GLACIERS

Cinématique du mouvement

Si on met de côté une couche superficielle crevassée et faillée, il semble que l'écoulement d'un glacier soit généralement extrêmement régulier, sans à-coups brusques. Toutefois, par exemple, au glacier d'Argentière, dans de grands décollements entre glace et rocher, sur 10 à 30 mètres, en aval d'un « verrou » (exhaussement du lit barrant transversalement la vallée), cavités accessibles grâce à des galeries creusées dans le rocher pour capter le torrent sous-glaciaire, on a indubitablement mesuré des mouvements par à-coups de l'ordre de 2 centimètres, séparés par plusieurs heures d'immobilité.

Les trajectoires des particules de glace forment donc un faisceau de courbes grossièrement parallèles, qui ne s'emmêlent pas (écoulement laminaire).

Vu l'imprécision des mesures de bilan et d'épaisseur, on peut négliger la compressibilité de la glace, même bulleuse. On transposera seulement dans les calculs la couche de neige et de névé en couche de glace de même poids. Il y a donc conservation du volume, et l'on peut écrire, les bilans étant mesurés en mètres de glace :

1^o exhaussement de la surface du glacier en un lieu géographique fixe = bilan en ce lieu + vitesse verticale, vers le haut, de la glace. En état de régime, la surface est fixe et le bilan égale la vitesse verticale vers le bas. Les trajectoires s'enfoncent en zone d'accumulation et émergent en zone d'ablation. Il en va de même pour les cailloux tombés sur le glacier et formant des moraines latérales puis, si deux glaciers se réunissent, une moraine médiane.

2^o augmentation du débit de glace entre deux sections transversales = bilan cumulé sur toute la surface entre ces deux sections ? augmentation de volume du glacier entre ces deux sections fixes. En état de régime, le débit croît vers l'aval en zone d'accumulation, est maximal à la ligne d'équilibre et diminue ensuite, jusqu'à s'annuler au front si le glacier se termine par une rampe sur la terre ferme. Dans un grand glacier des Alpes, ce débit maximal est de l'ordre de 10 hectomètres cubes de glace par an. On peut l'évaluer en cumulant les bilans depuis le front (et, si le glacier a varié de volume, en effectuant la correction correspondante).

On peut aussi évaluer le débit à travers une section transversale à partir des vitesses horizontales et de l'aire de cette section. L'épaisseur d'un glacier local se détermine par sismique-réflexion et, avec plus de certitude, par des forages (la glace est fondue avec une résistance électrique ou un jet d'eau chaude sous pression). Pour déterminer la vitesse de balises en surface, on relève des points géodésiques locaux, installés autour du glacier. Mais on ignore les vitesses en profondeur. Souvent elles ne diminuent fortement que dans une couche limite basale, et des calculs approchés grossiers donnent une précision suffisante (suffisante par exemple pour déterminer le bilan moyen dans un cirque d'alimentation avalancheux, où des mesures directes seraient impossibles). Ces calculs introduisent les forces en jeu et ne relèvent plus de la cinématique mais de la dynamique.

Dynamique de l'écoulement

L'écoulement d'un glacier est principalement dû à son poids et dépend aussi du fait que la surface libre n'est pas horizontale. Sauf sur de courtes distances vis-à-vis de l'épaisseur, la pente de la surface est toujours vers l'aval. L'écoulement se traduit globalement par une perte d'énergie newtonienne (qui se dissipe en chaleur), même si les couches basales doivent remonter une contre-pente, en sortant d'un surcreusement de la vallée.

Les forces d'inertie qui résultent des variations de vitesse sont absolument négligeables. La composante vers l'aval du poids d'un tronçon de glacier est équilibrée avant tout par la résistance qu'offre le lit à l'avancement. Cette force résistante par unité d'aire est appelée le frottement. Il s'ensuit que les vitesses décroissent de la surface vers le fond, et du centre vers les bords. Sur la mer de Glace, au chaos de séracs du Géant, où la vitesse est très élevée (1 000 m/an au sommet de la chute), et donc le glacier très peu épais (20 à 40 m), la glace accumule tous les étés beaucoup de poussières, qui forment en aval des bandes brunâtres transversales. Ce mouvement plus fort au centre les arque de plus en plus, ce qui les fait appeler chevrons.

Pour aller plus loin, il faut établir un modèle physique, c'est-à-dire un schéma simplifié du glacier auquel on puisse appliquer les lois de la mécanique des milieux continus.

La pesanteur crée simultanément des contraintes et des déformations, liées entre elles par une loi de comportement, ou loi rhéologique. Cette loi rhéologique est connue par des expériences de laboratoire [cf. glace]. Elle dépend de la température ou, si la glace est tempérée, de la teneur en eau ; toutefois on admet que la teneur en eau moyenne se stabilise à une valeur fixe. En tout point du glacier, de coordonnées x, y, z, on peut définir six contraintes, trois composantes de la vitesse et (si le glacier est froid) une température, soit neuf ou dix fonctions de x, y, z. Elles doivent obéir à autant de relations entre leurs dérivées partielles par rapport à x, y, ou z, à savoir trois relations d'équilibre, six relations exprimant la loi de comportement et l'incompressibilité (car les déformations s'expriment en fonction des dérivées spatiales des vitesses), et éventuellement l'équation gouvernant les transferts de chaleur, où intervient la variable temps. Le problème est donc complexe, et n'a pu être résolu qu'en prenant des modèles très simples, mais qu'il convient de rapprocher de la réalité par des formulations mathématiques que nous n'aborderons pas ici dans le détail. Néanmoins, si on considère le cas le plus simple, celui d'une couche de glace tempérée d'épaisseur uniforme, s'écoulant sur un plan incliné de α, en état de régime. L'épaisseur h et la vitesse de glissement u_b se sont ajustées de sorte à évacuer un certain débit de glace. Soit ρ la masse volumique de la glace et g la pesanteur (ρg = 1 MPa/115 m). L'équilibre des forces montre que le frottement sur le lit vaut F = rgh sin α. Supposons de plus la vitesse u parallèle à la surface à toute profondeur (ce qui implique un bilan négligeable devant u_s, vitesse en surface). On démontre que le bilan de glace par unité de largeur est :

où B est le paramètre rhéologique pour la glace tempérée (B = 465 MPa ^—3. an ^—1). Le fait qu'il y ait un certain débit q à évacuer et la loi de frottement F = F (u_b) fixent les deux paramètres ajustables u_b et h.

Si en revanche nous étudions ce glacier, et avons mesuré u_s et h, nous calculerons F₁, q et u_b sans faire intervenir la loi de frottement. Mais cela n'est vrai que dans le cas très simple considéré. Pour un glacier de vallée, le frottement F varie sur une section transversale ; de plus, la forme générale de la vallée (qui n'est jamais un cylindre) contribue aussi à retenir le glacier, si bien que F n'est plus donné par la formule simple écrite plus haut. Il faut alors faire intervenir la loi de frottement, et les mesures de terrain ne permettent pas de déterminer tous les paramètres intervenant dans cette loi.

Eau dans les glaciers

Les vitesses de glissement des glaciers tempérés de vallée sont plus élevées autour du solstice d'été, lorsque l'eau de fonte des neiges est très abondante. (Une forte pluie d'été peut aussi augmenter les vitesses.) Il est manifeste que l'eau, sous pression, a pénétré sous le glacier et a permis des décollements entre glace et rocher qui rendent le glissement plus aisé. Au glacier du Gorner on a même mesuré un exhaussement du glacier de 50 centimètres à cette époque.

L'eau de fonte s'écoule sur la glace par des ruisseaux (« bédières ») qui finissent dans des crevasses. Lorsque celles-ci, entraînées vers l'aval, se referment, il subsiste un puits où se perd la bédière (« moulin »). Tôt ou tard, la communication s'établit avec un torrent sous-glaciaire, qui émerge au front du glacier, après avoir coulé au fond de la vallée, sauf en cas de surcreusement (il semble contourner les surcreusements le long d'un flanc de la vallée). L'énergie newtonienne de l'eau, dissipée en chaleur dans le torrent, et éventuellement la chaleur de l'eau de sources sous-glaciaires, maintiennent le conduit sous-glaciaire ouvert en fondant la glace, bien que la pression de la glace tende à le refermer. Il semble que, sauf durant la période de grande fonte où le conduit est engorgé et l'eau sous forte pression, le torrent sous-glaciaire soit à la pression atmosphérique.

Malheureusement l'écoulement ne suit pas toujours des lois aussi régulières. Des poches d'eau intra-glaciaires, dont la vidange est imprévisible, peuvent se former. Celle que renfermait le petit glacier de Tête-Rousse, sur les pentes du Mont-Blanc vers 3 150 mètres d'altitude, et qui creva dans la nuit du 11 au 12 juillet 1892, contenait 200 000 mètres cubes. Avec 90 000 mètres cubes de glaçons, elle provoqua la formation d'une lave de boue de 800 000 mètres cubes qui fit plus de cent victimes dans l'établissement thermal de Saint-Gervais.

Lois de frottement

La recherche d'une loi de frottement, problème majeur de la glaciologie, a été faite en considérant les processus à l'échelle du microrelief du lit. La glace contourne les bosses, d'autant mieux qu'elles sont plus grandes. De plus, la glace fond sur leurs faces amont, grâce à la chaleur que fournit un regel simultané sur les faces aval [cf. glace]. Si on prend comme modèle de lit un microrelief ayant le même aspect à toutes les échelles (et donc des bosses de toutes tailles), et si on admet qu'il n'y a pas de décollements, on est alors conduit à une vitesse de glissement variant comme le carré du frottement (loi de Weertman). Mais en fait, en premier lieu les petites aspérités ont disparu par suite de l'abrasion glaciaire, par ailleurs d'autres aspérités peuvent être enrobées de glace de regel ou de boue, et enfin à l'aval des bosses il y a le plus souvent décollement du glacier, ce qui diminue le frottement.

Dans les cavités à l'aval des bosses doit se trouver en général de l'eau, des débris morainiques et de la glace de regel, immobiles et à une pression p inférieure à la pression moyenne P de la glace sur son lit. Cette pression p doit dépendre de la plus ou moins grande facilité de drainage vers le torrent sous-glaciaire. Aux fortes vitesses de glissement on trouve alors une loi de frottement de type solide : F = f (P—p), le coefficient de frottement f étant une constante.

Dans ce dernier cas, c'est la déformation d'ensemble du glacier qui, provoquant une résistance « globale » à l'avancement, contrôle la vitesse de glissement. Au moment des fortes eaux, p croît, F décroît, le glissement s'accélère jusqu'à ce que, la résistance globale ayant augmenté, la composante vers l'aval du poids du glacier soit à nouveau équilibrée.

Érosion glaciaire

Les débris rocheux que renferme la couche basale d'un glacier glissant sur son lit provoquent une abrasion énergique de la roche en place. Ces roches sont « moutonnées », comme on disait autrefois des perruques lissées avec une peau de mouton. Tout bloc pressé contre le lit est repoussé dans la glace, par plasticité et par fonte-regel. Les blocs de taille décimétrique, pour lesquels ce mouvement est le plus malaisé, produisent très vraisemblablement les stries glaciaires, « coups de gouge », ou parfois fissures transversales, en forme de croissant.

L'érosion produite par l'abrasion glaciaire croît lorsque le glacier est plus épais parce que, d'une part, la pression avec laquelle la glace applique les débris érodants contre le lit est plus forte, d'autre part, le glissement étant plus faible, la fonte par la chaleur terrestre qui amène de nouveaux débris au contact du lit, a davantage le temps d'agir. À la longue, à partir d'une vallée fluviale antérieure, de pente régulière, apparaissent ainsi des zones surcreusées (ombilics), limitées à l'aval par des verrous rocheux.

Sous la langue terminale, l'érosion torrentielle par les eaux sous-glaciaires (ou plutôt par le sable qu'elles charrient) joue aussi un rôle et crée les gorges étroites entaillant certains verrous.

On a spéculé sur la possibilité d'arrachement de gros blocs par le glacier. Cela ne semble guère possible. Il y a seulement délogement de blocs déjà détachés par le gel, à une époque antérieure où le glacier était moins étendu et une partie de l'actuel lit rocheux à nu.

L'abrasion produit une poudre de roche impalpable, la « farine glaciaire », qui donne aux eaux issues des glaciers toutes les teintes du blanc aux déclinaisons du bleu. Par ailleurs l'érosion se fait sur toute la largeur de la vallée ; les éboulis latéraux sont emportés par le glacier (moraines latérales), au lieu de s'accumuler et de protéger les flancs. Aussi la vallée glaciaire a-t-elle une section transversale en U, au lieu de la section en V des vallées torrentielles.