Les nappes glaciaires sont des couches de glace massives et dynamiques qui couvrent des milliers de kilomètres carrés, principalement le Groenland et l'Antarctique. Elles abritent de vastes réserves d'eau douce; la nappe glaciaire de l'Antarctique contient à elle seule environ 60 % de l'eau douce du monde. Pendant des décennies, ces géants gelés ont été considérés comme des blocs monolithiques à mouvement lent, mais les observations satellitaires et les radars de pénétration au sol ont révélé une réalité beaucoup plus complexe. Les nappes glaciaires sont vivantes avec des mouvements, disséquées par des fractures profondes, drainées par des rivières de glace à mouvement rapide et sous-planifiées par des systèmes de plomberie cachés d'eau liquide.

Caractéristiques physiques des plaques de glace : Crevass

Les crevasses sont des fissures profondes en forme de coin qui s'ouvrent dans la couche supérieure fragile d'une nappe glaciaire. Elles sont le signe le plus visible de stress dans la glace. Bien qu'elles puissent ressembler à des dangers statiques, les crevasses sont des caractéristiques dynamiques qui enregistrent l'historique de l'écoulement de la glace et jouent un rôle crucial dans le transport de l'eau de fonte de la surface au lit.

Mécanique de la fracture

La glace près de la surface est froide et fragile. Lorsque la nappe glaciaire coule sous son propre poids, différentes parties du glacier se déplacent à différentes vitesses. Lorsque la tension de traction ou de cisaillement agissant sur la glace dépasse sa force de rupture, la glace se fracture. La crévasse s'ouvre perpendiculairement à la direction de la contrainte de prolongation maximale. La profondeur d'une crevasse sèche est limitée par la pression de glace excessive; à une profondeur d'environ 30 à 40 mètres, la pression lithostatique devient suffisamment élevée pour serrer la fissure fermée, l'empêchant de se propager plus profondément.

Types de crévasses et ce qu'ils révèlent

Les glaciologues classent les crevasses selon leur orientation par rapport au flux de glace, et chaque type raconte une histoire des contraintes en jeu.

  • Les crevasses transversales se forment perpendiculairement à l'écoulement dans les zones où la glace s'étend et s'accélère, comme celles où un ruisseau de glace sort d'une vallée étroite ou se déplace sur une marche raide dans le substratum rocheux.
  • Les crevasses longitudinales se forment parallèlement au débit, généralement là où la glace s'étend latéralement et se compresse dans le sens du débit, souvent aux marges des cours d'eau de glace à écoulement rapide.
  • Les crevasses marginales se forment à un angle d'environ 45 degrés par rapport à la direction du flux, courbés en amont. Elles sont causées par une contrainte de cisaillement où la glace se frotte contre la glace plus lente ou la paroi de la vallée.
  • Les crevasses jouant se forment en arcs, alors qu'une plate-forme de glace s'étend après avoir quitté un glacier à sortie confinée.

L'analyse des patrons de crevasse à partir de l'imagerie satellitaire permet aux scientifiques de cartographier les champs de stress sur l'ensemble des calottes glaciaires, fournissant des données essentielles pour les modèles de flux de glace.

Hydrofracturation : la connexion profonde

Lorsque la fonte de surface s'écoule dans une crevasse, le poids de l'eau exerce une pression énorme à la base de la fissure. L'eau est plus dense que la glace, de sorte que la pression exercée par une crevasse remplie d'eau peut facilement dépasser la pression de confinement de la glace environnante, conduisant la fissure jusqu'à la base de la nappe glaciaire. Ce processus est un mécanisme primaire pour relier la surface de la nappe glaciaire à l'environnement sous-glaciaire. L'hydrofracturation est particulièrement dangereuse pour les tablettes de glace. L'effondrement de la plate-forme de glace Larsen B en 2002 a été déclenché directement par une grande hydrofracturation durant un été chaud, transformant la plate-forme de glace en un lisier de fragments en quelques semaines.

Caractéristiques physiques des plaques de glace : Glaces

Les cours d'eau de glace sont des artères étroites de glace qui se déplacent à des vitesses de centaines de mètres par an, beaucoup plus rapides que la glace environnante. Ce sont les principaux mécanismes par lesquels une nappe glaciaire décharge la masse vers l'océan. Comprendre les cours d'eau de glace est essentiel pour prédire l'élévation future du niveau de la mer, car ils contrôlent le rythme de la perte de glace.

L'anatomie de la circulation rapide

Un cours d'eau de glace se déplace rapidement non pas parce que la glace elle-même se déforme plus rapidement, mais parce qu'elle glisse sur son lit. Ce glissement basal nécessite une interface lubrifiée. Sous la plupart des cours d'eau de glace à écoulement rapide, les relevés géophysiques ont trouvé une couche de sédiments mous et saturés d'eau appelée till. Ce till se déforme comme un fluide sous le poids de la glace en excès, permettant à la glace de glisser dessus.

Exemples : Glaciers de l'île Pine et Thwaites

Les cours d'eau les plus surveillés sur Terre sont les glaciers de Pine Island et de Thwaites, tous deux dans le secteur de la mer d'Amundsen, dans l'Antarctique occidental. Ces glaciers drainent une vaste région de la banquise de l'Antarctique occidental, qui est échouée sur le substratum sous le niveau de la mer. Des eaux profondes circumpolaires chaudes se déversent sur le plateau continental et fondent les plateaux de glace flottants qui soutiennent ces glaciers. À mesure que la banquise s'amincit et se retire, elle fournit moins de résistance, ce qui permet aux cours d'eau de s'accélérer considérablement.

Points collants et variabilité du débit

Les cours d'eau de glace ne sont pas uniformément rapides. Leurs lits sont hétérogènes, contenant des taches de friction élevée appelées «points collants». Ces taches collantes peuvent être causées par des bosses de roche, des zones où le till a été rincée ou des régions où le lit est gelé. La taille et la distribution des taches collantes contrôlent la vitesse du cours d'eau.

Glaciers de sortie : la connexion maritime

Les glaciers de la mer qui se terminent dans l'océan se nourrissent souvent de glaciers de sortie, qui sont limités par des fjords ou des vallées. Ces glaciers de sortie sont les principaux canaux de perte de masse de la nappe glaciaire au Groenland. Le Jakobshavn Isbræ au Groenland est l'un des glaciers les plus rapides au monde, se déplaçant à des vitesses de plus de 10 kilomètres par an, car il abaisse les icebergs dans l'océan.

Caractéristiques physiques des plaques de glace : Lacs subglaciaux

Sous les milles de glace, il existe un monde aquatique caché. Les lacs subglaciaux sont de grandes masses d'eau liquide piégées à la base d'une nappe glaciaire. Ils sont créés par une combinaison de chaleur géothermique qui monte de l'intérieur de la Terre et les propriétés isolantes de la glace épaisse au-dessus.

Découverte et exploration

L'existence de lacs subglaciaux a été hypothéquée pour la première fois dans les années 1960 et 1970 à partir de sons radars aéroportés. Le premier et le plus grand lac découvert était le lac Vostok dans l'Antarctique oriental, un plan d'eau de la taille du lac Ontario, enfoui sous près de 4 kilomètres de glace. Le forage au lac Vostok a été un défi monumental d'ingénierie et scientifique, terminé en 2012.

Lacs actifs et lacs stables

Les premiers travaux de recherche ont supposé que les lacs sous-glaciaires étaient des réservoirs stables isolés. L'altimétrie radar de satellites comme ICESat et CryoSat-2 a complètement changé cette vue. Nous savons maintenant que de nombreux lacs sous-glaciaires sont très actifs. L'eau peut se déverser rapidement d'un lac à l'autre, créant un système de plomberie dynamique et subglaciaire. L'exemple classique est le réseau sous le ruisseau de glace de Whillans dans l'Antarctique occidental, où un lac de la taille du lac Ontario s'est drainé en quelques années, faisant chuter la surface de glace au-dessus de lui de dizaines de mètres.

Formation et distribution

Un lac subglaciaire forme une zone où la température de base est au point de fusion de pression (la température à laquelle la glace fond sous le poids de la glace surplombante) et où une dépression topographique permet à l'eau de se regrouper. Le flux de chaleur géothermique est la source d'énergie primaire. La distribution des lacs subglaciaux est inégale. Ils sont abondants sous l'épaisseur intérieure de la nappe glaciaire de l'Antarctique oriental, où la haute pression réduit le point de fusion, et sous les cours d'eau de glace actifs de l'Antarctique occidental.

Importance écologique et biogéochimique

Les lacs subglaciaux sont des refuges biologiques extrêmes. Ils sont complètement sombres, froids et isolés de la surface pendant des millions d'années. Pourtant, les études des carottes de sédiments et des échantillons d'eau du lac Whillans et du lac Vostok ont révélé des écosystèmes microbiens florissants. Ces organismes sont des chimolithoautotrophes, ce qui signifie qu'ils tirent de l'énergie non pas de la lumière du soleil, mais des réactions chimiques avec les roches et les sédiments du fond du lac. Ils jouent un rôle dans le cycle mondial du carbone et offrent des indications sur la façon dont la vie pourrait survivre sur les lunes glacées dans le système solaire externe, comme Europa ou Encelade.

Interactions et commentaires : un système connecté

Les trois caractéristiques, les crevasses, les ruisseaux de glace et les lacs subglaciaux, ne sont pas indépendantes. Elles sont reliées par un réseau complexe de rétroactions qui contrôlent la stabilité globale de la nappe glaciaire.

Connexions surface-à-bûcher via Crevasses

Comme nous l'avons vu, l'hydrofracturation crée un lien physique direct entre la surface et le lit. Au Groenland, l'eau de fonte de l'été s'inonde dans des crevasses et des moules (arbres verticaux dans la glace), atteignant le lit en quelques heures. Cette injection soudaine d'eau lubrifie la base de la nappe glaciaire, la faisant glisser plus rapidement. C'est un retour d'information positif : le réchauffement conduit à plus de fonte, ce qui entraîne un débit de glace plus rapide, qui produit plus de crevasses, ce qui permet encore plus d'eau pour atteindre le lit.

Le rôle des lacs sous-glaciaires et des cours d'eau

La découverte de lacs actifs sous le ruisseau de glace de Whillans a montré que le drainage d'un lac peut provoquer une accélération ou un ralentissement du courant de glace. Le rejet d'eau d'un lac de glace sous-glaciaire pressurise le système de drainage en aval, réduisant les frottements au lit et permettant à la glace de glisser plus rapidement. Cette interaction peut provoquer une «surgissement» des cours d'eau en réponse aux changements du système hydrologique basal. Inversement, de grands lacs stables peuvent agir comme des points collants, épinglant la nappe glaciaire et ralentissant le flux du courant de glace.

La zone d'échouement

La zone d'interaction la plus critique est la zone de mise à la terre, où la calotte glaciaire échouée rencontre la plate-forme de glace flottante. Ici, les crevasses sont communes en raison de la flexion de la glace. L'eau douce des lacs et des systèmes de drainage sous-glaciaires est rejetée dans l'océan à la ligne de mise à la terre. Cette entrée en eau douce affecte la circulation et la fonte de l'océan au front de la plate-forme de glace.

Conclusion: Incidences sur l'élévation future du niveau de la mer

Les caractéristiques physiques uniques des calottes glaciaires, c'est-à-dire les crevasses, les ruisseaux de glace et les lacs subglaciaires, sont la clé pour débloquer les prévisions de l'élévation future du niveau de la mer. Elles ne sont pas statiques sur un paysage blanc mais elles sont des composantes actives et interconnectées d'un système hautement dynamique. La stabilité d'un calotte glaciaire dépend de l'équilibre délicat entre ces caractéristiques. Une atmosphère de réchauffement accélère la fonte de surface et l'hydrofracturation. Un réchauffement de l'océan entraîne l'éclaircissement de la plate-forme de glace et le retrait de la ligne de mise à terre. Ces processus déclenchent des boucles de rétroaction qui peuvent entraîner une perte de glace rapide et irréversible.