A. GLACIERS DE ROSEGG ET TSCHIERVA (MASSIF DE LA BERNINA

Jonction des moraines latérales. Topographie morainique confuse sur le front du glacier de Rosegg.

Remarquer le profil de la presqu'île rocheuse entre les deux glaciers, jadis recouverte par la glace : épaulenient moutonné, pentes inférieures très raides (surcreusement).

Cliché Gignoux.

B. LE BASSIN TERMINAL (zUNGENBECKEN) DU GLACIER DE LAMMERN (ûBERLAND BERNOIS).

Le glacier s'est retiré au-dessus de la cuvette qu'il a jadis creusée, et où le torrent s'étale sur un fond plat marécageux. Au premier plan, on voit la barre de roches moutonnées (Riegel).

Planche XXVI.

E. de Martonne. Géographie Physique.

Glaciers norvégiens

Cliché Knudsen (Bergen).

A. LE lil'ARBRAE.

Type d'icestroem, langue d'écoulement d'un grand glacier Remarquer le front de glace de l'icefjeld avec ses cas*

Lorveeien ,

Cl i. •lié K

B. LR FOLGEFON.

Surface de Vicefjeld ; à l'arrière-plan, le plateau avec ses formes moutonnées et les profondes vallées nu descendent les ireslrocm .

dsen (Bergen).

Planche XX VII.

Martonne. Géographie Physique.

appliqué. D'immenses champs de glace (isefield), couvrent en Norvège les plateaux qui s'élèvent au-dessus de la limite des neiges éternelles (fig. 287 et pi. XXVII). Des glaciers en descendent dans les vallées voisines (isestrœm) présentant tous les caractères des langues des glaciers alpins. L'absence presque complète de sommets rocheux au-dessus de l'isefîeld

'l:A/ ftAKUTAX BAr

Fig. 288. — Le glacier de Malaspina dans l'Alaska, d'après Russell [16] échelle 1 : 1 040 000.

entraîne la réduction des moraines de surface, mais les moraines profondes sont très abondantes.

Les montagnes de la côte méridionale de l'Alaska forment un centre de glaciation très différent. Au lieu d'une calotte continue couvrant un plateau, on a affaire à de véritables glaciers de vallée de type himalayen, mais si abondamment nourris par les neiges qu'ils débordent des montagnes et viennent s'étaler sur la plaine côtière, confluant en un lobe de glace aplati, Le glacier de Malaspina est le type le plus grandiose de ce curieux genre d'appareil glaciaire, pour lequel on a proposé le nom de glacier de piedmont (piedmont glacier Reid, 17) (fig. 288). Le nom local qui leur conviendrait serait celui de glaciers de type alaskien. A la différence des glaciers

norvégiens, ces glaciers occupent dans la montagne des vallées à versants rocheux et sont abondamment couverts de moraines. Le lobe terminal disparaît sous les débris formant une couche assez épaisse pour nourrir de véritables forêts.

Le contraste des calottes glaciaires de type norvégien et des glaciers de piedmont de type alaskien est dû au relief que possédaient les montagnes avant qu'ils s'y soient établis. D'un côté des plateaux creusés de quelques profondes vallées, probablement une pénéplaine récemment soulevée; de l'autre une véritable chaîne alpine, profondément travaillée par l'érosion. Il y là une indication précieuse que nous devons retenir pour apprécier la part exacte qui revient aux glaciers dans la sculpture des anciennes régions d'extension glaciaire. Si la forme même des glaciers est déterminée par la topographie préglaciaire, à plus forte raison doit-il en être ainsi de leur érosion.

Glaciation régionale. — Les conditions actuelles du climat ne permettent pas d'étudier une véritable glaciation régionale en dehors des contrées polaires. Le Groenland et le Continent Antarctique sont presque entièrement couverts de glace. Une partie de l'Archipel du Spitzberg est dans le même cas. Mais les côtes plates de l'Asie septentrionale, les presqu'îles et îles basses qui prolongent vers le Nord le Continent Américain paraissent, malgré les froids rigoureux qui y régnent, être dépourvues de vrais glaciers. On doit en conclure que l'abaissement de la limite des neiges éternelles jusqu'au voisinage du niveau de la mer n'est pas suffisant pour amener la formation de glaciers; un certain relief est nécessaire. L'altitude de la calotte glaciaire du Groenland, qui dépasse 2 500 m. suppose un socle rocheux atteignant au moins 1 500 m. La même conclusion s'impose pour les plateaux glacés qui entourent le pôle Sud à 3 000 m.

Il semble que le Continent Antarctique soit particulièrement accidenté. On y a trouvé des pics rocheux. On est, pour ainsi dire, en présence d'une hypertrophie de la glaciation de type alaskien. Les barrières de glace flottant sur la mer, qui ont si vivement frappé les premiers explorateurs, sont le front d'immenses lobes de glace débordant sur la plate-forme continentale et comparables aux piedmont-glaciers de l'Alaska. La plus remarquable est la Grande-Barrière de la Discovery, dont le front, haut de 80 m., s'étend sur 900 km. de long, au-dessus d'une mer profonde de 500 m. ; Amundsen et Scott ont montré sa liaison incontestable avec les glaciers continentaux. Le mouvement de ces lobes de glace aplatis est extrêmement lent (1 à 2 m. par an).

La glaciation du Groenland a des caractères un peu différents. On n'a jamais observé d'affleurements rocheux à l'intérieur du continent. Il semble qu'on ait affaire à une glaciation de type norvégien hypertrophiée. Des langues de glace bien individualisées comme les isestrœm norvégiens descendent dans les vallées côtières, laissant apparaître des pitons rocheux entourés de glace (nunataks) et déposant. des débris abondants provenant surtout des moraines internes et profondes. Quelques-uns débouchent dans la mer, au fond de baies, donnant naissance à des icebergs, sous l'influence des marées qui soulèvent et brisent la glace (fig. 289). Leurs moraines tombent au fond ou sont emportées au loin par les icebergs. La vitesse des isestrœm groenlandais est beaucoup plus grande que celle des glaciers alpins (300 à 350 m. par an), tandis que l'isefield qui couvre tout l'intérieur

et est appelé inlandsis, a une vitesse insignifiante (5 à 15 m.) [Drygalski, 18].

Les conditions d'alimentation et d'ablation des glaciers continentaux polaires sont certainement très différentes de celles des glaciers locaux de la zone tempérée. La fusion est insignifiante, étant donnée la température; c'est probablement l'évaporation qui enlève le plus de volume à la glace, en dehors de la formation des icebergs. Les précipitations sont peu abondantes; si bien qu'on a été amené à supposer que l'alimentation doit beaucoup aux givres, notamment au Spitzberg.

D'après Hobbs [9] les grandes calottes glaciaires telles que celles du continent antarctique et du Groenland contribuent à l'entretien d'un régime anticyclonal, avec vents divergents à la surface et convergents dans les couches élevées de l'atmosphère. C'est dans les couches élevées que se ferait la condensation qui fait lentement descendre sur le sol une neige fine; les vents de surface très violents, dispersent cette neige et la répartissent sur toute la surface, en l'accumulant môme à la périphérie. Il est certain

Fig. 289. — Formation des icebergs, d'après Helland.

La ligne pointillée indique le niveau moyen de la mer. L'extrémité du glacier flottant est soulevée par les marées et se brise. La moraine de fond s'étend en avant du front du glacier.

que l'action du vent est très importante sur les glaciers polaires. Au Groenland et sur le continent antarctique, on l'a vu creuser des sillons comparables,en plus grand, aux yardangs désertiques.

Les glaciers polaires sont sujets à des variations, comme ceux de la zone tempérée, et subissent comme eux un recul très favorable à l'observation de leur action morphologique. Les traces d'érosion et les formes d'accumulation glaciaires indiquent une activité un peu différente de celle des glaciers alpins. L'absence à peu près complète d'affleurements rocheux et de berges du lit glaciaire a comme conséquence une usure générale uniforme du sol; toute saillie est moutonnée, toute dépression tend à devenir une cuvette. C'est seulement sur le bord des isestrœm groenlandais qu'on retrouve les formes de sapement des glaciers alpins. Les dépôts de moraines de fond présentent une richesse de formes très grande. Au Groenland, en Islande et même en certains points de l'Alaska, on assiste à la naissance des drumlins, œsar, eskers et autres formes caractéristiques des régions d'inlandsis quaternaire. L'argile fine qui couvre le fond des baies où débouchent les glaciers est l'analogue des dépôts argileux de moraine de fond qui s'étendent sur de grands espaces dans l'Amérique du Nord et l'Europe septentrionale.

Conditions de la glaciation quaternaire. — L'étude des glaciers actuels facilite singulièrement l'intelligence des formes dues à l'ancienne extension des glaciers. Nous avons indiqué les caractères

généraux de cet épisode très récent de l'histoire du globe (ch. vin). Rappelons que l'abaissement de la limite des neiges éternelles est un fait général, sensible dans toutes les parties du globe; mais, suivant le climat et l'altitude, la glaciation a pris des caractères très différents.

En dehors de l'Europe et de l'Amérique du Nord qui ont été en grande partie couvertes par des glaciers continentaux venus du Nord (Scandinavie et territoires voisins de la baie d'Hudson), presque toutes les montagnes de la zone tempérée ont été des centres de glaciation locale, plus étendue dans les climats maritimes et humides, plus restreinte dans les climats continentaux.

Un fait très important est l'existence de variations de la glaciation, si accentuées que le climat s'est rapproché à plusieurs reprises du climat actuel, amenant la disparition plus ou moins complète des glaciers. Le nombre des périodes glaciaires et interglaciaires n'est pas exactement fixé, mais leur existence ne peut plus être mise en doute. Deux conséquences morphologiques capitales peuvent en être tirées : dans les régions de grande extension glaciaire, les périodes de retrait et d'avancée des glaciers ont dû permettre le développement de formes glaciaires semblables à celles des régions de glaciation moins intense; les périodes intergiaciaires ont été des périodes d'érosion normale. La dernière conclusion doit être rapprochée de l'observation que nous avons faite en étudiant les glaciers actuels, dont la forme, et par suite le mode d'action morphologique, sont visiblement déterminés par les caractères du relief auquel il s'accommodent. On voit par là que ce qu'on appelle la topographie glaciaire, c'est-à-dire celle des régions couvertes par la glaciation quaternaire et qui en ont gardé l'empreinte, ne peut être considérée comme l'œuvre des seuls glaciers. Elle doit forcément dépendre du relief préglaciaire, dû à l'érosion normale, conditionnée parles mouvements du sol; elle doit même être en partie l'œuvre des périodes d'érosion interglaciaires [E. de Martonne, 28]. Il est étonnant que cette vérité n'ait pas frappé plus tôt les esprits; on aurait peut-être évité bien des discussions, dans lesquelles les uns tiraient argument des formes inexplicables sans tenir compte de l'action des glaciers, les autres des formes résultant simplement de l'érosion des eaux courantes.

Le relief glaciaire est donc quelque chose de très complexe. Nous essayerons d'en étudier les principaux types, en commençant par les formes les plus simples, qui sont naturellement celles dominant dans les régions de glaciation locale peu étendue, comparable à

celle des Alpes ou de l'Himalaya actuellement. Les Karpates, les Pyrénées, les hauts sommets des Balkans en Europe, la partie méridionale des Montagnes Rocheuses en Amérique, ont connu ce régime et en ont gardé, comme principale empreinte : les cirques et les vallées glaciaires en auge.

Cirques. — Nous avons appris à connaître des glaciers de cirque actuels. La plupart sont, dans les Alpes au moins, adaptés à une forme qu'ils n'ont pas créée, mais dont ils s'accommodent parfaitement. Cette forme est si caractéristique que la langue populaire a

Fig. 290. — Cirques de Pétarel vus de la Navette en Valgaudemar. Dessin d'après une photographie de W. Kilian.

Les trois cirques voisins ont le caractère do niches suspendues au-dessus de la vallée principale. Ils tendent à donner au massif un caractère alpin.

partout un nom pour la désigner : Ouïe dans les Pyrénées, Kar dans les Alpes allemandes, Botn en Scandinavie, Zanoga en pays slaves, Caldare dans les Karpates roumaines, Corry en Ecosse, Civmb à&ns le Pays de Galles. Vu de loin, le cirque glaciaire typique a l'aspect d'une niche, creusée au flanc de la montagne, et suspendue généralement très haut au-dessus des grandes vallées (fig. 290). Vu de près, c'est un amphithéâtre entouré de parois ahruptes, d'où descendent des choulis, et dont le fond est accidenté de roches moutonnées, avec lacs ou marécages indiquant des cuvettes creusées dans le roc.

Le cirque dérive certainement d'une forme en creux préglaciaire, qui a dû être le plus souvent un bassin de réception torrentiel. La transformation étant parfois incomplète, on s'explique la coni'usion souvent faite entre deux formes dont l'une dérive de l'autre. Schématiquement le bassin de réception torrentiel peut être représenté par une moitié d'entonnoir, les lignes de plus grande pente convergeant vers le tuyau, représenté par le canal

d'écoulement; le cirque typique par une moitié de bassin circulaire, les lignes de plus grande pente s'appuyant sur le bord du fond plat [E de M., 28]. Pour passer de la première forme à la seconde il a fallu que les parois reculent, et que le creusement soit arrêté à la partie supérieure du canal d'écoulement. Ce travail s'explique aisément par l'action d'un glacier local dont le névé occupe le bassin de réception torrentiel. Le recul des parois est dû au sapement, qui se produit toujours sur le bord du lit glaciaire (p. 625) et à l'écroulement des rochers dominant leglacier, qui sont soumis à l'attaque des intempéries, si active dans la zone des neiges éternelles. Les traces d'érosion glaciaire sont assez évidentes sur le fond du

Fig. 291. — Schéma de la transformation du bassin de réception torrentiel en cirqua. A gauche le torrent; à droite le cirque.

cirque pour qu'on ne puisse mettre en doute son efficacité. Elle devait forcément être moins intense à l'origine du canal d'écoulement, soit que le glacier, très peu étendu, vînt se terminer là, perdant toute force d'érosion; soit que, descendant jusqu'à la vallée voisine, il ait formé en ce point, par suite de l'étranglement et de la rupture de pente, une cascade de séracs: l'avantage que la vitesse plus grande semblait devoir assurer à l'érosion était, dans ce cas, largement compensé par la diminution d'épaisseur, les cassures, les glissements, et les défauts d'adhérence [28]. Dans les deux cas, on s'explique la formation de cuvettes fermées au milieu du cirque, puisque c'est évidemment là que l'érosion devait-être la plus intense.

Ce sont les cirques qui donnent leur caractère aux montagnes affectées par la glaciation locale quaternaire. Là où ils manquent on ne retrouve pas, quelle que soit l'altitude, les aspects de la haute montagne.

Leur présence prête même à des sommets peu élevés un aspect alpin. Dans les Karpates méridionales, les Vosges, la Forêt Noire, les Pyrénées, la Sierra Nevada de Californie, etc., les cirques entaillant de hautes plates-formes en rompent la monotonie. S'ils sont^ assez rapprochés, et également développés sur deux versants opposés ; ils rongent en quelque sorte la montagne ne laissant sub-

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