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Stratification des plages* - Géosciences


Stratification des plages* - Géosciences

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Structures sédimentaires

STRATIFICATION fait référence à la façon dont les couches de sédiments sont empilées les unes sur les autres et peuvent se produire à l'échelle de centaines de mètres et jusqu'à une échelle submillimétrique. C'est une caractéristique fondamentale des roches sédimentaires.


Cette photo de Canyonlands National Monument/Utah montre des strates
exposés par la coupe descendante de la rivière Verte. Grande échelle
stratification
comme on le voit ici est souvent le résultat de la migration de
milieux sédimentaires
(voir ci-dessous). Imaginons un rivage
qui a coexistant marais à lattes, plage et boues au large. Chaque
l'environnement est caractérisé par un type de sédiment différent. Si ce
le rivage reçoit plus de sédiments que les vagues ne peuvent en enlever, il
construire progressivement (à droite). Au fil du temps, les différents types de sédiments
seront empilés les uns sur les autres et la migration du rivage
produira des couches superposées (stratification) de différents types de
Roche sédimentaire.
L'image ci-dessus montre stratification à petite échelle
dans un schiste (l'image mesure 7 mm de haut). Ce genre de
la stratification est due à fonctionnant en alternance
processus de dépôt dans le même
environnement
. Les couches sombres sont riches en matières organiques
matière et sont des restes de tapis d'algues. Léger
des couches ont été déposées par des tempêtes ou des inondations,
et brièvement interrompu la croissance des algues.

LIT CROISÉest une caractéristique qui se produit à différentes échelles et est observée dans les conglomérats et les grès. Il reflète le transport de gravier et de sable par les courants qui s'écoulent à la surface des sédiments (par exemple dans le chenal d'une rivière). sable dans les canaux fluviaux ou les environnements côtiers

Lors de la formation de lits croisés, le sable est transporté sous forme de corps ressemblant à des dunes de sable (vagues de sable), dans lesquels les sédiments sont déplacés vers le haut et érodés le long d'une pente ascendante douce, et redéposés (avalanchement) sur la pente descendante (voir la moitié supérieure de l'image à gauche ). Après que plusieurs de ces formes de lit aient migré sur une zone, et s'il y a plus de sédiments déposés que d'érosion, il y aura une accumulation de couches de grès croisées. L'inclinaison des traverses indique le sens de transport et le passage du courant (de gauche à droite sur notre schéma). Le style et la taille des lits croisés peuvent être utilisés pour estimer la vitesse du courant, et l'orientation des lits croisés permet de déterminer la direction du paléoflux.
Litage croisé dans un grès qui a été déposé à l'origine par les rivières. Les courants de dépôt circulaient de droite à gauche.
Le litage croisé peut également se produire lorsque le vent souffle sur une surface de sable et crée des dunes de sable. La photo de gauche montre d'anciennes dunes de sable avec des lits croisés.

LITERIE CLASSÉEsignifie que la taille des grains dans un lit diminue vers le haut. Ce type de litière est généralement associé à des courants dits de turbidité. Les courants de turbidité prennent naissance sur le talus entre les plateaux continentaux et les bassins marins profonds. Ils sont déclenchés par une rupture de pente (voir le diagramme ci-dessous), après que l'accumulation de sédiments ait pentifié la pente pendant un certain temps, souvent un événement à haute énergie (tremblement de terre) déclenche un mouvement de sédiments vers le bas. Au fur et à mesure que ce glissement de terrain sous-marin accélère, les sédiments en mouvement se mélangent à l'eau et finissent par former une couche d'eau trouble de densité plus élevée (sédiments en suspension) qui accélère la descente (peut ramasser plus de sédiments). Lorsque le flux atteint le bassin de la mer profonde/la plaine de la mer profonde, l'accélération par gravité s'arrête et le flux décélère. Au fur et à mesure qu'il ralentit, les grains les plus gros se déposent d'abord, puis les suivants, les plus fins, etc. Enfin, un lit gradué se forme. Cependant, la décélération de l'écoulement et la stratification graduée ne sont pas une caractéristique unique des sédiments d'eau profonde (sédiments fluviaux -- inondations, dépôts d'orage sur les plateaux continentaux), mais dans ces autres cas, l'association des strates graduées avec d'autres sédiments est nettement différente (fissures de boue dans sédiments fluviaux, ondulations des vagues dans les dépôts du plateau).

Schéma illustrant la formation d'un lit gradué (turbidite). La rupture de pente produit une suspension turbulente qui se déplace/accélère la pente descendante. Une fois qu'il atteint les régions plates et profondes de la mer, il ralentit en raison de la friction et progressivement les sédiments se déposent en suspension. Les plus grosses tailles de grains se déposent d'abord, puis successivement les plus petites.
Exemple de lit gradué. Les grains les plus gros se trouvent à la base et la taille des grains diminue progressivement.

MARQUES D'ONDULATION sont produites par l'action de l'eau courante ou des vagues, analogue au litage croisé (voir ci-dessus), mais à plus petite échelle (les couches individuelles ont au plus quelques cm d'épaisseur).


Maintenant, c'est la définition de base de la stratification des semences, mais il y a beaucoup plus à savoir pour bien faire les choses. Par exemple, pourquoi la nature rend certaines plantes dépendantes de la stratification et pas d'autres ?

La réponse courte est survie.

Plantes de climat chaud

Des plantes comme les tomates, les poivrons, le basilic, l'amarante et le gombo ont évolué dans des climats chauds sans hivers rigoureux. En tant que tel, dans leurs climats d'origine, même si ces plantes produisent des graines à la fin de l'été et germent juste après, ces petits semis ne risquent pas de mourir au premier gel.

Étant donné que les climats chauds n'ont pas à s'inquiéter des conditions hivernales, les plantes peuvent simplement continuer à pousser toute l'année. Ils peuvent faire plus de graines et recommencer à tout moment. Ainsi, les graines de plantes originaires de climats chauds n'ont pas besoin de stratification.

Certains d'entre eux peuvent nécessiter une scarification, ce qui est essentiellement un autre moyen d'aider les graines à sortir de la dormance. Certaines graines de climat chaud peuvent également nécessiter de longues périodes de traitement humide et chaud pour stimuler la germination. Cependant, la stratification – alternance de températures froides puis chaudes – n'est nécessaire que pour les plantes résistantes au froid.

Plantes de climat froid

Pour les plantes qui ont évolué dans des endroits aux hivers froids, faire germer les graines en été avec le premier gel juste au coin de la rue peut signifier que la plante ne survit pas assez longtemps pour créer plus de graines. Ainsi, plutôt que de faire germer des graines alors qu'elles ne peuvent pas survivre à leurs conditions d'origine et produire plus de graines, la nature a intégré un mécanisme de sécurité.

Ce mécanisme de sécurité - l'exigence que les graines passent l'hiver avant de germer - garantit que les graines ne germeront pas jusqu'à ce qu'elles aient une chance raisonnable de survivre pour produire plus de graines.

Bourse mondiale des semences

Ce système consistant à faire dépendre certaines graines de la stratification est génial si vous ne cultivez ces plantes que dans le climat dans lequel elles ont évolué. Cependant, nous, les jardiniers, aimons acheter des graines de plantes qui ont évolué dans le monde entier et les cultiver dans nos environnements très différents. Nous aimons aussi les cultiver quand nous le voulons, même si ce n'est pas lorsque la nature a conçu les graines pour qu'elles germent.

Pour faire pousser des plantes où et quand nous le voulons, nous devons utiliser des astuces pour nous assurer que ces graines germent. C'est là qu'intervient la stratification des semences.


Stratification antarctique, vapeur d'eau atmosphérique et événements de Heinrich : une hypothèse pour les déglaciations du Pléistocène supérieur

Nous avons déjà soutenu que l'Antarctique et le Pacifique Nord subarctique sont stratifiés pendant les périodes glaciaires, ce qui provoque dans une large mesure les faibles niveaux de CO2 observés dans les atmosphères de la période glaciaire en séquestrant le CO2 respiré dans les abysses océaniques. Ici, nous proposons un mécanisme pour les déglaciations majeures du Pléistocène supérieur. Le mécanisme commence par le rejet d'eau douce dans l'Atlantique Nord, comme en témoigne un événement Heinrich, qui met fin au renversement de l'Atlantique Nord. En raison d'une exigence mondiale de ventilation des océans profonds, la fermeture de l'Atlantique Nord entraîne un renversement de l'Antarctique, ce qui, à son tour, libère du CO2 dans l'atmosphère et réduit l'étendue de la banquise antarctique. L'augmentation du CO2 atmosphérique et la diminution de l'albédo qui en résultent entraînent alors le réchauffement climatique et la déglaciation. Pour contrôler le moment des déglaciations, nous examinons la sensibilité du transport atmosphérique d'eau douce aux basses températures, qui est un antagoniste naturel de la stratification de l'Antarctique sous les climats froids. Alors qu'il est proposé que la stratification de l'Antarctique se développe au début d'une période glaciaire, un refroidissement continu pendant la période glaciaire peut réduire le transport atmosphérique d'eau douce vers les pôles et ainsi préparer l'halocline antarctique à l'effondrement. Les déglaciations peuvent coïncider avec les maxima d'obliquité parce qu'un gradient d'insolation réduit de basse à haute latitude diminue le transport net d'eau douce vers les pôles et peut-être aussi parce qu'une insolation polaire accrue peut réchauffer l'océan profond et déplacer les vents d'ouest vers les pôles, ce qui devrait contribuer à affaiblir l'Antarctique. stratification. Les minima de précession peuvent encourager la déstratification de l'Antarctique en biaisant le transport de vapeur d'eau tropicale vers l'hémisphère nord. Enfin, l'obliquité et la précession peuvent travailler ensemble pour encourager l'événement de décharge d'eau douce circum-atlantique qui initie la séquence déglaciaire. © 2007 par l'Union géophysique américaine. Tous les droits sont réservés.


Stratification des plages* - Géosciences

Géologie

Caractéristiques du substratum rocheux et des terranes géologiques superficiels et caractéristiques structurelles à divers niveaux de détail. Les informations fournies ici sont destinées à être utilisées dans l'étude synoptique de vastes zones et ne sont probablement pas adaptées à une étude détaillée de localités géographiquement spécifiques.

Géologie des États-Unis

Compilation de cartes géologiques d'état

Cartes géologiques numériques des États américains avec une lithologie, un âge, une structure de base de données SIG et un format cohérents. Échelle généralement 1:500 000.

Carte géologique de l'Alaska

Compilation numérique et réinterprétation de la cartographie géologique publiée et non publiée de l'Alaska.

Données de la carte géologique d'Hawaï

Cette base de données de cartes géologiques détaillées n'a pas encore été organisée pour correspondre à la structure de la compilation de cartes géologiques de l'État.

Géologie de Porto Rico

Unités géologiques et failles du rapport USGS Open File 98-38, concernant l'évaluation des ressources minérales de Porto Rico.

Géologie des États-Unis contigus

Une version numérique de la carte géologique des États-Unis de King et Beikman (1974), publiée à l'origine à l'échelle 1:2 500 000. Il exclut l'Alaska et Hawaï.

Publications et données

Ressources de données classées en tant que cartes géologiques dans le catalogue de données en ligne des ressources minérales.

Géologie du monde

Carte géologique générale du monde

Géologie mondiale compilée par la Commission géologique du Canada à une échelle d'environ 1:35 000 000, spécifiant l'âge (à l'ère) et la lithologie générale des principales unités géologiques, avec les sources.

Géologie et évaluation des ressources du Costa Rica

Carte géologique à l'échelle 1:500 000, numérisée à partir de l'USGS I-1865. Comprend les mines, les prospects et les occurrences, les zones permissives pour plusieurs types de gisements minéraux et les contours d'anomalies gravimétriques.

Sources d'informations supplémentaires

Base de données nationale de cartes géologiques

Un catalogue national de cartes géologiques produites par des agences fédérales américaines, des agences d'État et des organisations universitaires. Comprend des informations à de nombreuses échelles différentes, avec des liens vers des cartes disponibles sous forme numérique ainsi que vers des cartes disponibles sous forme papier.

Données SIG du World Petroleum Assessment

Comprend des unités géologiques et des caractéristiques structurelles à grande échelle pour les continents en dehors de l'Amérique du Nord.

OneGeology

Un effort international pour améliorer la disponibilité et l'intégration des données cartographiques géologiques mondiales.


Note de l'éditeur Springer Nature reste neutre en ce qui concerne les revendications juridictionnelles dans les cartes publiées et les affiliations institutionnelles.

Données étendues Fig. 1 Moyennes climatologiques et tendances linéaires à long terme de la température et de la salinité des océans.

une, Moyenne climatologique et b, tendance linéaire de la température potentielle moyenne zonale. c, Moyenne climatologique et , tendance linéaire de la salinité absolue moyenne zonale. Les zones pointillées dans b et désignent les signaux significatifs à un niveau de confiance de 90 %.

Données étendues Fig. 2 Série chronologique d'anomalies de température et tendances linéaires à la surface et à 200 m de 1960 à 2018 sur la base de plusieurs ensembles de données.

une, Séries temporelles et b, tendances linéaires du changement de température de surface de la mer. c, Séries temporelles et , tendances linéaires du changement de température à 200 m. Toutes les séries chronologiques sont relatives à une base de référence 1981-2010. Barre d'erreur dans b et désigne l'intervalle de confiance à 90 % de la tendance linéaire.

Données étendues Fig. 3 Modèles spatiaux de tendance linéaire de la SST annuelle pour différents ensembles de données de 1971 à 2010.

une est la moyenne observationnelle basée sur trois produits SST indépendants, dont ERSST, COBE2 et HadSST3, b est l'IAP, c est EN4, et sont des données NCEI. Les zones pointillées dans une désignent les signaux significatifs à un niveau de confiance de 90 %.

Données étendues Fig. 4 Résolution verticale moyenne annuelle aux profondeurs pour tous in situ observations de température et de salinité dans un rayon de 0 à 2000 m de 1960 à 2018.

Résolution verticale moyenne annuelle aux profondeurs pour toutes les températures in situ une et la salinité b observations dans un rayon de 0 à 2000 m de 1960 à 2018.

Données étendues Fig. 5 Un schéma du « test de sous-échantillon vertical ».

Ce test permet de quantifier les impacts de la résolution verticale dans les méthodes d'observation du profil océanique et d'interpolation verticale sur le produit maillé (méthode de remplissage des lacunes IAP). Les données de température et de salinité sont traitées avec la même méthode.

Données étendues Fig. 6 Tendances et variations en pourcentage de la moyenne mondiale N 2 erreurs d'échantillonnage vertical de 1960 à 2018 pour trois méthodes d'interpolation.

une, Tendances linéaires de N 2 biais à chaque profondeur de la surface à 2000 m avec un intervalle de 20 m aux 500 m supérieurs (100 m au-dessous de 500 m) (idem Fig. 2a) b est le même que une mais pour les pourcentages de changements à long terme par rapport à la moyenne de 1981 à 2010 de la moyenne mondiale N 2 . Trois méthodes d'interpolation sont incluses : Reiniger-Ross, Spline et Interpolation linéaire. Les lignes en pointillés indiquent l'observation N 2 estimations. Les ombrages sont des intervalles de confiance à 90% de 5000 réalisations.

Données étendues Fig. 7 Moyenne globale 0–2000 m N 2 les erreurs d'échantillonnage vertical (VSE) associées aux différentes méthodes d'interpolation verticale.

une pour la méthode de Reiniger-Ross (RR), b pour l'interpolation spline et c pour l'interpolation linéaire. , Erreur relative dans N 2 changements avec trois méthodes d'interpolation différentes basées sur 5000 réalisations. Les VSE pour différents champs de climatologie à haute résolution T/S sous-échantillonnés par les emplacements d'observation historiques sont représentés sous forme de points, avec la ligne continue et la barre d'erreur pour la médiane et l'intervalle de confiance (IC) à 90 %, respectivement. Les bâtons dans () désignent l'IC [5%, 95%] des tendances linéaires basées sur toutes les réalisations utilisant l'approche Monte Carlo. La distribution gaussienne ajustée est incluse à des fins de comparaison dans ().

Données étendues Fig. 8 Moyenne annuelle 0–2000 N 2 par rapport à l'indice Niño 3.4.

une pour l'océan Global (Glb) et Pacifique (Pac), b pour les océans Atlantique (Atl), Indien (Ind) et Austral (So). Pour N 2 séries temporelles, un filtre passe-haut avec une fréquence de coupure de 1/102 (période de 8,5 ans) est appliqué. Pour mieux illustrer la variabilité interannuelle, toutes les séries chronologiques sont lissées par un lisseur glissant sur 13 mois 17 pondéré par (1, 6, 19, 42, 71, 96, 106, 96, 71, 42, 19, 6, 1 )/576. La corrélation entre l'indice Niño 3.4 (ombré) et N 2 séries chronologiques (lignes pleines) sont fournies avec un décalage nul et le signe * signifie qu'elles sont statistiquement significatives au niveau de confiance de 90 %. L'indice Niño3.4 est obtenu auprès du National Oceanic and Atmospheric Administration Climate Prediction Center (NOAA/CPC) (https://psl.noaa.gov/data/correlation/nina34.data).

Données étendues Fig. 9 Résultats de l'analyse de décomposition de la moyenne de 0 à 2000 m Ν 2 changement.

une, Structure spatiale du terme résiduel (Rés). b, Tendances linéaires moyennes par bassin du changement observé et de ses contributeurs (causées par la température, la salinité et Rés changements). Le Rés est calculé par la différence entre les tendances linéaires observées dans N 2 (voir Fig. 4a) et la somme des contributions de température et de salinité (voir Fig. 4b, c). Le point et la barre d'erreur dans le panneau (b) désignent respectivement la médiane et l'intervalle de confiance à 90 %.

Données étendues Fig. 10 Membres d'ensemble de 0–2000 m en moyenne Ν 2 séries temporelles et distribution de fréquence de leurs tendances.

une, 5000 réalisations de moyenne globale N 2 séries temporelles et sa médiane d'ensemble. b, Distribution des variations estimées en pourcentage de N 2 de ces 5000 réalisations, avec leur médiane d'ensemble et leur intervalle de confiance (IC) à 90 % indiqués respectivement en ligne rouge pointillée et en rose. Les changements en pourcentage sont relatifs à 1981-2010 climatologique N 2 . La distribution gaussienne ajustée est incluse à des fins de comparaison. La barre bleue indique l'estimation (médiane et IC 90%) lorsque seules les VES sont prises en compte dans la création de 5000 réalisations la barre verte indique les résultats lorsque seules les erreurs horizontales et instrumentales sont prises en compte.


Les zones côtières les plus sensibles à l'érosion

Les zones côtières qui comprennent des sédiments non consolidés sont généralement des systèmes dynamiques, et leurs réponses aux perturbations peuvent être difficiles à prévoir. Cependant, certains systèmes de dunes de plage peuvent être considérés comme plus à risque d'érosion après une perturbation humaine. Il s'agit notamment de barrières progressives ou stationnaires sur les côtes avec soit un faible apport de sédiments sur le plateau continental, une faible &lsquoprotection&rsquo offerte par des promontoires rocheux, ou une exposition directe à une forte énergie des vagues ou à des courants de dérive littorale 11 .


Dunes de sable


Une photo du vent en action. Les traînées légères sur la plage sont des concentrations de sable qui traversent la plage humide vers les dunes.

Contenu

Comment se forment les dunes de sable ?

Bien qu'elles ne soient rien de plus qu'un tas de sable soufflé par le vent, les dunes prennent une gamme remarquable de tailles et de formes, en fonction de la quantité de sable disponible, de la taille du sable et des directions des vents dominants. Au fil du temps, les dunes peuvent croître, rétrécir ou se déplacer dans la direction des vents dominants. Les dunes peuvent être créées et détruites par la nature ou par les humains. Les dunes peuvent rouler sur les arbres et les bâtiments, ou être emportées par les tempêtes.


Graphique 1.10. Une photo de juillet 1999 d'un escarpement d'érosion sur la dune frontale à Caswell Beach. Dans un système naturel, cette érosion fournirait du sable à la plage dans le cadre de la réaction naturelle de la tempête. Mais lorsque les maisons gênent, l'équilibre naturel de la plage crée de sérieux problèmes pour les communautés balnéaires. À l'arrière-plan, sur le pont du chalet le plus proche qui est maintenant exposé à la plage, quelqu'un pêche dans la zone de surf.

La plage est la seule source de sable pour les dunes côtières, et chaque grain de sable d'une dune a traversé la plage à un moment donné de son histoire. En fait, chaque grain a probablement fait le voyage plusieurs fois (Fig. 3.1) car lorsque le vent s'inverse et souffle au large, certains grains retournent directement à la plage. L'escarpement proéminent (voir Fig. 1.10), souvent observé au pied de la dune après une tempête, est certainement la preuve que les vagues ont redistribué le sable des dunes vers la plage. Le sable peut venir à terre à la fois de la plage du son et de la plage côté océan.

La construction des dunes est favorisée par les vents côtiers caractéristiques du littoral. Indépendamment des schémas généraux de circulation des vents de la région, les vents souffleront vers le rivage au moins une partie du temps, et s'il y a de la végétation, une partie du sable sera piégée pour former une dune. Non seulement le sable bouge, mais aussi l'énergie est parfois transférée à d'autres objets. Une bouteille en verre laissée sur la plage deviendra givrée. Au fur et à mesure que les grains de sable sablé la brillance et la clarté de la surface du verre.


Graphique 3.2. Paille de spartine (marais salé) sur la plage de l'île d'Ocracoke. La ligne de paille a provoqué l'accumulation de sable et fournira désormais des nutriments à toutes les plantes semées ici.

Les dunes commencent généralement par des tas de sable accumulés à l'abri des débris de plage tels que des tas d'algues (en particulier Sargasses), des touffes de paille des marais salants et une multitude d'ordures humaines (filets de pêche, bouteilles, bois) (Figs. 3.2 et 3.3). Les débris de plage ralentissent le vent ou le bloquent, provoquant l'accumulation de sable dans le vent &ldquoshadow&rdquo de l'objet. Finalement, les graines d'herbe des dunes (en particulier l'avoine de mer) se retrouvent dans les nouveaux tas de sable, germent, poussent et piègent plus de sable. La végétation en décomposition, les algues ou l'herbe des marais salés qui ont provoqué l'accumulation de sable au départ fournissent maintenant des nutriments pour aider les nouveaux semis à survivre. Au fur et à mesure que la plante grandit, elle continue d'accumuler de plus en plus de sable. Si tout se passe bien et que la zone de surf reste suffisamment éloignée, une nouvelle dune est née ! Au fur et à mesure que ces dunes embryonnaires grandissent, la végétation continue de monter et de sortir, maintenant une grande partie du sable en place.

Types de dunes de sable


Graphique 3.3. Arbres de Noël empilés devant la dune à Holden Beach en mars 2002. Des actions comme celle-ci sont prises dans l'espoir que les arbres emprisonneront le sable et accumuleront la dune, mais en général cette approche n'a pas fonctionné, et la plage devient simplement encombrée de arbres morts.

Communément, la dune à l'arrière d'une plage naturelle est appelée avant-dune, une crête de sable se formant avec son axe, ou crête, parallèle au rivage. Une telle dune ou crête de sable associée à une plage est également appelée crête de plage. La végétation sert de point d'ancrage pour les sédiments emportés par le vent et génère une croissance continue des dunes. Lorsque l'herbe est enlevée par les tempêtes, les incendies, le piétinement, le surpâturage ou tout simplement trop de sable venant sur la plage, les dunes sont déstabilisées et peuvent commencer à migrer vers la terre.

Méda&antildeos est le terme utilisé pour décrire les grandes dunes isolées trouvées dans les zones côtières. Medaños tirent leur nom du mot espagnol pour &ldquocoastal sand hill&rdquo et sont un type distinctif de dunes non végétalisées. Ces collines de sable hautes, escarpées et isolées ont d'énormes volumes de sable et varient en hauteur de quelques dizaines à plusieurs centaines de pieds. Medaños sont formés par des vents déplaçant le sable vers le sommet dans plusieurs directions. Malgré leur manque de végétation, les médaños ne migrent que lentement, peut-être à cause du nombre de directions de vent différentes qui transportent le vent vers les dunes.

Ces dunes ne sont pas bien comprises et peuvent simplement représenter des tas de sable où il y a une quantité exceptionnellement élevée de sable arrivant à la plage. Mais pourquoi la grande quantité de sable devrait-elle venir du rivage à un endroit particulier ? La réponse à l'origine des Outer Banks Medanos doit se trouver sur le plateau continental, la source ultime du sable. Les dunes artificielles ont été ajoutées à la liste des types de dunes au 20e siècle lorsque les gens ont commencé à construire des dunes pour tenter de maintenir le rivage en place. Les tentatives d'amélioration des dunes existantes ou de création de nouvelles dunes comprennent généralement la plantation d'herbes de dunes et/ou l'utilisation de &ldquosand clôtures.&rdquo Les clôtures réduisent la vitesse du vent et provoquent la chute et l'accumulation de sable dans leur ombre. Ils fonctionnent avec plus ou moins de succès. Une étude dans le New Jersey a indiqué que le rôle le plus important des barrières de sable était d'éloigner les gens des nouvelles dunes, permettant ainsi aux plantes des dunes de prospérer.

Dunes de sable artificielles

Le bulldozer est devenu une forme courante de construction de dunes artificielles, en partie parce que l'approche végétation/clôture prend un certain temps pour piéger le sable et construire une nouvelle dune. Sur de nombreuses plages, les bulldozers sont actifs tout au long de l'année pour soulever des tas de sable au fond de la plage. Nous pouvons difficilement appeler ces dunes de dunes car elles n'ont pas toutes les caractéristiques des dunes naturelles (p. Le grand-père des dunes artificielles était l'ancien projet de construction de dunes du Civilian Conservation Corps (CCC) sur les Outer Banks de Caroline du Nord, aux États-Unis, dans les années 1930. Cette ancienne ligne de dunes est souvent percée lors de tempêtes et de nouvelles grandes dunes artificielles bouchent des trous dans la ligne. Il était une fois, même de vieilles voitures servaient à stabiliser les dunes !

La motivation derrière la stabilisation artificielle des dunes a été de maintenir un rivage érodé en place. Ironiquement, la construction de nouvelles dunes a probablement peu d'incidence sur les taux d'érosion. Le volume de sable dans les dunes est très faible par rapport au volume de sable impliqué dans l'érosion. Le recul du rivage est en fait un recul de l'ensemble du rivage, qui constitue un grand volume de sable, plusieurs fois plus important que les volumes des avant-dunes. Ainsi, dans le processus d'érosion, les dunes peuvent être emportées et ne tiennent guère le rivage en place.

Formes communes des dunes


Graphique 3.4. Un col de débordement entre les dunes naturelles basses d'Ocracoke. L'avoine de mer encourage la formation de dunes individuelles (plutôt qu'une ligne continue de dunes) séparées par des passes ou des zones basses qui permettent un débordement à l'intérieur de l'île. Cette pénétration de sédiments est importante, car elle aide l'île à s'élever en réponse à l'élévation du niveau de la mer.

La taille d'une dune est principalement fonction de l'apport de sable : plus l'apport de la plage est important, plus les dunes sont hautes. Les directions des vents dominants, la largeur de la plage et le temps disponible pour construire une dune font partie du tableau de l'approvisionnement en sable. Le plus important cependant est le sable disponible de la mer. Jusqu'à présent, il n'est pas clair pourquoi plus de sable arrive à terre à certains endroits et construit de grandes dunes alors que les dunes à 100 mètres sont petites et basses. La plupart des avant-dunes ont des espaces occasionnels entre eux où les vagues de tempête pénètrent dans les îles. Ces ouvertures sont appelées passes de surlavage (voir Fig. 3.4) et ils sont très importants pour l'évolution des îles surtout en période d'élévation du niveau de la mer. Les passes de débordement permettent l'accumulation de sable dérivé des tempêtes et des chutes qui élève les îles (discuté ci-dessous). Certains passages de débordement sont le résultat de coupes artificielles à travers les dunes aux extrémités des routes et des rues. Même celles qui paraissent naturelles sont souvent le résultat de vagues brisant une zone faible (Fig. 3.6) induites par les activités humaines (ex. Lorsque l'avant-dune est très large, il n'y a pas d'espaces de débordement. Les dépôts de débordement à l'arrière des dunes se distinguent facilement des sables des dunes en raison de leur forte teneur en coquilles. Les vagues peuvent apporter des coquillages à terre, mais les vents ne le peuvent pas.

Éruptions


Graphique 3.6. Sentiers de buggy de plage à travers les dunes au sud de Fort Fisher. De toute évidence, la circulation automobile illimitée est dommageable pour la végétation des dunes.

Une façon dont les dunes de sable sont érodées est par le vent qui remobilise le sable et le souffle hors de la dune, un processus connu sous le nom de déflation. La caractéristique de déflation la plus courante est la éteindre, une dépression en forme de bol avec un sol plat qui se trouve en dessous de l'élévation de la plupart des dunes adjacentes. Les éruptions sont à plancher plat parce que le sable est emporté jusqu'à ce que la surface du sable atteigne le sommet de la nappe phréatique. A ce niveau, le sable humide résiste au soufflage et la surface devient végétalisée. Vous pouvez tester ce contrôle de la nappe phréatique des processus éoliens en creusant un trou avec vos mains dans une éruption en Caroline du Nord. Moins d'une longueur d'avant-bras sous la surface, vous atteindrez l'eau douce.

Literie croisée

Plus le vent est rapide, plus les tailles de sable qui peuvent être ramassées et déplacées sont grandes. Étant donné que la vitesse et la direction du vent changent tout le temps, l'apparence d'une surface de dunes varie en texture, en couleur, en granulométrie et en formes de lit presque quotidiennement. Dans la dune, des couches consécutives de sable soufflé par le vent s'accumulent les unes sur les autres et, au fil du temps, les couches forment un type unique de stratification ou de stratification appelé vent litière croisée. Les lits transversaux, que l'on peut généralement voir dans les escarpements d'érosion à côté de la plage, comportent plusieurs ensembles de couches de sable inclinées à différents angles (Fig. 3.7). Chaque couche unique indique une ancienne surface de la dune.

La stratification des dunes est généralement constituée de centaines de couches alternées très minces de sable de quartz, de sable de fragments de coquillages et de sable minéral lourd, plus quelques couches qui sont des mélanges des trois. Les couches noires, dont certaines n'ont qu'un grain ou deux d'épaisseur, sont les strates minérales lourdes. Les couches de fragments de coquille sont généralement de couleur brune. Ces couches se sont chacune déposées dans des conditions de vent différentes. Peut-être que des rafales de vent simples peuvent former certaines couches tandis que d'autres peuvent refléter les conditions de vent sur des minutes ou des heures. Le vannage des grains légers laissant derrière eux une couche sombre de minéraux lourds forme des couches. La surface de la dune sur laquelle vous marchez sera un jour une couche exposée dans un escarpement d'érosion à la plage ! Peut-être même que vos empreintes resteront.

Herbes des dunes et dunes


Graphique 3.7. Litage croisé dans une dune à Kill Devil Hills. Deux orientations distinctes de stratification sont apparentes, la stratification supérieure, presque plate, tronquant fortement les strates inférieures. Chacune des couches visibles ici était autrefois à la surface de la dune.

L'herbe des dunes stabilise le sable dans lequel elle pousse et la façon dont l'herbe s'étend affectera inévitablement la forme de la dune. En raison de la nature groupée de certaines graminées, les dunes dominées par l'herbe peuvent présenter des trouées ou des passes de débordement. De telles lacunes facilitent la pénétration des ondes de tempête sur l'île. En revanche, les dunes dominées par d'autres types d'herbe peuvent avoir moins de trouées. Cela empêche ou réduit le débordement des tempêtes, sauf dans les grosses tempêtes. La pénétration des vagues de tempête à travers les dunes est importante car elle apporte du sable sur l'île, augmentant son élévation. La croissance verticale à travers le débordement accumulé et le sable des dunes est importante pour qu'une île-barrière évolue avec une élévation du niveau de la mer.

Une fois que les graminées stabilisent la ligne de dunes, d'autres plantes s'installent, en particulier du côté terrestre le plus protégé de la dune. Les plantes sur les îles et à proximité des plages ont besoin de divers degrés de protection contre le vent et les embruns salés. Si plusieurs crêtes dunaires se forment, les rigoles intermédiaires seront peuplées d'arbustes, de vignes, de petits arbres et, finalement, dans la succession de plantes, une forêt maritime peut se développer. Dans des conditions naturelles, les types et la densité de la végétation sont des indicateurs de l'âge et de la durée de stabilité des dunes. Les graminées peuvent s'établir en une saison, mais les arbustes mettent de 10 à 20 ans pour s'établir, et des décennies, voire des siècles, sont nécessaires pour faire pousser une forêt maritime. Lorsque la forêt mature est enlevée pour le développement, l'équilibre végétatif est perturbé. Le surpâturage par le bétail et les chevaux, un problème répandu dans certaines régions, supprime certaines espèces végétales, endommage les marais salants et empêche une grande partie de la croissance sous-couverte dans les forêts maritimes.

Problèmes avec les dunes au bulldozer et artificielles

Sur de nombreuses plages, il est légal avec les bons permis en main de passer au bulldozer les plages pour former des &ldquodunes&rdquo ou au moins pour former des tas de sable contre les bâtiments pour la protection contre les tempêtes. Les bulldozers & ldquodunes & rdquo sont faciles à repérer. Ces &ldquodunes&rdquo ont une forme différente des dunes naturelles, et ressemblent souvent à de gros tas de sable qui ont été déversés sur la plage. Ces tas de sable contiennent beaucoup de coquilles, un composant rare du sable naturel des dunes. Après quelques jours sur la plage supérieure, le vent emportera le sable plus fin à la surface, provoquant la formation d'une couche de coquillages ou de &ldquoshell lag&rdquo à la surface d'une dune passée au bulldozer. Parce que le vent peut souvent projeter des obus dans les dunes, le décalage des obus est un indicateur positif de la visite du bulldozer. Les dunes naturelles, en particulier celles dont les racines sont enchevêtrées dans le sable, constituent un rempart solide (bien que temporaire) contre une tempête mineure. Lorsqu'il est attaqué par les vagues, une escarpe ou un petit bluff se forme rapidement. Les vagues suivantes sont au moins en partie réfléchies par l'escarpement, redescendant sur la plage et se fracassant sur la prochaine vague arrivant à terre. Peu à peu, cependant, l'escarpement dunaire se déplace vers la terre sous l'attaque des vagues. Les forces électroniques, ou forces de Vanderwaal, entre les grains de sable de taille uniforme et l'eau entre les grains contribuent à renforcer et à renforcer les dunes naturelles (en plus de l'effet bénéfique des racines des plantes). Dans les &ldquodunes&rdquo passés au bulldozer, qui sont constitués de sable de plage avec une large gamme de tailles de grains de quartz et de fragments de coquillages, ni les racines ni les forces de Vanderwaal ne sont à l'œuvre pour stabiliser le gisement. En conséquence, les dunes artificielles s'érodent beaucoup plus facilement. Le sable passé au bulldozer, moins les animaux qui y vivaient autrefois, retourne à la plage (généralement lors de la prochaine tempête) et les dunes sont aplaties et lavées à l'intérieur des terres.

Le bulldozer de plage, ou grattage de plage, enlève une fine couche de sable de la zone de clapot interne (généralement un pied ou moins d'épaisseur) dans le but d'encourager une accumulation supplémentaire de sable. Often, however, the legal limit of one-foot penetration into the beach is violated. The scraped sand is pushed to the back of the beach, usually into a low sand ridge. Bulldozing sand is not a good thing for beaches. For one, taking sand from any part of the beach is a form of beach erosion, pure and simple. For another, it kills the organisms in the beach&mdashthe mole crabs, the coquina clams, and all the microscopic organisms that live between the sand grains. For days after bulldozing, seagulls have an unexpected bonanza swooping and grabbing the stranded and struggling critters of the beach that are now high and dry in the bulldozed dune. The odor of rotting organisms during the post-bulldozing time also can provide an unpleasant atmosphere for beach strollers. The process affects the whole food chain including the shorebirds and the nearshore fish.


Table of contents

To use stratified sampling, you need to be able to divide your population into mutually exclusive and exhaustive subgroups. That means every member of the population can be clearly classified into exactly one subgroup.

Stratified sampling is the best choice among the probability sampling methods when you believe that subgroups will have different mean values for the variable(s) you’re studying. It has several potential advantages:

Ensuring the diversity of your sample

A stratified sample includes subjects from every subgroup, ensuring that it reflects the diversity of your population. It is theoretically possible (albeit unlikely) that this would not happen when using other sampling methods such as simple random sampling.

Ensuring similar variance

If you want the data collected from each subgroup to have a similar level of variance, you need a similar sample size for each subgroup.

With other methods of sampling, you might end up with a low sample size for certain subgroups because they’re less common in the overall population.

Lowering the overall variance in the population

Although your overall population can be quite heterogeneous, it may be more homogenous within certain subgroups.

For example, if you are studying how a new schooling program affects the test scores of children, both their original scores and any change in scores will most likely be highly correlated with family income. The scores are likely to be grouped by family income category.

In this case, stratified sampling allows for more precise measures of the variables you wish to study, with lower variance within each subgroup and therefore for the population as a whole.

Allowing for a variety of data collection methods

Sometimes you may need to use different methods to collect data from different subgroups.

For example, in order to lower the cost and difficulty of your study, you may want to sample urban subjects by going door-to-door, but rural subjects using mail.

Research example You are interested in how having a doctoral degree affects the wage gap between men and women among graduates of a certain university.

Because only a small proportion of this university’s graduates have obtained a doctoral degree, using a simple random sample would likely give you a sample size too small to properly compare the differences between men and women with a doctoral degree versus those without one.

Therefore, you decide to use a stratified sample, relying on a list provided by the university of all its graduates within the last ten years.


Fish and Hypoxia

Under normal conditions, algae are critical to the health of the Great Lakes ecosystem, providing the main source of energy that sustains many species of marine life. However, when algal blooms grow uncontrollably, they can create low-oxygen, hypoxic conditions. When excessive organic matter from algal blooms sinks into bottom waters, it decomposes and reduces dissolved oxygen concentrations. Warmer temperatures and stratified lake temperatures, that reduce vertical mixing, create the conditions for algae to grow out of control and cause oxygen-depleted &ldquodead zones.&rdquo Massive fish kills result from these organisms being trapped in warm-temperature waters that are oxygen-depleted.

Warm-temperature waters are oxygen depleted which lead to many fish deaths. Photo provided by Michigan Sea Grant.


Contenu

Swash consists of two phases: uprush (onshore flow) and remous (offshore flow). Generally, uprush has higher velocity and shorter duration than backwash. Onshore velocities are at greatest at the start of the uprush and then decrease, whereas offshore velocities increase towards the end of the backwash. The direction of the uprush varies with the prevailing wind, whereas the backwash is always perpendicular to the coastline. This asymmetrical motion of swash can cause longshore drift as well as cross-shore sediment transport. [4] [5]

The swash zone is the upper part of the beach between backbeach and surf zone, where intense erosion occurs during storms (Figure 2). The swash zone is alternately wet and dry. Infiltration (hydrology) (above the water table) and exfiltration (below the water table) take place between the swash flow and the beach groundwater table. Beachface, berm, beach step and beach cusps are the typical morphological features associated with swash motion. Infiltration (hydrology) and sediment transport by swash motion are important factors that govern the gradient of the beachface. [4]

Beachface Edit

The beachface is the planar, relatively steep section of the beach profile that is subject to swash processes (Figure 2). The beachface extends from the berm to the low tide level. The beachface is in dynamic equilibrium with swash action when the amount of sediment transport by uprush and backwash are equal. If the beachface is flatter than the equilibrium gradient, more sediment is transported by the uprush to result in net onshore sediment transport. If the beachface is steeper than the equilibrium gradient, the sediment transport is dominated by the backwash and this results in net offshore sediment transport. The equilibrium beachface gradient is governed by a complex interrelationship of factors such as the sediment size, permeability, and fall velocity in the swash zone as well as the wave height and the wave period. The beachface cannot be considered in isolation from the surf zone to understand the morphological changes and equilibriums as they are strongly affected by the surf zone and shoaling wave processes as well as the swash zone processes. [4] [5]

Berm Edit

The berm is the relatively planar part of the swash zone where the accumulation of sediment occurs at the landward farthest of swash motion (Figure 2). The berm protects the backbeach and coastal dunes from waves but erosion can occur under high energy conditions such as storms. The berm is more easily defined on gravel beaches and there can be multiple berms at different elevations. On sandy beaches in contrast, the gradient of backbeach, berm and beachface can be similar. The height of the berm is governed by the maximum elevation of sediment transport during the uprush. [4] The berm height can be predicted using the equation by Takeda and Sunamura (1982)

where Hb is the breaker height, g is gravity and T is the wave period.

Beach step Edit

The beach step is a submerged scarp at the base of the beachface (Figure 2). The beach steps generally comprise the coarsest material and the height can vary from several centimetres to over a metre. Beach steps form where the backwash interacts with the oncoming incident wave and generate vortex. Hughes and Cowell (1987) proposed the equation to predict the step height Zstep

where 'ws' is the sediment fall velocity. Step height increases with increasing wave (breaker) height (Hb), wave period (T) and sediment size. [4]

Beach cusps Edit

The beach cusp is a crescent-shaped accumulation of sand or gravel surrounding a semicircular depression on a beach. They are formed by swash action and more common on gravel beaches than sand. The spacing of the cusps is related to the horizontal extent of the swash motion and can range from 10 cm to 50 m. Coarser sediments are found on the steep-gradient, seaward pointing ‘cusp horns’ (Figure 3). Currently there are two theories that provide an adequate explanation for the formation of the rhythmic beach cusps: standing edge waves and self-organization. [4]

Standing edge wave model Edit

The standing edge wave theory, which was introduced by Guza and Inman (1975), suggests that swash is superimposed upon the motion of standing edge waves that travel alongshore. This produces a variation in swash height along the shore and consequently results in regular patterns of erosion. The cusp embayments form at the eroding points and cusp horns occur at the edge wave nodes. The beach cusp spacing can be predicted using the sub-harmonic edge wave model

where T is incident wave period and tanβ is beach gradient.

This model only explains the initial formation of the cusps but not the continuing growth of the cusps. The amplitude of the edge wave reduces as the cusps grow, hence it is a self-limiting process. [4]

Self-organization model Edit

The self-organization theory was introduced by Werner and Fink (1993) and it suggests that beach cusps form due to a combination of positive feedback that is operated by beach morphology and swash motion encouraging the topographic irregularity and negative feedback that discourages accretion or erosion on well-developed beach cusps. It is relatively recent that the computational resources and sediment transport formulations became available to show that the stable and rhythmic morphological features can be produced by such feedback systems. [4] The beach cusp spacing, based on the self-organization model, is proportional to the horizontal extent of the swash motion S using the equation

where the constant of proportionality F est c. 1.5.

Cross-shore sediment transport Edit

The cross-shore sediment exchange, between the subaerial and sub-aqueous zones of the beach, is primarily provided by the swash motion. [6] The transport rates in the swash zone are much higher compared to the surf zone and suspended sediment concentrations can exceed 100 kg/m 3 close to the bed. [4] The onshore and offshore sediment transport by swash thus plays a significant role in accretion and erosion of the beach.

There are fundamental differences in sediment transport between the uprush and backwash of the swash flow. The uprush, which is mainly dominated by bore turbulence, especially on steep beaches, generally suspend sediments to transport. Flow velocities, suspended sediment concentrations and suspended fluxes are at greatest at the start of the uprush when the turbulence is maximum. Then the turbulence dissipates towards the end of the onshore flow, settling the suspended sediment to the bed. In contrast, the backwash is dominated by the sheet flow and bedload sediment transport. The flow velocity increases towards the end of the backwash causing more bed-generated turbulence, which results in sediment transport near the bed. The direction of the net sediment transport (onshore or offshore) is largely governed by the beachface gradient. [5]

Longshore drift Edit

Longshore drift by swash occurs either due to beach cusp morphology or due to oblique incoming waves causing strong alongshore swash motion. Under the influence of longshore drift, when there is no slack-water phase during backwash flows, sediments can remain suspended to result in offshore sediment transport. Beachface erosion by swash processes is not very common but erosion can occur where swash has a significant alongshore component.

The swash zone is highly dynamic, accessible and susceptible to human activities. This zone can be very close to developed properties. It is said that at least 100 million people on the globe live within one meter of mean sea level. [7] Understanding the swash zone processes and wise management is vital for coastal communities which can be affected by coastal hazards, such as erosion and storm surge. It is important to note that the swash zone processes cannot be considered in isolation as it is strongly linked with the surf zone processes. Many other factors, including human activities and climate change, can also influence the morphodynamics in the swash zone. Understanding the wider morphodynamics is essential in successful coastal management.

Construction of sea walls has been a common tool to protect developed property, such as roads and buildings, from coastal erosion and recession. However, more often than not, protecting the property by building a seawall does not achieve the retention of the beach. Building an impermeable structure such as a seawall within the swash zone can interfere with the morphodynamics system in the swash zone. Building a seawall can raise the water table, increase wave reflection and intensify turbulence against the wall. This ultimately results in erosion of the adjacent beach or failure of the structure. [8] Boulder ramparts (also known as revetments or riprap) and tetrapods are less reflective than impermeable sea walls, as waves are expected to break across the materials to produce swash and backwash that do not cause erosion. Rocky debris is sometimes placed in front of a sea wall in the attempt to reduce the wave impact, as well as to allow the eroded beach to recover. [9]

Understanding the sediment transport system in the swash zone is also vital for beach nourishment projects. Swash plays a significant role in transportation and distribution of the sand that is added to the beach. There have been failures in the past due to inadequate understanding. [9] Understanding and prediction of the sediment movements, both in the swash and surf zone, is vital for the nourishment project to succeed.

Exemple Modifier

The coastal management at Black Rock, on the north-east coast of Phillip Bay, Australia, provides a good example of a structural response to beach erosion which resulted in morphological changes in the swash zone. In the 1930s, a sea wall was built to protect the cliff from recession at Black Rock. This resulted in depletion of the beach in front of the sea wall, which was damaged by repeated storms in winter time. In 1969, the beach was nourished with approximately 5000m 3 of sand from inland in order to increase the volume of sand on the beach to protect the sea wall. This increased the sand volume by about 10%, however, the sand was carried away by northward drifting in autumn to leave the sea wall exposed to the impacts of winter storms again. The project had failed to take the seasonal patterns of longshore drift into account and had underestimated the amount of sand to nourish with, especially on the southern part of the beach. [9]


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