Flux et reflux. Courants non périodiques On ne voudrait donc pas entrer dans un tourbillon océanique géant

L’expression dans le titre est une traduction littérale du mot japonais « tsunami » et fait référence à un phénomène naturel unique : plusieurs longues vagues océaniques successives générées par des déplacements brusques de grandes zones du fond océanique provoqués par des tremblements de terre.

Les tsunamis formés à de grandes profondeurs sont une onde transversale longue (100-300 kilomètres de long) de faible hauteur (pas plus de 2 mètres), se propageant à une vitesse d'environ 0,2 kilomètres par seconde (700 kilomètres par heure), leur période est de 15- 60 minutes. Mais lorsqu'elles atteignent des eaux peu profondes, ces vagues augmentent fortement en hauteur, leur longueur diminue, les crêtes commencent à s'effondrer et, en fait, d'énormes vagues de mouvement se forment, auxquelles le nom « tsunami » fait référence. Dans certains cas, la hauteur des vagues atteint 30 à 40 mètres.

L’arrivée d’un tsunami sur la côte est généralement précédée d’une baisse du niveau de la mer et de l’arrivée de vagues relativement petites. Ensuite, il peut y avoir une baisse secondaire du niveau, et ensuite un tsunami survient. Après la première vague, en règle générale, plusieurs autres vagues de plus grande ampleur surviennent à des intervalles de 15 minutes à 1 à 2 heures. Habituellement, la troisième ou la quatrième vague est le maximum.

Les vagues pénètrent profondément dans le territoire, selon sa topographie, parfois sur 10 à 15 kilomètres et, à grande vitesse, provoquent d'énormes destructions. Après avoir reçu une alerte au tsunami, il est nécessaire de sortir le navire en pleine mer pour affronter la vague.

Dans les zones côtières, il existe des cas fréquents de formation d'un autre phénomène naturel - de grandes vagues stationnaires - suloya, ce qui signifie un tourbillon, un écrasement. De petits suloi sont observés dans la mer Noire (dans le détroit de Kertch), des plus forts - dans les détroits au large de la côte Pacifique du Canada et dans les skerries de Scandinavie. Mais les suloi atteignent leurs plus grandes tailles dans les zones d'eau peu profonde avec de forts courants inverses - dans le détroit des Kouriles, le détroit de Singapour, le Portland Firth, etc. (jusqu'à 4 mètres). La formation d'ondulations est généralement associée à l'interaction de deux contre-courants d'eau (Fig. 4.36a.). Dans ce cas, des tourbillons se forment dans la zone frontale, émergeant à la surface sous forme d'ondes aléatoires, et plus la vitesse d'écoulement est élevée, plus l'énergie de ces ondes est grande.

Suloi peut également apparaître à la suite d’un écoulement entrant dans des eaux peu profondes. Dans ce cas, de grands gradients de vitesse se forment dans le courant d'eau, des discontinuités d'écoulement, des tourbillons et, par conséquent, des vagues à la surface (Fig. 4.36b).

Les ondulations atteignent leur plus grande taille aux vitesses maximales des courants de marée. Cette dépendance des suloi vis-à-vis de la nature de la marée permet de les prédire de manière très fiable.

Suloi est très dangereux pour la navigation. Les navires traversant la houle subissent des roulis désagréables et désordonnés, dévieront de leur route et une forte vague peut arracher les mécanismes et les équipements de sauvetage de leurs attaches. La traversée de ces zones par de petits bateaux les menace de mort.

Lorsque la densité de l'eau de la mer augmente à n'importe quelle profondeur, des vagues appelées ondes internes peuvent apparaître à la limite entre la couche supérieure la moins dense et la couche inférieure avec une densité fortement accrue.

Les ondes internes peuvent avoir une hauteur plusieurs fois supérieure aux ondes de surface (jusqu'à 90 m, période jusqu'à 8 minutes).

Lorsque les ondes internes sont excitées, un phénomène appelé « eau morte » est observé.

Un navire en eau morte perd de la vitesse et peut rester presque en place lorsque la machinerie est pleinement opérationnelle.

Lorsqu’on suit des « eaux mortes » dans un état calme, la surface de la mer prend un aspect inhabituel. Les vagues transversales augmentent considérablement derrière la poupe et une énorme vague apparaît devant le navire, que le navire est obligé de pousser. Sur les « eaux mortes », presque les mêmes mouvements de vagues se produisent que lorsqu’un navire se déplace dans des eaux peu profondes. Si la vitesse du navire coïncide avec la vitesse de propagation des ondes internes libres, alors pendant son mouvement, le navire crée non seulement des vagues de navire ordinaires à la surface de l'eau, mais génère également des ondes à l'interface de deux couches - la « lumière » "supérieurs" et inférieurs "lourds". La vague se produit lorsque la couche d'interface se situe approximativement à la profondeur de la quille. Dans ce cas, les masses d'eau de la couche supérieure, d'épaisseur égale au tirant d'eau du navire, se déplacent dans la direction opposée et provoquent une perte de vitesse du navire ; la résistance des vagues augmente fortement, puisque le navire doit « traîner » la vague soudainement apparue. Ce phénomène explique « l’eau morte ».

Le phénomène des « eaux mortes » se produit partout à proximité des embouchures des grands fleuves - Amazone, Orénoque, Mississippi, Léna, Ienisseï, etc. Mais il est particulièrement souvent observé dans les fjords norvégiens et dans les mers arctiques par temps printanier calme lors de la fonte des glaces. , lorsqu'il y a une couche relativement mince d'eau presque douce située au-dessus d'une eau de mer très salée et dense.

Les ondes internes constituent une menace sérieuse pour la navigation sous-marine. Cela se manifeste à la fois par l'impact physique direct des ondes internes, des vagues internes sur les sous-marins et indirectement par la complication des conditions de passage du son dans l'eau.

Une étude approfondie de la structure des grands courants océaniques a révélé que ces flux sont loin d’être un « fleuve aux berges liquides » comme on le pensait auparavant. Il s’est avéré que les courants sont constitués d’un certain nombre de jets alternés se déplaçant à des vitesses différentes. De plus, une vitesse de 2,7 m/s (5,2 nœuds) a été mesurée dans le Gulf Stream. De plus, il a été découvert qu’il existe des contre-courants étroits de part et d’autre du flux principal (pouvant atteindre 2 nœuds).

Une autre caractéristique intéressante des courants a été révélée : les ruisseaux se courbent dans l'espace, formant des virages - comme des méandres fluviaux. Les méandres, de plus en plus grands, se déplacent avec le courant, et parfois s'en détachent et se déplacent de manière indépendante. Les méandres séparés forment des tourbillons de différentes tailles. À gauche du flux général, les vortex tournent dans le sens des aiguilles d'une montre, à droite dans le sens inverse des aiguilles d'une montre. La vitesse actuelle dans ces tourbillons peut atteindre 2,0 nœuds.

Les observations ont montré que, par exemple, dans le champ Gulf Stream, 5 à 8 paires de cyclones et anticyclones se forment par an. Les cyclones Gulf Stream les plus développés ont un diamètre allant jusqu'à 200 km et capturent une couche de masses d'eau presque jusqu'au fond de l'océan (2 500-3 000 m). Les cyclones du Gulf Stream dérivent généralement vers le sud-ouest à des vitesses pouvant atteindre 3 milles par jour.

La découverte des tourbillons est d'une grande importance pour la navigation en haute mer. Le système de circulation vortex est le véritable champ de courants qui affecte un navire situé dans l'océan. Lorsqu'ils traversent des zones à courants constants indiquées sur les cartes et atlas hydrométéorologiques, les navigateurs doivent être conscients que la variabilité réelle des directions et des vitesses des courants, et donc la dérive réelle du navire, peut différer considérablement de la direction directionnelle du courant.

De nombreux navigateurs ont remarqué que souvent, surtout sous les latitudes tropicales, la nuit, la lueur de l’eau qui coule sur la poupe du navire est clairement visible ; L'eau bouillonnante sur les côtés brille et coule autour de la coque ; une bande lumineuse tourbillonnante, se rétrécissant et s'estompant progressivement, se forme derrière la poupe. La lueur de l’eau met en valeur le rivage, les rochers, les récifs, les bas-fonds, les bouées, les navires et les jetées sur le fond général de la mer.

Comme l'ont découvert les hydrobiologistes, la lueur de la mer est principalement causée par la bioluminescence des organismes marins. La plus courante est la lueur scintillante ou vacillante de diverses créatures planctoniques unicellulaires et multicellulaires dont la taille varie de quelques dizaines de microns à plusieurs millimètres. Lorsqu’il y a beaucoup de ces êtres lumineux, les points de lumière individuels se fondent en une lueur inégale. Cette lueur se produit lorsque les organismes sont irrités mécaniquement, par exemple lorsque des animaux et des poissons bougent, lorsqu'une rame touche l'eau et également lorsqu'ils sont exposés à des produits chimiques.

Pendant longtemps, les marins revenant des mers tropicales d’Asie du Sud-Est ont raconté avoir rencontré de gigantesques roues lumineuses, de plusieurs kilomètres de diamètre, tournant à grande vitesse à la surface de la mer. Les marins d’Europe occidentale les surnomment « le carrousel du diable » ; à l’Est, on les appelle « roues du Bouddha ».

La formation de vortex à petite échelle peut être considérée comme une explication de ces phénomènes. De tels vortex et tourbillons se forment aux bords des courants, à la jonction d'écoulements de direction différente et de toute origine, là où la profondeur est faible, les courants de marée sont forts et les ondes internes apparaissent.

Vents tombants

Le nom général « vents descendants » inclut les vents côtiers observés au pied de certaines mers ; Ces vents sont appelés différemment selon les régions : foen, bora, mistral, sarma. Ils sont unis par des qualités telles que la surprise, une grande force et la nature de l'impact sur les navires. De nombreux navires ont subi des accidents lors de bora près de la côte de la Nouvelle-Zemble, au large des côtes du Groenland et dans les rades de grands ports comme Trieste, Marseille et Novorossiysk.

La vitesse des vents tombants atteint 40 mètres par seconde à la surface de la mer et avec des rafales de 50 à 60. Naturellement, ils constituent un grand danger pour la navigation côtière, pour l'amarrage des navires dans les rades et à quai, ainsi que pour le fonctionnement des ports.

En étudiant ce phénomène, les chercheurs ont remarqué que la bora se produit généralement en hiver et dans les zones où les montagnes côtières bordent une plaine assez élevée, qui devient très froide en hiver. Une zone anticyclonique se forme souvent sur la plaine, tandis qu'une zone cyclonique persiste sur la mer. Cela crée de grands gradients horizontaux qui déplacent d’énormes masses d’air froid. En raison de l'action de la gravité, la vitesse du mouvement de l'air augmente fortement à mesure qu'il passe au-dessus de la crête.

La chute rapide de l'air froid à la surface des baies crée de fortes vagues dans la zone côtière ; à des températures inférieures à zéro, les éclaboussures d'eau provoquent le givrage des navires et des installations portuaires. L'armure de glace atteint jusqu'à 4 mètres, ce qui entraîne souvent des conséquences catastrophiques. Verticalement, la bora s'étend jusqu'à 200-300 mètres et horizontalement - à seulement quelques kilomètres de la côte.

Le mécanisme de formation du sèche-cheveux est légèrement différent. Le nom propre du vent « fen » (chaud) donne la clé pour comprendre la nature du phénomène. Il a été établi que le foehn se forme en raison d’une différence significative entre la pression atmosphérique à l’intérieur des terres et au-dessus de la mer. Lorsqu'un cyclone passe au-dessus de la mer près de la côte, lorsqu'un noyau de haute pression reste à l'intérieur des terres, le champ de pression forme des flux de masses d'air dirigés de la terre vers la mer. Et s'il y a des montagnes sur le chemin de ces flux, alors les masses d'air, s'accumulant derrière la crête, commencent à s'élever lentement. À mesure que l’air monte, la température de l’air baisse et l’humidité augmente progressivement pour atteindre un maximum à un certain point.

Au sommet de la crête, là où l'air est sursaturé en vapeur d'eau, il commence à se condenser, formant un banc de nuages ​​qui couvre toute la chaîne de montagnes - un « mur de foehn » caractéristique apparaît. De cette hauteur, l'air se précipite vers la mer, se réchauffant, et arrive donc sur la côte avec une température plus élevée et une faible humidité.

Parfois, dans des conditions météorologiques appropriées, des vortex atmosphériques à petite échelle se forment - des tornades (ou comme on les appelle parfois - des tornades, des caillots sanguins, des typhons).

Une tornade ordinaire se forme comme suit : à la suite de courants d'air ascendants intenses, le bord d'un formidable nuage commence à s'élever, se tordant horizontalement autour d'un axe parallèle à la limite du nuage - un petit rotor se forme. Le rotor, tournant rapidement, abaisse une extrémité (généralement celle de gauche selon le mouvement du nuage) jusqu'au sol sous la forme d'un entonnoir. Cet entonnoir - le composant principal d'une tornade - est un vortex en spirale constitué d'air en rotation extrêmement rapide.

La cavité interne de l'entonnoir, d'un diamètre allant de plusieurs mètres à plusieurs centaines de mètres, est un espace limité par des parois ; c'est presque clair, sans nuages, parfois de petits éclairs d'un mur à l'autre ; le mouvement de l'air à l'intérieur s'affaiblit. La pression chute ici fortement - parfois de 180 à 200 mb. Une chute de pression aussi catastrophique et rapide provoque un effet particulier ; Les objets creux, notamment les maisons, autres bâtiments, les pneus de voiture, explosent au contact d'un entonnoir de tornade.

Il n’existe pas de mesures directes de la vitesse du vent dans les tornades : aucun appareil ne peut résister à d’énormes accélérations. Cependant, les experts en résistance des matériaux ont calculé ces vitesses en fonction de la nature des destructions et des accidents : jusqu'à 170-200 m/s, et parfois même 350-360 m/s, soit plus que la vitesse du son.

La durée de vie d'une tornade varie et varie de quelques minutes à plusieurs heures.

La vitesse à laquelle les tornades se déplacent est également différente. Parfois, le nuage se déplace très lentement, reste presque immobile, parfois il se précipite à grande vitesse. Les météorologues déterminent la vitesse moyenne des tornades entre 40 et 60 km/h, mais cette vitesse atteint parfois 200 km/h. Au cours de son mouvement, une tornade parcourt une distance moyenne de 20 à 30 km. Cependant, les cas de tornades passant à 100-120 km ne sont pas rares.

Les trombes marines proviennent généralement de groupes issus d'un seul nuage parent. Ils se forment le plus souvent et atteignent leur plus grande force près des cumulonimbus orageux. Parfois, ils accompagnent les cyclones tropicaux.

Les tornades sont visibles d'une assez grande distance et sont facilement détectées sur l'écran radar, et donc, lorsqu'ils voient l'approche de cette formation naturelle, les navigateurs doivent prendre des mesures pour éviter de la rencontrer.

Des phénomènes rares mais très dangereux ont été observés depuis longtemps en mer : - perte de flottabilité lors des éruptions de volcans sous-marins, très nombreux dans les océans (cela crée un mélange eau-air) ou du fait de percées de gaz du fond de la mer. mer.

CONCLUSION

En conclusion, il convient de rappeler la règle de base d'un marin : il n'y a rien de secondaire en mer . À un moment donné et dans un lieu donné, l'effet de tout facteur naturel peut se manifester le plus fortement, entraînant des conséquences, voire une catastrophe.

Le skipper doit donc toujours "Considérez votre place plus près du danger" non seulement au sens littéral du terme, mais également en tenant compte de toutes les autres conditions de navigation. Même une simple connaissance du facteur même de l'influence de ces phénomènes sur la navigation, et plus encore une évaluation qualitative de l'effet, permet de minimiser d'éventuelles conséquences négatives.

Flux et reflux, fluctuations périodiques des niveaux d'eau (montées et baisses) dans les zones d'eau de la Terre, causées par l'attraction gravitationnelle de la Lune et du Soleil agissant sur la Terre en rotation. Toutes les grandes étendues d'eau, y compris les océans, les mers et les lacs, sont soumises aux marées à un degré ou à un autre, bien que dans les lacs, elles soient petites.

Le niveau d'eau le plus élevé observé en une journée ou une demi-journée à marée haute est appelé pleine mer, le niveau le plus bas à marée basse est appelé basse mer, et le moment où il atteint ces marques de niveau maximum est appelé état (ou stade) de haute mer. marée ou marée basse, respectivement. Le niveau moyen de la mer est une valeur conditionnelle, au-dessus de laquelle se situent les repères de niveau lors des marées hautes, et en dessous de laquelle lors des marées basses. Ceci est le résultat de la moyenne d’une grande série d’observations urgentes. La marée haute moyenne (ou marée basse) est une valeur moyenne calculée à partir d'une large série de données sur les niveaux d'eau hauts ou bas. Ces deux niveaux intermédiaires sont liés à la tige de pied locale.

Les fluctuations verticales du niveau d'eau lors des marées hautes et basses sont associées à des mouvements horizontaux des masses d'eau par rapport au rivage. Ces processus sont compliqués par les ondes de vent, le ruissellement des rivières et d'autres facteurs. Les mouvements horizontaux des masses d'eau dans la zone côtière sont appelés courants de marée (ou courants de marée), tandis que les fluctuations verticales des niveaux d'eau sont appelées flux et reflux. Tous les phénomènes associés aux flux et reflux sont caractérisés par une périodicité. Les courants de marée inversent périodiquement leur direction, tandis que les courants océaniques, se déplaçant de manière continue et unidirectionnelle, sont entraînés par la circulation générale de l'atmosphère et couvrent de vastes zones d'océan libre (voir aussi OCÉAN).

Durant les intervalles de transition de la marée haute à la marée basse et vice versa, il est difficile d'établir la tendance du courant de marée. A cette époque (qui ne coïncide pas toujours avec la marée haute ou basse), on dit que l’eau « stagne ».

Les marées hautes et basses alternent cycliquement en fonction de l'évolution des conditions astronomiques, hydrologiques et météorologiques. La séquence des phases de marée est déterminée par deux maxima et deux minima dans le cycle quotidien.

Explication de l'origine des forces de marée.

Bien que le Soleil joue un rôle important dans les processus de marée, le facteur décisif dans leur développement est l'attraction gravitationnelle de la Lune. Le degré d'influence des forces de marée sur chaque particule d'eau, quel que soit son emplacement à la surface de la Terre, est déterminé par la loi de la gravitation universelle de Newton. Cette loi stipule que deux particules matérielles s'attirent avec une force directement proportionnelle au produit des masses des deux particules et inversement proportionnelle au carré de la distance qui les sépare. Il est entendu que plus la masse des corps est grande, plus la force d'attraction mutuelle qui naît entre eux est grande (à densité égale, un corps plus petit créera moins d'attraction qu'un corps plus grand). La loi signifie également que plus la distance entre deux corps est grande, moins il y a d'attraction entre eux. Puisque cette force est inversement proportionnelle au carré de la distance entre deux corps, le facteur distance joue un rôle beaucoup plus important dans la détermination de l’ampleur de la force de marée que les masses des corps.

L'attraction gravitationnelle de la Terre, agissant sur la Lune et la maintenant en orbite proche de la Terre, est opposée à la force d'attraction de la Terre par la Lune, qui tend à déplacer la Terre vers la Lune et à « soulever » tous les objets situés. sur la Terre en direction de la Lune. Le point de la surface terrestre situé directement sous la Lune se trouve à seulement 6 400 km du centre de la Terre et à 386 063 km en moyenne du centre de la Lune. De plus, la masse de la Terre est 81,3 fois celle de la Lune. Ainsi, à ce point de la surface terrestre, la gravité terrestre agissant sur n’importe quel objet est environ 300 000 fois supérieure à la gravité de la Lune. C'est une idée courante que l'eau sur Terre directement sous la Lune s'élève dans la direction de la Lune, provoquant un écoulement de l'eau depuis d'autres endroits de la surface de la Terre, mais comme la gravité de la Lune est si petite comparée à celle de la Terre, elle ne le ferait pas. être suffisant pour soulever autant d'eau, un poids énorme.

Cependant, les océans, les mers et les grands lacs de la Terre, étant de grands corps liquides, sont libres de se déplacer sous l'influence de forces de déplacement latéral, et toute légère tendance à se déplacer horizontalement les met en mouvement. Toutes les eaux qui ne sont pas directement sous la Lune sont soumises à l'action de la composante de la force gravitationnelle de la Lune dirigée tangentiellement (tangentiellement) à la surface de la Terre, ainsi que de sa composante dirigée vers l'extérieur, et sont soumises à un déplacement horizontal par rapport au solide. la croûte terrestre. En conséquence, l'eau s'écoule des zones adjacentes de la surface terrestre vers un endroit situé sous la Lune. L’accumulation d’eau qui en résulte en un point sous la Lune y forme une marée. Le raz-de-marée lui-même en pleine mer a une hauteur de seulement 30 à 60 cm, mais il augmente considérablement à l'approche des côtes des continents ou des îles.
En raison du mouvement de l’eau des zones voisines vers un point sous la Lune, des reflux d’eau correspondants se produisent en deux autres points éloignés de celle-ci, à une distance égale à un quart de la circonférence de la Terre. Il est intéressant de noter que la baisse du niveau de la mer en ces deux points s'accompagne d'une élévation du niveau de la mer non seulement du côté de la Terre faisant face à la Lune, mais également du côté opposé. Ce fait s'explique également par la loi de Newton. Deux objets ou plus situés à des distances différentes de la même source de gravité et, par conséquent, soumis à une accélération de la gravité de grandeurs différentes, se déplacent l'un par rapport à l'autre, car l'objet le plus proche du centre de gravité y est le plus fortement attiré. L'eau au point sublunaire subit une plus forte attraction vers la Lune que la Terre en dessous, mais la Terre, à son tour, a une plus forte attraction vers la Lune que l'eau du côté opposé de la planète. Ainsi, un raz-de-marée apparaît, qui du côté de la Terre faisant face à la Lune est appelé direct, et du côté opposé - inversé. Le premier d’entre eux n’est que 5 % plus élevé que le second.

En raison de la rotation de la Lune sur son orbite autour de la Terre, environ 12 heures et 25 minutes s'écoulent entre deux marées hautes ou deux marées basses successives en un lieu donné. L'intervalle entre les points culminants des marées hautes et basses successives est d'env. 6 heures 12 minutes La période de 24 heures 50 minutes entre deux marées successives est appelée jour de marée (ou lunaire).
Inégalités de marée.

Les processus de marée sont très complexes et de nombreux facteurs doivent être pris en compte pour les comprendre. Dans tous les cas, les principales caractéristiques seront déterminées :

1) le stade de développement de la marée par rapport au passage de la Lune ;

2) amplitude des marées

3) le type de fluctuations des marées, ou la forme de la courbe du niveau d'eau. De nombreuses variations dans la direction et l'ampleur des forces de marée donnent lieu à des différences dans l'ampleur des marées du matin et du soir dans un port donné, ainsi qu'entre les mêmes marées dans différents ports. Ces différences sont appelées inégalités de marée.

Effet semi-diurne.

Habituellement, en une journée, en raison de la force de marée principale - la rotation de la Terre autour de son axe - deux cycles de marée complets se forment. Vu du pôle Nord de l'écliptique, il est évident que la Lune tourne autour de la Terre dans le même sens que la Terre tourne autour de son axe : dans le sens inverse des aiguilles d'une montre. À chaque révolution suivante, un point donné de la surface de la Terre reprend sa position directement sous la Lune un peu plus tard que lors de la révolution précédente. Pour cette raison, le flux et le reflux des marées sont retardés d’environ 50 minutes chaque jour. Cette valeur est appelée retard lunaire.

Inégalité d'un demi-mois.

Ce principal type de variation se caractérise par une périodicité d'environ 143/4 jours, qui est associée à la rotation de la Lune autour de la Terre et à son passage par des phases successives, notamment les syzygies (nouvelles lunes et pleines lunes), c'est-à-dire moments où le Soleil, la Terre et la Lune sont situés sur la même ligne droite. Jusqu’à présent, nous n’avons abordé que l’influence des marées de la Lune. Le champ gravitationnel du Soleil affecte également les marées. Cependant, bien que la masse du Soleil soit bien supérieure à la masse de la Lune, la distance entre la Terre et le Soleil est tellement plus grande que la distance à la Lune que la force de marée du Soleil est inférieure à la moitié de celle de la Lune. Cependant, lorsque le Soleil et la Lune sont sur la même ligne droite, soit du même côté de la Terre, soit sur des côtés opposés (pendant la nouvelle ou la pleine lune), leurs forces gravitationnelles s'additionnent, agissant selon le même axe, et la la marée solaire chevauche la marée lunaire. De même, l’attraction du Soleil augmente le reflux provoqué par l’influence de la Lune. En conséquence, les marées deviennent plus hautes et les marées plus basses que si elles étaient causées uniquement par la gravité de la Lune. Ces marées sont appelées marées de vive-eau.

Lorsque les vecteurs forces gravitationnelles du Soleil et de la Lune sont perpendiculaires entre eux (lors des quadratures, c'est-à-dire lorsque la Lune est dans le premier ou le dernier quartier), leurs forces de marée s'opposent, puisque la marée provoquée par l'attraction du Soleil se superpose à la marée. reflux provoqué par la Lune. Dans de telles conditions, les marées ne sont pas aussi hautes et les marées ne sont pas aussi basses que si elles étaient dues uniquement à la force gravitationnelle de la Lune. De tels flux et reflux intermédiaires sont appelés quadrature. Dans ce cas, la plage des laisses de haute et basse mer est réduite d'environ trois fois par rapport à la marée de vive-eau. Dans l'océan Atlantique, les marées de vive-eau et les marées en quadrature sont généralement retardées d'un jour par rapport à la phase correspondante de la Lune. Dans l'océan Pacifique, un tel retard n'est que de 5 heures. Dans les ports de New York et de San Francisco et dans le golfe du Mexique, les marées de vive-eau sont 40 % plus élevées que celles en quadrature.

Inégalité parallactique lunaire.

La période de fluctuations des hauteurs de marée, due à la parallaxe lunaire, est de 27 1/2 jours. La raison de cette inégalité est la variation de la distance entre la Lune et la Terre au cours de la rotation de cette dernière. En raison de la forme elliptique de l’orbite lunaire, la force de marée de la Lune au périgée est 40 % plus élevée qu’à l’apogée. Ce calcul est valable pour le port de New York, où l'effet de la Lune à l'apogée ou au périgée est généralement retardé d'environ 11/2 jours par rapport à la phase correspondante de la Lune. Pour le port de San Francisco, la différence de hauteur de marée due au fait que la Lune soit au périgée ou à l'apogée n'est que de 32 %, et elles suivent les phases correspondantes de la Lune avec un retard de deux jours.

Inégalités quotidiennes.

La durée de cette inégalité est de 24 heures 50 minutes. Les raisons de son apparition sont la rotation de la Terre autour de son axe et un changement dans la déclinaison de la Lune. Lorsque la Lune est proche de l'équateur céleste, les deux marées hautes d'un jour donné (ainsi que les deux marées basses) diffèrent légèrement, et les hauteurs des hautes et basses eaux du matin et du soir sont très proches. Cependant, à mesure que la déclinaison nord ou sud de la Lune augmente, les marées du matin et du soir du même type diffèrent en hauteur, et lorsque la Lune atteint sa plus grande déclinaison nord ou sud, cette différence est la plus grande. Les marées tropicales sont également connues, ainsi appelées parce que la Lune est presque au-dessus des tropiques du Nord ou du Sud.

L'inégalité diurne n'affecte pas de manière significative les hauteurs de deux marées basses successives dans l'océan Atlantique, et même son effet sur les hauteurs des marées est faible par rapport à l'amplitude globale des fluctuations. Cependant, dans l’océan Pacifique, la variabilité diurne est trois fois plus grande aux marées basses qu’aux marées hautes.

Inégalité semestrielle.

Sa cause est la révolution de la Terre autour du Soleil et le changement correspondant dans la déclinaison du Soleil. Deux fois par an pendant plusieurs jours lors des équinoxes, le Soleil est proche de l'équateur céleste, c'est-à-dire sa déclinaison est proche de 0°. La Lune est également située près de l’équateur céleste pendant environ 24 heures tous les demi-mois. Ainsi, pendant les équinoxes, il y a des périodes où les déclinaisons du Soleil et de la Lune sont d'environ 0°. L'effet total de génération de marée de l'attraction de ces deux corps à de tels moments se manifeste le plus visiblement dans les zones situées près de l'équateur terrestre. Si en même temps la Lune est dans la phase de nouvelle lune ou de pleine lune, ce qu'on appelle. grandes marées équinoxiales.
Inégalité de parallaxe solaire.

Le délai de manifestation de cette inégalité est d'un an. Sa cause est le changement de distance entre la Terre et le Soleil lors du mouvement orbital de la Terre. Une fois pour chaque révolution autour de la Terre, la Lune se trouve à sa plus courte distance au périgée. Une fois par an, vers le 2 janvier, la Terre, en mouvement sur son orbite, atteint également le point le plus proche du Soleil (périhélie). Lorsque ces deux moments d'approche la plus proche coïncident, provoquant la plus grande force de marée nette, on peut s'attendre à des niveaux de marée plus élevés et des niveaux de marée plus faibles. De même, si le passage de l'aphélie coïncide avec l'apogée, des marées plus basses et des marées moins profondes se produisent.

Méthodes d'observation et prévision des hauteurs de marée.

Les niveaux de marée sont mesurés à l'aide de différents types d'appareils.

Marchepied- il s'agit d'une bande ordinaire sur laquelle est imprimée une échelle en centimètres, fixée verticalement sur une jetée ou sur un support immergé dans l'eau de manière à ce que le zéro soit en dessous du niveau le plus bas de la marée basse. Les changements de niveau sont lus directement à partir de cette échelle.

Canne à flotteur.

De telles cannes à pied sont utilisées lorsque des vagues constantes ou une houle peu profonde rendent difficile la détermination du niveau sur une échelle fixe. À l'intérieur d'un puits de confinement (une chambre creuse ou un tuyau) monté verticalement sur le fond marin se trouve un flotteur, qui est relié à un indicateur monté sur une échelle fixe ou à un stylet enregistreur. L'eau pénètre dans le puits par un petit trou situé bien en dessous du niveau minimum de la mer. Ses changements de marée sont transmis par le flotteur aux instruments de mesure.
Enregistreur hydrostatique du niveau de la mer.

Un bloc de sacs en caoutchouc est placé à une certaine profondeur. À mesure que la hauteur de la marée (couche d'eau) change, la pression hydrostatique change, ce qui est enregistré par des instruments de mesure. Des appareils d'enregistrement automatiques (marégraphes) peuvent également être utilisés pour obtenir un enregistrement continu des fluctuations des marées en tout point.

Tables des marées.

Il existe deux méthodes principales utilisées pour établir les tables des marées : harmonique et non harmonique. La méthode non harmonique est entièrement basée sur des résultats d'observation. De plus, les caractéristiques des eaux portuaires et certaines données astronomiques de base interviennent (l'angle horaire de la Lune, l'heure de son passage dans le méridien céleste, les phases, la déclinaison et la parallaxe). Après avoir ajusté les facteurs énumérés, le calcul du moment d’apparition et du niveau de la marée pour n’importe quel port est une procédure purement mathématique.

La méthode harmonique est en partie analytique et en partie basée sur des observations de hauteurs de marée réalisées sur au moins un mois lunaire. Pour confirmer ce type de prévision pour chaque port, de longues séries d'observations sont nécessaires, car des distorsions surviennent en raison de phénomènes physiques tels que l'inertie et le frottement, ainsi que de la configuration complexe des rives de la zone d'eau et des caractéristiques de la topographie du fond. . Étant donné que les processus de marée sont caractérisés par leur périodicité, une analyse des vibrations harmoniques leur est appliquée. La marée observée est considérée comme le résultat de l'addition d'une série de raz de marée simples, dont chacun est provoqué par l'une des forces de marée ou l'un des facteurs. Pour une solution complète, 37 de ces composants simples sont utilisés, bien que dans certains cas, les composants supplémentaires au-delà des 20 de base soient négligeables. La substitution simultanée de 37 constantes dans l'équation et sa solution réelle est effectuée sur un ordinateur.

Marées et courants fluviaux.

L’interaction des marées et des courants fluviaux est clairement visible là où les grands fleuves se jettent dans l’océan. Les hauteurs de marée dans les baies, les estuaires et les estuaires peuvent augmenter considérablement en raison de l'augmentation du débit des cours d'eau marginaux, en particulier lors des crues. Dans le même temps, les marées océaniques pénètrent en amont des rivières sous la forme de courants de marée. Par exemple, sur le fleuve Hudson, un raz-de-marée atteint une distance de 210 km depuis son embouchure. Les courants de marée remontent généralement la rivière vers des cascades ou des rapides insurmontables. À marée haute, les courants fluviaux sont plus rapides qu’à marée basse. Les vitesses maximales des courants de marée atteignent 22 km/h.

Bor.

Lorsque l'eau, mise en mouvement sous l'influence d'une marée haute, est limitée dans son mouvement par un canal étroit, une vague assez raide se forme, qui se déplace vers l'amont en un seul front. Ce phénomène est appelé raz-de-marée, ou mascaret. De telles vagues sont observées sur des rivières bien plus hautes que leurs embouchures, où la combinaison du frottement et du courant fluvial entrave le plus la propagation de la marée. Le phénomène de formation de bore dans la baie de Fundy au Canada est connu. Près de Moncton (Nouveau-Brunswick), la rivière Pticodiac se jette dans la baie de Fundy, formant un cours d'eau marginal. Aux basses eaux, sa largeur est de 150 m et elle traverse la bande de séchage. A marée haute, un mur d'eau de 750 m de long et 60 à 90 cm de haut s'engouffre dans la rivière dans un vortex sifflant et bouillonnant. La plus grande forêt de pins connue, haute de 4,5 m, se forme sur la rivière Fuchunjiang, qui se jette dans la baie de Hanzhou.

Cascade réversible

(inversion de direction) est un autre phénomène associé aux marées dans les rivières. Un exemple typique est la cascade de la rivière Saint-Jean (Nouveau-Brunswick, Canada). Ici, à travers une gorge étroite, l'eau à marée haute pénètre dans un bassin situé au-dessus du niveau des basses eaux, mais légèrement en dessous du niveau des hautes eaux dans la même gorge. Ainsi, une barrière apparaît, traversée par laquelle l'eau forme une cascade. À marée basse, l'eau s'écoule en aval à travers un passage rétréci et, surmontant un rebord sous-marin, forme une cascade ordinaire. À marée haute, une vague abrupte qui pénètre dans la gorge tombe comme une cascade dans le bassin sus-jacent. Le reflux se poursuit jusqu'à ce que les niveaux d'eau des deux côtés du seuil soient égaux et que la marée commence à descendre. Ensuite, la cascade tournée vers l'aval est à nouveau restaurée. La différence moyenne du niveau d'eau dans la gorge est d'env. 2,7 m, cependant, aux marées les plus hautes, la hauteur de la cascade directe peut dépasser 4,8 m et celle inverse - 3,7 m.
Plus grandes amplitudes de marée.

La marée la plus haute du monde est générée par de forts courants dans la baie Minas, dans la baie de Fundy. Les fluctuations des marées sont ici caractérisées par un cours normal avec une période semi-diurne. Le niveau de l'eau à marée haute monte souvent de plus de 12 m en six heures, puis baisse du même montant au cours des six heures suivantes. Lorsque l'effet de la marée vive, la position de la Lune au périgée et la déclinaison maximale de la Lune se produisent le même jour, le niveau de la marée peut atteindre 15 m. Cette amplitude exceptionnellement grande des fluctuations de marée est en partie due à la forme en entonnoir forme de la baie de Fundy, où les profondeurs diminuent et les rives se rapprochent vers le haut de la baie.

Vent et météo.

Le vent a une influence significative sur les phénomènes de marée. Le vent de la mer pousse l'eau vers la côte, la hauteur de la marée augmente au-dessus de la normale et, à marée basse, le niveau de l'eau dépasse également la moyenne. Au contraire, lorsque le vent souffle de la terre, l’eau est chassée des côtes et le niveau de la mer baisse.

" article " Anneau géant de bain à remous océanique". Où nous vous dirons qu'il n'y a pas que des bains à remous dans la baignoire ou sur la rivière, derrière le navire. Nous parlerons de tourbillons d'un diamètre de centaines de kilomètres et d'une stabilité de plusieurs années.

De tels tourbillons océaniques géants sont appelés anneaux. De l'anglais ring = ring. Autrement dit, si on le traduit littéralement, nous obtenons des anneaux océaniques géants. Cependant, leur forme ressemble toujours aux bains à remous familiers des salles de bains. Mais tout d’abord. Commençons depuis le début.

La région de l'océan Pacifique adjacente aux îles japonaises d'Ogasawara est connue depuis longtemps parmi les marins. Cependant, ce n'est pas étonnant - selon les chercheurs en phénomènes anormaux, elle est située à la périphérie de ce qu'on appelle la «mer du Diable» - une mer qui n'est pas indiquée sur les cartes marines, et dans la littérature pertinente, son emplacement est interprété de manière très arbitraire. En tout cas, des rapports arrivaient assez régulièrement de cette région concernant des navires disparus sans laisser de trace.

Au milieu des années 70, ce domaine a attiré l'attention des scientifiques de l'Université de Kyoto. Comme les navires l’évitent, il valait la peine d’explorer la possibilité de couler des déchets radioactifs dans cette région océanique des grands fonds (plus de 5 000 mètres de profondeur). Et puis, à 400 kilomètres d'Ogasawara, ils ont découvert un tourbillon géant - son rayon était d'environ 100 kilomètres. Des recherches ont montré que le tourbillon s'élève d'une profondeur de 5 000 mètres jusqu'à la surface de l'océan.

Au centre de cet entonnoir géant se trouve une dépression dont le niveau d'eau se situe à plusieurs dizaines de mètres sous le niveau de l'océan. Selon les océanologues, l'énergie de ce tourbillon est 10 fois supérieure à l'énergie d'un courant normal. Et encore une bizarrerie qui n'a pas encore trouvé d'explication : environ une fois tous les 100 jours, ce tourbillon change le sens de sa rotation.

Ainsi, les eaux de l'océan mondial sont rarement calmes. En plus des tempêtes, des tempêtes et des vagues d'une force destructrice gigantesque - les tsunamis, il existe de puissants courants horizontaux dans l'océan, à la fois en surface et sous l'eau. Le Gulf Stream, par exemple, transporte d’énormes quantités d’eau chaude, réchauffant les côtes ouest et nord de l’Europe.

Mais maintenant nous sommes intéressés courants verticaux, conduisant à l’émergence de ces très énormes tourbillons dans l’océan. Comme dans l'océan de l'air, ils apparaissent comme le résultat de mouvements verticaux de masses d'eau provoqués par des différences de densité de l'eau dues aux différences de température des couches d'eau ou à leurs différentes salinités (l'eau chaude est plus légère que l'eau froide, l'eau salée est plus lourde que l'eau froide). eau moins salée).

De tels mouvements verticaux de l’eau provoquent l’apparition de tourbillons géants appelés anneaux. De plus, ces tourbillons présentent toutes les caractéristiques qui distinguent les tourbillons d'air, à savoir, dans l'hémisphère Nord, au centre des tourbillons cycloniques tournant dans le sens inverse des aiguilles d'une montre, des eaux profondes montent et descendent à la périphérie du tourbillon. Dans l'hémisphère sud, le même mouvement vertical de l'eau conduit à l'émergence d'un tourbillon qui tourne dans le sens des aiguilles d'une montre. En cas d'abaissement des masses d'eau au centre du tourbillon dans l'hémisphère nord, le mouvement de l'eau se produit dans le sens des aiguilles d'une montre et dans l'hémisphère sud, dans le sens inverse des aiguilles d'une montre.

Des tourbillons géants similaires ont été découverts dans la région du Triangle des Bermudes, près du Sri Lanka et même au large des côtes de l’Antarctique. Au centre de ces tourbillons se trouve une dépression assez profonde : par exemple, près du Sri Lanka, sa profondeur dépasse 100 mètres. Des profondeurs de dépressions allant jusqu'à 200 mètres ont été enregistrées par satellite.

Bien que les légendes sur de tels tourbillons soient connues depuis plusieurs siècles, les premières mesures instrumentales de tourbillons en haute mer ont été réalisées en 1970 dans l'Atlantique tropical sur le site d'essais en mer Polygon-70 par une expédition de l'Académie des sciences de l'URSS. Les vortex d'eau de mer vivent beaucoup plus longtemps que les vortex d'air, mais ont en général les mêmes propriétés : caractère temporaire, origine cyclique, mouvement et destruction au sein de circulations plus larges.

Ainsi, les anneaux ont été découverts relativement récemment, dans les années soixante-dix du siècle dernier. Comme l'ont montré des études, les tourbillons océaniques peuvent exister pendant une période assez longue, calculée en mois et, selon certains scientifiques, en années. Leurs diamètres peuvent atteindre des dizaines, voire des centaines de kilomètres. Quelle que soit la direction, dans le sens des aiguilles d'une montre ou dans le sens inverse, du vortex d'eau, sa surface, en raison de la force centrifuge, ne sera pas horizontale ; le centre du vortex peut se trouver à des dizaines de mètres sous le niveau de l'océan, comme le notent les équipements installés sur les satellites artificiels de la Terre.

Le mécanisme de formation des anneaux est totalement identique au mécanisme de formation des tourbillons d'air. Les principaux objets opérationnels de ce mécanisme sont Le champ magnétique terrestre et ceux qui y bougent molécules d'eau(ayant des charges partielles positives et négatives) et des particules de sel chargées positivement et négativement, qui, lorsqu'elles se déplacent dans le champ magnétique terrestre, acquièrent un mouvement de rotation. Naturellement, les différences déjà mentionnées dans la densité de l'eau chaude, froide, salée et moins salée jouent un rôle important.

L'observation directe de l'ensemble de la formation océanique géante - l'anneau - n'est possible que depuis l'orbite d'un satellite artificiel de la Terre. Les tourbillons océaniques sont surveillés lors des expéditions à l'aide d'instruments qui mesurent la vitesse des courants marins à des profondeurs intéressant les scientifiques. Par exemple, l'expédition Polygon-70 a placé environ deux cents mètres dans la partie sud du courant d'alizé nord de l'océan Atlantique, dont les données ont été enregistrées pendant six mois. Par la suite, toutes ces informations ont été rassemblées et traitées sur ordinateur. Les résultats du traitement ont prouvé de manière convaincante la présence d’un vortex d’eau géant avec un modèle de rotation anticyclonique.

Ensuite, rien que dans l'Atlantique Nord, environ 10 anneaux de ce type ont été découverts. Leur apparition est associée au Gulf Stream qui, après avoir dépassé le cap Hatteras, s'éloigne de la côte de l'Amérique du Nord et commence à former des méandres en forme de boucle. Certains méandres se détachent du flux principal et deviennent des tourbillons amateurs dont la vitesse actuelle peut atteindre 4 kilomètres par heure ou plus. Un yacht ou un radeau, s'étant retrouvé pendant une longue période calme dans un tel tourbillon d'un diamètre de 150 à 300 kilomètres, après quelques jours, après avoir parcouru une assez longue distance, peut se retrouver presque au même endroit. La dérive d'un tel tourbillon en elle-même est très insignifiante et dépasse rarement 3 kilomètres par jour.

Au cours de l'étude des anneaux, il a été constaté que les tourbillons qui se séparent du Gulf Stream sur son côté sud diffèrent des eaux chaudes environnantes de la mer des Sargasses en ce sens que leur centre a une température plus basse. Les mêmes tourbillons qui se séparent du côté nord du Gulf Stream ont un centre plus chaud.

Les anneaux avec un centre chaud se déplacent généralement à une vitesse pouvant atteindre 5 kilomètres par jour. Un tel anneau existe pendant environ un an, puis, toujours dans la région du cap Hatteras, il rejoint le Gulf Stream. La dérive des anneaux à centre froid est principalement sud-ouest. Lieu d'extinction : au large de la côte est de la péninsule de Floride ; durée de vie : 2 à 3 fois plus longue. Il a été possible de suivre des anneaux qui vivent jusqu'à 4 à 5 ans.

Au centre des anneaux froids, des brouillards apparaissent souvent et durent extrêmement longtemps : après tout, ici, le tourbillon océanique soulève de l'eau à très basse température depuis des profondeurs de 2,65 à 3,5 kilomètres jusqu'à la surface. Lorsque l'air chaud entre en contact avec une surface d'eau froide, un processus de condensation de vapeur d'eau se produit, dont une augmentation de la concentration est à l'origine d'une détérioration de la visibilité.

Ainsi, on ne voudrait pas se retrouver pris dans un tourbillon océanique géant.

Il suffit de regarder d'en haut. Pour cette raison, nous vous invitons à regarder la vidéo suivante :

Bien sûr, ce n’est pas un tourbillon d’un diamètre de 100 kilomètres, mais il reste impressionnant.

Sources : P. MANTASHYAN, « Science et Vie » n°5, 2008. Tatiana SAMOILOVA, magazine Columbus n°15 (2005)

Les fluctuations des marées au niveau de l'océan s'accompagnent d'un mouvement horizontal des masses d'eau, appelé courant de marée. Le navigateur doit donc tenir compte non seulement des changements de profondeur, mais également du courant de marée, qui peut atteindre des vitesses importantes. Dans les zones où les marées sont hautes, le conducteur du bateau doit toujours être conscient de la hauteur de la marée et des éléments du courant de marée.

Les marées permettent aux navires à fort tirant d'eau d'entrer dans certains ports situés dans des baies et des estuaires peu profonds.

Dans certains endroits, les marées sont intensifiées par des phénomènes de houle, ce qui entraîne une augmentation ou une diminution significative du niveau, ce qui peut à son tour conduire à des accidents de navires en opération de fret aux postes d'amarrage ou en rade.

La nature et l'ampleur des marées dans l'océan mondial sont très diverses et complexes. L'ampleur de la marée dans l'océan ne dépasse pas 1 M. Dans les zones côtières, en raison de la diminution de la profondeur et de la complexité de la topographie du fond, la nature des marées change considérablement par rapport aux marées en haute mer. Le long des rivages droits et des caps faisant saillie dans l'océan, la marée fluctue dans les 2 à 3 m ; dans la partie côtière des baies et avec un littoral fortement découpé, elle atteint 16 m ou plus.

Par exemple, dans la baie de Penzhinskaya (mer d'Okhotsk), la marée atteint 13 m et sur les rives soviétiques de la mer du Japon, sa hauteur ne dépasse pas 2,5 m.

Dans les mers, la hauteur de la marée dépend du type de lien qu'une mer donnée entretient avec l'océan. Si la mer s'étend loin dans la terre et a un détroit étroit et peu profond avec l'océan, les marées y sont généralement petites.

Dans la mer Baltique, les marées sont si petites qu’elles se mesurent en centimètres. La hauteur de la marée à Calais est de 7 cm, dans le golfe de Finlande et de Botnie d'environ 14 cm et à Léningrad d'environ 5 cm.

Dans la mer Noire et la mer Caspienne, les marées sont presque imperceptibles.

Dans la mer de Barents, les marées sont semi-diurnes.

Dans la baie de Kola, ils atteignent 4 m et près des îles Iokan jusqu'à 6 m.

En mer Blanche, les marées sont semi-diurnes. La hauteur de marée la plus élevée est observée sur la côte de Tersky dans la gorge de la mer, où au phare d'Orel elle atteint 8,5 m, et dans la baie de Mezen - jusqu'à 12 M. Dans d'autres zones de cette mer, les marées sont beaucoup plus basses. ; Ainsi, à Arkhangelsk, elle est d'environ 1 m, à Kemi - 1,5 m et à Kandalaksha - 2,3 m.

Un raz-de-marée, pénétrant dans l'embouchure des rivières, contribue aux fluctuations de leurs niveaux et affecte également de manière significative la vitesse d'écoulement de l'eau dans les embouchures. Ainsi, souvent la vitesse du courant de marée, dominant la vitesse du fleuve, modifie le débit du fleuve dans la direction opposée.

Les vents ont une influence significative sur les phénomènes de marée.

Une étude approfondie et une comptabilité des phénomènes de marée sont d'une grande importance pour la sécurité de la navigation.

Le courant qui est dirigé dans la direction du mouvement du raz-de-marée est appelé marée, l'opposé est appelé reflux.

La vitesse des courants de marée est directement proportionnelle à l'ampleur de la marée. Par conséquent, jusqu'à un certain point, la vitesse des courants de marée en syzygie sera nettement supérieure à la vitesse en quadrature.

Avec l'augmentation de la déclinaison de la Lune et à mesure que la Lune se déplace de l'apogée au périgée, la vitesse des courants de marée augmente.

Les courants de marée diffèrent de tous les autres courants en ce sens qu'ils capturent toute l'épaisseur des masses d'eau, de la surface au fond, ne réduisant que légèrement leur vitesse dans les couches proches du fond.

Dans les détroits, les baies étroites et près de la côte, les courants de marée ont le caractère opposé (réversible), c'est-à-dire que le courant de marée est constamment dirigé dans une direction et le courant de reflux a une direction directement opposée à celle de marée.

En pleine mer, loin de la côte et au milieu de baies assez larges, il n'y a pas de changement brusque de direction du courant de marée dans la direction opposée, c'est-à-dire ce qu'on appelle le changement de courants.

Dans ces endroits, on observe le plus souvent un changement continu de direction du courant, et un changement de courant à 360° se produit avec une marée semi-diurne en 12 heures et 25 minutes et avec une marée diurne en 24 heures et 50 minutes. De tels flux sont appelés flux tournants. En règle générale, les changements de direction des courants tournants dans l'hémisphère nord se produisent dans le sens des aiguilles d'une montre et dans le sens inverse des aiguilles d'une montre dans l'hémisphère sud.

Le passage du courant de marée au courant de reflux et vice versa se produit à la fois au moment des hautes et basses eaux, et au moment du niveau moyen. Souvent, un changement de courants se produit entre les hautes et les basses eaux. Lorsque le courant de marée passe au flux et reflux, la vitesse du courant est nulle.

La configuration générale des courants de marée est souvent perturbée par les conditions locales. La prise en compte du courant de marée, comme évoqué ci-dessus, est d'une grande importance pour la sécurité de la navigation.

Les données sur les éléments des courants de marée sont sélectionnées dans l'Atlas des courants de marée et, pour certaines zones des mers, dans des tableaux situés sur les cartes de navigation. Des instructions générales sur les courants sont également données dans les directions maritimes.

Des courants relativement constants sont indiqués sur des cartes avec des flèches. La direction de chaque flèche correspond à la direction du courant opérant à un endroit donné, et les chiffres au-dessus de la flèche indiquent la vitesse du courant en nœuds.

La direction et la vitesse des courants de marée sont des quantités variables, et pour les refléter sur la carte avec suffisamment d'exhaustivité, vous n'avez pas besoin d'une seule flèche, mais d'un système de flèches - un diagramme vectoriel.

Malgré la clarté des diagrammes vectoriels, ils surchargent la carte et la rendent difficile à lire. Pour éviter cela, les éléments des courants de marée sont généralement représentés sur la carte sous forme de tableaux placés dans des espaces libres de la carte. Un tableau complet est un tableau qui contient les données suivantes :

Surveillez les hautes eaux au point de marée le plus proche ; l'inscription « Pleine d'eau », correspondant à zéro heure, est apposée sur

Au milieu de la colonne, à partir de celle-ci, par ordre croissant, se trouvent les chiffres des heures jusqu'à pleine eau, et vers le bas, également par ordre croissant, se trouvent les chiffres des heures après pleine eau ;

Coordonnées géographiques des points, généralement désignés par les lettres A ; B ; DANS; G, etc ; les mêmes lettres sont placées aux endroits correspondants sur la carte ;

Éléments de courants : direction en degrés et vitesse en syzygie et quadrature en nœuds (avec une précision de 0,1 nœud).

La détermination de la vitesse et de la direction du courant à un instant donné en un lieu donné selon l'Atlas se retrouve comme suit.

Tout d'abord, le port principal d'un lieu donné est déterminé à l'aide de l'Atlas, après quoi, à l'aide de la table des marées (partie I), l'heure de crue la plus proche de celle donnée est trouvée, ainsi que l'intervalle de temps (en heures) avant ou après le calcul du moment des hautes eaux dans le port principal par rapport au moment donné. Ensuite, pour la période de temps calculée avant ou après le moment des hautes eaux, la direction du courant (en degrés) et la vitesse (en nœuds) sont trouvées dans l'Atlas.

En navigation, les éléments des courants de marée doivent être déterminés à l'avance ; Il est recommandé d’établir un tableau des courants pour des moments pré-calculés (après 1 heure) correspondant aux positions dénombrables du navire.

Vous trouverez ci-dessous un exemple de tableau des courants de marée (tableau 7).

Les courants provenant du vent du sud-ouest provoquent une montée d'eau importante dans la baie de Taganrog. Une fois le vent arrêté, de forts courants de compensation atteignant des vitesses allant jusqu'à 1,5 nœuds ou plus s'établissent pendant un certain temps dans la baie. (Localisation de la mer d'Azov)

Sur toutes les cartes de marée, atlas et tableaux des courants de marée, les courants de marée périodiques sont spécialement marqués ou directement affichés. En pratique, les courants de marée sont le seul type de mouvement périodique de l'eau dont la nature est connue, et son calcul et sa prévision ne posent pas de difficultés.

Mais, en règle générale, malgré l'indication exacte de la vitesse et de la direction du courant de marée sur une carte ou dans un tableau, les valeurs de ces grandeurs ne coïncident pas toujours avec les valeurs réelles. Le fait est que les courants de marée sont calculés en filtrant et en excluant la composante non périodique, mais cette dernière peut être des dizaines de fois supérieure à la vitesse du courant périodique et changer de direction même dans le sens inverse. Elle est exclue du calcul uniquement parce que la valeur de cette composante est difficile à calculer à l'avance.

La principale raison de l'apparition de courants non périodiques est le vent. Tous les changements de vitesse et de direction du vent en chaque point de la mer, l'hétérogénéité spatiale et temporelle du champ de vent sur la zone d'eau se reflètent instantanément dans le champ des courants dans l'ensemble du bassin. Les courants de vent sont donc les plus difficiles à calculer.

Dans le chapitre « Fluctuations non périodiques du niveau de la mer », nous nous sommes attardés un peu sur la théorie des courants de dérive d'Ekman. En 1905, en résolvant le problème des courants de vent en haute mer, Ekman fit un certain nombre d'hypothèses importantes. Il a admis que : a) l'eau est incompressible, sa densité est constante ; b) déferlement et déferlement, aucune eau ne se produit et la surface de la mer est horizontale ; c) la profondeur de la mer est infiniment grande. Après avoir résolu les équations initiales du mouvement de l'eau, Ekman est arrivé aux conclusions que nous avons déjà évoquées concernant les courants de vent, qui en général concordent bien avec les données de nombreuses observations en haute mer.

Cependant, près de la côte, c’est-à-dire là où la navigation est la plus difficile, les hypothèses de base de la théorie d’Ekman ne sont pas satisfaites, c’est-à-dire que cette théorie n’est pas applicable aux phénomènes se produisant dans la zone côtière de la mer. Le tableau idéal brossé par le mathématicien commence à changer.

En raison du transfert d’eau vers le littoral, le niveau de la mer monte (ou baisse lorsque l’eau s’écoule). Cela crée une inclinaison de la surface plane, ce qui provoque un écoulement appelé gradient. De la théorie des courants de dérive, il s'ensuit que la direction de l'écoulement de l'eau par rapport à la direction du vent dépend fortement de la profondeur de l'eau à cet endroit. À une profondeur suffisamment grande près du rivage, une onde ou une onde, et donc un courant de gradient, ne se produit que si le vent souffle selon un certain angle par rapport au rivage, car en haute mer, le flux total d'un courant de dérive est dirigé vers le droite par rapport au vent (voir Fig. 1 ). Évidemment, dans des conditions de grande profondeur, la houle ou la dérive ne se produit pas près du rivage si le vent souffle perpendiculairement au littoral. A l’inverse, la houle atteint sa valeur maximale lorsque le vent souffle le long de la côte située à droite (en regardant dans le sens du vent).

Conformément à cela, la vitesse du flux graduel change également. Ce courant dans la zone côtière couvre toute l'épaisseur d'eau de la surface jusqu'au fond, se superposant au courant de dérive. Il en résulte ce que l'on appelle le courant côtier total, dont la vitesse est déterminée comme la somme géométrique des vitesses des courants de gradient et de vent.

Près de la berge profonde et escarpée, il y a une configuration de courant illustrée à la Fig. 3. Dans une couche d'eau d'épaisseur D se développe un courant de surface, qui est la somme des courants : un courant de vent qui varie avec la profondeur et un courant de pente constante. En dessous de la profondeur D, la vitesse du courant de dérive est pratiquement nulle, et jusqu'à la profondeur D, les écoulements du courant profond sont déterminés uniquement par le gradient de niveau : on observe ici un courant purement gradient dirigé le long de la côte.

Dans la couche inférieure, de la profondeur D" jusqu'au fond, la vitesse du courant commence à diminuer et l'écoulement s'écarte vers la gauche de la direction du transfert général de l'eau. Dans ce cas, la topographie du fond a un effet significatif sur la vitesse de l'eau. En raison du frottement entre le fond et l'eau, son écoulement est ralenti.

Dans des conditions naturelles, en règle générale, il n'y a pas de rivage en forme de mur, en particulier avec une grande profondeur à proximité. Par conséquent, l'image réelle des courants de vent près de la côte, selon les observations des océanologues, est différente.

Riz. 3.

1 -- courant de surface ; 2 -- courant profond ; 3 - courant de fond

Premièrement, l'angle de déviation du courant du vent par rapport à la direction du vent ne reste pas constant, mais dépend de la profondeur de la mer et de la force du vent. Avec une profondeur décroissante (à force de vent constante), l'angle a de déviation de la direction du courant par rapport à la direction du vent diminue, la direction du courant se rapproche de la direction du vent. À profondeur de mer constante, l’angle a diminue avec l’augmentation de la force du vent.

Riz. 4.

Riz. 5. Modification de l'angle a de la déviation de la direction des courants de surface (a) et du coefficient du vent K (b) en fonction de la direction du vent par rapport à la côte et de la distance à celle-ci (zone profonde)

Deuxièmement, la vitesse du courant avec la même force de vent augmente avec la diminution de la profondeur de l'eau à un endroit donné. Pour faciliter les calculs pratiques, les océanologues ont introduit le concept de coefficient de vent K, qui est le rapport de la vitesse v t du courant de surface à la vitesse v vent du vent qui l'a provoqué. Les observations ci-dessus ont montré que les valeurs de K et a dépendent également fortement de l'azimut du vent, c'est-à-dire de la direction du vent par rapport au littoral, s'il est compté dans le sens des aiguilles d'une montre depuis la normale jusqu'à la côte (vu de la mer). , et si le rivage est profond ou peu profond dans la zone. À des profondeurs de 35 à 40 m, la mer peut déjà être considérée comme profonde ; à des profondeurs moindres, elle est peu profonde.

En figue. Les figures 4 et 5 donnent les valeurs de l'angle a de l'écart de la direction des courants de surface par rapport à la direction du vent et du coefficient de vent K à différents azimuts du vent, respectivement, pour la zone d'eau peu profonde et la rive profonde. Il est intéressant de noter qu'avec des vents soufflant le long de la côte ou dans une direction proche de celle-ci, le coefficient du vent atteint ses valeurs maximales. L’image inverse est observée avec des vents soufflant normalement vers le rivage ou depuis le rivage. Dans ce cas, le coefficient du vent a des valeurs minimales. Des études ont montré que la largeur de la zone d'influence de la côte sur les courants de vent dépasse dans de rares cas 35 milles. Il convient de noter que lors du calcul des valeurs du coefficient de vent illustrées à la Fig. 4, 5, la vitesse du vent est exprimée en mètres par seconde, et la vitesse du courant en centimètres par seconde.

Les résultats présentés ont été obtenus principalement pour des vents de force moyenne (4 à 7 points), cependant, il a été constaté que les valeurs du coefficient de vent sont pratiquement indépendantes de la force du vent et que l'angle a ne diminue que légèrement avec l'augmentation du vent. Par conséquent, ces graphiques peuvent être utilisés quelle que soit la vitesse du vent, même en cas de tempête. Ce n'est qu'avec des vents très faibles (1 à 2 points) qu'on peut s'attendre à une erreur dans la détermination des valeurs de K et a à partir des graphiques, mais avec de tels vents, les courants n'ont pas d'intérêt pratique en raison de leurs faibles vitesses.

Les changements dans les valeurs du coefficient du vent K et de l'angle a pour différentes durées d'action du vent méritent plus d'attention. De nombreuses observations de l'évolution des courants dans la zone côtière de la mer ont conduit à la conclusion que dans les zones d'eau peu profonde, le temps d'établissement de la vitesse est beaucoup plus long que dans les zones d'eau profonde : l'intervalle de temps nécessaire au développement complet de la vitesse du courant dans la zone des eaux profondes, elle dure 3 à 4 heures, tandis qu'en eaux peu profondes, elle atteint 16 à 18 heures. En figue. Le coefficient T caractérise le rapport entre la vitesse d'écoulement instantanée et la vitesse d'écoulement constante. Étonnamment, le temps nécessaire pour que la vitesse actuelle atteigne sa valeur maximale ne dépend pas de la vitesse du vent.

Riz. 6.

Riz. 7.

et vague „ - la vitesse de propagation des ondes ; v -- vitesse de déplacement du portable

Les données de la Fig. 4 à 6, les valeurs de K, a, T ont été obtenues pour la mer Baltique. Par conséquent, par rapport aux autres bassins maritimes, elles doivent être utilisées avec une certaine prudence, mais les schémas généraux du phénomène sont caractéristiques de tous les bassins peu profonds. mers. Ces modèles peuvent être formulés comme suit : en surface, les flux d'eau sont dirigés le long du vent et sont déterminés par le courant du vent lui-même, et dans la couche inférieure - contre le vent et sont déterminés par le courant de gradient. Pour le littoral profond, la houle ou houle principale est créée par le vent soufflant le long du littoral. Pour un littoral peu profond, le vent soufflant parallèlement au littoral ne crée pas de pente plane ni de courants de gradient. La houle maximale et les courants de gradient qu'elle provoque sont observés lorsque le vent souffle perpendiculairement à la côte.

Une certaine partie du courant côtier total provient également du flux de vagues - le mouvement portable de la masse d'eau dans la couche de surface provoqué par les vagues de vent. Le flux des vagues est dirigé dans la direction de propagation des vagues de vent. La raison de son apparition est la nature en boucle des trajectoires des particules d'eau dans une véritable vague de vent (Fig. 7). La vitesse de transport de l'eau est la même pour toutes les particules se trouvant à la même profondeur ; cela dépend de la hauteur et de la période des vagues et décroît très rapidement avec l'augmentation de la profondeur. Par conséquent, les courants dans les couches d’eau superficielles près de la côte sont une composition complexe de nombreux facteurs.

Le relief de la zone côtière, la présence d'îles et de dépressions ne sont pas négligeables. Ainsi, les marins ont dû à plusieurs reprises faire face à un facteur surprenant à première vue. Lorsque le vent souffle de la mer près des îles, le niveau de l'eau baisse non seulement du côté sous le vent, mais aussi du côté au vent. Ce phénomène apparemment paradoxal s'explique assez simplement : le vent chasse toute l'eau de la zone de mer où se trouvent ces îles vers d'autres rives au vent, c'est-à-dire que l'eau est redistribuée non seulement à proximité des îles en question, mais dans tout le littoral. l'ensemble du réservoir.

Il est clair que lorsqu’on navigue à proximité des îles, il est très important de connaître la direction et la vitesse des courants. Dans les zones peu profondes, avec le transport général de l'eau par le vent, les îles s'écoulent de tous côtés, comme un obstacle normal. Les vitesses et les directions des écoulements d'eau près du rivage de l'île dépendent de la profondeur de la mer, de la taille et de la configuration de l'île ainsi que de son emplacement par rapport au débit. Les changements de courants se produisent directement à proximité de l'île.

Par temps orageux, les navigateurs ne risquent pas de naviguer à proximité des îles en eaux peu profondes. Naviguer dans l’océan, où les grandes îles peuvent servir d’abri naturel contre les vagues de tempêtes, est une autre affaire. En effet, du côté sous le vent de l'île, vous pouvez vous abriter de manière fiable contre une forte tempête.

Mais il faut tenir compte du fait que les observations océanographiques réalisées indiquent l'existence d'une circulation anormale fermée autour des îles océaniques. Par exemple, la direction des courants autour des îles de Taiwan, de l'Islande et des îles Kouriles est opposée à la direction de la circulation générale de l'eau dans la zone adjacente de l'océan. L'une des raisons conduisant à l'apparition d'une telle circulation anormale est le tourbillon du champ de vent sur une vaste zone océanique. Dans la plupart des cas, la circulation anormale des courants autour d'une île de l'hémisphère nord est dirigée dans le sens des aiguilles d'une montre, c'est-à-dire qu'elle est de nature anticyclonique, tandis que la circulation générale dans la zone océanique qui comprend l'île est dirigée dans le sens inverse des aiguilles d'une montre.

Le tourbillon et l'hétérogénéité du champ de vent dans l'espace et les changements d'intensité et de direction du vent selon les saisons de l'année conduisent à l'apparition dans certaines zones de la mer de formations de circulation locales qui diffèrent en direction des courants partout la mer. Ce sont les courants formés sous l’influence des brises et des vents de mousson. Le temps de leur action et la direction des flux sont déterminés par la période et la vitesse du vent. Ces mêmes vents périodiques peuvent provoquer des phénomènes plus intéressants.

Un exemple est la circulation anormale dans la partie sud-est de la mer Noire. Les courants de surface dans la mer Noire, comme dans toutes les mers de l'hémisphère nord, sont le plus souvent dirigés dans le sens inverse des aiguilles d'une montre et, se pressant contre les côtes, couvrent une zone côtière d'environ 20 milles de large. La principale raison de l'apparition de tels courants est le système de vent sur la mer et le débit intense des eaux fluviales.

Dans la partie sud-est de la mer Noire, en 1937, un courant circulaire a été découvert dans le sens opposé, c'est-à-dire dans le sens des aiguilles d'une montre. Son centre est situé à environ 40 à 50 milles de Batoumi et est en contact étroit avec le courant côtier. Une étude détaillée de celui-ci a montré que l’écoulement possède des propriétés intéressantes. Tout d'abord, il s'agit d'un système de courants dans lequel, en été, la température de la couche superficielle de l'eau est beaucoup plus élevée et la couche intermédiaire est inférieure à la température moyenne de l'eau le long de la section allant de Batoumi à Yalta. La salinité de l'eau ici est inférieure à la moyenne.

L'intensification de l'activité des tempêtes sur la mer Noire contribue au renforcement du courant côtier, d'une part, et provoque un affaiblissement des courants dans la région anticyclonique, d'autre part. En hiver, pendant la période d'intensité maximale de l'activité atmosphérique, les vents du nord-est provoquent une intensification du courant côtier cyclonique.

Si des eaux à basse température et salinité remontent à la surface, la circulation anticyclonique peut disparaître, et une circulation cyclonique apparaît à cet endroit. Ainsi, le sens d’écoulement devient ici opposé. Cependant, la région anticyclonique en été s'exprime dans cette zone beaucoup plus nettement (la vitesse du courant atteint 1,5 nœuds) que la région cyclonique en hiver (la vitesse du courant ne dépasse pas 0,4 nœuds).

Les courants de dérive qui naissent dans la mer sous l’influence de la circulation atmosphérique sont un phénomène extrêmement difficile à étudier. Un changement dans la configuration des courants, même dans une très petite masse d'eau, se produit sous l'influence de l'hétérogénéité du champ de vent, des différentes profondeurs, de la configuration des berges, de la présence d'îles et de berges, etc. est nécessaire de réaliser simultanément un grand nombre d’observations en différents points du bassin. Une telle recherche nécessite un grand nombre de navires, d’instruments et de personnes.

Face à ces difficultés dans la réalisation d’observations scientifiques, les océanologues ont choisi d’utiliser des modèles mathématiques pour calculer les courants de vent. Les flux d'eau dans la mer sont décrits par un système d'équations hydrodynamiques, qui sont résolues pour un grand nombre de nœuds d'une grille régulière, « inscrites » dans le contour géographique de la mer. Ce système permet de régler et de prendre en compte la vitesse du vent en chaque point de la mer, la profondeur, les débits aux frontières liquides (dans les détroits) et le niveau aux frontières solides (près des côtes).

Les calculs sont effectués sur des ordinateurs modernes avec un pas de temps de 5 à 10 minutes. La distance entre les nœuds de grille adjacents est de plusieurs kilomètres, c'est-à-dire qu'elle couvre densément toute la zone maritime. Cela permet de capturer avec précision les changements dans les courants marins et les niveaux d’eau près du rivage.

Cependant, la complexité des équations et le grand nombre de paramètres initiaux et limites spécifiés conduisent au fait que le temps de calcul est long, même sur les ordinateurs modernes à grande vitesse dotés de grandes quantités de mémoire. Il faut compter 5 à 6 heures pour une situation de vent, par exemple dans un bassin comme la mer d'Azov. Il est clair que de tels schémas de calcul ne sont pas utilisés à des fins de prévision actuelles. De plus, le calcul doit être basé sur une prévision du vent, qui comporte sa propre erreur. Par conséquent, les schémas de calcul sont largement utilisés pour déterminer les caractéristiques du régime des courants : pour cela, des caractéristiques moyennes plus raisonnables du flux de vent sont utilisées comme champs de vent. Les modèles de courant calculés sont publiés dans des atlas, des ouvrages de référence et des cartes hydrométéorologiques.

Mais revenons à la circulation côtière. Comme nous l'avons déjà établi, sous l'action du vent et du transport des vagues, les courants qui en résultent peuvent provoquer une augmentation du niveau de l'eau près de la côte. À mesure que le niveau de l'eau augmente, des courants dits de compensation commencent à se développer, dirigés depuis le rivage, dont la vitesse augmente avec l'augmentation du niveau de l'eau. Ces courants compensatoires sont comme un lien qui ferme le cycle de mouvement des masses d'eau. En fin de compte, il se produit un état stationnaire dans lequel la quantité d’eau s’écoulant vers le rivage est égale à la quantité d’eau quittant la mer.

La compensation des surtensions naturelles peut se produire de deux manières : sous forme de contre-courants et de courants de retour. Hypothétiquement, un contre-courant peut être imaginé comme ceci : un courant de surface formé par le vent soufflant vers le rivage crée une montée des eaux près du littoral. La différence de pression résultant de cette montée du niveau de l’eau force l’eau de l’horizon inférieur à se déplacer du rivage vers le large.

Riz. 8.

a - à proximité d'obstacles naturels ; b -- avec flux multidirectionnels

Dans des conditions réelles dans une mer peu profonde, les contre-courants ne sont pas compris comme un écoulement inverse dans sa forme pure, mais comme la tendance au transfert inverse des particules d'eau créée par la pente du niveau, c'est-à-dire que la différence de pression crée un obstacle au mouvement vers l'avant de l'eau lors de la crue : elle ralentit et peut s'arrêter complètement. Si l'on considère la zone côtière dans son ensemble, cette idée est tout à fait acceptable, mais dans la zone proche du littoral, elle est violée par l'effet des courants de retour.

Les courants de retour, contrairement aux contre-courants compensatoires, sont des écoulements prononcés et étroitement localisés qui peuvent couvrir toute la colonne d'eau, de la surface au fond. Dans la nature, on les observe sous la forme de jets étroits, s'estompant à mesure qu'ils s'éloignent du rivage.

La principale raison de l'apparition de courants de retour est la tortuosité du littoral et l'irrégularité de la montée des eaux le long de la côte. Dans ce cas, lors du processus de crue, un fort écoulement littoral se crée : l'eau s'accumule dans une topographie inégale du fond, à proximité des caps et des flèches, qui sont des obstacles naturels à son mouvement. Dans ces zones, une section de niveau élevé se forme, et au moment où la force provoquée par la différence de niveaux près de la côte et dans la mer dépasse la force de l'écoulement, un courant de retour se produit (Fig. 8, a) . En effet, dans la nature, les courants de retour sont dans la plupart des cas observés aux points saillants de la côte. Dans le même temps, près des rivages peu profonds, le schéma d'apparition des contre-courants peut être différent : la complexité de la topographie du talus côtier sous-marin, même à proximité d'un rivage au littoral régulièrement découpé, conduit au fait que la direction des courants côtiers est ce n'est pas la même chose sur les sections adjacentes de la côte. Des flux multidirectionnels apparaissent qui, lorsqu'ils se rencontrent, créent des courants de retour (Fig. 8.6).

Les courants de retour sont relativement facilement détectés par les turbulences aux limites de leurs puissants jets, les ruptures de la ligne des brisants côtiers et la turbidité nettement visible de la partie principale. À faible profondeur, les courants de retour captent toute l’épaisseur de l’eau, de la surface jusqu’au fond. À de grandes profondeurs, comme tous les courants de déchets, ils pénètrent dans les couches superficielles. Les vitesses maximales des courants de retour en surface sont d’environ 1 mètre par seconde.

L'intensité du courant de retour est fortement influencée par l'indicateur de concavité de la baie ou de la baie (le rapport de sa longueur sur la largeur de la section d'entrée). Plus cet indicateur est élevé, plus la montée du vent est importante, ce qui signifie que le jet du courant de retour est plus puissant et pénètre donc plus loin dans la mer.

En raison de leur localisation et de leurs vitesses élevées, ces courants constituent un grave danger pour les navigateurs de la zone côtière. Un navire qui se trouve dans la zone des courants de retour peut dévier de sa trajectoire et, lorsqu'il se déplace le long de la côte le long d'un canal de navigation, il peut être projeté sur le bord. Ces facteurs doivent être pris en compte lors de navigations dans des zones dangereuses du point de vue des conditions de formation des courants de retour.

Et un autre danger est posé par les courants de retour : dans certaines zones, ces courants sont observés sous la forme de forts jets de courants de fond, leur vitesse atteint 10 mètres par seconde. Dans le même temps, l'écoulement de fond aplanit les irrégularités du terrain, même dans les substrats rocheux solides, et, au fil du temps, il produit des tranchées s'étendant du rivage sur plusieurs kilomètres, provoque des ruptures dans le corps sous-marin le long des digues côtières et détruit les parois des canaux de navigation. . De tels changements brusques de la morphologie des zones côtières après une tempête interfèrent avec le schéma établi de mouvement des sédiments et conduisent à la formation de hauts-fonds et de berges dans les endroits les plus inattendus.

Enfin, dans les mers et les océans, outre les courants éoliens, il peut y avoir des courants provoqués par les processus de pénétration de l'eau à travers l'interface eau-air. Ces courants, appelés courants de surface, sont principalement déterminés par les précipitations, l'évaporation et la condensation. En règle générale, la vitesse propre de ces courants ne dépasse pas 1 à 2 centimètres par seconde, c'est-à-dire qu'elle ne constitue pas un obstacle à la baignade, mais ces courants servent en quelque sorte de déclencheur à d'autres phénomènes.

En particulier, par temps calme, ces courants contribuent à un mélange intensif des eaux et à la formation de masses d'eau de densités différentes. Après cela, la force de mouvement de l’eau la plus puissante dans l’océan – la force du gradient de densité – entre en jeu et une circulation à grande échelle apparaît, impliquant de grandes et petites masses d’eau.

Lorsque la masse d'eau augmente ou diminue dans un plan d'eau relié à un autre détroit étroit, de forts courants naissent dans cette étroitesse. Par exemple, dans des conditions réelles de précipitations et d'évaporation dans la mer d'Azov, en raison des changements dans la différence de niveaux d'eau entre la mer d'Azov et la mer Noire dans le détroit de Kertch, des courants peuvent survenir à des vitesses de 20 à 30 centimètres par seconde. , ce qui présente un danger pour la navigation. Dans un passé récent, jusqu'à 5 milliards de mètres cubes se sont évaporés chaque année dans la baie de Kara-Bogaz-Gol, et le débit d'eau compensatoire dans le détroit du même nom a atteint une vitesse de 2,5 mètres par seconde.

Par conséquent, de tels processus ne peuvent être ignorés lorsqu’on suit la côte à proximité des bras étroits de grandes baies et estuaires.