Courant limite

Les plus grandes gyres océaniques du monde

Les courants limites occidentaux sont des courants chauds, profonds, étroits et rapides qui se forment sur le côté ouest des bassins océaniques en raison de l’intensification occidentale. Ils transportent l’eau chaude des tropiques vers les pôles. Les exemples incluent le Gulf Stream, le courant des Aiguilles et le Kuroshio.

Intensification occidentaleEdit

L’intensification occidentale s’applique au bras occidental d’un courant océanique, en particulier un grand gyre dans un tel bassin. Les alizés soufflent vers l’ouest sous les tropiques. Les vents d’ouest soufflent vers l’est aux latitudes moyennes. Cela applique une contrainte à la surface de l’océan avec une courbure dans les hémisphères nord et sud : ce qui provoque le transport de Sverdrup vers l’équateur (vers les tropiques). En raison de la conservation de la masse et de la conservation de la vorticité potentielle, ce transport est équilibré par un courant étroit et intense vers le pôle, qui s’écoule le long de la côte ouest, permettant à la vorticité introduite par la friction côtière d’équilibrer l’apport de vorticité du vent. L’effet inverse s’applique aux gyres polaires – le signe de la courbe de contrainte du vent et la direction des courants qui en résultent sont inversés. Les principaux courants du côté ouest (comme le Gulf Stream de l’océan Atlantique Nord) sont plus forts que ceux du côté opposé (comme le courant de Californie de l’océan Pacifique Nord). La mécanique a été mise en évidence par l’océanographe américain Henry Stommel.

En 1948, Stommel a publié son article clé dans Transactions, American Geophysical Union : « The Westward Intensification of Wind-Driven Ocean Currents », dans lequel il a utilisé un modèle d’océan rectangulaire simple et homogène pour examiner les lignes de courant et les contours de hauteur de surface pour un océan au cadre non rotatif, un océan caractérisé par un paramètre de Coriolis constant et enfin, un bassin océanique en cas réel avec un paramètre de Coriolis variant latitudinalement. Dans cette modélisation simple, les principaux facteurs qui ont été pris en compte pour influencer la circulation océanique sont :

• la contrainte du vent de surface
• la friction du fond
• une hauteur de surface variable conduisant à des gradients de pression horizontaux
• l’effet Coriolis.

Il a supposé pour cela un océan de densité constante et de profondeur D + h {\displaystyle D+h}.

voyant les courants océaniques ; il a également introduit un terme linéarisé et frictionnel pour rendre compte des effets dissipatifs qui empêchent l’océan réel d’accélérer. Il part donc des équations de quantité de mouvement et de continuité en régime permanent :

f ( D + h ) v – F cos ( π y b ) – R u – g ( D + h ) ∂ h ∂ x = 0 ( 1 ) {\displaystyle f(D+h)v-F\cos \left({\frac {\pi y}{b}\right)-Ru-g(D+h){\frac {\partial h}{partial x}}=0\qquad (1)}

– f ( D + h ) u – R v – g ( D + h ) ∂ h ∂ y = 0 ( 2 ) {\displaystyle \quad -f(D+h)u-Rv-g(D+h){\frac {\partial h}{\partial y}}=0\qquad \qquad (2)}

∂ ∂ x + ∂ ∂ y = 0 ( 3 ) {\displaystyle \qquad \qquad {\frac {\partial }{\partial x}}+{\frac {\partial }{\partial y}=0\qquad \qquad \qquad (3)}

Here f {\displaystyle f}

est l’intensité de la force de Coriolis, R {\displaystyle R}

est le coefficient de frottement au fond, g {\displaystyle g\,\,}

est la gravité, et – F cos ( π y b ) {\displaystyle -F\cos \left({\frac {\pi y}{b}}\right)}

est le forçage du vent. Le vent souffle vers l’ouest à y = 0 {\displaystyle y=0}

et vers l’est à y = b {\displaystyle y=b}

.

En agissant sur (1) avec ∂ ∂ y {\displaystyle {\frac {\partial }{\partial y}}.

et sur (2) avec ∂ ∂ x {\displaystyle {\frac {\partial }{\partial x}}

, en soustrayant, puis en utilisant (3), donne v ( D + h ) ( ∂ f ∂ y ) + π F b sin ( π y b ) + R ( ∂ v ∂ x – ∂ u ∂ y ) = 0 ( 4 ) {\displaystyle v(D+h)\left({\frac {\partial f}{\partial y}}\right)+{\frac {\pi F}{b}\sin \left({\frac {\pi y}{b}}\right)+R\left({\frac {\partial v}{\partial x}}-{\frac {\partial u}{\partial y}}\right)=0\quad (4)}

Si nous introduisons une fonction Stream ψ {\displaystyle \psi }

et que nous linéarisons en supposant que D >> h {\displaystyle D>>h}

, l’équation (4) se réduit à

∇ 2 ψ + α ( ∂ ψ ∂ x ) = γ sin ( π y b ) ( 5 ) {\displaystyle \nabla ^{2}\psi +\alpha \left({\frac {\partial \psi }{\partial x}}\right)=\gamma \sin \left({\frac {\pi y}{b}}\right)\qquad (5)}

Here

α = ( D R ) ( ∂ f ∂ y ) {\displaystyle \alpha =\left({\frac {D}{R}}\right)\left({\frac {\partial f}{partial y}}\right)}

et

γ = π F R b {\displaystyle \gamma ={\frac {\pi F}{Rb}}}

Les solutions de (5) avec la condition limite que ψ {\displaystyle \psi }.

soient constantes sur les côtes, et pour différentes valeurs de α {\displaystyle \alpha }.

, soulignent le rôle de la variation du paramètre de Coriolis avec la latitude dans l’incitation au renforcement des courants de bord ouest. Ces courants sont observés comme étant beaucoup plus rapides, plus profonds, plus étroits et plus chauds que leurs homologues orientaux.

Pour un état non rotatif (paramètre de Coriolis nul) et où cela est une constante, la circulation océanique n’a aucune préférence vers l’intensification/accélération près de la frontière ouest. Les lignes de courant présentent un comportement symétrique dans toutes les directions, et les contours de hauteur sont presque parallèles aux lignes de courant, dans un océan en rotation homogène. Enfin, sur une sphère en rotation – le cas où la force de Coriolis est latitudinalement variante, une tendance distincte pour les lignes de courant asymétriques est trouvée, avec un regroupement intense le long des côtes occidentales. Des figures mathématiquement élégantes dans des modèles de la distribution des lignes de courant et des contours de hauteur dans un tel océan si les courants tournent uniformément peuvent être trouvées dans l’article.

L’équilibre de Sverdrup et la physique de l’intensification de l’ouestEdit

La physique de l’intensification de l’ouest peut être comprise à travers un mécanisme qui aide à maintenir l’équilibre des tourbillons le long d’une gyre océanique. Harald Sverdrup a été le premier, précédant Henry Stommel, à tenter d’expliquer l’équilibre de vorticité en milieu océanique en examinant la relation entre les forçages du vent de surface et le transport de masse au sein de la couche supérieure de l’océan. Il a supposé un écoulement intérieur géostrophique, en négligeant tout effet de friction ou de viscosité et en présumant que la circulation disparaît à une certaine profondeur dans l’océan. Cela interdisait l’application de sa théorie aux courants de frontière occidentale, puisqu’il a été démontré plus tard qu’une certaine forme d’effet dissipatif (couche d’Ekman de fond) était nécessaire pour prédire une circulation fermée pour un bassin océanique entier et pour contrecarrer le flux entraîné par le vent.

Sverdrup a introduit un argument de vorticité potentielle pour relier le flux intérieur net des océans à la contrainte du vent de surface et aux perturbations de vorticité planétaire incitées. Par exemple, il a été suggéré que la convergence d’Ekman dans les régions subtropicales (liée à l’existence des alizés dans les tropiques et des vents d’ouest dans les latitudes moyennes) conduisait à une vitesse verticale descendante et donc à un écrasement des colonnes d’eau, ce qui oblige ensuite le tourbillon océanique à tourner plus lentement (par conservation du moment angulaire). Ceci est accompli par une diminution de la vorticité planétaire (puisque les variations de vorticité relative ne sont pas significatives dans les grandes circulations océaniques), un phénomène réalisable par un flux intérieur dirigé vers l’équateur qui caractérise le gyre subtropical. L’inverse est applicable lorsque la divergence d’Ekman est induite, conduisant à l’absorption d’Ekman (aspiration) et à un subséquent, étirement de la colonne d’eau et flux de retour vers le pôle, une caractéristique des gyres subpolaires.

Ce flux de retour, comme l’a montré Stommel, se produit dans un courant méridional, concentré près de la limite ouest d’un bassin océanique. Pour équilibrer la source de vorticité induite par le forçage du vent, Stommel a introduit un terme de friction linéaire dans l’équation de Sverdrup, fonctionnant comme un puits de vorticité. Cette résistance frictionnelle de l’océan de fond sur le flux horizontal a permis à Stommel de prédire théoriquement une circulation fermée à l’échelle du bassin, tout en démontrant l’intensification vers l’ouest des gyres poussés par le vent et son attribution à la variation de Coriolis avec la latitude (effet bêta). Walter Munk (1950) a poursuivi la mise en œuvre de la théorie de Stommel sur l’intensification vers l’ouest en utilisant un terme de friction plus réaliste, tout en mettant l’accent sur « la dissipation latérale de l’énergie tourbillonnaire ». De cette façon, non seulement il a reproduit les résultats de Stommel, recréant ainsi la circulation d’un courant de limite ouest d’un gyre océanique ressemblant au Gulf stream, mais il a également montré que les gyres subpolaires devraient se développer au nord des subtropicaux, en tournant dans la direction opposée.

Changement climatiqueModification

Les observations indiquent que le réchauffement de l’océan sur les courants de limite ouest subtropicaux est 2 à 3 fois plus fort que le réchauffement moyen global de l’océan de surface. L’étude révèle que le réchauffement accru peut être attribué à une intensification et à un déplacement vers le pôle des courants de limite ouest comme un effet secondaire de l’élargissement de la circulation de Hadley dans le cadre du réchauffement climatique. Ces points chauds du réchauffement causent de graves problèmes environnementaux et économiques, tels que l’élévation rapide du niveau de la mer le long de la côte est des États-Unis, l’effondrement de la pêche dans le golfe du Maine et en Uruguay.