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10.2 : Vagues en mer - Géosciences


La plupart des vagues océaniques sont générées par le vent. Le vent qui souffle à la surface de l'eau crée de petites perturbations appelées ondes capillaires, ou des ondulations qui commencent par de douces brises (Figure (PageIndex{1})). Au fur et à mesure que les vagues sont produites, elles sont opposées par un force de rappel qui tente de ramener l'eau à son état calme et d'équilibre. La force de restauration des petites ondes capillaires est la tension superficielle, mais pour les vagues plus grandes générées par le vent, la gravité devient la force de restauration.

À mesure que l'énergie du vent augmente, la taille, la longueur et la vitesse des vagues résultantes augmentent également. Il y a trois facteurs importants qui déterminent la quantité d'énergie transférée du vent aux vagues, et donc la taille des vagues :

  • Vent la vitesse.
  • Le durée du vent, ou combien de temps le vent souffle continuellement sur l'eau.
  • La distance sur laquelle le vent souffle sur l'eau dans la même direction, également connue sous le nom de aller chercher.

L'augmentation de l'un de ces facteurs augmente l'énergie des vagues de vent, et donc leur taille et leur vitesse. Mais il y a une limite supérieure à la taille des vagues générées par le vent. À mesure que l'énergie éolienne augmente, les vagues reçoivent plus d'énergie et elles deviennent à la fois plus grosses et plus raides (rappelez-vous de la section 10.1 que la raideur des vagues = hauteur/longueur d'onde). Lorsque la hauteur de vague dépasse 1/7 de la longueur d'onde, la vague devient instable et s'effondre, formant des chapeaux blancs. Dans des conditions de vent fort, la surface de l'océan devient un mélange irrégulier de vagues agitées et blanches générées par le vent. Le terme état de la mer décrit la taille et l'étendue des vagues générées par le vent dans une zone particulière. Lorsque les vagues sont à leur taille maximale pour la vitesse, la durée et le fetch du vent existants, on parle de mer complètement développée. L'état de la mer est souvent signalé sur le Échelle de Beaufort, allant de 0 à 12, où 0 signifie des conditions calmes, sans vent et sans vagues, tandis que Beaufort 12 est un ouragan (voir encadré ci-dessous).

L'échelle de Beaufort

L'échelle de Beaufort est utilisée pour décrire les conditions de vent et d'état de la mer sur l'océan. Il s'agit d'une échelle d'observation basée sur le jugement de l'observateur, plutôt que dictée par des mesures précises de la hauteur des vagues. Beaufort 0 représente des conditions calmes et plates, tandis que Beaufort 12 représente un ouragan.

(Images du National Weather Service des États-Unis (http://www.crh.noaa.gov/mkx/marinefcst.php) [Domaine public], via Wikimedia Commons).

Une mer complètement développée se produit souvent dans des conditions orageuses, où les vents violents créent un motif chaotique et aléatoire de vagues et de chapeaux blancs de tailles variables. Les vagues se propageront vers l'extérieur à partir du centre de la tempête, alimentées par les vents forts. Cependant, à mesure que la tempête s'apaisera et que les vents faibliront, ces mers irrégulières se répartiront en des configurations plus ordonnées. Rappelons que les vagues de l'océan ouvert seront généralement des vagues d'eau profonde, et leur vitesse dépendra de leur longueur d'onde (section 10.1). Au fur et à mesure que les ondes s'éloignent du centre de la tempête, elles se trient en fonction de la vitesse, les ondes de longueur d'onde plus longue se déplaçant plus rapidement que les ondes de longueur d'onde plus courte. Cela signifie qu'à terme, toutes les ondes d'une zone particulière se déplaceront avec la même longueur d'onde, créant des ondes régulières et de longue période appelées gonfler (Figure (PageIndex{2})). Nous ressentons la houle comme le lent mouvement de va-et-vient ou de balancement que nous ressentons sur un bateau, ou avec l'arrivée régulière de vagues sur le rivage. La houle peut parcourir de très longues distances sans perdre beaucoup d'énergie, nous pouvons donc observer de grosses houles arrivant sur le rivage même là où il n'y a pas de vent local ; les vagues ont été produites par une tempête loin au large et ont été divisées en houle lorsqu'elles se sont dirigées vers la côte.

Parce que la houle parcourt de si longues distances, les houles venant de différentes directions finiront par se heurter, et lorsqu'elles le feront, elles créeront des motifs d'interférence. Le motif d'interférence est créé en additionnant les caractéristiques des ondes, et le type d'interférence qui est créé dépend de la façon dont les ondes interagissent les unes avec les autres (Figure (PageIndex{3})). Interférence constructive se produit lorsque les deux ondes sont complètement en phase; la crête d'une vague s'aligne exactement avec la crête de l'autre vague, de même que les creux des deux vagues. L'ajout des deux crêtes crée une crête plus haute que dans l'une ou l'autre des vagues sources, et l'ajout des creux crée un creux plus profond que dans les vagues d'origine. Le résultat d'une interférence constructive est donc de créer des ondes plus grosses que les ondes source d'origine. Dans interférence destructrice, les vagues interagissent complètement hors de phase, où la crête d'une vague s'aligne avec le creux de l'autre vague. Dans ce cas, la crête et le creux s'annulent mutuellement, créant une onde plus petite que l'une ou l'autre des ondes sources. En réalité, il est rare de trouver des interférences constructives ou destructives parfaites comme le montre la figure (PageIndex{3}). La plupart des interférences par la houle en mer sont interférence mixte, qui contient un mélange d'interférences à la fois constructives et destructives. Les houles en interaction n'ont pas la même longueur d'onde, donc certains points montrent des interférences constructives, et certains points montrent des interférences destructives, à des degrés divers. Il en résulte un motif irrégulier de petites et de grandes vagues, appelé battement de surf.

Il est important de souligner que ces diagrammes d'interférence ne sont que des perturbations temporaires, et n'affectent pas les propriétés des ondes sources. Les houles en mouvement interagissent et créent des interférences là où elles se rencontrent, mais chaque vague continue sans être affectée une fois que les houles se sont croisées.

Environ la moitié des vagues en haute mer mesurent moins de 2 m de haut, et seulement 10 à 15 % dépassent 6 m. Mais l'océan peut produire des vagues extrêmement grosses. La plus grande vague de vent mesurée de manière fiable en mer s'est produite dans l'océan Pacifique en 1935 et a été mesurée par le pétrolier de la marine USS Ramapo. Son équipage a mesuré une vague de 34 m ou environ 112 pieds de haut ! Parfois, des interférences constructives produiront des vagues exceptionnellement grandes, même lorsque toutes les vagues environnantes sont de hauteur normale. Ces grandes vagues aléatoires sont appelées vagues scélérates (Figure (PageIndex{4})). Une vague scélérate est généralement définie comme une vague qui est au moins deux fois plus grande que la hauteur de vague significative, qui est la hauteur moyenne du tiers le plus élevé des vagues de la région. Il n'est pas rare que des vagues scélérates atteignent des hauteurs de 20 m ou plus.

Les vagues scélérates sont particulièrement courantes au large de la côte sud-est de l'Afrique du Sud, une région appelée «côte sauvage». Ici, les ondes de tempête antarctiques se déplacent vers le nord dans le courant Agulhas venant en sens inverse, et l'énergie des vagues se concentre sur une zone étroite, entraînant une interférence constructive. Cette zone peut être responsable du naufrage de plus de navires que n'importe où ailleurs sur Terre. En moyenne, une centaine de navires sont perdus chaque année dans le monde, et nombre de ces pertes sont probablement dues à des vagues scélérates.

Les vagues dans l'océan Austral sont généralement assez grandes (les zones rouges sur la figure (PageIndex{2})) en raison des vents forts et du manque de masses continentales, qui fournissent aux vents un fetch très long, leur permettant de souffler sans entrave sur l'océan sur de très longues distances. Ces latitudes ont été qualifiées de « Roaring Forties », « Furious Fifties » et « Screaming Sixties » en raison des vents violents.


8.1 L'échelle de temps géologique

William Smith a travaillé comme arpenteur dans les industries des mines de charbon et de la construction de canaux dans le sud-ouest de l'Angleterre à la fin des années 1700 et au début des années 1800. Tout en faisant son travail, il a eu de nombreuses occasions de regarder les roches sédimentaires paléozoïques et mésozoïques de la région, et il l'a fait d'une manière que peu de gens avaient faite auparavant. Smith a remarqué les similitudes et les différences de texture entre les roches à différents endroits et, plus important encore, il a découvert que les fossiles pouvaient être utilisés pour corréler des roches du même âge. Smith est crédité d'avoir formulé le principe de succession faunique (le concept selon lequel des types spécifiques d'organismes vivaient à des intervalles de temps différents), et il l'a utilisé à bon escient dans son projet monumental de créer une carte géologique de l'Angleterre et du Pays de Galles, publiée en 1815. Pour en savoir plus sur William Smith, y compris un grand copie numérique à l'échelle de la célèbre carte, voir la page Wikipédia de William Smith.

La grande carte géologique de Smith contient un petit diagramme montrant une coupe géologique schématique s'étendant de l'estuaire de la Tamise à l'est de l'Angleterre jusqu'à la côte ouest du Pays de Galles. Smith montre la séquence des roches, des roches paléozoïques du Pays de Galles et de l'ouest de l'Angleterre, en passant par les roches mésozoïques du centre de l'Angleterre, jusqu'aux roches cénozoïques de la région autour de Londres (figure 8.1.1). Bien que Smith n'ait pas mis de dates sur celles-ci - parce qu'il ne les connaissait pas - il était au courant de la principe de superposition (l'idée, développée beaucoup plus tôt par le théologien et scientifique danois Nicholas Steno, que de jeunes roches sédimentaires se forment au-dessus des plus anciennes), et il savait donc que ce diagramme représentait une colonne stratigraphique. Et parce que presque chaque période du Phanérozoïque est représentée le long de cette section à travers le Pays de Galles et l'Angleterre, il s'agit d'une échelle de temps géologique primitive.

Figure 8.1.1 « Esquisse de la succession des strates et de leurs altitudes relatives » de William Smith, un encart sur sa carte géologique de l'Angleterre et du Pays de Galles (avec les noms d'époque ajoutés).

Les travaux de Smith ont ouvert la voie à la désignation et à l'ordonnancement des périodes géologiques, qui ont été initiés vers 1820, d'abord par des géologues britanniques, puis par d'autres géologues européens. De nombreuses périodes portent le nom d'endroits où des roches de cet âge se trouvent en Europe, comme le Cambrien pour le Cambria (Pays de Galles), le Dévonien pour le Devon en Angleterre, le Jurassique pour les montagnes du Jura en France et en Suisse, et le Permien pour la région de Perm. Russie. Certains sont nommés pour le type de roche qui est commun à cette époque, comme le Carbonifère pour les roches houillères et carbonatées d'Angleterre, et le Crétacé pour les craies d'Angleterre et de France.

Les premières échelles de temps n'étaient que relatives car les géologues du XIXe siècle ne connaissaient pas l'âge des roches. Cette information n'était pas disponible jusqu'au développement des techniques de datation isotopique au début du 20ème siècle.

L'échelle des temps géologiques est actuellement maintenue par la Commission internationale de stratigraphie (ICS), qui fait partie de l'Union internationale des sciences géologiques. L'échelle de temps est continuellement mise à jour à mesure que nous en apprenons davantage sur le moment et la nature des événements géologiques passés. Vous pouvez consulter l'échelle de temps ICS en ligne. Ce serait une bonne idée d'imprimer une copie (en couleur) à mettre sur votre mur pendant que vous étudiez la géologie.

Le temps géologique a été divisé en quatre éons : Hadéen (4570 à 4850 Ma), Archéen (3850 à 2500 Ma), Protérozoïque (2500 à 540 Ma) et Phanérozoïque (540 Ma à présent). Comme le montre la figure 8.1.2, les trois premiers d'entre eux représentent près de 90 % de l'histoire de la Terre. Le dernier, le Phanérozoïque (qui signifie « vie visible »), est le moment que nous connaissons le mieux parce que les roches phanérozoïques sont les plus courantes sur Terre et contiennent des preuves des formes de vie que nous connaissons à des degrés divers.

Figure 8.1.2 Les quatre éons de l'histoire de la Terre.

L'éon Phanérozoïque - les 540 derniers Ma de l'histoire de la Terre - est divisé en trois ères : le Paléozoïque (« première vie »), le Mésozoïque (« vie moyenne ») et le Cénozoïque (« nouvelle vie »), et chacune de ces est divisé en un certain nombre de périodes (figure 8.1.3). La plupart des organismes avec lesquels nous partageons la Terre ont évolué à divers moments au cours du Phanérozoïque.

Figure 8.1.3 Les ères (rangée du milieu) et les périodes (rangée du bas) de l'éon phanérozoïque. [Description de l'image]

L'ère cénozoïque, qui représente les 65,5 Ma passés, est divisée en trois périodes : Paléogène, Néogène et Quaternaire, et sept époques (Figure 8.1.4). Les dinosaures se sont éteints au début du Cénozoïque, après quoi les oiseaux et les mammifères ont rayonné pour remplir les habitats disponibles. La Terre était très chaude au début de l'Éocène et s'est régulièrement refroidie depuis. Les glaciers sont apparus pour la première fois en Antarctique à l'Oligocène, puis au Groenland au Miocène, et ont couvert une grande partie de l'Amérique du Nord et de l'Europe au Pléistocène. La plus récente des glaciations du Pléistocène s'est terminée il y a environ 11 700 ans. L'époque actuelle est connue sous le nom d'Holocène. Les époques sont ensuite divisées en âges (alias étapes), mais nous n'entrerons pas dans ce niveau de détail ici.

Figure 8.1.4 Les périodes (rangée du milieu) et les époques (rangée du bas) de l'ère cénozoïque. [Description de l'image]

La plupart des limites entre les périodes et les époques de l'échelle des temps géologiques ont été fixées sur la base de changements importants dans les archives fossiles. Par exemple, comme déjà noté, la frontière entre le Crétacé et le Paléogène coïncide exactement avec une extinction massive dévastatrice. Ce n'est pas une coïncidence. Les dinosaures et de nombreux autres types d'organismes se sont éteints à cette époque, et la frontière entre les deux périodes marque la division entre les roches sédimentaires avec des organismes du Crétacé (y compris les dinosaures) en dessous et les organismes du Paléogène au-dessus.

Description des images

Description de l'image de la figure 8.1.3 : Les ères et périodes qui composent l'éon phanérozoïque.
Ère Point final Laps de temps
Paléozoïque Cambrien 488 à 540 Ma
Paléozoïque Ordovicien 488 à 444 Ma
Paléozoïque silurien 444 à 416 Ma
Paléozoïque dévonien 416 à 359 Ma
Paléozoïque Carbonifère 359 à 299 Ma
Paléozoïque permien 299 à 251 Ma
Mésozoïque Trias 251 à 202 Ma
Mésozoïque jurassique 202 à 146 Ma
Mésozoïque Crétacé 146 à 65,5 mA
Cénozoïque Paléogène 65,5 à 23 Ma
Cénozoïque Néogène 23 à 2,6 Ma
Cénozoïque Quaternaire 2,6 Ma au présent

Figure 8.1.4 description de l'image : Les périodes et époques qui composent l'ère cénozoïque.
Point final Époque Laps de temps
Paléogène Paléocène 65,5 à 55,8 mA
Paléogène Éocène 55,8 à 33,9 mA
Paléogène Oligocène 33,9 à 23,0 mA
Néogène miocène 23,0 à 5,3 mA
Néogène Pliocène 5,3 à 2,6 mA
Quaternaire pléistocène Il y a 2,6 Ma à 11 700 ans
Quaternaire Holocène Il y a 11 700 ans à nos jours

Attributions aux médias

  • Figure 8.1.1 : “Esquisse de la succession des strates et de leurs altitudes relatives” par William Smith. Adapté par Steven Earle. Domaine public.
  • Figures 8.1.2, 8.1.3, 8.1.4 : © Steven Earle. CC PAR.

le principe selon lequel la vie sur Terre a évolué de manière ordonnée et que nous pouvons nous attendre à toujours trouver des fossiles d'un type spécifique dans des roches d'un âge spécifique

le principe que dans une séquence de roches stratifiées qui n'est pas renversée ou interrompue par des failles, la plus ancienne sera en bas et la plus jeune en haut


17.1 Vagues

Les vagues se forment sur l'océan et sur les lacs parce que l'énergie du vent est transférée à l'eau. Plus le vent est fort, plus il souffle longtemps et plus la zone d'eau sur laquelle il souffle est grande (le aller chercher ), plus les vagues sont susceptibles d'être grosses.

Les paramètres importants d'une vague sont les longueur d'onde (la distance horizontale entre deux crêtes ou deux creux), la amplitude (la distance verticale entre un creux et un crête ) et la vitesse des vagues (la vitesse à laquelle les crêtes des vagues se déplacent sur l'eau) (figure 17.1.1).

Figure 17.1.1 Les paramètres des vagues d'eau.

Les tailles et vitesses typiques des vagues dans des situations où elles ont eu suffisamment de temps pour se développer pleinement sont résumées dans le tableau 17.1. Dans une situation où le fetch est court (disons 19 km sur un lac) et le vent n'est que modéré (19 km/h), les vagues se développeront pleinement en 2 heures, mais elles resteront assez petites (amplitude moyenne d'environ 27 cm , longueur d'onde 8,5 m). Sur une grande étendue d'eau (l'océan ou un très grand lac) avec un fetch de 139 km et des vents de 37 km/h, les vagues se développeront pleinement en 10 heures l'amplitude moyenne sera d'environ 1,5 m et la longueur d'onde moyenne d'environ 34 m. En pleine mer, avec des vents forts (92 km/h) qui soufflent pendant au moins 69 heures, les vagues atteindront en moyenne près de 15 m de hauteur et leurs longueurs d'onde seront supérieures à 200 m. Les petites vagues (amplitudes inférieures à un mètre) ont tendance à avoir des pentes relativement faibles (l'amplitude est de 3% à 4% de la longueur d'onde), tandis que les vagues plus grandes (amplitudes supérieures à 10 m) ont des pentes beaucoup plus raides (l'amplitude est de 6% à 7% de la longueur d'onde) . En d'autres termes, non seulement les grosses vagues sont plus grosses que les petites, mais elles sont aussi généralement plus de deux fois plus raides, et donc beaucoup plus impressionnantes et potentiellement dangereuses. Il est important de reconnaître, cependant, que les amplitudes diminuent avec la distance de la zone où les ondes ont été générées. Les vagues sur notre côte qui sont générées par une tempête près du Japon auront des longueurs d'onde similaires mais des amplitudes inférieures à celles générées par une tempête comparable juste au large.

Tableau 17.1 Paramètres des vagues de vent dans des situations où le vent souffle à peu près dans la même direction assez longtemps pour que les vagues se développent pleinement. Les durées indiquées sont le minimum requis pour que les vagues se développent pleinement. [1]
[Sauter le tableau]
Vitesse du vent (kilomètres par heure) Aller chercher (kilomètres) Durée (heures) Amplitude (mètres) Longueur d'onde (mètres) Période d'onde (secondes) Vitesse des vagues (mètres par seconde) Vitesse des vagues (kilomètres par heure)
19 19 2 0.27 8.5 3.0 2.8 10.2
37 139 10 1.5 33.8 5.7 5.9 19.5
56 518 23 4.1 76.5 8.6 8.9 32.0
74 1,313 42 8.5 136 11.4 11.9 42.9
92 2,627 69 14.8 212 14.3 14.8 53.4

Exercice 17.1 Hauteur de vague en fonction de la longueur

Ce tableau montre les amplitudes et les longueurs d'onde typiques des vagues générées dans différentes conditions de vent. La pente d'une onde peut être déterminée à partir de ces nombres et est liée au rapport : amplitude/longueur d'onde.

  1. Calculez ces rapports pour les vagues indiquées. Le premier a été fait pour toi.
  2. Comment ces rapports changeraient-ils avec l'augmentation de la distance par rapport au vent qui a produit les vagues ?

Des vagues relativement petites se déplacent jusqu'à environ 10 km/h et arrivent sur un rivage environ une fois toutes les 3 secondes. Les très grosses vagues se déplacent environ cinq fois plus vite (plus de 50 km/h), mais parce que leurs longueurs d'onde sont beaucoup plus longues, elles arrivent moins fréquemment — environ une fois toutes les 14 secondes.

Lorsqu'une vague se déplace à la surface de l'eau, l'eau elle-même se déplace principalement de haut en bas et ne se déplace que légèrement dans la direction du mouvement des vagues. Dans ce cas, un point à la surface de l'eau décrit un cercle dont le diamètre est égal à l'amplitude de la vague (figure 17.1.2). Ce mouvement est également transmis à l'eau en dessous, et l'eau est perturbée par une vague à une profondeur d'environ la moitié de la longueur d'onde. Le mouvement des vagues est illustré assez clairement sur le site Wikipédia "Wind wave". Si vous regardez attentivement cette animation et que vous vous concentrez sur les petits points blancs dans l'eau, vous devriez pouvoir voir comment la quantité de mouvement diminue avec la profondeur.

Figure 17.1.2 Le mouvement orbital d'une parcelle d'eau (point noir) lorsqu'une vague se déplace à la surface.

La profondeur d'une demi-longueur d'onde de perturbation de l'eau sous une vague est connue sous le nom de base d'onde . Étant donné que les vagues océaniques ont rarement des longueurs d'onde supérieures à 200 m et que l'océan ouvert a plusieurs milliers de mètres de profondeur, la base des vagues n'interagit normalement pas avec le fond de l'océan. Cependant, à mesure que les vagues s'approchent des eaux beaucoup moins profondes près du rivage, elles commencent à « sentir » le fond et elles sont affectées par cette interaction (figure 17.1.3). Les « orbites » des vagues sont à la fois aplaties et ralenties par le glissement, et les implications sont que l'amplitude (hauteur) des vagues augmente et que la longueur d'onde diminue (les vagues deviennent beaucoup plus raides). Le résultat final est que les vagues se penchent vers l'avant et finissent par se briser (figure 17.1.4).

Figure 17.1.3 L'effet des vagues s'approchant d'un rivage sablonneux. Figure 17.1.4 Vagues déferlant sur le rivage de Greensand Beach, à Hawaï (le sable est vert car il est composé principalement d'olivine minérale érodée par les roches volcaniques voisines). Figure 17.1.5 Vagues s'approchant du rivage de Long Beach dans le parc national Pacific Rim. À mesure que les vagues (représentées par des lignes blanches) s'approchent du rivage, elles sont réfractées pour devenir plus parallèles à la plage et leur longueur d'onde diminue.

Les vagues s'approchent normalement du rivage sous un angle, ce qui signifie qu'une partie de la vague sent le fond plus tôt que le reste, de sorte que la partie qui sent le fond en premier ralentit en premier. Ce processus est illustré à la figure 17.1.5, qui est basée sur une photographie aérienne montrant des vagues réelles s'approchant de Long Beach sur l'île de Vancouver. Lorsque la photo a été prise, les vagues (avec des crêtes représentées par des lignes blanches sur le diagramme) s'approchaient à un angle d'environ 20° par rapport à la plage. Les vagues ont d'abord atteint le rivage à l'extrémité sud (“a” sur l'image). Au fur et à mesure qu'ils se dirigeaient vers les eaux peu profondes, ils ont été ralentis, et comme les parties des vagues encore en eau profonde (“b” sur l'image) n'étaient pas ralenties, elles ont pu rattraper leur retard, et ainsi les vagues sont devenues plus parallèles à la plage. .

Figure 17.1.6 Génération d'un courant littoral par des vagues s'approchant du rivage sous un certain angle.

En eau libre, ces vagues avaient des longueurs d'onde proches de 100 m. Dans les eaux peu profondes plus proches du rivage, les longueurs d'onde ont diminué jusqu'à environ 50 m, et dans certains cas, même moins.

Même si elles se plient et deviennent presque parallèles au rivage, la plupart des vagues atteignent toujours le rivage à un petit angle, et à mesure qu'elles arrivent, elles poussent l'eau le long du rivage, créant ce qu'on appelle un courant côtier au sein de la zone de surf (les zones de déferlement des vagues) (Figure 17.1.6).

Exercice 17.2 Réfraction des ondes

Graphique 17.1.7

Une série de vagues (lignes pointillées) s'approche de la côte sur la carte présentée ici.

L'emplacement du contour de profondeur équivalent à 1/2 de la longueur d'onde est indiqué par une ligne pointillée rouge.

Dessinez les prochaines vagues, en montrant comment leurs modèles changeront à mesure qu'elles s'approcheront des eaux peu profondes et du rivage.

Montrez, avec des flèches, la direction du courant côtier résultant.

Un autre effet important des vagues atteignant le rivage sous un angle est que lorsqu'elles s'échouent sur la plage, elles le font sous un angle, mais lorsque cette même eau de vague reflue sur la plage, elle descend directement la pente de la plage ( Graphique 17.1.8). L'eau en mouvement ascendant, connue sous le nom de clapotis , pousse les particules de sédiments le long de la plage, tandis que l'eau descendante, la remous , les ramène directement. À chaque vague qui remonte puis descend la plage, des particules de sédiments se déplacent le long de la plage en zigzag.

Les effets combinés du transport de sédiments dans la zone de surf par le courant littoral et le mouvement des sédiments le long de la plage par clapotis et remous sont connus sous le nom de dérive littorale . La dérive littorale déplace une énorme quantité de sédiments le long des côtes (à la fois des océans et des grands lacs) du monde entier, et elle est responsable de la création d'une variété de caractéristiques de dépôt dont nous discuterons dans la section 17.3.

Figure 17.1.9 La formation de courants de retour sur une plage avec un fort ressac.

UNE courant d'arrachement est un autre type de courant qui se développe dans la zone littorale et a pour effet de renvoyer l'eau qui a été poussée vers le rivage par les vagues entrantes. Comme le montre la figure 17.1.9, les courants de retour sortent directement du rivage et sont alimentés par les courants côtiers. Ils meurent rapidement juste à l'extérieur de la zone de surf, mais peuvent être dangereux pour les nageurs qui s'y prennent. Si une partie d'une plage n'a pas un fort courant côtier unidirectionnel, les courants de retour peuvent être alimentés par des courants côtiers allant dans les deux sens.

Figure 17.1.10 Courants de retour sur la plage de Tunquen au centre du Chili.

Des courants de retour sont visibles sur la figure 17.1.10, une plage de Tunquen au Chili près de Valparaiso. Comme le montre la photo, les déchirures correspondent aux échancrures du profil de la plage. Trois d'entre eux sont indiqués par des flèches, mais il semble qu'il puisse y en avoir plusieurs autres plus loin le long de la plage.

Les marées sont liées à des vagues de très grande longueur d'onde mais de faible amplitude à la surface de l'océan (et dans une bien moindre mesure sur les très grands lacs) qui sont causées par les variations des effets gravitationnels du Soleil et de la Lune. Les amplitudes des marées dans les zones riveraines varient considérablement d'un endroit à l'autre. Sur la côte ouest du Canada, l'amplitude des marées est relativement élevée, dans certaines zones jusqu'à 6 m, tandis que sur la majeure partie de la côte est, l'amplitude est plus faible, généralement autour de 2 m. Une exception majeure est la baie de Fundy entre la Nouvelle-Écosse et le Nouveau-Brunswick, où la portée quotidienne peut atteindre 16 m. De telles marées anormales sont liées à la forme et à la taille des baies et des bras de mer, ce qui peut augmenter considérablement l'amplitude de la marée montante. La baie de Fundy a un cycle d'oscillation naturelle de 12,5 heures, qui correspond à la fréquence de montée et de descente des marées dans l'océan Atlantique adjacent. La baie d'Ungava, sur la côte nord du Québec, a une amplitude de marée tout aussi élevée.

Au fur et à mesure que les marées montent et descendent, elles poussent et tirent un grand volume d'eau dans et hors des baies et des criques et autour des îles. Ils n'ont pas un impact aussi important sur l'érosion côtière et le dépôt que les vagues de vent, mais ils ont une influence importante sur la formation de caractéristiques dans la zone intertidale, comme nous le verrons dans les sections suivantes.


9 grottes marines célèbres dans le monde avec des photos

Les grottes marines sont les plus beaux sites de la nature à voir. Formées par la force constante et énorme des vagues sur un point affaibli du rivage ou d'une falaise côtière, les faisant se fissurer de l'intérieur et prendre forme au fil des ans, des grottes marines existent dans le monde entier, certaines petites et d'autres grandes. Intrigués par le mystère de ces grottes marines, des gens de loin et de près viennent les explorer. Alors que les deux grottes marines les plus connues sont la grotte de Fingal en Europe sur l'île de Staffa en Écosse et la grotte bleue de Capri, les îles grecques, les États côtiers de l'ouest des États-Unis, les îles Bristish et les îles hawaïennes se vantent d'une variété tout aussi splendide grottes marines.

Les grottes marines peuvent être explorées à l'aide de bateaux ou à pied à marée basse, ce qui est conseillé car une vague transporte plus de puissance à l'intérieur d'une grotte. Contrairement aux grottes terrestres, à l'intérieur d'une grotte marine, il n'y a pas de sculptures ou de gravures à voir ni de profondeurs à explorer. Qu'est-ce qui capte alors l'attention ? C'est la beauté pure et l'existence de la vie marine. Faisons une visite dorée pour un aperçu visuel de certaines des grottes marines les plus captivantes du monde.

Grotte de la mer de Fingal :

La grotte marine de Fingal sur l'île écossaise de Staffa est de loin la grotte marine la plus célèbre que le monde ait jamais connue. Sa structure unique formée de colonnes de basalte à joint hexagonal est une véritable œuvre de Mère Nature. Les colonnes forment une passerelle implorante invitant les visiteurs à explorer les profondeurs de l'intérieur.

Grotte marine de Waiahuakua :

La grotte marine de Waiahuaka située le long de la côte Na Pali sur l'île hawaïenne de Kauai est la deuxième plus longue et l'une des plus belles grottes marines du monde. Elle s'étend sur 350 mètres de long et se distingue par son entrée et sa sortie, c'est pourquoi elle est également connue sous le nom de grotte à double porte. La caractéristique la plus frappante de cette grotte est une cascade qui coule d'une crevasse dans le toit de la roche.

Grottes aux lions de mer :

La plus grande grotte marine d'Amérique à Florence, dans l'Oregon, abrite les lions de mer. Pendant la saison froide de l'hiver, vous pouvez les trouver blottis les uns contre les autres tandis qu'en été, ils peuvent être surpris en train de se prélasser dans la chaleur.

Grottes marines de Paphos :

Situées sur la côte accidentée au nord de la baie de corail à Chypre, les grottes marines de Paphos avec ses colonnes rocheuses et ses grottes naturelles sont une image de tranquillité et de calme.

Grotte sous-marine :

Les grottes sous-marines sont un plaisir absolu pour les plongeurs sous-marins qui cherchent à explorer le système complexe de grottes et la vie marine existante qu'on ne trouve pas ailleurs.

Grotte de la mer, Malte :

La grotte marine de la Grotte bleue à Malte est un spectacle fascinant. Nommée d'après la grotte bleue de Capri, cette grotte marine naturelle possède une imposante arcade à l'entrée par laquelle les visiteurs entrent en bateau. Il se compose de six grottes qui scintillent avec le reflet de l'eau bleue claire de la mer.

La grotte marine d'Angleterre :

La grotte marine de Mewstone en Angleterre semble tout droit sortie d'un conte de fées. L'entrée permet une vue sur le soleil couchant à l'horizon qui en fait une vue impressionnante.

Restaurant Sea Cave, Italie :

Découvrez les merveilles d'un dîner en mer dans le restaurant italien Sea Cave à Grotta Palazzese. Le restaurant centenaire creusé dans la surface calcaire de la falaise et s'élevant à 24 mètres au-dessus du niveau de la mer offre aux voyageurs une expérience culinaire unique.

La vie marine dans les grottes marines :

Les micro-organismes sont la vie de la mer. De taille minuscule et à peine visibles à l'œil nu, ils prospèrent dans des endroits où la plupart des autres espèces marines ne le peuvent pas. Certaines autres créatures marines communes que l'on peut trouver sur les murs et les sols d'une grotte marine sont les balanes à col de cygne, les éponges, les petits requins léopards et les lions de mer.


10.2 : Vagues en mer - Géosciences

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Les articles de fond représentent la recherche la plus avancée avec un potentiel important d'impact élevé dans le domaine. Les articles de fond sont soumis sur invitation individuelle ou sur recommandation des éditeurs scientifiques et font l'objet d'un examen par les pairs avant leur publication.

L'article de fond peut être soit un article de recherche original, soit une nouvelle étude de recherche substantielle qui implique souvent plusieurs techniques ou approches, ou un article de synthèse complet avec des mises à jour concises et précises sur les derniers progrès dans le domaine qui passe systématiquement en revue les avancées les plus passionnantes dans le domaine scientifique. Littérature. Ce type d'article donne un aperçu des orientations futures de la recherche ou des applications possibles.

Les articles du Choix de l'éditeur sont basés sur les recommandations des éditeurs scientifiques des revues MDPI du monde entier. Les rédacteurs en chef sélectionnent un petit nombre d'articles récemment publiés dans la revue qui, selon eux, seront particulièrement intéressants pour les auteurs ou importants dans ce domaine. L'objectif est de fournir un aperçu de certains des travaux les plus passionnants publiés dans les différents domaines de recherche de la revue.


Sciences océaniques

Ocean Science (OS) est une revue scientifique internationale en libre accès à but non lucratif dédiée à la publication et à la discussion d'articles de recherche, de courtes communications et d'articles de synthèse sur tous les aspects des sciences océaniques : expérimentaux, théoriques et de laboratoire. L'objectif principal est de publier une revue scientifique de très haute qualité avec un accès Internet gratuit pour les chercheurs et autres personnes intéressées à travers le monde.

Les métriques du journal ont été mises à jour et les chiffres actuels sont disponibles dans l'aperçu des métriques du journal.

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Ocean Science (OS) a le plaisir d'annoncer la publication de son premier article "Lettres". Les lettres OS sont de courts articles de recherche, mis en évidence par l'EGU comme rapportant des résultats particulièrement importants et des avancées majeures dans un style concis et engageant. Lire la suite.

Ocean Science (OS) a le plaisir d'annoncer la publication de son premier article "Lettres". Les OS Letters sont de courts articles de recherche, mis en évidence par l'EGU comme rapportant des résultats particulièrement importants et des avancées majeures dans un style concis et engageant. Lire la suite.

À partir du 1er novembre 2020, le règlement direct des frais de traitement des articles (APC) entre l'ETH Zurich et Copernicus Publications sera valable pour les auteurs correspondants.

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Résultats et discussion

Dans les données sismiques marines peu profondes, en particulier dans le cas des données post-critiques, il est très difficile d'avoir des informations sur les couches souterraines les moins profondes, ce qui influence l'image des parties plus profondes. L'analyse intégrée des ondes de Scholte et des ondes P identifiées sur les enregistrements de tir a démontré une méthode de travail pour extraire des informations importantes, en particulier sur le sous-sol peu profond.

La première étape consistait en l'inversion des ondes de Scholte afin d'obtenir des informations Vs. Le profil Vs au tir 500 a atteint une profondeur de 160 m, tandis que les autres profils Vs étudiés montraient des profondeurs plus limitées avec une profondeur minimale d'environ 90 m au tir 2500. Le Vs est d'environ 200 m/s dans les 20 m premiers et atteint 400 m/s à environ 50 m sous le fond marin. Du plan 2000 au plan 2500, le Vs montre une diminution en fonction de la profondeur par rapport aux autres profils (Figure 4). Les estimations de Vs ont ensuite été converties en Vp en utilisant la relation pour le grès saturé en eau proposée par Castagna et al. (1985 Eq. 5). Les profils Vp obtenus aux positions de tir sélectionnées ont été interpolés linéairement pour obtenir une distribution Vp le long de la ligne sismique. La partie la plus profonde de la section de vitesse a été obtenue en intégrant les vitesses d'empilement et les données de puits. As already mentioned, the stacking velocities were adopted to constrain the velocity fields until a depth of about 800 m, while the well data led to extend the analysis down to a depth of 1,500 m. The final velocities reveal values raging from ca. 1,550 m/s in the near surface (first 30 m) to about 2,750 m/s at 1,500 m below sea-floor.

The WED application allowed us to strongly attenuate undesired signals, such as the Scholte waves and multiples. In fact, these events do not verify the wave equation, so during the WED application they are considered as coherent noises. The migrated seismic section (Figure 7) better images features that were only partially evident in the previous versions of the seismic line where a standard processing was applied (e.g., Figure 4 of Donda et al., 2013, Figure 6 of Donda et al., 2015, and Figure 5 of Zecchin et al., 2017). One of the most peculiar acoustic features is the portion characterized by high frequencies between CDP 4400 and 5,600, with a lower energy in the uppermost 0.3 s with respect to the surrounding area. This portion of the seismic line is clearly bounded by pull-down reflector configurations, well imaged at CDP 4400. Such reflector configurations possibly reflect the presence of gas, as previously stated (Donda et al., 2013 Donda et al., 2015 Donda et al., 2019). Our advanced processing procedure allows us to clearly image localized gas migration pathways and accumulations (Figure 7), and the stratigraphic setting of the late Quaternary succession, where glacioeustatic changes were predominant (i.e., Zecchin et al., 2017).


17.4 Sea-Level Change

Sea-level change has been a feature on Earth for as long as there have been oceans (billions of years), and it has important implications for coastal processes and both erosional and depositional features. There are three main mechanisms of sea-level change, as described below.

Eustatic sea-level changes are global sea-level changes related either to changes in the volume of glacial ice on land or to changes in the shape of the sea floor caused by plate tectonic processes. For example, changes in the rate of mid-ocean spreading will change the shape of the sea floor near the ridges, and this affects sea level.

Figure 17.4.1 Eustatic sea-level curve for the past 24 ka (sea-level rise resulting from the melting of glacial ice). Sea-level rise is global the locations listed in the caption are the places where data were acquired to create this diagram.

Over the past 20,000 years, there has been approximately 125 m of eustatic sea-level rise due to glacial melting. Most of that took place between 15,000 and 7,500 years ago during the major melting phase of the North American and Eurasian Ice Sheets (Figure 17.4.1). During that time the average rate of sea level rise was approximately 14 mm/y. At around 7,500 years ago, the rate of glacial melting and sea-level rise decreased dramatically. The average rate over the past 6000 years has been 0.5 mm/y. Anthropogenic climate change led to accelerating sea-level rise starting around 1870. Since then the average rate has been about 1.1 mm/y, but it has been gradually increasing. The current rate is over 3 mm/y.

Isostatic sea-level changes are local changes caused by subsidence or uplift of the crust related either to changes in the amount of ice on the land, or to growth or erosion of mountains.

Almost all of Canada and parts of the northern United States were covered in thick ice sheets at the peak of the last glaciation. Following the melting of this ice there has been an isostatic rebound of continental crust in many areas. This ranges from several hundred metres of rebound in the central part of the Laurentide Ice Sheet (around Hudson Bay) to 100 m to 200 m in the peripheral parts of the Laurentide and Cordilleran Ice Sheets—in places such as Vancouver Island and the mainland coast of B.C. In other words, although global sea level was about 130 m lower during the last glaciation, the glaciated regions were depressed at least that much in most places, and more than that in places where the ice was thickest.

Figure 17.4.2 This stream is on the southwest coast of Vancouver Island near Sooke. Like many other streams along this coast, it used to flow directly into the ocean, but the land has been uplifted by post-glacial isostatic rebound.

There is evidence of isostatic rebound along the southwest coast of Vancouver Island, where a number of streams enter the ocean as 5 m high waterfalls, as shown in Figure 17.4.2.

Tectonic sea-level changes are local changes caused by tectonic processes. The subduction of the Juan de Fuca Plate beneath British Columbia, Washington, Oregon and northern California is creating tectonic uplift (about 1 mm/year) along the western edge of the continent, although much of this uplift is likely to be reversed when the next large subduction-zone earthquake strikes.

Figure 17.4.3 Howe Sound, north of Vancouver, is a fjord filling a former glacial valley

Coastlines in areas where there has been net sea-level rise in the geologically recent past are commonly characterized by estuaries and fjords. Howe Sound, north of Vancouver, is an example of a fjord (Figure 17.4.3). This valley was filled with ice during the last glaciation, and there has been a net rise in sea level here since that time. Coastlines in areas where there has been net sea-level drop in the geologically recent past are characterized by uplifted wave-cut platforms (or stream valleys as shown in Figure 17.4.2). Uplifted beach lines are another product of relative sea-level drop, although these are difficult to recognize in areas with vigorous vegetation. They are relatively common in Canada’s far north.

Exercise 17.4 A holocene uplifted shore

The blue-grey sediments in the photo contain marine fossils of early Holocene age (

12,500 years ago) situated at about 60 m above sea level on Gabriola Island, BC. Explain how eustatic and isostatic sea-level change processes might have contributed to the existence of these materials at this elevation.

Figure 17.4.4 Early Holocene marine sediments at 60 m elevation on Gabriola Island, B.C.

Attributions aux médias

sea level change related to a change in the volume of the oceans, typically because of an increase or decrease in the amount of glacial ice on land

the effect on relative sea level of a vertical adjustment of the crust resulting from a change in the mass of the crust (e.g., from losing or gaining ice)

relative sea level change related to the vertical motion of a crustal block caused by tectonic processes


Refraction of Ocean Waves: A Process Linking Underwater Topography to Beach Erosion

Waves out at sea, though usually forming a complex pattern, have essentially the same characteristics over large distances. Upon entering shallow water, these waves are transformed under the influence of bottom features, and such transformations may be so marked that breaker heights may vary greatly over short distances along the shore. The effect of bottom features upon waves can largely be interpreted in terms of a simple physical process-wave refraction. In turn, wave refraction may be responsible for alteration of the bottom features by accumulation or removal of sediments and, in this manner, be an important factor in beach erosion. In this report the role of wave refraction is first reviewed in the light of other processes affecting the transformation of waves in shallow water. The mechanism of refraction is illustrated by means of a few idealized examples, such as the refraction pattern along a straight uniformly sloping beach, over a submarine canyon and ridge, and around a headland. Next it is shown that extreme variations in breaker height along the beach north of La Jolla, California, can be computed for typical swell conditions, taking the complex local bottom topography and the orientation of the coastline into consideration. These changes are computed from refraction diagrams for typical swell conditions, and they compare favorably with observed changes in wave height, thus indicating that wave refraction is the primary mechanism controlling changes in wave height along a beach, and that friction, diffraction, and other processes can be of secondary importance only. Finally, it is noted that the transportation of sediments is dependent upon longshore currents, rip currents, and horizontal diffusion and that all these factors are greatly influenced by the existing refraction pattern.


Liens connexes

Last winter, the Coastal Commission approved an emergency permit to install riprap on the road to the parking lot at San Onofre State Beach, after the road partially collapsed because of high surf and tides.

One of Surfrider’s primary missions is to preserve surf spots, but that didn’t extend to waterfront parking in this case. Nelsen said his group opposed the emergency fix even though closing the beach lot would mean parking at the top of the cliff and hiking down.

Because the ocean is already moving toward the parking area, surfers and others headed to that beach might want to digest the prospect of clifftop parking, he said.

“That’s going to happen eventually,” he said. “Let’s come up with a plan. It’s a lot easier when you’re not in a crisis mode.”

The Coastal Commission’s Schwartz said that’s exactly what’s happening.

“State Parks has submitted their application for their long-term management plan for San Onofre/Surf Beach, which we will be bringing to the Commission for action the first half of 2019,” she said via email.


Voir la vidéo: QUEST-CE QUE LES GÉOSCIENCES? (Octobre 2021).