Les plages soulevées de Scandinavie et du Canada, conséquences du rebond post-glaciaire

Pierre Thomas

Laboratoire de Géologie de Lyon / ENS Lyon

Olivier Dequincey

ENS Lyon / DGESCO

11/05/2015

Résumé

Glaciation, déglaciation, variation relative du niveau de la mer et viscosité du manteau terrestre.


Figure 1. Plage soulevée dans la région de Borselv (Norvège), au Nord de la Scandinavie

Plage soulevée dans la région de Borselv (Norvège), au Nord de la Scandinavie

Ces paléo-plages sont constituées de cordons de galets étagés, cordons qui matérialisent des paléo-lignes de rivage. La plage actuelle sur la photo est à l'altitude 0  m (par définition). Le premier escarpement raide encore à l'ombre (en venant de la mer) doit correspondre à la limite actuelle des hautes mers qui a tendance à éroder un ancien cordon déposé quelques jours à quelques années plus tôt. La paléo-plage la plus haute visible sur cette photo à l'extrême droite est à environ 30 m d'altitude. Depuis que cette paléo-plage a été faite, le sol est remonté (ou la mer est descendue) d'une trentaine de mètres. Cette remontée récente du continent est due au réajustement isostatique conséquence de la fonte de la calotte glaciaire, remontée appelée rebond post-glaciaire.


On trouve en Scandinavie, au Canada... de nombreuses paléo-plages soulevées. Elles sont constituées de cordons de galets étagés, cordons qui matérialisent des paléo-lignes de rivage. Au niveau des plages actuelles en zone stable, si la dynamique littorale est adéquate, la mer peut former un petit cordon de galets éphémère en haut de la plage à chaque marée haute. Un cordon un peu moins éphémère peut exister au niveau le plus haut atteint par les marées hautes de vives eaux (grands coefficients). Si la morphologie de la côte le permet, on peut aussi trouver un (des) cordon(s) de galets encore plus haut(s), déposé(s) lors de tempêtes exceptionnelles ayant eu lieu pendant une (des) très grande(s) marée(s). De tels cordons ont pu localement se développer à la limite supérieure atteinte par la mer en haut de certains traits de côte du littoral atlantique français lors des tempêtes Xynthia en février 2010, Lothar et Martin fin décembre 1999. La paléo-plage la plus haute visible sur la photographie ci-dessus (à l'extrême droite) est à environ 30 m d'altitude. Depuis que cette paléo-plage a été faite, le sol est remonté (ou la mer est descendue) d'une trentaine de mètres. Cette remontée récente du continent (ou cette descente de la mer) n'est pas générale à la surface de la Terre mais localisée seulement dans quelques régions (Scandinavie, Canada...). Il ne s'agit donc pas d'une baisse du niveau de la mer qui serait générale sur toute la Terre. Sauf dans certaines régions tectoniquement et sismiquement très actives, cette remontée importante du continent n'existe que là où il y a eu d'importants glaciers quaternaires, qui ont laissé de nombreux témoins comme les fjords dans cette région de Scandinavie. Cette surrection du continent est due au réajustement isostatique conséquence de la fonte de la calotte glaciaire. Cette remontée avait évidemment été précédée d'un enfoncement lors de la croissance de la calotte glaciaire. Cette surrection est appelée rebond post glaciaire.

Figure 2. Analogie miniature actuelle (plage à Trégastel, Côtes d'Armor) montrant comment une baisse relative du niveau de la mer par rapport au continent peut engendrer le dépôt de cordons étagés

Analogie miniature actuelle (plage à Trégastel, Côtes d'Armor) montrant comment une baisse relative du niveau de la mer par rapport au continent peut engendrer le dépôt de cordons étagés

Il suffit de regarder une plage à marée basse pendant une semaine située entre les périodes de vives eaux et de mortes eaux. Chaque marée haute dépose un "cordon" de débris, principalement des algues, en haut de la limite des hautes mers. Quand on est dans une période située entre les marées de vives eaux et de mortes eaux, les marées ont des coefficients de plus en plus petits, et les marées hautes sont de moins en moins hautes. Les cordons de débris laissés à chaque marée haute sont donc laissés de plus en plus bas. Cette photo a été prise le 17 août 2010 en milieu d'après-midi à marée basse, quelques jours après les marées de vives eaux. Chaque marée haute (dont on connaît parfaitement la date et l'heure) a laissé un cordon de débris. Le cordon de débris le plus bas correspond à la marée haute du 17 août, 12h30, celui immédiatement au-dessus à celle du 17 août, 00h05... et ainsi de suite. Le cordon le plus haut a été laissé le 14 août vers 10h du matin. On peut donc ainsi estimer la diminution d'amplitude des marées hautes entre le 14 et le 17 août 2010. En datant chaque plage soulevée du Canada ou de Scandinavie, et en mesurant leur altitude actuelle, on peut mesurer la vitesse de surrection du continent et son évolution au cours du temps.


Figure 3. Plage soulevée à Porsanger (Norvège), au Nord de la Scandinavie

Plage soulevée à Porsanger (Norvège), au Nord de la Scandinavie

Figure 4. Plage soulevée à Porsanger (Norvège), au Nord de la Scandinavie

Plage soulevée à Porsanger (Norvège), au Nord de la Scandinavie

Figure 5. Vue aérienne du secteur des plages soulevées de Borselv - Porsanger, Norvège

Vue aérienne du secteur des plages soulevées de Borselv - Porsanger, Norvège

D'après les données altimétriques de Google Earth, la plage soulevée visible la plus haute est à une altitude de 60 m. Il y a donc eu au moins 60 m de surrection depuis la fonte de la calotte glaciaire dans ce secteur de Scandinavie, et sans doute plus, car les plages les plus anciennes sont plus difficiles à identifier sur de telles images dont la résolution n'est pas toujours très bonne (la couverture d'image est "médiocre" dans ce secteur du fait de la météo souvent très mauvaise).


Figure 6. Autre plage soulevée dans la région de Batsfjord (Norvège), au Nord de la Scandinavie

Autre plage soulevée dans la région de Batsfjord (Norvège), au Nord de la Scandinavie

Il n'y a pas d'image Google Earth à haute résolution permettant de voir ces plages soulevées.


Figure 7. Localisation des plages soulevées de Porsanger / Borselv et de Batsfjord, au Nord de la Scandinavie

Localisation des plages soulevées de Porsanger / Borselv et de Batsfjord, au Nord de la Scandinavie

Punaise jaune : Porsanger - Borselv. Punaise rouge : Batsfjord.

La croix bleue indique la position du célèbre Cap Nord.


Figure 8. Localisation des plages soulevées de Porsanger / Borselv et de Batsfjord, au Nord de la Scandinavie

Localisation des plages soulevées de Porsanger / Borselv et de Batsfjord, au Nord de la Scandinavie

Punaise jaune : Porsanger - Borselv. Punaise rouge : Batsfjord.


Figure 9. Plage soulevée dans le secteur de Fort Severn, Baie d'Hudson, Canada

Plage soulevée dans le secteur de Fort Severn, Baie d'Hudson, Canada

La couverture Google Earth ne permet pas de trouver "facilement" de belles plages soulevées en Scandinavie. Il n'en est pas de même au Canada, ou un rapide survol permet d'en trouver des centaines de kilomètres, en particulier sur les bords de la Baie d'Hudson comme ici dans le secteur de Fort Severn.


Figure 10. Plage soulevée sur l'île de Cockburn, baie de Bathurst, Canada

Plage soulevée sur l'île de Cockburn, baie de Bathurst, Canada

On trouve très peu de belles photos de plages soulevées sur le web. Une superbe exception se trouve sur l'île de Cockburn, à l'entrée de la baie de Bathurst au Canada.



La surrection relative de la Scandinavie et du Canada est connue depuis "toujours" car elle a des effets visibles à une échelle de temps humaine. Outre les plages étagées pas forcément faciles à interpréter, il y a quelques siècles, cette remontée se traduit par une baisse apparente du niveau de la mer, qui se manifeste par une diminution de la profondeur des ports, par un recul du trait de côte quand celle-ci est relativement plate... Il n'est pas besoin d'être spécialiste en morphologie côtière ou en gravimétrie pour constater cela. Un proverbe same (same = lapon en langue locale) dit d'ailleurs que là où le grand-père attachait sa barque le petit fils plante ses choux. Les mesures de nivellement faites depuis le début du 20ème siècle montrent qu'actuellement le Nord du golfe de Botnie (entre Suède et Finlande) remonte (par rapport au niveau de la mer supposé fixe) d'environ 1 m/siècle (= 1 cm/an). Elle est du même ordre de grandeur (1 cm/an) au Canada au niveau de la baie d'Hudson (figure 9), mais seulement de 40 cm/siècle au niveau de l'île de Cockburn (figure 10) et de 20 cm/siècle sur la côte Nord de la Norvège (figures 1 à 8).

Cette surrection a été comprise dès le début du 20ème siècle quand on a compris (1) que la Scandinavie et le Canada avaient été recouverts de plusieurs milliers de mètres de glace lors des glaciations quaternaires, et (2) que la surface de la Terre est (à l'échelle des temps géologique) en équilibre hydrostatique. Une surcharge (calotte glaciaire, volcans...) se traduit par un enfoncement et une décharge (fonte des glaces, érosion...) se traduit par une remontée, de la même façon d'un bateau qu'on charge s'enfonce dans l'eau et qu'un bateau qu'on décharge remonte. Dans le cas d'un bateau dans un port, la montée/descente d'un bateau et le retour à l'équilibre sont quasiment instantanés, car la viscosité de l'eau est très faible (10-2 Pa.s). Si on imaginait un bateau flottant sur un miel épais ou sur de la cancoillotte, la descente/remontée d'un bateau que l'on charge et décharge ne serait pas instantanée, mais durerait plusieurs minutes. Dans le cas de la surface terrestre, montée/descente et retour à l'équilibre mettent des milliers d'années à se faire, car la viscosité des roches constituant l'asthénosphère est beaucoup plus élevée (de 1019 à 1020 Pa.s).

En approximant la masse volumique des silicates de l'asthénosphère à 3 000 kg.m-3 et celle de la glace à 1 000 kg.m-3 on peut effectuer un calcul mental rapide donnant l'ordre de grandeur de l'enfoncement dû à la surcharge d'un glacier. De petits calculs simples à la portée des élèves de terminale S, à condition que ceux-ci maîtrisent les notions d'équilibre hydrostatique et/ou de poussée d'Archimède, notions qui « de mon temps » (en 1967), étaient au programme de seconde, montrent qu'en Scandinavie, une calotte épaisse de 3 000 m a entraîné un enfoncement du sol d'environ 1 000 m. Le relèvement a débuté dès la fonte (rapide) des glaces vers -15 000 à -12 000 ans. Au centre de la Scandinavie, le relèvement déjà effectué est estimé à 800 m. Il reste encore environ 200 m de surrection à venir pour que l'équilibre soit atteint. Au Canada, où la calotte devait mesurer 5 000 m en son centre, la surrection a encore plus d'ampleur. On peut raffiner le calcul est utilisant les "vrais" valeurs de densité (cf. la note isostasie).

La mesure de la vitesse de remontée et sa variation au cours du temps est d'ailleurs l'une des méthodes pour mesurer la viscosité de l'asthénosphère.

Il est assez facile de mesurer la vitesse de remontée du continent. Il suffit de dater des plages (par exemple en y échantillonnant de vieux morceaux de bois pris dans les galets et en les datant au 14C) et de relier l'âge et l'altitude des plages en un même lieu.

La dernière glaciation (le Würm selon la terminologie européenne) a débuté vers -100 000 ans pour culminer vers -18 000 ans. La mise en glace a été lente et progressive. L'enfoncement du Canada et de la Scandinavie a été aussi lent et progressif que la mise en glace et s'est quasiment fait à l'équilibre isostatique. La déglaciation a par contre été beaucoup plus rapide, et l'essentiel s'est fait entre -15 000 et -12 000 ans, durée très brève que l'on peut considérer comme géologiquement instantanée. La remontée actuelle a bien sûr commencé dès cette époque mais continue encore quelques milliers d'années après cette décharge quasiment instantanée, à cause de la forte viscosité de l'asthénosphère.

Figure 12. Position des calottes glaciaires de l'hémisphère Nord lors du dernier maximum glaciaire (DMG, -18 000 ans)

Position des calottes glaciaires de l'hémisphère Nord lors du dernier maximum glaciaire (DMG, -18 000 ans)

Il existait trois grandes calottes majeures lors du DMG : la plus grande, la calotte Nord-américaine, la calotte dite scandinave, qui recouvrait beaucoup plus que la Scandinavie, et la calotte groenlandaise, la seule qui a survécu à la déglaciation. Les quatre sites à plages soulevées montrées dans les figures précédentes sont indiqués par des croix rouges.


Figure 13. Schéma des différentes étapes des mouvements verticaux ayant affecté le Canada et la Scandinavie

Schéma des différentes étapes des mouvements verticaux ayant affecté le Canada et la Scandinavie

Les reliefs préexistants affectant ces deux régions ont été négligés. L'épaisseur de la calotte glaciaire (3 km) et l'amplitude des mouvements verticaux (1 km) ont été exagérés 30 fois par rapport à l'épaisseur de la croûte (30 km) et du manteau lithosphérique (60 km).

Étape 1  - Situation juste avant le début de la dernière glaciation (le Würm). On a supposé que la surface de ces régions était 100 m au-dessus du niveau de la mer qui n'est donc pas représentée ici (la mer était approximativement au même niveau qu'actuellement lors de cet interglaciaire Riss-Würm).

Étape 2  - Situation au moment du dernier maximum glaciaire. Une calotte de 3000 m recouvre le continent qui s'est affaissé d'environ 1000 m sous le centre de la calotte (il a alors une altitude de -900 m par rapport au 0 actuel). Cette flexion de la lithosphère (considérée comme une plaque élastique surmontant une asthénosphère à comportement visqueux) a entraîné un léger bombement en périphérie de la zone enfoncée. Les flèches rouges indiquent l'ampleur du mouvement de subsidence sous le centre de la calotte. Le niveau de la mer (non représentée ici) a baissé d'environ 120 m par rapport à son niveau des interglaciaires.

Étape 3  - Situation juste après la déglaciation. La durée de cette déglaciation est considérée comme suffisamment brève pour n'être accompagnée d'aucun mouvement vertical significatif. La fonte des glaces a par contre fait remonter instantanément le niveau de la mer à son niveau normal des interglaciaires (le niveau actuel). L'emplacement du centre de l'ancienne calotte est toujours à -900 m. Il correspond donc à une mer profonde de 900 m (la paléo-baie d'Hudson ou le paléo-golfe de Botnie). Les lignes de rivages sont localisées par les deux petites flèches bleues.

Étape 4  - Situation actuelle. Le réajustement isostatique est très largement avancé ; le centre de la dépression est remonté de 800 m (80% de la remontée théorique ont déjà été effectués). Le niveau global de la mer n'ayant pas varié, la mer centrale devient de moins en moins profonde (100 m). Les petites flèches bleues verticales localisent les anciennes lignes de rivages de l'étape 3. Les petites flèches horizontales vertes représentent le recul des traits de côte. Dans quelques millénaires, le centre aura ré-atteint son équilibre et aura retrouvé son altitude initiale de +100 m (on suppose qu'il n'y a pas eu d'érosion). Baie d'Hudson et Golfe de Botnie auront disparu.


Rappel : équilibre isostatique

Dans le cas d'un équilibre isostatique, le calcul de l'enfoncement de la lithosphère suite à une surcharge (formation d'un glacier, mise en place d'un volcan, épaississement crustal...) nécessite de comparer l'état initial et l'état final par rapport à un niveau de compensation asthénosphérique (niveau horizontal sous lequel il est considéré y avoir la même masse jusqu'au centre de la Terre) : on doit avoir la même "masse" au-dessus du niveau de compensation dans les deux états. Le principe est le même pour calculer la surrection en cas de "décharge" (fonte d'un glacier, érosion, amincissement crustal ou lithosphérique...).

Figure. Isostasie : calcul de l'enfoncement lié à une surcharge locale

Isostasie : calcul de l'enfoncement lié à une surcharge locale

À l'équilibre isostatique, les masses présentes au-dessus des points A et B sont égales.

Donc, 3,25xh + 70x3,3 + 30x2,7 = 70x3,3 + 30x2,7 + Hxd'

Soit, 3,25xh = Hxd' (la masse de la lithosphère est la même au-dessus de A et B, le résultat ne dépend donc pas de la composition de la lithosphère initiale).

Pour une surcharge de glace de 3 km et de densité d'=0,9, on a donc un enfoncement h = (3x0,9) / 3,25 = 0,83, soit un enfoncement de 830 m pour 3 km de glace.

Remarque au passage : le manteau lithosphérique (d=3,3) "flotte" sur le manteau asthénosphérique moins dense (d=3,25) car la lithosphère rigide forme un tout de densité moyenne 3,12 dans le cas présent.