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18.1 : La topographie des fonds marins - Géosciences


Nous avons examiné la topographie des fonds marins du point de vue de la tectonique des plaques au chapitre 10, mais ici nous allons jeter un autre regard sur la bathymétrie du point de vue océanographique. Les caractéristiques importantes sont la vaste plateaux continentaux moins de 250 mètres de profondeur (rose) ; la grande profondeur plaines océaniques entre 4 000 et 6 000 mètres de profondeur (bleu clair et bleu foncé) ; la dorsale médio-atlantique, dans de nombreuses zones à moins de 3 000 mètres de profondeur ; et la fosse océanique profonde au nord de Porto Rico (8 600 mètres).

Un profil topographique du fond de l'océan Pacifique entre le Japon et la Colombie-Britannique est illustré à la figure (PageIndex{2}). Soyez très prudent lors de l'interprétation de ce diagramme (et d'autres similaires), car afin de montrer clairement les différentes caractéristiques, l'axe vertical est exagéré, dans ce cas d'environ 200 fois. Le fond du Pacifique, comme celui des autres océans, est en fait très plat, même dans les zones de monts sous-marins ou de fosses profondes. Le vaste sédiment couvert plaines abyssales des océans sont beaucoup plus plats que toutes les zones de taille similaire sur les continents.

Les principales caractéristiques du fond de l'océan Pacifique sont les pentes continentales, qui descendent d'environ 200 mètres à plusieurs milliers de mètres sur une distance de quelques centaines de kilomètres, les plaines abyssales extrêmement plates et de 4 000 mètres à 6 000 mètres de profondeur, les monts sous-marins volcaniques et des îles et des tranchées dans les zones de subduction jusqu'à 11 000 mètres de profondeur.

Le fond océanique repose presque entièrement sur une croûte océanique mafique (principalement du basalte et du gabbro, comme décrit plus en détail ci-dessous), tandis que les pentes continentales reposent sur une croûte continentale felsique (principalement des roches granitiques et sédimentaires). Et, comme vous vous en souviendrez au chapitre 10, la croûte océanique plus lourde flotte plus bas sur le manteau que la croûte continentale, et c'est pourquoi les océans sont des océans.

Le plateau continental et le talus au large de la Nouvelle-Écosse sont illustrés à la figure (PageIndex{3}). Dans cette zone de marge passive (pas de zone de subduction), le plateau fait plus de 150 kilomètres de large. Sur la côte Pacifique du Canada, le plateau est moins de la moitié de sa largeur. Les plateaux continentaux ont généralement moins de 200 mètres de profondeur ; 200 mètres est aussi la limite de la zone photique, la profondeur maximale à laquelle pénètre suffisamment de lumière pour permettre la photosynthèse. Grâce à cette photosynthèse, la zone photique est oxygénée et donc propice à la vie animale. Environ 90 % de la vie marine se limite à la zone photique. La zone photique est également connue sous le nom de zone épipélagique. Le zone mésopélagique s'étend de 200 mètres à 1 000 mètres, le zone bathypélagique de 1 000 mètres à 4 000 mètres, et zone abyssalpélagique est plus profond que 4000 mètres. (Pélagique fait référence à l'océan ouvert et exclut donc les zones proches des côtes ou du fond de l'océan.)

Bien que la température de la surface de l'océan varie considérablement - de quelques degrés de part et d'autre du point de congélation dans les régions polaires à plus de 25°C dans les tropiques - dans la plupart des régions de l'océan, la température de l'eau est d'environ 10°C à 1 000 mètres de profondeur et environ 4°C à partir de 2000 mètres de profondeur jusqu'au fond.

Les parties les plus profondes de l'océan se trouvent dans les tranchées de subduction, et la plus profonde d'entre elles est la fosse des Mariannes dans le sud-ouest du Pacifique (près de Guam) à 11 000 mètres (Figure (PageIndex{4})). Il existe d'autres tranchées dans le sud-ouest du Pacifique qui ont plus de 10 000 mètres de profondeur ; la tranchée du Japon a plus de 9 000 mètres de profondeur ; et les tranchées de Porto Rico et Chili-Pérou ont une profondeur de plus de 8 000 mètres. Les tranchées qui sont relativement peu profondes ont tendance à être ainsi parce qu'elles ont un important remplissage de sédiments. Il n'y a pas de tranchée reconnaissable le long de la zone de subduction de la plaque Juan de Fuca, car elle a été remplie de sédiments des fleuves Fraser et Columbia (ou de leurs anciens équivalents).

Exercice 18.1 Visualiser la topographie du fond marin

Cette carte montre une partie du fond marin.

  1. Identifiez les caractéristiques suivantes.
    1. un plateau continental
    2. un talus continental
    3. une crête qui s'étend
    4. une zone de subduction avec une tranchée profonde
    5. une plaine abyssale
    6. quelques monts sous-marins isolés
  2. Où est-ce? (Le nord est en haut.)

Description des images

Description de l'image de la figure (PageIndex{1}) : Le long de la côte, l'océan Atlantique a moins de 2 000 mètres de profondeur. La profondeur augmente plus loin du rivage. Au milieu, l'océan Atlantique peut avoir une profondeur de 4 000 à plus de 6 000 mètres. Une crête s'étend au centre de l'océan Atlantique dans une direction nord-est. La dorsale fait que la profondeur de l'océan diminue à moins de 2 000 mètres. [Retour à la figure (PageIndex{1})]

Description de l'image de la figure (PageIndex{3}) : Le plateau continental s'étend sur environ 150 kilomètres du rivage et la profondeur n'augmente pas à plus de 300 mètres. Une fois que le talus continental commence, la profondeur continue de baisser jusqu'à atteindre 4 500 mètres à 300 kilomètres du rivage. [Retour à la figure (PageIndex{3})]


Abstrait

Il y a longtemps, la mer Rouge n'était connue que par des cartes bathymétriques à petite échelle, des anomalies magnétiques et quelques profils de sismique réflexion ou réfraction. Par conséquent, la détection des principales caractéristiques côtières submergées était impossible. Cette étude est basée sur l'intégration de différents jeux de données topographiques et bathymétriques (par exemple le jeu de données bathymétriques global, le SRTM DTED® 2, les cartes topographiques militaires soviétiques à l'échelle 1:200.000 et les cartes topographiques de l'armée américaine à l'échelle 1:250.000 ) pour révéler les principales formes de relief sous-marines qui ont marqué le plateau continental et ses pentes associées le long de la côte égyptienne de la mer Rouge, de la latitude 27°43′N à la frontière égypto-soudanaise à la latitude 22°00′N. L'étude a déduit que le plateau continental est sensiblement influencé par le système de failles de surface s'étendant vers l'est dans la dépression principale de la mer Rouge, montrant le bord continental principalement comme une faille-escarpe d'un plan de faille 60° dans le sens inverse des aiguilles d'une montre. Des dorsales et des sous-bassins marins ont été distingués au pied inférieur du talus continental, qui semblent être le résultat d'un système de plis régional. Deux pics marins de volcans éteints ont été reconnus. Deux types de canyons sous-marins ont été reconnus : les canyons messiniens incisés profonds et les canyons peu profonds. Les profonds canyons incisés (∼500 m bsl) sculptent le bord continental avec des parois abruptes remarquables. Ils pourraient être formés à la suite de l'événement messénien (∼5,59 Ma). Les canyons peu profonds se sont principalement développés pendant le niveau inférieur de la mer du Pléistocène (∼90-130 m bsl) où les principaux oueds coupent leurs cours d'eau à travers le plateau continental. Certains deltas submergés individuels ont été identifiés, montrant une relation étroite avec le système de drainage actuel, bien qu'ils étaient censés être produits par un système de drainage ancêtre. Des terrasses sous-marines notables ont été reconnues à des profondeurs de 20-25, 50-75 et 100-120 m bsl qui sont en accord avec la courbe globale généralisée de l'élévation du niveau de la mer depuis le LGM (∼23-18 ka bp). On s'attend à ce que les résultats de cette étude soient utiles pour faire la lumière sur l'évolution géomorphologique du plateau continental et de la masse continentale qui l'entoure.


124 Chapitre 18 Résumé

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

18.1 La topographie des fonds marins Les océans ont une profondeur moyenne d'environ 4 000 m, mais ils présentent également un large éventail de caractéristiques topographiques, notamment des plateaux continentaux peu profonds, des pentes continentales, des crêtes continues liées à la divergence des plaques, de nombreux monts sous-marins isolés et des canyons sous-marins profonds dans les zones de subduction.
18.2 La géologie de la croûte océanique La plupart des croûtes océaniques se forment lors de l'étalement du fond marin et sont caractérisées par des basaltes en coussins, des dykes en plaques, des corps de gabbro, du gabbro en couches et des roches ultramafiques en couches. Les parties les plus anciennes du fond marin ont plus de 200 Ma, mais la plupart des fonds marins ont moins de 100 Ma. Les monts sous-marins sont courants et presque tous sont des volcans, liés aux panaches du manteau, à la subduction ou à d'autres processus. Dans les régions tropicales, les îles océaniques ont tendance à être entourées de récifs carbonatés.
18.3 Sédiments du fond marin Presque tout le fond marin est recouvert de jeunes sédiments et de roches sédimentaires, provenant soit de l'érosion des continents, soit de processus biologiques marins. Les sédiments clastiques, certains assez grossiers, prédominent sur les plateaux et les pentes. Les argiles terrigènes sont réparties sur le fond marin, mais dans les zones où prospèrent des organismes producteurs de carbonate ou de silice, les sédiments sont probablement dominés par des suintements de carbonate ou de silice. Les hydrates de méthane, dérivés de la décomposition bactérienne de la matière organique, se forment dans les sédiments sur les plateaux et les pentes.
18.4 L'eau de l'océan L'eau de mer moyenne contient environ 35 g/L de sel, principalement composé de chlore et de sodium, mais aussi de magnésium, de soufre et de calcium. Les niveaux de salinité sont les plus élevés dans les tropiques où l'évaporation est la plus élevée. Les températures de surface de la mer varient de moins de 0°C aux pôles à plus de 25°C dans les régions équatoriales. Les courants en haute mer, qui tournent généralement dans le sens des aiguilles d'une montre dans l'hémisphère nord et dans le sens inverse des aiguilles d'une montre dans le sud, sont d'une importance critique pour la redistribution de la chaleur sur Terre. Les courants océaniques profonds, entraînés par les différences de densité, sont un autre élément clé du système de redistribution de la chaleur. Les changements dans les modèles ou l'intensité actuels ont des implications importantes pour le climat mondial.

Questions à réviser

1. Quelle est l'origine des sédiments qui composent les plateaux continentaux ? Pourquoi les plateaux de la côte est de l'Amérique du Nord sont-ils tellement plus larges que ceux de la côte ouest?

2. Les tranchées océaniques de certaines zones de subduction sont relativement peu profondes. Quelle est une explication à cela ?

3. Quelles sont les principales composantes lithologiques de la croûte océanique et comment se forme cette roche ?

4. En vous référant à la figure 18.7, déterminez l'âge du fond marin le plus ancien de l'océan Indien.

5. Expliquez pourquoi les sédiments terrigènes relativement grossiers (par exemple, le sable) ont tendance à s'accumuler près des continents, tandis que l'argile terrigène est dispersée sur tout le fond océanique.

6. Bien que l'argile soit largement dispersée dans les océans, dans certaines zones, les sédiments des grands fonds sont dominés par l'argile, tandis que dans d'autres, ils sont dominés par le carbonate ou le limon de silice. Pourquoi ces différences existent-elles ?

7. Expliquez pourquoi les sédiments carbonatés sont absents des parties les plus profondes des océans.

8. Quelle est la source du carbone présent dans les dépôts d'hydrate de méthane des fonds marins ?

9. Où se trouvent les parties les plus salées des océans ? Pourquoi?

10. Expliquez pourquoi l'eau de surface de la mer avec la plus grande densité se trouve dans l'Atlantique nord, comme indiqué sur cette carte.

[SE après : https://upload.wikimedia.org/wikipedia/en/3/31/SeaSurfaceDensity.jpg]

11. Quels types de courants océaniques résultent des eaux relativement denses de l'Atlantique Nord ?

12. Comment les courants de haute mer affectent-ils les modèles climatiques globaux sur Terre ?


Schéma du fond de l'océan

Voici un excellent site avec un bon diagramme des caractéristiques physiques du fond de l'océan ainsi que des tonnes d'informations de base. Bien qu'être créatif et conduire les restrictions du style traditionnel soit définitivement agréable dans le secteur du design d'intérieur.

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Il y a des montagnes, des vallées, des collines, des gorges et de vastes étendues de plaines qui dominent une grande partie de la topographie du fond océanique.

Schéma du fond océanique. Voir plus d'idées sur les zones océaniques enseignant les sciences et l'unité océanique. Projet de diagramme de fond océanique. Il s'agit d'une tranchée profonde située des deux côtés d'une dorsale médio-océanique.

Cc cycle 1 semaine 18. Identifiez les reliefs océaniques, y compris les guyots et les tranchées, avec ce diagramme étiqueté du fond marin. Laquelle de ces affirmations est correcte à propos de la caractéristique étiquetée a dans le diagramme.

Le fond océanique 163 introduction. Diagramme du fond océanique sur le site du diagramme. Les fonds océaniques se présentent sous l'eau à l'aide de satellites de profilage sismique sonar et de véhicules de recherche sous-marine.

Il sert de référence pour définir les caractéristiques côtières et calculer l'élévation des éléments topographiques. Le diagramme ci-dessous montre certaines caractéristiques du fond océanique. Si vous pensez que cette image du diagramme du fond océanique vous est utile, n'hésitez pas à partager cette belle science sur votre compte de médias sociaux.

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Accueil modèles de diagrammes diagramme powerpoint du fond océanique le fond océanique présente une topographie qui n'est pas si différente de ce que vous voyez à la surface de la terre. Niveau de la mer Niveau d'eau moyen observé pour une durée donnée jour mois année. Leçon 1 le diagramme du fond océanique pour le modèle de diorama.

Ce que les autres disent quatre types de cycle du fond océanique 1 semaine 18. Fond océanique de 5e année fabriqué avec du panneau d'affichage en polystyrène sculpey diagramme du fond de l'océan Projets scientifiques de fond océanique de 5e année pour les étudiants projeter des modèles de fond océanique du mont sous-marin s'étendant vers l'avant avoir une meilleure compréhension de ceux-ci. Ce schéma a été mis en ligne par elsa le 03 mai 2015 à 309 heures du matin.

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Topographie et caractéristiques des fonds marins

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1 km. Leurs flancs peuvent être verticaux à légèrement inclinés de quelques à plusieurs centaines de mètres. Il n'entre pas dans le cadre de cet article de faire une étude morphologique des systèmes karstiques - pour plus d'informations, voir [50,51], et les références qu'il contient. La figure 7 montre un exemple d'un tel vide, sur les cercles de fées gauche, créé par le H2 s'échapper (diamètre environ 500 m) et à droite deux dolines (diamètres 280 et 800 m) d'Espagne et du Mexique (voir localisation Figure 1). La taille et la forme horizontales ne permettent pas de se séparer alors, mais la profondeur et la pente sont plus grandes pour le système karstique. Pour les quelque 700 structures cartographiées au Brésil, le rapport profondeur/diamètre est toujours inférieur à 1,5% et en moyenne inférieur à 1% (Figure 3) et la profondeur elle-même ne dépasse jamais 7 m. Dans la doline en Espagne, ce rapport est supérieur à 10% et ils sont toujours plus profonds que 6 m. Souvent, les dépressions sont pleines d'eau, cette valeur ne peut donc pas être calculée, comme c'est le cas pour l'exemple mexicain du système karstique de la péninsule du Yucatan, figure 7D. Ces dernières caractéristiques sont appelées «cénotes», qui sont des dépressions karstiques à parois abruptes, formées par effondrement dans un passage sous-jacent, inondé et actif de la grotte, de sorte que les dépressions sont recouvertes d'eau [51]. La profondeur mesurée est la nappe phréatique à 10 m sous la surface dans un tel cenote typique, le rapport sera donc supérieur à 8%, ce qui est déjà bien au-dessus des valeurs des structures liées aux fuites de gaz. De plus, un autre paramètre permet de différencier les deux : les pentes aux côtés de la dépression. Pour les deux dolines, les pentes maximales atteignent 36 % (cas C) et 18 % (D) et les moyennes sont respectivement de 16 et 6 %. Pour les cercles de fées le maximum est inférieur à 8% et la moyenne à 3%.


122 18.3 Sédiments du fond marin

Sauf à quelques kilomètres d'une crête, où la roche volcanique est encore relativement jeune, la plupart des fonds marins sont recouverts de sédiments. Ce matériau provient de plusieurs sources différentes et sa composition est très variable, en fonction de la proximité d'un continent, de la profondeur de l'eau, des courants océaniques, de l'activité biologique et du climat. Les sédiments des fonds marins (et les roches sédimentaires) peuvent avoir une épaisseur allant de quelques millimètres à plusieurs dizaines de kilomètres. Près de la surface, les sédiments du fond marin restent non consolidés, mais à des profondeurs de centaines à des milliers de mètres (selon le type de sédiment et d'autres facteurs), les sédiments se lithifient.

Les différentes sources de sédiments des fonds marins peuvent être résumées comme suit :

  • Terrigène les sédiments proviennent de sources continentales transportées par les rivières, le vent, les courants océaniques et les glaciers. Il est dominé par le quartz, le feldspath, les minéraux argileux, les oxydes de fer et la matière organique terrestre.
  • Les sédiments carbonatés pélagiques proviennent d'organismes (p. foraminifères) vivant dans l'eau de l'océan (à différentes profondeurs, mais surtout près de la surface) qui font leurs coquilles (alias. essais) à partir de minéraux carbonatés comme la calcite.
  • Les sédiments de silice pélagique sont dérivés d'organismes marins (p. diatomées et radiolaires) qui font leurs tests en silice (quartz microcristallin).
  • Les cendres volcaniques et autres matériaux volcaniques proviennent d'éruptions terrestres et sous-marines.
  • Les nodules de fer et de manganèse se forment sous forme de précipités directs à partir de l'eau du fond des océans.

Les distributions de certains de ces matériaux autour des mers sont illustrées à la figure 18.9. Les sédiments terrigènes prédominent près des continents et dans les mers intérieures et les grands lacs. Ces sédiments ont tendance à être relativement grossiers, contenant généralement du sable et du limon, mais dans certains cas même des cailloux et des galets. L'argile se dépose lentement dans les environnements côtiers, mais une grande partie de l'argile est dispersée loin de ses sources par les courants océaniques. Les minéraux argileux sont prédominants sur de vastes zones dans les parties les plus profondes de l'océan, et la plupart de cette argile est d'origine terrestre. Les suintements siliceux (dérivés des radiolaires et des diatomées) sont courants dans la région polaire sud, le long de l'équateur dans le Pacifique, au sud des îles Aléoutiennes et dans une grande partie de l'océan Indien. Les suintements carbonatés sont largement distribués dans tous les océans des régions équatoriales et des latitudes moyennes. En fait, l'argile se dépose partout dans les océans, mais dans les zones où les organismes producteurs de silice et de carbonate sont prolifiques, ils produisent suffisamment de sédiments de silice ou de carbonate pour dominer l'argile.

Figure 18.9 La distribution des types de sédiments sur le fond marin. Dans chaque zone colorée, le type de matériau représenté est ce qui domine, bien que d'autres matériaux soient également susceptibles d'être présents. [SE]

Les sédiments carbonatés sont dérivés d'un large éventail d'organismes pélagiques proches de la surface qui fabriquent leurs coquilles à partir de carbonate (figure 18.10). Ces minuscules coquilles, et les fragments encore plus minuscules qui se forment lorsqu'elles se brisent en morceaux, se déposent lentement dans la colonne d'eau, mais elles n'atteignent pas nécessairement le fond. Alors que la calcite est insoluble dans les eaux de surface, sa solubilité augmente avec la profondeur (et la pression) et vers 4 000 m, les fragments de carbonate se dissolvent. Cette profondeur, qui varie avec la latitude et la température de l'eau, est connue sous le nom de profondeur de compensation de carbonate, ou CCD. En conséquence, les suintements carbonatés sont absents des parties les plus profondes de l'océan (à plus de 4 000 m de profondeur), mais ils sont fréquents dans des zones moins profondes telles que la dorsale médio-atlantique, la dorsale du Pacifique Est (à l'ouest de l'Amérique du Sud), le long de la tendance des monts sous-marins Hawaï/Empereur (dans le Pacifique nord) et sur les sommets de nombreux monts sous-marins isolés.

Figure 18.10 Foraminifères de la région d'Ambergris Caye au Belize. La plupart des coquilles mesurent environ 1 mm de diamètre. [SE]

Des exercices

Exercice 18.3 Quel type de sédiment ?

Le diagramme montre le fond marin dans une zone où il y a des sédiments carbonatés pélagiques abondants. Il y a un continent à moins de 100 km de cette zone, à droite. À quel type de sédiment (terrigène grossier, argile, limon siliceux ou limon carbonaté) vous attendriez-vous à trouver aux emplacements a, b, c et d ?

Tous les produits de l'érosion terrestre comprennent une faible proportion de matière organique provenant principalement de plantes terrestres. De minuscules fragments de ce matériau ainsi que d'autres matières organiques provenant de plantes et d'animaux marins s'accumulent dans des sédiments terrigènes, en particulier à quelques centaines de kilomètres du rivage. Au fur et à mesure que les sédiments s'accumulent, les parties les plus profondes commencent à se réchauffer (à cause de la chaleur géothermique) et les bactéries se mettent au travail pour décomposer la matière organique contenue. Parce que cela se produit en l'absence d'oxygène (a.k.a. anaérobie conditions), le sous-produit de ce métabolisme est le gaz méthane (CH4). Le méthane libéré par les bactéries remonte lentement à travers les sédiments vers le fond marin.

À des profondeurs d'eau de 500 m à 1 000 m, et aux basses températures typiques des fonds marins (près de 4 °C), l'eau et le méthane se combinent pour créer une substance appelée hydrate de méthane. À quelques mètres à quelques centaines de mètres du fond marin, la température est suffisamment basse pour que l'hydrate de méthane soit stable et les hydrates s'accumulent dans les sédiments (figure 18.11). L'hydrate de méthane est inflammable car lorsqu'il est chauffé, le méthane est libéré sous forme de gaz (figure 18.11). Le méthane contenu dans les sédiments des fonds marins représente un énorme réservoir d'énergie fossile. Bien que les sociétés énergétiques et les gouvernements soient impatients de développer des moyens de produire et de vendre ce méthane, quiconque comprend les implications de son extraction et de son utilisation sur le changement climatique peut voir que ce serait de la folie. Comme nous le verrons dans la discussion sur le changement climatique au chapitre 19, les hydrates de méthane des fonds marins ont eu des impacts importants sur le climat dans un passé lointain.

/> Figure 18.11 Gauche : Hydrate de méthane dans les sédiments boueux du fond marin d'une zone au large de l'Oregon. [https://upload.wikimedia.org/wikipedia/commons/4/49/Gashydrat_im_Sediment.JPG] À droite : hydrate de méthane en feu [http://www.usgs.gov/blogs/features/files/2012/01/ Nouvelle-Image.jpg]


Le fond de l'océan est mieux mis au point

Montagnes sous-marines près des îles hawaïennes, à partir du système de données géoscientifiques marines. Les images des montagnes et des fonds marins à proximité sont dérivées des lectures de sonar prises le long des chemins empruntés par les navires de recherche.

Le fond de l'océan ne cesse de s'améliorer. Ou du moins plus intéressant à regarder.

Dans le cadre d'un projet en cours, les cartographes de l'Observatoire terrestre de Lamont-Doherty ont collecté des données de centaines de croisières de recherche et les ont toutes transformées en cartes accessibles du fond de l'océan avec des résolutions allant jusqu'à 25 mètres.

Vous pouvez voir certains des résultats ici, sur un site de cartographie qui permet aux scientifiques - et à vous-même - de vous concentrer sur un emplacement particulier, de zoomer et de télécharger des cartes topographiques du fond de l'océan. Les données de Lamont ont également contribué à la dernière version de Google Ocean Map, qui offre désormais sa propre vue plus rapprochée du fond océanique dans le monde. (Vous pouvez faire un tour rapide de la carte Google mise à jour ici.)

"J'adore tout regarder", a déclaré Vicki Ferrini, scientifique chez Lamont qui supervise l'équipe qui synthétise les données et crée les cartes. Ferrini a peut-être absorbé plus de données sur le fond de l'océan que n'importe qui d'autre qu'un geek autoproclamé de cartes et de données, elle dit qu'elle a sa propre carte des océans dans sa tête.

"J'aime vraiment ces canaux sinueux dans la mer profonde, ils sont très cool pour moi. … Il [y a] des zones d'énergie clairement concentrées qui sont capables de parcourir ces caractéristiques ressemblant à des rivières à travers le fond marin. Et le [mid-ocean ] les crêtes sont toutes plutôt cool."

Une carte montrant les traces des navires de recherche où des images plus détaillées du fond marin sont disponibles.

Les nouvelles données de Lamont couvrent environ 8 pour cent du plancher océanique, une fraction des océans, mais une partie importante de la surface de la terre. Les données proviennent principalement d'expéditions scientifiques qui envoient des navires de recherche sillonner les mers, a expliqué Suzanne Carbotte, professeure de géologie marine et de géophysique à Lamont. Les croisières ne sont peut-être pas du tout axées sur la topographie océanique, mais lorsque les navires naviguent, ils font bourdonner leurs instruments de mesure et collectent des données de sonar.

Le sonar envoie une impulsion sonore dans la colonne d'eau et utilise la vitesse de retour du son pour calculer la profondeur. Les données des expéditions américaines sont archivées par la National Oceanic and Atmospheric Administration. Lamont traite ces données, en recueille davantage auprès de scientifiques du monde entier et les transforme en cartes.

La carte océanique de Google, couvrant l'ensemble du fond océanique, repose principalement sur des données collectées par satellite et organisées par la Scripps Institution of Oceanography, en partenariat avec la NOAA, l'US Navy et la National Geospatial Intelligence Agency, avec des contributions de la Japan Agency for Marine-Earth Science and Technology et Australia Geosciences-AGSO. Il intègre également les données plus précises de Lamont. (Une vidéo produite par Scripps sur ce site propose une visite mondiale intéressante des dorsales médio-océaniques.)

Le fond marin au large de la côte nord-ouest des États-Unis et du sud-ouest du Canada. À partir du système de données géoscientifiques marines.

Les données satellitaires détaillent de petits changements dans la hauteur de la surface de la mer qui, par gravité, reflètent la topographie sous-jacente du fond marin. La dernière version de la carte océanique Scripps-NOAA offre une résolution d'environ 500 mètres, une amélioration par rapport à la résolution précédente de 1 kilomètre. Cela signifie un point de données pour chaque grille de 500 mètres carrés du fond marin. Même cette image approximative est précieuse, a déclaré Carbotte. "Les données grossières font un excellent travail en révélant les limites détaillées des plaques tectoniques terrestres et d'autres structures du fond marin à grande échelle, et la carte couvre l'ensemble de l'océan", a-t-elle déclaré.

Ces mesures ont permis aux chercheurs de découvrir une nouvelle « microplaque » dans l'océan Indien, un vestige des changements de la croûte qui ont envoyé le sous-continent indien s'écraser sur l'Eurasie, créant (et formant toujours) les montagnes de l'Himalaya. Les chercheurs qui étudient cette plaque ont trouvé une date plus précise pour le début de cette collision, il y a 47,3 millions d'années.

Mais la cartographie à plus fine résolution traitée par Lamont ouvre d'autres voies aux scientifiques. "Cela vous permet d'étudier les processus modernes actifs qui façonnent le fond marin", a déclaré Carbotte, comme les tremblements de terre et les glissements de terrain sous-marins qui peuvent entraîner des sédiments sur de longues distances.

Une section de la carte du système de données géoscientifiques marines montre des détails le long de la dorsale médio-atlantique.

Les scientifiques peuvent se plonger dans les cartes et les données et utiliser divers outils sur le site du système de données géoscientifiques marines, créé pour fournir un accès public gratuit aux données géoscientifiques marines. Lamont-Doherty sert de laboratoire hôte. Le financement provient de la National Science Foundation et de Google. La page de cartographie, ici, dispose d'un outil de « masquage » (en haut à droite) qui permet au spectateur de voir les traces des navires de recherche et de comparer les résultats des données du sonar avec la carte océanique plus large. Certaines des caractéristiques les plus intéressantes incluent les tranchées océaniques profondes, les zigs et les zags des lignes de faille où la croûte terrestre se forme et se déforme, et les plateaux océaniques massifs et les volcans sous-marins qui reflètent les effusions volcaniques loin des dorsales médio-océaniques. Il y a "de fabuleux canyons qui creusent les marges continentales et des canaux qui s'étendent dans les océans plus profonds", a déclaré Carbotte.

Les scientifiques s'attendent à voir beaucoup d'activité le long des bords des plaques tectoniques, y compris au niveau des dorsales médio-océaniques, où une nouvelle croûte se forme à partir de la remontée et de la fonte du manteau en dessous, et dans les zones de subduction, où d'énormes plaques de la croûte terrestre entrent en collision et une plaque s'enfonce sous l'autre. Mais la nouvelle cartographie a aidé les scientifiques à voir qu'il y a aussi une activité géologique dans les vastes espaces intérieurs des plaques océaniques, dit Carbotte, comme des champs de monts sous-marins volcaniques de nombreuses tailles et des canaux de sédiments de grande envergure transportés dans l'océan profond.

La résolution plus fine aide les scientifiques à étudier comment la croûte se forme au niveau des dorsales médio-océaniques, puis se déforme avant de descendre dans le manteau terrestre, se pliant et se creusant le long des zones de subduction. « Avec les nouvelles données détaillées de nombreuses zones de subduction, nous pouvons mener des études comparatives de cette faille de courbure et des relations avec le taux de subduction, l'âge de la plaque et de la couverture sédimentaire, et [cela] nous aide à… comprendre le processus de subduction, " dit Carbotte.

Les lectures du sonar multifaisceaux du N/R Falkor ont ouvert les détails de Scott Reef, au large de la côte ouest de l'Australie, à une résolution d'environ 10 m, montrée ici depuis la GeoMapApp.

Le processus de cartographie détaillée des fonds océaniques se poursuit, il y a déjà suffisamment de données disponibles pour occuper Carbotte, Ferrini et le personnel pendant longtemps. Couvrir seulement 8 pour cent des océans a impliqué des centaines de croisières sur des millions de miles. Les océans sont si grands qu'une cartographie approfondie impliquerait environ 125 à 200 années-navire de croisières (la cartographie sur terre, même sur des planètes lointaines, peut se faire beaucoup plus rapidement à l'aide de satellites). L'équipage du Lamont met à jour ses cartes tous les six mois.

Lamont collecte des mesures et d'autres données sur les océans depuis plus d'un demi-siècle. La première carte complète du fond océanique mondial a été créée par les océanographes de Lamont Marie Tharp et Bruce Heezen et publiée en 1977. Dans les années 1980, un autre scientifique de Lamont, William Haxby, a utilisé des mesures satellitaires pour composer la première carte du « champ de gravité » des océans. . Désormais, la même base de données contribuant à Google Earth alimente EarthObserver de Lamont, une application mondiale de cartographie scientifique pour iPad et autres appareils mobiles.

Lorsque nous montons à bord d'un avion de ligne, "nous avons des écrans de carte à nos sièges qui montrent les trajectoires de vol, et autrefois l'océan n'était qu'un seul bleu plat et sans relief", a déclaré Carbotte. "Maintenant, ils utilisent ces nouvelles cartes des fonds océaniques, donc lorsque vous survolez le milieu de l'Atlantique, vous pouvez voir la dorsale médio-océanique directement depuis votre siège d'avion."


18.1 : La topographie des fonds marins - Géosciences

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Figure 1. Carte de localisation de la zone d'étude de Buzzards Bay, Massachusetts. Des données de bathymétrie de fauchée, de rétrodiffusion de sonar et de sismique réflexion chirp ont été recueillies dans la zone à l'intérieur du polygone rouge.

Figure 2. Carte montrant les moraines glaciaires sur terre et les moraines submergées (compilées à partir de Stone et autres, 2005 Boothroyd, 2008 Stone et DiGiacomo-Cohen, 2009 Stone et autres, 2011) et les emplacements des fronts de glace (Ridge, 2004) pour le sud de la Nouvelle-Angleterre. Le lac glaciaire Cape Cod est illustré avec les exutoires associés (flèches bleu foncé), y compris l'exutoire de la rivière Monument (MRO) (modifié à partir de Larsen, 1982). Inset map shows locations of glacial lobes (modified from Oldale and Barlow, 1986).

The geologic framework and seabed character of the Massachusetts coastal ocean is complex and difficult to map. Previous studies have defined the geology and texture of the sea floor in the Buzzards Bay area on the basis of widely spaced geophysical tracklines and vibracores (Robb and Oldale, 1977 O Hara and Oldale, 1980) or sediment samples (Hough, 1940 Moore, 1963 Ford and Voss, 2010). Mapping methods for homogenous, nonglaciated regions rely on the contouring changes in grain size (Hollister, 1973), but the substrate variations over short distances in the Buzzards Bay area, common in previously glaciated regions, occur over spatial scales that are typically smaller than a sampling grid can resolve. A study by the U.S. Geological Survey (USGS), in cooperation with the Massachusetts Office of Coastal Zone Management (CZM), provided high-resolution geophysical datasets with full sea-floor coverage, supplemented with sediment samples and bottom photographs. These datasets provide the source for surficial to shallow subsurface geologic maps, high-resolution sediment texture maps, and physiographic zone delineations that were previously unfeasible because of a lack of high-quality, high-density sea-floor mapping data.

Objectif et portée

The purpose of this report describes the geologic framework and sea-floor character of Buzzards Bay (fig. 1). Interpretive maps of the shallow stratigraphy, surficial geology, surficial sediment texture, and physiographic zones are presented. The geologic interpretations in this report are based on several geophysical surveys (table 1), on bottom photographs (Ackerman and others, 2014), and on sediment sample databases (Ford and Voss, 2010 McMullen and others, 2011) edited by the Massachusetts Office of Coastal Zone Management (written comunn., 2012). Interpretations and associated data are provided as geospatial data layers in Esri ArcGIS formats (Appendix Geospatial Data). This research was conducted as part of a cooperative program of the USGS and CZM. This cooperative mapping program provides interpretive geologic datasets that can be used by managers and scientists to delineate marine resources, assess environmental change, inventory marine habitats, and support research concerning sea-level change, sediment supply, and coastal evolution. Detailed information and mapping products related to this cooperative program can be accessed at http://woodshole.er.usgs.gov/project-pages/coastal_mass/.

Geographic Setting

Buzzards Bay is an embayment in southeastern Massachusetts (fig. 1). Buzzards Bay has mean water depths of 5 to 10 meters (m) near the bay head and 20 m near the bay mouth (Signell, 1987). The south coast of mainland Massachusetts (the irregular coast extending from Westport to Wareham), the west coast of Cape Cod, and the Elizabeth Islands partially enclose the bay. The mouth of the bay opens to Rhode Island Sound and connects with Vineyard Sound through narrow straits between the Elizabeth Islands. The Cape Cod Canal, excavated in 1914 along the Manomet River valley, connects the head of Buzzards Bay with Cape Cod Bay. Several rivers enter elongated coastal embayments (drowned valleys) along the western margin of Buzzards Bay between the Cape Cod Canal and the Rhode Island border. In contrast, the Buzzards Bay moraine makes topography in western Cape Cod relatively steep, resulting in a coastal landscape with limited drainage area along the eastern border of Buzzards Bay. Consequently, the coast does not have drowned river estuaries and coastal embayments are relatively small.

Geologic Framework

Proterozoic bedrock surrounds and is inferred to underlie the entire Buzzards Bay basin (Zen and others, 1983). Cretaceous and early Tertiary strata (coastal plain deposits) are known to be present southeast of the Elizabeth Islands beneath Vineyard Sound but not beneath Buzzards Bay, where they are suspected to have been eroded during the late Tertiary by fluvial processes and Pleistocene glaciation (O Hara and Oldale, 1980). Subaerial erosion of the bedrock surface established a southward- to southeastward-flowing drainage surface, which is expressed in the present ridge and valley topography of the south coast of mainland Massachusetts (FitzGerald and others, 1987). The depth to the bedrock surface varies from 0 to 25 meters below sea level (mbsl) along the northwest shore to the head of the bay and increases to the east: about 65 mbsl near the center of the bay (Brocher and Ewing, 1986), between 45 and 85 mbsl near the east shore of the Bay along Cape Cod (Fairchild and others, 2013), and about 100 mbsl along the southeast shore of the bay along the Elizabeth Islands (Oldale, 1969).

Several geologists have mapped the onshore surficial geology surrounding Buzzards Bay in detail, and their findings have been compiled on maps by Stone and DiGiacomo-Cohen (2009) and Stone and others (2011). Geologic units define surficial boundaries between bedrock, glacial till, glacial moraine, coarse- and fine-grained glacial stratified deposits, and postglacial deposits. Glacial stratified deposits are further divided into glaciofluvial, glaciodeltaic, and glaciolacustrine deposits. These glacial meltwater sediments were deposited within glacial lakes and outwash systems that grade from ice-proximal to ice-distal facies. Along the northwest shore of Buzzards Bay, till and underlying bedrock form a series of ridges and headlands. Stratified drift of glaciofluvial and glaciolacustrine origin partially fills the valleys between them (FitzGerald and others, 1987 Bent, 1995 Stone and others, 2011).

Beneath Buzzards Bay, Robb and Oldale (1977) mapped bedrock, glacial drift (including till, moraine, ice-contact, and outwash deposits), transitional deposits (including glaciofluvial, estuarine and nearshore deposits related to the Holocene transgression), and recent marine deposits. Stratigraphic units mapped in eastern Rhode Island Sound by O Hara and Oldale (1980) include Paleozoic bedrock, coastal plain deposits, Buzzards Bay moraine deposits, and glacial drift (including ice-contact stratified drift, outwash plain, and glaciolacustrine deposits). A regressive unconformity was identified at the base of postglacial fluvial and estuarine deposits, and a marine transgressive unconformity was identified at the base of marine beach and bar deposits and recent quiet-water marine deposits.

Depositional History

The geology of Buzzards Bay basin is broadly defined by the underlying bedrock structure and glacial processes related to late Pleistocene glacial advance (marine isotope stage 2). Glacial moraines (fig. 2) and drift were deposited by the Buzzards Bay lobe of the Wisconsinan Laurentide ice sheet, which reached its maximum extent at Martha s Vineyard, forming a terminal moraine between 25.5 and 28 thousand years (ka) before present (BP) (Uchupi and others, 1996 Oldale, 2001 Balco and others, 2002 Boothroyd and Sirkin, 2002 Balco, 2011). The Buzzards Bay lobe retreated and readvanced, forming the Buzzards Bay moraine between 20.5 and 22.5 ka BP (Balco, 2011) the moraine shapes the Elizabeth Islands and much of the west coast of Cape Cod (Mather and others, 1942 Oldale and O Hara, 1984). With the retreat of the Buzzards Bay lobe, outwash, derived from a readvance of the Cape Cod Bay lobe, was deposited between the Buzzards Bay lobe and the Buzzards Bay moraine along the west coast of Cape Cod (Oldale, 1976 Larson, 1982). With continued retreat of the ice front, glacial till and stratified drift were deposited in what is now Buzzards Bay (Robb and Oldale, 1977). When the Buzzards Bay lobe retreated northward, the Wareham pitted plain was deposited along the northeast shore at the head of Buzzards Bay (Larson, 1982). These outwash valleys and drainage of Glacial Lake Cape Cod (which formed in the present location of Cape Cod Bay, north of the Sandwich moraine, as the Cape Cod Bay lobe retreated) through the Monument (Manomet) Valley outlet (Woodworth and Wigglesworth, 1934) contributed to the establishing of drainage patterns within the Buzzards Bay basin.

The character of the sea floor and shallow subsurface was strongly influenced by glaciofluvial and fluvial erosion during the last sea-level lowstand and by processes associated with subsequent Holocene sea-level rise and inundation. Postglacial fluvial systems also incised a drainage network into the subaerially exposed glacial drift of the Buzzards Bay basin, and fluvial modification of the drainage basin continued until approximately 8000 years BP, when sea level began to transgress the glacial, glaciofluvial, and estuarine deposits (Robb and Oldale, 1977 O Hara and Oldale, 1980). Subsequently, marine sediments filled or partially filled fluvial and estuarine tidal channels primarily in the deeper areas of the basin. The postglacial paleodrainage is partially expressed in the bathymetry of the bay, particularly in the southwest segment of the study area (Hough, 1940 Moore, 1963 Robb and Oldale, 1977).

Previous Geologic and Sediment Mapping

Robb and Oldale (1977) completed the only geologic mapping study of Buzzards Bay, and O Hara and Oldale s (1980) maps of Eastern Rhode Island Sound extend to the mouth of Buzzards Bay. These studies collected widely spaced (approximately 2000 m apart) boomer seismic-reflection profiles and provided a broad stratigraphic framework and general surficial geologic mapping of Buzzards Bay. Both studies incorporated limited vibracore collection and analysis. These previous studies produced a series of structure and isopach maps along with surficial geologic maps.

Previously published sea-floor sediment texture maps of Buzzards Bay are based on sediment sample data only (Hough, 1940 Moore, 1963). Although these studies provide a general picture of sediment distribution in the bay, the spacing of the sampling grid limits their use in resolving spatial changes. Poppe and others (2007, 2008) mapped sea-floor character in detail in the vicinity of Quicks Hole and Woods Hole on the basis of interpretation from acoustic backscatter, multibeam bathymetry, seismic-reflection profiles, surficial sediment samples, and bottom photographs. Ford and Voss (2010) recently compiled a database consisting of grab sample, video, and photographic data for Massachusetts state waters, which includes Buzzards Bay. Ford and Voss (2010) evaluated their compiled datasets for data quality and generated sea-floor sediment texture maps by using gridding and Thiessen polygon analysis.

Département américain de l'Intérieur | Commission géologique des États-Unis
URL: https://pubs.usgs.gov/of/2014/1220/ofr2014-1220-introduction.html
Coordonnées de la page : contactez l'USGS
Page Last Modified: Wednesday, December 07, 2016, 08:04:04 PM


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