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augmenter (aussi Anglais Upwelling ) désigne l’escalade de l’eau dans les océans, les océans latéraux et les lacs faits de couches plus profondes à la couche indigène, couche à la lumière. L’eau dans les couches plus profondes est généralement plus froide et plus nutritive que l’eau dans la couche de surface. La flottabilité entraîne donc généralement un refroidissement et un enrichissement des nutriments des eaux de surface.
Les vitesses verticales associées à la flottabilité sont de 10 m / jour. Ils sont donc plus petits que les erreurs de mesure actuellement disponibles. Les mouvements de promotion durent plus longtemps qu’une période de vibration d’inertie.
Dans la plupart des cas, la cause de la flottabilité des eaux profondes océaniques est la divergence du transport d’Ekman à vent dans la couche de couverture turbulente de la surface de la mer. Le transport d’Ekman divergent est stimulé dans la couche supérieure de l’océan ouvert lorsque le champ de tension de cisaillement du vent à la surface de la mer a une rotation positive par le paramètre Coriolis. De plus, une flottabilité équatoriale, qui agite sur l’équateur, crée un vent oriental spatialement constant. Sur les côtes de la mer, la flottabilité est stimulée lorsqu’un vent spatialement constant souffle en parallèle à la côte de l’hémisphère nord (sud), de sorte que la côte regarde vers le vecteur de vent du côté gauche (droit).
Effet abiotique [ Modifier | Modifier le texte source ]]
Si la couche supérieure est plus chaude que les couches plus profondes d’une mer, la flottabilité entraîne un refroidissement régional de la température de la surface de la mer. C’est généralement le cas dans le cas de l’équateur du front polaire océanique. L’atmosphère ci-dessus est influencée de différentes manières. La couche de bordure atmosphérique sur une eau de surface plus froide est stabilisée et la turbulence dans la couche de bordure est réduite. En conséquence, l’impulsion du vent de gradient dans les couches d’air plus élevées ne peut être transférée à la couche de bordure maritime et la vitesse du vent est donc plus faible sur l’eau froide que par l’eau de surface chaude. L’influence de la température de surface sur la vitesse du vent à la surface de la mer signifie que la rotation du vecteur de vent est renforcée par un gradient de température à travers la direction du vent, tandis qu’un gradient de température parallèle à la direction du vent, en revanche, la divergence du champ de vent. [d’abord]
La température de surface fraîche dans les zones de flottabilité réduit le point de rosée des couches d’air au-dessus, de sorte que le brouillard se forme plus fréquemment au-dessus de la zone de flottabilité. Le Seewind, qui se forme pendant la journée, annonce le brouillard de la zone de la route côtière à quelques 10 km à l’intérieur, où elle contribue en particulier dans les déserts à l’approvisionnement en eau de la flore et de la faune.
Effets biotiques [ Modifier | Modifier le texte source ]]
Les nutriments des eaux profondes ont un effet important sur l’océan et son environnement de vie. D’une part, ce sont des nutriments tels que les nitrates et les phosphates qui entrent en solution dans l’eau des couches plus profondes lorsque le matériel organique coulant de la couche de couverture est décomposé. D’un autre côté, l’eau de flottabilité est également riche en carbone inorganique. [2] Les nutriments qui gonflent dans la zone euphotique provoquent une forte augmentation du phytoplancton là-bas, il suppose souvent que les dimensions d’une fleur d’algues qui peuvent être reconnues dans l’espace lui-même. Cette production primaire élevée est la base de la chaîne alimentaire océanique. Par conséquent, la tenue de population de types supérieurs de l’écosystème marin dans les zones de flottabilité permanente est relativement importante. Ces zones de flottabilité avec un taux de production de biomasse extraordinairement élevé ont une grande importance économique, en particulier, car elles sont souvent au large des régions moins productives.
(Quelle: NCEP, NOAA)
En raison des propriétés de la circulation planétaire, il n’y a que certaines zones sur Terre dans lesquelles la flottabilité permanente ou saisonnière peut être stimulée. Dans l’océan ouvert, une longue flottabilité est observée, en particulier dans les zones sous-polaires dans lesquelles les grains des zones de basse pression se déplacent, et le long de l’océan équatorial, sur lequel le sud-est souffle (Sverdrup et Fleming 1942, Tomczak & Godfrey 1994).
Les zones de conduite côtière sont de préférence situées sur les côtes ouest des continents dans la zone d’influence du Passat Winden (Sverdrup et Fleming 1942, Tomczak & Godfrey 1994). Les zones de flottabilité les plus importantes se trouvent sur les côtes ouest de l’Amérique du Sud (Pérou, Chili) et de l’Amérique du Nord (Californie, Oregon) ainsi que sur les côtes ouest de l’Afrique du Nord (Maroc, Mauritanie et Sénégal) et l’Afrique du Sud (Namibie, Afrique du Sud).
Toutes ces zones représentent de riches terrains de pêche qui sont un facteur économique essentiel des pays adjacents. De plus, les zones de conduite côtière permanentes dans les zones de Passat augmentent le climat du désert des zones terrestres adjacentes par l’interaction des eaux de surface froide sur la côte avec l’atmosphère.
Dans les périodes intermédiaires, la flottabilité autrement très stable dans les passaters change par des effets à longue distance des parties ouest du Pacifique équatorial et de l’Atlantique. Un affaiblissement temporaire de la passatine dans l’océan équatorial occidental déclenche la propagation d’une charnière équatoriale le long de l’équateur, qui traverse l’océan entier et se propage finalement comme une vague côtière de Kelvin sur la côte est de l’océan. La Kelvinwelle mène les eaux de surface chaudes de l’océan équatorial occidental et abaisse la couche de saut thermique le long de son chemin d’étalonage. Ce processus empêche la flottabilité de l’eau froide nutritionnelle dans la couche de surface. La dégradation de la population de poissons et l’augmentation de la température de surface modifient l’interaction avec l’atmosphère de telle manière qu’il existe de fortes précipitations dans les zones côtières autrement arides. Cette apparition est appelée El Niño dans le Pacifique et se produit en moyenne tous les 5 ans. Dans l’Atlantique, il s’appelle Benguela Niño et ne se produit ici qu’à une distance d’environ 10 ans.
Le sud-ouest de Monsun provoque une flottabilité pendant l’été nord de la mer arabe, sur la côte de la Somalie, la côte sud de la péninsule arabe (Tomczak et Godfrey 1994), ainsi que sur la côte du Vietnam.
La flottabilité à court terme peut se former sur toutes les côtes si le vent souffle parallèlement à la côte, de sorte que l’hémisphère nord (sud) regarde à gauche (à droite) vers le vecteur de vent et qu’il dure plus d’une période.
- CM. Risien, D.B. Chelton: Une climatologie mondiale des champs de stress du vent et du vent de surface de huit ans de données de diffusion de Quikscat . Dans: Journal of Physical Oceanography . Groupe 38 , 2008, S. 2379–2413 , est ce que je: 10.1175 / 2008jpo3881.1 (Anglais).
- H. U. Sverdrup, R. H. Fleming: Les océans: leur physique, leur chimie et leur biologie générale . Prentice-Hall, 1942, S. 1087 (Anglais).
- M. Tomczak, J.S. Godfrey: Océanographie régionale: une introduction pergamon . 1994, S. 422 (Anglais).
- ↑ Risien & Chelton 2008
- ↑ N. Jiao, Y. Zhang, K. Zhou, Q. Li, M. Dai, J. Liu, J. Guo, B. Huang: Revisiter le CO 2 Problème de “source” dans les zones upwelling – une étude comparative sur les hauts ultramodernes en mer de Chine méridionale . Dans: Biogeosciences . Groupe 11 , Non. 9 , 2014, S. 2465–2475 , est ce que je: 10.5194 / BG-11-2465-2014 ( biogeosciences.net [PDF]).
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