparties, alors la densité de l'eau aux mêmes profondeurs, indépendamment de ces conditions, sera différente.
Au lieu de la densité, Bjerknes utilise des quantités inverses - des volumes spécifiques - et, à travers des endroits du liquide où ces derniers sont identiques, il dessine des surfaces qui, sur une coupe verticale prise, sont représentées par des courbes qu'il appelle isostères.
Ainsi, sur une coupe verticale vous obtiendrez deux systèmes de lignes, certaines seront droites, parallèles à l'horizon isobare, et d'autres - les isostères - les couperont sous des angles différents. Plus l'équilibre du liquide est perturbé, c'est-à-dire plus il s'éloigne de l'homogénéité, plus la densité, et donc les volumes spécifiques, seront plus différents aux mêmes profondeurs. Ainsi, là où le liquide est plus homogène, les isostères seront proches des isobares ; Là où, à des distances rapprochées le long de la surface horizontale des isobares, il existe des différences significatives dans l'homogénéité de la structure du liquide, les isostères augmenteront ou diminueront fortement.
Influence du vent
Le lien entre le vent et les courants de surface est si simple et si facilement perceptible que parmi les marins, le vent est reconnu depuis longtemps comme une cause importante des courants.
La première personne scientifique à désigner le vent comme la principale cause des courants fut W. Franklin dans ses discussions sur les causes du Gulf Stream (1770). Puis A. Humboldt (1816), exposant son point de vue sur les causes des courants, a désigné le vent comme leur cause première. L'importance primordiale du vent en tant que cause des courants a donc été reconnue depuis longtemps par beaucoup, mais elle a reçu un solide soutien du traitement mathématique de la question par Zoeppritz (1878).
Zoeppritz a examiné la question du transfert progressif du mouvement de la couche d'eau superficielle mise en mouvement par le vent à la suivante, de la dernière à celle située en dessous, etc. Zoeppritz a montré que dans le cas d'un temps d'action infiniment long de la force motrice du vent, le mouvement sera transmis, en profondeur, de telle manière que les vitesses dans les couches diminueront proportionnellement aux profondeurs, quelle que soit l'ampleur du frottement interne. Si les forces agissent pendant un temps limité et que l'ensemble du système de particules en mouvement n'a pas atteint un état stationnaire, alors les vitesses à différentes profondeurs dépendront de l'ampleur du frottement. Pour son hypothèse, Zoeppritz a emprunté le coefficient de frottement à des expériences sur l'écoulement de liquides, dont l'eau de mer, et l'a inséré dans ses formules.
Une objection a été faite à cette théorie, soulignant que la quantité de mouvement existant dans les alizés est bien inférieure à la valeur correspondante dans le courant équatorial. Cependant, il faut ici tenir compte de la durée et de la continuité des alizés ; Il est évident que le vent dans ce cas, une fois que le flux atteint un état stable, n'a besoin que de compenser la perte de mouvement due au frottement interne, et donc le vent, dans son ensemble, sur une longue période de temps, peut transmettre l'eau la quantité de mouvement qui y est observée et produit le débit existant.
Une autre objection plus importante indique que la valeur du frottement acceptée en théorie ne correspond pas du tout à la valeur réelle, car lorsqu'une couche d'eau se déplace sur une autre, des tourbillons doivent certainement se former, qui absorbent d'énormes quantités d'énergie. Par conséquent, le calcul de l’ampleur et de la nature de la propagation de la vitesse avec la profondeur a été mal construit.
Enfin, le défaut le plus important de la théorie de Zoeppritz a été récemment remarqué par Nansen, à savoir qu'elle passe complètement à côté de l'influence de la déviation résultant de la rotation de la Terre sur son axe.
La théorie de Zoeppritz (qui a dominé pendant environ 30 ans) a attiré l'attention sur les caractéristiques importantes de l'hypothèse du vent (dérive) des courants, et son principal mérite est qu'elle a été la première à exprimer numériquement l'influence du vent et, comme cela arrive toujours dans Dans de tels cas, les lacunes de l'hypothèse ont servi de source d'étude plus approfondie, dont le résultat a été une nouvelle théorie du vent plus avancée, appartenant au scientifique suédois V. Ekman, qui prenait en compte la force d'évasion de la rotation du Terre sur son axe.
Si nous supposons que l'océan est vaste et d'une profondeur infinie, et que le vent au-dessus de lui agit continuellement pendant une période si longue qu'un état stationnaire s'est établi dans l'eau mise en mouvement, alors dans ces conditions, les conclusions suivantes sont obtenues.
Tout d'abord, il faut souligner que la couche d'eau superficielle est mise en mouvement par le vent pour deux raisons : d'une part, la friction, et d'autre part, la pression sur les côtés au vent des vagues, car en raison de la le vent, non seulement des courants, mais aussi des vagues. Ces deux raisons peuvent être collectivement appelées frottement tangentiel.
Selon la théorie du vent (dérive) d'Ekman, le mouvement de la couche superficielle est transmis vers le bas de couche en couche, diminuant de façon exponentielle. Dans ce cas, la direction du courant de surface s'écarte de la direction du vent, ce qui le produit de 45° de manière égale pour toutes les latitudes.
L'influence de la force de déviation de la rotation de la Terre sur l'axe se reflète non seulement dans la déviation du courant à la surface par rapport au vent de 45°, mais également dans une rotation continue de la direction du flux lors de la transmission. mouvement en profondeur de couche en couche. Ainsi, avec le transfert du courant de la surface vers la profondeur, non seulement la vitesse diminue rapidement (en progression géométrique), mais aussi la direction du courant tourne constamment vers la droite dans l'hémisphère nord, et vers la gauche dans l'hémisphère nord. hémisphère sud.
Aux embouchures des fleuves se jetant dans les mers, on observe les mêmes phénomènes. L'eau de rivière, étant plus légère que l'eau de mer, même lorsqu'elle est mélangée à l'eau de mer, forme une couche plus légère qui présente un certain mouvement par rapport au rivage. La masse d'un tel courant de surface est également supérieure à la masse de l'eau fluviale seule (selon la juste remarque de l'amiral S. O. Makarov), en raison du mélange de l'eau fluviale et de l'eau marine. Le courant ainsi formé aspire l'eau plus froide des couches inférieures dans la mer ou l'océan et provoque une diminution de la température dans les couches superficielles à des profondeurs telles que, à une certaine distance du confluent de la rivière, la température est beaucoup plus élevée. Ce phénomène a été observé par Ekman près de Göteborg dans le Kattegat.
Exactement la même influence du débit fluvial sur la montée des eaux profondes plus salées et plus denses dans des couches plus proches de la surface a été observée par S. O. Makarov à la fois sur les rades de Cronstadt et dans les ports du port précisément après des vents d'est prolongés, augmentant la vitesse de l'écoulement de l'eau douce de surface de la rivière. Neva et, par conséquent, réduisant l'épaisseur de la couche superficielle.
Effet de la pression atmosphérique
Dans les mers, une influence similaire de la pression atmosphérique sur leurs différentes parties a un effet significatif sur les courants dans les détroits qui les relient aux océans ou à d'autres mers. Par exemple, le Gulf Stream, à son origine dans le détroit de Floride, a une plus grande vitesse dans les vents du nord, c'est-à-dire opposés, et moins dans les vents du sud, favorables. Cet écart s'explique par l'influence de la pression atmosphérique ; Lorsque des vents du nord soufflent sur le Gulf Stream dans le détroit de Floride, il y a alors une faible pression atmosphérique sur le golfe du Mexique, ce qui fait monter le niveau du golfe, la pente vers le détroit de Floride augmente, ce qui accélère le phénomène. écoulement de l'eau du golfe à travers le détroit de Floride vers le nord. Les vents du sud se produisent dans le détroit de Floride s'il y a une haute pression sur le golfe du Mexique, c'est pourquoi le niveau dans le golfe diminue et la pente du niveau dans le détroit de Floride devient plus petite, et donc la vitesse du courant diminue, malgré les vents favorables.
Examen de toutes les causes de courants ci-dessus
Les raisons ci-dessus qui stimulent le mouvement de l'eau dans l'océan se résument à trois conditions : l'influence des différences de pression atmosphérique, l'influence des différences de densité de l'eau de mer et l'influence du vent. L'influence de la rotation de la Terre sur l'axe et celle des côtes ne peuvent que modifier la nature des courants existants, mais ces deux dernières circonstances ne peuvent provoquer elles-mêmes aucun mouvement d'eau.
L'influence des différences de pression atmosphérique ne peut provoquer aucun courant significatif. Restent les deux raisons suivantes : les différences de densité de l'eau de mer et du vent.
Les différences de densité dans l’océan existent toujours et ont donc toujours tendance à mettre les particules d’eau en mouvement. Dans ce cas, les différences de densité agissent non seulement dans le sens horizontal, mais également dans le sens vertical, excitant des courants de convection.
Le vent, selon les conceptions modernes, provoque non seulement l'émergence de courants de surface, mais provoque également l'origine de courants à différentes profondeurs jusqu'au fond. Ainsi, l’importance du vent en tant qu’agent causal des courants s’est récemment élargie et est devenue plus universelle.
Les informations dont dispose l'océanographie sur la répartition des densités en différents endroits et à différentes profondeurs des océans sont encore très limitées et pas assez précises ; mais sur cette base, il est déjà possible de tenter de déterminer numériquement (en utilisant la méthode de Bjerknes) les vitesses des courants qu'une différence de densité peut provoquer dans les couches superficielles des océans.
Sur la base d'une coupe méridionale du courant nord-équatorial de l'océan Atlantique, il a été déterminé qu'il existe entre 10 et 20° N. w. la différence de densité pourrait produire un courant de 5 à 6 milles marins en 24 heures. Pendant ce temps, la vitesse quotidienne moyenne du courant équatorial observée à cet endroit est d'environ 15 à 17 milles marins. Si l'on calcule la vitesse du même courant équatorial, correspondant uniquement à l'influence du vent (en portant la vitesse de l'alizé NE à 6,5 m par seconde), on obtient une vitesse de courant journalière de 11 milles marins. En ajoutant cette valeur aux 5 à 6 milles marins de vitesse quotidienne dus à la différence de densité, nous obtenons les 16 à 17 milles marins observés par jour.
L'exemple ci-dessus montre que le vent s'avère apparemment être une cause plus importante de l'excitation des courants à la surface de l'océan que la différence de densité.
Un exemple similaire pour la mer Baltique est encore plus convaincant ; il montre que même là où sur de courtes distances les différences de densité sont très importantes, l'influence du vent est encore plus importante pour l'apparition des courants (voir p. 273, courants de la mer Baltique). Mer Baltique).
Enfin, l'existence même de changements dans les courants de mousson, ainsi que certains mouvements et modifications des courants de la bande tropicale dans tous les océans en hiver et en été d'un même hémisphère, montrent une fois de plus la grande importance des vents pour le système de vent existant. courants. Le mouvement de l'équateur météorologique au fil des saisons affecte bien sûr la répartition de la température de l'eau (voir le chapitre sur la température), et donc la répartition de la densité de l'eau, mais ces changements sont très faibles ; les changements dans le système éolien provoqués par le mouvement de l'équateur météorologique sont très importants.
Ainsi, de ces trois causes de courants, il faut admettre que le vent est l'une des plus importantes. De nombreuses circonstances l’indiquent ; Il ne fait aucun doute que si le vent n'existait pas, les systèmes de courant apparus dans les océans seraient très différents de ceux existants.
Il convient ici de souligner que dans l'océan, il existe de nombreux courants avec des eaux de densités complètement différentes qui se côtoient, et ce malgré le fait qu'il n'y a pas d'échange d'eau entre eux.
Enfin, tous les courants se déplacent le long d'un lit formé d'eaux océaniques, qui ont toujours des propriétés physiques complètement différentes de celles des eaux des courants eux-mêmes ; cependant, même dans ces conditions, les courants continuent d'exister et de se déplacer sans mélanger immédiatement leurs eaux avec celles voisines. Bien sûr, un tel mélange de leurs eaux se produit, mais il se produit très lentement et est largement déterminé par la formation de tourbillons lorsqu'une couche d'eau se déplace sur une autre.
Cet ouvrage comprend des explications des concepts de « circulation de l'eau », de « courants », du schéma général de circulation des océans, aborde les questions de classification des courants, les idées modernes sur la structure horizontale et verticale des flux de courants ; sur la base de certains résultats de recherche sur le problème de « l'interaction océan-atmosphère », examine l'influence des courants océaniques sur le climat. L'ouvrage fournit une liste des principaux courants de surface de l'océan mondial.
Les courants sont un écoulement d’eau dirigé horizontalement qui a une certaine vitesse et direction.
Les courants sont divisés selon diverses caractéristiques : les forces à l’origine de leur formation, la direction du mouvement, la stabilité et les propriétés physiques.
1 Division des courants selon les forces qui les provoquent
En fonction des forces excitant les écoulements, ils sont regroupés dans les groupes suivants : 1) friction, 2) gradient gravitationnel,
3) marée, 4) inertielle.
1) Les courants de friction sont divisés en dérive et vent, qui se forment avec la participation des forces de friction.
Les courants de vent sont provoqués par des vents temporaires et de courte durée ; dans ce cas, le niveau ne s'incline pas.
Les courants de dérive sont créés par des vents constants ou durables et conduisent à une inclinaison de la surface plane (courants équatoriaux nord et sud ou alizés des océans Atlantique et Pacifique, courant équatorial sud de l'océan Indien). Les courants de mousson du nord de l'océan Indien, le courant circulaire antarctique et la dérive arctique sont également des courants de dérive.
La base de la théorie des courants de dérive a été développée par le scientifique suédois Ekman en 1903-1905, dont les conclusions géographiques sont :
Les courants de surface s'écartent de la direction du vent dans l'hémisphère nord de 45° vers la droite et dans l'hémisphère sud de 45° vers la gauche. La déviation des courants de dérive par rapport à la direction du vent est provoquée par la force de Coriolis, qui se produit lorsque la Terre tourne autour de son axe.
À mesure que la profondeur augmente, la vitesse et la direction du courant changent. Avec la profondeur, le vecteur vitesse s'écarte de plus en plus vers la droite de la direction du vent dans l'hémisphère nord et de plus en plus vers la gauche dans l'hémisphère sud. À une certaine profondeur, le vecteur profond est opposé à celui de la surface.
La profondeur à laquelle l’écoulement a une direction opposée à celle de la surface est appelée profondeur de frottement. La vitesse actuelle à cet horizon est d'environ 4 % de la vitesse de surface.
En pratique, les courants purement dérivants s'arrêtent à une profondeur de 100 à 200 m aux basses latitudes et à 50 m à une latitude de 50°.
2) Les courants gravitationnels, selon les raisons créant l'inclinaison de la surface de la mer, sont divisés en :
a) provoqué par une surtension, provoqué par la surtension et le déplacement de l'eau sous l'influence de
b) barogradient, associé aux changements de pression atmosphérique. Une augmentation (diminution) de la pression atmosphérique de 1 mb entraîne une diminution (augmentation) du niveau de la mer de 1,33 cm. Les courants barogradients sont dirigés d'une zone de niveau supérieur (basse pression) vers une zone de niveau bas (haute). pression atmosphérique);
c) les courants de ruissellement se forment à la suite de l'inclinaison de la surface de la mer causée par l'afflux d'eaux fluviales provenant de la terre (courants d'Ob-Yenisei et de Lena dans la mer de Kara et la mer de Laptev, courant de la mer Caspienne associé à le ruissellement de la Volga), les précipitations, l'évaporation et l'afflux d'eau en provenance d'autres régions ou leur écoulement. Un type de courants de drainage sont des courants de drainage provoqués par l'afflux d'eau provenant d'une autre zone (le courant de Floride, qui donne naissance au Gulf Stream). Le courant de dérive des Caraïbes pousse une grande masse d’eau dans le golfe du Mexique, où le niveau monte. L'excès d'eau s'écoule à travers le détroit de Floride et se jette dans l'océan Atlantique ;
d) les courants de gradient provoqués par le gradient horizontal de densité de l'eau sont appelés courants de densité. La densité de l’eau des océans augmente généralement de l’équateur vers les pôles. Des exemples de courants de gradient (densité) locaux sont les courants de fond dans les détroits des mers de l'océan Atlantique - le Bosphore et Gibraltar. La différence de salinité (et de densité) de l'eau entre les mers Noire (moyenne S = 22 0/0 o) et Marmara (38-38,5 0/0 o) crée un courant de densité dans le Bosphore de la mer de Marmara à la mer Noire. Dans les couches inférieures de Gibraltar, le courant de densité est dirigé de la mer Méditerranée (S=38-38,5 0/00) vers l'océan Atlantique (S=36-37,5 0/00) ;
e) courants compensatoires qui reconstituent la perte d'eau due à l'écoulement. En raison de l'écoulement de l'eau des régions orientales des océans, l'action des alizés crée un déficit de masse, qui est comblé par un contre-courant équatorial compensatoire. Les courants compensatoires comprennent également les courants de surface des Canaries, de Benguela, de Californie et en partie du Pérou, dans les détroits du Bosphore et de Gibraltar, dirigés respectivement vers les mers de Marmara et de Méditerranée.
3) Courants de marée survenant sous l'influence des forces de marée de la Lune et du Soleil. Ils diffèrent en ce qu'ils couvrent toute l'épaisseur de l'eau. Le changement de vitesse de la surface vers le fond est insignifiant. Ils sont typiques des zones étroites (baies, détroits) - la vitesse atteint 5 à 10 m/s.
4) Les écoulements inertiels sont des écoulements résiduels observés après la cessation des forces qui ont provoqué le mouvement.
Les zonaux ont une direction proche de la latitude et se déplacent vers l'est ou l'ouest (courants équatoriaux nord et sud des océans Atlantique et Pacifique, courant équatorial sud de l'océan Indien, dérive arctique dans l'océan Arctique, courants de l'Atlantique Nord et du Pacifique Nord). L'exemple le plus frappant de courants zonaux est la Circulaire Antarctique.
Courants méridionaux reliant les courants zonaux en un seul système. Ils sont divisés en frontières occidentales (Gulf Stream, Brésilien, Agulhasovo, Kuroshio, Australie orientale) - étroites et rapides, et frontières orientales (Canaries, Benguela, Californie, Péruvienne, Australie occidentale) - courants larges et lents.
3 En fonction de leur localisation, les contre-courants se distinguent dans les plans horizontal et vertical.
Dans le plan horizontal - Inter-Alizés, Antilo-Guyane, Courants des Alizés.
Dans le plan vertical, ils sont appelés souterrains (Pérou-Chili, Californie, Cromwell dans l'océan Pacifique, Lomonossov dans l'océan Atlantique, Toreyev dans l'océan Indien, moins stable en raison des courants de mousson) ou contre-courants profonds (par exemple, sous le Gulf Stream). En plus d'eux, on distingue également les courants de fond.
4 En fonction de la durée d'action (stabilité), les courants peuvent être divisés en courants permanents, périodiques et temporaires (aléatoires).
Les courants constants sont affichés sur la carte - ce sont la majorité des courants de surface ; ils conservent leurs paramètres de base (direction, vitesse, débit).
Les flux périodiques ou variables sont associés à des changements dans les forces qui les forment. Les courants de mousson dans la partie nord de l'océan Indien ont une direction ouest pendant la saison hivernale de la mousson du nord-est et une direction est pendant la saison estivale pendant l'action de la mousson du sud-ouest. Le courant de Somalie, associé à la circulation de mousson, est également périodique, qui pendant la mousson d'hiver se dirige vers le sud sous l'influence de la mousson d'été, il change de direction et s'écoule vers le nord, abaissant ainsi sa température ; Les variables incluent également les courants de marée, qui ont une période diurne ou semi-diurne prédominante.
Les courants temporaires ou aléatoires reflètent la variabilité des causes qui les provoquent : changements à court terme du vent, du niveau, de la densité, etc.
5 En fonction de la nature du mouvement, les courants sont divisés en courants droits, curvilignes, cycloniques et anticycloniques.
6 Sur la base de leurs propriétés physicochimiques, les courants sont divisés en courants froids, chauds, dessalés, salés et neutres.
Les courants méridionaux dirigés de l'équateur vers les pôles sont toujours chauds, des régions subtropicales - toujours salés et vice versa. La nature des courants zonaux est déterminée par le rapport entre la température ou la salinité des eaux actuelles et les eaux environnantes. Si la température du courant est supérieure à la température des eaux environnantes, le courant est dit chaud ; si elle est inférieure, il est dit froid ; Les courants salés et dessalés sont définis de la même manière. Les courants neutres (par exemple, les alizés dans les parties centrales des océans) transportent des eaux qui ne diffèrent pas de celles qui les entourent en termes de température et de salinité.
L'influence des courants sur le climat. L'influence directe des courants sur le climat est clairement manifestée et bien étudiée. Les courants chauds ont un effet adoucissant, augmentant légèrement la durée de la saison chaude et la quantité annuelle de précipitations. L'influence bénéfique du Gulf Stream et de son prolongement du courant de l'Atlantique Nord sur le climat du nord-ouest de l'Europe est largement connue. La température moyenne de janvier à Oslo est de 25 à 30° plus élevée qu'à la même latitude à Magadan. La période sans gel au Canada est de 60 jours, en Europe de 150 à 200 jours. Le courant chaud Kuro-Sio a une influence significative sur les conditions climatiques de la côte Pacifique, bien qu'il soit plus faible que l'influence du Gulf Stream et de l'Atlantique Nord, puisqu'il pénètre au nord à près de 40° au sud. De plus, le contenu thermique de Kuro Sio est nettement inférieur aux courants chauds de l'Atlantique indiqués.
Les courants froids affectent le climat dans le sens d'un refroidissement, augmentant la durée de la saison froide et réduisant considérablement la quantité annuelle de précipitations. Sur la côte canadienne, baignée par le courant du Labrador entre 55° et 70°N. Il existe une isotherme annuelle de 0, -10°, à la même latitude en Europe du Nord il existe une isotherme de 0, +10°. Ces propriétés des courants froids ont une influence déterminante sur la formation des zones désertiques
Terres (Canaries et déserts du nord-ouest de l'Afrique, désert péruvien et d'Atacama, etc.). Les courants froids du Kamtchatka et de l'Oya-Sio ont une grande influence sur le climat de la crête des Kouriles et d'Hokkaido. Leur contenu thermique dépend de la rigueur des hivers dans les mers de Béring et d'Okhotsk. Plus ces courants sont froids, plus l'été est frais et nuageux et, par conséquent, plus le rendement du riz au Japon est faible.
L’impact indirect des courants sur le climat se manifeste à travers la circulation atmosphérique et n’a pas été suffisamment étudié. Tout d'abord, cela se manifeste par le fait que des creux de basse pression atmosphérique se forment au-dessus des courants chauds et des poussées de haute pression se forment au-dessus des courants froids. Ainsi, au large des côtes de l'Amérique du Nord, au-dessus du Gulf Stream, un tel creux de dépression est particulièrement prononcé en hiver, de sorte que les vents dominants d'ouest s'intensifient ici encore plus, apportant des masses d'air refroidies du continent et créant des conditions climatiques plus sévères qu'en le nord-ouest de l’Europe, réchauffé par le même courant. Les contreforts des hautes pressions au-dessus des courants froids (péruviens, californiens) déterminent une diminution de la quantité de précipitations atmosphériques. Le contenu thermique des courants et l'emplacement des jets principaux affectent le développement des processus atmosphériques. Les cyclones, passant au-dessus de zones d'eau avec un transfert de chaleur accru vers l'atmosphère, reçoivent de l'énergie supplémentaire et la possibilité de se développer et de se déplacer davantage. Les cyclones passant sur des zones d’eau très froide gaspillent rapidement leurs réserves de chaleur et cessent d’exister.
Les études de l'influence des courants sur le climat par interaction avec l'atmosphère ont permis d'établir les schémas suivants. Si le contenu thermique du Gulf Stream est plus élevé dans sa partie sud, les conditions météorologiques et climatiques de l'Europe ne changent pas. Si la réserve de chaleur du Gulf Stream augmente dans sa partie médiane, l'hiver en Europe sera plus froid que d'habitude en raison de l'aggravation des gradients de pression sur le creux et de l'augmentation de la fréquence des vents froids d'ouest, du nord-ouest et du nord. Le réchauffement des eaux du Gulf Stream provoque un refroidissement de la côte américaine en raison de l'augmentation de la circulation de mousson. Avec une augmentation de la réserve de chaleur du Gulf Stream dans sa partie nord, les hivers en Europe seront plus chauds que d'habitude, et au Groenland - plus froids, et plus le Gulf Stream est froid, plus il est chaud.
L'exemple le plus frappant de l'interaction des processus se produisant dans l'océan et l'atmosphère est la région du courant froid péruvien et du courant chaud périodique El Niño, découvert dans les années 60. Ce flux puissant se produit une fois tous les 7 à 14 ans, lorsque l'alizé normal du sud-est pour cette zone de l'océan Pacifique s'affaiblit ou même disparaît. Dans ce cas, une énorme masse d'eau chaude provenant de la partie occidentale de l'océan se déplace vers la côte ouest de l'Amérique et, entrant en collision avec le courant péruvien vers le nord, la dévie vers la mer ouverte. Ce flux, en prolongement du courant inter-alizé, forme le courant chaud El Niño, dont l'apparition entraîne de graves perturbations de la situation météorologique, des conditions de vie des poissons, des oiseaux et de la faune sauvage dans de vastes zones de la région équatoriale de l'océan Pacifique, les îles et les côtes. Cette situation s'est produite au cours de l'hiver 1982, lorsque l'intensité d'El Niño a dépassé tous les cas connus jusqu'à présent. Sous l'influence d'El Niño, la température des eaux entourant les îles Galapagos a atteint +30°C, soit 5° au-dessus de la normale, le troupeau d'otaries s'est déplacé vers des eaux plus froides et une mortalité élevée a été constatée. Sur les îles Galapagos, en janvier 1983, la quantité de précipitations tombée en 2 semaines a dépassé celle des 6 années précédentes. Les terres arides pendant la période du courant froid péruvien sont désormais couvertes d'une végétation luxuriante, un renouveau extraordinaire est observé chez les oiseaux, les reptiles, notamment les tortues géantes, les papillons, les taons et les moustiques se reproduisent. De fortes pluies dans le nord du Pérou et sur la côte ont entraîné la mort de millions d'oiseaux habitant les « îles Guan », etc. De graves conséquences de ce phénomène se sont également manifestées dans l'économie péruvienne : les captures d'anchois ont fortement diminué. L'influence d'El Niño ne s'est pas limitée aux îles et à la côte ouest de l'Amérique du Sud. À mesure que les alizés faiblissaient, la pression atmosphérique augmentait sur l'Australie et l'Indonésie, où la sécheresse entraînait de mauvaises récoltes et la famine. Dans le même temps, sur la partie orientale de l'océan Pacifique, dans la région de la Californie et d'Hawaï, l'approfondissement de la zone de basse pression s'est traduit par une activité accrue des tempêtes et des marées hautes sans précédent ont été notées.
Ainsi, la variabilité de la chaleur transportée par les courants océaniques détermine des anomalies à grande échelle dans l’atmosphère, qui ont à leur tour un effet inverse sur l’océan. L’étude quantitative de ces processus, ainsi que leur variabilité spatiale et temporelle, constituent les facteurs les plus importants pour prédire les anomalies météorologiques à long terme et le changement climatique.
Principales tâches du travail
Le travail de laboratoire est effectué sur une carte de contour du Monde de toute projection cartographique. Des cartes des courants océaniques pour l’hiver et l’été sont utilisées pour tracer les principaux courants.
1 La partie pratique consiste à cartographier les principaux courants de surface de l'océan mondial (courants chauds en rouge, courants froids en bleu), indiqués ci-dessous.
Principaux courants de surface de l'océan mondial
Océan Austral
1. Circulaire Antarctique (courant de vents d’Ouest)35.
2. Antarctique côtier (courant de vent d’est)
océan Atlantique
3. Alizé du Nord
4. Açores
5. Floride
6. Portugais
7. Angolais
8. Levontiskoe
9. Afrique du Nord
10. Antilles
11. Gulf Stream
12. Atlantique Nord
13. Portugais
14. Canari
15. Irminger
16. Ouest du Groenland
17. Baffinova
18. Labrador
19. Alizé du sud
20. Guyane
21. Caraïbes
22. Contre-courant interpass
23. guinéen
24. Brésilien
25. Malouines
26. Bengale
Océan Pacifique
27. Alizé du Nord
28. Ouest néo-zélandais
29. Est de la Nouvelle-Zélande
30. Formose
31. Mindanao
32. Primorskoe
33. Tsushima
34. Kuroshio
35. Pacifique Nord
36. Californien
37. Kamtchatski
38. Oyashio
39. Alaskan
40. Aléoutiennes
41. Contre-courant interpass
42. Courant El Niño (périodique)
43. Alizé du sud
44. Australie orientale
45. Ouest de la Nouvelle-Zélande
46. Est de la Nouvelle-Zélande
47. Péruvien
Océan Indien
48. Alizé du sud
49. Madagascar
50. Mozambicain
51. Aiguille
52. Contre-courant interpass
53. Mousson occidentale (hiver)
54. Mousson orientale (été)
55. Somali (modifiable selon les saisons)
56. Australie occidentale
océan Arctique
57. norvégien
58. Cap Nord
59. Spitzberg
60. Est du Groenland
61. Arctique occidental (dérive arctique)
Dans l'océan mondial, les courants sont provoqués par l'action du vent sur la surface de l'eau, par l'action de la gravité et des forces de marée. Quelle que soit la cause de son apparition, le courant est influencé par le frottement interne de l'eau et l'effet de déviation de la rotation de la Terre. Le premier ralentit l'écoulement et provoque des turbulences à la limite de couches de densités différentes, le second change de direction, le déviant vers la droite dans l'hémisphère nord et vers la gauche dans l'hémisphère sud.
En fonction de leur origine, les courants sont divisés en friction(la raison principale est le frottement de l'air en mouvement sur la surface de l'eau), gradient de gravité(la raison est le désir de la gravité de niveler la surface et d'éliminer la répartition inégale de la densité) et marée(la raison est un changement de niveau dû aux forces de marée).
Dans les courants de friction, on peut distinguer les courants de vent, provoqués par des vents temporaires, et les courants de dérive, provoqués par des vents constants (ou dominants). Dans la circulation des eaux de l'océan mondial, les vents de dérive sont de la plus haute importance.
Les courants de gradient gravitationnel sont divisés en courants de drainage (ruissellement) et de densité. Les écoulements d'eaux usées se produisent dans le cas d'une montée constante du niveau de l'eau, provoquée par son afflux et l'abondance des précipitations, ou, à l'inverse, dans le cas d'une diminution du niveau, provoquée par l'écoulement de l'eau et sa perte par évaporation. Un exemple de courant de drainage associé à une élévation du niveau résultant de l'afflux d'eau d'une mer voisine (les Caraïbes) serait le courant de Floride, qui assure l'écoulement du golfe du Mexique vers l'océan Atlantique. Le courant de déchets, provoqué par une augmentation du niveau due au débit fluvial, est observé dans les mers de Kara et de Laptev. Le courant résiduel peut provoquer du vent (déferlements et déferlements d'eau).
Les courants de densité sont le résultat d’une densité inégale de l’eau à la même profondeur. Ils naissent par exemple dans les détroits reliant des mers de salinités différentes (détroit de Gibraltar, Bosphore, etc.). Les différences de densité de l’eau peuvent être causées par une pression atmosphérique inégale sur différentes parties de l’océan. Les courants de densité qui en résultent sont appelés courants de barogradient.
Les courants de marée sont créés par la composante horizontale des forces de marée. Ces courants couvrent toute l'épaisseur de l'eau. La vitesse des courants de marée est directement proportionnelle à la hauteur de la marée. Dans les détroits et les baies, cela dépend de leur section transversale. Si en pleine mer, la vitesse du courant de marée n'est que d'environ 1 km par heure, alors dans les détroits étroits, elle atteint 22 km par heure. Avec la profondeur, le courant de marée perd très lentement (plus lent que tout autre) sa vitesse. La période des courants de marée dépend de la période de la marée (semi-diurne, diurne). Le courant de marée maintient une direction de mouvement rectiligne (aller et retour) uniquement dans les détroits. En haute mer, le courant de marée s'écarte du mouvement linéaire et prend un caractère de rotation, effectuant une révolution complète (dans le sens des aiguilles d'une montre dans l'hémisphère nord et dans le sens inverse des aiguilles d'une montre dans l'hémisphère sud) en 12 heures. 25 minutes. ou 24 heures 50 minutes.
Puisque les causes des courants peuvent agir simultanément, les courants sont souvent complexe.
Les courants peuvent exister comme inertiel quelque temps après que l'action de la force qui l'a provoqué a cessé.
Selon l'emplacement dans la colonne d'eau océanique, on distingue les courants surface, profondeur, fond.
Selon la durée d'existence, on distingue les courants permanent, périodique et temporaire(aléatoire). L'appartenance des courants à un groupe ou à un autre est déterminée par la nature de l'action des forces qui les provoquent. Les courants constants conservent leur direction et leur vitesse moyenne d’année en année. Ils peuvent être provoqués par des vents constants (par exemple les alizés). La direction et la vitesse des courants périodiques changent périodiquement en fonction de la nature du changement des causes qui les ont provoqués (par exemple, les vents de mousson, les marées). Les flux temporaires sont provoqués par des raisons aléatoires et leurs changements ne présentent aucune tendance.
Les courants peuvent être chaud, froid et neutre. Les premières sont plus chaudes que l’eau dans la région de l’Océan qu’elles traversent ; ces dernières, au contraire, sont plus froides que l'eau qui les entoure ; d'autres encore ne diffèrent pas en température de celle des eaux à travers lesquelles ils coulent. La température du courant froid péruvien dans la région des îles Galapagos atteint 22°, mais elle est de 5 à 6° inférieure à la température des eaux de surface dans la région de l'équateur. Le courant chaud, pénétrant à une certaine profondeur de l'océan Atlantique dans l'océan Arctique, a une température de seulement 2° (et même plus basse), mais au-dessus et en dessous il y a de l'eau avec une température de 0°.
En règle générale, les courants venant de l'équateur sont chauds ; Les courants allant vers l'équateur sont froids.
Les courants froids sont généralement moins salés que les courants chauds. En effet, ils proviennent de zones où les précipitations sont plus importantes et où l'évaporation est moindre, ou de zones où l'eau est dessalée par la fonte des glaces.
Lorsque les courants chauds et froids interagissent, les courants froids, à moins qu’ils ne soient moins salés, coulent sous les courants chauds. Cependant, la combinaison de la salinité et de la température peut faire en sorte que l’eau froide se trouve au-dessus de l’eau chaude (comme dans l’océan Arctique).
Étudier courants de dérive a permis de déduire un certain nombre de schémas auxquels obéissent ces courants :
1) la vitesse du courant de dérive augmente avec le renforcement du vent qui l'a provoqué et diminue avec l'augmentation de la latitude :
2) la direction du courant ne coïncide pas avec la direction du vent : il dévie vers la droite dans l'hémisphère nord et vers la gauche dans l'hémisphère sud. A condition d'avoir une profondeur et une distance suffisantes du rivage, l'écart est théoriquement égal à 45°. Les observations montrent qu'en conditions réelles, l'écart à toutes les latitudes est légèrement inférieur à 45° ;
3) du fait du frottement, le mouvement de l'eau provoqué par le vent en surface se transmet progressivement aux couches sous-jacentes. Dans ce cas, la vitesse du courant diminue de façon exponentielle et la direction du flux (sous l'influence de la rotation de la Terre) s'écarte de plus en plus et, à une certaine profondeur, s'avère opposée à celle de la surface (Fig. 83). La vitesse à contre-courant est 1/23 de la vitesse de surface (4%). La profondeur à laquelle l’écoulement tourne de 180° est appelée profondeur de frottement. A cette profondeur, l'influence du courant de dérive prend pratiquement fin. Les observations montrent que les courants de dérive cessent à toutes les latitudes à une profondeur d'environ 200 m.
La transmission du courant en profondeur prend du temps. Il faut environ cinq mois pour que le courant se propage jusqu'à la profondeur de friction.
Dans les endroits peu profonds, la déviation du courant par rapport à la direction du vent diminue, et là où la profondeur est inférieure à 1/10 de la profondeur de frottement, aucune déviation ne se produit.
L'influence de la topographie du fond affecte les courants de surface même à des profondeurs relativement grandes (jusqu'à 500 m).
La configuration des berges influence grandement la direction du courant. Le courant, se dirigeant vers le rivage selon un angle, bifurque, sa plus grande branche se dirigeant vers l'angle obtus. Lorsque deux courants s'approchent du rivage, un contre-courant compensatoire de drainage apparaît entre eux en raison de la connexion de leurs branches.
Schéma général des courants de surface de l'océan mondial.Étant donné que les vents constants (ou dominants) dans trois océans - l'Atlantique, le Pacifique et l'Indien - sont la principale cause des courants de surface, la répartition générale des courants est la même (Fig. 84).
Des deux côtés de l'équateur, les alizés provoquent des courants d'alizés du nord et du sud (équatoriaux), qui s'écartent de la direction du vent et se déplacent d'est en ouest. Lorsqu’ils rencontrent la côte est du continent sur leur chemin, les courants des alizés bifurquent. Leurs branches se dirigeant vers l'équateur, se rencontrant, forment un contre-courant inter-alizés compensant le drainage, s'écoulant vers l'est entre les courants des alizés. La branche du courant des alizés du nord, déviée vers le nord, se déplace le long des rives orientales du continent, s'en éloignant progressivement sous l'influence de la rotation de la Terre. Au nord de 30° N. w. ce courant est influencé par les vents dominants d'ouest et se déplace à travers l'océan d'ouest en est. Sur les rives occidentales du continent (environ 50° N), ce courant se divise en deux courants divergeant dans des directions opposées. L'un d'eux se dirige vers l'équateur, compensant la perte d'eau provoquée par le courant des alizés du nord, et le rejoint, fermant l'anneau subtropical par un système de courants anticycloniques (dans le sens des aiguilles d'une montre jusqu'au centre de la région). Le deuxième courant le long de la côte du continent se dirige vers le nord. Une partie pénètre dans l'océan Arctique et l'autre rejoint le courant de l'océan Arctique, complétant un autre anneau plus petit (et moins prononcé) que l'anneau subtropical avec un système cyclonique (dans le sens inverse des aiguilles d'une montre à partir du centre de la zone) de courants.
Dans l'hémisphère sud, tout comme dans l'hémisphère nord, se forme un anneau subtropical (anticyclonique) de courants. Un deuxième anneau de courants (cyclonique), plus petit, ne se forme pas. Au sud, où se trouve une étendue d'eau continue (le sud de l'océan Arctique), il existe un puissant courant de dérive de vents d'ouest reliant les eaux de trois océans.
Courants de surface de l'océan Atlantique. Dans l'océan Atlantique, comme le montre la figure 84, il existe des courants d'alizés du nord et du sud et des contre-courants entre eux. Le courant des alizés du sud est situé à l'équateur, le courant et le contre-courant des alizés du nord sont déplacés vers le nord de celui-ci de la même manière que l'équateur thermique, la zone de dépression équatoriale et, par conséquent, les alizés sur l'océan sont déplacés.
Le courant des alizés du nord prend naissance au Cap-Vert, traverse l'Océan et se rapproche des Antilles. Une partie pénètre dans la mer des Caraïbes (courant des Caraïbes) et de là pénètre dans le golfe du Mexique. Une partie de l'eau coule le long des Antilles (courant des Antilles) et se confond avec le courant de Floride quittant le golfe du Mexique.
De la confluence des courants de Floride (plus puissant) et des Antilles (moins puissant), se forme le Gulf Stream, qui s'étend du cap Hatteras au grand banc de Terre-Neuve.
Le Gulf Stream est une bande d'eau relativement étroite (75-120 km) avec des vitesses élevées (jusqu'à 3-10 km/h), séparant les eaux chaudes de la mer des Sargasses des eaux froides venant du nord. À une profondeur de 1 350 à 1 800 m, le courant est très faible et à partir d'une profondeur de 2 800 m, il y a un mouvement d'eau opposé à celui de la surface. Le tronc d'écoulement se compose d'un certain nombre de jets multidirectionnels (bandes), de vortex et de branches. Caractérisé par une pulsation constante et la formation de circonvolutions. Le changement de vitesse du courant est périodique et est provoqué par les changements de vitesse des alizés et des vents d'ouest. Plus la circulation des alizés est intense, plus la vitesse du Gulf Stream est faible. La température actuelle dépend également de l'intensité des alizés. Lorsqu'ils s'intensifient, la température de l'eau augmente d'abord. Cela se produit 3 à 6 mois après le renforcement de l'alizé du nord-est et 6 à 9 mois après le renforcement de l'alizé du sud-est, en raison de la montée des eaux chaudes dans le golfe du Mexique. 9 à 11 mois après le renforcement de l'alizé du nord-est et 10 à 12 mois après le renforcement de l'alizé du sud-est, une baisse de température est observée. Suivant les eaux chaudes déplacées par les alizés venant des côtes africaines, les vents chassent les eaux plus froides qui montent des profondeurs. La température annuelle moyenne de l'eau à la surface du Gulf Stream est de 25-26°, la salinité est de 36,2-36,4‰.
Au sud-est du banc du Grand Terre-Neuve (légèrement au nord de 40° N et environ 40° W), le Gulf Stream se termine, se fragmentant en une série de jets se dirigeant vers le sud et le sud-est et rejoignant la circulation anticyclonique générale des eaux dans cette partie du Grand Terre-Neuve. l'océan Atlantique.
À la limite est du grand banc de Terre-Neuve, sous l'influence des vents d'ouest, le courant de l'Atlantique Nord surgit, prolongeant le Gulf Stream vers le nord-est. Environ 50°N. w. le courant est divisé en deux branches : nord et sud. La branche sud forme le courant portugais. Entre les îles Canaries et le Cap Vert, les eaux de ce courant se confondent avec les eaux du courant des Canaries, qui en diffèrent par leurs propriétés physiques (en raison de l'influence des eaux froides et profondes qui montent ici). Au Cap-Vert, le courant des Canaries rejoint l'alizé du nord, fermant ainsi l'anneau de courants subtropical dans la partie nord de l'océan Atlantique.
La branche nord (principale) du courant de l'Atlantique Nord se dirige vers les côtes de l'Europe et, sous le nom de courant norvégien, se jette dans l'océan Arctique. Aux alentours du 60e parallèle, le courant Irminger s'écarte du courant de l'Atlantique Nord (sous l'influence de la topographie du fond) vers l'ouest. La majeure partie au cap Farwell rejoint le courant est du Groenland, formant avec lui le courant ouest du Groenland. Une plus petite partie, faisant le tour de l'île par l'ouest et le nord. L'Islande se jette dans le courant de l'est de l'Islande (une branche du courant de l'est du Groenland).
Le courant de l'ouest du Groenland, qui suit la côte du Groenland, se jette dans la baie de Baffin. Une partie pénètre dans l’océan Arctique. Le reste de la masse d'eau de ce courant se tourne vers le sud et, renforcé par les eaux froides circulant dans les détroits en provenance de l'Arctique, forme le courant du Labrador. Ce dernier, rencontrant le Gulf Stream, est divisé en plusieurs jets. Les jets occidentaux, fusionnant avec le courant émergeant du détroit de Cabot, se déplacent le long de la côte nord-américaine vers le sud. Il y a toujours de l'eau froide entre la côte continentale et les eaux chaudes du Gulf Stream. La température du courant du Labrador en janvier est de 0°, en août de 12°. Ses eaux froides s'enfoncent progressivement sous les eaux chaudes du Gulf Stream. Le courant du Labrador amène des icebergs de formes diverses sur le banc de Terre-Neuve, descendant vers le sud jusqu'à 41° N. w. (dans des cas exceptionnels au sud).
Le courant des alizés du sud, le plus constant de tous les courants de l'océan mondial, traverse l'océan Atlantique en longeant l'équateur et, au large des côtes de l'Amérique du Sud, il se divise en courants de Guyane et du Brésil. Le courant de Guyane, ainsi que le courant nord-équatorial, transportent l'eau vers la mer des Caraïbes et le golfe du Mexique. Le Brésilien se dirige vers le sud et, s'écartant vers l'est autour du 40e parallèle, rejoint le flux des vents d'ouest. Seule une petite branche du courant brésilien continue de se déplacer vers le sud le long de la côte du continent, s'y accrochant.
Vers le courant brésilien, pénétrant entre ses deux branches (à une distance de 30 à 50 km de la côte), le courant froid des Malouines se dirige, tournant (après s'être connecté avec le courant brésilien à 35° S) vers l'est. Au large des côtes africaines, le courant de Benguela part des vents d'ouest vers le nord. Il ferme l'anneau de courants subtropical sud de l'océan Atlantique.
Le contre-courant équatorial dans l'océan Atlantique s'exprime tout au long de l'été de décembre à mars et ne persiste qu'à l'est. La continuation du contre-courant est le courant de Guinée, se connectant au courant sud-équatorial.
Courants de surface dans l'océan Pacifique. Le courant des alizés du nord est toujours observé au nord de l'équateur (entre 10 et 22° de latitude N). Dans la partie ouest de l'océan près des îles Philippines, il se divise en 3 branches inégales : l'une s'inscrit dans le contre-courant inter-alizés, la seconde se dirige vers les îles de la Sonde, et la troisième, la plus puissante, forme le courant chaud. Courant Kuroshio (analogue au Gulf Stream). Près de l'île de Kyushu, une branche ouest part de Kuroshio, pénétrant par le détroit de Tsushima dans la mer du Japon - le courant de Tsushima.
Kuroshio baigne les côtes orientales des îles japonaises et au large de l'île. Honshu (près du 40e parallèle) tourne vers l'est, se transformant en courant transversal Ceeepo-Pacifique. Près des côtes de l'Amérique du Nord, il est divisé en courants californien (plus puissant) et alaskien (moins puissant).
L'anneau de courants subtropical nord de l'océan Pacifique se compose des courants suivants : Nord équatorial - Kuroshio-Pacifique Nord - Californie.
Le courant d'Alaska, qui longe la côte de l'Alaska et des îles Aléoutiennes, pénètre partiellement dans la mer de Béring et l'océan Arctique et tourne partiellement vers le sud et le sud-est, formant un petit anneau.
De la mer de Béring, le long de la côte du Kamtchatka et de la crête des îles Kouriles, les eaux du courant froid Kourile-Kamtchatka se déplacent vers le sud. Il descend progressivement pour se transformer en un courant profond.
Le contre-courant inter-commercial dans l'océan Pacifique existe toute l'année, mais en été, dans l'hémisphère nord, il se déplace vers le nord et s'étend. A l'est, au large des côtes américaines, le contre-courant se divise en deux branches opposées, se jetant dans le courant des alizés. En été, la majeure partie du contre-courant se dirige vers le nord.
Le contre-courant de Cromwell a été découvert sous le courant commercial de surface dans l'océan Pacifique. Il est situé à plus de 100 m de profondeur, son épaisseur atteint environ 200 m et sa vitesse est de 1,5 m/sec. Il s'étend d'ouest en est sur plus de 4,5 mille km et disparaît aux îles Galapagos. Sous le courant de Cromwell, l'eau se déplace à nouveau vers l'ouest. L'existence de courants similaires au courant de Cromwell est supposée dans d'autres océans.
Le courant des alizés du sud, plus stable et plus fort que celui du nord, va d'est en ouest vers 23° sud. w. Près de l'Australie et de la Nouvelle-Guinée, il se divise en deux courants.
La majeure partie s'écoule dans le contre-courant, une plus petite partie forme le courant est-australien. Il provoque un mouvement circulaire de l'eau à la surface de la mer de Tasmanie, puis rejoint le courant des vents d'ouest. Au large des côtes de l'Amérique du Sud, du courant des vents d'ouest vers le nord, le puissant courant péruvien (courant de Humboldt) va se connecter au courant des alizés du sud. La température de l'eau est de 8 à 10° inférieure à la température de l'air.
Courants de surface de l'océan Indien. La taille et la position de l'océan Indien expliquent certaines des différences entre ses courants de surface et ceux des océans Atlantique et Pacifique.
Dans la partie nord de l'océan Indien, divisée par la péninsule de l'Hindoustan, les courants de mousson, changeant de direction au fil des saisons, deviennent d'une importance primordiale. Il n'y a pas ici de courant d'alizé du Nord constant ; il ne s'exprime que de novembre à mars, tout comme le contre-courant inter-alizé.
Le courant des alizés du sud existe en permanence, mais par rapport aux courants similaires des deux autres océans, selon la position des alizés, il est décalé de 10° vers le sud.
Dans la partie occidentale de l'océan, le courant de Madagascar, puis le courant de Mozambique, bifurquent vers le sud du courant des alizés du sud, mais la majeure partie de ses eaux se tourne vers le nord. En été, il forme le courant de Somalie et en hiver, il donne naissance au contre-courant des alizés.
En été, pendant la mousson du sud-ouest, dans la partie nord de l'océan Indien, l'eau se déplace généralement d'ouest en est, tandis qu'en hiver, pendant la mousson du nord-est, d'est en ouest. Pendant cette période, un courant passe au large des côtes somaliennes, également appelé courant de Somalie, mais en direction opposée au courant de Somalie d'été.
Dans la partie sud de l'océan Indien (au sud de Madagascar), les courants de Madagascar et du Mozambique fusionnent pour former le courant stable des Aiguilles, mais la majeure partie de l'eau se dirige vers l'est et rejoint le courant des vents d'ouest. Le courant de l'aiguille pénètre partiellement dans l'océan Atlantique et se jette dans le Benguela. Le courant de vent occidental au sud et le courant de vent d'Australie occidentale à l'est complètent l'anneau de courants subtropical de l'océan Indien.
Le courant de vent d'ouest, qui couvre les parties sud des trois océans, est le plus grand courant de l'océan mondial. Sa largeur dans la mer de Bellingshausen est de 1 300 km. La vitesse est faible (en surface - 0,2-0,3 m/sec) et diminue avec la profondeur. Pour faire le tour de l'Antarctique, il faut 16 ans aux eaux de surface et plus de 100 ans aux eaux profondes.
Courants de l'océan Arctique. La répartition des courants dans l'océan Arctique, par rapport aux autres océans, est tout à fait unique, même si elle dépend également des vents dominants.
Des vents forts soufflant d’est en ouest le long des côtes nord du continent eurasien et du nord au sud le long des côtes est du Groenland font dériver généralement la glace et les eaux de surface vers l’océan Atlantique. Dans ce cas, plusieurs circulations interconnectées apparaissent : une dans le bassin de Beaufort est anticyclonique, deux dans le bassin de Nansen - anticyclonique (au nord du Groenland) et cyclonique (au nord-est de Novaya Zemlya). Les deux dernières circulations contribuent à la formation du courant oriental du Groenland, qui transporte de grandes quantités d’eau et de glace dans l’océan Atlantique.
Le courant norvégien apporte les eaux chaudes de l'Atlantique (145 000 km3/an). Au Cap Nord, il est divisé en Cap Nord (35 000 km3/an), allant vers l'est le long de la côte du continent, et Spitzberg (78 000 km3/an), suivant vers le nord et s'enfonçant progressivement (en raison d'une salinité relativement élevée). ) jusqu'à une profondeur de 100 à 900 m. L'eau chaude de ce courant, pressée contre le talus continental, se déplace vers l'est et crée une couche intermédiaire d'eau relativement chaude (jusqu'à 2,0-2,5°) d'une épaisseur allant jusqu'à 600 m. .
Les eaux du Pacifique, pénétrant par le détroit de Béring (44 000 km3/an), ne forment pas de courant indépendant dans l'océan Arctique.
Courants dans les mers, les baies et les détroits. Les courants dans les mers sont provoqués par les mêmes raisons que dans les océans, mais leur taille limitée et leurs profondeurs moindres déterminent l'ampleur du phénomène, et les conditions locales leur confèrent des caractéristiques uniques. De nombreuses mers (Noire, Méditerranée, etc.) sont caractérisées par un courant circulaire provoqué par la force de déviation de la rotation terrestre. Dans certaines mers, les courants de marée sont très bien exprimés (par exemple la mer Blanche). Les courants dans un certain nombre de mers (par exemple, dans le Nord, dans les Caraïbes) sont une branche des courants océaniques.
Selon la nature des courants, les détroits peuvent être divisés (à la suite de N.N. Zubov) en flux traversants et échanges. Dans les détroits coulants, le courant, comme dans une rivière, est dirigé dans une seule direction (détroit de Floride). Dans les détroits d'échange, l'eau se déplace dans deux directions opposées et les flux d'eau multidirectionnels peuvent être situés l'un au-dessus de l'autre (échange d'eau vertical) ou l'un à côté de l'autre (échange d'eau horizontal). Des exemples de détroits à échange vertical sont le Bosphore et Gibraltar, et ceux à échange horizontal sont La Pérouse et Davis. Dans les détroits étroits et peu profonds, la direction du courant peut changer à l'opposé en fonction de la direction du vent (détroit de Kertch).
Circulation générale de l'océan mondial. Les courants de surface font partie de la circulation générale complexe et encore très peu étudiée des eaux de l'océan mondial.
Les principales raisons qui déterminent le mouvement de l'eau - le mouvement et la pression de l'atmosphère, les différences dans la répartition de la température et de la salinité - agissent principalement à la surface de l'océan. Le mouvement des eaux de surface provoqué par le vent a généralement une direction latitudinale avec de fortes déviations dans les deux sens. Sous l'influence de la chaleur, l'eau à la surface de l'Océan se déplace vers le froid (l'eau froide se compacte et coule, l'eau chaude se dilate et monte), c'est-à-dire de l'équateur vers les pôles. Dans la région équatoriale, le mouvement ascendant des eaux domine ; dans les régions polaires, au contraire, il est descendant. Avec la circulation thermique dans les couches inférieures, il devrait y avoir un mouvement général de l'eau des pôles vers l'équateur.
Dans les zones à forte salinité, l'eau a tendance à couler ; dans les zones à faible salinité, au contraire, elle a tendance à monter (effet de densité). En conséquence, le mouvement horizontal de l'eau se produit dans un sens ou dans l'autre.
L'existence de systèmes de courants de surface avec une direction générale de mouvement vers le centre ou depuis le centre du système conduit au fait que dans le premier cas il y a un mouvement de l'eau vers le bas, dans le second - un mouvement vers le haut. Un exemple de telles zones dans l’océan peut être les systèmes de courants annulaires subtropicaux.
La baisse et la montée des eaux sont également provoquées par le déferlement et l'écoulement de l'eau en surface (par exemple, dans la zone des alizés).
Les zones de convergence des courants (zones de convergence) sont des zones d'abaissement des eaux, les zones de divergence des courants (zones de divergence) sont des zones de leur montée.
Étant donné que les différentes raisons qui déterminent le mouvement des eaux océaniques coïncident ou s'avèrent aller dans des directions opposées, leur circulation globale devient très compliquée. Le schéma de circulation thermique peut être pris comme base. Si aux latitudes polaires et tempérées l'affaissement de l'eau prédomine fortement, alors la région équatoriale se caractérise par sa montée. A la surface de l'Océan, le mouvement dominant de l'eau se fait depuis l'équateur ; en profondeur, il se fait vers l'équateur. L’existence de courants dans toute la colonne d’eau, y compris dans ses couches inférieures, ne fait actuellement aucun doute.
L'importance des courants océaniques vaste et varié. La grande influence des courants sur le climat est bien connue.
Grâce au mouvement continu de l'eau, il y a un transfert constant non seulement de chaleur et de froid, mais également de nutriments nécessaires aux organismes.
Dans les zones de convergence des courants et des eaux descendantes, les couches profondes sont enrichies en oxygène ; dans les zones de divergence des courants et des eaux montantes, les nutriments (sels de phosphore et d'azote) sont transportés des profondeurs vers la surface. Ces processus sont très importants pour le développement de la vie dans l’Océan.
Les courants déterminent la répartition du plancton en haute mer et dans les mers et transportent les larves de poissons et les alevins des sites de frai vers les habitats. Un exemple est celui des larves de l'anguille européenne, qui éclosent dans la mer des Sargasses et se déplacent dans une dérive passive (ce qui prend deux à trois ans) jusqu'aux côtes de l'Europe. Avec l'aide des courants, les œufs, les larves et les alevins de morue et de hareng se déplacent ; par exemple, les larves et les alevins de morue qui apparaissent au large de Terre-Neuve et des îles Lofoten sont transportés par le courant vers les mers de Norvège et de Barents.
Le flux des eaux chaudes et salées de l’Atlantique vers l’océan Arctique joue un rôle important dans la vie de ses mers et est important pour la pêche. Il a été découvert que les changements de température, de quantité et de teneur en sel dans les eaux de l'Atlantique fluctuent sur une période d'environ quatre ans, ce qui affecte considérablement la pêche au hareng.
Un changement de direction des courants au large des côtes d'Extrême-Orient (départ de jets de courants chauds) a conduit à l'arrêt de la capture de la sardine d'Extrême-Orient - iwasi.
Les courants ont joué un rôle énorme à l’ère de la voile et revêtent aujourd’hui une grande importance. Ils compilent des cartes, des descriptions et des tableaux actuels pour les marins.
