glacier 1 PRÉSENTATION glacier, importante masse de glace continentale, en mouvement, se formant dans les régions froides, en haute montagne ou à des latitudes élevées, là où la neige s'accumule et ne fond pas d'une année sur l'autre.

glacier 1 PRÉSENTATION glacier, importante masse de glace continentale, en mouvement, se formant dans les régions froides, en haute montagne ou à des latitudes élevées, là où la neige s'accumule et ne fond pas d'une année sur l'autre. Les glaciers occupent 10 p. 100 de la surface des continents ; leur répartition est inégale. La plupart se trouvent dans les hautes latitudes, où ils couvrent 14 660 000 km2, soit 98,4 p. 100 de la surface de tous les glaciers réunis. Une forte dissymétrie oppose l'hémisphère Sud (12 578 000 km2 englacés) et l'hémisphère Nord (2 081 000 km2). 2 LA FORMATION DES GLACIERS L'existence des glaciers actuels dépend de l'alimentation en neige qui implique des climats à la fois humides et froids sous lesquels les précipitations se produisent sous forme solide, toute l'année ou en hiver. Elle repose aussi sur l'altitude de la limite inférieure des neiges permanentes, limite au-dessus de laquelle les étés ne sont pas suffisamment chauds pour les faire fondre. La limite des neiges permanentes s'élève ainsi des hautes latitudes vers les basses. Dans l'Antarctique, elle se tient au niveau de la mer (terre Adélie, 67° S, terre de Graham 65° S) et à 50 m à l'extrémité de la terre François-Joseph (82° N). De là, elle atteint 2 800 m dans les Pyrénées (43° N), 2 800 à 3 100 m dans les Alpes occidentales (45° N), 3 900 m dans l'Aconcagua (33° S), 6 200 m dans les Andes chiliennes (22° S), 6 500 m dans le Tibet occidental (34° N) pour redescendre entre 4 500 et 5 000 m sous l'équateur (Ruwenzori, 4 600 m, Chimborazo, 4 700 m, Kilimandjaro, 5 200 m). La limite des neiges permanentes est d'autant plus basse que les températures moyennes sont plus faibles et les précipitations plus abondantes. À ces conditions climatiques s'ajoute le rôle de la topographie ; les creux, les cuvettes, les dépressions sont des réceptacles de choix pour la neige de même que les surfaces peu accidentées (plateaux), si le manteau neigeux est épais et s'il n'est pas trop balayé par le vent. Tout commence en effet avec la neige et sa diagenèse en glace. La neige fraîche a une densité de 0,1 à 0,3 ; sous l'effet du poids des couches successives, ses flocons perdent leur forme étoilée, se brisent, s'arrondissent en grains qui se soudent ; la densité augmente progressivement et, lorsqu'elle est comprise entre 0,5 et 0,8, la neige tassée est transformée en névé. La compression continuant, la recristallisation, c'est-à-dire la formation de grands cristaux de glace imbriqués les uns dans les autres, fait passer le névé à l'état de glace, corps dur, imperméable, de densité 0,9, susceptible de flotter sur l'eau. En été, l'eau issue de la fonte superficielle de la neige, s'infiltrant dans le névé, congèle au contact des cristaux en formation, ce qui favorise leur soudure. Dès qu'elle atteint quelques dizaines de mètres d'épaisseur, la glace devient plastique à la base et se met en mouvement : c'est le fluage, qui se produit même sur des pentes faibles ; par exemple, un névé épais de 40 m se met à fluer sur une pente de 7°. Sous l'action de son propre poids (effet de la gravitation) et de la poussée éventuelle de la glace accumulée en amont, la glace s'écoule le long des pentes ou s'étale dans toutes les directions, ce qui forme un glacier. Tous les glaciers possèdent une aire d'alimentation correspondant à la formation et à l'accumulation de la glace et une aire d'ablation où la fonte et l'évaporation peu à peu l'emportent sur les gains. La surface d'alimentation est couverte de neige et de névé toute l'année alors que la neige fraîche disparaît de la surface d'ablation en été. La zone où le bilan entre l'alimentation et l'ablation devient nul porte le nom de ligne d'équilibre ; elle se situe en général à la limite aval des névés. Les glaciers se terminent par un front quand l'alimentation devient insuffisante pour les entretenir, quand la température moyenne de l'air supérieure à 0 °C ne permet plus la conservation de la glace ou lorsqu'ils débouchent dans un lac ou dans la mer. Dans ce dernier cas, l'évacuation de la glace se fait par détachement de pans ou de blocs de glace à l'origine des icebergs. 3 LES TYPES DE GLACIERS Les dimensions et les formes des glaciers dépendent du relief sur lequel ils se développent. On oppose les inlandsis aux glaciers locaux en raison des énormes différences de surface et de volume de glace qui les séparent. La superficie des premiers s'expriment en millions de km2 tandis que les plus grands de la seconde catégorie n'atteignent pas 10 000 km2. Les glaciers locaux se situent en montagne et sont définis en fonction de leur forme et de leur position par rapport au contexte topographique ; il s'agit des glaciers alpins, des glaciers de piémonts et des calottes glaciaires. 3.1 Les inlandsis Depuis peu, le terme d'inlandsis est réservé aux énormes glaciers que sont l'inlandsis de l'Antarctique (12 350 000 km2) et l'inlandsis du Groenland (1 726 400 km2). Ils représentent à eux deux 97 p. 100 des surfaces englacées de la planète et 99 p. 100 du volume total des glaces. Ce sont d'immenses chapes de glace d'une épaisseur moyenne de plus de 3 000 m en Antarctique et de 2 100 m au Groenland, qui 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 (isostasie) ; ils ont la forme de dômes surbaissés, à pente faible, culminant respectivement à plus de 4 000 m et 3 200 m. 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. La quasi-totalité de l'immense surface des inlandsis constitue l'aire d'alimentation sur laquelle s'accumule une couche annuelle de neige de quelques centimètres. Cette neige poudreuse se transforme très lentement en névé ; cela prend de sept à dix ans sous une épaisseur de neige de 7 à 18 m ; la glace apparaît vers 100 m de profondeur. Cette glace est dite froide, ce qui signifie que sa température est très basse, fort éloignée de la température de fusion, celle-ci étant inférieure à 0 °C compte tenu de la pression qui existe à la base d'une colonne de glace de plus de 2 000 m de hauteur. Malgré le flux géothermique et les frottements sur le substrat qui échauffent la base des glaciers, aucun film d'eau de fonte ne vient faciliter le glissement basal des inlandsis ; seules les irrégularités du lit glaciaire entraînent une accélération du fluage dans les couches inférieures, mais il s'agit de déplacements très lents, de l'ordre de 3 à 4 m par an, qui suivent des trajectoires radiales. La pente des inlandsis s'accroît à leur périphérie pour rejoindre l'océan Antarctique ou l'étroite frange du Groenland dépourvue de glace. Dans la masse de l'inlandsis s'individualisent alors de gigantesques courants émissaires, les iceströms, longs de plusieurs centaines de kilomètres et larges d'une centaine. Au Groenland, ils s'encaissent dans la bordure montagneuse désenglacée et prennent l'aspect de glaciers de vallées, dont certains s'écoulent à grande vitesse comme le Jacobshavn Isbrae, qui parcourt 7 à 12 km par an ; ils se terminent bien souvent en mer comme tous les émissaires de l'Antarctique. C'est principalement par le vêlage que s'effectue l'ablation des inlandsis, la ligne d'équilibre se trouvant dans ce cas à l'altitude 0 m. Les plates-formes de glace flottantes constituent une originalité grandiose de l'Antarctique. Très étendues dans les baies (mer de Ross, mer de Weddell), elles sont le prolongement des émissaires, qui, à une certaine distance du rivage, flottent sur l'eau, mais elles sont aussi alimentées en surface par les chutes de neige et à la base par le gel de l'eau de mer. Elles peuvent avoir plusieurs centaines de mètres d'épaisseur. La plate-forme de Ross, aussi étendue que la France, se termine par une falaise de glace et de névé, haute de 30 à 60 m -- la barrière -- dont la partie immergée s'enfonce de 200 à 250 m sous la mer. 3.2 Les calottes glaciaires Les calottes glaciaires sont des inlandsis en miniature ; avec leur forme bombée et régulière, elles occupent soit des topographies à peu près planes, cuvettes (Vatnajökull en Islande), plateaux (calotte de Barnes ; on dit aussi glacier de plateau ; par exemple, le glacier de Mont-de-Lans), soit des parties culminantes (Kerguelen, Svalbard) qui sont enrobées par la glace mais d'où émergent des arêtes rocheuses, les nunataks. D'un blanc étincelant, la glace des calottes est évacuée par des glaciers émissaires qui divergent tout autour mais qui sont rarement longs, faute d'alimentation ; leur forme dépend de la topographie : glaciers de vallée et glaciers de piémont. 3.3 Les glaciers alpins Les glaciers de type alpin existent dans les montagnes du monde entier dès que celles-ci sont assez élevées pour conserver des neiges permanentes ; les différences d'englacement dépendent des conditions climatiques zonales et régionales, des volumes de relief supérieurs à la limite des neiges permanentes, de la topographie préglaciaire susceptible d'orienter les courants de glace. Les glaciers de type alpin se composent de deux sous-types : les glaciers de cirque et les glaciers de vallée, inégalement développés selon les massifs montagneux et leur localisation. Ils se forment sous les lignes de crête lorsque la neige s'accumule dans des creux -- les cirques, de forme semi-circulaire -- et sont entourés de parois tantôt rocheuses, tantôt nappées de glace immobile : c'est l'aire d'alimentation des glaciers. Le névé et la glace s'élaborent dans le cirque. Une grande crevasse généralement demi-circulaire, appelée rimaye, s'interpose entre le glacier et les parois du cirque matérialisant le mouvement de la glace qui décolle du rocher et glisse vers l'aval. Quand l'alimentation et l'épaisseur du glacier de cirque sont telles qu'il déborde de la cuvette initiale, la glace s'écoule le long des pentes, empruntant le plus souvent des vallées préglaciaires ; le glacier prend alors, sous le nom de langue glaciaire ou de glacier de vallée, une forme allongée dont le tracé épouse les sinuosités de la vallée préexistante. La langue glaciaire évacue l'excès annuel de glace produite dans l'aire d'accumulation ; elle descend à des altitudes inférieures à la limite des neiges permanentes et à la ligne d'équilibre glaciaire, là où l'ablation finit par l'emporter. Les grands glaciers alpins bénéficient de l'alimentation de plusieurs cirques coalescents débouchant dans la même vallée et de la confluence de plusieurs langues. Parmi les plus longs, citons le glacier de Hubbard (120 km), dans le sud-ouest de l'Alaska, le glacier de Baltoro (70 km), dans le Karakorum, dans le nord du Pakistan, le glacier d'Aletsch (33 km), dans les Alpes suisses, qui prennent tous naissance dans de très hautes montagnes fort enneigées. Dans les massifs montagneux où les surfaces supérieures à l'altitude des neiges permanentes sont réduites, les espaces englacés se limitent à des glaciers de cirque ou à des glaciers de paroi. Dans les régions intertropicales, c'est la sécheresse et la forte ablation qui ne permettent pas la formation de langues glaciaires. À quelques exceptions près (glaciers élevés des hautes latitudes), la glace des glaciers alpins est tempérée, c'est-à-dire qu'elle se trouve à une température négative mais proche du point de fusion. Par conséquent, en été, la glace fond facilement en surface ; à la base, la chaleur dégagée par le flux géothermique et les frottements au contact des obstacles du lit glaciaire provoquent la fonte d'une pellicule de glace, l'apparition et l'écoulement d'un film d'eau liquide qui regèle (congélation) à l'aval. Cette alternance répétée de fonte et de regel de la glace à la base des glaciers alpins contribue à leur glissement. Fluage et glissement basal participent à l'écoulement glaciaire, qui est cependant freiné par les frottements sur le fond du lit et contre les parois rocheuses ; l'écoulement est de ce fait plus rapide au centre de la langue que sur ses bords et plus ralenti de la surface vers la base. La vitesse de déplacement des glaciers alpins dépend de leur alimentation et de leur fusion. Un excès de glace pousse le glacier vers le bas et fait avancer le front ; une ablation rapide, ou brutale dans le cas de vêlage, tire aussi le glacier vers le bas, mais a des chances de le faire reculer si le bilan alimentation-ablation devient négatif. Dans toutes les situations, la pente et la forme du lit glaciaire jouent un rôle important ; la vitesse augmente lorsque la pente du lit s'accroît ou que la vallée se resserre, ce qui a pour effet d'épaissir la langue de glace. L'inverse se produit quand la pente diminue ou que le glacier s'étale. Tout cela explique que la vitesse des écoulements soit très variable d'un glacier à un autre et qu'elle puisse se modifier en l'espace de quelques années pour un même glacier ; elle est en moyenne inférieure à 1 m par jour pour les grands glaciers (0,35 m pour la mer de Glace, dans le massif du Mont-Blanc) ; la vitesse annuelle est de 200 m pour le glacier d'Aletsch, dans les Alpes suisses, et 117 m pour le glacier Saskatchewan, dans les montagnes Rocheuses canadiennes. Toutefois, on a pu mesurer des vitesses de 1,2 à 3 m par heure pour les glaciers d'Alaska et l'observation du glacier des Rapides noirs (également en Alaska), en 1936 et 1937, a montré qu'il se déplaçait de plus de 30 m par jour ! C'est la progression la plus rapide jamais enregistrée pour un glacier. Elle était probablement due aux très importantes chutes de neige qui avaient eu lieu dans cette région quelques années auparavant. Toutes les variations de vitesse soumettent les glaciers à des contraintes et des tensions que l'élasticité de la glace ne saurait absorber. La surface d'un glacier est rarement lisse, elle est au contraire accidentée de fissures béantes, les crevasses, qui signalent les ruptures sous l'effet d'étirements trop forts. Profondes de plusieurs mètres, elles peuvent avoir 20 m de large et 100 m de long. (Dissimulées sous des ponts de neige fraîche en hiver, elles constituent un danger pour les alpinistes.) Rapprochées et se recoupant, elles confèrent à la surface du glacier un aspect chaotique, isolant des lames de glace, les séracs, qui, sur les déclivités les plus fortes, s'écroulent les uns sur les autres. Sur d'autres sections où le glacier est ralenti dans sa progression, la glace comprimée se débite en blocs qui se chevauchent. 3.4 Les glaciers de piémont Comme leur nom l'indique, les glaciers de piémont s'étendent au pied des chaînes de montagnes. Ils prolongent les glaciers alpins quand ceux-ci ont une alimentation assez importante pour atteindre le piémont et s'y maintenir grâce aux conditions climatiques. Les courants de glace qui étaient canalisés dans les vallées s'étalent en vastes nappes de glace qui dessinent des lobes plus ou moins réguliers. Les conditions nécessaires à l'existence de ces glaciers se trouvent réunies dans les régions froides, au pied de reliefs élevés et enneigés. Tel est le cas dans l'île Axel Heiberg (Grand Nord canadien, 80° N), en Patagonie, et en bordure occidentale de la chaîne de l'Alaska, où le prototype des glaciers de piémont est le Malaspina. Ce glacier couvre approximativement 3 900 km 2. Débouchant sur une plaine, ce fleuve de glace, qui reçoit le renfort du glacier Marvine, se divise en de multiples bras, accompagnés de moraines latérales et frontales, qui, se gênant les uns les autres dans leur progression, prennent non seulement des formes très contournées mais subissent des plissements ! Le terme de glacier alaskien est synonyme de glacier de piémont. Avec les changements climatiques, les glaciers voient leur taille diminuer ou augmenter. Des précipitations trop importantes créent une situation analogue à celle produite par le débordement d'une rivière : la taille du glacier augmente. De façon semblable, quand les précipitations décroissent, sa taille diminue. 4 LE MODELÉ GLACIAIRE Les glaciers façonnent le substrat sur lequel ils s'écoulent, polissant les roches dures, arrachant des débris, les transportant et les abandonnant au terme de leur course : c'est l'érosion glaciaire qui crée des modelés originaux, dont la plupart n'apparaissent qu'après le recul ou la disparition totale des glaciers. L'accumulation des débris transportés par les glaciers porte le nom de moraines. Les moraines latérales, formées des débris rocheux qui tombent des versants, bordent la partie inférieure des langues de glace. Quand deux glaciers de vallées voisines se rejoignent, les moraines latérales contiguës se soudent et forment une moraine médiane au centre du nouveau glacier. Au front du glacier, la glace, en fondant, abandonne tous les matériaux qu'elle a transportés : ceux de la surface, ceux emprisonnés dans la glace et ceux arrachés au fond ; l'ensemble constitue la moraine frontale, monticule de cailloux qui cerne la langue et qui, quand elle est reliée aux deux moraines latérales, dessine un amphithéâtre, ou vallum morainique. Le lit des inlandsis est tapissé de moraines de fond importantes, façonnées en buttes ovoïdes, les drumlins. Le passage des glaciers sur des roches dures est attesté par les roches qui ont été striées, moutonnées ou polies ; celles-ci s'observent aussi bien sous les inlandsis que sur les parois des vallées glaciaires. L'érosion glaciaire aboutit à exagérer les irrégularités du relief préexistant, excavant les creux dans lesquels la glace s'accumule et laissant les bosses en saillie ; elle exploite les différences de nature des roches ; les roches tendres ou fragilisées par la tectonique sont plus facilement affouillées que les roches dures. Le résultat est un dédale de creux et de bosses à l'emplacement des inlandsis ; en montagne, les lignes de crête ciselées en pics, pointes et aiguilles correspondent aux cloisons séparant les anciens cirques rongés par la glace et accueillant désormais un lac. Les langues ont façonné des vallées au profil longitudinal irrégulier, présentant parfois des contre-pentes, les verrous. Ceux-ci correspondent aussi à des rétrécissements entre lesquels les élargissements portent le nom d'ombilics. Dans le sens transversal, le profil de ces vallées offre des flancs raides ; le remblaiement alluvial postglaciaire en explique le fond plat : il s'agit de vallées ayant la forme d'un U ou auges glaciaires. Les auges ne sont pas l'apanage des montagnes puisque le glacier Lambert, un des émissaires de l'inlandsis de l'Antarctique, occupe une auge de 3 400 m de profondeur et de 50 km de large. Dans les régions littorales, certaines de ces auges, libérées de la glace, sont envahies par la mer : ce sont les fjords. Microsoft ® Encarta ® 2009. © 1993-2008 Microsoft Corporation. Tous droits réservés.