Voyez ce que sont les « kamas » dans d’autres dictionnaires. Le problème de l’ère glaciaire

Le relief d'Exaration est un relief créé par les glaciers de couverture. Possédant une épaisseur et un poids considérables, les glaciers effectuaient de puissants travaux d'excavation. Dans de nombreuses régions, ils ont détruit toute la couverture du sol et une partie des sédiments meubles sous-jacents et creusé de profonds creux et sillons dans le substrat rocheux. Dans le centre du Québec, ces dépressions sont occupées par de nombreux lacs allongés et peu profonds.

Des rainures glaciaires peuvent être tracées le long de la route transcontinentale canadienne et près de la ville de Sudbury (Ontario). Les montagnes de l'État de New York et de la Nouvelle-Angleterre ont été aplaties et préparées, et les vallées préglaciaires qui y existaient ont été élargies et approfondies par les coulées de glace. Les glaciers ont également élargi les bassins des cinq Grands Lacs des États-Unis et du Canada et poli et strié les surfaces rocheuses.

Soulagement glaciaire accumulé créé par les glaciers en nappe. Les calottes glaciaires, y compris celles des Laurentides et des Scandinaves, couvraient une superficie d'au moins 16 millions de km2 et, en outre, des milliers de kilomètres carrés étaient recouverts de glaciers de montagne. Lors de la dégradation de la glaciation, tous les débris érodés et déplacés dans le corps du glacier se sont déposés là où la glace a fondu.

Relief périglaciaire. Un ensemble de reliefs spécifiques ont été créés lorsque le bord d’une calotte glaciaire ou l’extrémité d’un glacier était en position stationnaire ou lorsque de la glace morte s’est effondrée.
Soulagement glaciaire. Sous la calotte glaciaire, une moraine (matière détritique transportée par la glace) s'est déposée, à la surface de laquelle divers reliefs se sont créés. Une moraine s'est également formée devant la bordure du glacier, remaniée par les coulées d'eaux glaciaires fondues. Le relief qui en résulte détermine le paysage des territoires libérés des glaces lors de la dégradation de la dernière calotte glaciaire.
(Fig. du site www.krugosvet.ru)

Ainsi, de vastes zones étaient parsemées de rochers et de décombres et recouvertes de sédiments glaciaires à grains plus fins. Il y a longtemps, des rochers d'une composition inhabituelle dispersés à la surface ont été découverts sur les îles britanniques. Au début, on pensait qu’ils étaient amenés par les courants océaniques. Cependant, leur origine glaciaire a été reconnue par la suite.

Dépôts glaciaires a commencé à être divisé en moraine et en sédiments triés. Les moraines déposées (parfois appelées till) comprennent des rochers, des décombres, du sable, du loam sableux, du loam et de l'argile. Il est possible que l'un de ces composants prédomine, mais le plus souvent la moraine est un mélange non trié de deux ou plusieurs composants, et parfois toutes les fractions sont présentes. Les sédiments triés se forment sous l'influence des eaux glaciaires fondues et forment des plaines d'épandage d'eau-glaciaire, d'épandage de vallée, des kamas et des eskers (voir ci-dessous), et remplissent également des bassins de lacs d'origine glaciaire. Certaines formes caractéristiques de relief dans les zones de glaciation sont discutées ci-dessous.

Moraines basiques. Le mot moraine a été utilisé pour la première fois pour décrire les crêtes et les collines de rochers et de terre fine trouvées aux extrémités des glaciers des Alpes françaises. Les principales moraines sont dominées par des dépôts morainiques et leur surface est une plaine accidentée avec de petites collines et crêtes de formes et de tailles diverses et avec de nombreux petits bassins remplis de lacs et de marécages. L'épaisseur des principales moraines varie considérablement en fonction du volume de matière apportée par la glace.

Les principales moraines occupent de vastes zones aux États-Unis, au Canada, dans les îles britanniques, en Pologne, en Finlande, dans le nord de l'Allemagne et en Russie. Les zones autour de Pontiac (Michigan) et de Waterloo (Wisconsin) sont caractérisées par des paysages de moraines basales. Des milliers de petits lacs parsèment la surface des principales moraines du Manitoba et de l'Ontario (Canada), du Minnesota (États-Unis), de la Finlande et de la Pologne.

Moraines terminales forment de larges ceintures puissantes le long du bord du glacier de couverture. Ils sont représentés par des crêtes ou des collines plus ou moins isolées pouvant atteindre plusieurs dizaines de mètres d'épaisseur, jusqu'à plusieurs kilomètres de largeur et, dans la plupart des cas, plusieurs kilomètres de longueur. Souvent, le bord du glacier de couverture n'était pas lisse, mais était divisé en lames assez clairement séparées. La position du bord du glacier est reconstituée à partir des moraines terminales. Probablement, lors du dépôt de ces moraines, le bord du glacier est resté longtemps dans un état presque immobile (stationnaire).

Dans ce cas, non pas une seule crête s'est formée, mais tout un complexe de crêtes, de collines et de bassins, qui s'élève sensiblement au-dessus de la surface des moraines principales adjacentes. Dans la plupart des cas, les moraines terminales qui font partie du complexe indiquent de petits mouvements répétés de la lisière du glacier. L'eau de fonte provenant du retrait des glaciers a érodé ces moraines à de nombreux endroits, comme en témoignent les observations faites dans le centre de l'Alberta et au nord de Regina, dans les monts Hart, en Saskatchewan. Aux États-Unis, de tels exemples sont présentés le long de la limite sud de la glaciation.

Des collines allongées, en forme de cuillère, renversées. Ces formes sont composées de moraine déposée et, dans certains cas (mais pas tous), elles comportent un noyau de substrat rocheux. Les drumlins se trouvent généralement en grands groupes – plusieurs dizaines, voire centaines. La plupart de ces reliefs mesurent 900 à 2 000 m de long, 180 à 460 m de large et 15 à 45 m de haut. Les rochers à leur surface sont souvent orientés avec leurs longs axes dans la direction du mouvement de la glace, qui allait d'une pente raide à une pente douce.

Les drumlins semblent s'être formés lorsque les couches inférieures de glace ont perdu leur mobilité en raison d'une surcharge de débris et ont été recouvertes par des couches supérieures en mouvement, ce qui a retravaillé le matériau de la moraine et créé les formes caractéristiques des drumlins. De telles formes sont répandues dans les paysages des principales moraines des zones glaciaires.

Plaines d'épandage composé de matériaux transportés par les cours d'eau de fonte des glaciers et généralement adjacents au bord extérieur des moraines terminales. Ces sédiments grossièrement triés sont constitués de sable, de galets, d'argile et de rochers (dont la taille maximale dépend de la capacité de transport des coulées). Les champs d'épandage sont généralement répandus le long des bords extérieurs des moraines terminales, mais il existe des exceptions.

Des exemples illustratifs d'épandage se produisent à l'ouest de la moraine d'Altmont, dans le centre de l'Alberta, près des villes de Barrington (Illinois) et de Plainfield (New Jersey), ainsi qu'à Long Island et à Cape Cod. Les plaines d'épandage du centre des États-Unis, en particulier le long des fleuves Illinois et Mississippi, contenaient de grandes quantités de matériaux limoneux qui étaient ensuite ramassés et transportés par des vents violents et finalement redéposés sous forme de loess.

Ozy- ce sont de longues crêtes sinueuses et étroites, composées principalement de sédiments triés, allant de plusieurs mètres à plusieurs kilomètres de longueur et jusqu'à 45 m de hauteur, se sont formées à la suite de l'activité des coulées d'eau de fonte sous-glaciaire, qui ont développé des tunnels dans la région. de la glace et des sédiments s'y sont déposés. Les eskers se trouvent partout où existaient des calottes glaciaires. Des centaines de ces formes se trouvent à l’est et à l’ouest de la baie d’Hudson.

Ce sont de petites collines abruptes et de courtes crêtes de forme irrégulière, composées de sédiments triés. Ils se sont probablement formés de différentes manières. Certains ont été déposés près des moraines terminales par des ruisseaux provenant de crevasses intraglaciaires ou de tunnels sous-glaciaires. Ces kames se fondent souvent dans de vastes champs de sédiments mal triés appelés terrasses de kame. D'autres semblent avoir été formés par la fonte de gros blocs de glace morte près de l'extrémité du glacier. Les bassins qui ont émergé étaient remplis de dépôts de coulées d'eau de fonte et, après la fonte complète de la glace, des kamas s'y sont formés, s'élevant légèrement au-dessus de la surface de la moraine principale. Les Kams se trouvent dans toutes les zones de glaciation.

Coins on le trouve souvent à la surface de la moraine principale. C'est le résultat de la fonte des blocs de glace. Actuellement, dans les zones humides, ils peuvent être occupés par des lacs ou des marécages, mais dans les zones semi-arides et même dans de nombreuses zones humides, ils sont secs. De telles dépressions se trouvent en combinaison avec de petites collines abruptes. Les dépressions et les collines sont des reliefs typiques de la moraine principale. Des centaines de ces formes se trouvent dans le nord de l’Illinois, du Wisconsin, du Minnesota et du Manitoba.

Plaines glaciolacustres occupent les fonds d'anciens lacs. Au Pléistocène, de nombreux lacs d'origine glaciaire sont apparus, qui ont ensuite été asséchés. Les courants d'eau de fonte des glaciers ont amené des matières clastiques dans ces lacs, qui y ont été triées. Ancien lac périglaciaire Agassiz d'une superficie de 285 mille mètres carrés. km, situé en Saskatchewan et au Manitoba, dans le Dakota du Nord et au Minnesota, était alimenté par de nombreux cours d'eau partant du bord de la calotte glaciaire. Actuellement, le vaste fond du lac, couvrant une superficie de plusieurs milliers de kilomètres carrés, est une surface sèche composée de sables et d'argiles intercalaires.

Soulagement de l'examen créé par les glaciers des vallées. Contrairement aux calottes glaciaires, qui développent des formes profilées et lissent les surfaces sur lesquelles elles se déplacent, les glaciers de montagne, au contraire, transforment le relief des montagnes et des plateaux de telle manière qu'ils le rendent plus contrasté et créent les reliefs caractéristiques évoqués ci-dessous.

Vallées en forme de U (trogs). Les grands glaciers, qui transportent de gros rochers et du sable dans leurs bases et dans leurs parties marginales, sont de puissants agents d'exaration. Ils élargissent les fonds et rendent plus abrupts les flancs des vallées le long desquelles ils se déplacent. Cela crée un profil transversal des vallées en forme de U.

Vallées suspendues. Dans de nombreuses régions, les grands glaciers de vallée ont reçu de petits glaciers affluents. Les premiers d'entre eux ont approfondi leurs vallées bien plus que les petits glaciers. Après la fonte des glaces, les extrémités des vallées des glaciers tributaires semblaient suspendues au-dessus du fond des vallées principales. C'est ainsi que sont apparues les vallées suspendues. De telles vallées typiques et cascades pittoresques se sont formées dans la vallée de Yosemite (Californie) et dans le parc national des Glaciers (Montana), à la jonction des vallées latérales avec les principales.

Cirques et punitions. Les cirques sont des dépressions ou des amphithéâtres en forme de bol situés dans les parties supérieures des creux de toutes les montagnes où de grands glaciers de vallée ont déjà existé. Ils se sont formés à la suite de l’action croissante de l’eau gelée dans les fissures rocheuses et de l’élimination des gros matériaux fragmentaires résultants par les glaciers se déplaçant sous l’influence de la gravité.

Les cirques apparaissent sous la ligne des névés, en particulier près des rimayes, lorsque le glacier quitte le champ de névés. Au cours des processus d'expansion des fissures lors du gel de l'eau et de l'exaration, ces formes augmentent en profondeur et en largeur. Leur cours supérieur coupe le flanc de la montagne sur laquelle ils se trouvent. De nombreux cirques ont des parois abruptes de plusieurs dizaines de mètres de hauteur. Les bains lacustres produits par les glaciers sont également typiques des fonds de cirques.

Dans les cas où de telles formes n'ont pas de lien direct avec les creux sous-jacents, elles sont appelées karami. Extérieurement, il semble que les châtiments soient suspendus sur les pentes des montagnes.

Escaliers de carrière. Au moins deux kars situés dans la même vallée sont appelés kar escalier. Habituellement, les chariots sont séparés par des rebords abrupts qui, se joignant aux fonds aplatis des chariots, comme des marches, forment des escaliers cyclopéens (emboîtés). Les pentes du Front Range du Colorado comportent de nombreux escaliers de cirque distincts.

Formes pointues formées lors du développement de trois kars ou plus sur les côtés opposés de la même montagne. Les Carlings ont souvent une forme pyramidale régulière. Un exemple classique est le mont Cervin, à la frontière de la Suisse et de l’Italie. Cependant, les Carlings pittoresques se trouvent dans presque toutes les hautes montagnes où existaient des glaciers de vallée.

Ce sont des crêtes dentelées qui ressemblent à une lame de scie ou à une lame de couteau. Ils se forment là où deux karas, poussant sur les pentes opposées de la crête, se rapprochent. Les arètes se forment également à l'endroit où deux glaciers parallèles ont détruit le pont de montagne qui les séparait à tel point qu'il ne reste plus qu'une crête étroite.

Laissez-passer- Il s'agit de ponts sur les crêtes des chaînes de montagnes, formés par le retrait des parois arrière de deux cirques développés sur des versants opposés.

Ce sont des affleurements rocheux entourés de glace glaciaire. Ils séparent les glaciers de vallée et les lames de calottes glaciaires ou de glaciers. Des nunataks bien définis existent sur le glacier François-Joseph et sur certains autres glaciers de Nouvelle-Zélande, ainsi que dans les parties périphériques de la calotte glaciaire du Groenland.

Fjords se trouvent sur toutes les côtes des pays montagneux, là où les glaciers des vallées descendaient autrefois dans l'océan. Les fjords typiques sont des vallées creuses partiellement submergées par la mer avec un profil transversal en forme de U. Le glacier est épais d'env. 900 m peut avancer dans la mer et continuer à approfondir sa vallée jusqu'à atteindre une profondeur d'env. 800 m. Les fjords les plus profonds comprennent le Sognefjord (1 308 m) en Norvège et les détroits de Messier (1 287 m) et de Baker (1 244) au sud du Chili.

Bien que l'on puisse affirmer avec certitude que la plupart des fjords sont des creux profondément incisés qui ont été inondés après la fonte des glaciers, l'origine de chaque fjord ne peut être déterminée qu'en prenant en compte l'histoire de la glaciation dans une vallée donnée, les conditions du substrat rocheux, la présence de failles et étendue de l'affaissement de la zone côtière.

Ainsi, même si la plupart des fjords sont des creux approfondis, de nombreuses zones côtières, comme la côte de la Colombie-Britannique, ont connu un affaissement résultant des mouvements de la croûte terrestre, ce qui a dans certains cas contribué à leur inondation. Les fjords pittoresques sont caractéristiques de la Colombie-Britannique, de la Norvège, du sud du Chili et de l'île du Sud de la Nouvelle-Zélande.

Bains d'examen (bains moussants) sont produits par les glaciers de vallée dans le substrat rocheux au pied des pentes abruptes, là où les fonds de vallée sont composés de roches très fracturées. Généralement, la superficie de ces bains est d'env. 2,5 m² km et profondeur - env. 15 m, bien que beaucoup d'entre eux soient plus petits. Les bains d'examen sont souvent confinés au bas des voitures.

Le front de bélier- Ce sont de petites collines arrondies et des collines composées d'un substrat rocheux dense et bien poli par les glaciers. Leurs pentes sont asymétriques : la pente faisant face au mouvement du glacier est légèrement plus raide. Souvent, à la surface de ces formes, il y a des stries glaciaires et ces stries sont orientées dans la direction du mouvement de la glace.

Allègement cumulatif créé par les glaciers des vallées. Les moraines terminales et latérales sont les formes d'accumulation glaciaire les plus caractéristiques. En règle générale, ils sont situés à l'embouchure des dépressions, mais on peut également les trouver à tout endroit occupé par un glacier, aussi bien à l'intérieur qu'à l'extérieur de la vallée. Les deux types de moraines se sont formés à la suite de la fonte des glaces suivie du déchargement de débris transportés à la fois à la surface du glacier et à l'intérieur de celui-ci. Les moraines latérales apparaissent généralement sous la forme de longues crêtes étroites. Les moraines terminales peuvent également prendre la forme de crêtes, souvent d'épaisses accumulations de gros fragments de substrat rocheux, de décombres, de sable et d'argile, déposées à l'extrémité d'un glacier sur une longue période de temps lorsque le taux d'avancée et de fonte était à peu près équilibré.

La hauteur de la moraine indique la puissance du glacier qui l'a formée. Souvent, deux moraines latérales se rejoignent pour former une moraine terminale en forme de fer à cheval, dont les côtés s'étendent vers le haut de la vallée. Là où le glacier n'occupait pas tout le fond de la vallée, une moraine latérale pouvait se former à une certaine distance de ses flancs, mais à peu près parallèlement à ceux-ci, laissant une seconde vallée longue et étroite entre la crête morainique et le versant rocheux de la vallée. Les moraines latérales et terminales contiennent des inclusions d'énormes rochers (ou blocs) pesant jusqu'à plusieurs tonnes, éclatés des flancs de la vallée à la suite du gel de l'eau dans les fissures rocheuses.

Moraines de récession formé lorsque le taux de fonte des glaciers a dépassé le taux de son avance. Ils forment un relief finement bosselé avec de nombreuses petites dépressions de forme irrégulière.

Lavage de la vallée- Ce sont des formations cumulatives composées de matériaux clastiques grossièrement triés provenant du substrat rocheux. Ils sont similaires aux plaines d'épandage des zones glaciaires, puisqu'elles ont été créées par des écoulements d'eaux glaciaires fondues, mais elles sont situées dans les vallées sous la moraine terminale ou de récession. L'épandage des vallées peut être observé près des extrémités du glacier Norris en Alaska et du glacier Athabasca en Alberta.

Lacs d'origine glaciaire parfois, ils occupent des bains d'exaration (par exemple, les lacs tarn situés dans les karas), mais bien plus souvent, ces lacs sont situés derrière des crêtes morainiques. Des lacs similaires abondent dans toutes les zones de glaciation des montagnes et des vallées ; beaucoup d'entre eux ajoutent un charme particulier aux paysages montagneux accidentés qui les entourent. Ils sont utilisés pour la construction de centrales hydroélectriques, l'irrigation et l'approvisionnement en eau des villes. Cependant, ils sont également appréciés pour leur caractère pittoresque et leur valeur récréative. Bon nombre des plus beaux lacs du monde appartiennent à ce type.

, des loams avec un mélange de gravier et de couches d'argile déposées par l'écoulement des eaux glaciaires fondues.

On les trouve seuls ou en groupes, principalement dans le nord-ouest de la partie européenne de la Russie (Carélie, région de Léningrad), ainsi que dans les États baltes. Hauteur de 2-5 à 30 m. Formé au bord des glaciers continentaux lors de leur retrait. La question de l'origine du kama n'a pas été entièrement étudiée.

Selon l'une des hypothèses les plus courantes, les kamas seraient le résultat de l'activité accumulée des cours d'eau qui circulaient à la surface, à l'intérieur et dans la partie inférieure de grands blocs de glace morte pendant la période de dégradation des glaciers.

Remarques

Littérature

• Grande Encyclopédie soviétique. 3e éd., 1973, p.
• Dictionnaire encyclopédique quadrilingue des termes de géographie physique. 1980, p.

Fondation Wikimédia. 2010.

Voyez ce qu'est « Kama » dans d'autres dictionnaires :

Kamyl, je... L'accentuation des mots russes

Reed, ah, mon Dieu... L'accentuation des mots russes

Dictionnaire culinaire

- (de l'allemand Kamm Ridge) collines composées de sables stratifiés triés, de galets et de graviers ; parfois recouvert sur le dessus d'un manteau morainique. Hauteur 6 à 12 m (parfois jusqu'à 30 m). Ils apparaissent à la limite interne des glaciers continentaux lorsque la glace morte fond... Grand dictionnaire encyclopédique

Collines dispersées au hasard constituées de sables triés en couches, de loams sableux, de loams avec un mélange de gravier et de couches d'argile. Formé au bord des glaciers continentaux lors de leur retrait... Termes géologiques

- [Allemand] Kamm ridge] reliefs vallonnés accumulatifs glaciaires, dispersés au hasard sous la forme de dômes arrondis en forme de cône, souvent à sommet plat, ne dépassant jamais un certain niveau. Séparés par des dépressions, parfois sous forme de... ... Encyclopédie géologique

Kama- Collines arrondies en forme de cône d'origine hydroglaciaire, souvent à sommet plat, composées principalement de sables en couches, de graviers et situées à proximité (à l'intérieur) de moraines terminales. [Dictionnaire des termes et concepts géologiques.... ... Guide du traducteur technique

- (coma russe). Bouillie biélorusse à base de pommes de terre, de pois, de haricots, bouillie en purée et soigneusement mélangée, aromatisée au saindoux. Parfois, cette bouillie combinée est réduite en purée en boulettes et frite dans du saindoux. Donc purement externe... Grande Encyclopédie des Arts Culinaires

- (de l'allemand Kamm Ridge), collines composées de sables stratifiés triés, de galets et de graviers ; parfois recouvert sur le dessus d'un manteau morainique. Hauteur 6 à 12 m (parfois jusqu'à 30 m). Ils apparaissent à la limite interne des glaciers continentaux lors de la fonte des glaces mortes. *... Dictionnaire encyclopédique

- (allemand kamm, lettres singulières, crête) collines de forme ronde ou oblongue, d'une hauteur de 6-12 à 30 m, composées de matériaux sableux et limoneux en couches triées, souvent recouvertes au sommet d'un manteau morainique ; trouvé dans les zones de l'ancien... ... Dictionnaire des mots étrangers de la langue russe

Livres

• Près du Kama, Yakov Kamasinsky. Près de Kama. Essais et récits ethnographiques Reproduit dans l'orthographe originale de l'auteur de l'édition de 1905 (Maison d'édition de Moscou. Imprimerie du partenariat I. D. Sytin).…

L'activité des eaux de fonte des glaciers est étroitement liée à l'activité des glaciers. Il s’agit d’activités érosives, de transport et cumulatives. À la suite de l'activité cumulative, des dépôts aqueux-glaciaires ou fluvioglaciaires particuliers (du latin «fluvios» - rivière) se forment. Dans les canaux supraglaciaires, intraglaciaires et sous-glaciaires, à la suite de la fonte des glaces, de puissants écoulements d'eau se forment qui se déplacent à grande vitesse. Ils emportent le matériel morainique et le redéposent au cours de leur déplacement et à la sortie du glacier. Il existe deux types de dépôts fluvioglaciaires : intraglaciaires (intraglaciaires) et périglaciaires (périglaciaires). Les dépôts intraglaciaires après la fonte d'un glacier forment à sa surface des reliefs spécifiques - eskers, kamas et terrasses de kame.

Ozy- ce sont des crêtes en forme de houle à forte pente, allongées dans le sens du mouvement du glacier et composées de dépôts de sable, de gravier et de galets en couches bien lavés. Leur forme ressemble à un talus de chemin de fer. La hauteur de ces crêtes varie de 10 à 30 m, dans de rares cas elles atteignent 50 m. La longueur du lac varie de plusieurs centaines de mètres à des dizaines de kilomètres. Les Ozers sont largement développés en Finlande et en Suède. On les trouve souvent dans les États baltes et en Biélorussie. Il existe deux hypothèses concernant l'apparition d'oz. Selon l'un d'entre eux, les eskers seraient apparus lors du retrait successif du glacier, lorsque de plus en plus de nouveaux cônes de débris se seraient formés. La fusion de ces cônes en une chaîne continue a conduit à la formation d’une crête d’esker continue. Cette hypothèse est appelée delta. Une autre hypothèse, basée sur les canaux, suggère que les crêtes sinueuses des eskers sont issues du mouvement des écoulements eau-glaciaire dans des canaux combinés à l'intérieur et sous la glace. La masse importante et la vitesse élevée de ces flux ont contribué au rewashing du matériel morainique et à l'accumulation de matériel sable-gravier-galet dans les canaux de glace. Au fur et à mesure du retrait et de la fonte du glacier, des eskers se sont formés à la suite de débris déposés sur divers éléments du relief.

Kama et terrasses cumulatives kama(de l'allemand « kamm » - peigne). Les kamas sont des collines escarpées aux sommets aplatis. Leur hauteur atteint 20 m. Les collines Kama, aux contours différents, sont séparées par des dépressions, parfois en forme de bassins fermés, généralement marécageux ou occupés par des lacs. Les kamas sont composés de sédiments triés - gravier, sables et loams sableux avec des couches horizontales et diagonales de type lacustre, dans lesquelles sont intégrés des rochers et des blocs individuels de matériau morainique. À certains endroits, les kamas contiennent ce qu'on appelle des argiles à ruban (alternance rythmique de fines couches claires et sombres d'argile et de limon). On pense que les kamas se sont formés dans des conditions de glace stationnaire, coupées de la zone d'alimentation. La présence de couches à rythme ruban dans les kamas indique que les kamas se sont formés dans les zones stagnantes des lacs supra- et périglaciaires, remplissant des bassins et des creux entre des blocs de glace immobiles. En plus des collines, des corniches en forme de terrasses - terrasses kame - se sont formées sur les pentes des dépressions. Ils sont situés à différents niveaux, ce qui est dû à la fonte inégale de la glace. Le relief de Kama est caractéristique de la Carélie et des États baltes et se trouve au nord de l'Europe occidentale.

Le contenu de l'article

GLACIERS, accumulations de glace qui se déplacent lentement à la surface de la Terre. Dans certains cas, le mouvement de la glace s'arrête et de la glace morte se forme. De nombreux glaciers se déplacent sur une certaine distance dans les océans ou les grands lacs, puis forment un front de vêlage où les icebergs vêlent. Il existe quatre principaux types de glaciers : les calottes glaciaires continentales, les calottes glaciaires, les glaciers de vallée (alpins) et les glaciers de contrefort (glaciers de contrefort).

Les plus connus sont les glaciers de couverture, qui peuvent recouvrir entièrement les plateaux et les chaînes de montagnes. La plus grande est la calotte glaciaire de l'Antarctique avec une superficie de plus de 13 millions de km 2, occupant la quasi-totalité du continent. Un autre glacier de couverture se trouve au Groenland, où il recouvre même des montagnes et des plateaux. La superficie totale de cette île est de 2,23 millions de km 2, dont env. 1,68 millions de km 2 sont recouverts de glace. Cette estimation prend en compte non seulement la superficie de la calotte glaciaire elle-même, mais également celle de nombreux glaciers émissaires.

Le terme « calotte glaciaire » est parfois utilisé pour désigner une petite calotte glaciaire, mais il est plus précisément utilisé pour décrire une masse de glace relativement petite recouvrant un haut plateau ou une crête de montagne à partir de laquelle les glaciers de vallée s'étendent dans différentes directions. Un exemple clair de calotte glaciaire est ce qu'on appelle. Le plateau colombien de Firn, situé au Canada à la frontière des provinces de l'Alberta et de la Colombie-Britannique (52° 30° N). Sa superficie dépasse 466 km 2 et de grands glaciers de vallée s'étendent à l'est, au sud et à l'ouest. L'un d'eux, le glacier Athabasca, est facilement accessible, puisque son extrémité inférieure se trouve à seulement 15 km de l'autoroute Banff-Jasper, et en été, les touristes peuvent parcourir tout le glacier en véhicule tout-terrain. Les calottes glaciaires se trouvent en Alaska, au nord du mont St. Elijah et à l'est du fjord Russell.

Les glaciers de vallée, ou alpins, naissent des glaciers de couverture, des calottes glaciaires et des champs de névés. La grande majorité des glaciers de vallée modernes prennent leur source dans les bassins de névés et occupent des vallées creuses, à la formation desquelles l'érosion préglaciaire aurait également pu participer. Sous certaines conditions climatiques, les glaciers de vallée sont répandus dans de nombreuses régions montagneuses du globe : dans les Andes, les Alpes, l'Alaska, les montagnes Rocheuses et Scandinaves, l'Himalaya et d'autres montagnes d'Asie centrale et la Nouvelle-Zélande. Même en Afrique - en Ouganda et en Tanzanie - il existe un certain nombre de glaciers de ce type. De nombreux glaciers de vallée ont des glaciers affluents. Ainsi, au glacier Barnard en Alaska, il y en a au moins huit.

D'autres types de glaciers de montagne - cirques et glaciers suspendus - sont dans la plupart des cas des reliques d'une glaciation plus étendue. On les trouve principalement dans les parties supérieures des creux, mais parfois ils sont situés directement sur les pentes des montagnes et ne sont pas reliés aux vallées sous-jacentes, et beaucoup sont légèrement plus grands que les champs de neige qui les nourrissent. De tels glaciers sont fréquents en Californie, dans les Cascade Mountains (Washington), et il en existe une cinquantaine dans le Glacier National Park (Montana). Les 15 glaciers pcs. Le Colorado est classé comme cirque ou glacier suspendu, et le plus grand d'entre eux, le glacier Arapahoe dans le comté de Boulder, est entièrement occupé par le cirque qu'il a produit. La longueur du glacier n'est que de 1,2 km (et il avait autrefois une longueur d'environ 8 km), à peu près la même largeur, et l'épaisseur maximale est estimée à 90 m.

Les glaciers des contreforts sont situés au pied des pentes abruptes des montagnes, dans de larges vallées ou dans des plaines. Un tel glacier peut se former en raison de la propagation d'un glacier de vallée (par exemple, le glacier Columbia en Alaska), mais le plus souvent - à la suite de la fusion au pied d'une montagne de deux ou plusieurs glaciers descendant le long des vallées. Le Grand Plateau et Malaspina en Alaska sont des exemples classiques de ce type de glacier. Les glaciers des contreforts se trouvent également sur la côte nord-est du Groenland.

Caractéristiques des glaciers modernes.

Les glaciers varient considérablement en taille et en forme. On pense que la calotte glaciaire couvre env. 75% du Groenland et presque tout l'Antarctique. La superficie des calottes glaciaires varie de plusieurs à plusieurs milliers de kilomètres carrés (par exemple, la superficie de la calotte glaciaire Penny sur l'île de Baffin au Canada atteint 60 000 km 2). Le plus grand glacier de vallée d'Amérique du Nord est la branche ouest du glacier Hubbard en Alaska, long de 116 km, tandis que des centaines de glaciers suspendus et de cirque mesurent moins de 1,5 km de long. La superficie des glaciers de pied varie de 1 à 2 km 2 à 4,4 mille km 2 (le glacier Malaspina, qui descend dans la baie de Yakutat en Alaska). On estime que les glaciers couvrent 10 % de la superficie totale de la Terre, mais ce chiffre est probablement trop bas.

La plus grande épaisseur de glaciers - 4330 m - se situe près de la station Byrd (Antarctique). Au centre du Groenland, l'épaisseur de la glace atteint 3 200 m. À en juger par la topographie associée, on peut supposer que l'épaisseur de certaines calottes glaciaires et glaciers de vallée est bien supérieure à 300 m, tandis que pour d'autres, elle n'est mesurée qu'en dizaines de mètres. mètres.

La vitesse de déplacement des glaciers est généralement très faible - environ quelques mètres par an, mais il existe également des fluctuations importantes ici. Après plusieurs années de fortes chutes de neige, en 1937, la pointe du glacier Black Rapids en Alaska s'est déplacée au rythme de 32 m par jour pendant 150 jours. Cependant, un mouvement aussi rapide n’est pas typique des glaciers. En revanche, le glacier Taku, en Alaska, a avancé à un rythme moyen de 106 m/an sur 52 ans. De nombreux petits cirques et glaciers suspendus se déplacent encore plus lentement (par exemple, le glacier Arapahoe mentionné ci-dessus ne se déplace que de 6,3 m par an).

La glace dans le corps d'un glacier de vallée se déplace de manière inégale - plus rapide en surface et dans la partie axiale et beaucoup plus lentement sur les côtés et près du lit, apparemment en raison d'une friction accrue et d'une saturation élevée des débris dans les parties inférieures et marginales du glacier. glacier.

Tous les grands glaciers sont parsemés de nombreuses fissures, y compris ouvertes. Leurs tailles dépendent des paramètres du glacier lui-même. Il y a des fissures jusqu'à 60 m de profondeur et des dizaines de mètres de longueur. Ils peuvent être soit longitudinaux, c'est-à-dire parallèle à la direction du mouvement, et transversale, allant à l'encontre de cette direction. Les fissures transversales sont beaucoup plus nombreuses. Les fissures radiales, que l'on trouve dans les glaciers des contreforts qui s'étendent, et les fissures marginales, confinées aux extrémités des glaciers de vallée, sont moins courantes. Des fissures longitudinales, radiales et marginales semblent s'être formées en raison de contraintes résultant du frottement ou de la propagation de la glace. Les fissures transversales sont probablement le résultat du déplacement de la glace sur un lit irrégulier. Un type particulier de fissures - la rimaye - est typique des ravins confinés aux parties supérieures des glaciers de vallée. Ce sont de grandes fissures qui apparaissent lorsqu'un glacier quitte un bassin de névé.

Si les glaciers descendent dans de grands lacs ou des mers, les icebergs vêlent à travers les fissures. Les fissures contribuent également à la fonte et à l'évaporation de la glace glaciaire et jouent un rôle important dans la formation de kames, de bassins et d'autres formes de relief dans les zones marginales des grands glaciers.

La glace des glaciers de couverture et des calottes glaciaires est généralement propre, grossièrement cristalline et de couleur bleue. Cela est également vrai pour les grands glaciers de vallée, à l'exception de leurs extrémités, qui contiennent généralement des couches saturées de fragments de roche et alternées avec des couches de glace pure. Cette stratification est due au fait qu'en hiver, la neige tombe sur la poussière et les débris accumulés en été qui tombaient sur la glace depuis les flancs de la vallée.

Sur les flancs de nombreux glaciers de vallée se trouvent des moraines latérales - des crêtes allongées de forme irrégulière, composées de sable, de gravier et de rochers. Sous l'influence des processus d'érosion et du lessivage des pentes en été et des avalanches en hiver, une grande quantité de matériaux clastiques différents pénètre dans le glacier depuis les versants abrupts de la vallée, et une moraine se forme à partir de ces pierres et de cette terre fine. Sur les grands glaciers de vallée qui reçoivent des glaciers affluents, une moraine médiane se forme, se déplaçant près de la partie axiale du glacier. Ces crêtes étroites et allongées, composées de matériaux clastiques, étaient autrefois des moraines latérales de glaciers affluents. Il y a au moins sept moraines médianes sur le glacier Coronation, sur l'île de Baffin.

En hiver, la surface des glaciers est relativement plate, puisque la neige égalise toutes les irrégularités, mais en été elle diversifie considérablement le relief. En plus des fissures et des moraines décrites ci-dessus, les glaciers des vallées sont souvent profondément disséqués par les écoulements d'eaux glaciaires fondues. Des vents forts transportant des cristaux de glace détruisent et sillonnent la surface des calottes glaciaires et des calottes glaciaires. Si de gros rochers empêchent la glace sous-jacente de fondre alors que la glace environnante a déjà fondu, des champignons de glace (ou piédestaux) se forment. De telles formes, couronnées de gros blocs et de pierres, atteignent parfois plusieurs mètres de hauteur.

Les glaciers des contreforts se distinguent par leur caractère de surface inégal et particulier. Leurs affluents peuvent déposer un mélange chaotique de moraines latérales, médianes et terminales, parmi lesquelles se trouvent des blocs de glace morte. Aux endroits où fondent de gros blocs de glace, apparaissent de profondes dépressions de forme irrégulière, dont beaucoup sont occupées par des lacs. Une forêt s'est développée sur une puissante moraine du glacier Malaspina, recouvrant un bloc de glace morte de 300 m d'épaisseur. Il y a quelques années, au sein de ce massif, la glace a recommencé à bouger, ce qui a entraîné un déplacement de zones forestières.

Dans les affleurements situés le long des bords des glaciers, de vastes zones de cisaillement sont souvent visibles, où certains blocs de glace sont poussés sur d'autres. Ces zones représentent des chevauchements et il existe plusieurs manières de se former. Premièrement, si l'une des sections de la couche inférieure du glacier est sursaturée de matériaux fragmentaires, son mouvement s'arrête et la glace nouvellement arrivée se dirige vers elle. Deuxièmement, les couches supérieures et internes du glacier de vallée avancent sur les couches inférieures et latérales, car elles se déplacent plus rapidement. De plus, lorsque deux glaciers fusionnent, l’un peut se déplacer plus vite que l’autre, et alors une poussée se produit également. Le glacier Baudouin, au nord du Groenland, et de nombreux glaciers du Svalbard présentent des affleurements de chevauchement impressionnants.

Aux extrémités ou sur les bords de nombreux glaciers, on observe souvent des tunnels, creusés par des écoulements d'eau de fonte sous-glaciaire et intraglaciaire (impliquant parfois de l'eau de pluie), qui se précipitent dans les tunnels pendant la saison d'ablation. Lorsque le niveau de l'eau baisse, les tunnels deviennent accessibles à la recherche et offrent une occasion unique d'étudier la structure interne des glaciers. Des tunnels de taille importante ont été creusés dans les glaciers Mendenhall en Alaska, les glaciers Asulkan en Colombie-Britannique (Canada) et les glaciers du Rhône (Suisse).

Formation glaciaire.

Les glaciers existent partout où le taux d'accumulation de neige dépasse largement le taux d'ablation (fonte et évaporation). La clé pour comprendre le mécanisme de formation des glaciers réside dans l’étude des champs de neige de haute montagne. La neige fraîchement tombée est constituée de fins cristaux hexagonaux tabulaires, dont beaucoup ont de délicates formes de dentelle ou de treillis. Les flocons de neige duveteux qui tombent sur les champs de neige pérennes fondent et recongèlent en cristaux granulaires d'une roche de glace appelée névé. Ces grains peuvent atteindre 3 mm ou plus de diamètre. La couche de sapin ressemble à du gravier gelé. Au fil du temps, à mesure que la neige et le névé s'accumulent, les couches inférieures de ces derniers se compactent et se transforment en glace cristalline solide. Peu à peu, l'épaisseur de la glace augmente jusqu'à ce qu'elle commence à bouger et qu'un glacier se forme. Le taux de transformation de la neige en glacier dépend principalement de la mesure dans laquelle le taux d'accumulation de neige dépasse le taux d'ablation.

Mouvement des glaciers

observé dans la nature, diffère sensiblement de l'écoulement de substances liquides ou visqueuses (par exemple de la résine). En réalité, cela ressemble davantage à l'écoulement de métaux ou de roches le long de nombreux petits plans de glissement le long des plans du réseau cristallin ou le long de clivages (plans de clivage) parallèles à la base des cristaux de glace hexagonaux. Les raisons du mouvement des glaciers ne sont pas entièrement établies. De nombreuses théories ont été avancées à ce sujet, mais aucune d'entre elles n'est acceptée par les glaciologues comme la seule correcte, et il y a probablement plusieurs raisons interdépendantes. La gravité est un facteur important, mais pas le seul. Autrement, les glaciers se déplaceraient plus rapidement en hiver, lorsqu'ils supportent une charge supplémentaire sous forme de neige. Cependant, ils se déplacent plus rapidement en été. La fonte et la recongélation des cristaux de glace dans un glacier peuvent également contribuer au mouvement dû aux forces d'expansion résultant de ces processus. Lorsque l’eau de fonte pénètre profondément dans les fissures et y gèle, elle se dilate, ce qui peut accélérer le mouvement des glaciers en été. De plus, l’eau de fonte près du lit et des parois du glacier réduit la friction et favorise ainsi le mouvement.

Quelle que soit la cause du déplacement des glaciers, sa nature et ses résultats ont des conséquences intéressantes. Dans de nombreuses moraines, on trouve des rochers glaciaires bien polis sur un seul côté, et de profondes hachures orientées dans une seule direction sont parfois visibles sur la surface polie. Tout cela indique que lorsque le glacier s'est déplacé le long du lit rocheux, les rochers étaient fermement serrés dans une position. Il arrive que des rochers soient emportés sur la pente par les glaciers. Le long de la corniche est des montagnes Rocheuses, dans la province. L'Alberta (Canada) possède des rochers transportés à plus de 1000 km vers l'ouest et actuellement situés à 1250 m au-dessus du site d'avulsion. On ne sait pas encore si les couches inférieures du glacier ont été gelées jusqu'au lit alors qu'il se déplaçait vers l'ouest et jusqu'au pied des montagnes Rocheuses. Il est plus probable que des cisaillements répétés se soient produits, compliqués par des failles de chevauchement. Selon la plupart des glaciologues, dans la zone frontale, la surface du glacier présente toujours une pente dans le sens du mouvement des glaces. Si cela est vrai, alors dans l'exemple donné, l'épaisseur de la calotte glaciaire dépassait 1 250 m sur 1 100 km à l'est, lorsque son bord atteignait le pied des montagnes Rocheuses. Il est possible qu'il ait atteint 3000 m.

Fonte et retrait des glaciers.

L'épaisseur des glaciers augmente en raison de l'accumulation de neige et diminue sous l'influence de plusieurs processus, que les glaciologues regroupent sous le terme général « ablation ». Cela comprend la fonte, l'évaporation, la sublimation et la déflation (érosion éolienne) de la glace, ainsi que le vêlage des icebergs. L’accumulation et l’ablation nécessitent des conditions climatiques très spécifiques. Les fortes chutes de neige en hiver et les étés froids et nuageux contribuent à la croissance des glaciers, tandis que les hivers peu enneigés et les étés chauds avec de nombreuses journées ensoleillées ont l'effet inverse.

Outre le vêlage des icebergs, la fonte est l’élément le plus important de l’ablation. Le retrait de l'extrémité du glacier résulte à la fois de sa fonte et, plus important encore, d'une diminution générale de l'épaisseur de la glace. La fonte des bords des glaciers de vallée sous l'influence du rayonnement solaire direct et de la chaleur émise par les flancs de la vallée contribue également de manière significative à la dégradation du glacier. Paradoxalement, même pendant leur retrait, les glaciers continuent d’avancer. Ainsi, en un an, un glacier peut avancer de 30 m et reculer de 60 m. En conséquence, la longueur du glacier diminue, même s'il continue d'avancer. L’accumulation et l’ablation ne sont presque jamais en équilibre complet, ce qui explique les fluctuations constantes de la taille des glaciers.

Le vêlage d’iceberg est un type particulier d’ablation. En été, les petits icebergs flottant paisiblement sur les lacs de montagne aux extrémités des glaciers des vallées et les énormes icebergs se détachant des glaciers du Groenland, du Spitzberg, de l'Alaska et de l'Antarctique offrent un spectacle impressionnant. Le glacier Columbia, en Alaska, émerge dans l'océan Pacifique avec un front de 1,6 km de large et 110 m de haut. Il glisse lentement dans l'océan. Sous l'influence de la force de levage de l'eau, en présence de grandes fissures, d'énormes blocs de glace, au moins aux deux tiers immergés dans l'eau, se détachent et s'envolent. En Antarctique, le bord de la célèbre barrière de glace de Ross borde l'océan sur 240 km, formant ici une corniche de 45 m de haut. Au Groenland, les glaciers émissaires produisent également de nombreux icebergs de très grande taille, qui sont emportés par les courants froids dans l'océan Atlantique, où ils constituent une menace pour les navires.

Période glaciaire du Pléistocène.

L'époque du Pléistocène de la période Quaternaire de l'ère Cénozoïque a commencé il y a environ 1 million d'années. Au début de cette ère, de grands glaciers ont commencé à se développer au Labrador et au Québec (inlandsis laurentin), au Groenland, dans les îles britanniques, en Scandinavie, en Sibérie, en Patagonie et en Antarctique. Selon certains glaciologues, un important centre de glaciation se trouvait également à l'ouest de la baie d'Hudson. Le troisième centre de glaciation, appelé la Cordillère, était situé au centre de la Colombie-Britannique. L'Islande était complètement bloquée par la glace. Les Alpes, le Caucase et les montagnes de Nouvelle-Zélande étaient également d'importants centres de glaciation. De nombreux glaciers de vallée se sont formés dans les montagnes de l'Alaska, les montagnes des Cascades (Washington et Oregon), la Sierra Nevada (Californie) et les montagnes Rocheuses du Canada et des États-Unis. Une glaciation de montagne et de vallée similaire s'est répandue dans les Andes et dans les hautes montagnes d'Asie centrale. Le glacier de couverture, qui a commencé à se former au Labrador, s'est ensuite déplacé vers le sud jusqu'au New Jersey, à plus de 2 400 km de son origine, bloquant complètement les montagnes de la Nouvelle-Angleterre et de l'État de New York. La croissance des glaciers s'est également produite en Europe et en Sibérie, mais les îles britanniques n'ont jamais été complètement recouvertes de glace. La durée de la première glaciation du Pléistocène est inconnue. C'était probablement vieux d'au moins 50 000 ans, et peut-être deux fois plus longtemps. Vint ensuite une longue période pendant laquelle la majeure partie des terres glaciaires se libéra de la glace.

Au cours du Pléistocène, il y a eu trois autres glaciations similaires en Amérique du Nord, en Europe et en Asie du Nord. Le plus récent d'entre eux en Amérique du Nord et en Europe s'est produit au cours des 30 000 dernières années, lorsque la glace a finalement fondu environ. Il y a 10 mille ans. De manière générale, la synchronicité des quatre glaciations du Pléistocène d'Amérique du Nord et d'Europe a été établie.

La propagation de la glaciation au Pléistocène.

En Amérique du Nord, les glaciers de couverture pendant la glaciation maximale occupaient une superficie de plus de 12,5 millions de mètres carrés. km, c'est-à-dire plus de la moitié de la surface totale du continent. En Europe, la calotte glaciaire scandinave s'étend sur une superficie dépassant les 4 millions de km 2 . Il couvrait la mer du Nord et était relié à la calotte glaciaire des îles britanniques. Les glaciers formés dans les montagnes de l'Oural se sont également développés et ont atteint les contreforts. On suppose que pendant la glaciation du Pléistocène moyen, ils se sont connectés à la calotte glaciaire scandinave. Les calottes glaciaires occupaient de vastes zones dans les régions montagneuses de Sibérie. Au Pléistocène, les calottes glaciaires du Groenland et de l'Antarctique avaient probablement une superficie et une épaisseur beaucoup plus grandes (principalement en Antarctique) qu'aujourd'hui.

A ces grands centres glaciaires s'ajoutaient de nombreux petits centres locaux, par exemple dans les Pyrénées et les Vosges, les Apennins, les montagnes de Corse, de Patagonie (à l'est des Andes méridionales).

Au cours du développement maximal de la glaciation du Pléistocène, plus de la moitié de la superficie de l'Amérique du Nord était recouverte de glace. Aux États-Unis, la limite sud de la glaciation s'étend approximativement de Long Island (New York) jusqu'au centre-nord du New Jersey et au nord-est de la Pennsylvanie, presque jusqu'à la frontière sud-ouest de l'État. NEW YORK. De là, il se dirige vers la frontière sud-ouest de l'Ohio, puis le long de la rivière Ohio jusqu'au sud de l'Indiana, puis tourne vers le nord dans le centre-sud de l'Indiana, puis vers le sud-ouest jusqu'au fleuve Mississippi, laissant le sud de l'Illinois en dehors des zones de glaciation. La limite de la glaciation s'étend près des rivières Mississippi et Missouri jusqu'à la ville de Kansas City, puis traverse la partie orientale du Kansas, l'est du Nebraska, le centre du Dakota du Sud, le sud-ouest du Dakota du Nord jusqu'au Montana, un peu au sud de la rivière Missouri. De là, la limite sud de la glaciation se tourne vers l'ouest jusqu'aux contreforts des montagnes Rocheuses, dans le nord du Montana.

La zone de 26 000 km2 couvrant le nord-ouest de l’Illinois, le nord-est de l’Iowa et le sud-ouest du Wisconsin a longtemps été désignée comme « sans rochers ». On pensait qu’elle n’avait jamais été recouverte par les glaciers du Pléistocène. La calotte glaciaire du Wisconsin ne s'étendait pas réellement là-bas. Peut-être que lors des glaciations antérieures, la glace y est entrée, mais les traces de leur présence ont été effacées sous l'influence des processus d'érosion.

Au nord des États-Unis, la calotte glaciaire s'étendait jusqu'au Canada et dans l'océan Arctique. Au nord-est, le Groenland, Terre-Neuve et la péninsule de la Nouvelle-Écosse étaient recouverts de glace. Dans la Cordillère, les calottes glaciaires occupaient le sud de l'Alaska, les plateaux et les chaînes côtières de la Colombie-Britannique ainsi que le tiers nord de l'État de Washington. En bref, à l'exception des régions occidentales du centre de l'Alaska et de son extrême nord, toute l'Amérique du Nord au nord de la ligne décrite ci-dessus était occupée par la glace au Pléistocène.

Conséquences de la glaciation du Pléistocène.

Sous l'influence d'une énorme charge glaciaire, la croûte terrestre s'est courbée. Après la dégradation de la dernière glaciation, la zone recouverte de la couche de glace la plus épaisse à l'ouest de la baie d'Hudson et au nord-est du Québec s'est élevée plus rapidement que celle située à la limite sud de la calotte glaciaire. On estime que la zone située sur la rive nord du lac Supérieur s'élève actuellement à un rythme de 49,8 cm par siècle, et que la zone située à l'ouest de la baie d'Hudson s'élèvera de 240 m supplémentaires avant la fin de l'isostasie compensatoire. Région baltique en Europe.

La glace du Pléistocène s'est formée à cause de l'eau de l'océan et, par conséquent, pendant le développement maximal de la glaciation, la plus grande diminution du niveau de l'océan mondial s'est également produite. L'ampleur de cette baisse est une question controversée, mais les géologues et les océanologues s'accordent à l'unanimité sur le fait que le niveau de l'océan mondial a baissé de plus de 90 m. Cela est prouvé par l'étendue des terrasses d'abrasion dans de nombreuses zones et la position des fonds des lagons. et les bancs de récifs coralliens de l'océan Pacifique à des profondeurs d'env. 90 m.

Les fluctuations du niveau de l'océan mondial ont influencé le développement des rivières qui s'y jettent. Dans des conditions normales, les rivières ne peuvent pas approfondir leurs vallées bien en dessous du niveau de la mer, mais lorsque celui-ci descend, les vallées fluviales s'allongent et s'approfondissent. Probablement la vallée inondée de la rivière Hudson, s'étendant sur le plateau sur plus de 130 km et se terminant à des profondeurs d'env. 70 m, formé lors d'une ou plusieurs glaciations majeures.

La glaciation a affecté le changement de direction d'écoulement de nombreuses rivières. À l'époque préglaciaire, la rivière Missouri coulait de l'est du Montana vers le nord jusqu'au Canada. La rivière Saskatchewan Nord coulait autrefois vers l'est à travers l'Alberta, mais tournait ensuite brusquement vers le nord. À la suite de la glaciation du Pléistocène, des mers et des lacs intérieurs se sont formés et la superficie des lacs existants a augmenté. Grâce à l'afflux d'eaux glaciaires fondues et à de fortes précipitations, le lac est né. Bonneville dans l'Utah, dont le Grand Lac Salé est une relique. Superficie maximale du lac. Bonneville dépassait 50 000 km 2 et la profondeur atteignait 300 m. Les mers Caspienne et Aral (essentiellement de grands lacs) avaient des superficies nettement plus grandes au Pléistocène. Apparemment, à Wurm (Wisconsin), le niveau de l'eau de la mer Morte était de plus de 430 m plus élevé qu'aujourd'hui.

Les glaciers de vallée du Pléistocène étaient beaucoup plus nombreux et plus vastes que ceux qui existent aujourd'hui. Il y avait des centaines de glaciers au Colorado (il y en a maintenant 15). Le plus grand glacier moderne du Colorado, le glacier Arapahoe, mesure 1,2 km de long, et au Pléistocène, le glacier Durango dans les montagnes de San Juan, dans le sud-ouest du Colorado, mesurait 64 km de long. La glaciation s'est également développée dans les Alpes, les Andes, l'Himalaya, la Sierra Nevada et d'autres grands systèmes montagneux du globe. Outre les glaciers de vallée, il y avait également de nombreuses calottes glaciaires. Cela a été particulièrement prouvé pour les chaînes côtières de la Colombie-Britannique et des États-Unis. Dans le sud du Montana, il y avait une grande calotte glaciaire dans les montagnes Burtus. De plus, au Pléistocène, des glaciers existaient sur les îles Aléoutiennes et l'île d'Hawaï (Mauna Kea), dans les montagnes Hidaka (Japon), sur l'île du sud de la Nouvelle-Zélande, sur l'île de Tasmanie, au Maroc et dans les régions montagneuses. régions de l'Ouganda et du Kenya, en Turquie, en Iran, au Spitzberg et en Terre François-Joseph. Dans certaines de ces régions, les glaciers sont encore courants aujourd'hui, mais, comme dans l'ouest des États-Unis, ils étaient beaucoup plus grands au Pléistocène.

SOULAGEMENT GLACIAIRE

Relief d'exaration créé par les glaciers de couverture.

Possédant une épaisseur et un poids considérables, les glaciers effectuaient de puissants travaux d'excavation. Dans de nombreuses régions, ils ont détruit toute la couverture du sol et une partie des sédiments meubles sous-jacents et creusé de profonds creux et sillons dans le substrat rocheux. Dans le centre du Québec, ces dépressions sont occupées par de nombreux lacs allongés et peu profonds. Des rainures glaciaires peuvent être tracées le long de la route transcontinentale canadienne et près de la ville de Sudbury (Ontario). Les montagnes de l'État de New York et de la Nouvelle-Angleterre ont été aplaties et préparées, et les vallées préglaciaires qui y existaient ont été élargies et approfondies par les coulées de glace. Les glaciers ont également élargi les bassins des cinq Grands Lacs des États-Unis et du Canada et poli et strié les surfaces rocheuses.

Relief glaciaire accumulé créé par les glaciers de couverture.

Les calottes glaciaires, y compris celles des Laurentides et des Scandinaves, occupaient une superficie d'au moins 16 millions de km 2 et, en outre, des milliers de kilomètres carrés étaient recouverts de glaciers de montagne. Lors de la dégradation de la glaciation, tous les débris érodés et déplacés dans le corps du glacier se sont déposés là où la glace a fondu. Ainsi, de vastes zones étaient parsemées de rochers et de décombres et recouvertes de sédiments glaciaires à grains plus fins. Il y a longtemps, des rochers d'une composition inhabituelle dispersés à la surface ont été découverts sur les îles britanniques. Au début, on pensait qu’ils étaient amenés par les courants océaniques. Cependant, leur origine glaciaire a été reconnue par la suite. Les dépôts glaciaires ont commencé à être divisés en moraines et sédiments triés. Les moraines déposées (parfois appelées till) comprennent des rochers, des décombres, du sable, du loam sableux, du loam et de l'argile. Il est possible que l'un de ces composants prédomine, mais le plus souvent la moraine est un mélange non trié de deux ou plusieurs composants, et parfois toutes les fractions sont présentes. Les sédiments triés se forment sous l'influence des eaux glaciaires fondues et forment des plaines d'eau-glaciaire d'épandage, des épandages de vallée, des kamas et des eskers ( voir ci-dessous), et remplissent également les bassins des lacs d'origine glaciaire. Certaines formes caractéristiques de relief dans les zones de glaciation sont discutées ci-dessous.

Moraines basiques.

Le mot moraine a été utilisé pour la première fois pour décrire les crêtes et les collines de rochers et de terre fine trouvées aux extrémités des glaciers des Alpes françaises. Les principales moraines sont dominées par des dépôts morainiques et leur surface est une plaine accidentée avec de petites collines et crêtes de formes et de tailles diverses et avec de nombreux petits bassins remplis de lacs et de marécages. L'épaisseur des principales moraines varie considérablement en fonction du volume de matière apportée par la glace.

Les principales moraines occupent de vastes zones aux États-Unis, au Canada, dans les îles britanniques, en Pologne, en Finlande, dans le nord de l'Allemagne et en Russie. Les zones autour de Pontiac (Michigan) et de Waterloo (Wisconsin) sont caractérisées par des paysages de moraines basales. Des milliers de petits lacs parsèment la surface des principales moraines du Manitoba et de l'Ontario (Canada), du Minnesota (États-Unis), de la Finlande et de la Pologne.

Moraines terminales

forment de larges ceintures puissantes le long du bord du glacier de couverture. Ils sont représentés par des crêtes ou des collines plus ou moins isolées pouvant atteindre plusieurs dizaines de mètres d'épaisseur, jusqu'à plusieurs kilomètres de largeur et, dans la plupart des cas, plusieurs kilomètres de longueur. Souvent, le bord du glacier de couverture n'était pas lisse, mais était divisé en lames assez clairement séparées. La position du bord du glacier est reconstituée à partir des moraines terminales. Probablement, lors du dépôt de ces moraines, le bord du glacier est resté longtemps dans un état presque immobile (stationnaire). Dans ce cas, non pas une seule crête s'est formée, mais tout un complexe de crêtes, de collines et de bassins, qui s'élève sensiblement au-dessus de la surface des moraines principales adjacentes. Dans la plupart des cas, les moraines terminales qui font partie du complexe indiquent de petits mouvements répétés de la lisière du glacier. L'eau de fonte provenant du retrait des glaciers a érodé ces moraines à de nombreux endroits, comme en témoignent les observations faites dans le centre de l'Alberta et au nord de Regina, dans les monts Hart, en Saskatchewan. Aux États-Unis, de tels exemples sont présentés le long de la limite sud de la glaciation.

tambourins

- des collines allongées, en forme de cuillère, renversées. Ces formes sont composées de moraine déposée et, dans certains cas (mais pas tous), elles comportent un noyau de substrat rocheux. Les drumlins se trouvent généralement en grands groupes de plusieurs dizaines, voire centaines. La plupart de ces reliefs mesurent 900 à 2 000 m de long, 180 à 460 m de large et 15 à 45 m de haut. Les rochers à leur surface sont souvent orientés avec leurs longs axes dans la direction du mouvement de la glace, qui allait d'une pente raide à une pente douce. Les drumlins semblent s'être formés lorsque les couches inférieures de glace ont perdu leur mobilité en raison d'une surcharge de débris et ont été recouvertes par des couches supérieures en mouvement, ce qui a retravaillé le matériau de la moraine et créé les formes caractéristiques des drumlins. De telles formes sont répandues dans les paysages des principales moraines des zones glaciaires.

Plaines d'épandage

composé de matériaux transportés par les cours d'eau de fonte des glaciers et généralement adjacents au bord extérieur des moraines terminales. Ces sédiments grossièrement triés sont constitués de sable, de galets, d'argile et de rochers (dont la taille maximale dépend de la capacité de transport des coulées). Les champs d'épandage sont généralement répandus le long des bords extérieurs des moraines terminales, mais il existe des exceptions. Des exemples illustratifs d'épandage se produisent à l'ouest de la moraine d'Altmont, dans le centre de l'Alberta, près des villes de Barrington (Illinois) et de Plainfield (New Jersey), ainsi qu'à Long Island et à Cape Cod. Les plaines d'épandage du centre des États-Unis, en particulier le long des fleuves Illinois et Mississippi, contenaient de grandes quantités de matériaux limoneux qui étaient ensuite ramassés et transportés par des vents violents et finalement redéposés sous forme de loess.

Ozy

- Il s'agit de crêtes longues et étroites sinueuses, composées principalement de sédiments triés, allant de plusieurs mètres à plusieurs kilomètres de longueur et pouvant atteindre 45 m de hauteur, qui se sont formées à la suite de l'activité des coulées d'eau de fonte sous-glaciaire, qui ont développé des tunnels dans la région. de la glace et des sédiments s'y sont déposés. Les eskers se trouvent partout où existaient des calottes glaciaires. Des centaines de ces formes se trouvent à l’est et à l’ouest de la baie d’Hudson.

Kama

- Ce sont de petites collines abruptes et de courtes crêtes de forme irrégulière, composées de sédiments triés. Ils se sont probablement formés de différentes manières. Certains ont été déposés près des moraines terminales par des ruisseaux provenant de crevasses intraglaciaires ou de tunnels sous-glaciaires. Ces kamas se fondent souvent dans de vastes champs de sédiments mal triés appelés terrasses kamé. D'autres semblent avoir été formés par la fonte de gros blocs de glace morte près de l'extrémité du glacier. Les bassins qui ont émergé étaient remplis de dépôts de coulées d'eau de fonte et, après la fonte complète de la glace, des kamas s'y sont formés, s'élevant légèrement au-dessus de la surface de la moraine principale. Les Kams se trouvent dans toutes les zones de glaciation.

Coins

on le trouve souvent à la surface de la moraine principale. C'est le résultat de la fonte des blocs de glace. Actuellement, dans les zones humides, ils peuvent être occupés par des lacs ou des marécages, mais dans les zones semi-arides et même dans de nombreuses zones humides, ils sont secs. De telles dépressions se trouvent en combinaison avec de petites collines abruptes. Les dépressions et les collines sont des formes typiques de relief de la moraine principale. Des centaines de ces formes se trouvent dans le nord de l’Illinois, du Wisconsin, du Minnesota et du Manitoba.

Plaines glaciolacustres

occupent les fonds d'anciens lacs. Au Pléistocène, de nombreux lacs d'origine glaciaire sont apparus, qui ont ensuite été asséchés. Les courants d'eau de fonte des glaciers ont amené des matières clastiques dans ces lacs, qui y ont été triées. Ancien lac périglaciaire Agassiz d'une superficie de 285 mille mètres carrés. km, situé en Saskatchewan et au Manitoba, dans le Dakota du Nord et au Minnesota, était alimenté par de nombreux cours d'eau partant du bord de la calotte glaciaire. Actuellement, le vaste fond du lac, couvrant une superficie de plusieurs milliers de kilomètres carrés, est une surface sèche composée de sables et d'argiles intercalaires.

Relief d'exaration créé par les glaciers de la vallée.

Contrairement aux calottes glaciaires, qui développent des formes profilées et lissent les surfaces sur lesquelles elles se déplacent, les glaciers de montagne, au contraire, transforment le relief des montagnes et des plateaux de telle manière qu'ils le rendent plus contrasté et créent les reliefs caractéristiques évoqués ci-dessous.

Vallées (creux) en forme de U.

Les grands glaciers, qui transportent de gros rochers et du sable dans leurs bases et dans leurs parties marginales, sont de puissants agents d'exaration. Ils élargissent les fonds et rendent plus abrupts les flancs des vallées le long desquelles ils se déplacent. Cela crée un profil transversal des vallées en forme de U.

Vallées suspendues.

Dans de nombreuses régions, les grands glaciers de vallée ont reçu de petits glaciers affluents. Les premiers d'entre eux ont approfondi leurs vallées bien plus que les petits glaciers. Après la fonte des glaces, les extrémités des vallées des glaciers tributaires semblaient suspendues au-dessus du fond des vallées principales. C'est ainsi que sont apparues les vallées suspendues. De telles vallées typiques et cascades pittoresques se sont formées dans la vallée de Yosemite (Californie) et dans le parc national des Glaciers (Montana), à la jonction des vallées latérales avec les principales.

Cirques et punitions.

Les cirques sont des dépressions ou des amphithéâtres en forme de bol situés dans les parties supérieures des creux de toutes les montagnes où de grands glaciers de vallée ont déjà existé. Ils se sont formés à la suite de l’action croissante de l’eau gelée dans les fissures rocheuses et de l’élimination des gros matériaux fragmentaires résultants par les glaciers se déplaçant sous l’influence de la gravité. Les cirques apparaissent sous la ligne des névés, en particulier près des rimayes, lorsque le glacier quitte le champ de névés. Au cours des processus d'expansion des fissures lors du gel de l'eau et de l'exaration, ces formes augmentent en profondeur et en largeur. Leur cours supérieur coupe le flanc de la montagne sur laquelle ils se trouvent. De nombreux cirques ont des parois abruptes de plusieurs dizaines de mètres de hauteur. Les bains lacustres produits par les glaciers sont également typiques des fonds de cirques.

Dans les cas où ces formes n'ont pas de lien direct avec les creux sous-jacents, elles sont appelées karas. Extérieurement, il semble que les châtiments soient suspendus sur les pentes des montagnes.

Escaliers de transport.

Au moins deux kars situés dans la même vallée sont appelés kar escalier. Habituellement, les chariots sont séparés par des rebords abrupts qui, se joignant aux fonds aplatis des chariots, comme des marches, forment des escaliers cyclopéens (emboîtés). Les pentes du Front Range du Colorado comportent de nombreux escaliers de cirque distincts.

Carlings

- des formes pointues formées lors du développement de trois kars ou plus sur les flancs opposés d'une montagne. Les Carlings ont souvent une forme pyramidale régulière. Un exemple classique est le mont Cervin, à la frontière de la Suisse et de l’Italie. Cependant, les Carlings pittoresques se trouvent dans presque toutes les hautes montagnes où existaient des glaciers de vallée.

Arétas

- Ce sont des crêtes dentelées qui ressemblent à une lame de scie ou à une lame de couteau. Ils se forment là où deux karas, poussant sur les pentes opposées de la crête, se rapprochent. Les arètes se forment également à l'endroit où deux glaciers parallèles ont détruit le pont de montagne qui les séparait à tel point qu'il ne reste plus qu'une crête étroite.

Laissez-passer

- Il s'agit de ponts sur les crêtes des chaînes de montagnes, formés par le retrait des parois arrière de deux cirques développés sur des versants opposés.

Nunataks

- Ce sont des affleurements rocheux entourés de glace glaciaire. Ils séparent les glaciers de vallée et les lames de calottes glaciaires ou de glaciers. Des nunataks bien définis existent sur le glacier François-Joseph et sur certains autres glaciers de Nouvelle-Zélande, ainsi que dans les parties périphériques de la calotte glaciaire du Groenland.

Fjords

se trouvent sur toutes les côtes des pays montagneux, là où les glaciers des vallées descendaient autrefois dans l'océan. Les fjords typiques sont des vallées creuses partiellement submergées par la mer avec un profil transversal en forme de U. Le glacier est épais d'env. 900 m peut avancer dans la mer et continuer à approfondir sa vallée jusqu'à atteindre une profondeur d'env. 800 m. Les fjords les plus profonds comprennent le Sognefjord (1 308 m) en Norvège et les détroits de Messier (1 287 m) et de Baker (1 244) au sud du Chili.

Bien que l'on puisse affirmer avec certitude que la plupart des fjords sont des creux profondément incisés qui ont été inondés après la fonte des glaciers, l'origine de chaque fjord ne peut être déterminée qu'en prenant en compte l'histoire de la glaciation dans une vallée donnée, les conditions du substrat rocheux, la présence de failles et étendue de l'affaissement de la zone côtière. Ainsi, même si la plupart des fjords sont des creux approfondis, de nombreuses zones côtières, comme la côte de la Colombie-Britannique, ont connu un affaissement résultant des mouvements de la croûte terrestre, ce qui a dans certains cas contribué à leur inondation. Les fjords pittoresques sont caractéristiques de la Colombie-Britannique, de la Norvège, du sud du Chili et de l'île du Sud de la Nouvelle-Zélande.

Bains d'examen (bains de labour)

Les bains d'exaration (bains de gouge) sont produits par les glaciers de vallée dans le substrat rocheux au pied des pentes abruptes, là où les fonds de vallée sont composés de roches très fracturées. Généralement, la superficie de ces bains est d'env. 2,5 m² km et profondeur – env. 15 m, bien que beaucoup d'entre eux soient plus petits. Les bains d'examen sont souvent confinés au bas des voitures.

Le front de bélier

- Ce sont de petites collines arrondies et des collines composées d'un substrat rocheux dense et bien poli par les glaciers. Leurs pentes sont asymétriques : la pente faisant face au mouvement du glacier est légèrement plus raide. Souvent, à la surface de ces formes, il y a des stries glaciaires et ces stries sont orientées dans la direction du mouvement de la glace.

Relief accumulé créé par les glaciers de la vallée.

Moraines terminales et latérales

– les formes glaciaires-accumulatives les plus caractéristiques. En règle générale, ils sont situés à l'embouchure des dépressions, mais on peut également les trouver à tout endroit occupé par un glacier, aussi bien à l'intérieur qu'à l'extérieur de la vallée. Les deux types de moraines se sont formés à la suite de la fonte des glaces suivie du déchargement de débris transportés à la fois à la surface du glacier et à l'intérieur de celui-ci. Les moraines latérales apparaissent généralement sous la forme de longues crêtes étroites. Les moraines terminales peuvent également prendre la forme de crêtes, souvent d'épaisses accumulations de gros fragments de substrat rocheux, de décombres, de sable et d'argile, déposées à l'extrémité d'un glacier sur une longue période de temps lorsque le taux d'avancée et de fonte était à peu près équilibré. La hauteur de la moraine indique la puissance du glacier qui l'a formée. Souvent, deux moraines latérales se rejoignent pour former une moraine terminale en forme de fer à cheval, dont les côtés s'étendent vers le haut de la vallée. Là où le glacier n'occupait pas tout le fond de la vallée, une moraine latérale pouvait se former à une certaine distance de ses flancs, mais à peu près parallèlement à ceux-ci, laissant une seconde vallée longue et étroite entre la crête morainique et le versant rocheux de la vallée. Les moraines latérales et terminales contiennent des inclusions d'énormes rochers (ou blocs) pesant jusqu'à plusieurs tonnes, éclatés des flancs de la vallée à la suite du gel de l'eau dans les fissures rocheuses.

Moraines de récession

formé lorsque le taux de fonte des glaciers a dépassé le taux de son avance. Ils forment un relief finement bosselé avec de nombreuses petites dépressions de forme irrégulière.

Lavage de la vallée

- Ce sont des formations cumulatives composées de matériaux clastiques grossièrement triés provenant du substrat rocheux. Ils sont similaires aux plaines d'épandage des zones glaciaires, puisqu'elles ont été créées par des écoulements d'eaux glaciaires fondues, mais elles sont situées dans les vallées sous la moraine terminale ou de récession. L'épandage des vallées peut être observé près des extrémités du glacier Norris en Alaska et du glacier Athabasca en Alberta.

Lacs d'origine glaciaire

parfois, ils occupent des bains d'exaration (par exemple, les lacs tarn situés dans les karas), mais bien plus souvent, ces lacs sont situés derrière des crêtes morainiques. Des lacs similaires abondent dans toutes les zones de glaciation des montagnes et des vallées ; beaucoup d'entre eux ajoutent un charme particulier aux paysages montagneux accidentés qui les entourent. Ils sont utilisés pour la construction de centrales hydroélectriques, l'irrigation et l'approvisionnement en eau des villes. Cependant, ils sont également appréciés pour leur caractère pittoresque et leur valeur récréative. Bon nombre des plus beaux lacs du monde appartiennent à ce type.

LE PROBLÈME DES AGES glaciaires

De grandes glaciations se sont produites à plusieurs reprises dans l'histoire de la Terre. À l'époque précambrienne (il y a plus de 570 millions d'années) - probablement au Protérozoïque (la plus jeune des deux divisions du Précambrien), certaines parties de l'Utah, du nord du Michigan et du Massachusetts, ainsi que certaines parties de la Chine, ont subi une glaciation. On ne sait pas si la glaciation s'est développée simultanément dans toutes ces régions, bien que les roches protérozoïques conservent des preuves claires que la glaciation était synchrone dans l'Utah et le Michigan. Des horizons de tillite (moraine compactée ou lithifiée) ont été découverts dans les roches du Protérozoïque supérieur du Michigan et dans les roches de la série Cottonwood de l'Utah. À la fin du Pennsylvanien et au Permien, il y a peut-être entre 290 et 225 millions d'années, de vastes zones du Brésil, de l'Afrique, de l'Inde et de l'Australie étaient couvertes de calottes glaciaires ou de calottes glaciaires. Curieusement, toutes ces zones sont situées à de basses latitudes, à partir de 40° de latitude nord. jusqu'à 40° S Une glaciation synchrone s'est également produite au Mexique. Les preuves de glaciation en Amérique du Nord à l'époque du Dévonien et du Mississippien (il y a environ 395 millions à 305 millions d'années) sont moins fiables. Des preuves de glaciation à l'Éocène (il y a 65 millions à 38 millions d'années) ont été trouvées dans les montagnes de San Juan (Colorado). Si l’on ajoute à cette liste la période glaciaire du Pléistocène et la glaciation moderne, qui occupe près de 10 % du territoire, il devient évident que les glaciations étaient des phénomènes normaux dans l’histoire de la Terre.

Causes des périodes glaciaires.

La ou les causes des périodes glaciaires sont inextricablement liées aux problèmes plus larges du changement climatique mondial qui se sont produits tout au long de l'histoire de la Terre. De temps à autre, des changements importants dans les conditions géologiques et biologiques se sont produits. Les restes végétaux qui constituent les épais gisements de charbon de l’Antarctique, bien sûr, accumulés dans des conditions climatiques différentes des conditions climatiques modernes. Les magnolias ne poussent pas actuellement au Groenland, mais ils ont été trouvés sous forme fossile. Des restes fossiles du renard arctique sont connus en France, à l'extrême sud de l'aire de répartition moderne de cet animal. Au cours de l’un des interglaciaires du Pléistocène, les mammouths sont allés aussi loin au nord que l’Alaska. La province de l'Alberta et les Territoires du Nord-Ouest du Canada, au Dévonien, étaient recouvertes de mers dans lesquelles se trouvaient de nombreux grands récifs coralliens. Les polypes coralliens ne se développent bien qu'à des températures de l'eau supérieures à 21° C, c'est-à-dire nettement supérieure à la température annuelle moyenne actuelle dans le nord de l’Alberta.

Il ne faut pas oublier que le début de toutes les grandes glaciations est déterminé par deux facteurs importants. Premièrement, sur des milliers d’années, le régime des précipitations annuelles devrait être dominé par des chutes de neige abondantes et durables. Deuxièmement, dans les régions où règne un tel régime de précipitations, les températures doivent être si basses que la fonte des neiges estivales soit minimisée et que les champs de névés augmentent d'année en année jusqu'à ce que les glaciers commencent à se former. Une accumulation abondante de neige doit dominer l'équilibre des glaciers tout au long de la glaciation, car si l'ablation dépasse l'accumulation, la glaciation diminuera. Évidemment, pour chaque période glaciaire, il est nécessaire de connaître les raisons de son début et de sa fin.

Hypothèse de migration des pôles.

De nombreux scientifiques pensaient que l'axe de rotation de la Terre changeait de position de temps en temps, ce qui entraînait un changement correspondant des zones climatiques. Par exemple, si le pôle Nord était situé sur la péninsule du Labrador, les conditions arctiques y régneraient. Cependant, les forces qui pourraient provoquer un tel changement ne sont connues ni à l’intérieur ni à l’extérieur de la Terre. Selon les données astronomiques, les pôles ne peuvent migrer qu'à 21º de latitude (soit environ 37 km) de la position centrale.

Hypothèse du dioxyde de carbone.

Le dioxyde de carbone CO 2 dans l'atmosphère agit comme une couverture chaude, emprisonnant la chaleur émise par la Terre près de sa surface, et toute réduction significative du CO 2 dans l'air entraînera une diminution de la température sur Terre. Cette réduction peut être provoquée, par exemple, par une altération inhabituellement active des roches. Le CO 2 se combine à l'eau de l'atmosphère et du sol pour former du dioxyde de carbone, un composé chimique très réactif. Il réagit facilement avec les éléments les plus courants des roches, comme le sodium, le potassium, le calcium, le magnésium et le fer. En cas de soulèvement important des terres, les surfaces rocheuses fraîches sont sujettes à l'érosion et à la dénudation. Lors de l’altération de ces roches, de grandes quantités de dioxyde de carbone seront éliminées de l’atmosphère. En conséquence, la température de la terre baissera et la période glaciaire commencera. Lorsque, après une longue période, le dioxyde de carbone absorbé par les océans reviendra dans l’atmosphère, la période glaciaire prendra fin. L'hypothèse du dioxyde de carbone s'applique en particulier pour expliquer le développement des glaciations du Paléozoïque supérieur et du Pléistocène, qui ont été précédées par le soulèvement des terres et la formation de montagnes. Cette hypothèse était controversée car l'air contenait beaucoup plus de CO 2 qu'il n'en fallait pour former une couverture isolante. De plus, cela n’explique pas la fréquence des glaciations au Pléistocène.

Hypothèse de diastrophisme (mouvements de la croûte terrestre).

Des soulèvements de terre importants se sont produits à plusieurs reprises au cours de l’histoire de la Terre. En général, la température de l'air au-dessus des terres diminue d'environ 1,8 °C avec une augmentation tous les 90 m. Ainsi, si la zone située à l'ouest de la baie d'Hudson connaissait une élévation de seulement 300 m, des champs de névés commenceraient à s'y former. En fait, les montagnes s'élevaient de plusieurs centaines de mètres, ce qui s'est avéré suffisant pour la formation de glaciers de vallée. De plus, la croissance des montagnes modifie la circulation des masses d’air chargées d’humidité. Les montagnes Cascades, dans l'ouest de l'Amérique du Nord, interceptent les masses d'air provenant de l'océan Pacifique, ce qui entraîne de fortes précipitations sur le versant au vent, et beaucoup moins de précipitations liquides et solides tombent à l'est d'elles. Le soulèvement des fonds marins peut, à son tour, modifier la circulation des eaux océaniques et également provoquer un changement climatique. Par exemple, on pense qu’il existait autrefois un pont terrestre entre l’Amérique du Sud et l’Afrique, qui aurait pu empêcher les eaux chaudes de pénétrer dans l’Atlantique Sud, et que la glace de l’Antarctique aurait pu avoir un effet de refroidissement sur cette zone d’eau et les terres adjacentes. De telles conditions sont avancées comme cause possible de la glaciation au Brésil et en Afrique centrale à la fin du Paléozoïque. On ne sait pas si seuls les mouvements tectoniques auraient pu être à l'origine de la glaciation ; en tout cas, ils pourraient grandement contribuer à son développement.

Hypothèse de poussière volcanique.

Les éruptions volcaniques s'accompagnent du rejet d'énormes quantités de poussières dans l'atmosphère. Par exemple, à la suite de l'éruption du volcan Krakatoa en 1883, env. 1,5 km 3 des plus petites particules de produits volcanogènes. Toute cette poussière a été transportée autour du globe et, pendant trois ans, les habitants de la Nouvelle-Angleterre ont observé des couchers de soleil inhabituellement brillants. Après de violentes éruptions volcaniques en Alaska, la Terre a reçu pendant un certain temps moins de chaleur du Soleil que d'habitude. La poussière volcanique a absorbé, réfléchi et dissipé plus de chaleur solaire que d’habitude dans l’atmosphère. Il est évident que l’activité volcanique, répandue sur Terre depuis des milliers d’années, pourrait abaisser considérablement la température de l’air et provoquer le début de la glaciation. De telles éruptions d’activité volcanique se sont produites dans le passé. Lors de la formation des Montagnes Rocheuses, de nombreuses éruptions volcaniques de très grande ampleur se sont produites dans tout le Nouveau-Mexique, le Colorado, le Wyoming et le sud du Montana. L'activité volcanique a commencé à la fin du Crétacé et a été très intense jusqu'à une période distante d'environ 10 millions d'années de nous. L’influence du volcanisme sur la glaciation du Pléistocène est problématique, mais il est possible qu’il ait joué un rôle important. De plus, des volcans des jeunes montagnes Cascade, comme Hood, Rainier, St. Helens et Shasta, ont émis de grandes quantités de poussière dans l'atmosphère. Parallèlement aux mouvements de la croûte terrestre, ces émissions pourraient également contribuer de manière significative au début de la glaciation.

Hypothèse de dérive des continents.

Selon cette hypothèse, tous les continents modernes et les plus grandes îles faisaient autrefois partie du continent unique de la Pangée, baigné par l'océan mondial. La consolidation des continents en une seule masse terrestre pourrait expliquer le développement de la glaciation du Paléozoïque supérieur en Amérique du Sud, en Afrique, en Inde et en Australie. Les zones couvertes par cette glaciation étaient probablement beaucoup plus au nord ou au sud que leur position actuelle. Les continents ont commencé à se séparer au Crétacé et ont atteint leur position actuelle il y a environ 10 000 ans. Si cette hypothèse est correcte, elle contribue dans une large mesure à expliquer l'ancienne glaciation des zones actuellement situées aux basses latitudes. Au cours de la glaciation, ces zones devaient être situées à des latitudes élevées et ont ensuite pris leurs positions modernes. Cependant, l’hypothèse de la dérive des continents n’explique pas les multiples occurrences des glaciations du Pléistocène.

Conjecture d'Ewing-Donna.

L'une des tentatives pour expliquer les causes de la période glaciaire du Pléistocène appartient à M. Ewing et W. Donn, géophysiciens qui ont apporté une contribution significative à l'étude de la topographie des fonds marins. Ils pensent qu'à l'époque pré-Pléistocène, l'océan Pacifique occupait les régions polaires nord et qu'il y faisait donc beaucoup plus chaud qu'aujourd'hui. Les zones terrestres de l'Arctique étaient alors situées dans l'océan Pacifique Nord. Puis, en raison de la dérive des continents, l’Amérique du Nord, la Sibérie et l’océan Arctique ont pris leur position moderne. Grâce au Gulf Stream venant de l'Atlantique, les eaux de l'océan Arctique à cette époque étaient chaudes et s'évaporaient intensément, ce qui contribuait à de fortes chutes de neige en Amérique du Nord, en Europe et en Sibérie. Ainsi, la glaciation du Pléistocène a commencé dans ces régions. Cela s'est arrêté parce que, en raison de la croissance des glaciers, le niveau de l'océan mondial a baissé d'environ 90 m et que le Gulf Stream a finalement été incapable de surmonter les hautes crêtes sous-marines séparant les bassins des océans Arctique et Atlantique. Privé de l'afflux des eaux chaudes de l'Atlantique, l'océan Arctique a gelé et la source d'humidité alimentant les glaciers s'est asséchée. Selon l'hypothèse d'Ewing et Donne, une nouvelle glaciation nous attend. En effet, entre 1850 et 1950, la plupart des glaciers de la planète reculaient. Cela signifie que le niveau de l'océan mondial a augmenté. La glace arctique a également fondu au cours des 60 dernières années. Si un jour la glace arctique fond complètement et que les eaux de l'océan Arctique recommencent à subir l'influence réchauffante du Gulf Stream, qui peut surmonter les crêtes sous-marines, une source d'humidité apparaîtra pour l'évaporation, ce qui entraînera de fortes chutes de neige et la formation de glaciation à la périphérie de l’océan Arctique.

Hypothèse de circulation des eaux océaniques.

Il existe de nombreux courants dans les océans, chauds et froids, qui ont un impact important sur le climat des continents. Le Gulf Stream est l'un des courants chauds remarquables qui baignent la côte nord de l'Amérique du Sud, traversent la mer des Caraïbes et le golfe du Mexique et traversent l'Atlantique Nord, ayant un effet de réchauffement sur l'Europe occidentale. Le courant chaud du Brésil se déplace vers le sud le long de la côte du Brésil, et le courant Kuroshio, qui prend sa source sous les tropiques, suit le nord le long des îles japonaises, devient le courant latitudinal du Pacifique Nord et, à quelques centaines de kilomètres de la côte de l'Amérique du Nord, se divise dans les courants d'Alaska et de Californie. Des courants chauds existent également dans le Pacifique Sud et l’océan Indien. Les courants froids les plus puissants sont dirigés de l'océan Arctique vers l'océan Pacifique par le détroit de Béring et vers l'océan Atlantique par les détroits le long des côtes est et ouest du Groenland. L'un d'eux, le courant du Labrador, rafraîchit la côte de la Nouvelle-Angleterre et y apporte du brouillard. Les eaux froides pénètrent également dans les océans australs depuis l'Antarctique sous la forme de courants particulièrement puissants se déplaçant vers le nord, presque jusqu'à l'équateur, le long des côtes occidentales du Chili et du Pérou. Le puissant Gulf Stream souterrain transporte ses eaux froides vers le sud, dans l'Atlantique Nord.

On suppose actuellement que l’isthme de Panama a coulé de plusieurs dizaines de mètres. Dans ce cas, il n’y aurait pas de Gulf Stream et les eaux chaudes de l’Atlantique seraient envoyées par les alizés vers l’océan Pacifique. Les eaux de l’Atlantique Nord seraient beaucoup plus froides, tout comme le climat des pays d’Europe occidentale, qui recevaient autrefois la chaleur du Gulf Stream. Il existait de nombreuses légendes sur le « continent perdu » de l’Atlantide, autrefois situé entre l’Europe et l’Amérique du Nord. Etudes de la dorsale médio-atlantique dans la zone allant de l'Islande jusqu'à 20° de latitude N. les méthodes géophysiques ainsi que la sélection et l'analyse d'échantillons de fonds ont montré qu'il y avait autrefois de la terre à cet endroit. Si cela est vrai, alors le climat de toute l’Europe occidentale était beaucoup plus froid qu’aujourd’hui. Tous ces exemples montrent dans quelle direction la circulation des eaux océaniques a changé.

Hypothèse de changements dans le rayonnement solaire.

À la suite d'une étude à long terme des taches solaires, qui sont de fortes émissions de plasma dans l'atmosphère solaire, il a été découvert qu'il existe des cycles annuels et plus longs très importants de changements dans le rayonnement solaire. Les pics d'activité solaire se produisent environ tous les 11, 33 et 99 ans, lorsque le Soleil émet plus de chaleur, ce qui entraîne une circulation plus puissante de l'atmosphère terrestre, accompagnée d'une plus grande nébulosité et de précipitations plus abondantes. En raison des nuages ​​élevés qui bloquent les rayons du soleil, la surface terrestre reçoit moins de chaleur que d'habitude. Ces cycles courts n'auraient pas pu stimuler le développement de la glaciation, mais, sur la base d'une analyse de leurs conséquences, il a été suggéré qu'il pourrait y avoir des cycles très longs, peut-être de l'ordre de milliers d'années, où le rayonnement était plus ou moins élevé que d'habitude.

Partant de ces idées, le météorologue anglais J. Simpson a avancé une hypothèse expliquant les multiples occurrences de la glaciation du Pléistocène. Il a illustré par des courbes l'évolution de deux cycles complets de rayonnement solaire au-dessus de la normale. Une fois que le rayonnement a atteint le milieu de son premier cycle (comme dans les cycles courts d’activité des taches solaires), l’augmentation de la chaleur a favorisé les processus atmosphériques, notamment une évaporation accrue, une augmentation des précipitations solides et le début de la première glaciation. Lors du pic de rayonnement, la Terre s'est réchauffée à un point tel que les glaciers ont fondu et qu'une période interglaciaire a commencé. Dès que le rayonnement a diminué, des conditions similaires à celles de la première glaciation sont apparues. Ainsi commença la deuxième glaciation. Elle s'est terminée par le début d'une phase du cycle de radiation au cours de laquelle la circulation atmosphérique s'est affaiblie. Dans le même temps, l'évaporation et la quantité de précipitations solides ont diminué, et les glaciers ont reculé en raison d'une diminution de l'accumulation de neige. Ainsi commença le deuxième interglaciaire. La répétition du cycle de rayonnement a permis d'identifier deux autres glaciations et la période interglaciaire qui les séparait.

Il ne faut pas oublier que deux cycles successifs de rayonnement solaire pourraient durer 500 000 ans ou plus. Le régime interglaciaire ne signifie pas une absence totale de glaciers sur Terre, bien qu'il soit associé à une réduction significative de leur nombre. Si l'hypothèse de Simpson est correcte, elle explique parfaitement l'histoire des glaciations du Pléistocène, mais il n'y a aucune preuve d'une périodicité similaire pour les glaciations pré-Pléistocènes. Par conséquent, soit il faut supposer que le régime de l'activité solaire a changé tout au long de l'histoire géologique de la Terre, soit il est nécessaire de poursuivre la recherche des causes de l'apparition des périodes glaciaires. Il est probable que cela soit dû à l’action combinée de plusieurs facteurs.

Littérature:

Kalesnik S.V. Essais sur la glaciologie. M., 1963
Dyson D.L. Dans le monde de la glace. L., 1966
Tronov M.V. Glaciers et climat. L., 1966
Dictionnaire glaciologique. M., 1984
Dolgushin L.D., Osipova G.B. Glacier. M., 1989
Kotliakov V.M. Monde de neige et de glace. M., 1994