“paleoclimatique_t2” — 2013/10/24 — 11:38 — page 57 — #80
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2. Cryosphère et niveau marin
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ou négatif. La zone d’accumulation est celle où le bilan de masse est positif
(les régions centrales) et la zone d’ablation celle où le bilan de masse en
surface est négatif. On appelle souvent accumulation, la quantité de neige
effectivement accumulée avant la fusion. Pour tenir compte de la densité
de la neige, tous ces termes sont en général exprimés en équivalent eau et
l’unité de temps naturelle est l’année (bilan de masse en m/an).
Écoulement : après son dépôt, la neige se densifie et se transforme en
névé puis en glace qui s’écoule sous l’action de la gravité en fonction de
la pente de la surface. Le déplacement peut donc se diriger par dessus des
montagnes sous-glaciaires ou avec un socle qui remonte. L’écoulement peut
se décomposer en deux termes. D’une part la déformation de la glace qui
dépend des propriétés mécaniques de la glace. Celle-ci se comporte comme
un fluide très visqueux dont la viscosité dépend de la température, plus la
glace est « chaude » plus elle se déforme rapidement. Cette déformation
va induire une variation de la vitesse en fonction de la profondeur et est
généralement concentrée dans les couches basales. D’autre part, la glace
peut également glisser sur le socle rocheux ou, lorsque ce socle est sédimentaire, il peut lui-même se déformer. Les deux processus , glissement et
déformation du sédiment, conduisent à une vitesse horizontale de la glace
à la base. Ils ne peuvent intervenir que lorsque la glace a atteint le point
de fusion et leur efficacité dépend de la pression d’eau sous-glaciaire. Nous
voyons que l’écoulement de la glace dépend du champ de température, à la
fois par son effet sur la viscosité et par le seuil sur le point de fusion à la
base.
La température dans la glace varie depuis la surface, où elle prend
la valeur de la température moyenne annuelle (jusqu’à –60
◦ C en Antarctique) jusqu’au point de fusion dans de nombreux points de l’interface avec
le socle. La température s’élève donc globalement avec la profondeur et ceci
est principalement dû au flux géothermique qui apporte en permanence de
la chaleur à la base de la glace (de l’ordre de 50 mW/m
2 ). L’écoulement
affecte la température en transportant du froid depuis le haut vers le bas
et depuis le centre vers les bords (advection). La chaleur produite par la
déformation et par le glissement intervient également et porte la base au
point de fusion dans les régions actives où les vitesses sont vitesses élevées.
Cette interaction entre champ de vitesse et d’écoulement est appelé couplage thermo-mécanique
Enfin, il faut mentionner l’isostasie, enfoncement du socle sous le poids
de la glace (voir Fig. 2.4).
Les diverses calottes ont (et ont eu) des formes et des durées de vie différentes, mais leurs histoires suivent un fil conducteur commun. Une calotte
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2. Cryosphère et niveau marin
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ou négatif. La zone d’accumulation est celle où le bilan de masse est positif
(les régions centrales) et la zone d’ablation celle où le bilan de masse en
surface est négatif. On appelle souvent accumulation, la quantité de neige
effectivement accumulée avant la fusion. Pour tenir compte de la densité
de la neige, tous ces termes sont en général exprimés en équivalent eau et
l’unité de temps naturelle est l’année (bilan de masse en m/an).
Écoulement : après son dépôt, la neige se densifie et se transforme en
névé puis en glace qui s’écoule sous l’action de la gravité en fonction de
la pente de la surface. Le déplacement peut donc se diriger par dessus des
montagnes sous-glaciaires ou avec un socle qui remonte. L’écoulement peut
se décomposer en deux termes. D’une part la déformation de la glace qui
dépend des propriétés mécaniques de la glace. Celle-ci se comporte comme
un fluide très visqueux dont la viscosité dépend de la température, plus la
glace est « chaude » plus elle se déforme rapidement. Cette déformation
va induire une variation de la vitesse en fonction de la profondeur et est
généralement concentrée dans les couches basales. D’autre part, la glace
peut également glisser sur le socle rocheux ou, lorsque ce socle est sédimentaire, il peut lui-même se déformer. Les deux processus , glissement et
déformation du sédiment, conduisent à une vitesse horizontale de la glace
à la base. Ils ne peuvent intervenir que lorsque la glace a atteint le point
de fusion et leur efficacité dépend de la pression d’eau sous-glaciaire. Nous
voyons que l’écoulement de la glace dépend du champ de température, à la
fois par son effet sur la viscosité et par le seuil sur le point de fusion à la
base.
La température dans la glace varie depuis la surface, où elle prend
la valeur de la température moyenne annuelle (jusqu’à –60
◦ C en Antarctique) jusqu’au point de fusion dans de nombreux points de l’interface avec
le socle. La température s’élève donc globalement avec la profondeur et ceci
est principalement dû au flux géothermique qui apporte en permanence de
la chaleur à la base de la glace (de l’ordre de 50 mW/m
2 ). L’écoulement
affecte la température en transportant du froid depuis le haut vers le bas
et depuis le centre vers les bords (advection). La chaleur produite par la
déformation et par le glissement intervient également et porte la base au
point de fusion dans les régions actives où les vitesses sont vitesses élevées.
Cette interaction entre champ de vitesse et d’écoulement est appelé couplage thermo-mécanique
Enfin, il faut mentionner l’isostasie, enfoncement du socle sous le poids
de la glace (voir Fig. 2.4).
Les diverses calottes ont (et ont eu) des formes et des durées de vie différentes, mais leurs histoires suivent un fil conducteur commun. Une calotte