A. RÉGION D'ALIMENTATION ET COMMENCEMENT DE LA RÉGION D'ÉCOULEMENT

DU GLACIER d'aRGENTIERE (MON! BLANC).

L'apparition des moraines de surface marque à peu pics la limite du névé.

Remarquer les crûtes aiguës séparant les glaciers affluents ; leurs formes hardies sont dues à la décomposition mécanique, dont on a un exemple au premier plan, à gauche.

Cliché Gignoux.

EXTRÉMITÉ DU GLACIER d'aRGENTIERE, TYPE DE GRAND GLACIER ALPIN EN DÉCRUE.

Le vaste amphithéâtre formé par les moraines frontales et latérales, aux crêtes encore aiguës, donne la mesure du recul. La langue terminale, crevassée et réduite, découvre un seuil de roches moutonnées, buriné par les torrents glaciaires. Plus haut, l'abaissement du niveau de la glace permet de reconnaître (particulièrement à gauche), la berge à pic du lit du glacier (surcreusement contemporain).

Planche XXIII.

blocs rocheux, cailloux, sable et boue, varie suivant la nature des roches qui forment le lit du glacier. Mais on trouve toujours des blocs striés. Au contraire les moraines latérales et terminales sont difficiles à reconnaître, même pour le géologue le plus exercé, lorsque l'érosion a commencé à les attaquer, car leur structure interne diffère peu de celle des éboulis et elles ne contiennent pas de blocs striés, sauf sur le bord des grands glaciers, où les moraines de surface peuvent être en partie des moraines internes réapparues.

Conditions de mouvement des glaciers. — La transformation de la neige en glace compacte et l'écoulement de cette masse rigide entraînant les débris tombés de la montagne et rabotant son lit, sont

Fig. 283. — Diagramme représentant les transformations des couches du névé en feuillets de glace plissés, d'après H. Crammer.

On a représenté une série de blocs du glacier, depuis le névé (A) jusqu'à l'extrémité de la langue (D). En B passage du névé à la région d'écoulement (surface bombée succédant à la surface concave).

les conditions même de l'existence des glaciers. L'intelligence de ces faits n'a été acquise qu'au prix de longues recherches sur le terrain et d'expériences de laboratoire.

On a reconnu d'abord que le travail accompli dans le névé aboutit à la formation d'une glace entièrement différente de la glace formée par la congélation de l'eau. La neige fraîchement tombée est composée de fines aiguilles de glace séparées par de l'air. La fusion partielle suivie de regel et le tassement sous le poids des nouvelles couches tombées éliminent l'air et transforment peu à peu la neige en un conglomérat de grains de glace translucides. Ces grains augmentent de dimensions progressivement vers l'aval. A la limite inférieure du névé, on a une glace compacte en apparence, mais où la fusion à l'air libre révèle l'existence de grains étroitement encastrés l'un dans l'autre. Le microscope montre que chaque grain est un individu cristallographique, possédant un axe optique.

E. de Martonne, Géographie physique. -40

Comment une pareille roche peut-elle couler comme une matière plastique?

On a noté depuis longtemps que cette plasticité est loin d'être parfaite. Les crevasses en sont un témoignage. Elles se produisent partout où la vitesse augmente par suite d'un changement de pente (pi. XXIV, A). Dans la région d'ablation les crevasses élargies par la fusion donnent les blocs étranges connus sous le nom de Séracs. Les crevasses peuvent intéresser toute la masse du glacier. Elles se referment, lorsque les tensions qui leur ont donné naissance cessent, mais la suture reste toujours un plan de discontinuité le long duquel se produisent des glissements. On a reconnu dans certains cas des apparences semblables aux charriages des couches géologiques dans les chaînes de montagnes plissées.

Abstraction faite des crevasses, la masse du glacier n'est nullement homogène. Elle est formée de couches ou feuillets (Bldtter), nettement visibles dans la langue, surtout au voisinage de l'extrémité. Ces feuillets se

Fig. 284.— Vitesses annuelles, exprimées en mètres, à la surface du glacier de l'Hintereis,

d'après Hess.

Les traits fins représentent les courbes de niveau de 100 en 100 m. — Les traits gras interrompus

joignent les points de même vitesse. — La ligne formée de croix représente le lieu des vitesses

maxima (équivalent du fil de l'eau dans une rivière).

distinguent déjà dans les crevasses du névé, à leur couleur blanche ou bleue suivant la proportion d'air contenue dans les grains. Ils sont, de plus, souvent séparés par une couche de fines poussières. On admet qu'ils correspondent aux couches annuellement formées dans le névé d'un été à l'autre. Horizontales ou légèrement concaves dans le névé, ces couches sont comprimées en passant dans la langue plus étroite, et plissées, comme le montre le diagramme (fig. 283); en sorte qu'elles affleurent verticalement sur le front du glacier et obliquement à la surface et sur les bords. Un mouvement de glissement se produit entre chaque feuillet, favorisé par la couche de poussière fine [Crammer, 5].

Ces observations ne suffisent pas à expliquer le mouvement d'ensemble du glacier, dont elles révèlent seulement des particularités. Les glissements le long des crevasses ou des feuillets sont produits par la déformation de toute la masse, qui jouit d'une sorte de fluidité.

On le comprendra si l'on songe à la pression formidable exercée continuellement par l'accumulation de la glace dans le névé. Tout corps, si rigide

Mouvement et Erosion des Glaciers

Cliché M. Zimmer A. — LK GLACIER DES liOlS MASSIF DU MONT BLANC). L'accélération du mouvement de la glace avec l'augmentation de la pente se traduit

par les crevasses transversales du second plan et les

du premier pian

Cliché Gignoux.

B. — POLI GLACIAIRE AVEC STRIES ET CANNELURES AU BORD DU GLACIER DE GRINDELWALD.

Planche XXIV.

E. de Mabtonne. Géographie Physique.

qu'il soit, devient plastique lorsqu'il est soumis à des pressions continues et considérables. Le fer et tous les métaux coulent comme la cire fondue sous l'influence de pressions suffisamment fortes et suffisamment prolongées. Des expériences précises [Hess, 4] ont permis d'étudier exactement les conditions de déformation de la glace. Son état dans le glacier est celui que le physicien Maxwell avait défini par l'expression de fluide visqueux.

Les observations faites sur un grand nombre de glaciers alpins confirment les lois établies par Finsterwalder [Hess, 4]. La glace coule réellement comme une pâte visqueuse, collant à son lit, en sorte que la vitesse diminue notablement sur les bords et en profondeur. La vitesse à la surface atteint sa plus grande valeur dans la langue; elle diminue très rapidement à l'extrémité, où la fusion réduit de plus en plus l'épaisseur; elle dépend à la fois de la pente superficielle et de l'épaisseur du glacier (fig. 284).

Variations glaciaires. Formes de retrait. — En même temps que l'on apprenait à connaître les lois du mouvement des glaciers alpins, on a pu préciser par des mesures leurs variations d'extension, et essayer d'en expliquer les causes [6, 7, 8]. On jugera de l'ampleur du phénomène par l'exemple du glacier du Rhône, que les dessins faits au milieu du xixe siècle représentent couvrant l'emplacement actuel de l'Hôtel de Gletsch, ou par celui du Glacier des Bois dont l'extrémité, actuellement réduite à une langue étroite abritée dans une gorge du gradin de front glaciaire des Mottets, s'avançait dans la vallée de Chamonix jusqu'au village des Tines.

Le recul des glaciers n'a nullement été continu pendant le xixe siècle. Il y a eu en réalité toute une série d'oscillations suivant celles de l'enneigement et en rapport avec les variations du climat. Les périodes de maximum d'extension se placent vers 1814, 1835 et 1870-80.

La fin du xixe siècle et le commencement du xxe correspondent à un des minima les plus marqués qui soient connus. Le recul des glaciers a permis de faire des constatations qui n'étaient pas possibles au moment de leur grande extension et qui sont du plus grand intérêt pour faire comprendre la nature du travail exercé par le glacier sur son lit rocheux.

Les rochers couverts de glace il y a peu de temps apparaissent, sur le bord ou à l'extrémité du glacier, polis et sillonnés de stries semblables à celles des cailloux de moraine de fond (pi. XXIV, B). Parfois on trouve de véritables cannelures profondes de 50 cm. et absolument rectilignes. Ces indices certains du passage du glacier, agissant comme un polissoir qui présenterait quelques aspérités, s'observent surtout sur les roches massives. La surface des roches schisteuses et diaclasées est souvent au contraire rugueuse, comme si des éclats en avaient été arrachés (érosion par éclatement de Bal tzer).

A l'extrémité du glacier, les roches polies ont souvent l'aspect de croupes arrondies striées surtout du côté amont. Ces roches moutonnées (Rundhôcker en allemand) sont considérées comme un des signes les plus certains du passage des glaciers. Des cuvettes dans le roc avec de petits lacs se trouvent entre les roches moutonnées.

Tout l'ensemble du lit glaciaire abandonné forme parfois un bassin fermé vers l'aval par une sorte de barre, que le torrent scie en une gorge étroite, après avoir divagué sur une plaine alluviale marécageuse (pi. XXVI, B). Les noms de Plan dans les Alpes françaises, de Boden dans les Alpes allemandes, sont souvent donnés à ces dépressions, qui rappellent, en plus petit, les bassins terminaux (Zungenbecken) des anciens glaciers quaternaires (v. p. 643). Au-dessus, le glacier apparaît suspendu sur le bord d'un gradin; et, lorsqu'il s'est retiré jusqu'au milieu ou en haut de l'escarpement, on voit que le lit rocheux est ici attaqué, souvent en plusieurs points, par des gorges profondes, véritables traits de scie, dus évidemment à Faction des eaux de fonte. Le gradin de front glaciaire, avec ses gorges, est un fait aussi caractéristique de la topographie glaciaire alpine actuelle, que les plans ou Boden. Ni l'un ni l'autre ne doivent être négligés, si l'on veut comprendre le mécanisme de l'usure du lit glaciaire et, par suite, l'œuvre des grands glaciers pléistocènes.

Lois de l'érosion glaciaire. — L'étude des conditions de mouvement des glaciers et des faits révélés par leur recul fournit les éléments pour apprécier à sa juste valeur l'érosion glaciaire. On aurait peine à comprendre que quelques-uns des observateurs les plus attentifs des glaciers alpins en aient contesté l'efficacité [Heim, 3], si d'autres n'en avaient, par contre, exagéré singulièrement la puissance [Hess, 4]. La discusion, qui divise profondément géologues et géographes, a été soulevée surtout par l'interprétation des formes attribuées à l'action des anciens glaciers. Elle aurait gagné à être d'abord portée, comme nous allons le faire, sur le terrain des faits actuels.

L'observation attentive des lits glaciaires récemment abandonnés montre l'inanité du conflit entre ceux qui considèrent les glaciers comme protecteurs du relief, et ceux qui y voient au contraire des agents d'érosion puissants. Les traces d'érosion glaciaire (stries, cannelures, surfaces éclatées) sont réparties très inégalement, indiquant que le glacier érode réellement en certains points, et protège au contraire plutôt en certains autres. Cette répartition n'est pas capricieuse : les traces d'érosion sont généralement plus rares sur les gradins, où l'action dominante est, dans le cas des gradins de front glaciaire, celle des torrents sous-glaciaires creusant des sillons

étroits et limités; elles sont plus nombreuses au pied de ces gradins. Elles sont particulièrement frappantes sur le bord du lit glaciaire. L'usure du lit est donc réelle, mais varie dans le sens longitudinal et transversal.

Il y a une tendance à l'élargissement du lit par un sapement latéral, tout à fait évidente là où le glacier s'est récemment abaissé (glacier d'Argentière, pi. XXIII, B; glacier du Zemmgrund, fig. 285) — Dans le sens longitudinal, ce n'est pas là où la pente est la plus forte, mais là où elle varie le plus que l'usure est le plus manifeste.

Ces indications précises seraient difficilement intelligibles si l'on n'avait

Fig. 285. — Panorama des glaciers du Zemmgrund (Ôtztal) montrant les effets parallèles de l'érosion glaciaire à l'époque quaternaire et à l'époque actuelle. Dessin d'après une photographie.

FF, niveau de la glaciation quaternaire (les deux glaciers se rejoignaient, le piton rocheux escarpé formait un nunatak); — DG-, épaulement quaternaire; DA, GBC, pentes moutonnées et polies du lit quaternaire; — ABC, niveau maximum de la glaciation actuelle (indice de sapement; en dessous, roches moutonnées recouvertes en partie par les éboulis.

recours à la théorie du mouvement des glaciers, qui peut expliquer les variations de l'intensité du frottement et par suite de l'usure du lit.

Le frottement du glacier sur son lit dépend de la vitesse, de la pression et de l'adhérence, c'est-à-dire du contact plus ou moins étroit de la glace avec la roche. La vitesse est très faible, comparée à celle des cours d'eau (maximum moyen 50 m. par an à l'Hintereis, maxima les plus élevés 97 mau glacier du Rhône, 176 m. à la Mer de Glace) et l'on a constaté plus d'une fois que la glace perd souvent contact avec le fond du lit. On n'en doit pas conclure que l'érosion glaciaire soit négligeable, car si la vitesse est faible, la pression est énorme, vu la grande épaisseur qu'atteignent les glaciers alpins (300 m. à l'Hintereis d'après les sondages de Hess); et le contact imparfait explique seulement que l'usure soit très inégale. Les crevasses et les glissements qui en résultent contribuent à diminuer localement le frottement sur le lit; or Ton sait que c'est aux points où la pente est la plus forte et par conséquent la vitesse la plus grande qu'elles se produisent.

En discutant d'après les données tirées de l'observation des glaciers les

mieux connus les variations de tous ces facteurs, on arrive aux conclusions suivantes [E. de Martonne, 10] :

Le frottement atteint sa valeur maximum, non pas aux points où la pente est la plus forte, mais au-dessus et au-dessous de ces points; il devient à peu près nul au voisinage de l'extrémité de la langue. Le résultat doit être forcément le creusement de bassins fermés dans le lit glaciaire, comme le montre la figure 286. Cette conclusion n'a rien d'étonnant, si l'on songe qu'il y a aussi des cuvettes dans les lits des cours d'eau, comme on peut le constater dans les torrents à sec. Elle nous sera précieuse pour expliquer les lacs, si communs dans les régions occupées par les anciens glaciers. Elle rend compte de toutes les constatations faites dans les parties récemment abandonnées par les glaciers en recul.

Mais le frottement n'est pas la seule cause de dégradation du lit du glacier. Les eaux de fonte forment des torrents, qui creusent, comme nous

Fig. 286. — Profil schématique d'un glacier alpin et de son lit, montrant les ruptures de pente crevassées, et l'érosion inégale du lit (le pointillé indique les parties érodées suivant la théorie).

l'avons vu, des gorges étroites sur les gradins de front glaciaires. Elles pénètrent partout dans les diaclases et les plans de schistosité faisant, lorsqu'elles gèlent, éclater les roches les plus dures; le glacier n'a plus qu'à entraîner les débris, qu'il incorpore à la moraine de fond et dont il se sert pour strier les surfaces lisses, ou arracher de nouveaux éclats. On a reconnu que la pression entretenait dans toute la masse du glacier la température de fusion ; il y a donc partout des eaux de fonte, mais elles sont naturellement plus abondantes sur le bord du glacier. C'est là que la roche, avec laquelle le glacier perd souvent contact, est le plus exposée aux alternatives de gel et de dégel. On doit y voir la véritable raison de l'apparence de sapement sur le bord du lit, dont le travail direct du glacier n'est pas seul responsable.

En résumé, l'érosion des glaciers alpins est limitée par la nature même de leurs mouvements, qui sont ceux d'un fluide visqueux, s'écoulant très lentement, grâce à des déformations internes accompagnées de cassures. Elle n'en est pas moins réelle, mais très inégale. Elle résulte à la fois du frottement, plus fort au voisinage des ruptures de pente, de l'action des eaux de fonte et du gel, sensible

Planche XXV.

E. de Martonne. Géographie Physique.

surtout sur les bords. Elle conduit à l'élargissement du lit et au creusement de cuvettes à contre-pente.

Ces conclusions pourront être étendues à tous les glaciers, y compris les glaciers quaternaires, à condition de se rendre compte de leurs différences avec les glaciers alpins.

Différents types de glaciers. — Les glaciers alpins actuels sont des glaciers locaux, formés dans une région où la limite des neiges éternelles est très élevée, grâce à la présence de hautes montagnes. Dans les régions froides, où la limite des neiges éternelles est très basse, la moindre élévation donne naissance à de vastes calottes glaciaires couvrant toute ia surface du sol. Ces deux types de glaciation sont essentiellement différents par l'aspect qu'ils impriment au paysage, et les transformations du relief qui en résultent. La glaciation locale est généralement limitée aux hautes montagnes; la glaciation régionale peut couvrir des continents entiers (Groenland). C'est ce qui a fait proposer de distinguer les glaciers de montagne et les glaciers continentaux [Hobbs, 9].

Glaciation locale. — Le glacier alpin que nous avons pris comme exemple, pour faire comprendre les particularités les plus générales d'un appareil glaciaire, est un type de glacier local de dimensions moyennes où le névé et la région d'écoulement sont également bien développés. Le glacier d'écoulement serpentant généralement dans une vallée dominée par des versants rocheux, l'ensemble d'un appareil glaciaire de ce genre mérite le nom de glacier de vallée.

Il y a des glaciers de vallée simples; c'est le cas le plus fréquent dans les Alpes. D'autres, recevant des glaciers affluents, méritent le nom de glaciers composés. Seuls les plus hauts massifs des Alpes en offrent des exemples (Mont Blanc, Alpes Bernoises, Mont Rose). Dans le Caucase et l'Himalaya ce type est beaucoup plus commun; en sorte que, si l'on désire un nom local pour les deux types de glaciers de vallée, on peut les appeler glaciers de type alpin et glaciers de type himalayen.

La longueur des glaciers composés, ou de type himalayen, peut atteindre 30 à 50 kilomètres; à l'extrémité, la fusion est si intense, que la surface est souvent entièrement cachée sous les moraines. L'étendue des versants rocheux est relativement réduite, les pics entourés de tous côtés par la glace ont une forme caractéristique.

Il y a dans les Alpes beaucoup de glaciers moins étendus que les glaciers de vallée et limités à peu près au névé. Les uns occupent des amphithéâtres semblables à ceux d'où descendent souvent les glaciers de vallée dans les chaînes les plus hautes; ce sont les glaciers de cirque. Les autres se tiennent sur des plateaux élevés (glaciers de plateau). Le premier type est trop commun pour qu'il soit nécessaire d'en citer d'exemple; le second, plus rare, a cependant un excellent représentant dans les Alpes du Dauphiné, c'est le glacier du Mont de Lans, près de La Grave, dans le massif du Pelvoux. La prédominance des glaciers de cirque dans les Pyrénées a fait

qu'ils ont été souvent décrits sous le nom de glaciers pyrénéens. Pourtant les glaciers de plateau sont presque aussi communs dans cette chaîne. Les deux types sont fréquents dans les montagnes des régions sèches, où la limite des neiges éternelles est très élevée, notamment dans les Montagnes Rocheuses. Les glaciers de cirque et les glaciers de plateau sont également

Fig. 287. — La région de Jostedal d'après la carte de Norvège au 1 : 100 000.

Les courbes sont purement représentatives. — ISIsefield le plus étendu est le Jostedalsbrae (point culminant 2 038 m.) d'où descendent daûs les vallées un grand nombre d'isestreem; Ht, Stegelholten ; K, Kaupebrae; T, Tunsbergdalsbrae; A. Austerdalsbrae ; S, Supheilebrae ; B, Briksdalsbrae ; Aa, Aabrekkebrae. — On remarquera la similitude complète des vallées, qu elles soient occupées ou non par des lacs, ou changées en fiords par l'invasion des eaux marines; remarquer aussi les cols insignifiants qui séparent souvent deux bassins voisins.

pauvres en moraine de fond; mais les premiers sont extraordinairement riches en moraines de surface, provenant des escarpements qui les dominent et en moraines frontales, qui en dérivent.

A ces types de glaciation locale réduite, on peut opposer deux types de glaciation locale plus étendue qui font la transition aux types de glaciation régionale.

Le premier est celui des calottes glaciaires locales, bien représenté en Norvège, d'où le nom de glaciers de type norvégien, qui leur est souvent

Creusement et Accumulation par les Glaciers actuels

Cliché Wehrli (Zurich).