Suite

21.2 : Glaciers - Géosciences


UNE glacier (nous /ˈɡleɪʃər/ ou Royaume-Uni /ˈɡlæsiə/) est un corps persistant de glace dense qui se déplace constamment sous son propre poids; elle se forme là où l'accumulation de neige dépasse son ablation (fonte et sublimation) pendant de nombreuses années, souvent des siècles. Les glaciers ne se forment que sur terre et se distinguent de la glace de mer et de la glace de lac beaucoup plus minces qui se forment à la surface des plans d'eau.

Le glacier du Baltoro dans le Karakoram, Baltistan, nord du Pakistan. D'une longueur de 62 kilomètres (39 mi), c'est l'un des plus longs glaciers alpins de la planète.

Vêlage sur glace depuis le terminus du glacier Perito Moreno dans l'ouest de la Patagonie, Argentine

Le glacier d'Aletsch, le plus grand glacier des Alpes, en Suisse

La calotte glaciaire de Quelccaya est la plus grande zone glaciaire des tropiques, au Pérou

Sur Terre, 99% de la glace glaciaire est contenue dans de vastes calottes glaciaires dans les régions polaires, mais les glaciers peuvent être trouvés dans les chaînes de montagnes sur tous les continents, à l'exception de l'Australie, et sur quelques îles océaniques de haute latitude. Entre 35°N et 35°S, les glaciers ne se produisent que dans l'Himalaya, les Andes, les montagnes Rocheuses, quelques hautes montagnes en Afrique de l'Est, au Mexique, en Nouvelle-Guinée et sur Zard Kuh en Iran.[1]

La glace glaciaire est le plus grand réservoir d'eau douce sur Terre.[2] De nombreux glaciers des climats tempérés, alpins et polaires saisonniers stockent l'eau sous forme de glace pendant les saisons plus froides et la libèrent plus tard sous forme d'eau de fonte, car les températures estivales plus chaudes font fondre le glacier, créant une source d'eau particulièrement importante pour les plantes, les animaux et utilisations humaines alors que les autres sources peuvent être rares. Dans les environnements de haute altitude et de l'Antarctique, la différence de température saisonnière n'est souvent pas suffisante pour libérer l'eau de fonte.

Étant donné que la masse glaciaire est affectée par les changements climatiques à long terme, par exemple les précipitations, la température moyenne et la couverture nuageuse, les changements de masse glaciaire sont considérés parmi les indicateurs les plus sensibles du changement climatique et sont une source majeure de variations du niveau de la mer.

Étymologie et termes apparentés

Le mot glacier vient du français. Il est dérivé du latin vulgaire glacie et finalement du latin glaciaires signifiant « glace ».[3] Les processus et les caractéristiques causés par les glaciers et qui leur sont liés sont appelés glacial. Le processus d'établissement, de croissance et d'écoulement des glaciers est appelé glaciation. Le domaine d'étude correspondant est appelé glaciologie. Les glaciers sont des éléments importants de la cryosphère mondiale.

Les types

Article détaillé : morphologie des glaciers

Embouchure du glacier Schlatenkees près d'Innergschlöß, Autriche

Les glaciers sont classés selon leur morphologie, leurs caractéristiques thermiques et leur comportement. glaciers alpins, aussi connu sous le nom glaciers de montagneou alors glaciers de cirque, se forment sur les crêtes et les pentes des montagnes. Un glacier alpin qui remplit une vallée est parfois appelé un glacier de la vallée. Une grande masse de glace glaciaire à cheval sur une montagne, une chaîne de montagnes ou un volcan est appelée calotte glaciaire ou champ de glace.[4] Les calottes glaciaires ont une superficie inférieure à 50 000 km² (20 000 miles²) par définition.

Les corps glaciaires de plus de 50 000 km² sont appelés calottes glaciaires ou glaciers continentaux.[5] A plusieurs kilomètres de profondeur, ils masquent la topographie sous-jacente. Seulement nunataks dépasser de leurs surfaces. Les seules calottes glaciaires existantes sont les deux qui couvrent la majeure partie de l'Antarctique et du Groenland. Ils contiennent de grandes quantités d'eau douce, suffisamment pour que si les deux fondaient, le niveau mondial des mers augmenterait de plus de 70 mètres.[6]Les portions d'une calotte ou d'une calotte glaciaire qui s'étendent dans l'eau sont appelées étagères de glace; ils ont tendance à être minces avec des pentes limitées et des vitesses réduites.[7] Les sections étroites et rapides d'une calotte glaciaire sont appelées ruisseaux de glace.[8][9] En Antarctique, de nombreux ruisseaux de glace se jettent dans de grandes plates-formes de glace. Certains se jettent directement dans la mer, souvent avec une langue de glace, comme le glacier Mertz.

Bateau de tourisme devant un glacier de marée, parc national de Kenai Fjords, Alaska

Glaciers de marée sont des glaciers qui se terminent dans la mer, y compris la plupart des glaciers qui coulent du Groenland, de l'Antarctique, des îles de Baffin et d'Ellesmere au Canada, du sud-est de l'Alaska et des champs de glace de Patagonie nord et sud. Lorsque la glace atteint la mer, des morceaux se brisent ou vêler, formant des icebergs. La plupart des glaciers de marée vêlent au-dessus du niveau de la mer, ce qui entraîne souvent un impact énorme lorsque l'iceberg heurte l'eau. Les glaciers de marée subissent des cycles séculaires d'avancée et de recul qui sont beaucoup moins affectés par le changement climatique que ceux des autres glaciers.

Thermiquement, un glacier tempéré est au point de fusion tout au long de l'année, de sa surface à sa base. La glace d'un glacier polaire est toujours en dessous du point de congélation de la surface à sa base, bien que le manteau neigeux de surface puisse connaître une fonte saisonnière. UNE glacier subpolairecomprend à la fois la glace tempérée et polaire, selon la profondeur sous la surface et la position le long du glacier. De la même manière, le régime thermique d'un glacier est souvent décrit par la seule température à sa base. UNE à froid le glacier est sous le point de congélation à l'interface glace-sol et est donc gelé sur le substrat sous-jacent. UNE à base de chaud le glacier est au-dessus ou au point de congélation à l'interface, et est capable de glisser à ce contact.[10] On pense que ce contraste régit dans une large mesure la capacité d'un glacier à éroder efficacement son lit, car le glissement de la glace favorise l'arrachement de la roche de la surface en dessous.[11] Les glaciers qui sont en partie à base froide et en partie à base chaude sont appelés polythermique.[10]

Formation

Glacier du Gorner en Suisse

Les glaciers se forment là où l'accumulation de neige et de glace dépasse l'ablation. La zone dans laquelle se forme un glacier s'appelle un cirque (corrie ou cwm) - une caractéristique géologique typiquement en forme de fauteuil (comme une dépression entre des montagnes entourées d'arêtes) - qui recueille et comprime par gravité la neige qui y tombe. Cette neige s'accumule et est compactée par le poids de la neige qui tombe au-dessus d'elle formant un névé. Le broyage supplémentaire des flocons de neige individuels et la compression de l'air de la neige la transforment en une «glace glaciaire» extrêmement dense. Cette glace glaciaire remplira le cirque jusqu'à ce qu'elle « déborde » à travers une faiblesse ou une lacune géologique, comme l'écart entre deux montagnes. Lorsque la masse de neige et de glace est suffisamment épaisse, elle commence à se déplacer en raison d'une combinaison de pente de surface, de gravité et de pression. Sur les pentes plus raides, cela peut se produire avec aussi peu que 15 m (50 pi) de neige verglacée.

Dans les glaciers tempérés, la neige gèle et dégèle à plusieurs reprises, se transformant en glace granuleuse appelée névé. Sous la pression des couches de glace et de neige au-dessus, cette glace granuleuse se fond en névé de plus en plus dense. Au fil des années, les couches de névé subissent un compactage supplémentaire et deviennent de la glace glaciaire. La glace de glacier est légèrement moins dense que la glace formée à partir d'eau gelée car elle contient de minuscules bulles d'air piégées.

La glace glaciaire a une teinte bleue distinctive car elle absorbe une partie de la lumière rouge en raison d'une harmonique du mode d'étirement infrarouge OH de la molécule d'eau. L'eau liquide est bleue pour la même raison. Le bleu de la glace des glaciers est parfois attribué à tort à la diffusion Rayleigh due aux bulles dans la glace.[12]

Une grotte glaciaire située sur le glacier Perito Moreno en Argentine.

Structure

Un glacier prend sa source à un endroit appelé son tête de glacier et se termine à son pied glaciaire, ou terminus.

Les glaciers sont divisés en zones en fonction du manteau neigeux de surface et des conditions de fonte.[13] Le zone d'ablation est la région où il y a une perte nette de masse glaciaire. Le ligne d'équilibre sépare la zone d'ablation et la zone d'accumulation ; c'est l'altitude où la quantité de neige fraîche gagnée par accumulation est égale à la quantité de glace perdue par ablation. La partie supérieure d'un glacier, où l'accumulation dépasse l'ablation, est appelée la zone d'accumulation. En général, la zone d'accumulation représente 60 à 70 % de la surface du glacier, plus si le glacier vêle des icebergs. La glace dans la zone d'accumulation est suffisamment profonde pour exercer une force descendante qui érode la roche sous-jacente. Après la fonte d'un glacier, il laisse souvent derrière lui une dépression en forme de bol ou d'amphithéâtre dont la taille varie de grands bassins comme les Grands Lacs à de plus petites dépressions de montagne connues sous le nom de cirques.

La zone d'accumulation peut être subdivisée en fonction de ses conditions de fusion.

  1. Le zone de neige sèche est une région où il n'y a pas de fonte, même en été, et le manteau neigeux reste sec.
  2. Le zone de percolation est une zone avec une certaine fonte en surface, provoquant la percolation de l'eau de fonte dans le manteau neigeux. Cette zone est souvent marquée par des lentilles, des glandes et des couches de glace recongelées. Le manteau neigeux n'atteint jamais le point de fusion.
  3. Près de la ligne d'équilibre sur certains glaciers, un zone de glace superposée se développe. Cette zone est l'endroit où l'eau de fonte recongele sous forme de couche froide dans le glacier, formant une masse continue de glace.
  4. Le zone de neige mouillée est la région où toute la neige déposée depuis la fin de l'été précédent a été portée à 0 °C.

La « santé » d'un glacier est généralement évaluée en déterminant le bilan de masse du glacier ou en observant le comportement du terminus. Les glaciers sains ont de grandes zones d'accumulation, plus de 60% de leur superficie est recouverte de neige à la fin de la saison de fonte, et un terminus avec un écoulement vigoureux.

Après la fin du petit âge glaciaire vers 1850, les glaciers autour de la Terre ont considérablement reculé. Un léger refroidissement a conduit à l'avancée de nombreux glaciers alpins entre 1950 et 1985, mais depuis 1985, le recul des glaciers et la perte de masse sont devenus plus importants et de plus en plus omniprésents.[14][15][16]

Mouvement

Crevasses de cisaillement ou de chevrons sur le glacier d'Emmons (mont Rainier) ; de telles crevasses se forment souvent près du bord d'un glacier où les interactions avec la roche sous-jacente ou marginale entravent l'écoulement. Dans ce cas, l'obstacle semble être à une certaine distance de la marge proche du glacier.

Article principal: dynamique de la calotte glaciaire

Les glaciers se déplacent ou coulent en descente en raison de la gravité et de la déformation interne de la glace.[17] La glace se comporte comme un solide cassant jusqu'à ce que son épaisseur dépasse environ 50 m (160 pi). La pression exercée sur la glace à plus de 50 m de profondeur provoque un écoulement plastique. Au niveau moléculaire, la glace est constituée de couches empilées de molécules avec des liaisons relativement faibles entre les couches. Lorsque la contrainte sur la couche supérieure dépasse la force de liaison intercouche, elle se déplace plus rapidement que la couche inférieure.[18]

Les glaciers se déplacent également par glissement basal. Dans ce processus, un glacier glisse sur le terrain sur lequel il repose, lubrifié par la présence d'eau liquide. L'eau est créée à partir de glace qui fond sous haute pression à cause du chauffage par friction. Le glissement basal est dominant dans les glaciers tempérés ou à base chaude.

Zone de fracture et fissures

Fissures de glace dans le glacier du Titlis

Les 50 premiers mètres (160 pieds) d'un glacier sont rigides car ils sont sous basse pression. Cette partie supérieure est connue sous le nom de zone de fracture; il se déplace principalement comme une seule unité sur la section inférieure qui s'écoule plastiquement. Lorsqu'un glacier se déplace sur un terrain irrégulier, des fissures appelées crevasses se développent dans la zone de fracture. Des crevasses se forment en raison des différences de vitesse des glaciers. Si deux sections rigides d'un glacier se déplacent à des vitesses et dans des directions différentes, les forces de cisaillement les font se séparer, ouvrant une crevasse. Les crevasses ont rarement plus de 150 pieds (46 m) de profondeur, mais dans certains cas, elles peuvent atteindre 1 000 pieds (300 m) ou même plus. Sous ce point, la plasticité de la glace est trop grande pour que des fissures se forment. Les crevasses qui se croisent peuvent créer des pics isolés dans la glace, appelés séracs.

Les crevasses peuvent se former de plusieurs manières différentes. Les crevasses transversales sont transversales à l'écoulement et se forment là où des pentes plus raides provoquent l'accélération d'un glacier. Les crevasses longitudinales forment des écoulements semi-parallèles là où un glacier s'étend latéralement. Des crevasses marginales se forment à partir du bord du glacier, en raison de la réduction de la vitesse causée par le frottement des parois de la vallée. Les crevasses marginales sont généralement largement transversales à l'écoulement. La glace de glacier en mouvement peut parfois se séparer de la glace stagnante au-dessus, formant un rimaye. Les schruns ressemblent à des crevasses mais sont des caractéristiques singulières aux marges d'un glacier.

Les crevasses rendent les déplacements sur les glaciers dangereux, surtout lorsqu'elles sont cachées par de fragiles ponts de neige.

Traversée d'une crevasse sur le glacier Easton, Mount Baker, dans les North Cascades, États-Unis

Au-dessous de la ligne d'équilibre, l'eau de fonte glaciaire est concentrée dans les canaux des cours d'eau. L'eau de fonte peut s'accumuler dans des lacs proglaciaires au sommet d'un glacier ou descendre dans les profondeurs d'un glacier via des moulins. Les cours d'eau à l'intérieur ou sous un glacier coulent dans des tunnels glaciaires ou sous-glaciaires. Ces tunnels réapparaissent parfois à la surface du glacier.[19]

La vitesse

La vitesse de déplacement glaciaire est en partie déterminée par le frottement. La friction fait que la glace au bas du glacier se déplace plus lentement que la glace au sommet. Dans les glaciers alpins, des frictions sont également générées au niveau des parois latérales de la vallée, ce qui ralentit les bords par rapport au centre.

Les vitesses moyennes varient considérablement, mais sont généralement d'environ 1 mètre par jour.[20] Il peut n'y avoir aucun mouvement dans les zones stagnantes; par exemple, dans certaines parties de l'Alaska, les arbres peuvent s'établir sur des dépôts de sédiments de surface. Dans d'autres cas, les glaciers peuvent se déplacer aussi vite que 20 à 30 m par jour, comme dans le Jakobshavn Isbræ du Groenland (en groenlandais : Sermeq Kujalleq). La vitesse augmente avec l'augmentation de la pente, l'augmentation de l'épaisseur, l'augmentation des chutes de neige, l'augmentation du confinement longitudinal, l'augmentation de la température basale, l'augmentation de la production d'eau de fonte et la réduction de la dureté du lit.

Quelques glaciers ont des périodes d'avancement très rapide appelées surtensions. Ces glaciers présentent un mouvement normal jusqu'à ce qu'ils accélèrent soudainement, puis reviennent à leur état antérieur. Au cours de ces ondes, le glacier peut atteindre des vitesses bien supérieures à la vitesse normale.[21] Ces surtensions peuvent être causées par la rupture du substrat rocheux sous-jacent, l'accumulation d'eau de fonte à la base du glacier[22] — peut-être délivré d'un lac supraglaciaire — ou la simple accumulation de masse au-delà d'un « point de basculement » critique.[23]

Dans les zones glaciaires où le glacier se déplace plus vite qu'un km par an, des tremblements de terre glaciaires se produisent. Ce sont des tremblements à grande échelle qui ont des magnitudes sismiques aussi élevées que 6,1.[24][25] Le nombre de tremblements de terre glaciaires au Groenland culmine chaque année en juillet, août et septembre et augmente avec le temps. Dans une étude utilisant des données de janvier 1993 à octobre 2005, plus d'événements ont été détectés chaque année depuis 2002, et deux fois plus d'événements ont été enregistrés en 2005 qu'il n'y en a eu au cours de toute autre année. Cette augmentation du nombre de séismes glaciaires au Groenland pourrait être une réponse au réchauffement climatique.[24][25]

Ogives

Ogives sont des crêtes de vagues et des vallées alternées qui apparaissent comme des bandes de glace sombres et claires à la surface des glaciers. Ils sont liés au mouvement saisonnier des glaciers ; la largeur d'une bande sombre et d'une bande claire est généralement égale au mouvement annuel du glacier. Les ogives se forment lorsque la glace d'une cascade est fortement brisée, ce qui augmente la surface d'ablation pendant l'été. Cela crée une rigole et un espace pour l'accumulation de neige en hiver, qui à son tour crée une crête.[26] Parfois, les ogives ne sont constituées que d'ondulations ou de bandes de couleur et sont décrites comme des ogives ondulées ou des ogives à bandes.[27]

La géographie

Pour plus de détails sur ce sujet, voir Liste des glaciers et Retraite des glaciers depuis 1850.

Glacier de glace noire près de l'Aconcagua, Argentine

Les glaciers sont présents sur tous les continents et dans une cinquantaine de pays, à l'exception de ceux (Australie, Afrique du Sud) qui n'ont de glaciers que sur des territoires insulaires subantarctiques lointains. De vastes glaciers se trouvent en Antarctique, au Chili, au Canada, en Alaska, au Groenland et en Islande. Les glaciers de montagne sont répandus, en particulier dans les Andes, l'Himalaya, les montagnes Rocheuses, le Caucase et les Alpes. L'Australie continentale ne contient actuellement aucun glacier, bien qu'un petit glacier sur le mont Kosciuszko ait été présent au cours de la dernière période glaciaire.[28] En Nouvelle-Guinée, de petits glaciers en diminution rapide sont situés sur son plus haut massif sommital de Puncak Jaya.[29] L'Afrique a des glaciers sur le mont Kilimandjaro en Tanzanie, sur le mont Kenya et dans les montagnes Rwenzori. Des îles océaniques avec des glaciers se trouvent sur l'Islande, le Svalbard, la Nouvelle-Zélande, Jan Mayen et les îles subantarctiques de Marion, Heard, Grande Terre (Kerguelen) et Bouvet. Pendant les périodes glaciaires du Quaternaire, Taïwan, Hawaï sur le Mauna Kea[30] et Tenerife possédaient également de grands glaciers alpins, tandis que les îles Féroé et Crozet[31] étaient complètement glacés.

La couverture neigeuse permanente nécessaire à la formation des glaciers est affectée par des facteurs tels que le degré de pente du terrain, la quantité de neige et les vents. Les glaciers peuvent être trouvés sous toutes les latitudes, sauf de 20 ° à 27 ° au nord et au sud de l'équateur, où la présence de la branche descendante de la circulation de Hadley abaisse tellement les précipitations qu'avec une insolation élevée, les lignes de neige atteignent plus de 6 500 mètres (21 330 pieds). Entre 19˚N et 19˚S, cependant, les précipitations sont plus élevées et les montagnes au-dessus de 5 000 mètres (16 400 pieds) ont généralement de la neige permanente.

Même aux hautes latitudes, la formation de glaciers n'est pas inévitable. Des régions de l'Arctique, telles que l'île Banks et les vallées sèches de McMurdo en Antarctique, sont considérées comme des déserts polaires où les glaciers ne peuvent pas se former car ils reçoivent peu de neige malgré le froid glacial. L'air froid, contrairement à l'air chaud, est incapable de transporter beaucoup de vapeur d'eau. Même pendant les périodes glaciaires du Quaternaire, la Mandchourie, les basses terres de la Sibérie,[32]et le centre et le nord de l'Alaska,[33] bien qu'extraordinairement froid, il y avait des chutes de neige si légères que les glaciers ne pouvaient pas se former.[34][35]

En plus des régions polaires sèches et non glaciaires, certaines montagnes et volcans de Bolivie, du Chili et d'Argentine sont hauts (4 500 mètres (14 800 pieds) - 6 900 m (22 600 pieds)) et froids, mais le manque relatif de précipitations empêche la neige de s'accumuler dans les glaciers. En effet, ces pics sont situés à proximité ou dans le désert hyperaride d'Atacama.

Géologie glaciaire

Schéma de l'arrachage et de l'abrasion glaciaires

Socle granitique cueilli par les glaciers près de Mariehamn, îles Åland

Les glaciers érodent le terrain par le biais de deux processus principaux : abrasion et cueillir.

Au fur et à mesure que les glaciers coulent sur le substrat rocheux, ils ramollissent et soulèvent des blocs de roche dans la glace. Ce processus, appelé plumaison, est causé par l'eau sous-glaciaire qui pénètre dans les fractures du substratum rocheux, puis gèle et se dilate. Cette expansion fait que la glace agit comme un levier qui détache la roche en la soulevant. Ainsi, les sédiments de toutes tailles font partie de la charge du glacier. Si un glacier en retrait gagne suffisamment de débris, il peut devenir un glacier rocheux, comme le glacier Timpanogos dans l'Utah.

L'abrasion se produit lorsque la glace et sa charge de fragments de roche glissent sur le substrat rocheux et fonctionnent comme du papier de verre, lissant et polissant le substrat rocheux en dessous. La roche pulvérisée que ce processus produit est appelée farine de roche et est composée de grains de roche d'une taille comprise entre 0,002 et 0,00625 mm. L'abrasion conduit à des parois de vallée et à des versants montagneux plus escarpés en milieu alpin, ce qui peut provoquer des avalanches et des glissements de terrain. Ceux-ci ajoutent encore plus de matière au glacier.

L'abrasion glaciaire est généralement caractérisée par des stries glaciaires. Les glaciers les produisent lorsqu'ils contiennent de gros rochers qui creusent de longues rayures dans le substrat rocheux. En cartographiant la direction des stries, les chercheurs peuvent déterminer la direction du mouvement du glacier. Semblables aux stries, on trouve des marques de bavardage, des lignes de dépressions en forme de croissant dans la roche sous-jacente à un glacier. Ils sont formés par abrasion lorsque les blocs rocheux du glacier sont capturés et relâchés à plusieurs reprises alors qu'ils sont traînés le long du substrat rocheux.

Le taux d'érosion des glaciers est variable. Six facteurs contrôlent le taux d'érosion :

  • Vitesse du mouvement glaciaire
  • Épaisseur de la glace
  • Forme, abondance et dureté des fragments de roche contenus dans la glace au fond du glacier
  • Relative facilité d'érosion de la surface sous le glacier
  • Conditions thermiques à la base du glacier
  • Perméabilité et pression de l'eau à la base du glacier

Le matériau qui s'incorpore dans un glacier est généralement transporté jusqu'à la zone d'ablation avant d'être déposé. Les dépôts glaciaires sont de deux types distincts :

  • till glaciaire: matériau directement déposé à partir de la glace glaciaire. Le till comprend un mélange de matériaux indifférenciés allant de la taille de l'argile aux rochers, la composition habituelle d'une moraine.
  • Sédiments fluviaux et de lavage: sédiments déposés par l'eau. Ces gisements sont stratifiés par taille.

Les plus gros morceaux de roche incrustés dans le till ou déposés à la surface sont appelés « blocs erratiques glaciaires ». Leur taille varie des cailloux aux rochers, mais comme ils sont souvent déplacés sur de grandes distances, ils peuvent être radicalement différents du matériau sur lequel ils se trouvent. Les modèles d'erratiques glaciaires suggèrent des mouvements glaciaires passés.

Moraines

Moraines glaciaires au-dessus de Lake Louise, Alberta, Canada

Les moraines glaciaires sont formées par le dépôt de matériaux d'un glacier et sont exposées après le retrait du glacier. Ils apparaissent généralement sous forme de monticules linéaires de till, un mélange non trié de roche, de gravier et de blocs rocheux dans une matrice d'un matériau pulvérulent fin. Les moraines terminales ou terminales se forment au pied ou à l'extrémité terminale d'un glacier. Des moraines latérales se forment sur les flancs du glacier. Les moraines médianes se forment lorsque deux glaciers différents fusionnent et que les moraines latérales de chaque fusionnent pour former une moraine au milieu du glacier combiné. Moins apparentes sont les moraines souterraines, également appelées dérive glaciaire, qui recouvre souvent la surface sous le glacier en aval de la ligne d'équilibre.

Le terme moraine est d'origine française. Il a été inventé par les paysans pour décrire les remblais et les rebords alluviaux trouvés près des marges des glaciers des Alpes françaises. En géologie moderne, le terme est utilisé plus largement et s'applique à une série de formations, toutes composées de till. Les moraines peuvent également créer des lacs de barrages morainiques.

Tambours

Un champ de drumlins se forme après qu'un glacier a modifié le paysage. Les formations en forme de larme indiquent la direction de l'écoulement glaciaire.

Les drumlins sont des collines asymétriques en forme de canot constituées principalement de till. Leurs hauteurs varient de 15 à 50 mètres et ils peuvent atteindre un kilomètre de long. Le côté incliné de la colline fait face à la direction à partir de laquelle la glace a avancé (stoss), tandis que la pente la plus longue suit la direction du mouvement de la glace (lee).

Les drumlins se trouvent dans des groupes appelés champs de drumlins ou alors camps de drumlins. L'un de ces champs se trouve à l'est de Rochester, New York ; on estime qu'il contient environ 10 000 drumlins.

Bien que le processus qui forme les drumlins ne soit pas entièrement compris, leur forme implique qu'ils sont des produits de la zone de déformation plastique des anciens glaciers. On pense que de nombreux drumlins se sont formés lorsque les glaciers ont avancé et ont modifié les dépôts de glaciers antérieurs.

Vallées glaciaires, cirques, arêtes et pics pyramidaux

Caractéristiques d'un paysage glaciaire

Avant la glaciation, les vallées de montagne ont une forme caractéristique en « V », produite par l'érosion de l'eau. Au cours de la glaciation, ces vallées sont élargies, approfondies et lissées, formant une vallée glaciaire en forme de « U ». L'érosion qui crée les vallées glaciaires élimine les éperons de terre qui s'étendent à travers les vallées montagneuses, créant des falaises triangulaires appelées éperons tronqués. Dans les vallées glaciaires, les dépressions créées par l'arrachage et l'abrasion peuvent être comblées par des lacs, appelés lacs paternoster. Si une vallée glaciaire se jette dans une grande étendue d'eau, elle forme un fjord.

De nombreux glaciers creusent davantage leurs vallées que leurs petits affluents. Par conséquent, lorsque les glaciers reculent, les vallées des glaciers tributaires restent au-dessus de la dépression du glacier principal et sont appelées vallées suspendues.

Au début d'un glacier de vallée classique se trouve un cirque en forme de bol, qui a des parois escarpées sur trois côtés mais est ouvert sur le côté qui descend dans la vallée. Les cirques sont l'endroit où la glace commence à s'accumuler dans un glacier. Deux cirques glaciaires peuvent se former dos à dos et éroder leurs parois arrière jusqu'à ce qu'il ne reste qu'une étroite crête, appelée arête. Cette structure peut entraîner un col de montagne. Si plusieurs cirques encerclent une seule montagne, ils créent des pics pyramidaux pointus ; des exemples particulièrement raides sont appelés cornes.

Roche moutonnée

Certaines formations rocheuses sur le chemin d'un glacier sont sculptées en petites collines appelées roche moutonnée, ou rocher « de mouton ». Les roches moutonnées sont allongées, arrondies et des bosses asymétriques du substratum rocheux peuvent être produites par l'érosion glaciaire. Leur longueur varie de moins d'un mètre à plusieurs centaines de mètres.[36] La roche moutonnée a une pente douce sur ses flancs amont glaciaires et une face raide à verticale sur ses flancs aval. Le glacier érode la pente douce du côté amont au fur et à mesure qu'il coule, mais se déchire et emporte la roche du côté aval par arrachement.

Stratification alluviale

Au fur et à mesure que l'eau qui monte de la zone d'ablation s'éloigne du glacier, elle entraîne avec elle de fins sédiments érodés. À mesure que la vitesse de l'eau diminue, sa capacité à transporter des objets en suspension diminue également. L'eau dépose ainsi progressivement les sédiments au fur et à mesure de son écoulement, créant une plaine alluviale. Lorsque ce phénomène se produit dans une vallée, on parle de train de la vallée. Lorsque le dépôt se fait dans un estuaire, les sédiments sont appelés boue de baie.

Les plaines d'épandage et les trains de vallée sont généralement accompagnés de bassins appelés « bouilloires ». Ce sont de petits lacs formés lorsque de gros blocs de glace piégés dans les alluvions fondent et produisent des dépressions remplies d'eau. Les diamètres des bouilloires vont de 5 m à 13 km, avec des profondeurs allant jusqu'à 45 mètres. La plupart sont de forme circulaire car les blocs de glace qui les ont formés se sont arrondis en fondant.[37]

Dépôts glaciaires

Paysage produit par un glacier en recul

Lorsque la taille d'un glacier diminue en dessous d'un point critique, son écoulement s'arrête et il devient stationnaire. Pendant ce temps, l'eau de fonte à l'intérieur et sous la glace laisse des dépôts alluviaux stratifiés. Ces dépôts, sous forme de colonnes, de terrasses et d'amas, subsistent après la fonte des glaciers et sont appelés « dépôts glaciaires ».

Les dépôts glaciaires qui prennent la forme de collines ou de monticules sont appelés Kames. Certains kames se forment lorsque l'eau de fonte dépose des sédiments à travers des ouvertures à l'intérieur de la glace. D'autres sont produits par des éventails ou des deltas créés par l'eau de fonte. Lorsque la glace glaciaire occupe une vallée, elle peut former des terrasses ou des kames le long des flancs de la vallée.

Les dépôts glaciaires longs et sinueux sont appelés eskers. Les eskers sont composés de sable et de gravier déposés par les cours d'eau de fonte qui ont traversé des tunnels de glace à l'intérieur ou sous un glacier. Ils restent après la fonte des glaces, avec des hauteurs dépassant les 100 mètres et des longueurs allant jusqu'à 100 km.

Dépôts de lœss

Des sédiments glaciaires très fins ou de la farine de roche sont souvent ramassés par le vent soufflant sur la surface nue et peuvent se déposer à de grandes distances du site de dépôt fluvial d'origine. Ces gisements de loess éolien peuvent être très profonds, voire des centaines de mètres, comme dans certaines régions de la Chine et du Midwest des États-Unis d'Amérique. Les vents catabatiques peuvent être importants dans ce processus.

Rebond isostatique

Article principal: rebond isostatique

Pression isostatique d'un glacier sur la croûte terrestre

De grandes masses, telles que des calottes glaciaires ou des glaciers, peuvent enfoncer la croûte terrestre dans le manteau. La dépression totalise généralement un tiers de l'épaisseur de la calotte glaciaire ou du glacier. Après la fonte de la calotte glaciaire ou du glacier, le manteau commence à revenir à sa position d'origine, repoussant la croûte vers le haut. Ce rebond post-glaciaire, qui se déroule très lentement après la fonte de la calotte glaciaire ou du glacier, se produit actuellement en quantités mesurables en Scandinavie et dans la région des Grands Lacs d'Amérique du Nord.

Une caractéristique géomorphologique créée par le même processus à plus petite échelle est connue sous le nom de dilatation-faute. Il se produit lorsque la roche précédemment comprimée est autorisée à reprendre sa forme d'origine plus rapidement qu'elle ne peut être maintenue sans faille. Cela conduit à un effet similaire à ce qui serait observé si la roche était frappée par un gros marteau. Des failles de dilatation peuvent être observées dans les parties récemment déglacées de l'Islande et de la Cumbrie.

Sur Mars

calotte polaire nord sur Mars

Article détaillé : Glaciers sur Mars

Les calottes glaciaires polaires de Mars montrent des preuves géologiques de dépôts glaciaires. La calotte polaire sud est particulièrement comparable aux glaciers de la Terre.[38] Les caractéristiques topographiques et les modèles informatiques indiquent l'existence de plus de glaciers dans le passé de Mars.[39]

Aux latitudes moyennes, entre 35° et 65° nord ou sud, les glaciers martiens sont affectés par la mince atmosphère martienne. En raison de la faible pression atmosphérique, l'ablation près de la surface est uniquement due à la sublimation et non à la fusion. Comme sur Terre, de nombreux glaciers sont recouverts d'une couche de roches qui isole la glace. Un instrument radar à bord du Mars Reconnaissance Orbiter a trouvé de la glace sous une fine couche de roches dans des formations appelées Lobate Debris Aprons (LDA).[40][41][42][43][44]

Remarques

  1. ^ Poste, Austin ; LaChapelle, Edward R (2000). Glace de glacier. Seattle, Washington : University of Washington Press. ISBN 0-295-97910-0.
  2. ^ Brown, Molly Elizabeth; Ouyang, Hua ; Habib, Shahid ; Shrestha, Basanta ; Shrestha, Mandira; Panday, Prajjwal; Tzortziou, Maria ; Policelli, Frédéric ; Artan, Guléid ; Giriraj, Amarnath ; Bajracharya, Sagar R.; Racoviteanu, Adina. « HIMALA : Impacts climatiques sur les glaciers, la neige et l'hydrologie dans la région himalayenne ». Recherche et développement en montagne. Société Internationale de Montagne. Consulté le 16 septembre 2011.
  3. ^ Simpson, D.P. (1979). Dictionnaire latin de Cassell (5 éd.). Londres : Cassell Ltd. p. 883. ISBN 0-304-52257-0.
  4. ^ « Retraite du champ de glace Juneau du glacier d'Alaska ». Nichols.edu. Récupéré le 2009-01-05.
  5. ^ « American Meteorological Society, Glossaire de météorologie ». Amsglossary.allenpress.com. Récupéré le 04/01/2013.
  6. ^ « Niveau de la mer et climat ». USGS FS 002-00. USGS. 2000-01-31. Récupéré le 2009-01-05.
  7. ^ * Centre national de données sur la neige et la glace. "Types de glaciers".
  8. ^ Bindschadler, R.A. et T.A. Scambos. Champ de vitesse dérivé d'images satellitaires d'un courant glaciaire antarctique. Science, 252(5003), 242-246, 1991
  9. ^ Enquête britannique sur l'Antarctique. "Description des ruisseaux de glace". Récupéré le 2009-01-26.
  10. ^ une b http://link.springer.com/referenceworkentry/10.1007%2F978-90-481-2642-2_72/fulltext.html
  11. ^ Boulton, G.S. [1974] « Processes et modèles d'érosion glaciaire », (In Coates, D.R. ed., Géomorphologie glaciaire. A Proceedings Volume of the Fifth Annual Geomorphology Symposia series, tenu à Binghamton, New York, du 26 au 28 septembre 1974. Binghamton, N.Y., State University of New York, p. 41-87. (Publications en Géomorphologie))
  12. ^ "Qu'est-ce qui cause la couleur bleue qui apparaît parfois dans la neige et la glace ?". Webexhibits.org. Récupéré le 04/01/2013.
  13. ^ Benson, C.S., 1961, « Études stratigraphiques dans la neige et le névé de la calotte glaciaire du Groenland », Rés. Rép. 70, U.S. Army Snow, Ice and Permafrost Res Establ., Corps of Eng., 120 p.
  14. ^ « Changement des glaciers et aléas associés en Suisse ». PNUE. Récupéré le 2009-01-05.
  15. ^ « Frank Paul, et al., 2004, Désintégration rapide des glaciers alpins observée avec des données satellitaires, LETTRES DE RECHERCHE GEOPHYSIQUE, VOL. 31, L21402,

    ParseError : EOF attendu (cliquez pour plus de détails)

    Callstack:at (Cours/Lumen_Learning/Book:_Earth_Science_(Lumen)/21:_Glaciers/21.2:_Glaciers), /content/body/div[1]/div/div[14]/div/ol/li[15]/ a/portée, ligne 1, colonne 4
    » (PDF). 2004.
  16. ^ « Aperçu récent de la retraite mondiale des glaciers » (PDF). Récupéré le 04/01/2013.
  17. ^ Greve, R.; Blatter, H. (2009). Dynamique des calottes glaciaires et des glaciers. Springer. doi:10.1007/978-3-642-03415-2. ISBN 978-3-642-03414-5.
  18. ^ W.S.B. Paterson, Physique de la glace
  19. ^ "Moulin 'Blanc' : l'expédition de la NASA sonde les profondeurs d'un glacier du Groenland". Nasa. 2006-12-11. Récupéré le 2009-01-05.
  20. ^ Propriétés des glaciers Conférences Hunter College CUNY
  21. ^ T. Strozzi et al. : L'évolution d'une onde glaciaire observée avec les satellites ERS (pdf, 1,3 Mo)
  22. ^ « Le projet Brúarjökull : environnements sédimentaires d'un glacier en crue. L'idée de recherche du projet Brúarjökull ». Salut.is. Récupéré le 04/01/2013.
  23. ^ Meier & Post (1969)
  24. ^ une b http://people.deas.harvard.edu/~vtsai/files/EkstromNettlesTsai_Science2006.pdf Ekström, G., M. Nettles et V.C. Tsai (2006) « Saisonnalité et fréquence croissante des tremblements de terre glaciaires du Groenland », Science, 311, 5768, 1756-1758, doi:10.1126/science.1122112
  25. ^ une b http://people.deas.harvard.edu/~vtsai/files/TsaiEkstrom_JGR2007.pdf Tsai, V. et G. Ekström (2007). « Analyse des séismes glaciaires », J. Geophys. Rés., 112, F03S22, doi: 10.1029/2006JF000596
  26. ^ Easterbrook, D.J. (1999). Processus de surface et reliefs (2 éd.). New Jersey : Prentice-Hall, Inc. p. 546. ISBN 0-13-860958-6.
  27. ^ « Glossaire de terminologie glaciaire ». Pubs.usgs.gov. 2012-06-20. Récupéré le 04/01/2013.
  28. ^ "CD. Ollier : « Les reliefs australiens et leur histoire », National Mapping Fab, Geoscience Australia ». Ga.gov.au. 2010-11-18. Récupéré le 04/01/2013.
  29. ^ KINCAID, JONI L.; KLEIN, ANDREW G. (2004). « Retraite des glaciers Irian Jaya de 2000 à 2002 mesurée à partir d'images satellites IKONOS ». Portland, Maine, États-Unis. p. 147-157. Récupéré le 2009-01-05.
  30. ^ « Les glaciers hawaïens révèlent des indices sur le changement climatique mondial ». Géologie.com. 2007-01-26. Récupéré le 04/01/2013.
  31. ^ « Colonies françaises – Archipel Crozet ». Découvrezfrance.net. 2010-12-09. Récupéré le 04/01/2013.
  32. ^ Collins, Henry Hill; L'Europe et l'URSS; p. 263. ISBN 1-256-35000-3
  33. ^ « Centre d'interprétation du Yukon Béringie ». Beringia.com. 1999-04-12. Récupéré le 04/01/2013.
  34. ^ Histoire de la Terre 2001 (page 15)
  35. ^ « Sur la zoogéographie de la région holarctique ». Wku.edu. Récupéré le 04/01/2013.
  36. ^ « Glaciers & Glaciation » (Arnold, Londres 1998) Douglas Benn et David Evans, pp324-326
  37. ^ « Géologie des marmites ». Britannica en ligne. Récupéré le 2009-03-12.
  38. ^ « Kargel, J.S. et al. : "Martian Polar Ice Sheets and Mid-Latitude Debris-Rich Glaciers, and Terrestrial Analogs", Third International Conference on Mars Polar Science and Exploration, Alberta, Canada, 13-17 octobre 2003 (pdf 970 Ko)" ( PDF). Récupéré le 04/01/2013.
  39. ^ « Les glaciers martiens : sont-ils issus de l'atmosphère ? ESA Mars Express, 20 janvier 2006 ». Esa.int. 2006-01-20. Récupéré le 04/01/2013.
  40. ^ Head, J. et al. 2005. Accumulation, écoulement et glaciation de neige et de glace de latitude tropicale à moyenne sur Mars. Nature : 434. 346-350
  41. ^ Source : Brown University Publié le lundi 17 octobre 2005 (2005-10-17). « Le climat de Mars en mutation : glaciers des moyennes latitudes | SpaceRef – Votre référence spatiale ». Marstoday.com. Récupéré le 04/01/2013.
  42. ^ Richard Lewis (2008-04-23). « Les glaciers révèlent que le climat martien a été récemment actif | Nouvelles et événements de l'Université Brown ». News.brown.edu. Récupéré le 04/01/2013.
  43. ^ Plaut, J. 2008. Preuve radar de la présence de glace dans les tabliers de débris de Lobate dans les latitudes moyennes nord de Mars. Sciences lunaires et planétaires XXXIX. 2290.pdf
  44. ^ Holt, J. Radar Sounding Evidence for Ice in Lobate Debris Aprons près du bassin Hellas, latitudes mi-sud de Mars. 2441.pdf

Les références

  • Cet article s'inspire largement de l'article correspondant de Wikipédia en espagnol, auquel on a accédé dans la version du 24 juillet 2005.
  • Hamrey, Michel ; Alean, Jürg (2004). Glaciers (2e éd.). La presse de l'Universite de Cambridge. ISBN 0-521-82808-2. OCLC 54371738. Un excellent traitement moins technique de tous les aspects, avec de superbes photographies et des récits de première main des expériences des glaciologues. Toutes les images de ce livre peuvent être trouvées en ligne (voir Liens Web : Glaciers-online)
  • Benn, Douglas I.; Evans, David J.A. (1999). Glaciers et glaciation. Arnold. ISBN 0-470-23651-5. OCLC 38329570.
  • Bennett, M.R.; Glasser, N. F. (1996). Géologie glaciaire : inlandsis et reliefs. John Wiley & Fils. ISBN 0-471-96344-5. OCLC 33359888 37536152.
  • Hamrey, Michael (1994). Environnements glaciaires. Presse de l'Université de la Colombie-Britannique, Presse de l'UCL. ISBN 0-7748-0510-2. OCLC 30512475. Un manuel de premier cycle.
  • Chevalier, Peter G (1999). Glaciers. Cheltenham : Nelson Thornes. ISBN 0-7487-4000-7. OCLC 42656957 63064183 77294832. Un manuel pour les étudiants de premier cycle évitant les complexités mathématiques
  • Walley, Robert (1992). Introduction à la géographie physique. Wm. Éditeurs Brown. Un manuel consacré à expliquer la géographie de notre planète.
  • W.S.B. Paterson (1994). Physique des Glaciers (3e éd.). Presse de Pergame. ISBN 0-08-013972-8. OCLC 26188. Une référence complète sur les principes physiques qui sous-tendent la formation et le comportement.

21.2 : Glaciers - Géosciences

Laurentia s'étend aussi loin à l'ouest que l'est de la Colombie-Britannique. (Figure 21.3), mais les roches anciennes du craton sont presque entièrement recouvertes de roches plus jeunes en Colombie-Britannique, au Yukon et dans toute l'Alberta, à l'exception de l'extrême nord-est. Laurentia est bien représentée dans le nord de la Saskatchewan et dans de grandes parties du Manitoba, des Territoires du Nord-Ouest et du Nunavut (figure 21.5).Là où elles sont exposées, les roches du Bouclier canadien sont très variées sur le plan lithologique, généralement fortement métamorphisées en raison de leur enfouissement profond à un moment donné dans le passé, et dans certains cas, très différentes de ce à quoi on pourrait s'attendre sur Terre aujourd'hui.

En partant du sud, dans l'est du Manitoba et l'Ontario adjacent, nous avons les roches anciennes de la province du Supérieur. Sur la carte de la Province du Supérieur, les roches sont principalement roses, représentant des roches granitiques et gneissiques, avec des bandes et des taches vertes, représentant du basalte et des sédiments métamorphisés du fond marin, également connus sous le nom de ceintures de roches vertes. Ces roches sont largement interprétées comme ayant des origines crustales profondes et comprennent de vastes zones de roches métamorphiques au faciès des granulites formées à des températures élevées et des pressions modérées à élevées (voir la figure 7.19). Les ceintures de roches vertes de la province du Supérieur en Ontario et au Québec abritent certains des plus grands gisements de sulfures massifs volcanogènes au monde. Comme décrit au chapitre 20, la province du Supérieur dans le nord du Manitoba abrite d'importants gisements de nickel à Thompson. Ceux-ci se sont formés à partir de magma mafique dérivé du manteau qui a interagi avec des roches crustales soufrées et à l'intérieur duquel se sont formés des minéraux sulfurés de métaux lourds.

L'orogène trans-hudsonien (THO), comme son nom l'indique, s'étend à travers la Saskatchewan et le Manitoba et jusqu'à la côte est de la baie d'Hudson. Il représente la zone de collision continent-continent entre le craton supérieur au sud et le craton Churchill (y compris les cratons du Wyoming, de Hearne et de Rae) au nord, c'est donc un vestige de la formation initiale de Laurentia vers 1,9 Ga. Au Au moment de la collision, le THO aurait été une chaîne de montagnes majeure, et les roches que nous y voyons maintenant - qui ont évolué profondément sous ces montagnes - sont des roches sédimentaires et volcaniques hautement métamorphosées traversées par de grands corps granitiques. Les importants gisements de sulfures massifs volcanogènes autour de Flin Flon se trouvent dans le THO.

Figure 21.5 Caractéristiques géologiques du Bouclier canadien de l'Ouest canadien. AB : bassin d'Athabasca, TB : bassin de Thelon, et TMZ : zone magmatique de Taltson [ Par SE après : http://geoscan.nrcan.gc.ca/starweb/geoscan/servlet.starweb?path=geoscan/fulle.web&search1=R =208175]

Le craton de Churchill est lithologiquement similaire au craton supérieur, bien que généralement moins ancien. Il comprend deux bassins sédimentaires importants : le bassin d'Athabasca en Saskatchewan et le bassin de Thelon au Nunavut, tous deux remplis de roches âgées d'environ 1,7 Ga. Ceux-ci sont principalement constitués de grès et de mudstones mineurs qui ne sont que faiblement métamorphisés et essentiellement non déformés (non pliés) car ils sont situés dans un craton stable et n'ont donc pas été soumis à des forces tectoniques importantes. Le bassin d'Athabasca est important sur le plan économique en raison de ses vastes et riches gisements d'uranium de type discordance (voir le chapitre 20). À son extrémité ouest, il y a le vestige d'un grand impact extraterrestre, le cratère Carswell de 40 km de diamètre. Lorsque le météore a frappé à cet endroit, vers 115 Ma, l'impact et le rebond subséquent de la croûte ont été suffisants pour faire remonter la roche métamorphique à la surface d'environ 2 000 m de grès du groupe d'Athabasca. Il n'y a aucun lien entre le cratère Carswell et le cratère beaucoup plus ancien (

La zone magmatique de Taltson (TMZ), qui forme la limite entre les cratons Churchill et Slave, se compose principalement de roche granitique. Une interprétation est que la TMZ s'est formée le long d'une frontière convergente, bien que cela ne soit pas universellement accepté.

Le craton des Esclaves est dominé par des roches granitiques et des roches sédimentaires clastiques métamorphisées. Sur sa bordure ouest, se trouve une vaste zone de roche gneissique très ancienne qui comprend le gneiss d'Acasta, daté de 4,03 Ga, qui, pour l'instant du moins, est la roche la plus ancienne du monde (figure 21.6).

Figure 21.6 Un échantillon du gneiss d'Acasta exposé au Musée d'histoire naturelle de Vienne [https://commons.wikimedia.org/wiki/File:Acasta_gneiss.jpg]

L'orogène de Wopmay, interprété comme le site d'une autre ancienne collision continent-continent, se trouve à l'ouest du craton des Esclaves. Bien que principalement composé de roches ignées felsiques et de gneiss, l'orogène de Wopmay comprend un corps de roches ignées mafiques et ultramafiques appelé l'intrusion de Muskox. Dérivé d'un panache du manteau et daté d'environ 1,1 Ga, le bœuf musqué est comparable à une poignée d'autres intrusions mafiques et ultramafiques dans le monde en ce qu'il présente une stratification répétitive distinctive causée par la sédimentation de minéraux riches en métaux lourds dans le magma à faible viscosité. . Le bœuf musqué a des niveaux élevés de nickel, de cuivre et de chrome, et a le potentiel d'avoir du platine et du palladium comme un corps similaire en Afrique du Sud. Les intrusions ultramafiques comme le bœuf musqué n'ont pas lieu sur Terre aujourd'hui car le manteau n'est plus assez chaud.

Les roches les plus anciennes de la Colombie-Britannique sont les roches sédimentaires, volcaniques et intrusives fortement métamorphisées du complexe de Monashee, situé à l'ouest du fleuve Columbia près de Revelstoke (figure 21.7). Âgés d'environ 2 Ga, ils pourraient en fait faire partie de la Laurentia.


138 21,2 Ouest canadien pendant le Précambrien

Laurentia s'étend aussi loin à l'ouest que l'est de la Colombie-Britannique. (Figure 21.3), mais les roches anciennes du craton sont presque entièrement recouvertes de roches plus jeunes en Colombie-Britannique, au Yukon et dans toute l'Alberta, à l'exception de l'extrême nord-est. Laurentia est bien représentée dans le nord de la Saskatchewan et dans de grandes parties du Manitoba, des Territoires du Nord-Ouest et du Nunavut (figure 21.5). Là où elles sont exposées, les roches du Bouclier canadien sont très variées sur le plan lithologique, généralement fortement métamorphisées en raison de leur enfouissement profond à un moment donné dans le passé, et dans certains cas, très différentes de ce à quoi on pourrait s'attendre sur Terre aujourd'hui.

En partant du sud, dans l'est du Manitoba et l'Ontario adjacent, nous avons les roches anciennes de la province du Supérieur. Sur la carte de la Province du Supérieur, les roches sont principalement roses, représentant des roches granitiques et gneissiques, avec des bandes et des taches vertes, représentant du basalte et des sédiments métamorphisés du fond marin, également connus sous le nom de ceintures de roches vertes. Ces roches sont largement interprétées comme ayant des origines crustales profondes et comprennent de vastes zones de roches métamorphiques au faciès des granulites formées à des températures élevées et des pressions modérées à élevées (voir la figure 7.19). Les ceintures de roches vertes de la province du Supérieur en Ontario et au Québec abritent certains des plus grands gisements de sulfures massifs volcanogènes au monde. Comme décrit au chapitre 20, la province du Supérieur dans le nord du Manitoba abrite d'importants gisements de nickel à Thompson. Celles-ci se sont formées à partir de magma mafique dérivé du manteau qui a interagi avec des roches crustales soufrées et à l'intérieur desquelles des minéraux sulfurés de métaux lourds se sont formés.

L'orogène trans-hudsonien (THO), comme son nom l'indique, s'étend à travers la Saskatchewan et le Manitoba et jusqu'à la côte est de la baie d'Hudson. Il représente la zone de collision continent-continent entre le craton du Supérieur au sud et le craton de Churchill (y compris les cratons du Wyoming, de Hearne et de Rae) au nord, c'est donc un vestige de la formation initiale de Laurentia vers 1,9 Ga. Au Au moment de la collision, le THO aurait été une chaîne de montagnes majeure, et les roches que nous y voyons maintenant - qui ont évolué profondément sous ces montagnes - sont des roches sédimentaires et volcaniques hautement métamorphisées, traversées par de grands corps granitiques. Les importants gisements de sulfures massifs volcanogènes autour de Flin Flon se trouvent dans le THO.

Figure 21.5 Caractéristiques géologiques du Bouclier canadien de l'Ouest canadien. AB : bassin d'Athabasca, TB : bassin de Thelon, et TMZ : zone magmatique de Taltson [ Par SE après : http://geoscan.nrcan.gc.ca/starweb/geoscan/servlet.starweb?path=geoscan/fulle.web&search1=R =208175]

Le craton de Churchill est lithologiquement similaire au craton supérieur, bien qu'il ne soit généralement pas aussi ancien. Il comprend deux bassins sédimentaires importants : le bassin d'Athabasca en Saskatchewan et le bassin de Thelon au Nunavut, tous deux remplis de roches âgées d'environ 1,7 Ga. Ceux-ci sont principalement constitués de grès et de mudstones mineurs qui ne sont que faiblement métamorphisés et essentiellement non déformés (non pliés) car ils sont situés dans un craton stable et n'ont donc pas été soumis à des forces tectoniques importantes. Le bassin d'Athabasca est important sur le plan économique en raison de ses vastes et riches gisements d'uranium de type discordance (voir le chapitre 20). À son extrémité ouest, il y a le vestige d'un grand impact extraterrestre, le cratère Carswell de 40 km de diamètre. Lorsque le météore a frappé à cet endroit, vers 115 Ma, l'impact et le rebond subséquent de la croûte ont été suffisants pour faire remonter la roche métamorphique à la surface d'environ 2 000 m de grès du groupe d'Athabasca. Il n'y a aucun lien entre le cratère Carswell et le cratère beaucoup plus ancien (

La zone magmatique de Taltson (TMZ), qui forme la limite entre les cratons Churchill et Slave, se compose principalement de roche granitique. Une interprétation est que la TMZ s'est formée le long d'une frontière convergente, bien que cela ne soit pas universellement accepté.

Le craton des Esclaves est dominé par des roches granitiques et des roches sédimentaires clastiques métamorphisées. Sur sa bordure ouest, se trouve une vaste zone de roche gneissique très ancienne qui comprend le gneiss d'Acasta, daté de 4,03 Ga, qui, pour l'instant du moins, est la roche la plus ancienne du monde (figure 21.6).

Figure 21.6 Un échantillon du gneiss d'Acasta exposé au Musée d'histoire naturelle de Vienne [https://commons.wikimedia.org/wiki/File:Acasta_gneiss.jpg]

L'orogène de Wopmay, interprété comme le site d'une autre ancienne collision continent-continent, se trouve à l'ouest du craton des Esclaves. Bien que principalement composé de roches ignées felsiques et de gneiss, l'orogène de Wopmay comprend un corps de roches ignées mafiques et ultramafiques appelé l'intrusion de Muskox. Dérivé d'un panache du manteau et daté d'environ 1,1 Ga, le bœuf musqué est comparable à une poignée d'autres intrusions mafiques et ultramafiques dans le monde en ce qu'il présente une stratification répétitive distinctive causée par la sédimentation de minéraux riches en métaux lourds dans le magma à faible viscosité. . Le bœuf musqué a des niveaux élevés de nickel, de cuivre et de chrome, et a le potentiel d'avoir du platine et du palladium comme un corps similaire en Afrique du Sud. Les intrusions ultramafiques comme le bœuf musqué n'ont pas lieu sur Terre aujourd'hui car le manteau n'est plus assez chaud.

Les roches les plus anciennes de la Colombie-Britannique sont les roches sédimentaires, volcaniques et intrusives fortement métamorphisées du complexe de Monashee, situé à l'ouest du fleuve Columbia près de Revelstoke (figure 21.7). Âgés d'environ 2 Ga, ils pourraient en fait faire partie de la Laurentia.

Figure 21.7 Roches précambriennes dans le sud de la Colombie-Britannique et Alberta [ Par SE après : http://geoscan.nrcan.gc.ca/starweb/geoscan/servlet.starweb?path=geoscan/fulle.web&search1=R=208175]

Il existe des roches précambriennes beaucoup plus étendues dans le Columbia et les montagnes Rocheuses du sud-est de la Colombie-Britannique. et le coin sud-ouest de l'Alberta. Les roches du Supergroupe Purcell (un supergroupe comprend plus d'un groupe) sont présents dans l'extrême sud-est de la Colombie-Britannique. et l'Alberta adjacente, et s'étendent bien aux États-Unis (comme le Belt Supergroup). Il s'agit pour la plupart de roches clastiques non métamorphisées déposées dans les rivières et les lacs au Protérozoïque moyen, vers 1400 Ma, alors que Laurentia faisait encore partie du supercontinent Columbia. Lorsque Columbia s'est séparée, la division s'est produite dans la zone des roches Purcell/Belt. Des roches similaires du même âge sont présentes en Tasmanie et en Sibérie, et il est postulé qu'elles faisaient autrefois partie du même bassin de dépôt.

Des exercices

Exercice 21.2 Purcell s'effondre ?

Cette carte montre la géologie de l'état australien de Tasmanie. Identifiez les roches qui pourraient être comparables aux roches Purcell de la Colombie-Britannique. et albertaine.

En quoi ces roches sont-elles différentes de celles du Canada?

Les roches du Groupe de Windermere — également principalement sédimentaires clastiques — se sont déposées dans l'océan le long de la bordure ouest de Laurentia (Figure 21.7) à la fin du Protérozoïque (environ 700 Ma) après la débâcle de Columbia. En fait, les roches sédimentaires de cet âge s'étendent tout le long du côté ouest des montagnes Rocheuses, jusqu'au Yukon. Le dépôt dans cette région a eu lieu pendant les glaciations de la Terre Boule de Neige du Protérozoïque, comme on peut le voir dans les roches du Groupe Windermere de la Formation de Toby de la région au sud de Cranbrook, en Colombie-Britannique. (Figure 21.8). La formation Toby est une roche marine à grain fin (mudstone) avec de nombreux grands clastes angulaires de calcaire et de quartz. La boue s'est déposée dans les eaux calmes d'un environnement de talus continental, et les gros fragments ont été lâchés de la glace flottante dérivée des glaciers de Laurentia. La Formation de Toby est unique dans cette région, la plupart du reste des roches sédimentaires clastiques du Protérozoïque tardif dans cette région n'ont pas de dropstones glaciaires.

Figure 21.8 Mudstone de la Formation de Toby du Protérozoïque tardif avec des dropstones glaciaires au sud de Cranbrook, en Colombie-Britannique. [SE]


16.1 Périodes glaciaires dans l'histoire de la Terre

Nous sommes actuellement au milieu d'une période glaciaire (bien qu'elle soit moins intense maintenant qu'elle ne l'était il y a 20 000 ans) mais ce n'est pas la seule période de glaciation dans l'histoire de la Terre, il y en a eu beaucoup dans un passé lointain, comme illustré à la figure 16.2. En général, cependant, la Terre a été suffisamment chaude pour être libre de glace pendant beaucoup plus de temps qu'elle n'a été suffisamment froide pour être glacée.

Figure 16.2 L'enregistrement des principales glaciations passées au cours de l'histoire de la Terre. [SE]

La plus ancienne période glaciaire connue est le Huronien. D'après les preuves de dépôts glaciaires de la région autour du lac Huron en Ontario et ailleurs, il est évident que la glaciation huronienne a duré d'environ 2 400 à 2 100 Ma. Parce que les roches de cet âge sont rares, nous ne savons pas grand-chose sur l'intensité ou l'étendue globale de cette glaciation.

Vers la fin du Protérozoïque, pour des raisons qui ne sont pas entièrement comprises, le climat s'est considérablement refroidi et la Terre a été saisie par ce qui semble être sa glaciation la plus intense. Les glaciations de la période cryogénienne (cryo est le latin pour froid glacial) sont également connues sous le nom de glaciations « Snowball Earth », car il est supposé que la planète entière était gelée - même dans les régions équatoriales - avec de la glace sur les océans jusqu'à 1 km d'épaisseur. Un visiteur de notre planète à cette époque n'aurait peut-être pas eu beaucoup d'espoir quant à son habitabilité, bien que la vie ait encore survécu dans les océans. Il y a eu deux périodes glaciaires principales au sein du Cryogénien, chacune d'une durée d'environ 20 millions d'années : le Sturtien vers 700 Ma et le Marinoen vers 650 Ma. Il existe également des preuves de certaines glaciations plus courtes avant et après celles-ci. La fin des glaciations cryogéniennes coïncide avec l'évolution de formes de vie relativement grandes et complexes sur Terre. Cela a commencé pendant la période d'Ediacaran, puis s'est poursuivi avec la soi-disant explosion de formes de vie au Cambrien. Certains géologues pensent que les conditions environnementales changeantes du cryogénien sont ce qui a en fait déclenché l'évolution d'une vie vaste et complexe.

Il y a eu trois glaciations majeures au cours du Phanérozoïque (les 540 derniers millions d'années), y compris les glaciations andines/sahariennes (enregistrées dans les roches d'Amérique du Sud et d'Afrique), le Karoo (du nom des roches d'Afrique australe) et les glaciations cénozoïques. Le Karoo était la plus longue des glaciations phanérozoïques, persistant pendant une grande partie du temps que le supercontinent Gondwana était situé au-dessus du pôle Sud (

360 à 260 Ma). Il couvrait de grandes parties de l'Afrique, de l'Amérique du Sud, de l'Australie et de l'Antarctique (voir Figure 10.4). Comme vous vous en souvenez peut-être au chapitre 10, cette glaciation généralisée, à travers des continents maintenant éloignés les uns des autres, était un élément important des preuves d'Alfred Wegener de la dérive des continents. Contrairement aux glaciations cryogéniennes, les glaciations andine/saharienne, du Karoo et du cénozoïque n'ont affecté que certaines parties de la Terre. À l'époque du Karoo, par exemple, ce qui est maintenant l'Amérique du Nord était près de l'équateur et n'était pas glaciaire.

La Terre était chaude et essentiellement non glaciaire tout au long du Mésozoïque. Bien qu'il puisse y avoir eu une certaine glaciation alpine à cette époque, il n'y a plus aucune trace de celle-ci. Les dinosaures, qui dominaient les habitats terrestres au Mésozoïque, n'ont pas eu à supporter des conditions glaciales.

Un climat chaud a persisté dans le Cénozoïque en fait, il est prouvé que le Paléocène (

50 à 60 Ma) était la partie la plus chaude du Phanérozoïque depuis le Cambrien (Figure 16.3). Un certain nombre d'événements tectoniques au cours du Cénozoïque ont contribué à un refroidissement planétaire persistant et important depuis 50 Ma. Par exemple, la collision de l'Inde avec l'Asie et la formation de la chaîne himalayenne et du plateau tibétain ont entraîné une augmentation spectaculaire du taux d'altération et d'érosion. Des taux d'altération plus élevés que la normale des roches contenant des minéraux silicatés, en particulier le feldspath, consomment le dioxyde de carbone de l'atmosphère et réduisent donc l'effet de serre, entraînant un refroidissement à long terme.

Figure 16.3 La tendance globale de la température au cours des 65 derniers Ma (le Cénozoïque). De la fin du Paléocène au plus fort de la Glaciation Pléistocène, la température moyenne mondiale a chuté d'environ 14°C. (PETM est le maximum thermique Palécène-Éocène) [SE d'après Routledge, 2013, http://www.alpineanalytics.com/Climate/DeepTime.html ]

À 40 Ma, le mouvement continu des plaques a élargi l'écart étroit entre l'Amérique du Sud et l'Antarctique, entraînant l'ouverture du passage de Drake. Cela a permis l'écoulement d'eau d'ouest en est sans restriction autour de l'Antarctique, le courant circumpolaire antarctique (figure 16.4), qui a efficacement isolé l'océan Austral des eaux plus chaudes des océans Pacifique, Atlantique et Indien. La région s'est considérablement refroidie et vers 35 Ma (Oligocène) des glaciers avaient commencé à se former sur l'Antarctique.

Figure 16.4 Le courant circumpolaire antarctique (flèches rouges) empêche l'eau chaude du reste des océans de la Terre de s'approcher de l'Antarctique. [SE]

Les températures mondiales sont restées relativement stables pendant l'Oligocène et le début du Miocène, et la glaciation antarctique s'est affaiblie pendant cette période. Vers 15 Ma, un volcanisme lié à la subduction entre l'Amérique centrale et l'Amérique du Sud a créé la connexion entre l'Amérique du Nord et l'Amérique du Sud, empêchant l'eau de s'écouler entre les océans Pacifique et Atlantique. Cela a encore restreint le transfert de chaleur des tropiques vers les pôles, conduisant à un rajeunissement de la glaciation antarctique. L'expansion de cette calotte glaciaire a suffisamment augmenté la réflectivité de la Terre pour favoriser une boucle de rétroaction positive de refroidissement supplémentaire : plus de glace glaciaire réfléchissante, plus de refroidissement, plus de glace, etc. Par le Pliocène (

5 Ma) des calottes glaciaires avaient commencé à se former en Amérique du Nord et en Europe du Nord (Figure 16.5). La partie la plus intense de la glaciation actuelle - et le climat le plus froid - a eu lieu au cours du dernier million d'années (le dernier tiers du Pléistocène), mais si nous comptons la glaciation antarctique, elle s'étend vraiment de l'Oligocène à l'Holocène, et se poursuivra probablement dans le futur.

Le Pléistocène a été caractérisé par d'importantes variations de température (sur une plage de près de 10 °C) sur des échelles de temps de 40 000 à 100 000 ans, et par l'expansion et la contraction correspondantes des calottes glaciaires. Ces variations sont attribuées à de subtils changements dans les paramètres orbitaux de la Terre (cycles de Milankovitch), qui sont expliqués plus en détail au chapitre 21. Au cours du dernier million d'années, les cycles de glaciation ont duré environ 100 000 ans, cette variabilité est visible sur la figure 16.5.

Figure 16.5 Enregistrement des isotopes de l'oxygène du Foram au cours des 5 derniers millions d'années sur la base des données des isotopes O des sédiments du fond marin [Créé par SE à partir des données de http://www.lorraine-lisiecki.com/stack.html, Lisiecki et Raymo, 2005]

Exercice 16.1 Glaciaires et interglaciaires du Pléistocène

Ce diagramme montre les 500 000 dernières années du même ensemble de données que celui illustré à la figure 16.5. Les cinq dernières périodes glaciaires sont marquées par des flocons de neige. La plus récente, qui a culminé à environ 20 ka, est connue sous le nom de glaciation du Wisconsin. Décrivez la nature du changement de température qui a suivi chacune de ces périodes glaciaires.

L'interglaciaire actuel (Holocène) est marqué d'un H. Indiquez les cinq périodes interglaciaires précédentes.

Au plus fort de la dernière glaciation (Glaciation du Wisconsin), des calottes glaciaires massives couvraient presque tout le Canada et une grande partie du nord des États-Unis (figure 16.6). Le massif Glace Laurentide couvrait la majeure partie de l'est du Canada, aussi loin à l'ouest que les Rocheuses, et la plus petite Inlandsis de la Cordillère couvrait la plus grande partie de la région occidentale. À divers autres pics glaciaires au cours du Pléistocène et du Pliocène, l'étendue de la glace était similaire à celle-ci, et dans certains cas, même plus étendue. Les calottes glaciaires laurentides et cordillères combinées étaient comparables en volume à la calotte glaciaire antarctique actuelle.

Figure 16.6 L'étendue des calottes glaciaires de la Cordillère et des Laurentides près du sommet de la glaciation du Wisconsin, vers 15 ka. [redessiné par SE basé sur une carte à : https://www.ncdc.noaa.gov/paleo/glaciation.html]


Débat interactif

Statut: fermé

Dans cet article, Zhou et ses collègues rapportent des changements dans la vitesse des glaciers en hiver pour sept régions d'Asie entre 2017-2018 et 1999-2000. Les vitesses de surface des glaciers sont dérivées de la corrélation d'images satellitaires. Ils utilisent deux capteurs : Landsat-7 (L7) pour la période 1999-2000 et Sentinel-2 (S2) pour la période 2017-2018. Contrairement aux études précédentes, ils observent un ralentissement des glaciers dans le Karakoram et une accélération dans la partie orientale de l'Himalaya. Ils constatent que l'amincissement des glaciers a des vitesses hivernales croissantes et que les glaciers stables/épaississants ont des vitesses hivernales décroissantes. Ce dernier résultat est très surprenant et semble en contradiction avec le cadre théorique de compréhension de la dynamique des glaces.

Si le texte est bien écrit et les figures sont de grande qualité, les méthodes ne sont pas assez précises pour permettre une réplication de l'ouvrage. Je soupçonne également des défauts majeurs dans le traitement et l'analyse des données qui conduisent à des résultats et des conclusions erronés. En particulier, l'interprétation des changements de vitesses en relation avec les changements d'épaisseur de la glace n'est pas du tout convaincante (c'est-à-dire une accumulation accrue suggérée dans les régions où les glaciers perdent de la masse). Ci-dessous, je fournis des commentaires généraux sur ces défauts majeurs et quelques remarques techniques sur le texte.

1 - Les changements de vitesse ne sont pas fiables et reproductibles.

L'analyse des changements de vitesse des glaciers à partir de différents capteurs est très difficile et nécessite de vérifier certaines exigences de base qui ne sont pas remplies ici. Dehecq et al. (2019) ont montré que l'utilisation de différents capteurs peut introduire des biais importants dans la vitesse. Veuillez trouver ci-dessous une liste de contrôle des points méthodologiques critiques qui doivent être traités :

  • Calculez les changements de vitesse sur exactement les mêmes pixels. D'après le texte (L76-77), je comprends que les auteurs calculent une vitesse moyenne pour chaque glacier pour la première période, puis une vitesse moyenne pour la deuxième période. Le changement de vitesse est calculé comme la différence entre ces deux termes. Ce cadre n'est pas adapté pour calculer les changements de vitesse, car la vitesse du glacier est très variable dans l'espace, et par conséquent la vitesse moyenne du glacier pour chaque période doit être calculée exactement sur les mêmes pixels. Ceci est encore plus critique lorsque deux capteurs différents sont utilisés (L7 et S2 ici). Ces capteurs ont des capacités différentes et S2 produit probablement des champs de vitesse fiables pour une fraction beaucoup plus grande de la surface du glacier que L7.
  • En raison de la distribution non gaussienne des résidus (c'est-à-dire du fait que le module du vecteur vitesse est toujours positif), vous devez trouver un moyen de normaliser les changements de vitesse. Un bon contrôle de l'efficacité de la normalisation choisie est que le changement de vitesse sur un terrain stable doit être nul. Veuillez fournir les changements de vitesse sur un terrain stable pour démontrer la robustesse de votre traitement. A ce sujet, je recommande de lire attentivement le supplément de Dehecq et al. (2019), et notamment les figures S8 et S9.

2 - L'interprétation des changements observés n'est pas convaincante

Cet article est très court, ce qui est en général bon pour la rédaction scientifique à mon avis. Cependant, ici, j'ai l'impression qu'il me manque des parties importantes du message, en raison du manque de détails du texte. Par exemple, les auteurs devraient donner plus de contexte/contexte sur la section 4.1 (« Relation entre la vitesse de surface du glacier et la géométrie »). Pourquoi ces relations sont-elles étudiées ? Pourquoi le changement de vitesse devrait-il être lié à la pente, à la surface ou à d'autres variables ?

Il me manque aussi une interprétation plus précise dans le contexte climatique. Les auteurs étudient les vitesses hivernales des glaciers sur une très vaste région aux climats contrastés. Dans l'Himalaya central et le Nyainqentanglha, les glaciers s'accumulent pendant la mousson/le printemps, tandis qu'au Karakoram ils s'accumulent pendant l'hiver (Maussion et al., 2014). En conséquence, hiver ne veut pas dire période d'accumulation partout et toute interprétation liée au contexte climatique doit être beaucoup plus fine que l'analyse proposée.

Les auteurs attribuent la différence entre leurs résultats et ceux de Dehecq au fait qu'ils mesurent les vitesses hivernales, alors que Dehecq et al. vitesses d'été mesurées. L'interprétation des auteurs n'est pas juste ici : Dehecq et al. vitesses annuelles mesurées (fig. S2 de Dehecq et al.), avec le champ de vitesse annuel moyen centré approximativement en été (fig. S3 de Dehecq et al.). La variabilité saisonnière de la vitesse des glaciers est mal documentée, en particulier pour les glaciers asiatiques (Armstrong et al., 2017 Usman & Furuya, 2018), mais je doute que la différence entre les deux études en vienne. Je suggère que les auteurs appliquent leur flux de travail aux paires d'images estivales pour démontrer qu'ils peuvent d'abord reproduire les résultats de Dehecq.

L137-149 sont très difficiles à suivre et n'ont pas beaucoup de sens pour moi. D'après ma compréhension, la relation négative trouvée dans cette étude (fig. 6) conduit à la conclusion que le paramètre m en éq. 1 devrait être négatif ? Ceci est en forte contradiction avec la physique de base de la dynamique de la glace (par exemple, Cuffey & Paterson, 2010). Si les auteurs pensent que « la perte de masse de glace favorise le mouvement des glaciers en hiver », ils doivent suggérer un mécanisme qui pourrait expliquer cela. Je ne suis pas la logique du reste de la section (L145-149), et je pense que la plupart de ces affirmations ne sont pas correctes (et ne sont étayées par aucune référence bibliographique).

Titre : « Himalaya » n'est pas le nom de la région étudiée, qui englobe Karakoram, Hindu Kush, Himalaya et Nyainqêntanglha

Structure : il est plus clair d'écrire trois sections distinctes pour les méthodes, les résultats et la discussion. Par exemple, L90-100 se lit comme une section de résultats et non comme une discussion.

L10-11 : cela n'est pas indiqué dans le document

L55 : c'est incorrect, voir mes commentaires ci-dessus

L70-71 : une meilleure façon d'évaluer la précision des changements de vitesse serait d'examiner les changements de terrain stables

Armstrong, W. H., Anderson, R. S., & Fahnestock, M. A. (2017). Schémas spatiaux de l'accélération estivale sur les glaciers du centre-sud de l'Alaska. Lettres de recherche géophysique, 44(18), 9379-9388. https://doi.org/10.1002/2017GL074370

Cuffey, K.M., & Paterson, W.S.B. (2010). La physique des glaciers. Presse académique.

Dehecq, A., Gourmelen, N., Gardner, A. S., Brun, F., Goldberg, D., Nienow, P. W., et al. (2019). Ralentissement des glaciers au XXIe siècle causé par la perte de masse en Asie des hautes montagnes. Géosciences de la nature, 12(1), 22-27. https://doi.org/10.1038/s41561-018-0271-9

Maussion, F., Scherer, D., Mölg, T., Collier, E., Curio, J., & Finkelnburg, R. (2014). Saisonnalité et variabilité des précipitations sur le plateau tibétain telles que résolues par la réanalyse de la haute Asie. Journal du climat, 27(5), 1910-1927. https://doi.org/10.1175/JCLI-D-13-00282.1

Usman, M., & amp Furuya, M. (2018). Modulation interannuelle des variations saisonnières de la vitesse glaciaire dans le Karakoram oriental détectée par les données ALOS-1/2. Journal de glaciologie, 64(245), 465–476.


Sujet : WEBINAIRES IRIS : Tremblements de terre glaciaires et cryosismologie comme outil d'étude des glaciers de sortie du Groenland, 21/02 à 14 h 00, heure de l'Est

Veuillez vous inscrire aux tremblements de terre glaciaires et à la cryosismologie en tant qu'outil d'enquête sur les glaciers de sortie du Groenland le 21 février 2018 à 14 h 00 HNE à :

Présentateur : Dr Stephen A. Veitch, Université du Texas à El Paso

Résumé : Bien que la sismologie ait été utilisée comme un outil pour étudier les glaciers et les calottes glaciaires pendant des décennies, le domaine de la « cryosismologie » a explosé au cours de la dernière décennie avec le développement de nouveaux outils et techniques qui ont contribué à faciliter la croissance du domaine. . Dans cette conférence, nous couvrirons les recherches en cours et publiées au Groenland impliquant des sismogrammes enregistrés localement et globalement. La perte de glace de la calotte glaciaire du Groenland est un facteur important de l'élévation actuelle et future du niveau de la mer due aux changements en cours dans le climat mondial. Une partie importante de cette perte de masse de glace provient du vêlage de gros icebergs sur de nombreux glaciers de sortie du Groenland. Cependant, la dynamique du vêlage sur ces glaciers n'est actuellement pas bien comprise, ce qui complique les projections du comportement futur de ces glaciers et la perte de masse de la calotte glaciaire du Groenland.

À l'échelle mondiale, les données du réseau sismique mondial de longue date ont enregistré la survenue de séismes glaciaires, de grands séismes de longue période qui se produisent lors de grands vêlages sur des glaciers de sortie proches du sol. L'occurrence et les paramètres sources de ces séismes donnent un aperçu du lien entre le vêlage des glaciers et les forçages climatiques et océaniques, ainsi que des informations sur les conditions de dynamique glaciaire à grande échelle dans lesquelles ces événements majeurs de vêlage se produisent. À une échelle plus locale, un déploiement de sismomètres autour d'un glacier individuel a fourni des informations sur l'environnement sismique d'un glacier vêlant, ainsi que sur les facteurs externes plus immédiats et à court terme des événements de vêlage. Nous considérons à la fois les données sismiques locales et mondiales afin de mieux comprendre la dynamique du processus de vêlage sur les glaciers de sortie du Groenland, et constatons que la production de séismes glaciaires est indicative d'un terminus proche du sol au niveau du glacier source. Nous constatons que les emplacements dérivés de ces événements sont précis et sensibles aux changements de position du front de vêlage du glacier source, et que les azimuts de force active sont représentatifs de l'orientation du glacier au moment du vêlage. Nous constatons également que ces glaciers sont à l'origine d'abondants petits tremblements de glace, qui sont fortement liés à la survenue d'événements majeurs de vêlage. Les petits tremblements de glace qui se produisent sur le glacier Helheim sont modulés par les variations semi-diurnes de la hauteur des marées et contrôlent potentiellement le calendrier des principaux vêlages en endommageant progressivement la langue du glacier.

Après votre inscription, vous recevrez un e-mail de confirmation contenant des informations sur l'inscription au webinaire. VEUILLEZ NOTER : L'inscription ne confirme ni ne garantit que vous aurez une place pendant le webinaire, car nous sommes limités à 500 participants. Veuillez participer tôt au webinaire pour avoir les meilleures chances de voir le webinaire en direct. N'oubliez pas que tous les webinaires IRIS sont archivés pour une visualisation ultérieure sur https://www.youtube.com/playlist?list=PLD4D607C2FA317E6D


21.2 : Glaciers - Géosciences

Tous les articles publiés par MDPI sont rendus immédiatement disponibles dans le monde entier sous une licence en libre accès. Aucune autorisation particulière n'est requise pour réutiliser tout ou partie de l'article publié par MDPI, y compris les figures et les tableaux. Pour les articles publiés sous licence Creative Common CC BY en libre accès, toute partie de l'article peut être réutilisée sans autorisation à condition que l'article original soit clairement cité.

Les articles de fond représentent la recherche la plus avancée avec un potentiel important d'impact élevé dans le domaine. Les articles de fond sont soumis sur invitation individuelle ou sur recommandation des éditeurs scientifiques et font l'objet d'un examen par les pairs avant leur publication.

L'article de fond peut être soit un article de recherche original, soit une nouvelle étude de recherche substantielle qui implique souvent plusieurs techniques ou approches, ou un article de synthèse complet avec des mises à jour concises et précises sur les derniers progrès dans le domaine qui passe systématiquement en revue les avancées les plus passionnantes dans le domaine scientifique. Littérature. Ce type d'article donne un aperçu des orientations futures de la recherche ou des applications possibles.

Les articles du Choix de l'éditeur sont basés sur les recommandations des éditeurs scientifiques des revues MDPI du monde entier. Les rédacteurs en chef sélectionnent un petit nombre d'articles récemment publiés dans la revue qui, selon eux, seront particulièrement intéressants pour les auteurs ou importants dans ce domaine. L'objectif est de fournir un aperçu de certains des travaux les plus passionnants publiés dans les différents domaines de recherche de la revue.


Glaciers, glace de mer et pergélisol

Notre groupe de recherche étudie un large éventail de processus cryosphériques, avec un accent particulier sur la relation entre le climat et les changements dans la cryosphère. Nous étudions les questions des contributions modernes des glaciers et des calottes glaciaires à l'élévation du niveau de la mer pour déduire le climat passé à partir des enregistrements de carottes de glace. Nous étudions l'évolution de la glace de mer arctique, de la structure à micro-échelle des cristaux de glace au mouvement dynamique de la glace à l'échelle du bassin. Nous étudions la croissance et la décomposition du pergélisol et ses effets sur les problèmes environnementaux et techniques. Nous développons des méthodes pour mesurer physiquement et modéliser mathématiquement la cryosphère pour comprendre les processus physiques et les interactions avec le système climatique, nous observons et surveillons les changements dans la cryosphère, et nous prédisons les impacts des changements cryosphériques sur l'environnement local et global (par exemple les écosystèmes, l'hydrologie , cycle du carbone, niveau de la mer, dynamique des océans) ainsi que les préoccupations liées à l'homme (par exemple les infrastructures). Nous nous intéressons à tous les aspects de la façon dont la cryosphère est affectée par le changement global en ce qui concerne le climat ainsi que les perturbations naturelles et anthropiques.

Les professeurs de cette recherche sont également affiliés au groupe de recherche sur la neige, la glace et le pergélisol du Geophysical Institute. Vous trouverez plus d'informations sur les différents aspects de la recherche cryosphérique via les liens ci-dessous :


Informations sur l'auteur

Affiliations

Earth Science and Observation Center, Cooperative Institute for Research in Environmental Sciences, University of Colorado Boulder, Boulder, CO, États-Unis

Département de physique, Emory University, Atlanta, GA, États-Unis

Département des sciences naturelles, Université d'Alaska Sud-Est, Juneau, AK, États-Unis

Institut géophysique, Université d'Alaska Fairbanks, Fairbanks, AK, États-Unis

Mark A. Fahnestock et Martin Truffer

Vous pouvez également rechercher cet auteur dans PubMed Google Scholar

Vous pouvez également rechercher cet auteur dans PubMed Google Scholar

Vous pouvez également rechercher cet auteur dans PubMed Google Scholar

Vous pouvez également rechercher cet auteur dans PubMed Google Scholar

Vous pouvez également rechercher cet auteur dans PubMed Google Scholar

Contributions

R.K.C., J.M.A., M.A.F. et M.T. collecté les données du TRI. R.K.C. traité et analysé les données avec la contribution de tous les collaborateurs. J.C.B. créé et complété le composant de modélisation. R.K.C., J.C.B. et J.M.A. a écrit le manuscrit avec la contribution de M.A.F. et M.T.

Auteur correspondant


Département de géosciences

Les géosciences sont l'étude de la Terre et de ses habitants à travers la géographie, la géologie et la géophysique. Cela comprend un large éventail de sujets comme le volcanisme, la tectonique des plaques, la glaciologie, la télédétection et la minéralogie. La géographie peut se concentrer sur les sciences physiques ou elle peut étudier les modèles et les processus qui façonnent la société humaine comme la religion ou l'économie. Les emplois en géosciences sont nombreux, les salaires sont compétitifs et la demande de jeunes géoscientifiques enthousiastes devrait augmenter.

POURQUOI ÉTUDIER LA GÉOSCIENCE À L'UAF ET EN ALASKA ?

  • Pour les étudiants intéressés par les géosciences, l'Alaska est l'un des laboratoires naturels les plus passionnants sur Terre.
  • L'Alaska a connu la plus grande éruption volcanique au monde et le deuxième plus grand tremblement de terre au cours du siècle dernier.
  • Avec l'ouest du Canada, l'Alaska contient la plus grande masse de glace en dehors de l'Antarctique et du Groenland.
  • Le changement global réchauffe l'Alaska et provoque des changements dramatiques dans le pergélisol, les glaciers et la banquise.
  • L'Alaska est une zone d'exploration active et de découverte de ressources minérales et énergétiques telles que le pétrole et les minéraux des terres rares.
  • Notre programme met l'accent sur l'expérience sur le terrain avec des cours comme le camp de terrain de géologie dans lequel les étudiants pratiquent la cartographie géologique dans des montagnes reculées.
  • Notre recherche couvre le monde entier avec des travaux de professeurs sur des sites de recherche comme le Japon, la Russie et l'Antarctique. On étudie même la géologie de Mars.

Nos cours vous permettent d'explorer

  • Géologie économique
  • sciences de la Terre
  • Géochronologie (étude des échelles de temps incrustées dans les roches),
  • SIG
  • Glaciers
  • Lac, rivière et glace de mer
  • Analyse du paysage par la géographie
  • Paléontologie
  • Pergélisol
  • Les risques naturels et leur atténuation
  • Télédétection
  • Roches et minéraux
  • Stratigraphie et sédimentation
  • Enseigner la géologie au collège ou au lycée
  • Tectonique
  • Volcans
  • et plus…

Opportunités de carrière avec un diplôme en géosciences

Certaines des questions liées aux géosciences que se posent les chercheurs de l'UAF

La géographie

Qu'est-il arrivé au cheval de l'ère glaciaire qui habitait la Béringie, le connecteur biogéographique entre l'Asie et l'Amérique du Nord

Géophysique

Qu'arrive-t-il à la plaque du Pacifique sous les montagnes Wrangell ? C'est comme si l'assiette disparaissait.


Voir la vidéo: How do glaciers shape the landscape? Animation from Kerboodle. (Octobre 2021).