GLACIAIRE (DOMAINE)

GLACIAIRE (DOMAINE)

Les régions de hautes altitudes et de hautes latitudes présentent, malgré de grandes différences, des traits communs multiples, bien marqués dans le paysage. Des masses de glaces permanentes y occupent une part importante de l’espace; la neige couvre le sol pendant une partie de l’année. L’action du gel est importante et crée des surfaces couvertes de débris de roche éclatée. La végétation est marquée par l’absence d’arbres et consiste, là où elle est présente, en formations buissonnantes basses, voire en simples placages de mousses et de lichens. C’est évidemment le climat extrêmement froid qui explique ces traits du paysage. On a constaté empiriquement que le domaine englacé correspond en gros aux régions du globe où aucun mois n’a une température moyenne supérieure à 0 ⁰C. La limite des arbres passe très souvent dans la zone où les températures moyennes du mois le moins froid se situent autour de 9 à 10 ⁰C; on la retiendra comme frontière du domaine glaciaire.

La signification de l’isotherme de 10 ⁰C du mois le moins froid avait été reconnue dès le début du XX^e siècle par W. Köppen, et les recherches modernes ont confirmé son importance. Cependant, cette valeur moyenne de température n’est que l’expression d’un complexe climatique comportant d’autres éléments qui lui sont associés assez régulièrement, et dont l’importance est peut-être plus grande que celle de la seule température: existence de vents violents, sécheresse de l’air. De plus, une moyenne inférieure à 10 ⁰C en été implique une alternance de jours assez chauds et de nuits froides, avec une possibilité de gelée constante, et les étés faiblement marqués sont associés à des hivers très froids.

L’existence permanente d’eau à l’état de glace se traduit par des modalités originales de l’érosion, que celle-ci s’exerce par l’intermédiaire des glaciers ou qu’elle résulte de l’activité des eaux libérées saisonnièrement par leur fusion partielle.

Si l’espace concerné par l’érosion glaciaire comporte d’abord les lits des glaciers, on doit lui ajouter les régions adjacentes dont le façonnement dépend étroitement de leur présence. Il s’agit des versants supraglaciaires, qui dominent les appareils, aux pentes trop fortes pour tolérer un enneigement durable, tels ceux des vallées montagnardes en partie englacées et les parois des cirques glaciaires. Aux hautes latitudes, ce sont ceux des nunataks qui émergent par endroits des calottes de glace. Dans le cas de l’inlandsis groenlandais s’y ajoutent les crêtes rocheuses séparant les iceströms qui descendent vers la mer. On connaît aussi les «oasis» antarctiques, libres de glace toute l’année en raison de l’intensité locale du flux géothermique. Enfin, il convient de comprendre dans le domaine glaciaire des marges d’extension variable modelées par les eaux de fusion.

Le domaine glaciaire s’étend sur quelque 10 p. 100 des terres émergées. Les inlandsis des hautes latitudes occupent 97 p. 100 de ce total; le reste englobe des glaciers de type alpin localisés en montagne. Mais il a connu, à plusieurs reprises, une extension beaucoup plus considérable au Quaternaire, en fonction de refroidissements répétés du climat. Ceux-ci s’expriment à la fois par d’importantes progressions des inlandsis de l’hémisphère Nord, aux dépens du domaine tempéré, et par des englacements accrus en montagne. Au maximum de son développement, le domaine glaciaire s’est étalé sur le tiers environ des continents. Des combinaisons complexes de processus morphogéniques originaux y ont façonné des modelés d’ablation et d’accumulation particuliers. La déglaciation qui suit l’ultime pulsation froide du Würm ne remonte guère à plus de 11 000 à 12 000 ans. Dans ces conditions, on conçoit l’importance et la fraîcheur de l’héritage géomorphologique glaciaire du Quaternaire, et son intérêt pour la compréhension de l’action glaciaire.

1. Climats glaciaires

Causes générales du froid: déficit du bilan radiatif

Dans les régions concernées, l’air reçoit presque en permanence des diverses formes de rayonnement moins de chaleur qu’il n’en cède, et il tend donc à se refroidir: le bilan radiatif est fortement négatif. Mais les causes de ce fait sont différentes aux hautes latitudes et aux hautes altitudes.

Dans le cas des hautes latitudes , les apports de radiation sont nuls pendant une longue période de l’année: la nuit dure six mois aux pôles, quatre mois à 80⁰ de latitude, deux mois à 70⁰. À 60⁰, le jour le plus court ne dure que 5 h 30 min, et le Soleil monte très peu au-dessus de l’horizon. En été, par contre, les jours sont très longs, et une quantité considérable de rayonnement est reçue à la limite supérieure de l’atmosphère. Mais elle est beaucoup moins forte à la surface du globe, car le Soleil reste bas sur l’horizon, si bien que les rayons traversent une couche d’air très épaisse et s’étalent sur une grande surface. Aussi, dans le mois qui suit le solstice d’été, les régions polaires reçoivent-elles environ 500 watts par mètre carré à la limite de l’atmosphère, mais moins de 150 au sol. De plus, d’autres facteurs jouent, comme le fort pouvoir réfléchissant de la glace et de la neige, qui renvoie jusqu’à 80 p. 100 de la radiation solaire, dont une part importante reste ainsi inutilisée. Il en résulte le maintien de calottes glaciaires, même en période d’activité solaire assez forte, et un retard important du réchauffement et de la fonte au printemps.

La circulation atmosphérique apporte certes des masses d’air plus chaudes, dont l’arrivée empêche le refroidissement de dépasser certaines limites, et crée des types de temps assez nettement différenciés, car l’apport d’air plus chaud n’est pas régulier. Mais le déficit de radiation reste le facteur fondamental.

Il en va de même aux hautes altitudes , mais pour des raisons sensiblement différentes. On sait que l’air s’échauffe essentiellement par absorption des radiations d’onde longue émises par le sol, lui-même échauffé par les radiations d’onde courte émises par le Soleil, et qui atteignent la surface sans être absorbées par l’air. La chaleur est donc apportée à l’atmosphère du bas vers le haut, et elle produit des effets qui diminuent rapidement avec l’altitude. Les hautes montagnes baignent donc dans des masses d’air froid, dont la température baisse suivant un taux qui est sensiblement de 0,6 à 0,7 ⁰C pour 100 m d’élévation. De plus, l’air des hautes altitudes est peu dense, contient peu de vapeur d’eau, et absorbe mal les radiations d’onde longue qui l’atteignent. Aussi, même au contact d’un sol fortement échauffé, l’air peut garder une température assez basse.

Les calottes polaires et leurs marges

La glace continentale ou marine couvre d’immenses étendues dans les régions polaires des deux hémisphères. Les glaces permanentes continentales s’étendent au Groenland sur 1,8 million de kilomètres carrés, et dans les terres antarctiques sur 14 millions, les banquises permanentes des océans Arctique et Austral occupent une superficie minimale de 12 millions de kilomètres carrés: au total, environ 28 millions de kilomètres carrés de surface toujours glacée. De plus, en hiver, il peut s’y ajouter 7 millions de kilomètres carrés de glace de mer dans le bassin arctique, et jusqu’à 16 millions autour de l’Antarctique. Au cœur de l’hiver de l’hémisphère Nord les glaces des hautes latitudes peuvent couvrir 33 millions de kilomètres carrés (18 autour du pôle Sud, 15 autour du pôle Nord); dans l’hiver austral, le total peut atteindre 42 millions de kilomètres carrés (8 autour du pôle Nord, 34 autour du pôle Sud).

En marge de ce domaine où la glace est présente au moins pendant une grande partie de l’année, se trouve le domaine des toundras, qui forme une mince bande le long des côtes de l’Amérique et de l’Eurasie et envahit les îles subpolaires ^{[cf. CLIMATOLOGIE]}. En hiver, l’extension de la neige lui donne une physionomie analogue à celle des calottes glacées, mais en été il y a dégel, du moins en surface, car le sol reste gelé en profondeur (pergélisol).

Les rythmes saisonniers dans les différentes régions

Le domaine des glaces permanentes polaires s’étend sur trois types de régions. Dans l’Antarctique, la latitude et les altitudes sont également hautes et se combinent pour donner des extrêmes de froid; les banquises arctiques sont moins froides à cause des altitudes faibles et de la présence de la mer qui fait sentir ses effets «réchauffants» à travers la glace; le Groenland, à des latitudes plus basses, doit en grande partie ses glaciers à sa forte altitude.

Tout ce domaine a des hivers très froids et très longs. Au pôle Sud, les températures sont en général inférieures à 漣 58 ⁰C d’avril à septembre, et on y a relevé jusqu’à 漣 83 ⁰C. Le record du froid semble appartenir à la station soviétique de Vostok, où l’on a observé 漣 89,3 ⁰C. La station d’Eismitte, à plus de 3 000 m d’altitude au centre du Groenland, a une moyenne de janvier de 漣 47 ⁰C, et le minimum absolu y a été de 漣 64 ⁰C.

L’été est court et reste très froid: au pôle Sud, les températures varient entre 漣 34 et 漣 12 ⁰C en janvier, et Eismitte connaît une moyenne de 漣 11 ⁰C en juillet.

Ces régions reçoivent dans l’ensemble des précipitations très faibles, surtout en hiver, où une neige sèche et légère, facilement soulevée par le vent, est la forme principale de précipitation. Sa valeur en eau est faible; dans l’intérieur de l’Antarctique, elle semble se monter seulement à une centaine de millimètres, ce qui est très peu. D’une manière générale, l’été est mieux pourvu, surtout sur les marges où des neiges mouillées apportent davantage d’eau. On a observé de la pluie jusqu’à 2 000 m d’altitude au Groenland.

La banquise permanente de l’océan glacial Arctique est un peu moins froide, d’après les rares observations que l’on possède. L’hiver, on enregistre des minima autour de 漣 45 à 漣 50 ⁰C, et l’été, la température de l’air se situe autour de 0 ⁰C. On a cependant relevé jusqu’à + 13 ⁰C sur le 80^e degré de latitude nord.

Dans tout ce domaine, surtout en été et aux saisons intermédiaires, il y a d’assez grandes différences d’un jour à l’autre; ainsi, en avril, sur la banquise arctique, on a pu voir la température passer de 漣 37 à 漣 15 ⁰C en trente-six heures.

Les marges du domaine englacé ont bien sûr des climats plus nuancés. Une nette opposition climatique sépare les toundras littorales de l’Alaska et de la Scandinavie et les stations plus enfoncées dans les grandes masses continentales. Cette différence est nette surtout en hiver. Ainsi, la moyenne de janvier est de 漣 16 ⁰C à Nome, sur la côte de l’Alaska, contre 漣 33 ⁰C à Chesterfield Inlet, sur les côtes nord-ouest de la baie d’Hudson. C’est là un effet de la proximité des eaux relativement chaudes de l’Atlantique et du Pacifique nord. La durée de l’hiver varie aussi: la température est inférieure à 漣 10 ⁰C pendant dix mois à Ostrov Russkiy (Sibérie du Nord) et pendant six mois à Nome.

L’été est plus uniforme, et les températures du mois le plus chaud des différentes stations tendent à se rapprocher. Mais, si les moyennes peuvent être nettement positives et atteindre 10 ⁰C, la menace du gel reste constante. Ainsi à Alert, sur l’île d’Ellesmere, au nord-ouest du Groenland, le mois de juillet 1953 a vu la température tomber au-dessous de 0 pendant dix-huit nuits sur trente et une, et osciller entre un maximum de 14 et un minimum de 漣 5 ⁰C.

La zone des toundras est nettement plus arrosée que le domaine glaciaire proprement dit, avec des pluies et des neiges mouillées, en été surtout. Le total annuel peut atteindre environ 500 mm sur les bordures occidentales (Alaska et Scandinavie ), mais il est plus modéré au centre et à l’est des continents (avec 150 à 200 mm).

La circulation atmosphérique et les variations du temps

Les grands rythmes saisonniers sont liés aux changements de la radiation. Mais, au cours d’une même saison, le temps est souvent assez variable, plus qu’on ne l’a cru pendant longtemps. Certes, en hiver comme en été, les temps clairs et secs sont fréquents, et ce d’autant plus qu’on se rapproche des pôles. Mais d’autres types de temps peuvent apparaître, surtout aux saisons intermédiaires et sur les marges. Parmi ceux-ci, il faut d’abord signaler les blizzards, jours de vents violents, chassant la neige légère et réduisant en quelques minutes la visibilité à une centaine, voire une dizaine de mètres. Ces tempêtes apparaissent et disparaissent parfois très rapidement. L’été voit alterner des jours clairs et tièdes avec des jours maussades, frais et brumeux. Enfin, sur des périodes plus longues, on voit alterner des maxima de froid avec des «réchauffements» tout relatifs, mais brusques. Ainsi à Little America (en bordure du continent antarctique), la température est passée de 1,2 ⁰C le 11 mai 1958 à 漣 50 ⁰C dix jours plus tard.

Tout cela s’explique par la complexité relative de la circulation atmosphérique. Le schéma de base est assez simple: les parties les plus froides sont recouvertes par des anticyclones froids très minces, dans lesquels on trouve une inversion de température marquée, puisqu’il fait plus chaud à quelques centaines de mètres d’altitude qu’au niveau du sol. Ces anticyclones sont bordés par des dépressions semi-permanentes autour du 60^e degré de latitude, surtout développées sur certaines longitudes. Enfin, ils sont surmontés d’une grande dépression autour de laquelle tournent des vents d’ouest rapides.

La position de ces centres d’action se modifie un peu en cours d’année, et leur répartition est plus complexe dans l’Arctique que dans l’Antarctique. Mais l’essentiel est que, assez fréquemment, des dépressions en provenance des bordures polaires des moyennes latitudes peuvent pénétrer assez profondément dans les régions polaires, parfois atteindre le cœur du Groenland ou du continent antarctique. Leur passage provoque une arrivée d’air moins froid et déclenche des vents violents. Ainsi, le 28 juillet 1958, une dépression située sur les côtes de la mer de Weddel, dirigeait vers l’intérieur de l’Antarctique une langue d’air tiède qui devait provoquer au pôle Sud une montée de la température de 24 ⁰C en quelques heures (fig. 1). De plus, ces perturbations détruisent souvent l’inversion par le brassage d’air qu’elles causent, et il s’ensuit une hausse thermique, due à l’arrivée près du sol de l’air venant des zones supérieures plus chaudes. Dans les régions voisines des calottes, les perturbations sont en revanche responsables des journées fraîches et brumeuses de l’été et de l’automne.

Il faut enfin signaler que l’air froid des hautes régions englacées tend à s’écouler par les vallées vers les régions plus basses, qui connaissent alors des temps venteux et froids, localisés dans l’espace à des sites nettement défavorisés. Ces vents «catabatiques» sont à l’origine de variations climatiques marquées sur de courtes distances.

Les perturbations de tous ordres sont fréquentes en été et surtout en automne, où les contrastes entre domaines glacés et régions libres de glaces sont importants; ils donnent naissance à des tourbillons localisés, mais violents, qui s’ajoutent aux systèmes de plus grandes dimensions.

L’originalité des climats des hautes altitudes

Pour une description détaillée, on se reportera à l’article MONTAGNE. Il convient simplement ici de souligner l’originalité des climats froids d’altitude par rapport à ceux des hautes latitudes.

La figure 2 donne une représentation schématique de leur répartition suivant la latitude. Comme dans le cas précédent, on voit s’opposer un domaine à glaces ou neiges permanentes, dont la limite inférieure coïncide approximativement avec la limite supérieure des plantes vasculaires, et un domaine de transition, au-dessus de la limite supérieure de la forêt. Celle-ci varie selon l’exposition, aussi a-t-on dû faire figurer sur le schéma une double limite.

On comprend aisément que les limites de la figure 2 se relèvent en direction de l’équateur. Une anomalie est cependant offerte par leur abaissement des montagnes tropicales vers les montagnes équatoriales. En effet, celles-ci, baignées dans les nuages, ont des étés plus frais que les zones de même altitude, plus sèches, des régions tropicales.

Si les moyennes climatiques sont souvent comparables, en altitude, à celles relevées près des pôles, il y a cependant quelques différences fondamentales:

– Les montagnes reçoivent une quantité de radiations très supérieure. Si cela n’a guère de conséquences sur la température de l’air, il n’en va pas de même en ce qui concerne le sol, qui peut être fortement échauffé (d’où l’absence de permafrost). Ainsi, au pic du Midi de Bigorre (2 800 m), la température maximale de l’air relevée est de 13 ⁰C, tandis qu’on a mesuré 50 ⁰C dans la couche superficielle du sol.

– Les modifications liées à l’exposition et à la pente produisent une très grande variété climatique sur de très faibles distances.

– Les précipitations sont généralement beaucoup plus fortes; ainsi, le sommet du mont Washington (U.S.A.), à 1 750 m et par 44⁰ N, a, du point de vue thermique, un climat de type «toundra», mais reçoit 1 970 mm par an en moyenne, plus de trois fois le maximum observé dans les régions homologues des hautes latitudes.

– Enfin, les régions froides d’altitude sont très variées, car il y a de grandes différences selon la position et la latitude. Le contraste le plus important oppose les montagnes tropicales et équatoriales à celles des latitudes moyennes. Pour les premières, il n’y a guère de différences saisonnières, et la limite de la neige change peu d’une période de l’année à l’autre. Il en va tout autrement dans les secondes, où le réchauffement estival et le grand froid de l’hiver enneigé contrastent fortement.

Dans chaque zone, en outre, les montagnes de l’intérieur des continents, plus sèches et plus froides en hiver, s’opposent aux sommets proches de la mer, où les contrastes saisonniers sont moins marqués, mais où les étés plus frais sont défavorables aux arbres, dont la limite supérieure est souvent basse.

2. Géomorphologie glaciaire

L’érosion glaciaire

Sur le plan de la géodynamique externe, le domaine glaciaire se caractérise par l’activité de processus dont l’efficacité offre parfois matière à discussions.

Processus morphogéniques

L’écoulement glaciaire développe les seuls processus morphogéniques spécifiques du domaine glaciaire. Ils aboutissent à une attaque des roches de son lit et au transport des moraines finalement accumulées à son terme.

La connaissance des mécanismes de l’ablation exercée par le glacier repose sur l’interprétation des micromodelés des lits glaciaires hérités et des portions de ceux qui sont en partie déglacés à la suite de la décrue amorcée il y a quelques décennies. Cette ablation consiste d’abord dans une abrasion exercée par la glace armée de matériaux durs, qui se manifeste par le poli des roches moutonnées et par des stries ou des cannelures orientées. Mais elle s’exerce sans doute plus efficacement par le délogement et l’arrachage de blocs parfois énormes aux dépens du fond. Ces blocs, pris dans la glace par suite d’une alternance gel-dégel, peuvent être entraînés par elle. Un tel défonçage suppose une dislocation préalable des affleurements rocheux par des diaclases, des fentes de gel ou des cassures dues aux pressions subies. Son efficacité dépend du degré de préparation de la roche et de sa résistance aux actions mécaniques.

Le transport des moraines s’effectue en surface (moraines latérales et médianes), à l’intérieur du glacier (moraines internes) ou sur le fond (moraines de fond). La capacité et la compétence de l’écoulement glaciaire apparaissent pratiquement illimitées. Des blocs de plusieurs dizaines de mètres cubes ont pu ainsi être déplacés sur des distances considérables. Dans le cas des moraines de fond, le matériel provient, au moins pour l’essentiel, de l’attaque du lit glaciaire. C’est la gélivation des versants supraglaciaires qui alimente au contraire les autres moraines.

En fait, la gélivation constitue un processus de fragmentation très actif dans les secteurs non englacés soumis à l’alternance du gel et du dégel. Les avalanches, les chutes par gravité et la solifluxion fournissent ses produits aux glaciers. Certains pensent qu’elle s’exerce même sur le lit des appareils alpins, à la faveur de décollements locaux de la langue glaciaire, accompagnés de profondes crevasses, dans les secteurs de séracs. Son intervention semble démontrée dans l’attaque des parois des cirques, dégagées parfois sur plusieurs dizaines de mètres de profondeur à la faveur de la rimaye. Dans ce cas, la gélivation contribuerait à la constitution des moraines internes et de fond.

À ces actions de la glace se combinent celles des eaux de fusion lors du dégel saisonnier ou diurne. Ces écoulements sont divers. Ils s’effectuent, en effet, dans des gorges ouvertes dans la glace appelées bédières (eaux supraglaciaires), à son contact avec les versants (eaux juxtaglaciaires), à l’intérieur même de la glace (eaux intraglaciaires) et sur le lit glaciaire (eaux sous-glaciaires). Les écoulements sous-glaciaires et juxtaglaciaires exercent une action dissolvante non négligeable sur les roches appropriées, et surtout une usure mécanique grâce aux charges grossières qu’ils entraînent. Tous contribuent au lavage des moraines et au transport des produits de l’ablation glaciaire. Des écoulements diffus, en chenaux instables ou en nappes, recueillent puis déposent ce matériel typiquement fluviatile au-delà du front glaciaire (eaux proglaciaires).

Efficacité et diversité de l’érosion glaciaire

Des discussions sur l’efficacité de l’érosion glaciaire opposent depuis longtemps les «ultraglacialistes» aux «antiglacialistes». Les premiers considèrent le glacier comme un agent morphogénique très efficace et lui reconnaissent le pouvoir de creuser entièrement son lit comme une rivière. Les volumes considérables de moraines quaternaires seraient l’une des preuves de cette puissance d’ablation. À l’inverse, les antiglacialistes pensent que ces volumes sont surestimés. Et les inlandsis quaternaires ont non seulement ménagé les surfaces d’aplanissement antérieures des boucliers scandinave et canadien, mais encore laissé subsister des lambeaux d’altérites meubles tertiaires qui les recouvraient. Certains attribuent même au glacier un rôle protecteur, et ne reconnaissent une activité morphogénique qu’aux eaux de fusion. Dans cette perspective extrême, le glacier n’est plus qu’un agent de transport.

Le problème n’apparaît guère susceptible de solutions aussi tranchées. Des preuves incontestables de l’ablation glaciaire ne manquent pas: micromodelés significatifs (roches moutonnées, stries, cannelures) et, à l’occasion, observations actuelles (arrachage). Les teneurs élevées en troubles des écoulements proglaciaires sont une confirmation. Mais cette action glaciaire a des limites. Beaucoup de spécialistes la conçoivent désormais comme un aménagement plus ou moins poussé d’une topographie préglaciaire. La théorie du façonnement du lit glaciaire alpin d’Emmanuel de Martonne se situe dans cette optique, car elle invoque une simple exagération de ruptures de pente fluviatiles, en fonction de discontinuités de l’érosion glaciaire liées aux variations corrélatives de pression et d’adhérence de la glace. Selon Richard F. Flint, les inlandsis n’agiraient pas autrement à l’égard de leurs lits.

Dans tous les cas, il convient de tenir compte des influences lithologiques. Toute fragmentation préalable des roches facilite l’ablation glaciaire. La gélivation périglaciaire semble particulièrement efficace dans le cas des inlandsis à progression lente. Elle met de l’abrasif en abondance à la disposition du glacier, qui se borne alors à assurer le nettoyage de ses produits.

L’efficacité glaciaire reste de toute façon fort variable selon le jeu de divers facteurs. Elle dépend, en premier lieu, de l’épaisseur de la glace, déterminant sa pression et son adhérence, c’est-à-dire du bilan alimentation-ablation défini par le milieu climatique. Les glaciers alpins bien alimentés sont aussi les plus rapides. À ces appareils actifs, le plus souvent en crue, s’opposent les appareils passifs en décrue prolongée, minces et lents, mais pourvoyeurs d’eaux de fusion abondantes. À la limite, le glacier mort, privé d’alimentation, est un survivant presque inerte voué à l’ensevelissement sous ses moraines. Certes, la pente de la topographie sous-glaciaire influe sur la vitesse de l’écoulement glaciaire et l’adhérence. Enfin, la plus ou moins grande abondance des moraines intervient aussi, en raison de l’aptitude à l’abrasion qu’elles confèrent à la glace. À ce point de vue, les inlandsis, qui doivent leur propreté à la rareté des versants supraglaciaires, apparaissent défavorisés par rapport aux glaciers alpins.

Toutes ces considérations conduisent à admettre une grande diversité de l’érosion glaciaire. Mais l’opposition fondamentale reste celle qui s’établit entre les inlandsis et les glaciers alpins. Malgré leurs dimensions impressionnantes, les premiers se révèlent relativement peu actifs en raison de la lenteur de leur écoulement, de leur propreté et souvent de la médiocre différenciation de la topographie englacée, comme des volumes limités de leurs eaux de fusion du fait de leur régime thermique. Pour des raisons inverses, l’activité morphogénique des seconds est sans aucun doute plus efficace.

Les modelés d’ablation et d’accumulation

En fonction de ces conclusions, on répartira les modelés glaciaires en deux familles associant chacune des formes d’ablation et d’accumulation: les modelés dus aux inlandsis, les modelés dus aux glaciers alpins.

Modelés dus aux inlandsis

Les modelés d’ablation dus aux inlandsis offrent une grande monotonie. Ils caractérisent les vastes boucliers de l’hémisphère Nord façonnés par les glaciations quaternaires. Le paysage s’y résume à une succession de collines basses à roches moutonnées, séparées par un dédale de dépressions, et localement tapissées par une moraine de fond peu épaisse. De multiples lacs, marécages ou tourbières expriment l’indécision du drainage. Les plus grands lacs occupent des dépressions d’érosion différentielle creusées dans les sédiments primaires des marges (Carélie, Suède centrale, bouclier canadien occidental).

Dans les bordures soulevées des boucliers (Norvège, Groenland, Labrador oriental), de hauts plateaux constituent les fjells dominés par quelques reliefs résiduels échancrés par des cirques et représentant d’anciens nunataks . Des fjords profonds les entaillent, correspondant aux auges glaciaires façonnées par les iceströms , puis ennoyées par la mer postérieurement.

Les modelés d’accumulation prédominent vers la marge de l’inlandsis. Les plus originaux forment des champs de drumlins groupant souvent plusieurs milliers de collines profilées et disposées selon la direction de l’écoulement glaciaire. Elles caractérisent le paysage islandais et celui du Massachusetts, avec leurs noyaux rocheux souvent enrobés à l’aval par des paquets de moraine de fond.

Au-delà, les aspects de l’accumulation se diversifient en fonction d’une activité croissante des eaux de fusion aux dépens de celle de la glace. Dans la zone de fonte, les eaux supraglaciaires des bédières et les eaux sousglaciaires restent directement contrôlées par le glacier. Elles engendrent des accumulations linéaires sinueuses, allongées sur des dizaines de kilomètres lors de la récession du glacier. Ce sont les oesar (sing. ôs ) islandais et suédois, au matériel fluviatile, émoussé, trié et structuré en lentilles.

Sur le front de l’inlandsis s’édifie une moraine bordière constituée de matériaux peu façonnés, striés, non classés et non structurés. Elle prend l’aspect de collines, hautes parfois de plusieurs centaines de mètres, sinuant sur des dizaines de kilomètres selon la coalescence des lobes glaciaires (plaine germano-polonaise, région des Grands Lacs nord-américains).

Dans la zone proglaciaire, enfin, les écoulements de fonte diffus déposent les matériaux prélevés aux moraines en cônes coalescents formant des sandur (Islande). Dans les lacs intermédiaires, la lente sédimentation des éléments les plus fins développe des varves dont la microstratification reflète la différenciation des apports saisonniers.

Modelés dus aux glaciers alpins

Les plus typiques sont les modelés d’ablation représentés par les cirques et les auges glaciaires.

Les cirques glaciaires correspondent à des niches de forme et de dimensions variables. Creusés dans les versants, les plus petits présentent l’aspect d’entonnoirs ou de vans. Les plus grands, épanouis à l’amont des vallées, sont en fauteuil, en baquet ou en amphithéâtre. Parfois, leurs fonds se creusent en cuvette logeant des lacs ou des tourbières après la déglaciation. Les plus spacieux résultent de la coalescence de plusieurs unités adjacentes. De minces crêtes rocheuses cloisonnent ces cirques composés. Quant ils sont denses, le recoupement de leurs parois détermine des pyramides et des crêtes d’intersection déchiquetées, typiques de la haute montagne. L’accumulation des matériaux fournis par la gélivation des versants et des crêtes, après glissement sur les névés très inclinés, constitue un bourrelet de névé à pente externe forte en raison des éboulements.

L’auge correspond au lit modelé par l’écoulement de la glace. Son profil transversal (fig. 3) est parfois en U, mais plus souvent en V, la pente des versants variant entre 30 et 70⁰. Les plus typiques se creusent dans des roches compactes, granites, calcaires ou basaltes. De dimensions très variables, leur calibrage peut se modifier le long de leur tracé, selon la résistance des roches offertes à l’ablation et le jeu des confluences, des diffluences et des transfluences glaciaires.

Dans le détail, les parois de l’auge montrent généralement des irrégularités remarquables. Au-dessus du bord d’auge, l’épaulement résulte d’un adoucissement de la pente, qui souligne le passage du lit glaciaire aux versants supraglaciaires. Des replats étagés, plus ou moins continus, expriment avec leurs roches moutonnées et leurs blocs erratiques, des emboîtements d’auges dus aux pulsations glaciaires du Quaternaire ou à l’action plus efficace des courants glaciaires profonds.

Les irrégularités du profil longitudinal (fig. 3) ne sont pas moins originales. Elles consistent en une succession de collines de roches moutonnées appelées verrous et de cuvettes ou ombilics . Les verrous correspondent généralement à des affleurements de roches dures. Ils ont la forme de simples gradins ou de buttes barrant plus ou moins l’auge. Après la déglaciation, les torrents les scient en gorges, tandis que des lacs s’installent dans les ombilics voués au colmatage alluvial. Les plus vastes lacs se localisent dans les ombilics terminaux très surcreusés par suite de la stagnation du front glaciaire (lacs périalpins de Suisse et d’Italie). Parfois, le surcreusement situe leur front au-dessous du niveau de la mer (lac de Garde, dont la profondeur maximale est à 漣 281 m).

À l’amont, le lit glaciaire se termine en cul-de-sac. Sa fermeture brusque définit le bout d’auge , vaste hémicycle modelé en cirque, borné par une haute muraille vers laquelle convergent des auges tributaires perchées (Gavarnie).

Enfin, l’existence de gradins de confluence, de diffluence et de transfluence résulte de l’organisation des auges en réseaux, dont les éléments ont été plus ou moins creusés en raison de modifications intervenues dans la répartition de l’écoulement glaciaire. Les torrents postglaciaires y creusent des gorges de raccordement.

Les modelés d’accumulation , moins caractéristiques, s’organisent selon un schéma tout à fait comparable à celui qui a été décrit dans le cas des inlandsis. Mais les oesar sont moins développés, de même que la moraine frontale , en croissant, à versant interne raide, constituant un vallum qui s’augmente vers l’aval de cônes construits par les eaux proglaciaires pour former le complexe fluvio-glaciaire . Plus originales sont les petites plaines d’obturation glaciaire à sédiments varvés, liées à la constitution de lacs dans des vallées barrées par des langues de glace parvenues au-dessous de la limite des neiges persistantes (Alpes, Pyrénées). On signalera aussi les kames et les terrasses de kames , issues de dépôts des eaux juxtaglaciaires dans des trous ou des rigoles du glacier et formant des buttes et des remblais caillouteux après fusion de leur moule de glace (Grésivaudan).

Conséquences géomorphologiques des fluctuations glaciaires

À l’exception de quelques formes marginales des glaciers actuels, le modelé glaciaire représente un héritage géomorphologique des glaciations quaternaires. Sa genèse ainsi que l’agencement de ses éléments ne sont intelligibles que dans la perspective de séquences morphoclimatiques définies par une alternance de refroidissements et de réchauffements.

Au cours d’un refroidissement, une période caractérisée par le développement d’une érosion périglaciaire efficace précède l’arrivée des glaciers. Elle met à la disposition des appareils en crue les masses de matériaux fournies par une gélivation intense, en même temps qu’elle disloque les affleurements rocheux. C’est essentiellement aux dépens et à l’aide de ce matériel préparé que s’opère le façonnement du lit glaciaire. Le raclage et le nettoyage se traduisent simultanément par l’édification d’une moraine de poussée (Alberta, région de New York). Son faciès de progression se manifeste surtout dans la complexité de sa structure due à des phénomènes de glacitectonique. Car la poussée de la glace cause des empilements, des chevauchements et des basculements de paquets de matériaux emprisonnés dans le pergélisol.

À cette primauté de l’action glaciaire se substitue progressivement celle des eaux de fusion quand se déclenche le réchauffement climatique. La passivité croissante des glaciers sous-alimentés s’exprime par l’épanouissement des modelés de récession, surtout d’accumulation, qu’il s’agisse de l’abandon de moraines terminales ou de l’allongement des oesar. En même temps, la glace finit par disparaître sous une moraine d’ablation engendrée par la concentration à sa surface des matériaux autrefois internes, jusqu’au moment où sa fusion totale entraîne sa superposition sur la moraine de fond. Les kames et les terrasses de kames se mettent en place, tandis que des écoulements de fonte abondants creusent dans le lit glaciaire libéré des séries de canyons proglaciaires parallèles, plus ou moins continus et profonds.

Mais la récession se traduit aussi par un morcellement des appareils glaciaires. À la périphérie des inlandsis, des culots de glace morte abandonnés lors du retrait fondent lentement sous leur couverture morainique. Leur disparition laisse subsister des dépressions fermées, plus ou moins accusées selon l’épaisseur de la lentille de glace, l’importance de la moraine et le colmatage postérieur (cryokarst ). Dans le cas des glaciers alpins, cette phase de décrépitude entraîne un tronçonnement de la langue glaciaire, qui se traduit par l’apparition des verrous et la survivance de coulées de glace peu mobiles sur les paliers intermédiaires et dans les ombilics. Au fur et à mesure de leur fusion, ces glaciers résiduels se transforment en glaciers noirs par concentration superficielle des moraines. On en connaît de nombreux exemples, actuels ou hérités, dans les montagnes (Alaska, Groenland occidental, Alpes-de-Haute-Provence, Grand Atlas marocain).

Or le Quaternaire a connu de trois à cinq glaciaires séparés par des interglaciaires , chaque glaciation se subdivisant elle-même en plusieurs stades liés à des pulsations mineures du climat. On conçoit alors la complexité de l’héritage géomorphologique correspondant. Car les modelés glaciaires et fluvio-glaciaires, d’ablation et d’accumulation, se sont diversement juxtaposés, superposés ou combinés selon les variations dans l’extension des glaciers. À ces complications s’ajoutent celles qui sont liées aux modifications provoquées par l’érosion postglaciaire et aux phénomènes corrélatifs de la déglaciation (glacio-eustatisme et isostasie). Ainsi s’explique la richesse des modelés du domaine glaciaire, dont l’analyse délicate reste une des bases fondamentales de la chronologie du Quaternaire.

Les glaciations de l’ère primaire

Les glaciations ne sont pas l’apanage du Quaternaire. En fait, la Terre a connu des périodes glaciaires tout à fait comparables au cours des quelque 500 millions d’années que comportent l’Éocambrien et l’ère primaire. Depuis longtemps, les géologues les ont signalées, en identifiant des formations compactées à faciès glaciaires et périglaciaires, appelées tillites , dans les séries sédimentaires correspondantes.

Dès la fin du Protérozoïque, au cours de la centaine de millions d’années qui précède le Cambrien, une ou deux glaciations caractérisent l’Éocambrien. Une calotte glaciaire coiffe alors le bouclier africain, et notamment le Sahara. Mais c’est seulement à l’Ordovicien supérieur, entre 435 et 450 Ma, que se développe une importante glaciation, dite de l’Ashgill, sous la forme d’un vaste inlandsis recouvrant largement les boucliers brésilien, saharien et sud-africain. Au Sahara, en particulier, la prospection pétrolière a permis de préciser son extension, ses aspects, le sens et la direction de l’écoulement de la glace. Cette reconstitution a été possible grâce à la richesse et à la fraîcheur de modelés glaciaires typiques, remarquablement conservés à la faveur de leur fossilisation sous des sédiments proglaciaires et périglaciaires, puis marins, consécutive à la transgression glacio-eustatique déclenchée par la déglaciation. Dans les séries tassiliennes, notamment, l’érosion a exhumé des lits glaciaires avec des cannelures et des stries, des ombilics et des verrous, des surfaces de roches moutonnées et des moraines de fond et de poussée. L’inlandsis de type arctique, centré au sud du Hoggar, s’étendait sur 4,5 millions de kilomètres carrés, au moins, prolongé par des langues glaciaires sur la marge saharienne septentrionale et dans les bassins sédimentaires adjacents. Au cours de sa longue existence, il a connu des fluctuations comparables aux glaciaires et interglaciaires du Quaternaire, les récessions les plus importantes ayant entraîné sa dislocation en plusieurs calottes. Lors des maximums glaciaires, en revanche, les plus grands inselbergs du Sahara actuel étaient des nunataks émergeant de la glace!

Postérieurement, une glaciation beaucoup moins ample se place à la fin du Silurien, vers 400 Ma. Elle se manifeste par des petites calottes glaciaires localisées sur les pointes de l’Afrique du Sud et de l’Amérique du Sud, îles Falkland comprises. C’est au Carbonifère supérieur que s’épanouit à nouveau une puissante glaciation jusqu’au début du Permien. Cette glaciation sakmarienne s’étale sur quelque 75 millions d’années. Un énorme inlandsis, centré sur l’Antarctique, recouvre le bouclier brésilien et la pointe de l’Amérique du Sud, le bouclier sud-africain et Madagascar, l’Inde péninsulaire, l’Australie occidentale et orientale.

Ainsi s’est créé, à plusieurs reprises, de l’Éocambrien jusqu’à la fin du Primaire, un vaste domaine glaciaire sur des continents situés aujourd’hui aux basses latitudes, mais qui étaient alors réunis dans un supercontinent austral, le Gondwana. Après sa dislocation à partir du Secondaire, la dérive liée à l’ouverture des océans Atlantique et Indien entraîna ses fragments jusqu’à leur position actuelle. Pendant ces périodes froides, la Terre offrait une zonation climatique comparable à celle d’aujourd’hui, déterminée par la localisation des pôles. Au cours des glaciations ordovicienne et silurienne, le pôle Sud se situait entre l’Ouest saharien et la péninsule Ibérique, dans la région des îles Canaries. Il se trouvait au niveau de l’Antarctique lors de celle du Permo-Carbonifère. Par ailleurs, les hautes chaînes de montagnes érigées par les orogenèses calédonienne (Silurien) et hercynienne (Permo-Carbonifère) provoquaient simultanément l’apparition de glaciers de type alpin. La glace disparaît totalement de la surface de la Terre au Secondaire, au profit de climats chauds, pour ne réapparaître qu’à partir de la fin du Tertiaire.

Encyclopédie Universelle. 2012.