Les compléments:
-Les références:
R.F. Flint (1971) Glacial and quaternary geology . Wiley and Sons.
-Lliboutry: (1965) Traité de glaciologie ; Masson 2 vol.

- Plus accessibles:
Campy et Macaire (1989): Géologie des formations superficielles. Masson (chap.VII)
Tricart et Cailleux (1969) Le modèle glaciaire et nival, SEDES

Les glaciers représentent un phénomène essentiel à la compréhension des paysages du monde tempéré et froid, en raison de leur extension actuelle d'une part, de leur extension passée d'autre part.

L'extension des glaces.

-L'extension actuelle. (valeurs en km²).

Les calottes:
Antarctique :13 586 000 km² seul inlandsis actuel, jusqu'à 3 000 m d'épaisseur, en moyenne, (maxi local, 4 700 m) + des shelfs flottant sur l'Océan dont le plus vaste, Ross atteint 500 000 km². La calotte donne naissance à de nombreux émissaires sur les bordures. Elle remonte au Tertiaire et n'est pratiquement plus alimentée.
Groenland : 1 700 000 km², 2000 à 3 000 m d'épaisseur. De nombreux émissaires atteignent la mer surtout au Nord et à l'Ouest.
Canada: 200,000 km², essentiellement Ellesmere, Axel Heiberg, le Nord de la Terre de Baffin et certaines îles Arctiques + calottes locales dans les Rocheuses.
Asie Centrale: 109,000 km² au Pamir, Karakoram etc...
Russie: 82,000 km² (Iles arctiques: Nouvelle-Zemble, François-Joseph).
Islande: 12,000 km² 5 calottes dont le Vatna Joküll, qui atteint 1000 m d'épaisseur. Un émissaire atteint la mer.

Les glaciers locaux de montagne:
Etats Unis : 75,000 km² (Rocheuses, Sierra Nevada, Coast Range et Cascade Range).
Chine et Tibet 33,000 km²., Himalaya, Tian Chan, Karakoram.
Amérique du Sud: 26,000 km^2.
Scandinavie ; 3 100 km², souvent des ice cap prolongés par des émissaires.
Alpes : 2,900 km^2.
Nouvelle-Zélande: 1,000 km^2.
Nouvelle-Guinée: 15 Km^2.
Afrique : 12 Km^2.
L'extension totale couvre 15,800,000 km², un peu moins que le sous-continent d'Amérique du Sud.

-L'extension passée.

Les cinq grands inlandsis: (fig.1)
- Laurentides: centré sur le Labrador et la baie d'Hudson; il s'étend jusqu'au St Laurent, Grands Lacs, le plus vaste et le plus épais.
-Fenno Scandinave: Centré sur la Baltique, s'étend jusqu'aux Iles Britanniques, Pays-Bas, Allemagne moyenne, Pologne, Oural.
- Sibérien oriental. Centré sur l'Extrême-Orient, plus réduit, limité à l'Ouest par les Monts de Verkhoïansk.
- Tibet et Nord Himalaya.
- Patagonie à l'Est des Andes, débordant sur la côte chilienne dans l'hémisphère Sud.

Les glaciers montagnards étendus
- Dans les grands massifs, la surface est multipliée par 1000, dans les Alpes: extension jusqu'au Jura Suisse, Dombes, Lyon, Vienne, Romans Sisteron. avec des calottes de piémont formant un front continu de Romans à Vienne et Ambérieu sur 120 km. Dans les Pyrénées, le piémont est atteint (Lourdes).
-Dans les petits, englacement important, Vosges avec des glaciers Alaskien atteignant Lure, Jura avec une calotte et des émissaires atteignant la Bresse, Massif Central, (calottes en Aubrac, Artense, jusqu'à Bort-les-Orgues soit 60 km de long, Forez, et de petites langues (1 à 2 km) à l'Est: Mézenc, Pilat).
A l'étranger, des glaciers ont recouvert tous les massifs autour de la Méditerranée ( Abbruzzes, Corse, Sa da Estrela, Mts Cantabriques etc...)

Le phénomène glaciaire est considérable dans son extension (25 % de la planète) et dans sa durée 90 % du dernier million d'années. Les processus glaciaires ont donc modelé de grandes régions du globe.

Les types de glaciers.

-Les types morphologiques.
La classification morphologique a été proposée par Ahlmann, glaciologue Scandinave.
- Le glacier de cirque ou Pyrénéen est le type élémentaire, de taille réduite (centaine de m.) plus ou moins logé dans un cirque, circulaire. Les Rockies (Rocheuses au sens strict) ou les Pyrénées, Belledonne, présentent de beaux spécimens.
- Le glacier alpin se compose d'un cirque et d'une langue plus ou moins longue qui le prolonge en aval. Il peut avoir des confluences. La forme est celle de la vallée dans laquelle il s'inscrit. Les Alpes, les Coast Range et les Cascades (USA), l'Alaska, l'Himalaya, Les Alpes néo-zélandaises, possèdent les plus beaux spécimens.
- Le glacier alaskien est une évolution du type précédent lorsque la langue, puissante, sort du massif montagneux et s'étale en un large lobe de piémont dans l'avant-pays de la montagne. Cette évolution suppose des conditions thermiques sévères ralentissant la fonte jusqu'en plaine. Il est présent en Alaska aujourd'hui mais au Würm, dans les Alpes ou même le Massif Central. (Artense).
- Le glacier émissaire de calotte s'insinue dans une vallée comme le précédent. Il est toutefois alimenté à la source par un ice cap ou une calotte et non par un cirque. Souvent plus rapide et puissant, il peut, si les circonstances sont favorables, atteindre la mer (Islande, Alaska, Groenland). Il peut avoir des confluences.
-L'ice cap c'est une calotte en forme de lentille sur un plateau élevé. Il existe une corrélation entre l'épaisseur (de 50 à 1000m), et l'étendue (de 10 à 500 km). La forme est plus ou moins circulaire. Il en existe de toutes tailles (Islande). La glace est évacuée par des émissaires en forme de doigt qui s'insinuent dans les vallées en contrebas.
- Le glacier de transsection est un glacier qui envahit par débordement depuis une vallée les versants et les cols, conduisant à un ennoiement progressif de la montagne sous la glace. C'est une forme intermédiaire entre le glacier de vallée et l'ice cap conduisant à ce dernier type là où le relief est très vigoureux (systèmes de vallées encaissées séparées par des cols et des replats).
- L'inlandsis ou ice sheet est une lentille ou calotte de dimension continentale (Groenland, Antarctique) qui se forme en plaine et non sur un plateau comme l'ice cap. Il résulte de la coalescence de glaciers alaskiens qui s'épaississent lorsque les conditions thermiques empêchent la fusion jusque sur le piémont de la montagne. L'épaisseur atteint 1000 à 3000m et l'évacuation de la glace se fait par débordement au-dessus du massif montagneux lorsque l'épaisseur de glace est suffisante. (cf. Groenland).

 

-La classification dynamique.
Cette classification est fondée sur la température de la glace.
- Le glacier froid a une température négative dans la totalité de sa masse. L'absence d'eau le rend sec et son déplacement est ralenti par adhérence aux parois.
- Le glacier tempéré n'a une température négative qu'en surface. En profondeur elle égale 0°, ce qui permet la présence d'eau dans la masse de glace qui joue le rôle de lubrifiant à la base. Il est plus rapide. C'est le cas de beaucoup de glaciers des Alpes.
- Le glacier subpolaire se comporte comme un glacier froid en hiver et tempéré en été.
Cette classification est très utile pour expliquer la vitesse de déplacement de la glace.

-Le budget glaciaire.
L'accumulation de la neige se produit à l'amont où les températures sont les plus basses alors que l'aval voit la fusion se développer. Le transfert de la glace de l'amont en aval compense ce déséquilibre. La durée du transfert est variable selon la longueur de la langue glaciaire, la vitesse du glacier et se chiffre en années (5 à 50 ans pour des organismes de taille réduite, beaucoup plus pour les grandes calottes).
On distingue donc la zone d'accumulation à l'amont ou l'accumulation l'emporte sur la fusion, la zone d'ablation à l'aval ou la fusion l'emporte. Elles sont séparées par une ligne théorique, la ligne d'équilibre du glacier. Cette ligne n'est visible qu'en fin d'été où elle sépare la partie du glacier recouvert de neige de l'année de celle où elle a fondu et où la moraine de surface commence à apparaître. Elle est proche de la firn line ou ligne de névé, ligne au-dessus de laquelle des névés persistent d'une année sur l'autre. Elle est proche de la ligne des neiges permanentes ou snow line au-dessus de laquelle les versants peuvent rester couverts de neige.

Bien évidemment, cette ligne d'équilibre est mobile, s'élève ou s'abaisse chaque année en fonction des caractères thermiques ou nivométriques de l'année.
Le budget du glacier est dit équilibré si l'accumulation et l'ablation sont équivalentes au cours de l'année.
Si l'accumulation l'emporte, le budget est dit positif, il y a gain de glace au cours de l'année. Dans le cas contraire, il est dit négatif.

Un budget équilibré est dit actif si l'accumulation et la fusion sont importantes, passif si elles sont faibles, nul si elles sont nulles: le glacier est alors dit mort. Cette notion est assimilable au chiffre d'affaires d'un budget.

Les conséquences sur la dynamique du glacier sont importantes dans la mesure où l'accumulation se faisant surtout à l'amont et l'ablation à l'aval, la vitesse de déplacement en résulte.

Un budget positif se traduit par un épaississement du glacier à l'amont puis une accélération de la vitesse et enfin au bout de X années (durée du transfert de la glace en fonction de la longueur du glacier) une progression du front.

A titre d'exemple, depuis le XVIII ème siècle, on estime à 300m au moins, le relèvement de la ligne d'équilibre. ( Réchauffement de 1.8°C? ).

Le glacier: agent d'érosion.

-La vitesse du glacier.

- Dans l'espace, la vitesse diffère selon les secteurs, centre ou bord, surface ou fond.

 

Le déplacement est plus rapide au centre.

Le déplacement est plus rapide en surface.

Le glissement du glacier.

- Dans le temps, elle s'accroît en été ou lors des "surges".

En moyenne, pour donner un ordre de grandeur dans les glaciers alpins, on mesure des vitesses de 10 à 200 m par an le plus souvent, parfois plus pour les plus grands organismes (600 m pour la Mer de Glace au Montenvers).

Le glacier le plus rapide est le Jakobshavn glacier au Groenland: > 7 km/an soit presque 1m/ heure!

Les surges sont de brusques accélérations du glacier suivies d'une avancée du front pouvant atteindre 20 km sur les inlandsis qui s'expliquent par le changement d'état en profondeur (relation pression-température, permettant ou non la présence d'eau en surfusion). Ces crues peuvent causer des dégâts, détruire des bâtiments et repousser les moraines antérieurement déposées.

-Les processus d'érosion.

• L'efficacité de l'érosion glaciaire.

Les actions d'érosion au sens strict du glacier sont de trois ordres:
- Le quarrying ou délogement de blocs entraînés à la base par le déplacement de la glace pourvu que le système de diaclases soit favorable;
- Le polissage des rochers par la glace et la farine "glaciaire", fines particules de quartz qui jouent le rôle d'abrasif;
- L'abrasion ou rayure, coups de cuiller, de gouge etc... par les blocs enchâssés dans la glace si ceux-ci sont plus résistants que le fond du lit.

Polissage et "quarrying" au fond du lit glaciaire

Dans tous les cas, le glacier exerce une pression sur les parois, fort variable selon les lieux, mais qui peut être considérable par endroits (fonction de l'épaisseur et de la pression de l'amont) provoquant la fragilisation de la roche qui peut ensuite éclater lors de la disparition de la compression, phénomène de détente, responsable d'éboulements lors de la déglaciation.

Le glacier est avant tout un agent de transport, sorte de tapis convoyeur et de bulldozer pourvu que le matériel soit meuble ou peu cohérent et fracturé.

L'efficacité de l'érosion glaciaire a été longuement discutée. Les anti-glacialistes insistent sur l'érosion préglaciaire et n'attribuent au glacier qu'un remodelage de détail des vallées préexistantes. Au contraire, les ultra-glacialistes donnent au glacier une grande part dans le développement des vallées de montagne notamment dans les Alpes où le débat a pris dans les années 40/ 50 un ton polémique.

Les formes d'érosion glaciaire. (Cf. présentation dia).

On énumérera seulement les formes essentielles.

Les cirques, à l'amont, amphithéâtres à fond plat avec surcreusement relatif (cirque en van) ou absolu (en fauteuil);
Les ombilics, vallées calibrées en forme d'auge dont le développement est variable selon la nature du matériau;
Les verrous entre deux ombilics sont souvent entaillés par une gorge façonnée par le torrent sous glaciaire.
Les roches moutonnées, les dos de baleine traduisent l'épuisement de l'action érosive du glacier dans des secteurs résistants;
Les vallées suspendues à la confluence de deux langues traduisent leur inégale puissance.
Les cirques d'émissaires de calotte, souvent à parois raides, légèrement convexes au sommet, ne présentent pas de verrou, mais forment un bout du monde à l'amont d'un ombilic (Cf. reculées jurassiennes).
Les dos de baleine, buttes rocheuses allongées dans le sens d'écoulement de la glace d'une calotte.

Les dépôts glaciaires.

Les débris proviennent essentiellement des versants supra glaciaires et accessoirement de l'érosion à la base du glacier et par effet de bulldozer sur le front. Les glaciers de vallées sont donc les plus chargés en moraine. Les processus alimentant le glacier en matériaux sont périglaciaires, (gel... torrentiels, fonte de la neige, avalanches etc...)

On distingue les dépôts morainiques (déposés par le glacier), des dépôts fluvio-glaciaires (déposés par les eaux de fonte de la glace), ces derniers pouvant remanier les premiers.

Parmi les dépôts morainiques (= till) on distingue les dépôts supra glaciaires, infra glaciaires et juxta glaciaires selon leur position par rapport au glacier. Lors de l'ablation de la langue, les dépôts supra glaciaires, moraine d'ablation, se retrouvent en recouvrement de la moraine de fond.

Les dépôts fluvioglaciaires proximaux sont de nombreux types.
 

1 Mise en place superposée  de tills de fond et d'ablation d'après Flint, 1971

2 3

 

Origine et nomenclature des différentes structures héritées de la fonte d'un glacier (dépôts proximaux) d'après Flint, 1971

 
 

Exemple de vallum morainique

-Modèles d'englacement et de déglaciation.

L'englacement d'une vallée se produit par abaissement de la ligne d'équilibre. Si elle est suffisante, le glacier peut s'étendre sur le piémont et provoquer l'englacement généralisé conduisant à l'Inlandsis (Modèle groenlandais). La durée d'établissement d'un inlandsis est de l'ordre de 15 000 ans.
 

Les étapes de la croissance  de l'inlandsis groenlandais.

La déglaciation d'une vallée se produit par recul du front, amincissement et morcellement, laissant des culots de glace morte qui vont former des Kettle (dépressions marécageuses). En quelques années, le recul peut être considérable (Cf. Athabasca Glacier)
 

Le recul du glacier Athabasca  (Canada)

La déglaciation d'un inlandsis se fait beaucoup plus lentement, même si elle est deux fois plus rapide que sa formation (8 000 ans environ). Le retrait peut atteindre 400 m par an sur un front de 3 000 km, laissant de vastes lacs pro glaciaires (dont les grands lacs sont les héritiers). De nombreux culots de glace morte et de formes fluvioglaciaires jalonnent ces épisodes. La glace est stagnante.