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3.17 : Le paradoxe Atlantique-Pacifique - Géosciences

3.17 : Le paradoxe Atlantique-Pacifique - Géosciences


Les premières explorations du bassin de l'océan Atlantique ont montré qu'il est principalement entouré de plaines côtières douces et de vieilles chaînes de montagnes usées, et qu'il avait relativement peu d'activité volcanique ou sismique dans d'autres régions. En revanche, l'exploration précoce du bassin de l'océan Pacifique a fait prendre conscience de la région décrite comme la Anneau de feu (voir Graphique 3.26). Dans la plupart des endroits autour de l'anneau de feu du Pacific Rim, les zones de transition des continents vers l'océan profond ont un grand nombre de volcans actifs ou récemment actifs. Dans la plupart des endroits où des arcs volcaniques (ceintures d'îles et chaînes de montagnes composées de volcans) apparaissent sur terre, il existe également des tranchées en eau très profonde situées pas trop au large du littoral.

Pourquoi Continental Drift a-t-il été rejeté par la communauté scientifique ?

Bien que la dérive des continents ait intrigué la communauté scientifique, elle a été largement rejetée car il n'y avait pas de données pour expliquer tous les faits observables sur comment ou pourquoi les continents se sont déplacés à travers le bassin océanique. C'était en grande partie parce qu'au début du 20e siècle, on savait très peu de choses sur la nature des bassins océaniques du monde ni sur les caractéristiques physiques de la structure de l'asthénosphère et de la lithosphère terrestres. De nombreuses autres hypothèses existaient dans la communauté scientifique jusqu'à la fin du 20e siècle, mais ces idées contradictoires ont perdu de leur importance avec les avancées de la nouvelle théorie de la tectonique des plaques. L'hypothèse de Wegener a été rejetée car il a proposé un mécanisme de dérive des continents, qui s'est avéré faux.

• Son mécanisme était compliqué et impliquait la force de la terre qui tournait et les marées.
• Il a été rejeté comme un excentrique et ses détracteurs ont dit qu'il avait soigneusement choisi ses données pour correspondre à son hypothèse.
• À ce moment-là, la Terre entière était solide, il était donc difficile de formuler un mécanisme pour la dérive des continents.


Lors du métamorphisme au faciès granulite des roches métasédimentaires par infiltration de fluides carboniques, la disparition des minéraux hydratés entraîne la libération de fluides aqueux. Ces fluides sont fortement enrichis en F et Cl, ainsi qu'une série d'éléments Large-Ion-Lithophile (LIL) et de métaux rares, entraînant leur appauvrissement en granulites. Pour résumer le devenir de ces éléments, nous nous concentrons sur trois domaines représentant différents niveaux crustaux et montrant des comportements distincts vis-à-vis de ces éléments. Les granulites métasédimentaires de Laponie illustrent le comportement du LILE et des métaux rares au cours du métamorphisme de la croûte inférieure. Il n'y a pas de changement de Ba, une perte modérée de Rb et un épuisement extrême de Cs, Li et Sn. Les teneurs en F et Cl sont également très faibles par rapport aux protolithes ou à la croûte continentale supérieure moyenne. La décomposition de la biotite et des amphiboles conduit à l'incorporation de leur partition dans un fluide ou un bain.

Les marbres métasomatisés de Tranomaro recristallisant dans des conditions de faciès de granulite représentent un exemple démonstratif de transfert de fluide des supracrustales de faciès de granulite aux pièges représentés par des skarns à l'échelle régionale. De tels fluides pourraient être à l'origine de l'enrichissement en éléments incompatible détecté dans les leucosomes des migmatites de St Malo en Bretagne (France) et des Black Hills dans le Dakota du Sud. Le nord du Massif central français nous fournit un exemple d'association potentielle entre l'enrichissement en éléments incompatibles des fontes granitiques et le métamorphisme au faciès des granulites. Des granites à grains fins enrichis en U et en F sont mis en place le long d'une zone de cisaillement à l'échelle crustale active lors de la mise en place au sein du complexe leucogranitique peralumineux de St Sylvestre. Nous proposons que lors du métamorphisme au faciès des granulites dominé par les ondes carboniques dans un segment profond de la croûte continentale, ces zones de cisaillement contrôlent : (i) la percolation de F-, LILE-, fluides riches en métaux rares libérés principalement par la décomposition de la biotite (ii) l'amélioration de la fusion partielle par les fluides riches en F aux niveaux crustaux intermédiaires avec la génération de fontes granitiques riches en F-, LILE-, métaux rares (iii) leur transfert à travers la croûte avec un fractionnement prolongé facilité par leur faible viscosité due à des teneurs élevées en F-Li et enfin (iv) leur mise en place sous forme d'intrusions de métaux rares à des niveaux de croûte peu profonds.


2.1 Bilan énergétique

Le modèle se compose de deux équations de bilan énergétique, une pour l'atmosphère et une pour la surface. Sur la figure 1, la soi-disant forçages sont représentés par des flèches pointant dans le sens du transfert d'énergie. A partir de la Fig. 1, les équations du bilan énergétique pour l'atmosphère et la surface sont données, respectivement, par

Les symboles et les valeurs des paramètres du modèle sont définis dans le tableau 1. L'annexe A4 fournit les dérivations et la justification des valeurs des paramètres empiriques. Les forçages FO et FUNE représentent respectivement le transport thermique de l'océan et de l'atmosphère et sont spécifiés comme des constantes pour chaque région d'intérêt. Le transport de chaleur par conduction/convection de la surface à l'atmosphère est noté FC . Cette quantité dépendra en grande partie de la température de surface, TS . Comme décrit dans l'annexe A, nous l'avons modélisée comme une hyperbole qui est principalement plate pour les températures inférieures au point de congélation et qui croît approximativement linéairement pour les températures supérieures au point de congélation, de sorte que

UNE1 et UNE2 sont des constantes. Étant donné que le modèle concerne les températures autour du point de congélation de l'eau, nous la définissons comme température de référence, TR=273,15 K.

L'intensité moyenne annuelle du rayonnement solaire frappant une surface parallèle à la surface de la Terre mais au sommet de l'atmosphère est Q . La valeur de Q à l'un ou l'autre pôle est Q = 173,2 Wm - 2 et à l'équateur est de 418,8 Wm -2 (McGehee et Lehman, 2012 Kaper et Engler, 2013) . Une fraction ξR de ce rayonnement à ondes courtes est réfléchi par l'atmosphère vers l'espace et une fraction supplémentaire ξUNE est directement absorbé par l'atmosphère le reste pénètre à la surface. Voir l'annexe A1 pour la dérivation des valeurs de ξR et ξUNE . Le rayonnement solaire frappant la surface de la Terre est

La surface albédo est la fraction, α , de ce rayonnement solaire qui se réfléchit sur la surface vers l'espace. Ainsi le forçage solaire absorbé par la surface est (1−α)FS , et le rayonnement solaire réfléchi vers l'espace est αFS . Valeurs typiques de l'albédo de surface α sont de 0,6 à 0,9 pour la neige, de 0,4 à 0,7 pour la glace, de 0,2 pour les terres cultivées et de 0,1 ou moins pour l'océan ouvert. Dans cet article, nous introduisons un albédo légèrement variable donné par la fonction tangente hyperbolique :

αC et αW sont les valeurs d'albédo pour les températures froides et chaudes, respectivement, et le paramètre détermine la pente de la transition entre αC et αW . Voir l'annexe A2 pour une explication complète de l'équation. (3).

L'émission de rayonnement à ondes longues, je , d'un organisme est régie par le loi Stefan-Boltzmann, je=εσT 4 , où ε est l'émissivité, σ est la constante de Stefan-Boltzmann, et T est la température. La surface de la Terre agit comme un radiateur à corps noir, donc pour le rayonnement émis par la surface ε=1, donc

Les auteurs précédents ont postulé une température atmosphérique uniforme idéalisée TUNE pour le modèle de dalle, de sorte que l'intensité du rayonnement émis par l'atmosphère, jeUNE , est

L'émissivité est ε= 0,9 car l'atmosphère est un radiateur à corps noir imparfait. Une température uniforme pour l'atmosphère n'existe pas dans le monde réel, où TUNE varie fortement avec la hauteur, contrairement TS , qui a une valeur unique. Les précédents EBM à deux couches ont utilisé (TS,TUNE) comme les deux variables indépendantes dans les deux équations du bilan énergétique. (1) et (1). Ici à la place, nous utilisons (TS,jeUNE) comme les deux variables indépendantes, puis on laisse formellement TUNE être défini par l'éq. (5). La fraction de jeUNE qui atteint la surface est β=0,63 voir Annexe A6.

Le paramètre η représente la fraction du rayonnement infrarouge jeS de la surface qui est absorbée par l'atmosphère et est appelée absorptivité. Les principaux constituants de l'atmosphère sont l'azote et l'oxygène et ces gaz n'absorbent aucun rayonnement infrarouge. Les gaz qui contribuent à l'absorptivité η sont appelés gaz à effet de serre. Les principaux d'entre eux sont le dioxyde de carbone et la vapeur d'eau. La contribution de ces deux gaz à effet de serre à η sont analysés dans les sectes. 2.3.2 et 2.3.3, respectivement. Bien que les deux contribuent au réchauffement du climat, les mécanismes physiques sous-jacents des deux sont très différents. En général, la contribution à η de la vapeur d'eau est fonction de la température. Un autre contributeur majeur à l'absorption est l'eau liquide et solide dans les nuages. Nous modélisons cette partie de l'absorption comme constante, puisque nous n'incluons aucune donnée sur la variation de la couverture nuageuse. Cependant, nous avons expérimenté en faisant varier cette portion avec la température de surface, et les résultats n'étaient pas qualitativement différents de ceux présentés ici.

Températures non dimensionnelles

Nous redimensionnons la température par la température de référence TR=273,15 K et définir de nouvelles températures adimensionnelles et de nouveaux paramètres

Après normalisation, la température de congélation de l'eau est représentée par τ=1 et le bilan énergétique de l'atmosphère et de la surface Eqs. (1)–(4) simplifier en

La gamme de températures de surface TS observé sur Terre est limité à un intervalle autour du point de congélation de l'eau, 273,15 K, et donc la température adimensionnelle τ se situe dans un intervalle autour τ=1 . Dans cet article, nous supposons 0,8 τ ≤ 1,2 , ce qui correspond approximativement à une plage en degrés Celsius plus familiers de - 54 ∘ C ≤ T ≤ + 54 C. Une autre raison de la limite supérieure de température est que le Clausius-Clapeyron loi utilisée dans la Sect. 2.3.3 ne s'applique pas à des températures supérieures au point d'ébullition de l'eau.


1. Introduction

[2] L'énergie rayonnée par les tremblements de terre et d'autres sources d'instabilités fragiles est une quantité fondamentale du processus de défaillance avec des implications importantes pour la répartition de l'énergie dans différentes conditions et types d'événements, le risque de secousses sismiques et de nombreux autres sujets [par exemple, Abercrombie et al., 2006 , Shi et al., 2008 , et références y figurant]. Cependant, les contraintes d'observation sur l'énergie sismique rayonnée sont limitées en raison des grandes incertitudes dans le processus d'analyse des données. Ceux-ci sont principalement associés à une connaissance imprécise des mécanismes de la source et des propriétés du milieu, à une couverture de station incomplète et à une gamme de fréquences enregistrée limitée. Les estimations de l'énergie rayonnée par différents enquêteurs pour le même séisme diffèrent souvent de plus d'un ordre de grandeur [Singh et Ordaz, 1994 Mayeda et Walter, 1996 ]. En comparaison, l'incertitude des estimations du moment sismique impliquant uniquement la partie basse fréquence de l'énergie rayonnée ne dépasse généralement pas un facteur de 2 [par exemple, Prieto et al., 2004 ].

[3] En général, la mesure précise de l'énergie rayonnée nécessite des données avec un rapport signal/bruit élevé sur une large gamme de fréquences [Singh et Ordaz, 1994 ], et un certain nombre de capteurs entourant bien la source sismique (c'est-à-dire une couverture directionnelle suffisante de la sphère focale) pour tenir compte du diagramme de rayonnement et des effets de directivité. L'obtention de la bande passante nécessaire est particulièrement difficile pour les petits événements, en raison des faibles amplitudes du rayonnement sismique et de l'atténuation rapide des ondes haute fréquence impliquées. Une bande passante de fréquence insuffisante entraîne généralement une grave sous-estimation de l'énergie rayonnée [par exemple, Di Bona et Rovelli, 1988 Ide et Beroza, 2001 ]. Des erreurs significatives dans l'estimation de l'énergie rayonnée peuvent également être causées par une correction d'atténuation inappropriée et des effets de découplage/site du capteur.

[4] Le rapport entre l'énergie rayonnée dans le S et P vagues, ES/EP, est un paramètre important du mécanisme de rupture, qui peut indiquer l'existence de composants de traction de failles [par exemple, Gibowicz et Kijko, 1994 ]. L'estimation de la contribution des failles de traction au rayonnement peut avoir des implications profondes pour de nombreux aspects de la physique des tremblements de terre et d'autres instabilités fragiles, y compris le paradoxe du flux de chaleur [par exemple, Brune et al., 1993 Ben-Zion, 2001 Ou, 2008 ], étudiant la complexité des failles, les implications pour la mécanique des glissements de terrain et les processus dans les éruptions volcaniques [Julien et al., 1998 ], le rôle des fluides à haute pression dans le processus sismogénique [Fischer et invité, 2011 ], et le rayonnement lié à l'endommagement produit par les changements dynamiques des modules d'élasticité [Ben-Zion et Ampuero, 2009 Castro et Ben-Zion, 2013 ].

[5] Pour un point pur tondre source dans un solide de Poisson , la valeur attendue ES/EP le rapport est de 23,2 [Venkataraman et Kanamori, 2004 ]. Cependant, la finitude de la faille, la vitesse de rupture et les effets de directivité affectent de manière significative le ES/EP rapports [par exemple, Molnar et al., 1973 Sato et Hirasawa, 1973 Madariaga 1976 ]. Pour le modèle de faille cinématique simple de Haskell [ 1964 ], l'attendu ES/EP les plages sont respectivement de 30,4 à 54,0 et de 27,4 à 39,1 pour le plan et l'antiplan tondre failles, en supposant un solide de Poisson et VR = 0.8VS. Sato et Hirasawa [ 1973 ] obtenu ES/EP = 17,9 − 24,4 pour une circulaire tondre modèle de fissure et VR = (0.5 − 0.9)VS. Études observationnelles associées à tondre-les tremblements de terre dominés signalent généralement une grande variété de ES/EP des ratios compris entre 10 et 30 environ. A titre d'exemples, Prieto et al. [ 2004 ] estimé ES/EP valeur de 9 ± 1,5 pour un groupe de plus de 400 événements microsismiques enregistrés par le réseau sismique Anza en Californie du Sud. Charron et Fletcher [ 1984 ] a rapporté ES/EP valeur de 27,3 ± 3,3 basée sur une analyse détaillée de neuf petits tremblements de terre enregistrés à Monticello, en Caroline du Sud.

[6] Les procédés sources de traction peuvent enrichir la P rayonnement [par exemple, Vavryčuk, 2001 Ben-Zion et Ampuero, 2009 Ou, 2008 ] et entraîner une baisse ES/EP valeurs. Haskell [ 1964 ] prédit ES/EP =3.17–4.67 pour une faille de traction rectangulaire à vitesse de rupture constante VR = 0.8VS. Sato [ 1978 ] estimé ES/EP =0,90-1,05 pour une faille de traction circulaire en supposant une vitesse de rupture comprise entre 0,9 VS jusqu'à 0,1 VS. Diverses études observationnelles rapportées enrichies P rayonnement des ondes et relativement faible ES/EP rapports [par exemple, Gibowicz et Kijko, 1994 Vavryčuk et al., 2008 Fischer et invité, 2011 Castro et Ben-Zion, 2013 ], généralement en association avec de petits événements sismiques dans les mines, l'injection de fluide et les régions sans faille préexistante simple. Gibowicz et al. [ 1990 ] ont constaté que la majorité des tremblements de mine enregistrés dans le bassin de la Ruhr, en Allemagne, affichent ES/EP < 10. Des résultats similaires ont été rapportés pour la nanosismicité détectée dans le Underground Research Laboratory (URL) au Canada [Gibowicz et al., 1991 ]. Dans les deux cas, les événements à faible ES/EP ont été interprétés comme des fractures de traction ou des fractures de cisaillement combinées à une composante de traction significative. García-García [ 2004 ] observé ES/EP des ratios compris entre 1 et 10 (valeur moyenne de 5,5) pour 43 microséismes enregistrés dans le bassin de Grenade, dans le sud de l'Espagne. Castro et Ben-Zion [ 2013 ] a trouvé une haute fréquence améliorée P rayonnement des ondes des répliques de de MW7.2 tremblement de terre qui pourrait refléter le rayonnement isotrope généré par les dommages causés aux roches dans la région source. Collins et les jeunes [ 2000 ] ont rapporté qu'environ 10 % de l'activité picosismique (MW allant de -4,2 à -2,9) enregistrés à l'URL ont ES/EP < 10.

[7] Dans ce travail, nous réalisons une étude détaillée de ES/EP rapports de pico- et femtosismicité [Bohnhoff et al., 2010 ] impliquant des tailles de source jusqu'à une échelle centimétrique (− 5,23 ≤ ML ≤ − 2,41) enregistré lors du projet JAGUARS dans la mine d'or profonde de Mponeng, Afrique du Sud [Nakatani et al., 2008 ]. En utilisant des techniques d'ajustement spectral et de rapport spectral, Kwiatek et al. [ 2011 ] ont étudié les processus sources et les paramètres des événements sismiques induits par le dynamitage liés à l'activité minière et à la séquence de répliques de M.W1.9 tremblement de terre [Yabe et al., 2009 ]. ils ont rapporté ES/EP ratios aussi bas que 1 avec une valeur médiane de 5,5 et spéculé que le faible ES/EP les ratios sont liés aux ruptures de traction qui existent dans l'environnement du chantier ainsi qu'aux ruptures de cisaillement [van Aswegen, 2008 ]. Dans la présente étude, nous tentons de déterminer si le faible ES/EP les ratios d'événements dans la mine reflètent des processus sources réels ou peuvent résulter d'incertitudes dans l'estimation de l'énergie rayonnée. Nous discutons d'abord théoriquement de l'influence du diagramme de rayonnement, de l'atténuation et de la bande de fréquence limitée sur ES/EP estimations de rapport dans les cas impliquant des failles de cisaillement et de traction. En utilisant les considérations théoriques, nous analysons ensuite un sous-ensemble d'événements sismiques minuscules de haute qualité suivant la MW1.9 événements sismiques induits [Yabe et al., 2009 ] qui s'est produit à proximité du réseau JAGUARS.


2. Données et méthodes d'analyse

2.1. Méthodes et données SHADOZ (2005-2009)

[23] Les sites SHADOZ sont illustrés à la Figure 1. Les lancements théoriquement hebdomadaires, programmés pour Aura, ERS-2 (European Research Sensing Satellites et ENVISAT overpasss, ont produit plus de 5 000 ensembles de profils d'ozone et de PTU à midi (1000–1400 heure locale) depuis 1998. Le tableau 1 présente l'emplacement de la station, les dates d'exploitation et le nombre de sondages utilisés dans nos analyses de 2005 à 2009. La station d'Alajuela s'est déplacée plusieurs fois depuis la fin de 2005, la plupart des données utilisées ici sont un mélange de profils d'Alajuela et de Heredia à proximité. et sont décrits comme Alajuela/Heredia. Les données de Hilo, Hawaï et Hanoï, Vietnam, ont été ajoutées aux archives SHADOZ en 2009 et 2010, respectivement.

[24] La mesure de l'ozone est effectuée avec des sondes d'ozone à cellule de concentration électrochimique (ECC) [ Johnson et al., 2002 Thompson et al., 2000 , 2003a ]. La température, la pression, l'humidité sont enregistrées par des radiosondes standards lancées avec chaque ozonesonde. Les radiosondes Vaisala RS-80 ou RS-92 sont utilisées dans la plupart des stations. Les exceptions sont la Réunion et Kuala Lumpur, où une radiosonde Meteo Modem est utilisée. Ascension et Natal utilisent la radiosonde Sippican, comme décrit sur http://croc.gsfc.nasa.gov/shadoz. Pour les comparaisons avec les instruments d'ozone total satellitaires et terrestres, les données compromises par des sursauts de ballon inférieurs à 20 hPa ne sont pas utilisées. Au dessus de 10 hPa ou burst, l'extrapolation à la colonne totale est faite avec la nouvelle climatologie de McPeters et Labow [2012] . Aucune normalisation à l'ozone total d'un satellite ou d'un instrument au sol (par exemple Dobson ou Brewer) n'est effectuée. La communauté de mesure de l'ozone continue d'élaborer des procédures standard et d'étudier la sensibilité de la mesure de l'ozone aux caractéristiques de fonctionnement telles que la concentration de la solution de détection, le courant de fond auquel le courant qui est proportionnel à la quantité d'ozone est référencé, et au traitement des données dans la moyenne et haute stratosphère [ Smit et al., 2011 ]. Le retraitement des données SHADOZ est en cours et devrait être terminé d'ici 2014. Il semble que plusieurs stations aient modifié les techniques pour être mieux alignées sur les dernières recommandations de l'OMM [ Smit et al., 2011 ]. En raison du manque de consensus sur les procédures recommandées pour les courants de fond supérieurs à la normale, [ Vömel et Diaz, 2010 Stübi et Levrat, 2010 ], aucun ajustement pour ce paramètre n'a été appliqué. Les sous-estimations les plus extrêmes de l'ozone TTL et LS attribuées aux erreurs de courant de fond élevées [ Vömel et Diaz, 2010 ] affectent moins de 2 % des données SHADOZ et ont un effet négligeable sur les statistiques présentées ici.

2.2. Analyses : définitions de la tropopause et du TTL et indice d'onde de gravité

[25] Dans les analyses qui suivent, nous nous référons au TTL et à la tropopause, termes qui varient parfois d'une étude à l'autre. Le TTL est défini comme une région dans laquelle les propriétés troposphériques et stratosphériques sont trouvées en termes de rapports de mélange des constituants et de gradients de température, d'activité des vagues, de taux de chauffage radiatif et d'autres quantités thermodynamiques. Une autonomie couramment adoptée pour le TTL est de 14,0 à 18,5 km [ Fueglistaler et al., 2009 , figures 1 et 14] cela englobe les localisations de la tropopause tropicale du point froid (CPT), de la tropopause thermique (LRT) et généralement de l'ozonopause, c'est-à-dire une tropopause déterminée selon un O3 rapport de mélange ou gradient.

[26] Une discussion détaillée de la tropopause du point froid (CPT), de la tropopause thermique (LRT) et de la tropopause définie par l'ozone basée sur les données SHADOZ apparaît dans Sivakumar et al. [2011] qui calculent une moyenne de 16,2 ± 0,2 km pour le LRT à six stations tropicales méridionales et la même moyenne (avec un écart type de 0,5 km) pour une ozonopause définie par gradient (tableau 2). Pour Alajuela/Heredia, l'analyse de Selkirk et al. [2010] des sondages de juillet-août 2005 et 2007 ont obtenu des tropopauses similaires à celles données dans Sivakumar et al. [2011] . Dans les deux cas, le CPT tropical est de 17,0 ± 0,2 km. La présente étude utilise une ozonopause définie comme l'altitude à laquelle le profil moyen atteint 100 ppbv d'ozone (tableau 2). À quelques exceptions près, les profils d'ozone SHADOZ aux stations tropicales (définis ici comme à ±18 degrés de latitude) ont tendance à varier de façon monotone dans le TTL, il n'y a donc aucune ambiguïté dans cette définition.

Site Altitude minimale d'ozone (km) FT Moyenne O3 Rapport de mélange (5 km-12 km) TTL Moyenne O3 Rapport de mélange (14 km–18,5 km) Ozonopause (km), LRT (km) (Cette étude) a a Altitude correspondant à 100 ppbv d'ozonopause comme dans les figures 6 à 8, données de 2005 à 2009.
Ozonopause (km) [ Sivakumar et al., 2011 ] b b De la définition de l'ozonopause Sivakumar et al. [2011] sur la base des données 1998-2008. La différence moyenne entre leur ozonopause et le LRT est en moyenne de 0,25 km, cinq des 7 sites tropicaux ayant une ozonopause plus élevée que le LRT.
Moyenne GWI, Altitude de GW Max. c c GWI = Gravity Wave Index, basé sur les sondages 1998-2007 [ Thompson et al., 2011a ].
Océans Indien oriental/Pacifique occidental
Kuala Lumpur 13 35.8 120 16.6, 16.9 --- 19.4, 17.0
Watukosek 14 30.8 95.6 17.0, 16.9 16.6 ± 1.3 18.5, 18.1
Fidji 13 40.1 140 16.6, 16.9 16,2 ± 1,2 d d Sivakumar et al. [2011] classe Fidji comme un site subtropical.
12.6, 18.1
Un m. Samoa 12 35.7 135 16.5, 17.1 16.4 ± 0.95 16.1, 18.1
Amériques équatoriales
San Cristóbal 11 48.1 135 16.5, 16.9 16.6 ± 1.1 12.6, 18.1
Alajuela/ Heredia 11 48 137 16.3, 17.1 --- ---
Paramaribo 11 59 123 15.6, 17.0 --- 7.85, 18.1
Océan Atlantique et Afrique
Natal 11 58.6 140 16.2, 17.0 15.9 ± 1.6 10.9, 18.2
Ascension 11 63.9 134 16.2, 17.1 15.5 ± 1.9 8.35, 18.0
Cotonou 11 72.5 155 15.5, 16.9 --- ---
Nairobi 11 55.3 134 16.4, 17.0 16.3 ± 1.6 16.6, 18.0
  • a Altitude correspondant à 100 ppbv d'ozonopause comme dans les figures 6 à 8 données de 2005 à 2009.
  • b De la définition de l'ozonopause Sivakumar et al. [2011] sur la base des données 1998-2008. La différence moyenne entre leur ozonopause et le LRT est en moyenne de 0,25 km, cinq des 7 sites tropicaux ayant une ozonopause plus élevée que le LRT.
  • c GWI = Gravity Wave Index, basé sur les sondages 1998-2007 [ Thompson et al., 2011a ].
  • Sivakumar et al. [2011] classe Fidji comme un site subtropical.

[27] Les autres paramètres utilisés dans la classification régionale des profils d'ozone (section 3.1) sont le rapport moyen de mélange d'ozone dans la troposphère libre (FT) de 5 à 12 km (tableau 2), l'ozone moyen dans la TTL (14,0 à 18,5 km) et le GWI, qui est utilisé comme indicateur de l'impact de la convection sur l'ozone dans le FT et le TTL. Le GWI, basé sur le formalisme de Teitelbaum et al. [1994 , 1996] avec mises à jour par Pierce et Grant [1998] et Thompson et al. [2010 , 2011a] , est dérivé de la fréquence d'occurrence de GW dans les profils sur l'ensemble de données à chaque station SHADOZ [ Thompson et al., 2011a ]. Le GWI a été validé lors des statistiques TC4 GW au cours de la campagne de juillet-août 2007 sur la climatologie correspondante d'Alajuela.


Géographie historique, GIScience et analyse textuelle

Ce livre illustre comment la littérature, l'histoire et l'analyse géographique se complètent et s'enrichissent mutuellement des efforts disciplinaires. Le globe Hun-Lenox, construit en 1510, contient l'expression latine "Hic sunt dracones" ("Ici soient des dragons"), avertissant les marins des dangers de dériver dans des eaux inconnues. Près d'un demi-millénaire plus tôt, la pratique de « l'écriture terrestre » (geographia) a émergé des cloîtres de la grande bibliothèque d'Alexandrie, en tant que discipline mêlant les recherches jumelles de l'impression poétique des lieux de Strabon et les chroniques d'événements et de cultures d'Hérodote. . Eratosthène, bibliothécaire à Alexandrie, et le mathématicien Ptolémée ont utilisé la géométrie comme un autre langage avec lequel poursuivre «l'écriture terrestre». À partir de cette ancienne source de la Méditerranée orientale, les courants de la perception littéraire, des archives historiques et de l'analyse géographique (phénoménologique et euclidienne) ont trouvé leur confluence. Le but de cette collection est de récupérer de tels moyens et de chercher la source de ces eaux si riches, en explorant les relations entre géographie historique, sciences de l'information géographique (SIG) / géosciences, et analyse textuelle. Le livre discute et illustre des études de cas, des tendances et des discours actuels dans les sphères européenne, américaine et asiatique, où la géographie historique est pratiquée de concert avec les applications humaines et physiques des SIG (et les géosciences au sens large) et l'analyse de texte - largement conçue comme archives , littéraire, historique, culturel, climatique, scientifique, numérique, cinématographique et médiatique.

Le temps en tant que concept à plusieurs échelles (encore une fois, conçu au sens large) est le pivot autour duquel s'articulent les contributions interdisciplinaires de ce volume. Dans The Landscape of Time (2002), l'historien John Lewis Gaddis pose : « Et si nous pensions à l'histoire comme une sorte de cartographie ? Il relie l'ancienne pratique de la cartographie à la conception en trois parties du temps (passé, présent et futur). Gaddis présente les pratiques de la cartographie et du récit historique comme des tentatives pour gérer des sujets infiniment complexes en imposant des grilles abstraites pour cadrer les phénomènes examinés – longitude et latitude pour cadrer les paysages et échelles temporelles occidentales et orientales pour cadrer les paysages temporels. Gaddis soutient que si le passé est un paysage et que l'histoire est la façon dont nous le représentons, il s'ensuit que la reconnaissance des formes constitue une forme primaire de perception humaine, qui peut être analysée empiriquement, statistiquement et phénoménologiquement. À son tour, ce volume explique que les récits littéraires, historiques, cartographiques, scientifiques, mathématiques et contrefactuels créent leurs propres cadres de référence spatio-temporels. Les confluences entre le poétique et le positiviste l'empirique et l'impressionniste l'épopée et l'épisodique et le chronologique et le chorologique, peuvent être identifiées et étudiées en intégrant des pratiques en géographie historique, GIScience/géoscience et analyse textuelle. En conséquence, de nouvelles perceptions et idées, facilitant de nouvelles voies d'érudition dans des eaux inexplorées, émergent. Les diverses manières dont les perspectives géographiques, historiques et textuelles sont herméneutiquement tissées ensemble dans ce volume éclairent les différentes méthodes avec lesquelles explorer les terrae incognitaes de la connaissance au-delà des rivages de leurs propres îles disciplinaires distinctes.


Le paradoxe de l'OIB

Le basalte des îles océaniques (OIB) et le basalte de type OIB sont répandus dans les milieux océaniques et continentaux et, contrairement à la croyance populaire, la plupart se produisent dans des situations où les panaches du manteau ne peuvent pas fournir une explication plausible. Ils se distinguent facilement du basalte normal de la dorsale médio-océanique (N-MORB) par Delta Nb, un paramètre qui exprime l'écart par rapport à une ligne de référence (Delta Nb = 0) séparant les réseaux islandais parallèles et N-MORB sur un tracé logarithmique de Nb /Y contre Zr/Y. Les basaltes islandais fournissent un ensemble de référence utile car (1) ils sont par définition à la fois du basalte enrichi de la dorsale médio-océanique (E-MORB) et de l'OIB, et (2) ils représentent une plus grande gamme de fractions de fonte du manteau que les OIB intraplaques. Pratiquement tous les N-MORB ont un delta Nb <0, alors que tous les basaltes islandais ont un delta Nb > 0. E-MORB avec Delta Nb > 0 est abondant sur d'autres sections de la dorsale, notamment dans l'océan Atlantique sud et le sud de l'océan Indien. E-MORB et N-MORB de cette région forment des populations fortement bimodales dans le Delta Nb, séparées à Delta Nb = 0, suggérant que le mélange entre leurs sources mantelliques respectives est très limité. La plupart des OIB et des basaltes de nombreux petits monts sous-marins, en particulier ceux formés sur l'ancienne lithosphère, ont également Delta Nb > 0. HIMU OIB (OIB avec des valeurs élevées (206)Pb/(204)Pb et donc un haut-mu [U/Pb] source) a un Delta Nb en moyenne plus élevé que l'OIB EM (manteau enrichi), ce qui est cohérent avec la présence de croûte continentale recyclée (qui a un Delta Nb <0) dans la source EM. Bien que les OIB EM aient tendance à avoir les valeurs les plus faibles, la plupart ont encore un delta Nb > 0, ce qui suggère qu'un composant relativement riche en Nb (probablement une croûte océanique subductée) est présent dans toutes les sources OIB. Les composants de la source OIB semblent être présents à toutes les échelles, à partir de petites traînées ou taches de matériau enrichi (avec Delta Nb positif) transportées dans le flux convectif du manteau supérieur et responsables de petites îles océaniques, de certains monts sous-marins et de la plupart des E-MORB, aux grands upwellings du manteau (panaches), supposés être présents sous Hawaï, l'Islande, la Réunion et les Galapagos. Il n'est pas possible d'identifier un point sur ce continuum auquel les panaches du manteau (s'ils existent) deviennent impliqués, et il s'ensuit que l'OIB ne peut pas être une caractéristique diagnostique des panaches. La similitude géochimique de l'OIB prétendument lié au panache et de l'OIB manifestement sans panache est la première partie du paradoxe de l'OIB. Le basalte continental intraplaque transitionnel et alcalin à la fois dans le rift et le non rift (par exemple, la ligne du Cameroun) a généralement un delta Nb positif et est géochimiquement impossible à distinguer de l'OIB. Les systèmes continentaux de rift volcanique font éclater du basalte de type OIB, qu'ils soient apparemment provoqués par des panaches (par exemple, Afrique de l'Est, bassin et chaîne), passifs (par exemple, la vallée écossaise des Midland) ou quelque part entre (par exemple, le bassin de la mer du Nord). Le magma qui a éclaté dans des failles passives doit avoir sa source dans le manteau supérieur, et pourtant il est toujours de type OIB. Le magma de type N-MORB n'éclate que lorsque le rifting progresse vers la rupture continentale et le début de l'expansion du fond marin. Du magma continental semblable à l'OIB est fréquemment éclaté presque continuellement au même endroit sur une plaque lithosphérique en mouvement pendant des dizaines de millions d'années, ce qui suggère que sa source est couplée d'une manière ou d'une sont géochimiquement indiscernables) suggère que la source est sous-lithosphérique. Les causes et les sources du magma continental de type OIB restent énigmatiques et forment la deuxième partie du paradoxe OIB.

Série de publications

NomDocuments spéciaux de la Geological Society of America
ÉditeurGEOLOGIQUE SOC AMER INC
Le volume430
ISSN (Imprimé)0072-1077

2. Identification des zones minières et non minières

Plusieurs niveaux géographiques peuvent être utilisés pour définir les zones minières et non minières. Dans cet article, nous avons utilisé la classification de 2011 de l'Australian Bureau of Statistics Indigenous Areas (IAREs). Les IARE sont des unités géographiques de taille moyenne (Australian Bureau of Statistics 2011 ). Il existe 429 IARE couvrant l'ensemble de l'Australie. 1 1 L'analyse de cet article s'est concentrée sur les IARE, dont certains peuvent couvrir des zones importantes, en particulier dans les zones reculées (par exemple, l'IARE du sud de Hedland mesure environ 800 km de long et 200 à 400 km de large). Les IARE ont été utilisés dans cet article comme unité géographique d'analyse car ils nous permettent d'identifier les impacts économiques de l'exploitation minière sur les populations autochtones et non autochtones vivant à proximité des mines, en particulier les mines sur les terres autochtones. Cependant, les marchés du logement et du travail peuvent varier considérablement au sein de ces vastes zones, et il peut y avoir des variations dans l'impact de l'exploitation minière dans ces zones. Par exemple, il existe des preuves d'augmentations substantielles des coûts des logements dans certaines des grandes villes minières telles que Port Hedland, où les loyers hebdomadaires moyens sont passés d'environ 235 $ à 335 $ entre 2006 et 2011 (données du recensement de l'ABS). Over the same period, average rents in an Indigenous community near Port Hedland, Tjalka Brooda, increased from around $75 to $100 per week.

  • it had at least one operating mine 2 2 Information on operating mines is from Geoscience Australia.
  • it had a mine or mines that exceeded an investment threshold or
  • it had substantial employment in mining.

The first approach risks identifying areas with only a low level of mining activity as mining areas and does not take into account the scale of mining activities. In practice, mines are spread widely across Australia (Figure 1) therefore, this approach results in a high proportion of the population being classified as living in a mining area.

Mining Areas Identified Using Different Approaches

Remarques: This map is based on geographic boundaries for the 2011 IAREs. Operating mines are as at 2012. The employment definition is based on data from the 2006 census and aligned with the 2011 IAREs, using customised population concordances provided by the Australian Bureau of Statistics. The ‘major mining investment’ definition is for 2012. Major offshore investment in Australian territorial waters was assigned to the closest onshore IARE.

The second and third approaches involve taking into account the scale of mining activity in the area. The second approach does this by identifying IAREs in which at least one project had a mining investment of more than $40m in 2012 (Bureau of Resources and Energy Economics 2012 ). 3 3 Data on major mining investment in 2012 are provided by the Bureau of Resources and Energy Economics for specific mining projects (including precise geographic coordinates).
The third approach uses the proportion of the local population employed in the mining industry—in this article, we used a threshold of 5 per cent of the population employed in mining in 2006. 4 4 This threshold is substantially higher that the national average for the 2006 census, in which 0.7 per cent of the total Australian working-age population was employed in mining.
Of the 429 IAREs across Australia, 49 were classified as mining areas according to the employment definition, and 37 had mining investments of more than $40 million.

Figure 1 shows which areas are classified as mining areas or non-mining areas for each of the three approaches. It is clear there is a substantial overlap of mining areas for the investment-based and employment-based measures (identified in dark blue)—22 IAREs are classified as mining areas by both the investment and mining employment classifications. Some areas are categorised as mining areas by one definition but not another (identified in the lighter blue shades)—27 IAREs are classified as mining areas using the employment measure but not the investment measure, and 15 IAREs are classified as mining using the investment measure but not the employment measure. The investment measure is more restrictive in that it classifies fewer IAREs as mining areas, but it has the advantage of identifying non-employment impacts of the scale of mining activity.

In this article, IAREs are identified as mining or non-mining areas using the employment measure. This is because employment data are available from the census and all analysis is based on a single source this has advantages in terms of data consistency, particularly the boundaries of geographic areas. Employment data from the 2006 census allow us to identify mining areas based on the situation around the start of the current mining boom. The advantage of defining mining areas based on earlier census data is that the better outcomes in employment, income and housing in 2011 are not implicitly embedded in the classification. That is, the classification of mining is predetermined and the analysis of 2011 outcomes is independent of the definition of a mining area. The analysis therefore avoids issues arising from the statistical phenomenon known as ‘regression to the mean’.

As a test of the sensitivity of using the employment-based measure of identifying mining areas, an analysis was also conducted using the size of investment in mining measure. Although the results of that analysis are not reported here, the broad conclusions were the same as those drawn using the employment measure, showing that the conclusions are robust. 5 5 Not only were different measures of mining activities used to define mining areas, but different thresholds of mining activities were also used (i.e. if the percentage of the working-age population employed in mining in 2006 was more or less than the 5 per cent threshold used in this article). Rather than report all the sensitivity analyses, the overall positive socioeconomic outcomes associated with mining can be illustrated by the significant positive correlations between average household incomes and the proportion of the working-age population employed in mining in 2006. For example, average 2011 incomes for Indigenous and non-Indigenous households were significantly correlated with mining employment in 2006 at the 1 per cent level (with correlation coefficients of 0.30 and 0.39, respectively).


7 A Moneta-Sized Impact Would Have Opened a Window for Forming Reduced RNA

If a 10 23 kg Moneta-sized impactor is concluded to be the way that most of the veneer was delivered to Earth (and not the Moon), this conclusion can also resolve the apparent paradox arising from the unavailability of the primary precursors for RNA under a redox-neutral Hadean atmosphere. A 10 23 kg impactor would have had its own iron core as a result of its own independent accretion and differentiation history. In its most probable oblique impact trajectory (45°), as well as many others, that iron core would have shattered, delivering molten iron droplets (>1820 K) as a metallic hail to the Earth′s atmosphere and crust, rather than delivering it to the Earth′s pre-formed core. 87 Further, this event is large enough to have re-set most radioisotopic clocks on Earth. 88

Molten iron from an impactor whose size, by itself, accounts for the amount of the terran veneer, unavoidably would have reduced much of the accessible water to dihydrogen (H2). The iron core from a 10 23 kg Moneta impactor could have reduced up to three ocean masses, delivering as much as 90 bars of H2 to the atmosphere. This atmosphere would then have had a redox state fully compatible with the formation of HCN, HCCCN, and the other reduced primary RNA precursors cited above (Parkos et al. (2018) and references therein). 89 Metallic iron also reduces CO2 to CO and methane, and reduces N2 à NH3. The resulting atmosphere would then have become a productive source of large amounts of HCN, HCCCN, H2NCN2, glycolaldehyde, and other primary precursors that are inaccessible in the standard Hadean atmosphere. 61

For example, in certain mixtures of reduced CH4 et n2, cyanoacetylene (HCCCN) is produced in a 9 % yield, 30a high by the standards of prebiotic chemistry. HCCCN is an efficient precursor for the RNA nucleobases cytosine and uracil. Analogous yields of HCN are produced by electrical discharge in atmospheres with reduced CH4 or CO in the presence of N2 or NH3 (Figure 6). 76, 90 Electrical discharge through mixtures of N2, H2, and CO2 gases can give (for example, in a H2:CO2 3 : 1 ratio) large amounts (10–15 %) of HCN 91 HCN is a proposed precursor for adenine and other nucleobase fragments.

While its impact on the redox potential of the atmosphere would have been substantial, the iron from the 10 23 impactor would not have substantially altered the redox potential of the mantle. Genda et al. (2017) 87 estimate the amount of FeO formed from the impactor′s iron core at ∼0.6 wt % of the FeO already in the Earth's mantle. This can be compared to the amount of FeO in today′s mantle (∼8 wt %). 92 Thus, oxidized minerals would continue to be available from the Hadean mantle, even though Moneta would have most likely created a temporary magma ocean on the surface, and delivered a pulse of reduced transition metals and phosphorus to the surface and the crust. This is a resource for the phosphorylation of RNA building blocks in various path-hypotheses that invoke phosphorus at one of its lower oxidation states. 41, 93


XXXIII. Tired Ass Lovefool (first published 2-13-13 originally misnumbered)

The raindrop faces come and go,
And each glance could be
Desire or loathing.

Love me love me say that you love me.

Synecdoche of the Q train: doors opening and closing.
All life contained in the blur.
The walls of the tunnels can be vaguely glimpsed in the dark.

Fool me fool me go on and fool me.

Doubles, triples.
No distinctions.
The word is “harried.”

Love me love me pretend that you love me.

Only Jesus saves.
Only Jesus saves for winter.
Only Jesus saves big now at participating outlets.


Voir la vidéo: 2 mn pour comprendre LOCEAN ATLANTIQUE du 14 Août 2018 par Polus Agathon