“paleoclimatique_t2” — 2013/10/24 — 11:38 — page 53 — #76
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2. Cryosphère et niveau marin
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est purement local mais sa moyenne sur l’ensemble du globe est quelquefois
ajoutée au niveau des mers eustatique.
À côté du niveau des mers eustatique, il faut également prendre en compte
les variations isostatiques qui modifient la forme des bassins océaniques. Le
phénomène d’isostasie est dû à l’enfoncement de la croûte terrestre sous le
poids de la glace (sous les calottes) et de l’eau (sous les océans) (voir Fig. 2.4).
Cela veut dire que non seulement la quantité d’eau liquide change mais que
le récipient se déforme alors qu’on essaye de mesurer le niveau de l’eau sur les
bords, qui eux-mêmes peuvent être affectés d’un mouvement vertical. S’il est
maintenant possible d’observer par satellite le niveau moyen sur l’ensemble du
globe, la grande majorité des observations viennent des côtes quand on s’intéresse aux périodes du passé. On appelle « niveau des mers relatif » (RSL, relative sea level ) la variation retracée en un point côtier précis. Il est important
de souligner que l’isostasie a un temps de réaction de plusieurs milliers d’années et que, par exemple, la Scandinavie est toujours en train de se soulever
(au rythme d’environ un mètre par siècle) suite à la disparition de la calotte
qui recouvrait le nord de l’Europe au dernier maximum glaciaire. En chaque
point, le niveau des mers relatif est donc une combinaison des variations eustatiques (globales), isostatiques et éventuellement tectoniques (locales). Il y
a plusieurs méthodes pour estimer ce niveau des mers relatif, basées sur les
traces de plages anciennes, l’analyse des coraux, les spéléothèmes...
Fig. 2.4 – Glacio-isostasie.
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2. Cryosphère et niveau marin
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est purement local mais sa moyenne sur l’ensemble du globe est quelquefois
ajoutée au niveau des mers eustatique.
À côté du niveau des mers eustatique, il faut également prendre en compte
les variations isostatiques qui modifient la forme des bassins océaniques. Le
phénomène d’isostasie est dû à l’enfoncement de la croûte terrestre sous le
poids de la glace (sous les calottes) et de l’eau (sous les océans) (voir Fig. 2.4).
Cela veut dire que non seulement la quantité d’eau liquide change mais que
le récipient se déforme alors qu’on essaye de mesurer le niveau de l’eau sur les
bords, qui eux-mêmes peuvent être affectés d’un mouvement vertical. S’il est
maintenant possible d’observer par satellite le niveau moyen sur l’ensemble du
globe, la grande majorité des observations viennent des côtes quand on s’intéresse aux périodes du passé. On appelle « niveau des mers relatif » (RSL, relative sea level ) la variation retracée en un point côtier précis. Il est important
de souligner que l’isostasie a un temps de réaction de plusieurs milliers d’années et que, par exemple, la Scandinavie est toujours en train de se soulever
(au rythme d’environ un mètre par siècle) suite à la disparition de la calotte
qui recouvrait le nord de l’Europe au dernier maximum glaciaire. En chaque
point, le niveau des mers relatif est donc une combinaison des variations eustatiques (globales), isostatiques et éventuellement tectoniques (locales). Il y
a plusieurs méthodes pour estimer ce niveau des mers relatif, basées sur les
traces de plages anciennes, l’analyse des coraux, les spéléothèmes...
Fig. 2.4 – Glacio-isostasie.