Les variations du niveau de la mer et les déplacements des lignes de rivage
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© armand
colin.
La
photocopie non
autorisée est un
délit.
remarquables par leur rapidité à l’échelle géologique du temps, comme on le verra
dans le paragraphe consacré à la remontée postglaciaire du niveau de la mer.
Des variations dans le volume de l’eau de mer sont aussi susceptibles de se
produire en liaison avec des modifications de la salinité (halo-eustatisme} et de la
température (thermo-eustatisme}, celle-ci baissant tandis que celle-là augmente
pendant les périodes glaciaires. A titre d’exemple, un accroissement de température
de 1° sur une épaisseur de 200 m de l’eau superficielle des océans provoquerait, par
expansion thermique, un relèvement du niveau de la mer de 20 cm (effet stérique).
Des déformations peuvent affecter le géoïde. Celui-ci est une surface équipotentielle du champ de gravité de la Terre qui passe par le niveau moyen de la mer. Il
est proche d’un ellipsoïde de révolution, mais des observations à partir de satellites
ont montré qu’il présentait des irrégularités, sous la forme de creux et de bosses,
dues à une répartition hétérogène des masses à l’intérieur du globe. Par rapport au
centre de la Terre, il y a, par exemple, 180 m de différence entre le bombement
détecté au nord de la Nouvelle-Guinée et la dépression identifiée près des îles
Maldives. Or, tout laisse supposer que cette configuration du géoïde n’est pas
figée. Elle se modifie avec le temps parce que le globe est dynamique : expansion
des fonds océaniques et dérive des plaques, glaciations et déglaciations, érosion et
sédimentation, provoquent des transferts de matière dans l’asthénosphère et, par
voie de conséquence, des modifications de la «topographie» de la surface des
océans, donc du niveau de la mer au contact des continents. Alors que les manifestations de l’eustatisme ont des conséquences uniformes sur la position du niveau
de la mer sur toute la planète, les modifications de la surface du géoïde ont des
effets qui varient d’un endroit à l’autre.
Des changements dans l’équilibre isostatique ont aussi des répercussions sur la
position du niveau de la mer.
Là où ils sont couverts par d’épaisses calottes glaciaires, les continents s’affaissent parce que le globe n’est pas entièrement rigide, ce qui induit un transfert de
matière profonde visqueuse vers les régions périphériques qui se soulèvent. Ainsi,
le Canada et la Fennoscandie se sont enfoncés sous le poids de leur inlandsis
pendant la dernière glaciation (80 000 à 10 000 ans B.P.) tandis que l’Europe occidentale et les U.S.A. se relevaient. La fusion des inlandsis à partir de 15 000 ans
B.P. a provoqué des effets inverses. Ces mouvements glacio-isostatiques sont lents
et ils s’étalent dans le temps : alors que le grand glacier Scandinave a disparu il y a
8 000 ans, le soulèvement se manifeste encore dans le nord du golfe de Botnie
avec une vitesse qui peut atteindre 1 cm/an (fig. 1); sur la côte nord-orientale des
U.S.A. la subsidence se produit toujours à un taux de l’ordre d’ 1,5 mm/an.
Les effets de Vhydro-isostasie sont aujourd’hui reconnus. L’enlèvement ou
l’ajout d’une tranche d’eau de plusieurs dizaines de mètres d’épaisseur, en liaison
avec la formation ou la disparition de grands glaciers continentaux, provoque,
selon le cas, un relèvement ou un affaissement du lit marin dont l’ampleur est liée
à sa profondeur. À proximité d’une côte, ces mouvements verticaux auront moins
d’importance là où la plate-forme continentale est étendue que là où elle est peu
développée et où de grandes profondeurs sont proches. Dans cette dernière situation, l’hydro-isostasie peut être à l’origine, sur la bordure d’un continent, d'une
flexure dont la mobilité affecte le niveau de la mer à une échelle régionale.
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© armand
colin.
La
photocopie non
autorisée est un
délit.
remarquables par leur rapidité à l’échelle géologique du temps, comme on le verra
dans le paragraphe consacré à la remontée postglaciaire du niveau de la mer.
Des variations dans le volume de l’eau de mer sont aussi susceptibles de se
produire en liaison avec des modifications de la salinité (halo-eustatisme} et de la
température (thermo-eustatisme}, celle-ci baissant tandis que celle-là augmente
pendant les périodes glaciaires. A titre d’exemple, un accroissement de température
de 1° sur une épaisseur de 200 m de l’eau superficielle des océans provoquerait, par
expansion thermique, un relèvement du niveau de la mer de 20 cm (effet stérique).
Des déformations peuvent affecter le géoïde. Celui-ci est une surface équipotentielle du champ de gravité de la Terre qui passe par le niveau moyen de la mer. Il
est proche d’un ellipsoïde de révolution, mais des observations à partir de satellites
ont montré qu’il présentait des irrégularités, sous la forme de creux et de bosses,
dues à une répartition hétérogène des masses à l’intérieur du globe. Par rapport au
centre de la Terre, il y a, par exemple, 180 m de différence entre le bombement
détecté au nord de la Nouvelle-Guinée et la dépression identifiée près des îles
Maldives. Or, tout laisse supposer que cette configuration du géoïde n’est pas
figée. Elle se modifie avec le temps parce que le globe est dynamique : expansion
des fonds océaniques et dérive des plaques, glaciations et déglaciations, érosion et
sédimentation, provoquent des transferts de matière dans l’asthénosphère et, par
voie de conséquence, des modifications de la «topographie» de la surface des
océans, donc du niveau de la mer au contact des continents. Alors que les manifestations de l’eustatisme ont des conséquences uniformes sur la position du niveau
de la mer sur toute la planète, les modifications de la surface du géoïde ont des
effets qui varient d’un endroit à l’autre.
Des changements dans l’équilibre isostatique ont aussi des répercussions sur la
position du niveau de la mer.
Là où ils sont couverts par d’épaisses calottes glaciaires, les continents s’affaissent parce que le globe n’est pas entièrement rigide, ce qui induit un transfert de
matière profonde visqueuse vers les régions périphériques qui se soulèvent. Ainsi,
le Canada et la Fennoscandie se sont enfoncés sous le poids de leur inlandsis
pendant la dernière glaciation (80 000 à 10 000 ans B.P.) tandis que l’Europe occidentale et les U.S.A. se relevaient. La fusion des inlandsis à partir de 15 000 ans
B.P. a provoqué des effets inverses. Ces mouvements glacio-isostatiques sont lents
et ils s’étalent dans le temps : alors que le grand glacier Scandinave a disparu il y a
8 000 ans, le soulèvement se manifeste encore dans le nord du golfe de Botnie
avec une vitesse qui peut atteindre 1 cm/an (fig. 1); sur la côte nord-orientale des
U.S.A. la subsidence se produit toujours à un taux de l’ordre d’ 1,5 mm/an.
Les effets de Vhydro-isostasie sont aujourd’hui reconnus. L’enlèvement ou
l’ajout d’une tranche d’eau de plusieurs dizaines de mètres d’épaisseur, en liaison
avec la formation ou la disparition de grands glaciers continentaux, provoque,
selon le cas, un relèvement ou un affaissement du lit marin dont l’ampleur est liée
à sa profondeur. À proximité d’une côte, ces mouvements verticaux auront moins
d’importance là où la plate-forme continentale est étendue que là où elle est peu
développée et où de grandes profondeurs sont proches. Dans cette dernière situation, l’hydro-isostasie peut être à l’origine, sur la bordure d’un continent, d'une
flexure dont la mobilité affecte le niveau de la mer à une échelle régionale.