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17.4: Mudança do Nível do Mar - Geociências

17.4: Mudança do Nível do Mar - Geociências


A mudança no nível do mar tem sido uma característica na Terra desde que existem oceanos (bilhões de anos) e tem implicações importantes para os processos costeiros e para as características erosivas e deposicionais. Existem três mecanismos principais de mudança do nível do mar, conforme descrito abaixo.

Mudanças eustáticas do nível do mar são mudanças globais no nível do mar relacionadas a mudanças no volume do gelo glacial na terra ou a mudanças na forma do fundo do mar causadas por processos tectônicos de placas. Por exemplo, mudanças na taxa de propagação no meio do oceano mudarão a forma do fundo do mar perto das cristas, e isso afeta o nível do mar.

Nos últimos 20.000 anos, houve aproximadamente 125 m de aumento eustático do nível do mar devido ao degelo glacial. A maior parte disso ocorreu entre 15.000 e 7.500 anos atrás, durante a principal fase de derretimento das camadas de gelo da América do Norte e da Eurásia (Figura ( PageIndex {1} )). Durante esse tempo, a taxa média de aumento do nível do mar foi de aproximadamente 14 mm / ano. Por volta de 7.500 anos atrás, a taxa de degelo glacial e aumento do nível do mar diminuiu drasticamente. A taxa média nos últimos 6.000 anos foi de 0,5 mm / ano. A mudança climática antropogênica levou ao aumento acelerado do nível do mar a partir de 1870. Desde então, a taxa média tem sido de cerca de 1,1 mm / ano, mas tem aumentado gradualmente. A taxa atual é superior a 3 mm / ano.

Mudanças isostáticas no nível do mar são mudanças locais causadas por subsidência ou elevação da crosta, relacionadas a mudanças na quantidade de gelo na terra ou ao crescimento ou erosão de montanhas.

Quase todo o Canadá e partes do norte dos Estados Unidos foram cobertos por grossas camadas de gelo no pico da última glaciação. Após o derretimento desse gelo, houve uma recuperação isostática da crosta continental em muitas áreas. Isso varia de várias centenas de metros de rebote na parte central da camada de gelo Laurentide (ao redor da Baía de Hudson) a 100 ma 200 m nas partes periféricas das camadas de gelo de Laurentide e Cordilheira - em locais como a Ilha de Vancouver e a costa continental de BC Em outras palavras, embora o nível do mar global fosse cerca de 130 m mais baixo durante a última glaciação, as regiões glaciais estavam deprimidas pelo menos tanto na maioria dos lugares, e mais do que nos lugares onde o gelo era mais espesso.

Há evidências de recuperação isostática ao longo da costa sudoeste da Ilha de Vancouver, onde vários riachos entram no oceano como cachoeiras de 5 m de altura, conforme mostrado na Figura ( PageIndex {2} ).

Mudanças tectônicas no nível do mar são mudanças locais causadas por processos tectônicos. A subducção da Placa Juan de Fuca abaixo da Colúmbia Britânica, Washington, Oregon e norte da Califórnia está criando uma elevação tectônica (cerca de 1 mm / ano) ao longo da borda oeste do continente, embora muito dessa elevação provavelmente seja revertida no próximo ocorre um grande terremoto na zona de subducção.

Os litorais em áreas onde houve aumento líquido do nível do mar no passado geologicamente recente são comumente caracterizados por estuários e fiordes. Howe Sound, ao norte de Vancouver, é um exemplo de fiorde (Figure ( PageIndex {3} )). Este vale encheu-se de gelo durante a última glaciação, e desde então tem havido um aumento líquido do nível do mar aqui. Os litorais em áreas onde houve queda líquida do nível do mar no passado geologicamente recente são caracterizados por plataformas elevadas de ondas (ou vales de riachos, conforme mostrado na Figura ( PageIndex {2} )). Linhas de praia elevadas são outro produto da queda relativa do nível do mar, embora sejam difíceis de reconhecer em áreas com vegetação vigorosa. Eles são relativamente comuns no extremo norte do Canadá.

Exercício 17.4 Uma costa elevada holocênica

Os sedimentos cinza-azulados na foto contêm fósseis marinhos do início do Holoceno (~ 12.500 anos atrás) situados a cerca de 60 m acima do nível do mar na Ilha de Gabriola, BC. Explique como os processos de mudança eustática e isostática do nível do mar podem ter contribuído para a existência desses materiais nesta elevação.

Consulte o Apêndice 3 para Respostas do exercício 17.4.

Atribuições de mídia

  • Figuras 17.4.1, 17.4.3, 17.4.4: © Steven Earle. CC BY.
  • Figura ( PageIndex {2} ): “Nível do mar pós-glacial” © Robert A. Rohde. CC BY-SA.

Capítulo 17 Resumo

Os tópicos abordados neste capítulo podem ser resumidos da seguinte forma:

17.1 Ondas As ondas se formam quando o vento sopra sobre a água. O tamanho das ondas depende da velocidade do vento, da área sobre a qual ele está soprando e do tempo. Os parâmetros importantes de uma onda são sua amplitude, comprimento de onda e velocidade. A água abaixo de uma onda é perturbada a uma profundidade de metade do comprimento de onda, e uma onda é desacelerada quando se aproxima de águas rasas. Uma corrente litorânea se desenvolve onde as ondas se aproximam da costa em um ângulo, e o golpe e o retrolavamento em uma praia movem os sedimentos ao longo da costa. O efeito combinado desses dois processos é o transporte de sedimentos por deriva litorânea.
17.2 Formas terrestres de erosão costeira Costas que sofreram elevação nos últimos milhões de anos tendem a ter formas irregulares e são dominadas por processos erosivos. Os caminhos das ondas são curvados onde a costa é irregular e a energia das ondas concentra-se nos promontórios. Os promontórios rochosos são erodidos em cavernas marinhas, arcos, pilhas e falésias, e as áreas ao redor dessas feições são erodidas em plataformas cortadas por ondas. No longo prazo (milhões de anos), costas irregulares são endireitadas.
17.3 Formas terrestres de deposição costeira Costas que não foram elevadas por dezenas de milhões de anos tendem a ser relativamente retas e são dominadas por características de deposição, embora a deposição também seja importante em costas irregulares. Ondas e deriva litorânea são importantes no controle da formação de praias, bem como espetos, tombolos, barras de baymouth e ilhas barreira. As praias podem ser divididas em zonas, como orla e costas, e os formatos das praias geralmente mudam de estação para estação. Recifes carbonáticos e sedimentos carbonáticos se formam em regiões tropicais onde há pouca entrada de sedimentos clásticos.
17.4 Mudança do nível do mar Os níveis relativos da terra e do mar têm implicações significativas para os processos costeiros e formas de relevo, e têm mudado constantemente ao longo do tempo geológico. As mudanças eustáticas no nível do mar têm efeito global e geralmente estão relacionadas à formação ou derretimento de gelo glacial. Mudanças isostáticas no nível do mar são efeitos locais causados ​​pela elevação ou subsidência da crosta continental, normalmente devido ao ganho ou perda de gelo glacial. As mudanças tectônicas no nível do mar estão relacionadas às interações das placas. O aumento líquido do nível do mar leva ao desenvolvimento de estuários e fiordes, enquanto a queda líquida do nível do mar cria praias e terraços marinhos elevados.
17.5 Interferência humana com linhas costeiras Os humanos têm um forte desejo de alterar as costas para sua própria conveniência, construindo quebra-mares, quebra-mares, sulcos e outras barreiras. Embora esses tipos de recursos possam ter benefícios econômicos e outros, eles podem ter implicações geológicas e ecológicas que devem ser consideradas.

1. Que fatores controlam o tamanho das ondas?

2. Referindo-se à Tabela 17.1, aproximadamente que tamanho de ondas (amplitude e comprimento de onda) você esperaria com um vento de 65 km / h soprando por 40 horas ao longo de 1.000 km de mar?

3. Se o comprimento de onda médio de uma série de ondas é 100 m, em que profundidade da água as ondas começarão a sentir o fundo e como isso mudará seu comportamento?

4. Qual é a diferença entre uma corrente de longo curso e uma deriva de longo mar?

5. Neste diagrama, as ondas (linhas azuis tracejadas) estão se aproximando de uma costa irregular. As setas vermelhas representam a energia dessas ondas, e uma foi estendida para mostrar onde essa energia atingiria a costa. Estenda as outras “linhas de energia” de maneira semelhante e comente como isso se relaciona com a erosão desta linha costeira.

6. Explique as origens de uma plataforma de corte de onda.

7. Como definimos os limites da face da praia e quais são alguns outros termos usados ​​para descrever esta zona?

8. Um espeto é, na verdade, apenas uma praia que está ligada à costa apenas em uma extremidade. Quais são as condições necessárias para a formação de um espeto?

9. As ilhas de barreira são comuns ao longo da costa atlântica dos EUA, no extremo norte de Massachusetts. Por que não há quase nenhum no nordeste dos EUA ou ao longo das costas de New Brunswick, Nova Scotia e Newfoundland?

10. Este diagrama representa uma ilha na costa central de A.C. que experimentou 140 m de recuperação isostática desde o degelo, e também foi afetada pela elevação eustática global do nível do mar no mesmo período. A linha tracejada indica o nível do mar durante a glaciação. Quanto mais alta ou mais baixa essa linha deve ser agora?

11. Se uma barragem fosse construída no rio Fraser perto de Hope, quais seriam as implicações de longo prazo para as praias na área de Vancouver? Explique por quê.


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2. Conjuntos de dados e metodologia

2.1. Dados GRACE

[4] O aparecimento de listras verticais nos campos gravimétricos mensais obtidos do GRACE requer o uso de pós-processamento de filtros dedicados [ Swenson e Wahr, 2006 Wouters e Schrama, 2007 Klees et al., 2008]. Neste estudo, usamos os campos da versão 1 do DEOS Mass Transport (DMT-1) [ Liu et al., 2010], que são filtrados por meio de um filtro anisotrópico não simétrico [ Klees et al., 2008]. O filtro aplicado maximiza a relação sinal-ruído e é, portanto, “ótimo” em um sentido estatístico: como resultado, os campos DMT-1 estão quase livres de ruído espacialmente correlacionado e particularmente adequados para estudos de impressão digital. O conjunto de dados disponível consiste em 6 anos de soluções mensais, de fevereiro de 2003 a fevereiro de 2009, calculadas no domínio harmônico esférico até grau e ordem 120. Por uma abordagem de mínimos quadrados, obtivemos uma tendência linear de 0,5 ° x 0,5 ° grade, estimada simultaneamente com quatro sinais periódicos (anual, semestral, maré S2 e K2). Para fins de estimativa de erro, também usamos os campos do Center for Space Research (CSR) Release-04 [ Bettadpur, 2007], filtrado por meio de Funções Ortogonais Empíricas (EOF) [ Wouters e Schrama, 2007 ].

2.2. Modelo GIA

[5] Aqui, o ajuste glacio-isostático (GIA) representa a deformação contínua da Terra Sólida devido às mudanças na carga de superfície durante o último ciclo glacial, onde o efeito da grande troca de massa entre os continentes e os oceanos ainda é visível hoje por causa da resposta retardada da Terra viscoelástica. Em particular, o GIA está causando mudanças na forma e na rotação da Terra, bem como mudanças no RSL. A GIA depende de reconstruções da história glacial e da parametrização da Terra sólida, ambas com incertezas significativas, principalmente pela disponibilidade limitada de evidências diretas. Para este estudo, usamos um modelo amplamente adotado de história do gelo e viscosidade da Terra, ou seja, ICE-5G (VM2) [ Peltier, 2004], e incluímos o efeito da rotação da Terra [ Milne e Mitrovica, 1998]. Para a contribuição da Antártica, usamos o modelo de história do gelo IJ05 [ Ivins e James, 2005], em combinação com um modelo terrestre com maior viscosidade no manto inferior (10 22 Pa s) e uma litosfera elástica mais fina (60 km) do que VM2 [ Riva et al., 2009]. A Antártica contribui com apenas cerca de 10% do aumento global do nível do mar desde o último máximo glacial. Assim, o uso de IJ05 em vez de ICE-5G é importante, principalmente, na escala regional e tem um efeito mínimo no sinal GIA global. A fim de contabilizar o efeito estabilizador da elipticidade não hidrostática da Terra no movimento polar [ Mitrovica et al., 2005], escalamos nossa previsão de verdadeira derrapagem polar (TPW) para a metade de seu valor original, obtendo um movimento polar de cerca de 0,7 graus / Myr. Ainda há um debate aberto sobre muitos aspectos da última glaciação, bem como sobre a importância relativa de vários processos terrestres no que diz respeito à GIA global [ Ivins e Wolf, 2008, e referências nele]. Nossa abordagem, onde usamos um modelo “padrão”, é projetada para separar os problemas de GIA do problema de impressão digital, enquanto mantém a reprodutibilidade de nossos resultados. No entanto, aceitamos que existem limitações na representação do GIA (estimamos que a incerteza do GIA no intercâmbio de massa global seja de cerca de 20%).

2.3. Correção de Vazamento

[6] O efeito combinado da altitude de vôo dos satélites GRACE e a precisão dos instrumentos de alcance da banda K a bordo define um limite superior para a resolução de medição de cerca de 300 km. Isso causa um problema quando as mudanças de massa precisam ser restringidas dentro de uma determinada bacia de escala comparável. Uma solução possível faz uso de kernels de média em combinação com fatores de escala apropriados [por exemplo, Velicogna e Wahr, 2006]. No entanto, a determinação de um fator de escala pode ser problemática para grandes regiões, onde o balanço de massa é resultante da contribuição de sinais positivos e negativos que têm um padrão espacial anisotrópico. Uma abordagem alternativa é expandir o tamanho da bacia para incluir uma zona tampão que tenha uma largura controlada pela resolução GRACE. Esta abordagem é baseada na suposição de que a maior parte do vazamento é direcionada para fora, o que geralmente é o caso quando os limites da bacia são representados por linhas costeiras. É análogo ao uso de um kernel oceano modificado proposto por Chambers et al. [2007], que procuravam o sinal complementar (mudança na massa do oceano) e sugeriram o descarte das mudanças ocorridas a 300 km da costa. O uso de uma zona tampão é suficiente para determinar o orçamento da massa de terra. No entanto, para o propósito de modelar as impressões digitais RSL, precisamos localizar fisicamente as mudanças de massa na terra. Para tanto, isolamos o sinal dentro da zona tampão (representada pelos primeiros 250 km de oceano ao redor da terra) e, por meio de um filtro de convolução, o forçamos a vazar de volta para a terra. Antes de adicionar esse buffer “vazado” à carga terrestre, restauramos seu conteúdo de massa original por meio do dimensionamento. Para a convolução, usamos um filtro de vagão com meia largura igual à largura da zona de amortecimento, para concentrar o sinal nas áreas costeiras. Para a escala, usamos um fator fixo de 3, onde este valor tem a seguinte explicação geométrica: se o sinal dentro do buffer fosse plano, então o fator de escala apropriado seria 4 (1/2 do sinal permaneceria dentro do buffer zona e 1/4 dele seria espalhado em cada lado) se o sinal estivesse concentrado muito perto da costa, então o fator de escala seria 2 (1/2 do sinal permaneceria sobre o oceano e 1/2 sobre a terra ) assim, uma vez que o vazamento de terra diminui da costa para fora, o fator de escala deve estar entre 2 e 4. O valor médio de 3 é apropriado quando a largura do buffer é comparável ao limite de resolução. Esta correção de vazamento tem a vantagem de ser facilmente implementada para todos os continentes de uma vez, uma vez que o fator de escala é determinado a priori. Ele fornece uma correção aproximada, mas também reduz o vazamento dos oceanos para a terra, uma vez que um fator de escala menor que 4 dá mais peso àquela parte do sinal mais próxima da costa. Aplicamos apenas duas exceções a este procedimento: em torno de Sumatra, onde não usamos qualquer buffer para limitar a contaminação devido à deformação co e pós-sísmica do terremoto de 2004, e a Península Antártica, onde aumentamos o fator de escala para o valor empírico de 7,5 para explicar o fato de que o vazamento é maior do que o normal devido à pequena largura do terreno (este valor empírico foi obtido forçando a carga restaurada sobre o terreno a ser igual ao conteúdo de massa original da zona de amortecimento). O efeito total da correção de vazamento é aumentar nossa estimativa da mudança de massa continental média em 40%, onde este valor é apenas marginalmente dependente da largura do filtro (na faixa de 150-350 km), uma vez que o fator de escala pré-determinado efetivamente reduz o vazamento no oceano.

2.4. Determinação da carga terrestre

[7] As mudanças de gravidade medidas pelo GRACE são o resultado de processos dinâmicos que ocorrem dentro da Terra e dentro de sua camada superficial (água + atmosfera). O maior sinal devido à Terra sólida é o GIA, discutido acima. No que diz respeito à camada superficial, esta pode ser separada em vários componentes: a água continental (água superficial e subterrânea, umidade do solo, neve e gelo), o oceano passivo (em equilíbrio gravitacional), o oceano dinâmico e a atmosfera. Mudanças na massa da terra e mudanças na massa do oceano passivo estão diretamente conectadas por meio da atração gravitacional para determinar com precisão as mudanças na massa da terra. A resposta passiva do oceano deve ser levada em consideração. Trabalhamos com a suposição de que o sinal dominante na tendência plurianual dos oceanos se deve aos efeitos gravitacionais, e não à dinâmica do oceano. Esta é uma suposição razoável, especialmente para os graus harmônicos mais baixos que serão altamente sensíveis ao transporte de massa em grande escala. Nossa abordagem segue a filosofia de Clarke et al. [2005] e baseia-se na consideração de que o sinal de gravidade sobre a terra, medido pelo GRACE, está contaminado pela assinatura gravitacional do oceano passivo. Iterativamente, determinamos uma carga terrestre diferente que, uma vez combinada com a resposta elástica da Terra e de um oceano passivo (por meio da equação do nível do mar), produz o mesmo sinal de gravidade sobre a terra observado por GRACE. Nossa abordagem iterativa é a seguinte:

[8] 1. Depois de corrigir o campo de tendência GRACE filtrado para GIA e vazamento, e depois de restaurar os produtos atmosféricos e oceânicos (AOD1B) removidos durante o processamento GRACE, determinamos a carga terrestre inicial calculando a mudança de massa da superfície em termos de equivalente altura da água [ Wahr et al., 1998] e multiplicando o campo resultante por um kernel de terra (exato em resolução de 0,5 ° x 0,5 °).

[9] 2. Usamos esta carga terrestre como a carga de entrada para a equação do nível do mar e determinamos a carga de equilíbrio (até grau e ordem 360, enquanto conservamos a massa e incluindo o efeito da rotação da terra).

[10] 3. Pegamos a diferença entre a carga de equilíbrio e a carga inicial do solo e a adicionamos à carga de entrada, obtendo uma carga atualizada do solo.

[11] 4. Iteramos de (ii) até que a carga de equilíbrio convirja (na prática, cerca de três iterações são suficientes para obter convergência dentro de um por cento).

[12] No que diz respeito ao oceano, ajustamos implicitamente a sua componente passiva e consideramos como ruído a parte do sinal devida a processos dinâmicos, que deve ter média zero. Por meio dessa abordagem, também melhoramos a determinação do componente de grau 1 da carga (ver Tabela S1 do material auxiliar para o movimento do geocentro resultante), que não pode ser observado diretamente pelo GRACE e precisa ser restringido por meio de conjuntos de dados adicionais [ Swenson et al., 2008] ou relações de consistência [ Clarke et al., 2005]. A carga terrestre final é globalmente maior em magnitude em cerca de 16% (o componente de grau 1 aumenta em 60%) e tem uma configuração diferente da carga inicial, porque o oceano passivo afeta tanto o tamanho quanto a distribuição espacial da estimativa de massa superficial (Figura S1).


Afiliações

GNS Science, Lower Hutt, Nova Zelândia

R. H. Levy, N. R. Golledge, J. S. Crampton e C. Clowes

Centro de Pesquisa Antártica, Victoria University of Wellington, Wellington, Nova Zelândia

R. H. Levy, T. R. Naish, N. R. Golledge e R. M. McKay

Departamento de Geociências, Universidade de Wisconsin - Madison, Madison, WI, EUA

Escola de Geografia, Meio Ambiente e Ciências da Terra, Victoria University of Wellington, Wellington, Nova Zelândia

Departamento de Geociências, Universidade de Massachusetts, Amherst, MA, EUA

Instituto Nacional de Oceanografia e Geofísica Sperimentale (OGS), Sgonico, Trieste, Itália

Istituto Nazionale di Geofisica e Vulcanologia (INGV), Roma, Itália

Escola de Ciências Geográficas da Universidade de Bristol, Bristol, Reino Unido

Ciências da Terra e Atmosfera, Universidade de Nebraska, Lincoln, Lincoln, NE, EUA

Departamento de Ciências da Terra, Universidade da Califórnia, Santa Bárbara, Santa Bárbara, CA, EUA

Departamento de Geologia e Geociências Ambientais, Northern Illinois University, DeKalb, IL, EUA

Programa Internacional de Descoberta do Oceano, Texas A & ampM University, College Station, TX, EUA

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Contribuições

R.H.L. e S.R.M. concebeu o projeto. R.H.L., T.R.N. e R.M.M. realizou a síntese estratigráfica e proxy, e S.R.M. conduziram as análises de séries temporais. R.H.L. e S.R.M. escreveu o primeiro rascunho do manuscrito, em consulta com T.R.N., N.R.G., J.S.C. e R.M.M. Todos os autores contribuíram para as interpretações e principais achados deste trabalho.

Autor correspondente


Assista o vídeo: Qué son las Geociencias?