Géologie 23

 

 

Si les eaux de ruissellement constituent un agent d'érosion très important, l'eau sous sa forme solide, la glace, est aussi très efficace pour modeler les surfaces continentales.

Lorsque les températures moyennes d'une région se situent sous 0°C, les précipitations se font le plus souvent sous forme de neige et, surtout, les fontes ne sont pas suffisantes pour empêcher qu'il n'y ait accumulation de neige et de glace.

On reconnaît deux grandes zones d'accumulation des glaces : les régions polaires et les régions en hautes altitudes. On aura conséquemment deux grands groupes de glaciers : les calottes polaires, et les glaciers alpins (ou de montagnes), en hautes altitudes.

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1 Les calottes polaires

On estime que les glaces couvrent aujourd'hui à peu près 10% des masses continentales. La calotte polaire de l'Antarctique est la plus grande et la plus épaisse. Elle couvre pratiquement tout le continent antarctique.

 

A son centre, la glace atteint une épaisseur de 4 000 m. C'est une énorme quantité de glace. Les forages faits à travers ces glaces par les soviétiques en 1988 ont montré que les derniers 2 000 m avaient mis 150 000 ans à s'accumuler, soit un taux annuel moyen d'accumulation de glace de 1,3 cm.

Remarque

Les régions polaires australes sont formées d'un vaste continent : l'Antarctique, 2 fois plus grand que l'Australie, enfoui sous des milliers de mètres de glace, isolé au milieu d'un vaste océan secoué de violentes tempêtes. Quelques îles non recouvertes de glace (îles Kerguelen, Marion, Croizet et Malouines) servent de refuge à des millions d'oiseaux.

L'autre calotte polaire, celle du Groenland, est un peu plus mince, 3 000 m au centre. Des forages complétés en 1992 par un consortium de 8 pays européens ont montré qu'il a fallu 250 000 ans pour accumuler ces 3 000 m, soit un taux moyen semblable à celui de l'Antarctique de 1,2 cm/an

Le pôle Nord se situe à 90° de latitude, dans les îles qui bordent la côte du Canada, au milieu du chaos de glaces dérivantes qui recouvrent l'océan. La région arctique, au nord du cercle polaire, englobe à la fois des mers, des côtes, des îles et des archipels. Le Groenland fait parti des îles de la région arctique. Cette île est comme on peut le voir, la plus grande île du pôle Nord et à la plus grande île du monde ! Le Groenland est en effet 4 fois plus étendu que la France ! Le centre est occupé par un inlandsis, calotte de glace de 2500 m de haut, interminable désert blanc où le vent creuse les rides. La roche nue de la côte est profondément entaillée par les glaciers. Seul le tiers de l'île, au sud, est peuplé par les Esquimaux.

Cette masse de glace crée une surcharge énorme sur la croûte continentale. Compte tenu de la densité de la glace qui est de l'ordre de 2,7 fois moindre que celle des roches de la croûte terrestre continentale, on peut simplifier en disant qu'ajouter 2 700 m de glace, c'est comme ajouter une épaisseur de 1 000 m de roches à la croûte continentale. Comme la lithosphère continentale "flotte" sur l'asthénosphère, cette surcharge, qui se fait dans un laps de temps géologique très court, a pour effet d'enfoncer le continent.

Les calottes:

Antarctique :13 586 000 km2 jusqu'à 3 000 m d'épaisseur, en moyenne

Groenland : 1 700 000 km2, 2000 à 3 000 m d'épaisseur. De nombreux émissaires atteignent la mer surtout au Nord et à l'Ouest.

Canada: 200,000 km2

Asie Centrale: 109,000 km2

Russie: 82,000 km2

Islande: 12,000 km2

Les glaciers locaux de montagne:

Ils représentent une surface faible 133 000 km2 seulement, et un volume négligeable par rapport aux précédents, essentiellement en Himalaya et sur la chaîne côtière du Canada et de l’Alaska.

Les glaciers quaternaires.

Des inlandsis ( glaciers continentaux des régions polaires) ont occupé une bonne douzaine de fois les latitudes polaires au cours du quaternaire, spécialement en Amérique du Nord, ( Laurentides) en Scandinavie ( Baltique) en Sibérie Orientale au Tibet et en Patagonie. C’étaient de vastes organismes de la taille de l’inlandsis antarctique actuel épais de 1000 à 3000 m. Ils ont laissé une empreinte dans le paysage tout-à-fait claire où l’on reconnaît des formes d’érosion et des dépôts d’une grande fraîcheur. La déglaciation est en effet récente, puisqu’elle s’est achevée il y a 8000 ans environ.

Des glaciers montagnards se sont étendus en même temps dans les grands massifs montagneux Rocheuses, Alpes , Pyrénées etc… et des organismes locaux sont apparus dans les moyennes montagnes aujourd’hui libres de glace ( Vosges, Forêt Noire, Massif Central). Dans ces derniers massifs, malgré une altitude modeste, les glaciers quaternaires étaient bien plus étendus il y a 20 000 ans qu’ils ne le sont aujourd’hui dans les Alpes.

A l'étranger, des glaciers ont recouvert tous les massifs autour de la Méditerranée (Abruzzes, Corse, Sa da Estrela, Monts Cantabriques etc...)

Le phénomène glaciaire est donc considérable tant dans son extension (25 % de la planète) que dans sa durée 90 % du dernier million d'années.

Remarque :

L'Arctique et un océan glacial mesurant 14 millions de km2 ! L'Antarctique est un continent presque aussi étendu : 12 millions de km2. L'Arctique est donc un océan et l'Antarctique un continent. Celui-ci possède 8 fois plus de glace que l'Arctique : il est recouvert d'une énorme calotte de glace dépassant les 1500 m d'épaisseur ! C'est donc la plus grande réserve d'eau douce du monde ! L'océan Arctique, lui, est recouvert de quelques mètres de glace salée.

Mais ces deux régions polaires n'ont pas la même température : le climat du pôle Nord est tempéré par l'océan, tandis qu'au pôle Sud, dans l'intérieur du continent, rien ne modère le froid qui peut descendre jusqu'à - 90°C !

2.Les glaciers alpins.

En général, les glaciers ont des formes diverses.

La classification morphologique se fonde sur la forme des glaciers. Elle oppose les glaciers de cirque, (pyrénéens) de vallées ( alpins) de piémont ( alaskiens) où un lobe de piémont se développe au débouché de la montagne, l’ice cap glacier de plateau local de petite dimension ( 10- 100 km) et l’inlandsis ou ice sheet, calotte de taille continentale ( Groenland et Antarctique).

Glaciers alpins

On réfère à la glaciation qui se confine aux hautes montagnes comme à la glaciation alpine, différente de la calotte polaire; alpine, parce que c'est dans les Alpes que ce type de glaciation a d'abord été décrit. En hautes montagnes, on aura deux types de glaciers: la calotte alpine formant une grande superficie de glace couvrant les sommets, à partir de laquelle s'écoulent des glaciers alpins confinés aux vallées (on dit aussi glaciers de montagnes, glaciers de vallées). Dans les secteurs montagneux qui se situent au-dessus de la limite des neiges persistantes, c'est-à-dire sous 0°C en moyenne, l'eau s'accumule sous forme de neige qui se compacte en glace. Mais la glace ne peut s'accumuler indéfiniment. Puisque les zones d'accumulation ne sont pas confinées, la glace s'écoule. Il peut paraître difficile de concevoir que la glace s'écoule, mais, en faisant intervenir le facteur temps, la glace se comporte comme un matériau plastique, ou tout au moins semi-plastique.

Le poids du matériel à la zone d'accumulation initie et conduit l'écoulement de la glace en poussant sur toute la masse qui s'écoule. Cet écoulement est lent: 180 m/an pour les plus grands glaciers des Alpes, de 90 à 150 m/an pour les glaciers plus petits.

 

Le glacier se répand sur une certaine distance. Rendu à une altitude où les températures moyennes sont au-dessus de 0°C, il y a fonte et évaporation au front du glacier. Si les températures annuelles moyennes et le taux de précipitation demeurent assez constants sur une période de temps assez longue, soit plusieurs dizaines ou même centaines d'années, il s'établit un équilibre entre l'alimentation, la vitesse d'écoulement, et la fonte et évaporation au front, ce qui fait que le front du glacier demeure stationnaire. Si au contraire, il y a augmentation ou diminution des températures moyennes, le front retraite ou avance.

Sur le glacier et au front du glacier, la fonte de la glace produit des eaux de circulation qui distribuent les sédiments piégés dans le glacier et forment, à l'avant du glacier, une plaine d'épandage.

La classification dynamique.

Cette classification est fondée sur la température de la glace et sur la présence ou non d’eau en surfusion dans la masse du glacier. Sa présence éventuelle influe sur le comportement du glacier, vitesse, plasticité.

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Le budget glaciaire.

L'accumulation de la neige se produit à l'amont où les températures sont les plus basses alors que l'aval voit la fusion se développer. Le transfert de la glace de l'amont en aval compense ce déséquilibre. La durée du transfert est variable selon la longueur de la langue glaciaire et la vitesse du glacier ; elle se chiffre en années (5 à 50 ans pour des organismes de taille réduite, beaucoup plus pour les grandes calottes).

On distingue donc la zone d'accumulation à l'amont ou l'accumulation l'emporte sur la fusion, la zone d'ablation à l'aval ou la fusion l'emporte. Elles sont séparées par une ligne théorique, la ligne d'équilibre du glacier. Cette ligne n'est visible qu'en fin d'été où elle sépare la partie du glacier recouvert de la neige de l'année de celle où elle a fondu et où la moraine de surface commence à apparaître. Bien évidemment, cette ligne d'équilibre est mobile, s'élève ou s'abaisse chaque année en fonction des caractères thermiques ou nivométriques de l'année.

Le budget du glacier est équilibré si l'accumulation et l'ablation sont équivalentes au cours de l'année.

Si l'accumulation l'emporte, le budget est dit positif, il y a gain de glace au cours de l'année. Dans le cas contraire, il est dit négatif.

Un budget équilibré est dit actif si l'accumulation et la fusion sont importantes, passif si elles sont faibles, nul si elles sont nulles: le glacier est alors dit mort. Cette notion est assimilable au chiffre d'affaires d'un budget.

Les conséquences sur la dynamique du glacier sont importantes dans la mesure où l'accumulation se faisant surtout à l'amont et l'ablation à l'aval, la vitesse de déplacement en résulte.

La relation budget / dynamique du glacier

La vitesse du glacier.

La vitesse du glacier est variable. Le moteur est dans tous les cas le propre poids du glacier sur la pente.

• Dans l'espace, la vitesse diffère selon les secteurs, centre ou bord, surface ou fond.

La vitesse est la résultante de deux phénomènes: frottement à la base et cisaillement interne.

En moyenne, pour donner un ordre de grandeur dans les glaciers alpins, on mesure des vitesses de 10 à 200 m par an le plus souvent, parfois plus pour les plus grands organismes (600 m pour la Mer de Glace au Montenvers). Le glacier le plus rapide est le Jakobshavn glacier au Groenland: > 7 km/an soit presque 1m/ heure!

Morphologie typique d’un glacier alpin

Il s’agit du type de glacier le plus étudié, composé de deux parties distinctes :

Partie supérieure : surface couverte de neige compacte ou névé contenue dans ce que l’on a coutume d’appeler le cirque glaciaire de forme quasi circulaire

Partie d’altitude plus basse : dont la surface est constituée de glace en été, de forme allongée et, sinueuse d’amont en aval appelée langue glaciaire

La limite inférieure du névé ne coïncide pas avec la limite des neiges persistantes, elle se situé plus bas, par exemple 200 m . Cette limite correspond à l’équilibre et la fusion, d’où les vocables collecteur et diffuseur pour désigner les deux parties : cirque et langue.

Le collecteur ou cirque constitue de vastes champs de neige à haute altitude entourés ou non d’abrupts rocheux coupés de couloirs d’avalanche , c’est alors que l’on peut réellement parler de cirque glaciaire. Il est rare que les glaciers n’aient qu’un seul cirque. Souvent il disposent d’un cirque majeur relié à des affluents.

Dans les cirques, la surface de la glace est accidentée par des crevasses de distension, elles matérialisent le mouvement de toute la masse vers l’aval sous les effets conjoints de la pesanteur du regel (Glace ne résultant pas de la transformation progressive de la neige en névé puis en glace, mais du passage rapide d'eau de fonte, présente sur le glacier, à l'état de glace.) et du tassement .

La dimension de ces grandes crevasses croissent vers l’amont

et , au bord du cirque, un crevasse majeure allant jusqu’au plancher rocheux marque le point ou le glacier se décolle du rocher : c’est la rimaye qui fait le tour du cirque. Celle-ci peut parfois être très profonde, elle est généralement caractérisée par le fait que les deux lèvres ne sont pas au même niveau . La rimaye reste ouverte durant l'été, l'hiver elle est constamment comblée par les névés. Le glacier "coule" lentement vers l'aval.

La rimaye marque le début du glacier, mais aussi l’endroit où l’érosion du fond rocheux est la plus active : le rôle de la rimaye dans le creusement du cirque glaciaire est certainement essentiel.

Le diffuseur, langue ou dissipateur montre dès le milieu de l’été une surface en glace . Il s’agit d’une glace granuleuse fragile , renfermant de nombreuses bulles d’air. En général, le diffuseur se présente comme un véritable fleuve de glace long de plusieurs kilomètres, mais large de seulement quelque centaines de mètres et profonde de 20 à 200 mètres et enserré dans de vastes parois qui donnent à la vallée une section en auge caractéristique.

La section du diffuseur est convexe transversalement,

L’ablation étant plus forte sur les bords, probablement en

Raison de la chaleur réfléchie par les parois voisines et aussi

Par un gonflement dû au resserrement des parois. A l’opposé des cours d’eau, le glacier va en s’amenuisant vers l’aval , par l’effet de la fusion.

La forme de la langue peut différer de cette forme typique : ex langue glaciaire en forme de lobe. Se produit lorsque la glace s'écoule dans une vallée qui s'ouvre ensuite sur une plaine, ou une vallée plus large. ( langue de piémont)

Les crevasses de langue

La glace est un matériau viscoplastique, c'est à dire qu'elle peut supporter des déformations, mais jusqu'à un certain point seulement. Si les contraintes qu'elle subit sont trop importantes (par exemple, un étirement à cause d'une pente qui augmente) la limite de rupture va être atteinte, et elle se fissure : cela forme des crevasses.

Crevasses transversales

Invariablement dues à une variation de pente du fond rocheux . Ce sont évidemment les plus courantes.

Crevasses longitudinales

Habituellement dues à un rétrécissement du lit glaciaire provoquant un gonflement vers le haut de la masse glaciaire.

Crevasses marginales

Près du bord du glacier, l'échantillon de glace initialement carré (vu de dessus) se déforme, entraîné d'un côté par le mouvement du glacier et retenu de l'autre par le frottement de la rive, il prend alors la forme d'un losange.

La tension maximum s'exerce le long de la plus grande diagonale, et la crevasse s'ouvre perpendiculairement selon la petite diagonale : ainsi les crevasses sont à peu près à 45° de la rive, orientées vers l'amont en s'éloignant de la rive

Les séracs

Ce sont des blocs de glace issus de la formation de crevasses à l’occasion de différences de vitesses dans chaque tranche séparant deux crevasses et.

Cette différence provoque des cassures perpendiculaires aux vitesses et génère ainsi un réseau de cassures en damier. Lorsque les séracs s’écroulent les uns sur les autres , ils donnent naissance à une zone chaotique ( glacier d’Argentière, Mont Blanc ). Ces structures prennent souvent naissance au niveau de ruptures de pente.

L’eau de fusion peut se précipiter dans les crevasses et alimenter ainsi le torrent sous glaciaire. Si les crevasses sont insuffisantes, les eaux de fonte se réunissent en un véritable torrent qui creuse dans la glace un lit, à parois abruptes parfois de plusieurs mètres , ce sont les bédières du dialecte savoyard.

Au bout d’un certain trajet, l’eau s’engouffre dans un trou rond très profond auxquels les montagnards donnent le nom de moulins. Ces moulins ont en général une place fixe et se forment chaque année.

Notons encore l’existence de tables glaciaires, celles ci apparaissent lorsque des blocs de pierre qui protègent de la fusion la glace sous jacente émergent posées sur une colonne de glace 

 

 

 

On voit en examinant les schémas de glacier que la notion de cirque semble contenir des ambivalences : Est-ce une partie située au dessus ou en dessous de la rimaye ? Ayons soin de préciser lorsque nous utilisons le terme cirque pour bassin d’alimentation, pour la partie supérieure ou pour la morphologie .

 

Les Moraines

La surface des langues glaciaires est rarement nette de débris rocheux issus du travail d’érosion du glaciers . Ces débris sont de plus en plus nombreux au fur et à mesure que l’on s’achemine vers l’aval, en raison de la diminution d’épaisseur du glacier sous l’effet de l’abblation. Le glacier peut finalement être dissimuler par ses débris d’érosion ( glaciers rocheux)

On appelle moraine un amas de débris rocheux qui se déplace avec le glacier ou qu’il a abandonné quelque part

Moraine frontale: dépôt formé au front du glacier, quand le glacier a atteint son avancé maximum et qu'il est stationnaire, par l'amoncellement des fragments rocheux de toutes tailles arrachés au substrat par le glacier, ainsi que des sédiments produits par l'abrasion de la glace sur la roche. Ce mélange de sédiments s'appelle un till.

Moraine de fond: dépôt morainique sous le glacier.

Moraine latérale: dépôt morainique aux marges du glacier confiné.

Drumlin: moraine de fond remodelée par l'avancé du glacier.

Esker: dépôt fluvio-glaciaire serpentiforme formé par des cours d'eau confinés qui se situaient à l'intérieur ou sur le glacier; la fonte du glacier laisse un lacet de sédiments.

Kame: dépôt fluvio-glaciaire dans une cavité ou une dépression du glacier qui, après la fonte forme de petits monticules.

Kettle: dépression dans une moraine ou un dépôt fluvio-glaciaire créée par la fonte d'un bloc de glace emprisonné dans les matériaux.

 

 

Le mouvement des glaciers

La force qui bouger la glace est son propre poids, qui est dû la gravité. La glace se déplace donc toujours depuis les plus hautes altitudes vers les plus basses, que le glacier soit dans une phase d'avancée ou de recul.

En se déplaçant, la glace sculpte le paysage, arrachant de la matière rocheuse à certains endroits pour la re-déposer à d'autres sous la forme de moraines. Les glaciers laissent ainsi des témoins de leur passage partout où ils ont existé.

Le glissement glace/lit

Pour qu'il y ait du glissement, il faut qu'il y ait de l'eau à la base du glacier, ce qui veut dire que la base doit être à la température de fusion (sinon l'eau regèle). La température de fusion à la base d'un glacier est légèrement inférieure à celle de l'air libre à cause de la pression de la glace : ainsi, à la base de 2200 m de glace, la température de fusion est de -1.6°C (au lieu de 0°C à l'air libre).

L'eau réduit le frottement, et permet à la glace de se déplacer plus rapidement. L'eau peut provenir de la fonte basale du glacier, à l'endroit même ou en amont, ou bien par percolation depuis la surface du glacier d'eau de fonte ou de pluie.

Si les quantités d'eau à la base sont importantes, le déplacement résultant du glissement peut être plus grand que celui résultant de la déformation : de quelques centaines à quelques milliers de mètres par an.

- Existence d’un film d’eau très ténu entre la glace et le lit rocheux

- Glissement par cavitation : dans les zones de dépression à l’aval d’obstacles volumineux , il existe des poches d’eau qui se maintiennent car la température des roches sous le glacier est voisine de 0°C . Le glacier ne touche plus alors le fond que par les arêtes des obstacles et sa vitesse augmente . Le phénomène de cavitation peut aussi décoller du fond et entraîner des roches de grande dimension .

- Dégel de la glace suivit de regel immédiat : sur son lit rocheux, la glace fond à l’amont et regèle à l’aval ( expérience de Tyndall) Ce phénomène est surtout valable pour les petites aspérités.

Crues et décrues des glaciers

Le maintien d'un glacier suppose un équilibre entre l'accumulation et l'ablation. Lorsque l'alimentation à partir des bassins amont est supérieure à l'ablation au niveau de la langue, le glacier est en crue et son front progresse vers l'aval.

Dans le cas contraire, il y a décrue et remontée du front.

La variation glaciaire est avant d'être un phénomène à longue période, une variation saisonnière. Pendant l'hiver, la glace descend moins vite qu'en été (mais assez élevée quand même). Comme dans le même temps la fonte (l'ablation) est nulle ou presque, il y a une progression du front vers l'aval.

Au contraire, dès que la chaleur est assez suffisante pour fondre plus de glace qu'il n'en arrive, alors le front recul ; laissant en avant au niveau d'extension maximum du glacier une petite moraine (rôle de barrage aux eaux de fusion glaciaire). Celles-ci s'accumulent plus ou moins longtemps, favorisant une sédimentation caractéristique de ces espaces post-glaciaires amphibies, que l'on rencontre sur les marges des glaciers.

La variation glaciaire est donc conditionnée par les facteurs climatiques locaux, topographiques et structuraux (nature géologique du lit rocheux qui intervient dans la dynamique du glacier). Elle est aussi conditionnée par la capacité de transfert des surcharges de neige et de glace enregistrées en certaines périodes ou groupes d'années (des zones hautes vers les fonds de vallées). Ces facteurs physiques associés aux facteurs climatiques régionaux font que chaque glacier répercutera les variations du climat avec un temps de réponse différent pour chacun d'eux.

Remarque : Les glaciers pour lesquels ces facteurs sont primordiaux sont les appareils relativement cours, à forte pente et au tracé rectiligne ;

les glaciers aux langues longues et tortueuses sont au contraire peu caractéristiques de ce type de crues (migrations de la glace depuis les zones hautes du bassin d'alimentation). Leur variation est davantage conditionnée par les données du climat local.

C'est pourquoi il est important de faire des observations et des mesures sur des glaciers appartenant aux différents domaines climatiques, reposant sur différents sols géologiques.

3. Types de glaciers

Comme nous l’avons vu, on distingue deux catégories de glaciers : Les glaciers alpins ou de vallée , auxquels s’appliquent les distinctions précédentes et les inlandsis ( parfois dit type groenlandais ). Entre ces deux types, il existe des intermédiaires , glaciers de plateau et glaciers norvégiens.

3.1 Glaciers de type alpin

Le type alpin décrit précédemment est courant dans beaucoup de montagnes d’Europe.

Eléments caractéristiques de ce paysage alpin :

• cirques glaciaires, entourés de haut sommets rocheux, (horns, pics, falaises abrubtes) = bassin de collection

• couloirs d'avalanches

• névés (blancs, même en automne): champs de neige pérénnéennes

• langues glaciaires (gris, noirs, "sales" en automne) remplissant les vallées = transport / dissipation

o seracs, crevasses, rimaye

o moraines, latérales et médianes

o front glaciaire avec cordons morainiques frontaux

o torrent glaciaire d'eau trouble (" le lait des glaciers ") - sortant d'un tunnel au front du glacier

o lacs glaciaires: sur, à coté, devant le glacier

•Il y a souvent des lacs éphémères au front d’un glacier en récession . On les appelle lacs proglaciaires ou simplement lacs glaciaires. Le préfixe pro signifie en avant de.

•Leur eau provient de la fonte du glacier ou d’un bassin hydrologique qui se draine en direction du glacier, le glacier jouant alors le rôle de barrage.

•Il y a eu plusieurs de ces lacs lors de la déglaciation du Québec. Puisque les lacs occupent les creux du terrain, certains lacs actuels occupent toujours des parties de lacs glaciaires disparus.

•Nous reparlerons des sédiments déposés dans ces lacs, les sédiments glaciolacustres.

• végétation caractéristique

Longueur de quelques glaciers alpins

Glacier de Hubbard (Alaska) : 120 km

Glacier de Baltoro (Karakorum) : 70 km

Mer de Glace (France) : 12 km

Dans l’autre sens , bien des glaciers de vallée ont des langues très réduites et peuvent être limités à leur cirque fréquemment suspendu au dessus de la vallée : ces glaciers de cirque ou « suspendus » sont nombreux dans les massifs qui s’élèvent peu au dessus de la limite locale des neiges persistantes ( glaciers Pyrénéens. Lorsqu’un glacier suspendu vèle ses séracs au dessus d’un verrou, il naît au pied de l’escarpement un glacier régénéré. Rappelons que les glaciers rocheux sont dus au glissement de rochers sur un film de glace.

Les glaciers de type alaskien peut être considéré comme issu de l’engorgement d’un glacier de type alpin. la langue, puissante, sort du massif montagneux et s'étale en un large lobe de piémont dans l'avant-pays de la montagne. Cette évolution suppose des conditions thermiques sévères ralentissant la fonte jusqu'en plaine. Il est présent en Alaska aujourd'hui mais au Würm ( glaciation), dans les Alpes ou même le Massif Central. (Artense).

3.2 Glaciers de plateau et glaciers norvégiens

Entre les gigantesques inlandsis, où tout le relief est noyé dans la glace, et les glaciers alpins, il existe des intermédiaires : c’est le cas par exemple des glaciers de plateau, installés sur des surfaces peu inclinées au dessus du niveau des neiges persistantes : pas de rimaye nette peu de crevasses, topographie a peine bosselée .

Ils sont entourés de langues courtes peu individualisées, leur nombre important limitant l’alimentation individuelle. ( dans le Dauphiné en France).

En Norvège, le même type de glacier se reproduit sous une forme plus vaste, il porte le nom de glacier norvégien.

Ils apparaissent sous forme de vastes champs de neige à la limite des neiges persistantes, ce sont les fjelds qui peuvent s’étendre sur des dizaines de kilomètres.

En général Les glaciers de fjelds alimentent toute une série de glaciers émissaires, ils portent des moraines.

3.3 Les inlandsis

Une calotte glaciaire est une importante masse de glace qui recouvre la plupart des hauts reliefs d'une région. Un inlandsis est une calotte glaciaire d'une superficie égale ou supérieure à 50 000 km2. Il n'y a que deux inlandsis encore en activité aujourd'hui, celui du Groenland et celui de l'Antartique.

« Le terme d'inlandsis est réservé aux énormes glaciers que sont l'inlandsis de l'Antarctique(12'350'000km²) et l'inlandsis du Groenland(1'726'400km²). Ils représentent à eux deux 97% des surfaces glacées de la planète et 99% du volume total des glaces. »

les inlandsis sontd'immenses chapes de glace d'une épaisseur moyenne de plus de 3 000m en Antarctique et de 2 100m au Groenland. Ils submergent complètement un relief de montagnes et de cuvettes dont le plancher se trouve en partie profondément enfoncé sous le niveau de la mer par le poids de la glace; ils ont la forme de dômes surbaissés, à pente faible, culminant respectivement à plus de 4000m et 3200m. En raison de la latitude, de l'altitude et de l'albédo (pouvoir de réflexion du rayonnement lumineux) de la glace, les climats qui règnent sur les inlandsis sont particulièrement rigoureux: des vents violents, des températures moyennes de l'air comprises entre -56°C et-20°C ont été observées au-dessus de l'inlandsis antarctique, le record du froid, -88,3°C, ayant été enregistré à Vostok, tandis que les précipitations, le plus souvent neigeuses, sont très faibles.

L’ ilandsis du groeland atteint une altitude de 3000 mètres descend dans la vallée et libère dans la mer des blocs de glace flottants : les icebergs.

 

L’inlandsis du continent austral est mal connu de même que la morphologie du continent qu’il couvre, on ne sait si ce continent est continu ou s’il n’est qu’un archipel.

 

Leurs glaciers émissaires ou iceströms s’individualisent à la faveur d’une frange côtière libre de glace.

Notons enfin que les inlandsis sont composés d’une glace dont la température est toujours inférieure à 0°C, même en profondeur ; ce sont des « glaciers froids ».

 

13.13 Les glaciers

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Date de dernière mise à jour : 05/10/2012