TEMPÉRATURES SUR LE GLOBE
plus disparaître et l’on atteint ainsi une limite des neiges persistantes. Cette ligne n’est point l’isotherme annuelle de 0° et elle dépend de nombreuses influences locales, telles que l’exposition à certains vents, le voisinage de la mer et l'humidité de Patmosphère. Cependant, elle s’abaisse de plus en plus, de l'équateur vers les pôles. Dans les localités indiquées ci-dessous, son altitude est :
Mètres.
Terre François-Joseph............ 0 SDITADÉRS ARE MANS AU, 2e SANT arc 330-460 Sander ne 940
3 1000-1200 (Payer).
Groénland ne te ASIE 800-900 RER d).
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La limite des neiges persistantes représentant la position d’équilibre où la chute de neige annuelle compense exactement la fusion, subit dans une même région, des différences selon l'orientation, la disposition topographique, la pente plus ou moins abrupte du Lerrain, et, dans une même localité, des oscillations en relation avec les variations des saisons; elle ne peut donc point se déterminer avec une rigueur absolue ‘.
Il convient de remarquer que la neige tombe par toutes les températures, si basses qu’elles soient. On en a vu tomber par des froids de — 220 à Moscou et de — 46° à Iakoutsk*. La seule condition est
1 M. E, Richter a résumé les conditions de persistance de la neige sur les montagnes dans un article intitulé : L’altitudine del limite delle nevi nelle Alpi orientali, Cronaca della Soc. Alp. Friul., anno VI e VIII, 4889.
? Vojeikof, Petermann’s Mittheil. Ergänzungh, 1874, in de Lapparent, Traité de géologie, p. 247
la présence de la vapeur d’eau dans les masses d’air qui se refroidissent.
Glaciers. — Un glacier est un fleuve de glace; ses caractères sont essentiellement les mêmes que ceux d’un fleuve d’eau, quoique modifiés par la différence de fluidité existant entre l’eau liquide et l’eau solide ; il coule de sa source vers son embouchure d’un mouvement plus ou moins rapide, selon les circonstances, éprouve des variations dans son débit, creuse son lit et entraîne des matières minérales en fragments provenant de ses rives, et qu'il accumule dans certaines portions de son cours. |
La neige qui tombe en hiver dans les hautes régions s’entasse en masses qui prennent une épaisseur considérable. Les flocons soumis à la pression des couches qui Les recouvrent, éprouvent les effets du regel, et en outre, sont sans cesse mouillés dans leurs moindres interstices par l’eau provenant de la fusion superficielle qui descend et se solidifie de nouveau; ils deviennent ainsi de plus en plus compacts et se transforment en grains de glace désignés sous le nom de névé. La pression augmentant davantage encore, l’air qu'ils contenaient est en partie expulsé, ils se cimentent et constituent une masse de glace d’abord opaque et bulleuse, puis compacte et bleue. La section verticale d’un pareil entassement offre une cohérence croissant de haut en bas, et passe par trois états : la neige pesant environ 85 kilog au mètre cube quand elle est récemment tombée, le névé pesant de 500 à 600 kïlog et la glace encore un peu bulleuse, opaque et laiteuse, première forme de la glace de glacier, pesant de 900 à 960 kilog. Cependant, quel que soit son degré de compacité, la glace de glacier conserve sa structure grenue tandis que tous Les petits cristaux de la glace de lac sont orientés parallèlement entre eux et perpendiculairement à la surface de l'eau où ils ont pris naissance. Il est donc possible dé distinguer avec un appareil polarisant si un morceau de glace provient d'un glacier ou d’un lac.
Par suite de la plasticité de la glace, la masse entassée déborde bientôt hors des limites du bassin qui la contient, en profitant du débouché que lui offre l'ouverture d’une vallée et, obéissant aux lois de la pesanteur, elle descend le long du thalweg. Sir W. Thomson a réussi à reproduire synthétiquement avec de la poix cé mouvement et divers autres phénomènes connexes. La couche de neige et de
névé disparaît à la limite des neiges persistantes, mais la glace plus résistante continue sa marche ; elle trouve dans sa route des températures plus chaudes, s’avance encore, et le glacier ne cesse d'exister que lorsqu'il se fait un équilibre entre la diminution éprouvée par ablation et l'apport de matière fourni sous forme de neige dans les régions d’origine. Ses eaux de fusion donnent alors naissance à un cours d’eau coulant à la surface du sol.
L’ablation est produite par les causes suivantes" :
19 La fusion superficielle due au contact d’un air dont la température moyenne est au-dessus de zéro ;
20 La fusion interne déterminée par la pénétration dans la glace du rayonnement calorifique extérieur ;
30 Une fusion superficielle due à la chaleur latente qui se dégage quand la vapeur d’eau contenue dans l'air vient se condenser sur la surface de la glace ;
49 Une fusion qui s’accomplit à la fois par la surface et dans les interstices de la glace quand la pluie tombe et s’infiltre dans les fissures capillaires ;
50 La fusion de la surface inférieure du glacier appliquée sur un fond rocheux dont la température supérieure à zéro est entretenue par communication avec le foyer de chaleur interne du globe ;
6° Enfin l’évaporation directe de la glace dans un air dont le point de saturation est inférieur à la température de celle-ci.
IL arrive fréquemment que plusieurs glaciers occupant diverses vallées se réunissent entre eux tout comme un fleuve reçoit le long de son cours un certain nombre d’affluents.
La plasticité de la glace communique au glacier un mouvement continu, mais la vitesse éprouve de notables variations. Elle dépend de la pente générale et de la courbure des rives, de l'intervalle compris entre les parois encaissantes qui l’accélère dans les régions étroites ei la ralentit dans les parties élargies. Comme pour les fleuves, le frottement contre les parois la rend plus grande suivant la ligne médiane que sur les bords et moindre au fond qu’à la surface. En été, la vitesse de la Mer de glace varie depuis 0,50 m à Tré-
1 Forel: Écho des Alpes, 4884, p. 22, Bibliothèque universelle de Genève, Archives des sciences, juillet 1881.
laporte jusqu’à 0,90 m au Montanvert *. En ce même point, la vitesse est de 0,61 m sur le bord oriental concave, de 1,03 m au filet du maximum, de 0,85 m au milieu et de 0,27 m seulement sur le bord convexe. Enfin, sur une section verticale de 45 m prise au mont Tacul, Tyndall a mesuré par 24 heures les vitesses de 0,18 m à la surface, 0,135 m à 34 m de profondeur et 0,08 mm au fond.
Les glaciers qui ont le mouvement le plus rapide se trouvent au Groënland, probablement à cause de l’effroyable pression communiquée par la masse de glace continue qui recouvre toute la région. Néanmoins tous les glaciers du Groënland ne présentent point cette particularité. Au glacier de Torsukatak, par 690 50N, en été, M. Helland a constaté un avancement de 10 m par jour; pour celui de Jakobshavn, 19,3 m à 22,5 m en moyenne au milieu et 14,3 m à 45,2 m à 400 m du bord. Hammer a étudié ce dernier glacier dont la pente ne dépasse pas un demi-degré et il a trouvé, en mars et en avril 1880, que, même en cette saison, il possédait une vitesse Journalière de 5,1 m et de 12,6 m à une distance de 282 m et de 875 m du bord. Mais ces cas sont de véritables exceptions car Steenstrup a reconnu, dans les glaciers du district de Julianehaab et Payer, dans ceux de la terre François-Joseph, la même lenteur de marche que dans les glaciers des Alpes”.
La longueur d’un glacier est variable parce qu’elle représente la somme algébrique de deux phénomènes inverses, la chute de la neige qui alimente et l’ablation, l’une et l’autre sous la dépendance de vicissitudes climatériques. L’ablation est d'autant plus énergique que l'altitude diminue davantage ; selon les circonstances, le front du glacier avance, reste immobile ou recule. Mais la marche du glacier étant très lente, ces variations de longueur se manifestent plusieurs années seulement après que les causes qui les ont produites ont cessé d'exister. On croit avoir reconnu une certaine constance, de 10 à 95 ans, selon M. Forel, dans les périodes d’avancement et de recul des glaciers suisses. Le phénomène est très compliqué ; d’ailleurs, il se manifeste souvent en sens inverse à la même époque, dans une même région. Au Groënland, par exemple, où les variations climatériques sont relativement moindres que dans les contrées tempérées,
1 Tyndall, Les Glaciers, p. 80.
2 Supan, Grundzüge der physischen Érdkunde, p. 148.
le D'Rink' a dressé une carte représentant l’état des glaciers en 1850 et il a mesuré la distance de ceux-ci à la mer. En 1875, M. Helland, mesurant de nouveau ces distances, a constaté que le glacier Assakak avait diminué de 249 m dans sa longueur, soit une moyenne de 10 à 11 m par année. D’autre part, le glacier Sorkak, situé au sudouest du précédent, avait au contraire augmenté de plusieurs centaines de mètres et déversait directement sa moraine jusque dans la mer. Si l’un des glaciers a diminué, l’autre a donc augmenté.
Le glacier, dans son mouvement, est soumis à deux forces opposées, la cohésion qui en relie et maintient les diverses parties et Pétirement. Celui-ci change en des points différents et donne lieu à des crevasses. Les unes sont longitudinales et se produisent dans les étranglements du lit où la masse est forcée de réduire sa section; les autres sont transversales ou marginales et font un angle de 300 à 450 avec la rive; elles correspondent à une inégalité, à un ressaut brusque du sol sous-glaciaire ou résultent de la différence des vitesses au centre et sur les bords. En effet, une tranche verticale prend en s’avançant une forme de plus en plus convexe; la glace finit par devenir incapable de supporter l’étirement et elle se brise perpendiculairement à la direction de l'effort exercé. La même courbure se montre encore sur les bandes boueuses entraînées à la surface du glacier.
L'eau provenant de la fusion superficielle se rassemble en ruisseaux qui courent à la surface du glacier et, après un parcours plus ou moins long, s’engouffrent dans une crevasse en formant des sortes de puits cylindriques appelés moulins.
La glace de glaciers se compose de bandes successives de glace rendue blanche et poreuse par les bulles d’air qu’elle renferme et de glace compacte de couleur bleue produite par la compression qui a chassé ces bulles d’air. Dans les régions polaires où la température reste basse et où la fusion est faible, les névés ont plus de peine à se transformer en glace compacte et leur stratification s’aperçoit mieux que dans les contrées tempérées. Mais si pour cette cause les phénomènes de regel ont une tendance à diminuer d'intensité pour de petits glaciers, l’effet de la pression est augmenté dans ceux en communication avec la nappe glaciaire qui recouvre toutes les terres et
1 Delesse et de Lapparent, Revue de géologie, XV, 171.
dont l’énorme masse chasse devant elle les portions périphériques. Il en résulte que la structure en bandes est en général plus apparente dans les glaciers septentrionaux. Au Spitzberg, par exemple, on remarque des veines d’un bleu foncé atteignant 1,50 m d'épaisseur et 9 à 4 m de longueur se croisant dans différentes directions parmi lesquelles domine la direction horizontale.
L’épaisseur d’un glacier dépend du rapport établi entre lalimentation et l’ablation et aussi du profil plus ou moins encaissé de la vallée. La Mer de glace est épaisse d’environ 150 met, dans les régions polaires, on a observé des glaciers de 600 m.
Les parois rocheuses d’un glacier sont détruites par les intempéries atmosphériques et surtout par la gelée ; leurs débris tombent sur la glace et sont emportés par le mouvement de progression du fleuve solide. Ainsi se produisent deux lignes longitudinales de pierres entassées nommées moraines latérales. Lorsque deux glaciers dont chacun possède deux moraines latérales se réunissent, la moraine de rive gauche de l’un, par exemple, se confond avec la moraine de rive droite de l’autre, de sorte qu’en définitive, en aval du confluent, on ne distingue plus que trois moraines. Théoriquement, un glacier possède autant de moraines plus une qu’il a de sources distinctes ; ainsi douze moraines latérales indiqueraient onze sources. Cepen dant, vers le bas, les diverses moraines se confondent de plus en plus par l’éparpillement des blocs qui les composent. Leurs débris viennent s’accumuler en monceau à la base du glacier et donnent lieu à une moraine transversale ou frontale.
Les blocs semés le long du glacier tombent souvent dans les crevasses, arrivent jusqu'au fond et, enchâssés dans la glace, agissent comme autant de burins pour limer le sol sous-glaciaire et le sillonner de stries qui, même après disparition du glacier, servent à faire reconnaître son ancienne existence. En même temps se produit une boue glaciaire qui s’étend en une couche entre la glace et le lit du glacier. Ce mélange de matériaux très fins, boue, gravier et sable accompagnés d’une faible quantité de blocs que le frottement a’a pas encore fait disparaître et qui sont remarquables par leur aspect arrondi et leur surface polie, sillonnée de stries rectilignes parallèles, est la moraine profonde. Les glaciers polaires dont les parois rocheuses, protégées par une couche permanente de neige et de glace, s’usent peu, n’offrent point de moraines latérales toujours présentes,
au contraire, dans les glaciers des régions tempérées, mais ils ne manquent jamais de moraine profonde. Il ne faudrait pourtant pas s’exagérer l'effet d’érosion des glaciers qui ont plutôt usé et poli les aspérités du sol qu’ils n’ont véritablement creusé.
On trouve des glaciers dans toutes les contrées du globe ; dans les Alpes où le plus long glacier, celui d’Aletsch a 20 kilom; en Scandinavie, dans les Pyrénées, le Caucase, le Karakorum où le glacier de Baltoro atteint 58 kilom sur une largeur de 1,5 à 4 kilom et celui de Biafo avec 103 kilom de long, dans l'Amérique du Nord, dans les Andes et en Nouvelle-Zélande.
Les glaciers sont surtout nombreux dans les régions boréales et particulièrement au Groënland où, sur la côte ouest, M. A. Helland en a compté 47 pendant une seule journée de voyage depuis l’embouchure du détroit qui sépare l’île d'Upernivik du continent jusqu’à la base du grand glacier qui occupe l’extrémité du fjord de Kangerdlugssuak. Ils sortent de la nappe de glace qui recouvre tout l'intérieur du Groënland et les alimente à la façon de certains fleuves alimentés par un lac et atteignent la mer par les vallées et les fjords entaillant la ceinture montagneuse qui sert de barrière au continent. Ces derniers jouent donc ainsi le rôle de canaux d’écoulement. Nulle part ailleurs, même en Islande et sauf dans le voisinage du cap Nord en Scandinavie, les glaciers ne descendent jusqu’à la mer.
On connaît la vitesse généralement considérable de leur mouve ment attribuable plus encore à la pression qu’à la pente du terrain. Ils sont plus crevassés excepté dans leur portion inférieure. Quand ils arrivent à la mer, ils se prolongent encore à une certaine distance qui peut être de plusieurs kilomètres, mais comme la densité de la glace est inférieure à celle de l’eau, l’extrémité du glacier est soulevée et donne lieu à des fentes qui détachent ces blocs flottants sur la mer ou icebergs entraînés ensuite par les courants et par le vent vers des régions plus chaudes où ils ne tardent pas à disparaître par fusion. La fig. 99 représente, d’après M. Helland, la section du glacier de Jakobshavn entre la mer et la glace continentale : « J'ai été deux fois témoin de la formation des icebergs, dit cet auteur, dans le fjord de Jakobshavn et dans celui de Torsukatak. Le glacier
1 À. Helland, On the fjords, lakes and cirques in Norway and Greenland, Quart. journ. of the Geol. Soc., 1877, p, 154.
de Jakobshavn ne se brisa qu’une fois en trois jours. Le phénomène (calving, vélage) eut lieu avec un fracas épouvantable et projeta dans les airs d’épais nuages blancs d’eau ou de glace pulvérisée. En même temps, une masse immense de glace faisant partie du front du glacier culbuta sur elle-même en dépassant de beaucoup dans son mouvement le niveau du glacier ; d'énormes blocs réduits en
menus fragments retombèrent à l’état de grêle. Le calving commencé vers le centre, se continua sur les côtés. Une seconde masse se détacha, fila d’abord horizontalement avec une vitesse d'environ un mètre à la seconde puis se divisa. Je ne saurais dire combien d’icebergs furent ainsi produits ; les ruptures s’effectuaient en plusieurs places, les nuages de poussière glacée masquaient la vue et d’anciens icebergs flottant devant le glacier se mettaient eux-mêmes en mouvement chassés par cette gigantesque poussée. La confusion était indescriptible ; le fracas se fit entendre sans interruption pendant une demi-heure et fut brusquement suivi d’un profond silence. Je mesurai la hauteur de l’un de ces icebergs ; il avait 89 m. »
Les chutes successives d’icebergs font que le front d’un glacier aboutissant à la mer se dresse en muraille verticale. Cette explication rendra compte du mur de glace qui limite certaines portions du continent antarctique. Entre le rivage et le front, sur cet espace de mer caché à la vue où le bas du glacier est supporté par l’eau, les sédiments fins adhérant au-dessous de la glace s’accumulent en une terrasse de boue représentant la moraine profonde. Les gros matériaux de surface ne tombent à la mer qu'au moment où la masse se brise pour donner naissance aux icebergs et ils forment à cette place une moraine terminale sous-marine.
M. Helland * a dosé la quantité de boue, d’ailleurs variable avec
! À. Helland, Loc, cit, p. 157.
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