RÉGIME VARIABLE BEI GLACIER

Élément f« «lit rt^jcinir d*un glacier. Importance des champs de névé. —

Jusqu^ici nous .»v.»ns supposé, pour plus de simplicité, qu'il y avait un rapport constant *»nlrf laliinenlalion et l'ablation et qu'ainsi le volume d'un glacier demeurait invMri;ihl«*. Tel n'est pas le cas en réalité. La distribution des précipitations atmosphéii.|iu's est loin d'être uniforme et la température, bien que, depuis un grand iiouiIh»- il'années, sa moyenne so montre constante en chaque lieu, peut être Uni inéî^al.'nient répartie entre les diverses saisons. De là, dans les deux facteurs dfSfjM«'l> »li'pend le volume d'un gl icier, des variations continuelles qui réagissent sur «••• \olume et entraînent, par conséquent, de fréquents changements à la fois d;iM> l'épaisseur du glacier et dans la situation de son extrémilé libi-e. Ces déMiii«'rs changements sont de beaucoup les plus sensibles et l'observation établit «pM-, depuis les temps historiques, les glaciers ont été soumis à de continuelh's i»scillations, assez rapides pour qu'un intervalle de vingt ans pe;metle de coMslat>r. sur leur extrémité, des déplacements d'un kilomètre.

Avant d't'\aiiiiin»r ce que nous apprennent à cet égard, soit la tradition, soit une observciljoji ><i«'ntifique qui, malheureusement, remonte à peine à quelques années, ch^^nhons à nous rendre un compte exact des éléments propres à déterminer le rèij'nnc d'un glacier.

En premi»^r li^n. Talimentation dépend exclusivement de la quantité de neige tombée et nu i une c'est en hiver que les précipitations atmosphériques affectent, d'tine maniéiv permanente, la forme neigeuse, il suit de là que des hivere pluvieux dans l»'s ttrres basses, neigeux sur les cimes, sont ce qui convient le mieux à Talimentaiion \y^ champs de névé. De tels hivers devront donc se traduire par une augmentation dans le volume des glaciei*s. Mais celte augmentation se manifestera suivant les cas, dans des proportions différentes et avec une rapidité variable, mêm»' «Ml sjipposant que les circonstances de l'ablation soient partout identiques. Kn » nvi, c'est à l'origine d'un glacier, supposé parvenu à ce que nous appelleroii> son état moyen, que l'influence d'un excès de névé doit commencer à se fair»' sentir. Or si l'on tient compte de la lenteur avec laquelle. chemine la glH4->*. «mi admettant même que cet excès de névé, par le supplément de pression qu'il »'\erce à l'amont, augmente un peu la vitesse de progression, on reconnaîtra qu'il faut au moins plusieurs années pour que l'extrémité libre du glacier, toujours soumise, par hypothèse, aux mêmes actions calorifiques, en reçoive une iiii|>ulsion sensible. 11 est vrai que des hivers neigeux augmenteront

aussi, dans toute sa longueur, Tépaisseur du glacier par Taddition de couches superficielles et lui donneront par là une force plus grande. Mais l'effel qui en résultera ne peut être qu'une fraction de celui que déterminerait la convergence des névés accumulés sur toute l'étendue du cirque ou bassin de réception. L'action sera donc lente à se faire sentir ; en revanche, une fois produite, elle devra se poursuivre pendant une période assez longue, proportionnelle à Timporlance de l'excès de névé, c'est-à-dire à l'étendue du champ de réception.

Ainsi un large champ de névé agit, sur le glacier qu'il alimente, comme un régulateur. Il amortit les effets des brusques variations climatériques en les répartissant sur une plus longue période, absolument comme un grand lac assure la stabilité du régime d'une rivière ou comme une nappe souterraine étendue maintient, même contre une sécheresse prolongée, la constance des sources. D'où l'on peut inférer que, toutes choses égales d'ailleurs, ceux-là, parmi les glaciers, auront le régime le plus constant qui seront alimentés par les bassins de névé les plus considérables. La môme conclusion s'applique, évidemment, aux glaciers qui reçoivent un grand nombre d'affluents, puisque chacun d'eux leur apporte le tribut d'un champ de névé. En résumé, toute augmentation dans les précipitations hivernales se traduira par une progression de l'extrémité du glacier, d'autant plus lente à se produire, mais aussi d'autant plus apte à persister, que le volume du glacier, proportionnel à l'importance des champs de neige, sei'a plus considérable.

11 résulte des observations de Hugi, récemment reproduites par M. Forel (1), que, pour le glacier de Grindelwald, \ereiard de la période, c'est-à-dire le temps qui s'écoule entre la chute d'un excès de névé et la progression de l'extrémité, est d'environ 20 ans. Ainsi le Pfarrbuch de Grindelwald enregistre de grandes neiges vers 1565 et c'est en 1585 seulement qu'a eu lieu la progression. Le maximum des chutes de neige s'étant produit en 1572, ce n'est qu'en 1595 que le glacier a atteint sa plus grande longueur. M. Forel pense que le recul actuel des glaciers suisses peut tenir à une période sèche oui s'est terminée en 183H.

¥ariatioiis ée l'ablation. — Quant aux variations de l'ablation, l'analyse en est plus délicate. L élément principal est la chaleur et c'est en été que la puissance des radiations atteint son maximum ; un excès de chaleur pendant la saison cliaude entraînera donc, dans les glaciers, une diminution qui se fera sentir sui' toute leur surface, directement atteinte par le soleil, comme sur l'extrémité libre. Cette diminution sera d'ailleurs immédiate; car, à l'inverse d'un excès d'alimentation, qui ne peut agir utilement qu'à l'origine du glacier, un excès d'ablation sera d'autant plus efficace qu'il s'attaquera à des parties plus éloignées de la région des neiges. Aussi, sur un glacier faiblement alimenté, une saison très chaude pourra déterminer de suite un recul rapide de l'extrémité libre, tandis que, sur une masse entretenue par un cirque étendu, elle ne pourra géné-

(4) E««at iur les variations périodiques des Gf aciers. — Extrait de la Dibliolh. vniv. de Génère j Archives des sciences, juillet 1881.

ralement, du moins au début, qu'atténuer la progression causée par des hivers antérieurs ou, si le glacier était déjà stable, lui imprimer un très léger mouvement de recul.

Mais Tablation ne dépend pas seulement de la chaleur. L'effet utile des rayons calorifiques varie beaucoup suivant les circonstances locales. Déjà nous avons fait ressortir l'influence protectrice qu'exercent les grosses pierres accumulées «ur la surface d'un glacier, tandis qu'au contraire les menus débris en activent la fusion. Un glacier assez encaissé pour être presque entièrement recouvert par sa moraine sera donc beaucoup moins sensible qu'un autre aux variations de l'ablation; de telle sorte que, si la moyenne des précipitations hivernales ne change pas, l'excès de la chaleur estivale pourra ne l'mlluencer que dans une très faible mesure. C'est le cas du glacier de l'Aar qui, sur une longueur de 3600 mètres à partir de son extrémité inférieure, ne présente que 66 hectares de glace découverte, tandis que 280 hectares sont cachés sous les moraines.

L'orientation mérite aussi d'être considérée ; tel glacier, tourné au midi ou à l'ouest et librement exposé aux vents du sud, fondra plus rapidement, à la suite d'une série d'étés chauds et secs, qu'un autre descendant au nord ou à l'est et garanti par de hautes crêtes contre les vents qui amènent la chaleur. Enfin la fréquence des brouillards, résultat de la configuration topographique, viendra atténuer, dans certains cas, l'intensité de l'ablation.

Biscordaace de placiers Toislns. — Pourtous ces motifs, un même ensemble de circonstances atmosphériques peut quelquefois se traduire de manières très différentes sur les glaciers qui descendent d'un même massif montagneux. Par exemple, il arrive quelquefois que deux glaciers voisins offrent une discordance dans leurs mouvements, l'un étant en voie de progression, tandis que l'autre est en voie ae recul. Tel est e cas qui s est présente en Suisse, pendant 15 années, pour les deux glaciers de Corner et de Findelen, que sépare seulement la crête du RifFelhom et du Cornergrat. Le premier s'avançait encore dans sa vallée en 1859, tandis que le second avait commencé à reculer dès 1854. Mais, comme l'a fait remarquer M. Gruner (1), ce désaccord n'était qu'apparent et témoignait simplement de l'inégale sensibilité des deux glaciers, dont l'un était en retard sur l'autre. En effet, celui de Corner possède un bassin d'alimentation très étendu et, de plus, il est assez encaissé pour être presque entièrement recouvert par sa moraine. C'est pourquoi, tandis qu'il est capable de traduire, pendant une assez longue période, l'influence d'une suite d'hivers neigeux, l'ablation a peu de prise sur lui. Au contraire, le glacier de Findelen est de dimensions restreintes et mal défendu contre le soleil, tant par son orientation que par l'absence de débris protecteurs à sa surface. Aussi est il beaucoup plus sensible aux variations du climat. Du reste, après une longue période d'avancement, à la fin de laquelle le taux de la progression avait fini par devenir insignifiant, le glacier de Corner

(4) BulL de la Soc, géol, de France, Z* série, IV, p. 73.

commençait, en 1860, une marche rétrograde qui dès 1866 était nettement accusée et avait atteint, en 1875, des proportions considérables, en i-apport, selon M. Gruner, avec la diminution constatée par M. Plantamour (1), de 1861 à 1875, dans les précipitations hivernales de la Suisse. Il est d'ailleurs probable que s'il survenait un changement inverse, la progression du glacier de Gorner serait en retard sur celle de son voisin, beaucoup plus impressionnable ^ si l'on peut s'exprimer ainsi.

D'après les obscnations de M. Forel (2), il peut y avoir vingt ans de diférenee i^ntre les commencements d'une période de recul ou de progression pour les divers glaciei^ suisses. Le recul des glaciers du mont Blanc ayant commencé en 1854, le glacier du Rhône n*a reculé qu'en 1857, celui d'Alelsch qu'en 1860 et celui de l'Unleraar qu'en 1871. Mais de 1872 à 187i, tous les glaciei^s de la Suisse, sans exception, ont été en voie de recul, de môme que tous aussi s'avançaient ensemble en 1817 et 1818, ce qui i)rouve bien que leurs mouvemenb^ sont réglés par une cause d'ensemble, mais dont tous ne ressentent pas également vite l'influence.

EfTcts de la convergence des glaeiem. — Il est une autre circonstance qui peut singulièrement accentuer les effets d'un changement de régime: c'est le cas où plusieurs glaciers, auparavant indépendants, viennent à se souder par leurs extrémités inférieures, par suite de la convergence de leurs vallées. Les conséquences de cette réunion, finit de la disposition topographique du bassin, ont été très bien analysées par M. Cézanne (o), à qui nous empruntons les considérations qui vont suivre :

De même que plusieurs rivières, en se réunissant, forment un cours d'eau dont la largeur est moindre que la somme des largeurs des affluents, de même la réunion de plusieurs glaciers donne une niasse totale dont la dimension transversale est sensiblement inférieure à la somme des dimensions de chacun. Ainsi le glacier du Géant, au mont Blanc, qui a 1036 mètres de largeur, donne, après sa léunionavec celui du Léchaud (754 mètres) et celui du Talèfre (583 mètres), la mer de Glace qui, à TrélapoHe, a seulement 816 mètres (4), soit un tiers de la somme des largeurs composantes. En ce même point, on peut s'assurer que la largeur du glacier du Léchaud, telle qu'il est aisé de l'estimer par la position des moraines, est réduite au sixième de sa valeur primitive. Naturellement, cette réduction a pour conséquence une augmentation correspondante de la vitesse et de la profondeur du courant de glace. En même temps, la masse tot^ilc, devenue plus profonde, est mieux protégée contre l'ablation qui ne s'exerce que par la surface libre. De là résulte ce fait très intéressant, que la réunion de plu sieurs glaciers, originairement indépendants, doit suffire, à elle seule, pour faire

(i) Gnmer in Bull, de la Soc. géol. de France, 3* série, IV, 79. (2) Op. cit.. p. 27.

(5) SurcII et Cézanne : Kludes sur les torrents. II, p. 500. (*») Tyndall, op. cit., p. 81.

RÉGIME DES GUCIERS.

Effet de la convergence des glaciers.

progresser notablement leur extrémité commune. En effet, soient AB, CD, EF (fig. 50) trois glaciers séparés, dont les vallées viennent converger en un môme point G. Dans cet état, chacun donne naissance à un torrent et les eaux réunies de ces trois émissaires n'ont aucune peine à s'écouler par la vallée principale GlI. Mais si la quantité des précipitations neigeuses vient à augmenter, ou ^i la température des étés subit une réduction, les trois glaciers devront s'avancer d'une quantité correspondante. Supposons que celte progression soit telle que eiiaque glacier, s'il était seul, dût dépasser de très peu le point G. Le seul fait de '^'S- 50. leur convergence, en les obligeant à se loger ensemble dans un lit commun, plus étroit que la somme des lits composants, va contraindre le glacier total à s'avarfcer beaucoup au delà du point G, par exemple jusqu'en H, et plus il y aui*a de glaciers venant se réunir au courant principal, plus cet effet de progression sera marqué. Ainsi, qu'on se figure une aggravation des neiges alpines, faisant descendre jusqu'à la mer de Glace tous ces pelits glaciers suspendus aux flancs des crêtes voisines et dont le produit s'écoule aisément sous la forme de luisseaux toirentiels; non seulement la puissance du courant glacé s'augmentera de toute la masse résultant de la ti*ansfonuation des névés des cimes, mais le phénomène de la convergence, maintes fois répété, rendra Tablalion de moins en moins efficace, de telle sorte que l'extrémité libre, au lieu de s'arrêter au hameau des Bois, devra s'étendre au loin dans la vallée. Recueillant alors au passage le tribut du glacier des Bossons, le fleuve en recevra une force d'impulsion nouvelle et son extrémité, franchissant les défilés de l'Ane, ira gagner les approches de Genève. Mais ce n'est pas tout; une épaisse masse de glace ne remplit pas une vallée sans exercer une action réfrigérante sur les ravins secondaires qui viennent y aboutir. Dès que les trois glaciers de la figure 50 se seront réunis en un seul, les neiges s'accumuleront dans les ravins aa, bb; des glaciers y prendront naissance, qui s'ajouteront au courant principal et ainsi la convergence des vallées pourra multiplier dans une très large mesure l'influence d'une aggravation dans la chute des neiges.

Ces considérations font aisément comprendre comment, à l'époque dite glaciaire, le grand courant de glace de la vallée du Rhône pouvait, sans difficulté,, pousser ses moraines jusqu'à Lyon. En effet, à cette époque, tous les champs de névé de la Suisse étaient devenus solidaires et non seulement les divers glaciers^ aujourd'hui séparés, du versant français du mont Blanc envoyaient leur tribut vei-s Genève ; mais, soit par la vallée de l'Ane, soit par celle du Trient, les glaces du mont Blanc venaient se joindre à celles du Rhône, démesurément agrandies par l'adjonction d'une foule d'affluents. Un tel effet n'exige, en définitive»

qu'une augmentation dans la somme des précipitations neigeuses et cette augmentation peut se réaliser sans que la température moyenne ait baissé : mais, une fois l'effet produit, l'influence des masses de neiges et de glaces accumulées ne manquera pas d'amener une aggravation du climat local : cette dernière se trouvera ainsi être la conséquence et non la cause du phénomène. Or l'accroissement de la quantité de neige réclame simplement une plus forte proportion d*» vapeur d'eau dans les masses atmosphériques que les vents et, en particulier, ceux d'hiver, amènent au contact des massifs montagneux; celtevapeprn y peut être introduite que par l'action du soleil dans les régions chaudes, d'où il résulta» qu'un excès de chaleur dans les pays où se fait l'évaporation serait plus propre qu'un refroidissement général à faire naître de grands glaciers. Sans doute l'extension de ces derniers refroidira, par contact, la contrée immédiatement voisine ; mais cette influence pourra ne pas s'étendre au loin, et de même que les glaciers de la Nouvelle-Zélande poussent leur extrémité libre au milieu des fougères arborescentes, de même le glacier du Rhône a pu s'avancer jusqu'à Lyon sans que la température moyenne de ces parages fût nécessairement très inférieure à ce qu'elle est aujourd'hui.

Oscillations des placiers daas la période historique. Suisse. -— Ayant ainsi précisé les conditions générales sous l'empire desquelles s'accomplissent les changements de régime des glaciers, il est intéressant de chercher dans quelles limites ces changements paraissent s'être produits depuis que l'humanité a pris possession du globe. Malheureusement cette recherche ne saurait s'étendre très loin et les documents d'ancienne date font absolument défaut. Les populations primitives ont toujours professé, à l'égard des glaciers, une terreur qui les tenait à distance, et tout récemment encore M. Mouschkétow, voulant entreorendre l'exploration du glacier Zarafchan, dans le massif de l'Alaî, décidait à grand'peine quelques indigènes à l'accompagner, tant la croyance était enracinée dans le pays que celui qui mettait le pied sur le champ de glace était voué à un«^ mort certaine.

Certains documents recueillis par Venetz (1) et par Godefroy (2) donneraient à penser, si l'on y pouvait ajouter foi, que de notables changements ont dû se produire, depuis le moyen âge, dans le régime des glaciers de la Suisse. C'est unt; tradition répandue dans la vallée de Chamonix, qu'autrefois le col du Géant, celui de la Fenêtre et celui, de la Dent Blanche étaient parfaitement praticables et que, depuis trois siècles, les neiges ont envahi non seulement ces passages, maisencore de hauts pâturages d'été, anciennement parcourus par les bestiaux. Les premières cartes qui fassent mention de Chamonix, notamment celle du Hollandais Dankerls (1660), portent le tracé d'un chemin fréquenté entre le Prieuré et la vallée de la Doire, par le col du Géant, et c'est par là qu'au dire des habitants du pays les gens de Chamonix allaient à la messe à Courmayeur.

(i) Essai sur la température des Alpes ^ 1821. (2) HoUce sur tes glaciers^ 1840.

Mais d'une part, la carte de Dankerts es remplie d'erreurs grossières et, d'autre part, jamais aucun document authentique d'ancienne date n'a pu être cité à l'appui de ces allégations. Il paraît donc raisonnable d'y voir, avec M. Ch. Durier (1), une' légende populaire fondée sur une fausse interprétation des relations ecclésiastiques établies entre l'Italie et la vallée de Chamonix ; car le Prieuré de cette localité, fondé au dixième siècle, dépendait de l'abbaye de Saint-Michel de Cluse en Piémont. L'absence des glaces, au seizième siècle, dans le voisinage du col du Géant est d'autant moins vraisemblable que, d'après des documents historiques conservés dans l'Oberland, le glacier de Grindelwald poussait sa moraine frontale, de 1600 à 1602, aussi loin qu'elle ait jamais été, tandis que, de 1602 à 1750, ce même glacier n'aurait fait que reculer (2). Aussi est-il prudent de n'apprécier les variations des glaciers qu'à l'aide des données recueillies depuis le commencement du siècle où nous sommes.

D'après Venetz, les glaciers du mont Blanc et du monf Rose étaient très réduits en 1811 ; de 1812 à 1818, leur progression fut rapide et inquiétante. Entre 1821 et 1824 ils reculèrent, pour avancer de nouveau de 1826 à 1850, rester stationnaires pendant six ans et avancer encore en 1856 et 1857. Lesannées 1859 à 1842 furent marquées par un recul, auquel succéda un mouvement de progression par saccades, qui se poursuivit jusqu'en 1854. Cette époque parait avoir été, de nos jours, l'apogée du développement des glaciers suisses. En 1851, le glacier des Bossons s'avançait si rapidement qu'il menaçait de barrer l'Arve et du 18 mai au 18 juin de cette môme année, son allongement avait été de 51 mètres, soit 1 mètre par jour (5).

Le recul des glaciers de la Suisse commença en 1854. En douze ans, le glacier des Bossons se relira de 522 mètres, pendant que le glacier des Bois reculait de 188 mètres, celui de l'Argenlière de 181, celui du Tour de 520. En 1880, le recul total de chacun de ces glaciers n'était pas inférieur à un kilomètre et la mer de Glace avait perdu, sous le Montanvert, plus de cent mètres d'épaisseur, de sorte qu'au lieu de dominer comme autrefois ses moraines latérales, elle y était profondément encaissée. D'après M.Vcnance Payot (4), le glacier des Bossons était, en 1878, à 654 mètres de la moraine de 1818 ; la mer de Glace, à la même époque, avait reculé de 1268 mètres relativement au point qu'elle atteignait en 1826 et, rien que pour la période de 1868 à 1878, son recul avait été de 757 mètres. Le glacier du Tour, en 1878, perdait 700 mètres relativement à l'année 1868 et 1680 mètres relativement à 1818.

Ces faits n'ont pas été particuliers aux glaciers du mont Blanc; celui du Rhône continuait à reculer en 1879 et, en 1880, il se trouvait à environ 1000 mètresdu point atteint en 1818 par sa moraine frontale, ayant perdu, depuis 1856, d'après

(1) U Mont Blanc, Paris, 1880.

(2) Ch. Grad : Annuaire du club alpin français, 1877, p. 489.

(3) Ch. Martins : Archives des sciences de la Bibliolhèque unir, de Getih^, 5* série, XXVI. p. 214.

(4) Ernest Favre : Revue géologique suisse, X, p. 78.

a84 DYNAMIQUE EXTERNE.

M. Gossel (1), 157 mètres d'épaisseur dans ïe voisinage de son extrémité. Le glacier de r\ar qui, pour les mêmes raisons que celui de Gorner, avançait encore en 1859, quand les autres avaient commencé à se retirer, a subi depuis lors, non seulement un recul, mais une ablation notable. Le grand glacier d'Aletscli n perdu 25 mètres à la liauteur du lac Mœrjelen et 60 ou 80 mètres entre laRieder- Alp et la Bell-Alp. Ainsi, pendant vingt-cinq ans, sous l'influence d'une réduction dans les chutes de neige, combinée avec une chaleur estivale exceptionnelle, la diminution des glaciers a été générale dans tout le massif des Alpes. La douceur de la température qui a régné durant cette période est attestée par le fait que, en 1862 et 1869, le petit lac du Saint-Bernard s'est trouvé débarrassé de ses glaces un mois plus tôt que de coutume. En même temps, dans cette station, ou bien les chutes de neige se réduisaient à la moitié du chiffre normal, ou les précipitations atmosphériques s'accomplissaient en été, sous la forme pluvieuse. On a donc pu concevoir un instant quelques inquiétudes sur le sort résené aux glaciers de la Suisse et plus d'un touriste s'est demandé, dans ces dernières années, s'il n'assistait pas à leur irrémédiable décadence.

Mais déjà il semble qu'on ait vu poindre l'aurore d'une variation en sens inverse. Le glacier des Bossons est le premier sur lequel on l'ait constatée. Dès 1879, M. V. Pavot observait une progression de 12 mètres dans le front de cv glacier; du 15 octobre 1880 au l»"" juin 1881, le môme observateur a relevé un avancement de plus de 26 mètres (2), joint à un exhaussenient de 25 mètres, causé surtout par les nombreuses avalanches qui, durant tout l'hiver, n'ont cessé de tomber à la surface du glacier.

Quant au glacier des Bois, qui termine la merde Glace, stationnaire de I87H à 1879, il avait progressé en 1880 d'environ 18 mètres, et à la fin de juillet 1881 son extrémité demeurait immobile malgré l'ablation déterminée par une très forte chaleur.

D'après M. Forel (3), des mouvements de progression ont été constatés, dans le bassin du Rhône, sur le Schàligletscher etle glacier de Zigiorenove, depuis 1878 ; sur celui du Trient, depuis 1879; sur le glacier de Giétroz, depuis 1880. Le glacier de rOberaar manifesterait la môme tendance ; mais tous les autres glaciers des Alpes suisses seraient encore en voie de recul.

Comme résumé des études auxquelles il s'est liviv, M. Forel admet que les glaciers suisses éprouvent des variations à longues périodes, dont la durée varie entre dix et vingt-cinq ans. Durant chaque période, le sens de la variation demeure constant et il est très rare que la marche en avant ou en arrière soit momentanément interrompue par un mouvement en sens inverse.

M. Forel (4) explique ces variations par des changements, également à longues

(1) Forel: l'Écho des Alpes, 1X84, p. 58.

(2) Renseignements fournis directement à l'auteur par M. Yenance Payot.

(3) VÉcho des Alpes, 1881, p. iO.

{i)Essai sur les variations périodiques des glaciers, p. 24.

pt'»riodes, qui se produisent dans la quantité des précipitations neigeuses. et qui font que la niasse du névé est tantôt supérieure, tantôt inférieure à sa valeur normale. L'n excès d'épaisseur du névé accroît la vitesse d'écoulement du glacier t»t, par suite, son épaisseur en donnant moins de prise à l'ablation. Cet effet s'acc^»ntue à mesure que le glacier descend et finit par se traduire en variations considérables dans la vitesse d'écoulement et l'épaisseur du front du glacier. Les mouvements de l'extrémité libre dépendent donc de causes très lointaines et c'est au bout de vingt ou tiente ans, peut-être, qu'une série d'excès annuels de névés jHîut se manifester par la progression du front. Ainsi le recul des dernièi*es années pourrait tenir à ce que, de i826 à 1855, la moyenne annuelle des pi*écipitatioiis pluvieuses à Genève a été inférieure de plus de 4 centimètres au cbiffivde la période conqmse entre 1826 et 1875.

Tyroi. — Les glaciers des iVlpes lyroliemies semblent offrir une alternative assez régulière de longues périodes de progrés et de recul. A la fin du dix-huitième siècle et au commencement du dix-neuvième, le progrès des glaces était visibli» : des cols anciennement praticables et des pâturages avaient été envahis. Depuis J866, l'effet inverse se produit et certaines cimes neigeuses ont diminué de o'»,50 entre i80G et 1870, par suite de la fusion partielle des neiges qui les recouvraient. De tous les glaciei*s tyroliens, le plus l'égulier et le mieux obser>é flans son allure est le glacier de Yernagt qui, depuis 1599, s'est gonflé cinq fois i*omme un fleuve qui déborde, pour reculer ensuite. Ses crues sont exceptionnellement rapides. En 1845, l'extrémité s'avançait avec une telle vitesse, qu'en un jour elle parcourut 45 mètres, à ce point qu'on put suivre son mouvement à l'œil nu (1).

De tels faits prouvent qu'il y a une sorte de périodicité dans l'abondance des précipitations neigeuses et qu'elle se traduit plus nettement sur des massifs relativement isolés, comme l'Œtzthal, que sur un groupe aussi important que celui des Alpes suisses. Du reste, les variations sont locales, cai* en même temps que les neiges diminuent sensiblement dans l'Œlzthal et le Stubay, on voit apparaitre de nouveaux champs de glace à l'est, dans la chaîne orientale des ïauern.

SeABdInavie. Islande. — Les glaciers Scandinaves n'ont cessé d'augmenter pendant le cours du dix-huitième siècle. Mais depuis 1807 un mouvement de recul a commencé et plusieurs d'entre eux ont rétrogradé d'un kilomètre. On cite toutefois des glaciei-s, comme celui de Buer, dans le Folgefonn, dont la marche en avant continuait encore en 1871 (2).

Le régime des glaciers de l'Islande ne semble pas moins variable que celui des fleuves de glace européens. Au milieu du siècle dernier, ils étaient en voie de progression ; un peu après le début du dix-neuvième siècle, ils ont subi, comme ceux des Alpes suisses, une diminution marquée; cependant, de 1871 à 187i, ils ont dû regagner du terrain, caries moraines méridionales du Vatna-Jokull ont

(1) E. Reclus: F Europe centrale, p. 159.

(2) Reclus : l'Europe Scandinave et rusftCt p. 64.

été repoussées vers le sud el, au nord, une langue de glace s'est projetée à 16 ou i 8 kilomètres en dehors de Tisthme qu'elle occupait quarante ans auparavant.

Déplacement des moraines frontales. — Lorsqu'un glacier avance, il pousse devant lui sa moraine frontale, allongeant à droite et à gauche ses moraines latérales. Lorsqu'il recule, ces amas de débris demeurent à leur place, comme des témoins de l'ancienne extension de la glace. La marche en avant des moraines, dans les périodes de progression, s'accomplit avec une force irrésistible et le glacier agit comme une gigantesque charrue, labourant devant lui les champs, les prairies et les bois. Il est du reste à remarquer que ce phénomène a toujours lieu aux dépens d'anciennes moraines, c'est-à-dire de matériaux meubles, incapables de résister à la pression de la glace comme le ferait certainement un affleurement de roches dures en place. On peut, à l'aide de ces monticules épars au milieu d'une vallée, et dont la forme ainsi que la position excluent toute intervention des torrents, juger des étapes successives qu'un glacier a parcourues avant de rentrer dans ses limites actuelles.

Toutefois ces mouvements des glaciers ont quelquefois pour effet de modifier assez profondément la structure des moraines. En effet, quand un glacier recule, c'est un torrent qui s'échappe de son extrémité libre, et non seulement, sur le fond abandonné, ce torrent dépose des couches stratifiées de sable, de gravier et de cailloux ; mais souvent aussi il entame la moraine frontale et en stratifié les éléments, faisant disparaître cet arrangement confus qui semble la marque distinctive des dépôts glaciaires.

Il est encore une autre cause qui contribue efficacement au même résultat» c'est la formation des barrages glaciaires dont nous allons parler.

Barrages et débAeles «laelalres . — Une conséquence importante des oscillations que subit l'extrémité inférieure d'un glacier est le barrage momentané des vallées latérales et la formation de lacs glaciaires qui, de temps à autre, rompent leurs digues en produisant des débâcles désastreuses. Le glacier de Vernagt, dans TŒtzthal, dont les oscillations sont connues et enregistrées depuis le seizième siècle, a barré, cinq fois en trois cents ans, la vallée dans laquelle il débouche, changeant en lac la partie d'amont. Une fois ce lac, formé en quatorze jours, se vida en une heure, jetant dans l'inn plus de 2 millions de mètres cubes d'eau (1).

Le glacier inférieur de Giétroz, dans le massif du mont Rose, a bien des fois barré le passage au torrent de la Dranse, affluent du Rhône; mais d'ordinaire la digue de glace fondait au commencement du printemps. En 1818, époque de l'apogée des glaciers alpins, la Dranse, refoulée, dut former un lac d'environ 5 millions de mètres cubes, profond en certains points de 80 mètres. Au mois de juin, la digue ayant cédé, le lac se vida en moins d'une heure, rasant les mai-

(1) Reclus: la Terre, I. p. 259. .

sons et les bois, déchaussant les rocliers et débouchant dans la vallée sous la forme d'une avalanche haute de 100 mètres.

Par le seul fait de la Viège, le bassin du haut Rliône a subi onze débâcles en deux cent quarante ans.

De telles débâcles modifient profondément Tétat des moraines à la rupture desquelles elles sont dues. Dans ces amas, primitivement dépourvus de toute slralificalion, formés de blocs anguleux et de boues fines, les eaux torrentielles disposent les matériaux en couches inclinées, en arrondissent les angles et donnent naissance à de véritables graviers, tandis qu'elles emportent au loin la vase et les limons. Aussi les anciennes moraines des glaciers sont elles exposées à prendre une structure de plus en plus voisine de celle des cônes de déjection torrentiels, toutes les fois que leur situation au débouché d'une vallée secondaire peut les constituer à l'état de barrages momentanés.

Caractères ^énéraax en phénomène ^laeiaire dans les eonfrèes polaires. — Le phénomène glaciaire revêt, dans les contrées voisines du pôle, une ampleur particulière. Au lieu d'être localisé dans quelques-unes des dépressions du sol, il peut s'étendre sur de grands espaces et masquer toutes les inégalités du terrain sous un manteau uniforme de glace, d'où se détachent, occupant les principales lignes de thalwegs, de véritables glaciers, caractérisés par leur immense largeur. De plus, ces glaciers arrivent jusqu'à la mer et s'y engagent par leur extrémité libre, qui, débitée en fragments à mesure qu'elle cesse de reposer sur le sol, donne naissance à des glaces flottantes ou ice-bergs. Les éléments du phénomène glaciaire dans les contrées polaires sont donc les grands glaciers, les champs ou calottes de glaces et les glaces flottantes. Hais avant d'en étudier l'allure, il convient de jeter un coup d'œil sur les conditions physiques qui président à la formation de ces divers éléments.

La vapeur d'eau contenue dans l'air ayant pour origine l'évaporation déterminée par les rayons solaires et cette évaporation atteignant son minimum au voisinage du pôle, les précipitations atmosphériques n'y peuvent être alimentées que par des masses d'air vernies des basses latitudes et qui, dans ce parcours, ont dû perdre déjà une notable quantité de leur provision de vapeur. De plus, la présence constante du soleil au-dessus de l'horizon, pendant la saison d'été, introduit une cause d'ablation assez efficace. Aussi la limite des neiges persistantes se relève-t-elle, dans ces régions, sensiblement au-dessus de l'isotherme de zéro et, à l'exception des creux, abrités contre le soleil, où peut avoir lieu l'accumulation de la neige, il n'est aucun point connu où cette limite s'abaisse jusqu'au niveau de la mer. Au Groenland, d'après Payer, la limite des névés se tient entre

288 DYNAMIQUE EXTERîSE.

1000 el 1200mèlrcs d'allitude. M. Helland(l) s'est assuré que, dans cette région, par 71" lat. N., les neiges pei'sistantes ne descendent pas au-dessous de 800 ou âOO mètres. A la Nouvelle-Zemble, la neige disparaît chaque année, sauf dans quelques gorges et, dans le nord du Spitzberg, M. Torell a observé, à plus de 000 mètres d'altitude, une végétation de phanérogames analogue à celle des plaines, malgré une température moyeime annuelle qui, par 70« de lat.N., n'est que de — 8",f).

D'autre part nous savons, par l'exemple des parties supérieures des glaciei-s alpins, que ces basses températures ne sont pas incompatibles avec la production de la glace par transformation des névés. Seulement cette transformation est d'autant moins complète qu'on s'éloigne davantage du point de fusion de la glace. Aussi les glaces polaires laissent elles, en général, apeicevoir la stratification des névés beaucoup mieux que ne font celles des icontrées tempérées. Les couches annuelles y sont souvent faciles à compter, les phénomènes de pression et de regel ayant agi avec beaucoup moins d'efficacité pour faire disparaître cette structure. Dans l'archipel François-Joseph, situé entre 80° et 82" de lat. Nord, et où la température moyenne ammelle varie entre —10» et — 16s l'humidité de l'air dépose, sur les escarpements abrupts, un enduit de verglas et on y voit des îles qu'une couche de glace recouvre comme ferait un globe de verre.

La température de l'été, qui évidemment influe beaucoup sur la transformation des névés en glace, peut s'élever relativement assez haut dans les i-égions polaires; au Spitzberg, par 78*» lat., la moyenne de juillet atteint +2%8; au nord du Groenland, par 79° lat., elle est encore de +2%5, tandis qu'à la pointe sud cette moyenne s'élève à +7<»,5.

Calotteii ^la«iairr»i. — Presque toute la surface du Groenland est recouverte par une calotte glaciaire ou champ de glaces (Binneneis) qui ne laisse, entre son bord occidental et le rivage de la mer, qu'une bande étroite de terre liabitable, interrompue de temps en temps par de puissants glaciei-s. La largeur de celle bande, là où il n'y a pas de presqu'îles, varie entre 20 et 25 kilomètres. Certaines péninsules, comme celle de Kangarsuk, se projettent jusqu'à 75 kilomètres de la calotte glaciaire ; celle d'Auleitsivik même offre près de 100 kilomètres de terrain libre de glaces.

Pendant très longtemps personne n'a osé s'aventurer sur cette calotte glaciaire, qui inspiiait aux indigènes un effroi insurmontable. En 1870, MM. Nordenskjoeld cl Berggren partirent du fjord d'Auleitsivik, par 68" lat., et poussèrent une reconnaissance hardie jusqu'à 50 kilomètres du bord de la glace; le point extrême de leur excursion, atteint au bout de sept journées d'une marche fatigante, était à 670 mètres d'altitude et les voyageurs s'y trouvaient entourés de glaces à perte de vue, sans que rien fil prévoir la fin de cette calotte à travers laquelle aucune saillie rocheuse ne se laissait entrevoir (2).

(1) Quarlerly Journal oflhe Geof. Society of Fj>ndony XXIII, p. 142.

(2) Ifordenslqoeld in Geological BÊagaxme^ 187S, p. 304.

Près du bord, le champ de glaces offre de grandes crevasses et se montre hérissé d*inégalités et de pyramides, dont les plus hautes ont une douzaine de mètres. Plus loin, sa surface de>ient relativement unie et ressemble à une mer houleuse qui aurait été gelée tout d un coup; elle est comme lardée de trous cylindriques, de O^.^O à O^.ÔO de profondeur, au point qu*on n*y trouverait pas un espace plan d un pied carré. Des pierres, en petit nombre, s'observent à Textrémité de la calotte ; mais, à une encablure de distance du bord, on cesse d*en rencontrer.

Pendant Icxcursion de H. Nordenskjoeld, la température, de zéro à Tombre, près de la glace, s'élevait, au soleil et à hauteur d'homme, jusqu'à 28 ou 30 degrés. Aussi la surface de la calotte était-elle parsemée de flaques d'eau, qui se congelaient chaque soir après le coucher du soleil. De nombreux filets et même des courants d'eau circulaient, soit à la surface, soit par-dessous la glace, où leur bruit les faisait aisément reconnaitre. On comprend sans peine que, dans de telles conditions, la transformation des névés puisse s'accomplir d'une manière assez complète.

Mais pour que la glace fonde, il est nécessaire qu'il y ait, à sa surface, quelque chose qui concentre les rayons solaires. Ce rôle est rempli, d'abord par des algues polycellulaires, de couleur brune et de dimensions presque microscopiques, que M. Berggren a trouvées en abondance sur la glace du Groenland. A ces algues est associée une poudre grise très fine, de densité égale à 2,63 et contenant (1) :

Silice 62,25

AlumÎDe i4,93

Oiyde ferrique 0,74

— ferreux 4,64

— manganeux 0,07

Chaux 5,09

Magnésie 3,00

Potasse 2,02

Soude 4,01

Acide phospihorique 0,11

Chlorure de sodium 0,06

Eau de combinaison 2,86

Eau hygroscopique 0,34

Cette poussière, que M. Nordenskjoeld a baptisée du nom de Cryoconite^ est associée à des particules magnétiques, de forme octaédrique et dépourvues de nickel. Son origine est vraisemblablement volcanique. En tout cas, c'est à la fusion qui s'opère au voisinage des algues et des grains de poussière qu'est due la formation des cavités si nombreuses qui ont été signalées plus haut.

En 1878, MM. Jensen et Komerup (2) ont tenté, sur la glace intérieure du Groenland, une autre expédition en partant de Itivdlek, sur le bord du grand glacier de Frederikshaab. La latitude de ce point n'est que de 62 degrés; mais les explorateurs ont réussi, du 15 au 24 juillet, à parcourir une. distance de 73 kilomètres, en s'élevant jusqu'à 1570 mètres d'altitude. Leur objectif était une série de pics rocheux ou nunataks, aperçus autrefois par Dalager et considérés par lui comme appartenant à la côte orientale du Groenland, tandis que Itivdlek est, comme Auleitsivik, sur la c6te occidentale.

(1) Geological Magazine, 1872, p. 555.

(2) PetermamCt Miltheilungen, 1880, p. 95.

DE LArPABEKT, TRAITA DB aiOLOGIB.

S90 dYxNàhique externe.

La surface du champ de glaces, dans cette partie méridionale de la contrée, est ondulée en grand. De la côte jusqu à 355 mètres d'altitude, Tinclinaison moyenne du champ est de 2*'J4'; elle devient i^iT de 555 à 1000 mètres, puis 1° de 1000 à 1100, 0°46' de 1100 à liOO et O^W jusque vers 1527°». En ce point, la glace est horizontale; puis elle redescend, jusqu'à 1255'°, au pied d'unpic ou nunatak dont le sommet est à 1570*", mais dont la face opposée est garnie de glace presque jusqu'à la cime. Ce pic, formé d'un schiste amphibolique et de gneiss rougeâtre, a son pied jonché d'éboulis et de moraines. On y a recueilli 27 espèces végétales et le règne animal s'y est trouvé représenté par les genres Noctua et Lycosa. Cependant le sommet porte des traces non équivoques du passage de la glace par-dessus la cime à une époque antérieure.

Dans toute cette traversée, la rencontre fréquente de blocs et de pointemenls rocheux, le nombre assez grand des moraines et des fissures, attestaient que le sol naturel ne devait pas se trouver à une grande profondeur.

Après six jours d'attente, pendant lesquels les rafales de neige et de vent se succédaient sans discontinuer, une éclaircie permit de gravir le nunatak et de s'assurer qu'à l'est la glace continuait à s'élever à perte de vue, atteignant un niveau bien supérieur à celui de la cime. Aucune saillie rocheuse n'était plus visible et il est dès lors peignis de penser que la glace intérieure du Groenland, au lieu de former, comme on l'a quelquefois admis, une bande entourant une région qui pourrait en être dépourvue, recouvre la contrée tout entière, au moins dans sa partie méridionale, où il n'est pas téméraire de supposer qu'elle atteint une altitude de près de 2000 mètres.

La glace intérieure parait' s'élever moins haut dans le nord du Groenland, par 71" lat. N., car M. Helland s'est assuré, en gravissant les pics du district d'Umanak, dont quelques-uns atteignent 2000 mètres d'altitude, que bien avant d'arriver à la cime, on dominait le champ de glaces dans toute son étendue (1). Ce champ s'étendait d'ailleurs aussi loin que la vue pouvait porter et H. Helland ne doute pas de sa continuité d'une rive à Vautre de la péninsule.

En temps normal, le champ de glaces du Groenland n'est probablement pas immobile, surtout à sa partie extérieure. En tout cas, il parait sujet à des alternatives de progression et de recul, par lesquelles la bande côtière habitable est tantôt agrandie et tantôt diminuée. H. Nordenskjoeld et M. Helland ont été l'un et l'autre frappés de la ressemblance de cette bande côtière avec les districts gneissiques non boisés de la Suéde et de la Finlande. Partout s'observent des collines de gneiss, arrondies mais non striées (les lichens faisant très vite disparaître les stries glaciaires), avec des blocs erratiques occupant les positions les plus instables. Entre ces éminences sont de petites vallées et des lacs de faibles dimensions, avec roches moutonnées ; il n'y a sur ces espaces que quelques cailloux ou blocs épars, mais pas de moraines, ce qui s'explique aisément vu le

(i) Helland : loc. cU.

6UGES POLAIRES. 291

petit nombre des surfaces de roches qui dominent les champs de glaces et peuvent leur fournir des débris.

La largeur de la bande côtière habitable paraît être actuellement en Toie de diminution, ainsi que Rink Tavait indiqué dès 1850. Du reste, selon M. Nordenskjoeld, il ne doit pas y avoir bien longtemps que la surface de cette bande a été abandonnée par la glace, car aucun des petits lacs du Groenland septentrional n a encore été comblé par de la tourbe, même sur un mètre d'épaisseur ; et pourtant le climat de la contrée est éminemment favorable au développement des mousses tourbeuses. Actuellement la glace avance, sur la côte ouest du Groenland, assez vite pour que, dans Tespace de sept années, elle ait uni à la cête ime île dont auparavant on faisait le tour en canot.

Nous dirons en terminant que, pour H. Nordenskjoeld, la calotte glaciaire du Groenland n*a rien de commun avec les fleuves de glace alpins et offre plutôt Taspect d*une tiappe cTeau congelée,

CUaders ar«a%iies. — Les glaciers des régions polaires sont les émissaires par où s*écoule surtout le trop-plein des champs de glaces. Us correspondent aux principales dépressions du sol; mais leur masse est généralement trop grande pour se contenter d*une seule vallée et au lieu d*être, comme les glaciers alpins, profondément encaissés entre des escarpements bien définis, d*une grande hauteur, ils ont pour limites des crêtes plus ou moins interrompues et incertaines, offrant de nombreux passages par ou le glacier se rejoint aux portions voisines de la calotte.

Les glaciers polaires ne deviennent bien réellement distincts que dans les protubérances qu'ils envoient au delà des limites de la calotte et qui toutes, débou- •chant, soit dans la mer, soit dans une échancrure de la côte appelée fjord, empiètent sur le domaine maritime, auquel elles présentent parfois un front d'une très grande largeur. Ainsi beaucoup des glaciers du Spitzberg aboutissent à la mer par une masse de vingt kilomètres de front, taillée en falaises de 60, 80 et même 121 mètres de hauteur, sur lesquelles on observe sans peine la stratification -des névés (1).

De même, d'après les observations de Payer (2), Tarchipel de François-Joseph, situé entre 80« et 82*> lat. N., abonde en glaciers dont quelques-uns se terminent par des falaises de 50 à 60 mètres de verticale sur 20 kilomètres de développement. L*un d'eux même, le glacier Dove, s'étale sur plus de 60 kilomètres. Mais le plus grand glacier des régions arctiques parait être celui de Humboldt, dont le front se développe, du 79* au 80« degré de latitude, sur une largeur d'environ 111 kilomètres. Kane en décrit l'escarpement terminal comme un escalier gigantesque, de 90 mètres de hauteur.

Sur de telles masses de glace, le phénomène des moraines est nécessairement réduit à sa plus simple expression; car les matériaux morainiques ne peuvent

(i) Reclus : V Europe Scandinave et ruue, p. 255. (2) Itnd., p. 274.

provenir que de l'éboulement des parois encaissantes et ces parois, quand elles existent, sont à la fois discontinues et éloignées les unes des autres au point de ne pouvoir disséminer sur la glace qu un très petit nombre de blocs. 11 n'y a donc pas de moraine terminale proprement dite et à peine observe-t-on quelques^ rudiments de moraines latérales.

En revanche, dans ses parties d^amont, le glacier est obligé de semer sur son fond une certaine quantité de matériaux. En effet, ce fond, en raison de sa trè» grande largeur, comporte un ensemble d'accidents, collines ou vallées, dont les directions peuvent très bien se montrer indépendantes de celle que suit le mouvement de la glace. Cette dernière, dans sa descente, déterminée par le sens général de la pente du terrain, est donc exposée à rencontrer des surfaces inclinées on sens inverse, ce qui l'oblige, soit à les remonter, soit à se diviser en parties superposées, animées de mouvements discordants. Les blocs, arrachés aux cimes que le champ de glace a contournées et tombés ensuite dans les crevasses, ne sont pas nécessairement destinés, comme ceux que charrie un glacier alpin, à parvenir tôt ou tard à Textrémité libre. La plupart restent en chemin, emprisonnés dans les dépressions que masque la glace, où ils s'usent peu à peu en formant des moraines profondes, mélanges de blocs et de fine boue glaciaire.

Ces moraines profondes ne se déposent pas partout et il y a bien des points où elles sont enlevées par les courants d'eau sous-glaciaires dont la pente du sol permet l'établissement. Au Groenland, ces courants sont parfois de véritables fleuves, qui viennent déboucher au fond des fjords en produisant un bouillonne^ ment i&aractéristique, encore accentué par la teinte limoneuse des eaux, due à la boue qu'elles transportent. D'après H. Helland, la quantité de boue charriée en juillet par les fleuves glaciaires du Groenland varie de 75 à 2374 grammes par mètre cube d'eau. Au-dessus de ces sources boueuses voltigent des oiseaux marins, qui trouvent quelque nourriture dans les détritus ainsi transportés. Il est remarquable que ces bouillonnements persistent en hiver, attestant que la température du fond du glacier ne s'abaisse pas au-dessous de zéro. On sait du reste qu'une couche de glace de quelque épaisseur suffit à protéger le sol contre le froid de l'atmosphère et c'est ainsi que, dans la colonie de Godthaab, par 65'' lat. N., M. Rink a constaté que, la température moyenne de l'air étant de — 1*,75^ celle du sol, à ln»,20 de profondeur, était de +1»,25.

Les courants sous-glaciaires nettoient le sol sous-jacent, enlèvent la terre et le gravier et préparent ainsi des dépressions, exemptes de matériaux meubles, qui sont prédestinées à l'établissement de lacs, si la glace qui les couvre vient à disparaître.

Les glaciers polaires se distinguent en général par l'immensité des névés, la nuance grise ou verdâtre de la glace, la grosseur de son grain, l'épaisseur considérable des tranches annuelles, la rareté des crevasses et le faible développement des moraines. A ces caractères quelques auteurs ajoutent la lenteur du mouvement de la masse. Hais on manque à cet égard de données précises et tandis

que certains observateurs ont vu, dans la saison chaude, Textrémité libre de quelques glaciers du Groenland avancer d'environ O^jiS par jour, M. Helland a trouvé, pour la vitesse de progression de ceux qu'il a étudiés, dans le voisinage de leur front, des chiffres tout à fait inattendus. Le glacier de Jakobshavn, dont la pente de surface n'est que de un demi-degré, subit, en juillet, dans le voisinage de son milieu, une progression quotidienne de plus de 19 mètres. Pour le glacier de Torsukatak, Tavancement est de 10 mètres. Du reste» comme les glaciers européens, ceux du Groenland cheminent beaucoup plus vite au centre que sur les bords. Mais il est remarquable que leur mouvement de progression soit ainsi de dix à vingt fois plus fort que celui des glaciers alpins. Ce résultat ne peut être attribué à la pente, qui est insignifiante; il y faut peut-être voir la preuve de l'énorme pression exercée par la glace intérieure sur les émissaires par lesquels s'écoule son trop-plein et, par suite, mie démonstration nouvelle du rôle que joue la pression dans le mouvement des glaciers.

Les glaciers groénlandais empiètent plus ou moins sur les fjords dans lesquels ils débouchent. En 1850, d'après les dires des habitants, recueillis par M. Rink, ces glaciers étaient en voie d'avancement. En se reportant aux mesures précises de M. Rink, H. Helland a trouvé que, depuis cette époque, plusieurs avaient avancé, tandis que d'autres reculaient. Dans l'ensemble il paraît bien y avoir progression; mais tous les mouvements ne sont pas concordants.

Les glaciers du Spitzberg subissent aussi des alternatives de progrès et de recul, mais dont la marche n'est pas identique dans les diverses parties de l'île. Le glacier de Frithiof, incliné vers le Bell-Sound, a grandi depuis 1860 au point d'obstruer définitivement un des meilleurs ports de la contrée. En revanche, la mer de glace qui remplissait la partie septentrionale de l'Eis-fjord parait avoir considérablement reculé.

csiaees iiocuuites. — Un trait commun à tous les glaciers des contrées polaires est la rupture continuelle de leur front et la formation de glaces flottantes à laquelle cette rupture donne lieu. L'extrémité libre des glaciers, obligée, par la pression qu'elle subit, d'empiéter sur la mer, ne peut, en général, demeurer appliquée sur le fond dont la pente est trop considérable. D'ailleurs la température relativement élevée de la mer, qui, au Spitzberg, est de 4~ ¥y suffirait pour en faire fondre la base ; enfin l'eau marine étant plus dense, bien des raisons se trouvent réunies qui obligent l'extrémité libre à flotter sur une certaine longueur. Hais celte partie flottante subit les alternatives de la marée et, mal soutenue à l'heure du reflux, elle doit nécessairement s'écrouler par parties. Chacune de ces ruptures produit une glace flottante ou ice-berg.

La figui'e 51 , empnmtée à M. Helland (1), représente mie coupe de l'extrémité du glacier de Kangerdlugssuak, et montre comment il se débite en glaces flottantes,

(1) Qaarterly Journal ofihe geoloçical Society ofLondon, XXXV.

i»A DYNAMIQUE EXTERNE.

tout en étalant quelques débris sur le fond du fjord. La rupture des ice-bergs se fait avec de formidables craquements et il y a projection en Tair d*une sorte de poussière blanche, qui provient sans doute de Técrasement de la glace.

Fig. 51. — Le glacier d«> Kangerdlugssuak et ses glaces floltaotes (diaprés M. Heiland). Les hauteurs ont été exagérées cinq fois.

Wallich a pu mesurer quelques ice-bergs échoués près des cétes du Groenland ; il a trouvé que, pour les blocs de forme régulière, la partie visible n*avait jamais que du quatorzième au seizième de la hauteur de la portion immergée. Les masses coniques ou pyramidales descendent moins bas; mais la hauteur totale est toujours sept ou huit fois celle de la partie visible. D'après cela, des ice-bergs observés au large de Terre-Neuve et se dressant à 120 ou 150 mètres, devaient avoir au moins 1000 mètres du sommet à la base. On peut se demander d*où proviennent de pareilles masses, alors que les glaciers du Groenland ont rarement plusieurs centaines de mètres de hauteur à leur extrémité libre. Hais, outre que ces ice-bergs peuvent provenir de masses plus puissantes, encore inconnues, il est à remarquer qu'une masse de glace primitivement horizontale et dont, par suite, rien ne limite la longueur, peut, au moment où elle s'écroule, basculer en devenant verticale, de telle sorte que la hauteur totale d'im ice-berg n'indique pas nécessairement l'épaisseur du glacier d'où il dérive. Sous cette réser\'e, on a vu, dans les mers antarctiques, des montagnes de glace dont la puissance ne devait pas être inférieure à 2800 mètres.

Les montagnes de glace, n'étant que des portions écroulées du front des glaciers polaires, ne peuvent, en général, porter que très peu de matériaux solides, car nous savons que les moraines font à peu près défaut sur les parties centrales de ces immenses fleuves glacés. Si donc les ice-bergs contribuent d'une manière efficace à la modification des climats par le refroidissement que produisent les convois de glaces flottantes et les brouillards qui en sont la conséquence, du moins serait-ce une erreur de leur attribuer im rôle très actif pour la dissémination, sur le fond de la mer, des matériaux provenant de la dégradation des continents. Comme les glaciers qui leur donnent naissance, les montagnes de glace sont un instrument de transport d'une importance très secondaire et de la sorte on peut dire que le phénomène glaciaire est loin de gagner en puissance mécanique ce qu'il gagne en étendue quand il prend possession de toute une contrée.

«laces c^Uères. — Il en est tout autrement des glaces côlières^ c'est-à-dire

GLACES FOUIRES. 295

de celles qui se forment, tout contre le rivage de la terre ferme, par congélation directe de Teau de mer. Sur les plages basses, la congélation se faisant sentir jusqu'au fond, les cailloux adhèrent à la glace et quand, dans la saison chaude, cette dernière se détache, elle peut emporter avec elle, pour Tabandonner dans des latitudes plus basses, une charge importante. Hais la puissance de transport des glaces entières s'exerce sur une bien plus grande échelle quand elles bordent un rivage tant soit peu escarpé. La neige ne tenant pas d'une manière durable sur les pentes rapides, la côte, qu'aucune végétation ne protège, se dégrade avec une grande facilité et ses débris viennent joncher la surface de la glace au point de la faire entièrement disparaître sous une couche de cailloux et de terre. Cette plate-forme atteint, près du cercle arctique, une largeur variable de 20 à 50 mètres. Lorsque, en été ou à la suite de tempêtes, la banquise littorale se divise en fragments que les courants entrahient, la terre et les cailloux tombent sur le fond à mesure de la fusion des radeaux qui les portent; ces radeaux n'ont d'ailleurs pas une grande épaisseur; à une certaine distance du nvage, il est rare que la congélation atteigne une profondeur supérieure à 6 ou 7 mètres, une couche de glace de cette puissance étant suffisante pour protéger conti*e le refroidissement la nappe d'eau qu'elle recouvre. Il est vrai que l'influence réfrigérante de la fcôte augmente l'épaisseur de la glace qui se forme dans son voisinage; néanmoins les glaces côtières, moins considérables et, par suite, moins retai^dées par frottement que les glaces flottantes, peuvent cheminer plus vite et étendre assez loin leur champ de dissémination. Les sondages du Challenger ont montré qu'il y a, sur le fond de la mer antarctique, beaucoup de pierres formées de granité, de syénite, de basalte et de trachyte. Plusieurs de ces pierres ont été ramenées par un coup de drague donné, par 52® lat. S, entre Kerguelen et l'île Heard; elles proviennent vraisemblablement des glaces côtières de cette île, qui se détruisent rapidement, vu leurs faibles dimensions et la température de la mer, comprise dans ces parages entre + 3* et -f- ¥.

II est à remarquer que, parmi ces pierres, plusieurs sont tout à fait arrondies bien qu'elles n'aient subi aucun transport. Cela peut tenir à la forme originelle des blocs, car la texture en boules à écailles concentriques est fréquente dans les granités; mais il n'est pas impossible non plus qu'un long séjour dans l'eau de mer, même à basse température, suffise pour altérer la surface des pierres les plus dures.

«laces de fformatloB Mteiemie. — La grande épaisseur de la glace au Groenland serait assez difficile à expliquer par les conditions physiques de la contrée; car la sonune des précipitations atmosphériques n'y est pas très considérable. Si on l'évalue en eau, elle serait, d'après Rink, de 0",90 par an. Il est vrai que les observations faites à Jakobshavn par M. Helland (1)

(i) Quarterly Journal ofthe geoL Society of fAtndon, XXXV, p. 142.

en 1874 et 1875 ^ ont donné des chiffres plus élevés, 2»,19 et 1"*,84. Néanmoins, en tenant compte de tout ce qu'enlève Tablation, il semble difficile de justifier Taccumulation qui a donné naissance à la calotte intérieure, et, au dire même de M. Helland, si pour quelque cause les glaciers et la calotte du Groenland venaient à disparaître, « il est douteux qu'ils pussent se reformer sous la seule influence du climat actuel de la région (i) d. Joignons-y l'impression rapportée par M. Nordenskjoeld, pour qui la calotte inté^ rieure avait moins l'aspect d'un glacier que celui d'une masse d'eau congelée et il viendra à l'esprit qu'ime partie de ces immenses champs de glaces pourrait bien n'être que le reste d'une accumulation produite à une époque antérieure, sous l'empire de conditions fort différentes.

Pour atténuer l'apparente hardiesse de cette proposition, disons que l'eûs^ tence, dans les parages arctiques, d'une glace fosnley c'est-à-dire de formation certainement antérieure à la période où nous sommes, semble aujourd'hui démontrée, ainsi qu'il résulte des observations suivantes :

Dès 1850, Seemann, natiu*aliste de VHerald, observait dans la baie de Kotzebue, au nord-ouest du détroit de Behring, un glacier dont l'escarpemenl terminal servait de support à une masse argileuse, en contact immédiat avec la glace. Cette argile, épaisse de 1 à* 7 métrés, était surmontée d'une couche de touri)e, sur laquelle s'étalait ime riche végétation de saules nains, de bruyères et de plantes des genres Carex, Polygonum, Senecio, entremêlées de mousses et de lichens. Dans les parties éboulées de la terre argileuse, Seemann recueillit de grands ossements d'éléphant, de cheval, d'élan, de renne et de bœuf musqué. Une défense d'éléphant avait 4 mètres de long et pesait 79 kilogrammes. M. Ch. Martins (2) n'hésitait pas à voir dans cette glace un produit fonile, c'est-à-dire un héritage des périodes passées, indéfiniment protégé par la tourbe contre la fusion.

Cette obser\'ation a été récemment confirmée et étendue lors d'un voyage exécuté par M. Dali (5) sur la côte nord d'Alaska. Depuis la pointe Barrow et même depuis Return Bay jusqu'au détroit de Kotzebue, on peut constater que le sol, formé d'un gravier rougeàtre et pourvu d'une riche végétation, repose, à 0'»,60 ou 1 mètre de profondeur, sur une véritable couche de glace. Sur l'île de Chamisso, la glace s'élève en falaise jusqu'à 10 mètres d'altitude et est dominée par une autre falaise de glace de 25 mètres, également couverte de végétation. Enfin, continuant à s'élever, on atteint, à 2 kilomètres de la mer, un point situé à 75 mètres d'altitude et qui est formé par une couche de tourbe gelée, contenant de gros fragments de glace limpide, en sorte qu'il n'est pas douteux qu'un sondage, pratiqué en ce point, ne dût rencontrer un fond de glace franche.

(i) Quarterly Journal of the geol. Society of London, XXXV, p. 153.

(2) Ch. Martins: Revue des Deux Mondes, 1867.

(3) American Journal of science, [3], XXI, p. 104.