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17.4 : Changement du niveau de la mer - Géosciences

17.4 : Changement du niveau de la mer - Géosciences


Le changement du niveau de la mer est une caractéristique de la Terre depuis aussi longtemps qu'il y a eu des océans (des milliards d'années), et il a des implications importantes pour les processus côtiers et les caractéristiques d'érosion et de dépôt. Il existe trois mécanismes principaux de changement du niveau de la mer, comme décrit ci-dessous.

Changements eustatiques du niveau de la mer sont des changements globaux du niveau de la mer liés soit à des changements de volume de glace glaciaire sur terre, soit à des changements de forme du fond marin causés par des processus de tectonique des plaques. Par exemple, les changements dans le taux d'étalement au milieu de l'océan modifieront la forme du fond marin près des dorsales, ce qui affectera le niveau de la mer.

Au cours des 20 000 dernières années, il y a eu environ 125 m d'élévation eustatique du niveau de la mer due à la fonte des glaciers. La plupart de ces événements ont eu lieu il y a entre 15 000 et 7 500 ans, lors de la phase de fonte majeure des calottes glaciaires nord-américaines et eurasiennes (Figure (PageIndex{1})). Pendant cette période, le taux moyen d'élévation du niveau de la mer était d'environ 14 mm/an. Il y a environ 7 500 ans, le taux de fonte des glaciers et d'élévation du niveau de la mer a considérablement diminué. Le taux moyen au cours des 6000 dernières années a été de 0,5 mm/an. Le changement climatique anthropique a entraîné une accélération de l'élévation du niveau de la mer à partir de 1870 environ. Depuis lors, le taux moyen a été d'environ 1,1 mm/an, mais il a progressivement augmenté. Le taux actuel est supérieur à 3 mm/an.

Changements isostatiques du niveau de la mer sont des changements locaux causés par l'affaissement ou le soulèvement de la croûte terrestre liés soit à des changements dans la quantité de glace sur le sol, soit à la croissance ou à l'érosion des montagnes.

Presque tout le Canada et certaines parties du nord des États-Unis étaient recouverts d'épaisses calottes glaciaires au plus fort de la dernière glaciation. Suite à la fonte de cette glace, il y a eu un rebond isostatique de la croûte continentale dans de nombreuses régions. Cela va de plusieurs centaines de mètres de rebond dans la partie centrale de la calotte glaciaire Laurentide (autour de la baie d'Hudson) à 100 m à 200 m dans les parties périphériques des calottes glaciaires laurentides et de la Cordillère, dans des endroits comme l'île de Vancouver et la côte continentale de la Colombie-Britannique En d'autres termes, bien que le niveau mondial de la mer était d'environ 130 m plus bas lors de la dernière glaciation, les régions glaciaires étaient au moins autant déprimées dans la plupart des endroits, et plus que dans les endroits où la glace était la plus épaisse.

Il existe des preuves d'un rebond isostatique le long de la côte sud-ouest de l'île de Vancouver, où un certain nombre de cours d'eau pénètrent dans l'océan sous forme de chutes d'eau de 5 m de haut, comme le montre la figure (PageIndex{2}).

Changements tectoniques du niveau de la mer sont des changements locaux causés par des processus tectoniques. La subduction de la plaque Juan de Fuca sous la Colombie-Britannique, l'État de Washington, l'Oregon et le nord de la Californie crée un soulèvement tectonique (environ 1 mm/an) le long de la bordure ouest du continent, bien qu'une grande partie de ce soulèvement soit susceptible de s'inverser lors de la prochaine grands tremblements de terre dans la zone de subduction.

Les côtes dans les zones où il y a eu une élévation nette du niveau de la mer dans un passé géologiquement récent sont généralement caractérisées par des estuaires et des fjords. Howe Sound, au nord de Vancouver, est un exemple de fjord (Figure (PageIndex{3})). Cette vallée était remplie de glace lors de la dernière glaciation, et il y a eu une nette élévation du niveau de la mer ici depuis cette époque. Les côtes dans les zones où il y a eu une baisse nette du niveau de la mer dans un passé géologiquement récent sont caractérisées par des plates-formes découpées par les vagues (ou des vallées de cours d'eau comme le montre la figure (PageIndex{2})). Les lignes de plage surélevées sont un autre produit de la baisse relative du niveau de la mer, bien qu'elles soient difficiles à reconnaître dans les zones à végétation vigoureuse. Ils sont relativement communs dans le Grand Nord canadien.

Exercice 17.4 Un rivage soulevé holocène

Les sédiments bleu-gris de la photo contiennent des fossiles marins du début de l'Holocène (il y a environ 12 500 ans) situés à environ 60 m au-dessus du niveau de la mer sur l'île Gabriola, en Colombie-Britannique. Expliquez comment les processus de changement eustatique et isostatique du niveau de la mer ont pu contribuer à l'existence de ces matériaux à cette altitude.

Voir l'annexe 3 pour Exercice 17.4 réponses.

Attributions aux médias

  • Figures 17.4.1, 17.4.3, 17.4.4 : © Steven Earle. CC PAR.
  • Figure (PageIndex{2}) : « Niveau de la mer post-glaciaire » © Robert A. Rohde. CC BY-SA.

Chapitre 17 Résumé

Les sujets abordés dans ce chapitre peuvent être résumés comme suit :

17.1 Vagues Les vagues se forment lorsque le vent souffle au-dessus de l'eau. La taille des vagues dépend de la vitesse du vent, de la zone sur laquelle il souffle et du temps. Les paramètres importants d'une onde sont son amplitude, sa longueur d'onde et sa vitesse. L'eau sous une vague est perturbée à une profondeur de la moitié de la longueur d'onde, et une vague est ralentie lorsqu'elle s'approche des eaux peu profondes. Un courant littoral se développe là où les vagues s'approchent du rivage sous un certain angle, et le clapotis et le remous sur une plage déplacent les sédiments le long du rivage. L'effet combiné de ces deux processus est le transport de sédiments par dérive littorale.
17.2 Formes de relief de l'érosion côtière Les côtes qui ont subi un soulèvement au cours des derniers millions d'années ont tendance à avoir des formes irrégulières et sont dominées par des processus d'érosion. Les trajectoires des vagues sont courbées là où la côte est irrégulière et l'énergie des vagues est concentrée sur les promontoires. Les promontoires rocheux sont érodés en grottes marines, arches, cheminées et falaises marines, et les zones autour de ces caractéristiques sont érodées en plates-formes découpées par les vagues. Sur le long terme (des millions d'années), les côtes irrégulières se redressent.
17.3 Formes de relief des dépôts côtiers Les côtes qui n'ont pas été soulevées depuis des dizaines de millions d'années ont tendance à être relativement droites et sont dominées par des caractéristiques de dépôt, bien que le dépôt soit également important sur les côtes irrégulières. Les vagues et la dérive littorale sont importantes pour contrôler la formation des plages, ainsi que les flèches, les tombolos, les barres baymouth et les îles-barrières. Les plages peuvent être divisées en zones, telles que l'estran et l'arrière-plage, et la forme des plages change généralement d'une saison à l'autre. Les récifs carbonatés et les sédiments carbonatés se forment dans les régions tropicales où il y a peu d'apport de sédiments clastiques.
17.4 Changement du niveau de la mer Les niveaux relatifs de la terre et de la mer ont des implications importantes pour les processus côtiers et les formes de relief, et ils ont constamment changé au cours des temps géologiques. Les changements eustatiques du niveau de la mer ont un effet global et sont généralement liés à la formation ou à la fonte des glaces. Les changements isostatiques du niveau de la mer sont des effets locaux causés par le soulèvement ou l'affaissement de la croûte continentale, généralement en raison du gain ou de la perte de glace glaciaire. Les changements tectoniques du niveau de la mer sont liés aux interactions des plaques. L'élévation nette du niveau de la mer entraîne le développement d'estuaires et de fjords, tandis que la baisse nette du niveau de la mer crée des terrasses et des plages marines surélevées.
17.5 Interférence humaine avec les rivages Les humains ont une forte envie de modifier les côtes pour leur propre convenance en construisant des digues, des brise-lames, des épis et d'autres barrières. Bien que ces types de caractéristiques puissent avoir des avantages économiques et autres, ils peuvent avoir des implications à la fois géologiques et écologiques qui doivent être prises en compte.

1. Quels facteurs contrôlent la taille des vagues ?

2. En vous référant au tableau 17.1, à quelle taille de vagues (amplitude et longueur d'onde) environ vous attendriez-vous avec un vent de 65 km/h soufflant pendant 40 heures sur 1 000 km de mer ?

3. Si la longueur d'onde moyenne d'une série de vagues est de 100 m, à quelle profondeur d'eau les vagues commenceront-elles à toucher le fond et comment cela changera-t-il leur comportement ?

4. Quelle est la différence entre un courant littoral et une dérive littorale ?

5. Sur ce diagramme, les vagues (lignes bleues en pointillés) s'approchent d'une côte irrégulière. Les flèches rouges représentent l'énergie de ces vagues, et une a été étendue pour montrer où cette énergie atteindrait le rivage. Prolongez les autres « lignes d'énergie » de la même manière et commentez leur lien avec l'érosion de ce littoral.

6. Expliquez les origines d'une plate-forme découpée en vagues.

7. Comment définissons-nous les limites du front de mer et quels autres termes sont utilisés pour décrire cette zone ?

8. Une flèche n'est en fait qu'une plage qui n'est attachée au rivage qu'à une extrémité. Quelles conditions sont nécessaires à la formation d'une broche?

9. Les îles-barrières sont courantes le long de la côte atlantique des États-Unis jusqu'au Massachusetts. Pourquoi n'y en a-t-il presque pas dans le nord-est des États-Unis ou le long des côtes du Nouveau-Brunswick, de la Nouvelle-Écosse et de Terre-Neuve?

10. Ce diagramme représente une île sur la côte centrale de la Colombie-Britannique. qui a connu 140 m de rebond isostatique depuis la déglaciation, et a également été affecté par l'élévation eustatique globale du niveau de la mer au cours de la même période. La ligne pointillée marque le niveau de la mer pendant la glaciation. De combien cette ligne devrait-elle être supérieure ou inférieure maintenant ?

11. Si un barrage était construit sur le fleuve Fraser près de Hope, quelles seraient les implications à long terme pour les plages de la région de Vancouver? Expliquer pourquoi.


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2. Ensembles de données et méthodologie

2.1. Données GRACE

[4] L'apparition de bandes verticales dans les champs de gravité mensuels obtenus à partir de GRACE nécessite l'utilisation en post-traitement de filtres dédiés [ Swenson et Wahr, 2006 Wouters et Schrama, 2007 Klee et al., 2008 ]. Dans cette étude, nous utilisons les champs DEOS Mass Transport version 1 (DMT-1) [ Liu et al., 2010 ], qui sont filtrés au moyen d'un filtre anisotrope non symétrique [ Klee et al., 2008 ]. Le filtre appliqué maximise le rapport signal sur bruit et est donc « optimal » au sens statistique : en conséquence, les champs DMT-1 sont presque exempts de bruit spatialement corrélé et particulièrement adaptés aux études d'empreintes digitales. L'ensemble de données disponible se compose de 6 années de solutions mensuelles, de février 2003 à février 2009, calculées dans le domaine harmonique sphérique jusqu'au degré et à l'ordre 120. Par une approche des moindres carrés, nous avons obtenu une tendance linéaire sur un 0.5°x0.5 ° grille, estimée simultanément avec quatre signaux périodiques (annuel, semi-annuel, marée S2 et K2). À des fins d'estimation des erreurs, nous utilisons également les champs de la version 04 du Center for Space Research (CSR) [ Bettadpur, 2007 ], filtré au moyen de fonctions orthogonales empiriques (EOF) [ Wouters et Schrama, 2007 ].

2.2. Modèle GIA

[5] Ici, l'ajustement glacio-isostatique (GIA) représente la déformation continue de la Terre solide due aux changements de charge de surface au cours du dernier cycle glaciaire, où l'effet du grand échange de masse entre les continents et les océans est encore visible aujourd'hui en raison de la réponse retardée de la Terre visco-élastique. En particulier, GIA provoque des changements dans la forme et la rotation de la Terre, ainsi que des changements RSL. Le GIA dépend des reconstructions de l'histoire glaciaire et de la paramétrisation de la Terre solide, qui possèdent toutes deux des incertitudes importantes, principalement en raison de la disponibilité limitée de preuves directes. Pour cette étude, nous utilisons un modèle largement adopté de l'histoire de la glace et de la viscosité de la Terre, à savoir ICE-5G (VM2) [ Peltier, 2004 ], et nous incluons l'effet de la rotation de la terre [ Milne et Mitrovica, 1998 ]. Pour la contribution de l'Antarctique, nous utilisons le modèle d'histoire des glaces IJ05 [ Ivins et James, 2005 ], en combinaison avec un modèle terrestre avec une viscosité plus élevée dans le manteau inférieur (10 22 Pa s) et une lithosphère élastique plus mince (60 km) que VM2 [ Riva et al., 2009 ]. L'Antarctique ne contribue qu'à environ 10 % de l'élévation mondiale du niveau de la mer depuis le dernier maximum glaciaire. Ainsi, l'utilisation d'IJ05 au lieu d'ICE-5G est importante, principalement, à l'échelle régionale et a un effet mineur sur le signal GIA global. Afin de tenir compte de l'effet stabilisateur de l'ellipticité non hydrostatique de la Terre sur le mouvement polaire [ Mitrovica et al., 2005 ], nous réduisons notre prédiction du vrai dérapage polaire (TPW) à la moitié de sa valeur d'origine, obtenant un mouvement polaire d'environ 0,7 deg/Myr. Il y a encore un débat ouvert sur de nombreux aspects de la dernière glaciation, ainsi que sur l'importance relative de divers processus terrestres par rapport au GIA global [ Ivins et le loup, 2008 , et références y figurant]. Notre approche, où nous utilisons un modèle « standard », est conçue pour séparer les problèmes de GIA du problème d'empreintes digitales, tout en maintenant la reproductibilité de nos résultats. Cependant, nous acceptons l'existence de limitations dans la représentation du GIA (nous estimons que l'incertitude du GIA dans les échanges de masse mondiaux est d'environ 20 %).

2.3. Correction de fuite

[6] L'effet combiné de l'altitude de vol des satellites GRACE et de la précision des instruments de télémétrie embarqués en bande K fixe une limite supérieure à la résolution de mesure d'environ 300 km. Cela pose un problème lorsque les changements de masse doivent être contraints dans un bassin donné qui est d'une échelle comparable. Une solution possible utilise des noyaux de moyenne en combinaison avec des facteurs d'échelle appropriés [par exemple, Velicogna et Wahr, 2006 ]. Cependant, la détermination d'un facteur d'échelle peut être problématique pour les grandes régions, où le bilan de masse résulte de la contribution à la fois des signaux positifs et négatifs qui ont un motif spatial anisotrope. Une approche alternative consiste à étendre la taille du bassin pour inclure une zone tampon dont la largeur est contrôlée par la résolution GRACE. Cette approche est basée sur l'hypothèse que la plupart des fuites sont dirigées vers l'extérieur, ce qui est généralement le cas lorsque les limites du bassin sont représentées par des côtes. Elle est analogue à l'utilisation d'un noyau océanique modifié proposé par Chambers et al. [2007] , qui recherchaient le signal complémentaire (changement de la masse océanique) et suggéraient d'écarter les changements se produisant à moins de 300 km de la côte. L'utilisation d'une zone tampon est suffisante pour déterminer le bilan de masse terrestre. Cependant, dans le but de modéliser les empreintes digitales RSL, nous devons localiser physiquement les changements de masse sur terre. Pour ce faire, nous isolons le signal à l'intérieur de la zone tampon (représentée par les 250 premiers kilomètres d'océan autour de la terre) et, au moyen d'un filtre à convolution, nous le forçons à refluer sur terre. Avant d'ajouter ce tampon «fuite» à la charge terrestre, nous restaurons son contenu massique d'origine par mise à l'échelle. Pour la convolution, nous utilisons un filtre boxcar avec une demi-largeur égale à la largeur de la zone tampon, pour concentrer le signal dans les zones côtières. Pour la mise à l'échelle, nous utilisons un facteur fixe de 3, où cette valeur a l'explication géométrique suivante : si le signal dans la mémoire tampon était plat, le facteur de mise à l'échelle approprié serait de 4 (la moitié du signal resterait dans la mémoire tampon zone et 1/4 de celui-ci serait réparti de chaque côté) si le signal était concentré très près du littoral, alors le facteur d'échelle serait de 2 (1/2 du signal resterait au-dessus de l'océan et 1/2 au-dessus de la terre ) donc, étant donné que les fuites terrestres diminuent de la côte vers l'extérieur, le facteur d'échelle doit être compris entre 2 et 4. La valeur moyenne de 3 est appropriée lorsque la largeur de la zone tampon est comparable à la limite de résolution. Cette correction de fuite a l'avantage d'être facilement mise en œuvre pour tous les continents à la fois, puisque le facteur d'échelle est déterminé a priori. Il fournit une correction approximative, mais réduit également les fuites des océans vers la terre, car un facteur d'échelle inférieur à 4 donne plus de poids à la partie du signal plus proche de la côte. Nous n'appliquons que deux exceptions à cette procédure : autour de Sumatra, où nous n'utilisons aucun tampon pour limiter la contamination due à la déformation co- et post-sismique du séisme de 2004, et la péninsule Antarctique, où nous avons augmenté le facteur d'échelle à la valeur empirique de 7,5 pour tenir compte du fait que les fuites sont plus importantes que la normale en raison de la faible largeur du terrain (cette valeur empirique a été obtenue en forçant la charge restaurée sur le terrain à être égale au contenu massique d'origine de la zone tampon). L'effet total de la correction de fuite est d'augmenter notre estimation du changement de masse continentale moyenne de 40 %, où cette valeur ne dépend que marginalement de la largeur du filtre (dans la plage de 150 à 350 km), puisque le facteur d'échelle prédéterminé réduit efficacement les fuites océaniques.

2.4. Détermination de la charge foncière

[7] Les changements de gravité mesurés par GRACE sont le résultat de processus dynamiques se déroulant à l'intérieur de la Terre et dans sa couche de surface (eau + atmosphère). Le plus grand signal dû à la Terre solide est GIA, discuté ci-dessus. Quant à la couche superficielle, elle peut être séparée en plusieurs composantes : les eaux continentales (eaux de surface et souterraines, humidité du sol, neige et glace), l'océan passif (en équilibre gravitationnel), l'océan dynamique et l'atmosphère. Les changements de masse au-dessus des terres et les changements de masse de l'océan passif sont directement liés par l'attraction gravitationnelle afin de déterminer avec précision les changements de masse terrestre, la réponse passive de l'océan doit être prise en compte. Nous partons de l'hypothèse que le signal dominant dans la tendance océanique pluriannuelle est dû à des effets gravitationnels plutôt qu'à la dynamique océanique. C'est une hypothèse raisonnable, en particulier pour les degrés harmoniques les plus bas qui seront très sensibles au transport de masse à grande échelle. Notre approche suit la philosophie de Clarke et al. [2005] et est basé sur la considération que le signal de gravité sur la terre tel que mesuré par GRACE est contaminé par la signature gravitationnelle de l'océan passif. De manière itérative, nous déterminons une charge terrestre différente qui, une fois combinée à la réponse élastique de la Terre et d'un océan passif (à travers l'équation du niveau de la mer), produit le même signal de gravité sur la terre que celui observé par GRACE. Notre approche itérative est la suivante :

[8] 1. Après avoir corrigé le champ de tendance GRACE filtré pour le GIA et les fuites, et après avoir restauré les produits atmosphériques et océaniques (AOD1B) retirés lors du traitement GRACE, nous déterminons la charge terrestre initiale en calculant le changement de masse de surface en termes d'équivalent hauteur d'eau [ Wahr et al., 1998 ] et en multipliant le champ résultant par un noyau terrestre (exact à une résolution de 0,5°x0,5°).

[9] 2. Nous utilisons cette charge terrestre comme charge d'entrée pour l'équation du niveau de la mer et déterminons la charge d'équilibre (jusqu'au degré et à l'ordre 360, tout en conservant la masse et en incluant l'effet de la rotation de la terre).

[10] 3. Nous prenons la différence entre la charge d'équilibre et la charge terrestre initiale et nous l'ajoutons à la charge d'entrée, obtenant une charge terrestre mise à jour.

[11] 4. On itère de (ii) jusqu'à ce que la charge d'équilibre converge (en pratique, environ trois itérations suffisent pour obtenir une convergence à un pour cent près).

[12] En ce qui concerne l'océan, nous adaptons implicitement sa composante passive et considérons comme bruit la partie du signal due aux processus dynamiques, qui doit avoir une moyenne nulle. Grâce à cette approche, nous améliorons également la détermination de la composante de degré 1 de la charge (voir le tableau S1 du matériel auxiliaire pour le mouvement du géocentre résultant), qui ne peut pas être directement observé par GRACE et doit être contraint au moyen d'ensembles de données supplémentaires [ Swenson et al., 2008 ] ou des relations de cohérence [ Clarke et al., 2005 ]. La charge terrestre finale est globalement plus importante d'environ 16% (la composante de degré 1 augmente de 60%) et a une configuration différente de la charge initiale, car l'océan passif affecte à la fois la taille et la distribution spatiale de l'estimation de la masse de surface. (Figure S1).


Affiliations

GNS Science, Lower Hutt, Nouvelle-Zélande

R. H. Levy, N. R. Golledge, J. S. Crampton et C. Clowes

Centre de recherche antarctique, Victoria University of Wellington, Wellington, Nouvelle-Zélande

R. H. Levy, T. R. Naish, N. R. Golledge et R. M. McKay

Département de géosciences, Université du Wisconsin—Madison, Madison, WI, États-Unis

School of Geography, Environment and Earth Science, Victoria University of Wellington, Wellington, Nouvelle-Zélande

Département de géosciences, Université du Massachusetts, Amherst, MA, États-Unis

Istituto Nazionale di Oceanografia e di Geofisica Sperimentale (OGS), Sgonico, Trieste, Italie

Istituto Nazionale di Geofisica e Vulcanologia (INGV), Rome, Italie

École des sciences géographiques, Université de Bristol, Bristol, Royaume-Uni

Sciences de la Terre et de l'atmosphère, Université du Nebraska, Lincoln, Lincoln, NE, États-Unis

Département des sciences de la Terre, Université de Californie, Santa Barbara, Santa Barbara, Californie, États-Unis

Département de géologie et de géosciences environnementales, Northern Illinois University, DeKalb, IL, États-Unis

Programme international de découverte de l'océan, Texas A&M University, College Station, Texas, États-Unis

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Contributions

R.H.L. et S.R.M. conçu le projet. R.H.L., T.R.N. et R.M.M. a effectué la synthèse stratigraphique et proxy, et S.R.M. ont effectué les analyses de séries chronologiques. R.H.L. et S.R.M. a écrit la première ébauche du manuscrit, en consultation avec T.R.N., N.R.G., J.S.C. et R.M.M. Tous les auteurs ont contribué aux interprétations et aux principales conclusions de ce travail.

Auteur correspondant


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