Les marées régulent le débit et la densité des eaux de fond antarctiques de l'ouest de la mer de Ross

Jan 26, 2024

Rapports scientifiques volume 13, Numéro d'article : 3873 (2023) Citer cet article

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Une correction de l'auteur à cet article a été publiée le 27 mars 2023

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L'eau de fond de l'Antarctique (AABW) stocke la chaleur et les gaz pendant des décennies, voire des siècles, après le contact avec l'atmosphère lors de la formation sur le plateau antarctique et son écoulement ultérieur dans l'océan profond mondial. L'eau dense de l'ouest de la mer de Ross, une source principale d'AABW, montre des changements dans les propriétés et le volume de l'eau au cours des dernières décennies. Ici, nous montrons, à l'aide de plusieurs années d'observations ancrées, que la densité et la vitesse de l'écoulement sont compatibles avec un rejet de la fosse de Drygalski contrôlé par la densité dans la baie de Terra Nova (l'"accélérateur") et le mélange des marées (le "frein "). Nous suggérons que les marées créent deux pics de densité et de débit chaque année aux équinoxes et pourraient entraîner des changements d'environ 30 % dans le débit et la densité au cours de la marée nodale lunaire de 18,6 ans. Sur la base de notre modèle dynamique, nous constatons que les marées peuvent expliquer une grande partie de la variabilité décennale du débit sortant avec des changements à plus long terme probablement entraînés par la densité dans la baie de Terra Nova.

Les propriétés de l'AABW définissent la température et la salinité d'environ 40 % de l'océan mondial1, déterminant une grande partie de la stratification abyssale2, du taux d'apport d'oxygène3 et de l'absorption de CO2 dans l'océan mondial profond4. L'eau dense de l'ouest de la mer de Ross, qui sort de la région au cap Adare5 (Fig. 1), est la source d'environ un quart du volume global d'AABW6. Les observations hydrographiques montrent que l'AABW s'est rafraîchi au cours des dernières décennies jusqu'en 2014, avec le plus grand rafraîchissement près du continent antarctique7 et de la pente8. Depuis 2014, la salinité dans la mer de Ross a augmenté9, tout comme la salinité dans l'écoulement dense au cap Adare10, ce qui suggère que cette composante de l'AABW pourrait réduire ou même inverser les tendances de refroidissement dans l'océan profond. Cependant, les augmentations récentes de la salinité dans la mer de Ross peuvent être une variation à plus court terme dans le cadre de la tendance à l'adoucissement à plus long terme observée à partir des années 195011.

Observations de l'écoulement dense de l'ouest de la mer de Ross (à gauche) Carte de l'ouest de la mer de Ross avec les deux emplacements de mouillage au cap Adare (CA1/P2 et CA2) indiqués par des losanges magenta et l'amarrage G dans la fosse de Drygalski indiqué par un losange bleu . Les contours de profondeur sont à 500, 1000 et 2000 m. (En haut à droite) Le contour de la carte de l'ouest de la mer de Ross est représenté en noir avec les emplacements des observations hydrographiques à 170°E indiqués par le cercle rouge et à 150°E par le cercle bleu. (En bas à droite) Les positions des deux mouillages au cap Adare (CA1 et P2 à la plus faible profondeur ; CA2 à la plus grande profondeur) mesurant le débit benthique sur la pente sont indiquées avec la température conservatrice de la section hydrographique de 2018.

On pense que les vents provoquent une variabilité dans la production et la libération d'eau dense de l'ouest de la mer de Ross. Les augmentations de densité dans la polynie de la baie de Terra Nova sont corrélées à la production de glace de mer et liées à une moindre importation de glace de mer de l'est, ce qui suggère un lien à grande échelle entre les anomalies de vent, la production d'eau dense et l'exportation d'AABW12. Les vents ont également été proposés comme mécanisme permettant la libération d'eau dense de la fosse de Drygalski en déplaçant les fronts de densité à l'embouchure5. Dans la mer de Weddell, l'exportation d'eau dense est également corrélée aux changements des vents et à l'enroulement de la tension du vent au-dessus du gyre de la mer de Weddell13.

Le nord-ouest de la mer de Ross, où se trouve la fosse de Drygalski, connaît également des marées exceptionnellement fortes14 qui influencent probablement le flux d'eau dense au large du plateau. Les observations documentent l'advection d'eau dense avec les marées près du fond dans la fosse de Drygalski15 et le mélange d'eau profonde circumpolaire modifiée (mCDW) près du fond pendant les solstices16. Les simulations suggèrent également que les marées contrôlent les propriétés de la couche benthique17,18 et les échanges à travers le creux19. Des observations récentes au cap Adare montrent que des impulsions d'eau denses apparaissent chaque année autour de l'équinoxe, ce qui correspond à des marées plus faibles réduisant le stress du fond et permettant la libération d'eau dense du creux10.

Ici, nous trouvons que les marées, ainsi que la densité de l'eau dans la baie de Terra Nova, peuvent expliquer une grande partie de la variabilité du débit et de la densité de l'eau dense de l'ouest de la mer de Ross. Tout d'abord, nous montrons que le débit et la densité des mesures ancrées près du fond près du cap Adare sont fortement corrélés avec les mesures du débit près du fond dans la fosse de Drygalski. Nous montrons ensuite qu'une grande partie de la variabilité du débit dans le creux est compatible avec un équilibre entre la contrainte de fond due aux marées et le gradient de pression le long du creux créé par l'eau dense dans la baie de Terra Nova. Nous constatons que de grandes variations du débit sortant deux fois par an peuvent être causées par les marées variant avec la déclinaison du Soleil, et nous suggérons que des variations plus longues dues au cycle nodal lunaire de 18,6 ans peuvent également être présentes. Nous montrons que la modulation du débit et de la densité de l'eau dense est cohérente avec les changements observés dans la salinité et l'épaisseur de la couche AABW en aval. Ainsi, nous proposons que les marées régulent la quantité et la densité d'AABW quittant l'ouest de la mer de Ross et entrant dans l'océan abyssal mondial.

Nous examinons d'abord plusieurs années d'observations ancrées au cap Adare : ces mesures montrent que la vitesse d'écoulement, les températures et les salinités varient de manière régulière chaque année (Fig. 2). Les températures ont deux périodes plus froides chaque année (marquées par 'A' et 'B') qui sont particulièrement évidentes entre 2018 et 2021. Les minima de température correspondent aux équinoxes (lignes pointillées verticales) lorsque les marées solaires diurnes disparaissent, suggérant que les marées contrôlent la libération d'eau dense de la fosse de Drygalski. La salinité a un maximum annuel en mars (marqué par 'A') coïncidant avec des températures plus froides. Le maximum annuel de salinité correspond au temps d'environ 8 mois nécessaire à l'eau dense de la baie de Terra Nova pour advecter vers l'embouchure du creux10,20 pour être libérée lorsque les marées sont faibles. La densité a deux maxima par an près des équinoxes avec une densité plus élevée aux équinoxes de mars lorsque l'eau est plus salée (voir également la figure S1). La densité près du fond, mesurée au niveau du capteur à 45 m au-dessus du fond, est fortement corrélée au débit près du fond, mesuré au niveau du capteur à 22 m au-dessus du fond (r = 0,87, p < 0,001, N = 21), comme prévu dans une flottabilité -courant géostrophique.

Observations de l'écoulement d'eau dense au cap Adare. Température conservatrice, salinité absolue, densité référencée à 1800 db, et la vitesse d'écoulement sur la pente à 1740 m de profondeur près du cap Adare à partir de capteurs sur les mouillages CA1 et P2. La hauteur des capteurs au-dessus du bas est donnée par les chiffres noirs dans les panneaux. Les lignes pointillées montrent une reconstruction des propriétés de l'eau et du débit au capteur le plus bas à partir des mesures au mouillage CA2 à proximité en 2007 et une reconstruction du débit à partir de la densité au capteur le plus bas lors des déploiements RSO. Les graduations indiquent janvier de chaque année avec la barre grise indiquant une discontinuité dans le temps entre les deux déploiements. Les lignes pointillées verticales indiquent les deux équinoxes chaque année.

La salinité et la densité des eaux de fond sortant du cap Adare varient également au cours des 15 années couvertes par les observations (Fig. 2). La salinité a légèrement diminué entre 2007 et 2011 lors des mouillages CALM (une tendance de − 0,003 an−1), a nettement augmenté entre 2011 et 2018 lorsque le site d'amarrage était inoccupé (augmentation de 0,027 entre la dernière année complète de l'expérience CALM et la première année complète de l'expérience RSO), et a diminué de 2018 à 2021 lors des déploiements d'amarrage ultérieurs (une tendance de -0,009 an-1). Ces changements au cap Adare sont cohérents avec les changements de salinité observés dans la mer de Ross où une lente diminution de la salinité a été observée de 2007 à 2014, après quoi la salinité a rebondi9.

L'origine probable de l'eau dense du cap Adare est la fosse Drygalski à proximité. L'eau atteindrait le lieu d'amarrage en moins d'une semaine après être sortie de l'auge à la vitesse d'écoulement mesurée au cap Adare. Nous constatons que le débit moyen mensuel près du fond au cap Adare est fortement corrélé au débit près du fond mesuré au mouillage dans la fosse de Drygalski (r = 0,71 à décalage nul, p = 0,0014, N = 32 ; Fig. 3) , suggérant que l'advection de l'eau de la fosse de Drygalski est la principale source de l'eau dense observée au cap Adare. Le débit mensuel moyen dans la fosse de Drygalski peut également expliquer les flux mensuels moyens de température et de salinité au cap Adare (Figure S2), et les flux dus aux corrélations du débit et des propriétés de l'eau sont négligeables. Comprendre ce qui contrôle le débit dans la fosse de Drygalski est donc nécessaire pour comprendre le débit et la densité des eaux de fond au cap Adare.

Propriétés de l'eau au cap Adare et dans la fosse de Drygalski (en haut) Le débit moyen mensuel proche du fond au cap Adare (bleu) et dans la fosse de Drygalski (noir) augmente souvent aux équinoxes (lignes pointillées verticales). (En bas) Le flux de marée dans la fosse de Drygalski, obtenu en soustrayant les vitesses subtidales des vitesses complètes, présente une variation marquée avec les flux de marée les plus bas pendant les équinoxes (lignes verticales) et les flux de marée les plus élevés pendant les solstices. La température conservatrice près du fond dans le creux de Drygalski (rouge) augmente pendant le solstice lorsque les vitesses de marée sont les plus élevées.

Les observations dans la Fosse de Drygalski montrent que les débits et les températures varient fortement avec les marées (Fig. 3). Le débit moyen mensuel augmente lorsque le débit de marée diminue, en particulier lors des équinoxes lorsque les marées diurnes solaires disparaissent entièrement. Pendant les solstices, les flux de marée sont maximaux dans le creux de Drygalski et les températures plus chaudes montrent que la mCDW est mélangée jusqu'au fond (Fig. 3, panneau inférieur, ligne rouge ; voir aussi réf. 16). Les variations du débit de marée dans la fosse de Drygalski modifient le débit moyen mensuel et la température de l'eau dense près du fond de la fosse. Ces variations de débit et de densité créent des changements similaires dans le débit et la densité au cap Adare.

Nous relions le débit moyen mensuel dans la fosse de Drygalski aux marées et à la production d'eau dense dans la baie de Terra Nova en utilisant un bilan de quantité de mouvement dans la fosse. Nous supposons que le débit à des échelles de temps mensuelles est dû à un équilibre entre la contrainte de fond et les gradients de pression le long du creux (voir les méthodes pour plus de détails). Les gradients de pression sont dus à la pente de la surface de la mer et au gradient de densité le long du fond du creux. Nous estimons le gradient de densité dans le creux en utilisant une densité fixe sur la pente à l'embouchure du creux et la série chronologique de densité dans la baie de Terra Nova9, en la faisant varier de façon saisonnière (figure S3) conformément aux observations dans la baie de Terra Nova à la profondeur de la cuvette21 et dans la cuvette Drygalski16. En utilisant les relations linéaires entre le débit dans la fosse de Drygalski, le débit au cap Adare et la densité au cap Adare (figure S4), nous reconstituons le débit moyen mensuel et la densité au cap Adare (figure 4). La vitesse et la densité moyennes mensuelles (Fig. 4, lignes bleues) contiennent une grande partie de la variabilité semestrielle, annuelle et interannuelle observée (Fig. 4, lignes gris foncé ; r = 0,72, p < 0,001, N = 32 ; La figure S5 compare la variabilité interannuelle) mais ne capture pas certaines valeurs extrêmes dans les séries chronologiques observées.

Débit et densité observés et simulés au Cap Adare. Débit au niveau du capteur inférieur au cap Adare (en haut) à partir des mesures au cap Adare (lignes noires), valeurs déduites au cap Adare à l'aide d'observations dans le creux de Drygalski (lignes gris foncé) et vitesses simulées au cap Adare sur la base des marées dans le creux de Drygalski et la densité dans la baie Terra Nova (ligne bleue). (En bas) Densité au mouillage du Cap Adare à partir du même ensemble d'observations et de simulation.

En utilisant la relation entre le débit sortant, les marées et la densité dans la baie de Terra Nova, nous déduisons le débit et la densité de l'eau dense au cap Adare de 1990 à 2022 (Fig. 5). La variation interannuelle du débit et de la densité simulés est produite par une combinaison des marées et des changements de salinité dans la baie Terra Nova. Le débit sortant le plus fort et le plus dense se produit vers 1997 lorsque la salinité dans la baie de Terra Nova est élevée et que les marées sont les plus faibles pendant un arrêt lunaire mineur (Figure S3). L'écoulement le plus faible et le moins dense se produit vers 2005 lors d'un arrêt lunaire majeur lorsque les marées sont les plus fortes. Notre modèle suggère que la majeure partie de la diminution du débit sortant entre 1997 et 2005 est due aux marées (Figure S3), tout comme la majeure partie de l'augmentation du débit sortant de 2005 à 2015, le changement de densité ne contribuant qu'à partir de 2015. débit simulé, les marées ont été responsables d'une grande partie de la modulation de la vitesse et de la densité sur des échelles de temps décennales. Entre les deux occupations du mouillage du cap Adare, les marées et la densité ont contribué à peu près également à l'augmentation.

Débit simulé et densité de l'écoulement dense au cap Adare. (Haut) Densité et débit au cap Adare estimés à partir des marées dans la fosse de Drygalski et de la densité dans la baie de Terra Nova. La moyenne mobile sur deux ans est tracée en noir pour montrer la variabilité interannuelle. (Panneaux en bas à gauche) La salinité absolue moyenne sur le fond à 300 m de l'hydrographie à 170°E (rouge) et 150°E (bleu) est tracée par rapport à la densité d'écoulement estimée. (Panneaux en bas à droite) La hauteur de 0 °C au-dessus du fond dans les sections hydrographiques à 170 ° E (rouge) et 150 ° E (bleu) est tracée en fonction de la vitesse d'écoulement estimée. Voir les méthodes pour plus de détails sur les estimations de la moyenne et de l'incertitude.

Nous comparons la prédiction de l'écoulement d'eau dense de l'ouest de la mer de Ross avec les observations hydrographiques dans l'écoulement plus à l'ouest sur la pente à 170°E (120 km du cap Adare) et à 150°E (1200 km du cap Adare) (Fig. 1), où les salinités se sont adoucies depuis le début des années 1990 et sont devenues plus salées ces dernières années12,22. Les salinités benthiques et la hauteur de la couche AABW augmentent aux deux endroits lorsque la densité et le débit d'écoulement augmentent (Fig. 5, panneaux du bas). Les mesures de l'AABW en aval du cap Adare sont cohérentes avec la variabilité de la force et de la densité estimées de l'écoulement de l'ouest de la mer de Ross. Nous notons cependant que les observations sont limitées dans la capture de la variabilité décennale ; ces résultats ne sont pas concluants mais montrent que le modèle dynamique est plausible.

Nous expliquons le débit et la densité de l'eau de fond sortant de l'ouest de la mer de Ross comme un équilibre entre la densité dans la baie de Terra Nova à la profondeur de l'auge entraînant l'écoulement et la contrainte de fond due aux marées dans l'auge ralentissant l'écoulement (Fig. . 6). Les marées dans la mer de Ross changent considérablement car elles sont principalement diurnes et varient avec la déclinaison du Soleil et de la Lune, disparaissant lorsque le Soleil et la Lune sont à l'équateur. L'énergie disponible pour le mélange due à la production de cisaillement (proportionnelle au cube de la vitesse de la marée) dans la fosse de Drygalski diminue de 45 % en moyenne du solstice à l'équinoxe et de 40 % d'un arrêt lunaire majeur à mineur sur le nodal lunaire de 18,6 ans. cycle. La sensibilité à ces changements importants de l'énergie marémotrice dans la mer de Ross doit être prise en compte dans les simulations de la formation d'eau dense et de l'écoulement. Des déclarations plus concluantes sur la marée nodale lunaire nécessiteront des séries temporelles plus longues : les emplacements avec des observations multidécennales montrent des changements avec la marée nodale lunaire dans les températures océaniques23, en particulier dans les endroits où les marées diurnes sont fortes, comme la côte californienne24 et aux hautes latitudes25 . De courts enregistrements d'observations autour de l'Antarctique rapportent des fluctuations de marée dans les débordements de la mer de Weddell26 et en circulation dans les cavités de la plate-forme de glace27,28 : notre étude suggère que le cycle de marée lunaire de 18,6 ans peut moduler les flux horizontaux qui déplacent la chaleur à travers la plate-forme et sous les calottes glaciaires .

Le lien entre le débit sortant, les marées et la densité dans la baie de Terra Nova. L'écoulement sortant de l'auge (flèches blanches) tourne à gauche et s'écoule le long de la pente au-delà des amarres (l'écoulement est dans la page du schéma et indiqué par le cercle avec une croix). La force de l'écoulement dépend du mélange des marées dans le creux (flèches bouclées) et de la densité de l'eau du fond de la baie Terra Nova (indiquée par l'ombrage vert où le vert plus foncé indique une eau plus dense). (a) Un écoulement plus fort d'eau plus dense se produit lorsque les marées sont plus faibles et que l'eau de la baie Terra Nova a une densité plus élevée. (b) Un écoulement plus faible d'eau moins dense se produit lorsque les marées sont plus fortes et que l'eau de la baie Terra Nova est moins dense.

Le changement du débit sortant par les marées suggère que l'afflux d'eau compensatoire vers le plateau est également modulé par les marées. Un afflux de mCDW apporte de la chaleur, du sel et des nutriments dans la mer de Ross et varie probablement aussi de manière marquée au cours de l'année et au fil des décennies avec les marées. Nous pouvons estimer la contribution au bilan salin en estimant l'écoulement dense à 0,2 Sv en moyenne sur l'année sur la base de l'estimation précédente de l'écoulement dense de pointe de 0,4 Sv5. Si cet écoulement est remplacé par un afflux de 0,1 g kg−1 d'eau moins salée16, une variation de 30 % sur une décennie (l'ampleur des changements observés dans le débit simulé de la Fig. 5) équivaut à un changement de 20 km3 an −1 d'importation de glace. Ce changement de sel est plus petit que les 65–150 km3 an-1 d'exportation de glace estimés être causés par les vents12, ce qui suggère que le flux d'échange dans le creux est une contribution plus faible à l'équilibre salin que les changements de glace de mer, mais serait toujours un facteur important dans l'équilibre salin de la mer de Ross.

Notre étude montre également que la distribution verticale de la salinité dans la mer de Ross est importante pour l'écoulement. Le débit sortant dans le modèle est déterminé par la salinité à 500 m de profondeur dans la baie de Terra Nova, la profondeur du fond de la fosse de Drygalski. L'apparition annuelle d'eau plus douce réduit chaque année cette densité21 et la salinité de l'eau sortant de l'auge16. Que la fosse de Drygalski continue d'exporter de l'eau dense vers l'océan mondial ou qu'elle bascule vers un afflux d'eau plus chaude vers la plate-forme de glace de Ross dépend essentiellement de la salinité à 500 m de profondeur dans la baie de Terra Nova.

Des observations d'amarrage ont été recueillies sur deux sites sur la pente du cap Adare pendant sept ans au total, dans le cadre de l'expérience CALM (2007-2011)5 et de l'expérience Ross Sea Outflow (2018-2019)10 et de la poursuite récente dans l'Antarctique néo-zélandais. Plateforme scientifique (2019-2021). Les enregistrements ont été moyennés sur un mois à l'aide d'un filtre cosinus de 29 jours. La série temporelle la plus longue a été collectée sur le site le moins profond, nommé CA1 et P2 selon l'expérience, situé à 172,30°E, 71,46°S à 1740 m de profondeur. Tous les capteurs ont été calibrés avant et après les déploiements et toutes les différences appliquées linéairement sur l'enregistrement.

Les densités mensuelles moyennes au capteur près du fond au site d'amarrage le moins profond ont été reconstruites en 2007 (Fig. 2, lignes pointillées), lorsque le site le plus profond (CA2 ; 172,39 °E, 71,43 °S, 1 920 m) était le seul mouillage , en utilisant la relation entre la densité proche du fond à CA2 et CA1 pendant les années qui se chevauchent (r = 0,98, p < 0,001, N = 30 ; Figure S4). (Les chiffres de ces deux séries chronologiques d'amarrage sont présentés dans la référence 5.) Nous utilisons la vitesse des vitesses moyennes mensuelles au niveau du capteur inférieur car la direction est toujours vers le nord-est avec peu de variation (la direction moyenne est de 57° nord-est et 80 % du moment où la vitesse est à moins de 15° de la direction moyenne). Les moyennes mensuelles de densité et de vitesse sont également fortement corrélées au niveau des capteurs proches du fond (r = 0,87, p <0,001, N = 21 ; Figure S4) à CA1, et nous utilisons cette relation pour reconstruire la vitesse lorsque les compteurs actuels ont échoué .

Des observations amarrées ont été recueillies dans la fosse de Drygalski entre 2004 et 2014 au mouillage G près de 72,4°S, 173°E à environ 520 m de profondeur d'eau dans le cadre de l'expérience MORSea16. Les observations de température et de vitesse ont été utilisées à partir de capteurs proches du fond. Les vitesses ont d'abord été ajustées à 30 m au-dessus du fond à l'aide d'une échelle de couche logarithmique pour atténuer les effets des changements de profondeur du capteur entre les déploiements. Les marées diurnes ont été retirées des vitesses en faisant la moyenne des composantes sur trois jours avec une fenêtre en cosinus. Nous utilisons l'amplitude de la vitesse pour déduire l'amplitude de l'écoulement près du fond dans le creux. Les vitesses de marée, qui contiennent les variations diurnes, ont été trouvées en soustrayant les moyennes sur trois jours des composantes de vitesse complète.

La variation mensuelle du débit dans le creux est liée aux marées et à la densité dans le creux à l'aide d'un bilan de quantité de mouvement le long de l'axe du creux (la direction x où la direction vers l'océan est positive ; voir le schéma de la figure S6) :

où seule la divergence des contraintes dans la verticale a été retenue. En intégrant l'équilibre sur une distance verticale (h) du fond marin au sommet de la couche d'eau dense, où nous supposons que la contrainte est faible, la contrainte totale est principalement due à la contrainte de fond, qui peut être liée à la vitesse (u ) avec un coefficient de traînée (CD).

Le gradient de pression a été séparé en une partie due à la pente de la surface de la mer (\(\eta\)) et une partie due au gradient de densité le long du creux (\(\partial \rho /\partial x)\) que nous supposons constante avec la profondeur dans la couche d'eau dense. Les termes non linéaires intégrés sont représentés par N. Nous faisons maintenant la moyenne de chaque terme dans le temps pour trouver l'équilibre de momentum moyen mensuel en utilisant l'indice "s" pour représenter les quantités moyennes mensuelles.

Nous avons simplifié la contrainte en notant que les vitesses de marée sont considérablement plus grandes que les vitesses moyennes mensuelles (u > > us). De plus, le terme de Coriolis a été ignoré car les écoulements géostrophiques perpendiculaires aux côtés du creux devraient être faibles. Les termes non linéaires (NS) moyennés en profondeur et dans le temps sont inconnus. Nous nous attendrions à ce que ces termes soient mis à l'échelle avec les vitesses de marée et une certaine échelle de longueur (~ hutide2/L); cependant, le débit moyen mensuel observé diminue avec l'augmentation des vitesses de marée (Fig. 3), nous en déduisons donc que les termes non linéaires ne sont pas une contribution dominante à l'équilibre de la quantité de mouvement moyenne mensuelle. Nous supposons également que le taux de variation dans le temps des vitesses mensuelles est faible par rapport à la contrainte de fond. Avec ces hypothèses, l'équilibre est entre les gradients de pression (créés par la pente de la surface de la mer, ηS, et le gradient de densité, ρS, le long du creux) et la contrainte de fond qui peut être réarrangée comme une expression de la -vitesse moyenne :

Le bilan est simplifié en deux termes : le premier est une constante, A, qui représente un gradient de pression constant, et le second terme, qui contient une constante B multipliant le gradient de pression dû à la différence de densité entre Terra Nova Bay et la pente. Nous prévoyons qu'une grande partie du gradient de pression de surface sera proportionnelle au gradient de densité pour équilibrer le flux net, comme dans un flux d'échange29, mais un gradient de pression résiduelle est susceptible d'être présent pour équilibrer la masse dans la mer de Ross. Nous supposons que la contrainte est faible au sommet de la couche dense, mais si la contrainte au sommet de la couche est proportionnelle à la contrainte inférieure, la même relation serait valable. Une variation plus complexe de la contrainte à travers la colonne d'eau, cependant, ne serait pas bien capturée par ce modèle.

Nous estimons le gradient de densité le long du creux comme la différence entre une densité fixe sur la pente (choisie à partir des levés hydrographiques comme étant SA = 34,89 g kg−1 (Sp = 34,72) et θ = 0,5 °C) et la densité à la profondeur de le creux dans la baie de Terra Nova. La densité dans la baie de Terra Nova varie selon les saisons avec une amplitude de 0,05 kg m−3 (figure S3, panneau du centre) compatible avec les observations à la fois dans la baie24 et dans la fosse de Drygalski16. La valeur maximale de la salinité dans le creux est en mars et est fixée aux mesures hydrographiques de l'eau dense dans la baie de Terra Nova l'été précédent9, avec des mesures hydrographiques supplémentaires de la base de données mondiale sur les océans moyennées de la même manière (comme décrit ci-dessous) .

Les coefficients, [A, B] = [0,02, 0,1], ont été déterminés par le meilleur ajustement aux observations de la moyenne mensuelle de la vitesse près du fond dans le creux de Drygalski et de la vitesse dans le creux déduite des observations au cap Adare ( mis à l'échelle par la relation linéaire entre les deux emplacements). Nous maintenons la densité sur la pente fixe parce que nous manquons d'informations sur la façon dont elle varie : cependant, nous avons trouvé l'ajout de termes proportionnels à la contrainte du vent le long de la pente et à l'enroulement de la contrainte du vent Ross Gyre (pour tenir compte du mouvement du front de densité à l'embouchure du creux par des vents locaux et éloignés) ajoute peu de compétence supplémentaire à l'ajustement.

Nous estimons les vitesses de marée dans la fosse de Drygalski au fil du temps en ajustant les constituants diurnes (\({\zeta }_{1}\)) et basse fréquence (\({\zeta }_{0}\)) des marées à les vitesses de marée au mouillage G. Nous ignorons la marée semi-diurne, qui est faible aux hautes latitudes.

Les constituants à une latitude (\(\theta\)) sur Terre ont des contributions du Soleil et de la Lune qui changent avec la distance (r) entre le corps céleste et la Terre et avec la déclinaison (\(\delta )\) du corps depuis l'équateur :

où la masse et le rayon de la Terre sont M et R et la masse du corps céleste est m.

Nous utilisons les éphémérides de Jet Propulsion Laboratory Horizons Web-Interface30 pour trouver les distances et les déclinaisons du Soleil et de la Lune. Nous trouvons des coefficients lorsque \({u}_{marée}=0\), ce qui simplifie l'ajustement et garantit que les marées plus faibles sont capturées lorsque l'advection d'eau dense est la plus grande. Nous utilisons les moments où la moyenne hebdomadaire de l'amplitude de la vitesse est inférieure à 0,2 ms−1 comme moments approximatifs sans débit et trouvons [a0, a1, a2] = [0,87, − 1, 0,95]. La comparaison entre les vitesses de marée de l'amarrage et de l'ajustement est illustrée à la figure S3.

Les salinités de l'eau dense de la baie de Terra Nova utilisées pour estimer la densité saisonnière créant le gradient de pression au fond du creux (figure S3) proviennent de mesures antérieures (9). Trois estimations supplémentaires ont été faites pour 1984, 1997 et 2007 à partir de l'hydrographie dans la base de données mondiale sur les océans et moyennées de la même manière : les salinités ont été moyennées sur 870 à 900 dbars à partir de moulages obtenus 74,75°S–75,50°S et 163,00°E–166,00 °E aux stations avec des profondeurs supérieures à 800 m.

L'hydrographie de bord à 150°E et 170°E a été obtenue à partir de la base de données mondiale sur les océans collectée en avril 1993 et ​​février 2018 à 150°E et en mars 1992, mars 2011 et avril 2018 à 170°E. La salinité sur le fond de 300 m et la hauteur de la couche AABW au-dessus du fond (à partir de la hauteur de la température de 0 ° C) dans chaque coulée ont été calculées pour être comparées à la densité et à la vitesse d'écoulement de l'ouest de la mer de Ross (Fig. 5).

Les levés à 170°E sont à environ 120 km du cap Adare et, à la vitesse moyenne d'écoulement observée de 0,2 ms−1, l'eau mettrait une semaine à voyager entre les deux emplacements. Nous avons calculé l'écart type des estimations de débit et de densité au cap Adare à partir de toutes les valeurs entre cinq et quinze jours avant la date de chaque levé hydrographique. Pour trouver l'incertitude de la salinité et de la hauteur d'AABW dans les trois relevés à 170°E, l'erreur type a été calculée en trouvant l'écart type des dix moulages dans chaque relevé et en divisant par la racine carrée de dix.

Les levés à 150°E sont à environ 1200 km du cap Adare et, à 0,2 ms−1, l'eau met environ deux mois pour voyager entre les deux endroits. Nous avons fait la moyenne des estimations de débit et de densité au cap Adare entre 50 et 100 jours avant la date des sections hydrographiques et avons calculé l'écart type des valeurs au cours de cette période pour estimer l'incertitude. La gamme des salinités et des hauteurs d'AABW à partir de l'hydrographie est indiquée en traçant les valeurs des trois moulages dans chaque relevé sous forme de points bleus.

Les coefficients de corrélation sont rapportés avec des valeurs p basées sur N, les degrés de liberté effectifs, et tiennent compte de l'autocorrélation de chaque série temporelle. N a été déterminé en intégrant l'autocorrélation de chaque série chronologique de l'origine au premier passage à zéro pour estimer une échelle de temps intégrale. La durée totale des données a été divisée par l'échelle de temps intégrale pour donner N. Pour chaque corrélation, la plus petite N des trois valeurs (deux de l'autocorrélation de chaque série chronologique et une en supposant que chaque mois est indépendant) a été utilisée pour déterminer la valeur p.

Les données hydrographiques des sections à l'est de la mer de Ross et de la baie de Terra Nova sont disponibles dans la World Ocean Database. Des données hydrographiques supplémentaires sur la baie de Terra Nova sont disponibles auprès des auteurs. Les données ancrées de la fosse de Drygalski sont disponibles sur le site Web de MorSea et sur demande auprès des auteurs.

Une correction à cet article a été publiée : https://doi.org/10.1038/s41598-023-32101-w

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Nous tenons à remercier Sarah Searson, Olivia Price, David Bowden, Richard O'Driscoll, ainsi que le capitaine et l'équipage du RV Tangaroa pour leur aide dans la collecte des observations amarrées.

Cette étude et le soutien pour MB et DF ont été financés par le New Zealand Strategic Science Investment Fund : Antarctic Science Platform Contract ANTA1801. AF-V. a été soutenu par le Deep South National Science Challenge. Les données G d'amarrage ont été collectées dans le cadre des projets MORSea soutenus par le Programme National Italien de Recherche Antarctique‐PNRA, qui a apporté un soutien financier et logistique. PC a été financé par le PNRA, Grant PNRA18_00256. Le PNRA est financé par le ministère italien de l'Université.

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MB a conçu l'étude, dirigé l'analyse et rédigé la première ébauche. AG, PF, PC, DF et KG ont contribué à l'analyse et à l'interprétation. AG, BH, GB, PF, PC et AF-V. mené des enquêtes d'observation. Tous les auteurs ont contribué à la révision et à l'édition du manuscrit.

Correspondance à Melissa M. Bowen.

Les auteurs ne déclarent aucun intérêt concurrent.

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La version originale en ligne de cet article a été révisée : la section Financement de la version originale de cet article a été omise. La section Financement se lit désormais comme suit : "Cette étude et ce soutien pour MB et DF ont été financés par le Fonds d'investissement scientifique stratégique de Nouvelle-Zélande : Contrat de plate-forme scientifique antarctique ANTA1801. AF-V. a été soutenu par le Deep South National Science Challenge. Les données G d'amarrage ont été collectés dans le cadre de projets MORSea soutenus par le Programme national italien de recherche antarctique-PNRA, qui a fourni un soutien financier et logistique. PC a été financé par le PNRA, subvention PNRA18_00256. Le PNRA est financé par le ministère italien de l'Université. .

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Réimpressions et autorisations

Bowen, MM, Fernandez, D., Gordon, AL et al. Les marées régulent le débit et la densité des eaux de fond antarctiques de l'ouest de la mer de Ross. Sci Rep 13, 3873 (2023). https://doi.org/10.1038/s41598-023-31008-w

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Reçu : 13 novembre 2022

Accepté : 06 mars 2023

Publié: 08 mars 2023

DOI : https://doi.org/10.1038/s41598-023-31008-w

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