# Les Glaciers actuels et la Période glaciaire/01

Il est une étude qui date de vingt-cinq ans à peine : c’est celle des glaciers, de leurs phénomènes, de leur rôle dans la nature, de leur ancienne extension au-delà des chaînes de montagnes et des régions polaires où ils sont confinés actuellement. En 1847, nous avons publié dans la Revue un article où nous exposions les résultats de travaux dont les plus anciens à cette époque ne remontaient pas à dix ans; ils étaient déjà nombreux et suffisans pour montrer le rôle considérable que les glaciers ont joué dans l’histoire de la terre, lorsque, dépassant leurs limites actuelles, ils se sont avancés dans les plaines de l’Europe, de l’Asie et de l’Amérique. Les changemens qu’ils ont amenés dans le relief et la configuration du sol étaient d’autant plus intéressans à constater que leur extension est le dernier grand phénomène cosmique dont notre globe ait été le théâtre.
L’importance que les anciens glaciers prenaient en géologie ramena l’attention des savans vers les glaciers actuels. Considérés jadis comme limités aux Alpes et aux Pyrénées, méconnus dans les régions polaires, où les navigateurs les appelaient des montagnes de glace (ice bergs), sans soupçonner leur analogie avec les glaciers de la Suisse et de la Savoie, ils avaient à peine fixé l’attention des géologues et des physiciens. L’historien des Alpes, de Saussure, ne les avait pas étudiés spécialement, et s’était borné à l’observation sans recourir à l’expérience. Venetz et Charpentier, après avoir reconnu qu’ils étaient jadis descendus dans les vallées habitées de la Suisse, les observèrent avec plus de soin ; mais l’étude expérimentale des glaciers date des mémorables séjours de MM. Agassiz, Desor et Vogt sur le glacier de l’Aar, de 1840 à 1845, de ceux de M. James Forbes sur la mer de glace de Chamonix et des travaux de leurs continuateurs, MM. Dollfus-Ausset, Hopkins, Tyndall, Ed. Collomb, John Ball, etc. Ce sont les résultats de ces recherches que je vais essayer d’exposer dans la première partie de cette étude ; la seconde sera consacrée à l’ancienne extension des glaciers. Ces recherches s’enchaînent étroitement entre elles, car c’est la connaissance des glaciers alpins et de l’action qu’ils exercent sur les vallées dans lesquelles ils se meuvent qui nous permettra de retrouver leurs traces loin des montagnes où ils sont confinés maintenant. Appliquant à cette étude le principe fécond des causes actuelles, inauguré par Constant Prévost et si heureusement développé par sir Charles Lyell, nous constaterons que les glaciers gigantesques de la période de froid étaient identiques dans leurs phénomènes et dans leurs effets aux glaciers actuels. Sauf les dimensions, rien n’a changé. Le concours de toutes les sciences physiques et naturelles est nécessaire à l’intelligence de ces phénomènes. Je ferai tous mes efforts pour être compris du lecteur qui aborde ce sujet pour la première fois ; mais j’ose engager les personnes qu’il intéresse plus spécialement à relire l’article du 1er mars 1847, car je ne saurais le reproduire en entier, et je dois me borner à choisir les faits les plus importans et à rappeler les définitions les plus essentielles à l’intelligence du sujet.
Les glaciers sont des fleuves de glace, émissaires des champs de neiges éternelles qui couronnent les hautes montagnes ou assiègent les pôles ; ils sont semblables à deux des plus grands fleuves du monde, le Nil et le Saint-Laurent, qui prennent leur source dans de vastes lacs intérieurs dont ils versent les eaux dans la mer. La longueur et l’extension des glaciers varient suivant la latitude. Dans les zones chaudes ou tempérées du globe, ils n’existent que dans les grandes chaînes des montagnes, et sont relégués dans les hautes vallées qui aboutissent aux cirques et aux cols voisins des sommets les plus élevés. Tels sont les glaciers des Alpes, des Pyrénées, du Caucase, de l’Himalaya, du Thibet et des Cordillères. Dans les pays froids, la Norvège, la Laponie, la Nouvelle-Zélande ou la Terre-de-Feu, des montagnes relativement peu élevées sont chargées de glaciers. Enfin les terres les plus rapprochées de l’un et l’autre pôle, le Spitzberg, le Groenland, l’Amérique boréale, qui entourent le pôle nord, les terres Adélie, Victoria et Graham, que les navigateurs ont signalées autour du pôle sud, dorment ensevelies, pour ainsi dire, sous un manteau de glaces : non-seulement elles remplissent les vallées, mais elles recouvrent encore les plateaux et s’étendent dans les plaines jusqu’au bord de la mer.
Réservoirs d’eau inépuisables, les glaciers des montagnes sont la source des plus grands fleuves de l’Europe et de l’Asie, tels que le Rhin, le Rhône, le Pô, la Garonne, le Gange, l’Indus, etc. Loin de tarir pendant l’été comme les rivières alimentées par des sources, ces fleuves roulent des eaux d’autant plus abondantes que la chaleur est plus forte et partant la fusion de la glace plus rapide. Les glaciers permanens des deux pôles et les glaces flottantes qu’ils versent dans l’océan jouent un rôle plus important encore : ils sont les régulateurs de la météorologie terrestre. Sous l’influence des chaleurs de la zone torride, des courans aériens s’élèvent et se propagent en s’abaissant peu à peu jusqu’aux deux pôles; c’est le courant tropical. Refroidi au contact des glaces éternelles qui les assiègent, ce fleuve aérien revient sous le nom de contre-courant polaire rafraîchir les régions tempérées des deux hémisphères. L’étude des glaciers forme donc un des chapitres les plus intéressans de la géographie physique : de là les nombreuses études dont ils ont été l’objet de la part des voyageurs, des géologues et des physiciens.
Nous avons dit que la grandeur de ces fleuves de glace variait prodigieusement. Dans les montagnes des zones tempérées, elle est proportionnelle à la hauteur et à la configuration des massifs, dans les régions arctiques à la nature du climat, dans les unes et dans les autres à l’abondance des chutes de neige pendant la saison froide et à la température de l’air pendant l’été.
On distingue deux variétés de glaciers. Sur les contre-forts peu élevés parallèles aux grands massifs alpins et sur la chaîne centrale des Pyrénées, on aperçoit de petits glaciers, nichés dans des cavités tournées vers le nord, qui ont à peine la superficie de nos places publiques. Je citerai, comme un exemple connu de beaucoup de touristes, le petit glacier qui se trouve à 70 mètres au-dessous du sommet du Faulhorn dans le canton de Berne, à quelques minutes de l’hôtel d’où l’on jouit d’une si belle vue sur les Alpes bernoises. En septembre 1841, la surface de ce glacier, élevé de 2,610 mètres au- dessus de la mer, n’était que de 1,300 mètres carrés; de Saussure a désigné ces petits amas de glace sous le nom de glaciers de second ordre.
Dans les Pyrénées, moins élevées que les Alpes et situées sous une latitude plus méridionale, les glaciers n’atteignent pas les vallées et restent suspendus aux flancs des plus hautes montagnes. Les plus grands sont ceux du Vignemale, de Crabrioules, du Mont-Perdu et de la Maledetta : ils rentrent dans la catégorie des glaciers de second ordre. Dans la grande chaîne des Alpes on trouve la mer de glace de Chamonix, qui a 12 kilomètres de long. Le glacier d’Aletsch débouche dans le Valais près de Viége après un parcours de 24 kilomètres; celui de l’Aar dans les Alpes bernoises en a 8, sur une largeur maximum de 1,450 mètres. Des mesures très approximatives de la puissance du glacier de l’Aar ont permis à M. Desor d’en évaluer le volume à 2 milliards 400 millions de mètres cubes de glace; le volume de celui d’Aletsch serait de 22 à 24 milliards. L’extrémité inférieure des quatre glaciers des Alpes qui descendent le plus bas, savoir celui de Grindelwald inférieur, des Bossons, d’Aletsch et de la Brenva, est à 1,200 mètres au-dessus du niveau de la mer.
Dans l’Himalaya, l’élévation des massifs compense l’influence de la latitude (30° latitude sud), et d’immenses glaciers descendent jusqu’à 3,000 mètres au-dessus de la mer. Le capitaine Montgomerie a mesuré le glacier de Baltoro dans la vallée de Brahaldo; il a 58 kilomètres de long sur une largeur de 2 à 4 kilomètres. Le glacier de Biafo est un fleuve de glaces de 103 kilomètres de long. Dans l’Himalaya occidental, le capitaine Godwin Austen a parcouru le glacier qui descend du Mooztagh et donne naissance au puissant affluent de l’Indus appelé Shiggar : il a 58 kilomètres de long comme celui de Baltoro. Ces dimensions n’ont rien de surprenant, si l’on réfléchit que le col le plus voisin par lequel les voyageurs passent à Yarkand, dans la petite Boukharie, est à 5,400 mètres au-dessus de la mer, et que le pic de Karakorum, le sommet culminant du massif, s’élève à 8,460 mètres, c’est-à-dire 2,650 mètres plus haut que le Mont-Blanc. Auprès de ces fleuves de glace, ceux des Alpes sont des ruisseaux, et les sommets qui les dominent de modestes montagnes. En Asie, tout est colossal; l’Europe est une miniature.
Les montagnes du Caucase en sont une nouvelle preuve; elles commencent à être connues par les voyages de Parrot, Kholenati, Abich, Meyer et Ruprecht. L’élévation de leurs sommets égale celle des Alpes : l’Elbrus la surpasse, il a 5,420 mètres d’élévation, le Kasbeck 4,677 mètres, le Didi-gwerdi 3,560. De puissans glaciers s’avancent jusque dans les vallées cultivées et habitées du pays. Néanmoins ils descendent moins bas qu’en Suisse et en Savoie. La hauteur moyenne au-dessus de la mer de l’extrémité inférieure de huit glaciers des montagnes du Caucase est, d’après les mesures de MM. Kholenati et Ruprecht, de 2,185 mètres. Ces glaciers présentent tous les accidens de ceux des Alpes, et donnent naissance à de grands fleuves tels que le Wilbat-don, le Samu, le Sulak, dont les noms même sont inconnus en Europe.
La chaîne de montagnes qui forme l’arête de la péninsule scandinave est peu élevée ; mais, le climat étant froid et humide, de grands Glaciers descendent vers la côte norvégienne. Le plus long de tous paraît être celui de Lodal, sous le 61e degré de latitude. Il a 9 kilomètres de long sur 700 ou 800 mètres de large, et s’arrête à 580 mètres au-dessus de la mer. L’escarpement terminal de celui de Nygaard n’est qu’à 340 mètres d’altitude ; il provient d’une montagne dont la hauteur ne dépasse pas 1,640 mètres. Même sous le 70e degré, au fond du golfe de Jöckul, les glaciers s’arrêtent avant de toucher le bord de la mer ; mais en Islande (lat. Qà°) et dans l’île de Jan Mayen (lat. 70% long. 10° 0.) ils atteignent le niveau de l’Océan-Glacial. Enfin au Spitzberg (lat. 77° à 81°) toutes les vallées sont comblées par des glaciers qui non-seulement descendent jusqu’à la côte, mais s’avancent au-delà du rivage jusqu’à ce que l’extrémité qui surplombe la mer, n’étant plus soutenue à la marée basse, s’écroule dans les flots : l’escarpement de ces masses agglomérées, tourné vers le large, forme un mur de glace ayant jusqu’à 10 kilomètres de front. L’un d’eux, celui de Bellsound, que j’ai étudié en 1838, avait, d’après les mesures des officiers de la Recherche, 18 kilomètres de long sur 5 kilomètres de large. Les montagnes du Spitzberg, dont l’altitude varie de 500 à 1,200 mètres, sont pour ainsi dire enterrées dans la glace ; leurs pointes seules restent visibles et ont mérité à l’île le nom que les Hollandais lui ont donné. Ces glaciers sont les émissaires d’un réservoir immense qui occupe tout le centre de l’île : aussi le Spitzberg réalise-t-il la conception d’un pays de montagnes entièrement envahi par les glaciers. Les sommets les plus élevés percent seuls le manteau de glace sous lequel la contrée tout entière est ensevelie. Toutefois entre les vallées qui débouchent dans la mer et dans les parties plates il existe des espaces où la neige disparaît pendant l’été et où croissent quelques humbles plantes, enfans perdus de la flore continentale. Il en est de même au Groenland; mais celui-ci, ayant seulement un vaste plateau intérieur sans hautes montagnes, nous fournit l’exemple d’un pays peu accidenté où les conditions climatériques suffisent pour qu’il soit recouvert tout entier d’un manteau de glace. Quinze grands glaciers, émissaires du réservoir central, ont été observés par les navigateurs de la baie de Baffin le long de la côte du Groenland. Chacun d’eux, si l’on remonte à son origine, a environ 400 mètres de long, et surplombe la mer de 50 mètres au moins; mais comme le glacier plonge dans la mer, souvent très profonde, il en résulte que la hauteur totale de l’escarpement est de 350 à 450 mètres. Ce sont ces escarpemens qui, démolis par les vagues, donnent naissance à ces énormes glaces flottantes de la baie de Baffin, dont la hauteur surpasse souvent celle de la mâture des navires. Au Spitzberg au contraire, la température de la mer réchauffée par le gulf-stream étant supérieure à zéro pendant l’été, le glacier fond au contact de l’eau, et l’escarpement du glacier se réduit à la portion qui s’élève au-dessus de la mer : aussi les glaces flottantes, n’ayant que 4 ou 5 mètres de hauteur, dépassent-elles à peine le bastingage des navires. Les plus grands glaciers du Groenland sont ceux de la baie de Melville, par 76 degrés de latitude, et le plus grand du monde entier, le glacier de Humboldt, se trouve dans le détroit de Smith, au nord de la baie de Baffin; il s’étend le long de la mer du 79e au 80e de latitude, sur une longueur de 111 kilomètres. C’est auprès de ce glacier que le docteur Kane, commandant le brick américain Advance, séjourna pendant les deux hivers de 1854 et 1855. Il en décrit l’escarpement terminal comme un escalier gigantesque de 90 mètres de haut. Les premières marches s’appuyaient sur le rivage, sur la mer et sur des îles voisines de la terre. A la fin d’avril, ce glacier semblait déjà en mouvement; sa surface était parcourue par des filets d’eau, résultat de la fusion; ces filets, se réunissant entre eux, formaient des ruisseaux, puis de petites rivières qui tombaient en cascades dans la mer; en même temps des masses de glace se détachaient et s’écroulaient; les unes s’entassaient sur les gradins dont nous avons parlé, les autres se précipitaient dans les flots, et formaient de longs convois de glaces flottantes qui dérivaient lentement vers l’Océan-Polaire.
Des glaciers semblables, quoique moins grands, existent çà et là dans cet archipel de grandes îles et de promontoires découpés qui s’étend de la baie de Baffin au détroit de Behring, c’est-à-dire de l’Océan-Atlantique à l’Océan-Pacifique. Dans la baie de Kotzebue, au nord-ouest du détroit de Behring, Seemann, naturaliste de l’Herald, observa en 1850 un glacier qui présentait une particularité bien remarquable. Au-dessus de l’escarpement terminal du glacier, les marins anglais virent avec surprise une masse argileuse épaisse de 1 à 7 mètres reposant immédiatement sur la glace : elle était surmontée d’une couche de tourbe portant une végétation luxuriante d’arbrisseaux, tels que des saules, des bruyères et des plantes herbacées appartenant aux genres Carex, Polygonum, Senecio, etc., entremêlées de mousses et de lichens. Cette tourbière recouvrant un glacier est une date géologique. Elle montre déjà que cette glace date de plusieurs siècles; mais il y a plus : dans les parties éboulées de la terre argileuse, Seemann et ses compagnons recueillirent de grands ossemens d’éléphant, de cheval, d’élan, de renne et de bœuf musqué. Une des défenses de l’éléphant avait 4 mètres de long et pesait 79 kilogrammes. Il ne faut pas oublier que cet éléphant ou mammouth est un animal fossile, une espèce perdue qui ne se trouve plus vivante dans l’hémisphère boréal. Ainsi donc cette glace était contemporaine de l’éléphant et même antérieure à lui; ce glacier appartient non pas à l’époque actuelle, mais à celle où les glaces du nord et celles de nos montagnes s’étendaient sur une grande partie de l’Europe et de l’Amérique : c’est un glacier fossile. Les eaux, résultat de la fusion des neiges, ont déposé à la surface de ce glacier la couche d’argile, — qui n’est probablement autre chose que la boue impalpable qui résulte du broiement des roches par la glace, — et charrié en même temps des ossemens d’éléphans, de rennes et de bœufs musqués qui avaient péri dans le voisinage. Quelques mousses se sont établies sur cette argile toujours humide; avec le temps, elles se sont converties en tourbe, sur laquelle ont paru plus tard les végétaux amis du sol spongieux des tourbières. Protégée par cette couche déterre, la glace n’a jamais fondu, même superficiellement, et s’est conservée comme les rochers les plus réfractaires aux influences atmosphériques.
Traversons le détroit de Behring et passons en Asie. Nous trouvons des glaciers dans les montagnes du Kamtschatka, mais il n’en existe pas un seul tout le long de la côte sibérienne baignée par la Mer-Glaciale. Le fait, constaté par un savant voyageur russe, Middendorff, est assez difficile à expliquer. L’absence de montagnes, la disparition de la neige pendant l’été relativement chaud de ces contrées, la sécheresse de l’air, telles sont les causes que l’on peut invoquer ; mais l’ensemble seul de ces influences explique l’absence des glaciers, car dans l’Altaï, chaîne située sous le 50e degré, l’air est sec et des glaciers s’y maintiennent : on en retrouve aussi à la Nouvelle-Zemble, grande île située au nord de la Sibérie, sous le 75e degré de latitude. Nous venons de donner une idée de la distribution des glaciers arctiques: ils forment autour du pôle boréal une calotte interrompue seulement dans le nord du continent asiatique. Le pôle sud est également entouré de glaciers, mais dans cette région la mer domine; les terres sont rares, ce sont des îles ou des fragmens de continens incomplètement connus. L’on sait néanmoins, par les voyages de Weddel, de d’Urville et de James Ross, que les terres voisines de ce pôle sont couvertes de glaciers qui descendent jusqu’à la mer et y versent des glaces flottantes dont les dimensions sont égales à celles de la baie de Baffin. Plus au nord, des glaciers existent à la Terre-de-Feu et le long du détroit de Magellan. Dans le sud du Chili, par le 46e degré de latitude, l’illustre naturaliste Charles Darwin en a vu qui descendaient jusqu’au rivage. Ces glaciers américains sont peu connus. Cependant un peintre allemand célèbre par ses vues du Nouveau-Monde, Rugendas, a admirablement reproduit les glaciers de Cerro da Tolosa, entre Sant-Iago et Mendoza. Situés par 33° 45’ de latitude sud et à 3,900 mètres au-dessus de la mer, ils occupent de larges ravins qui découpent les sommets volcaniques de la Cordillère. J’ai reçu aussi de M. d’Acosta une roche polie et striée par un des glaciers situés dans la Sierra-Santa-Marta (république de la Nouvelle-Grenade), à 12 degrés au nord de l’équateur.
Grâce aux explorations des Drs Haast et Hector et au séjour du Dr Hochstetter, géologue de la commission scientifique embarquée à bord de la frégate autrichienne la Novarra, nous pouvons donner plus de détails sur les glaciers de la Nouvelle-Zélande. Cet archipel se compose de deux îles comprises entre le 34e et le 47e degré de latitude sud. Une chaîne de hautes montagnes longe la côte occidentale de l’île la plus australe du 42e au 44e degré; elle présente des sommets, tels que le mont Cook, le mont Tyndall, le mont Arrowsmith, qui s’élèvent de 3,000 à 4,400 mètres au-dessus de la mer. Ces montagnes sont couvertes de neiges éternelles, et des glaciers semblables à ceux des Alpes descendent en moyenne jusqu’à l,240 mètres au-dessus de la mer. Ainsi le glacier de la Clyde, qui a li kilomètres de long, s’arrête à 1,250 mètres d’altitude; son escarpement terminal mesure 40 mètres de haut. Le glacier de Tas- man a 16 kilomètres de long sur 2,500 mètres de large. Quoique plus rapprochés de l’équateur, ces glaciers, moins longs que ceux des Alpes, descendent cependant aussi bas. A leur extrémité inférieure, ils sont entourés d’une végétation toute spéciale. Des hêtres (Fagus fusca), des espèces de conifères des genres Podocarpus, Dammara, Phyllocladus et Dacridium et des arbrisseaux appartenant aux groupes Coriaria, Panax et Aralia croissent au contact de la glace ; mais à quelques centaines de mètres au-dessous on trouve des forêts à physionomie tropicale, composées de palmiers, de fougères arborescentes, de Dracaena, de Metrosideros, et de même que nous voyons le chanvre et le lin prospérer dans le voisinage des glaciers de la Suisse, de même le lin de la Nouvelle-Zélande (Phormium tenax) végète vigoureusement près des glaciers de nos antipodes. Deux grandes espèces de perroquets troublent seuls de leurs cris perçans le silence de ces régions inhabitées, où naissent les rivières torrentielles de ces îles. A défaut d’observations directes, cette végétation dénote un climat tempéré, humide, des étés d’une chaleur modérée suivis d’hivers sans gelées dans les plaines et sur les plateaux peu élevés. Ce climat, analogue à celui de l’Angleterre, est favorable à l’accroissement des glaciers. Les neiges abondantes qui tombent en hiver réparent largement les pertes subies pendant l’été. La distribution géographique des glaciers nous étant connue, passons à l’étude des phénomènes qu’ils présentent.
J’ai comparé les glaciers à des fleuves de glace ; en effet, ces masses, qui semblent l’emblème de l’immobilité, sont animées d’un mouvement de progression pareil à celui de nos cours d’eau. Les montagnards des Alpes avaient remarqué depuis longtemps que les blocs de pierre qui recouvrent leur surface ne restaient pas à la même place, mais qu’ils étaient transportés vers la plaine sur le dos du glacier. De Saussure, Charpentier, l’évêque Rendu, ont noté des faits de ce genre. La science réclamait des mesures précises ; elles furent faites successivement sur le glacier de l’Aar par MM. Agassiz et Desor, sur la mer de glace de Chamonix par MM. J, D. Forbes et J. Tyndall. On s’assura que les glaciers progressaient comme une rivière qui coule d’autant plus vite qu’elle est plus profonde, et dont le courant est plus rapide au milieu que sur les bords, à la surface qu’au fond. Quelques chiffres fixeront les idées. En un an, au niveau du pavillon de M. Agassiz, le glacier de l’Aar avance en moyenne de 71 mètres au milieu, de 33 mètres sur les bords. Vers l’extrémité inférieure, la vitesse de progression se ralentit au point de n’être plus que de 39 mètres ; elle s’accélère un peu vers le haut, où le glacier parcourt annuellement un espace de 75 mètres. La mer de glace de Chamonix, en face du Montan- vert, progresse annuellement de 147 mètres environ. Le mouvement est plus rapide dans la saison chaude que dans la saison froide et atteint son maximum au commencement de l’été. En août 1846, je me suis assuré avec M. Otz, sur le même glacier de l’Aar, à l’aide d’un théodolite placé sur un rocher et d’une règle divisée fixée au milieu du glacier, que cette progression ne se faisait pas par saccades; elle était uniforme et de 173 millimètres en vingt-quatre heures. Sur la mer de glace de Chamonix, en face de Tré-la-Porte, M. Tyndall a constaté un avancement de 508 millimètres par jour.
A côté de ces preuves géométriques, il existe des preuves indirectes de la progression des glaciers qui ne sont pas moins probantes. En 1788, de Saussure séjourna seize jours sur le col du Géant à 3,360 mètres au-dessus de la mer pour étudier la météorologie des régions supérieures de l’atmosphère : il redescendit le 19 juillet avec son fils à Courmayeur; mais les guides revinrent directement à Chamonix, et l’un d’eux, le nommé Couttet, laissa au pied de l’Aiguille-Noire une grande échelle désormais inutile. En 1832, M. Forbes trouva des fragmens de cette échelle sur la mer de glace en face des cascades du glacier appelé les Moulins. Dans l’espace de quarante-quatre ans, ces fragmens, descendus depuis la base de l’Aiguille-Noire, avaient parcouru 4,050 mètres mesurés sur la carte du capitaine Mieulet, ou 94 mètres par an. Le 18 août 1845, je trouvai moi-même sur la moraine venant de cette aiguille, au-dessous du glacier de Charpoua, le pied gauche de cette échelle percé de deux trous correspondant aux deux derniers échelons. D’après mon calcul, ce fragment avait parcouru une longueur de 4,420 mètres en cinquante-sept ans, ou 87 mètres par an. On voit qu’il existe entre ces résultats l’accord le plus satisfaisant qu’on puisse espérer dans des calculs de ce genre.
Voici un autre fait presque contemporain. Le 29 juillet 1836, un voyageur partait du Montanvert avec le guide Devouassou pour aller au Jardin, îlot couvert de plantes au milieu du glacier de Talèfre. Le guide portait un havre-sac appartenant à l’hôtel du Montanvert et contenant du vin, du pain et du fromage. Après avoir passé le rocher dit le Couvercle, le guide marchait sur le bord du glacier de Talèfre, dont les crevasses étaient couvertes de neige : tout à coup les deux pieds lui manquent à la fois, et il tombe dans une de ces crevasses sous les yeux du voyageur stupéfait : celui-ci l’appelle vainement, le croit perdu et retourne au Montanvert. Le guide n’était qu’étourdi, et après s’être débarrassé de son havre-sac il fit avec son couteau des trous dans les parois de glace et parvint à remonter à la surface. Le 23 juillet 1846, M. Forbes retrouva le havre-sac déchiré, mais contenant encore un mouchoir et un fragment de bouteille, au-dessous du point où le glacier de Talèfre se réunit à la mer de glace. Ce havre-sac fut reconnu par plusieurs guides qui l’avaient porté et par sor ancien propriétaire. En dix ans, ce sac, abandonné au fond d’une crevasse, était descendu avec la cascade du glacier de Talèfre, et avait apparu 340 mètres plus bas à la surface, par suite de la fonte superficielle du glacier.
Les catastrophes dont les Alpes sont quelquefois le théâtre fournissent aussi à la science des faits qu’elle ne saurait négliger. Le 18 août 1820, le Dr Hamel et deux Anglais partent de Chamonix pour faire l’ascension du Mont-Blanc. Le temps n’était pas favorable, on attendit pendant vingt-quatre heures aux rochers des Grands-Mulets. Malgré l’avis des guides, le docteur insista pour partir. On arrive au grand plateau, et prenant le chemin plus court, mais plus dangereux, que de Saussure avait suivi, on s’élève le long de l’escarpement vers le sommet. Le vent était violent. Tout à coup un craquement épouvantable se fait entendre, une avalanche se détache et entraîne cinq guides; trois disparaissent dans une crevasse, et la neige qui descendait avec eux, tombant en cascade dans le gouffre, les ensevelit vivans au fond de l’abîme. Deux seulement, arrêtés miraculeusement au bord de la rimaye se dégagent. Tout secours était inutile, et les survivans redescendirent désespérés à Chamonix. Quarante ans après, le 15 août 1861, on retrouva encore engagés dans la glace au pied du glacier des Bossons quelques ossemens, un chapeau de feutre et une lanterne écrasée. Deux survivans du désastre, vieillards octogénaires, reconnurent à la couleur des cheveux et à d’autres indices quels étaient les deux guides dont les os avaient ainsi revu la lumière. On peut estimer à 3,500 mètres environ la différence de niveau des deux points où les guides ont péri et où leurs restes ont été retrouvés. L’avenir sera témoin d’une démonstration moins tragique et tout aussi probante. Quand nous quittâmes le grand plateau du Mont-Blanc le 1er septembre 1844, mon ami Auguste Bravais et moi, nous laissâmes enfoncés dans la neige les deux montans et la traverse de la tente qui nous avait abrités, ainsi que les longues chevilles de bois qui maintenaient la toile. Un jour sans doute, vers 1880, un touriste verra ces montans gisant à la surface du glacier des Bossons, et quelque vieux guide se rappellera que trente-six ans auparavant de jeunes Français avaient dressé leur tente-sur le grand plateau, à 4,000 mètres au-dessus de la mer, pour se livrer à une série d’observations météorologiques, comme jadis de Saussure avait séjourné sur le col du Géant.
La progression des glaciers étant un fait incontestable, voyons comment elle peut s’expliquer. Plusieurs théories avaient été proposées : soumises à l’épreuve expérimentale, elles durent être successivement abandonnées. Une seule survécut, et régna quelque temps sans partage : c’est celle de M. J. Forbes, que les Anglais appellent théorie de la viscosité (viscous theory).
« La glace, disait M. Forbes, n’est point une matière dure, rigide, incompressible; c’est un corps plastique, comparable à du miel, de la mélasse, du goudron ou de la poix semi-liquide. En effet, le glacier ne se moule-t-il pas dans le lit de rocher qui l’enserre? Que ce lit se rétrécisse, le glacier se contracte, s’étire et franchit le détroit. Presque tous les grands glaciers de la Suisse offrent des exemples de ces rétrécissemens. A Chamonix, le glacier de Talèfre passe à travers un étroit défilé compris entre la montagne du Couvercle et le promontoire de l’aiguille de Talèfre, qui aboutit à la Pierre de Béranger. Le défilé n’a que 600 mètres d’ouverture; mais au-dessus la largeur du glacier est de 4,200 mètres. Il faut donc que la glace soit plastique pour qu’elle puisse passer à travers cette étroite filière dans laquelle son diamètre se réduit au septième de ce qu’il était auparavant. Le glacier du Géant franchit une cluse semblable entre le petit Rognon et l’Aiguille-Noire. Le glacier du Mont-Dolent s’épanouit pour ainsi dire dans le val Ferret en débouchant d’un couloir étroit qui semble lui fermer l’accès de la vallée. Le glacier inférieur de Grindelwald contourne le promontoire de la Stieregg, celui de Zermatt se moule sur les flancs du Riffelberg : ainsi donc les glaciers se comportent comme les substances plastiques et semi-fluides dont nous avons parlé. » M. Forbes invoquait un autre argument.
Quand on contemple d’une certaine hauteur un glacier peu tourmenté et dont la surface n’est pas couverte de débris tombés des montagnes voisines, on aperçoit sur la glace des lignes noires formant des courbes paraboliques ou ogivales dont la convexité est tournée en aval. Ces lignes, que les Anglais désignent sous le nom de bandes sales (dirt bands), sont très visibles sur la mer de glace de Chamonix, le glacier inférieur de Grindelwald et presque tous les grands glaciers de la Suisse. M. Forbes considère ces bandes comme analogues à celles que l’on remarque sur de la poix liquide lorsqu’elle coule lentement, ou même sur les ruisseaux de nos villes lorsque leur cours est ralenti par un obstacle; on voit alors les impuretés qui les recouvrent former des anses ou courbes paraboliques semblables à celles qu’on observe sur les glaciers. M. Forbes crut trouver une éclatante confirmation de sa théorie lorsqu’il revit ces bandes sur l’extrémité des coulées de lave du Vésuve, et en effet je les ai vues, comme lui, en 1852, nettement dessinées sur une coulée de lave qui descendit pendant l’année 1819 du côté de Pompéi.
Tous ces faits sont vrais, mais l’explication donnée par M. Forbes ne l’est pas. En effet, 1° la constitution moléculaire de la glace n’est pas homogène comme celle d’un corps visqueux tel que le goudron et la mélasse, dont les particules sont unies les unes aux autres : la glace des glaciers est fissurée et se compose de fragmens de glace enchevêtrés les uns dans les autres, mais séparés par des espaces capillaires remplis d’eau ; 2° un corps visqueux a une densité uniforme dans toutes ses parties. La glace des glaciers se compose de bandes alternatives de glace blanche remplie de bulles d’air et de glace bleue plus dense parce qu’elle en est presque entièrement dépourvue. La structure de la glace des glaciers est donc fort différente de celle des corps visqueux. Voyons si ces corps, quand ils coulent dans un canal comparable au couloir où se meut le glacier, se comportent comme celui-ci. La pente de ces couloirs n’est pas uniforme : elle change souvent et presque toujours brusquement; dans ce cas, le glacier se crevasse, mais la partie inférieure ne se sépare pas de la partie supérieure, la masse reste toujours continue. Si au contraire on fait couler un corps visqueux sur un plan dont l’inclinaison change subitement, la partie inférieure coulera plus vite que la supérieure et s’en séparera. Il y a plus : si les glaciers étaient des masses visqueuses, ils descendraient d’autant plus rapidement que la pente est plus forte. Or l’expérience prouve le contraire. Ainsi M. Desor a trouvé que le petit glacier du Grünberg, affluent de celui de l’Aar, descend sur une pente de 30 à 50 degrés avec une vitesse de 22 mètres par an, tandis que celui de l’Aar, dont la pente moyenne est de à degrés seulement, avance de 77 mètres en une année. En 1846, du 13 au 31 août, ce petit glacier avait progressé d’après mes mesures de 2m, 22, tandis que le glacier de l’Aar avait marché de 2m, 94 dans le même espace de temps. Ces faits étaient inconciliables avec la théorie de la viscosité. M. Hopkins s’en aperçut le premier en appliquant le calcul à la marche des glaciers; mais il était réservé à un physicien anglais, déjà célèbre, quoique jeune encore, M. John Tyndall, de perfectionner la théorie du mouvement des glaciers par ses observations et par ses expériences. La glace des glaciers n’est point visqueuse ni semi-liquide; mais elle est compressible et plastique. Nous savons tous, en nous rappelant nos souvenirs d’enfance, que nous pouvions faire des balles avec de la neige, qui n’est que de la glace divisée : nous nous souvenons aussi que ces pelotes devenaient d’autant plus petites que nous les comprimions davantage. Pourquoi ces flocons de neige pouvaient-ils s’agglutiner de manière à former un corps solide? Pourquoi ce-corps solide pouvait-il se comprimer, diminuer de volume et se modeler de manière à prendre la forme d’une boule, d’un homme, d’une maison? — Un grand physicien, Faraday, s’est emparé du fait dévoilé par le jeu d’enfant et lui a donné la valeur d’une expérience scientifique. Si dans de l’eau à zéro ou au-dessus de zéro vous mettez en contact des fragmens de glace et que vous les serriez l’un contre l’autre, ils s’agglutineront de nouveau, et si la pression est celle d’une machine hydraulique, c’est-à-dire équivalente à 40 ou 50 atmosphères, vous obtiendrez un morceau de glace compacte d’un très petit volume comparé à celui de l’ensemble des fragmens isolés; c’est ce phénomène que Faraday a désigné sous le nom de regelation, que nous traduirons en français par le mot regel. M. Tyr.dall a varié cette expérience : il remplit de fragmens de glace un cylindre creux en fonte et comprime fortement cette glace au moyen d’un cylindre plein qui entre exactement dans le premier; il obtient ainsi un cylindre de glace grisâtre, très dure et très compacte. Si l’on met ce cylindre dans un moule creux ayant la forme d’une lentille et qu’on le comprime de nouveau, il prendra la forme lenticulaire, et successivement on peut donner au même morceau toutes les formes imaginables, même celle d’une statue. La glace réduite en fragmens est donc compressible, ductile, malléable, et se transforme par la pression en un solide à texture homogène. — Ces expériences, répétées avec succès en France par M. Tresca, nous expliquent à la fois les pelotes de neige des enfans et la conversion de la neige en glace sous l’influence de la pression des parties supérieures des glaciers; elles nous font également comprendre la progression de ceux-ci. Pressé par le poids des parties supérieures, le glacier marche ou plutôt est poussé en avant. Sa masse plastique se moule sur la vallée qui la contient : arrivée à un rétrécissement, elle force le passage en s’étirant dans la filière, sous l’influence de la pression : en face d’un obstacle, elle se redresse, et la rapidité de la progression est en raison non pas seulement de la pente, mais de la masse, du poids des parties supérieures qui la favorisent et des obstacles qui la contrarient. Près d’un promontoire, elle est ralentie, et le glacier le contourne non pas d’une seule pièce, mais en se tordant pour ainsi dire sur lui-même, de façon que la portion riveraine reste en arrière tandis que celle du milieu continue d’avancer.
Ce mode de progression nous explique la formation des crevasses qu’on observe toujours au pied des promontoires. En effet, considérons deux points du glacier, l’un situé près du rocher encaissant et un autre vers le milieu : ces deux points sont unis entre eux par une bande de glace continue; mais, le second point marchant plus vite que le premier, il en résulte une tension, et quand cette tension dépasse le degré d’élasticité de la glace, il y a rupture. C’est une crevasse qui se forme, et elle est, comme l’indiquent les lois de la mécanique, perpendiculaire à la ligne qui joint les deux points que nous avons considérés. Cette formation des crevasses est encore en opposition formelle avec la théorie de M. Forbes, qui assimile un glacier à un corps visqueux ; un tel corps en contournant un promontoire ralentit sa marche, mais il ne se forme pas de solution de continuité dans sa masse, qui ne se crevasse ni ne se déchire.
Le phénomène du regel nous rend compte d’un autre fait matériel dont personne ne s’était avisé de chercher l’explication, et qui pourtant aurait dû exciter la surprise et provoquer les investigations des esprits réfléchis. Quand un glacier arrive à un point de la vallée où la pente devient subitement plus forte qu’elle ne l’était auparavant, alors il se précipite sur cette pente, se divise en prismes, en lames, en aiguilles, en cubes séparés par de profondes crevasses. Ce sont ces cascades de glace qui font l’admiration des touristes au glacier des Bois au-dessous du Montanvert, au glacier de Talèfre avant sa jonction avec la mer de glace, sur le glacier du Géant, entre l’Aiguille-Noire et celle de Blaitière, sur celui de Grindelwald inférieur, au-dessous de la Stieregg. Mais du moment que le glacier a franchi cette dénivellation, du moment que la pente est moins forte, la surface redevient unie, les crevasses moins nombreuses, et le glacier, infranchissable pour le voyageur dans les points où il forme cascade, est abordé sans crainte par les plus timides. La surface presque unie que les touristes traversent en allant du Montanvert au Chapeau est la même qui était décomposée en aiguilles sur les glaciers du Géant et de Talèfre, et cette même glace se déchirera, se divisera, se crevassera de nouveau sur le rocher fortement incliné du glacier des Bois, au pied duquel jaillit la source de l’Arveiron. Sur une pente faible, la pression des parties supérieures ressoude et recolle les parties qui s’étaient divisées et séparées sur une pente plus rapide.
Mais comment s’opère ce recollement de la glace divisée en petits fragmens dans l’expérience de Tyndall, ou séparée en énormes cubes, en aiguilles, en prismes, en pyramides de plusieurs mètres de haut dans la nature? Pour comprendre l’effet de la pression sur la glace des glaciers, il faut d’abord savoir et expliquer ce qui se passe lorsque l’on comprime de l’eau pure dans un appareil semblable à celui que M. Tyndall a employé pour la glace. Supposons cette eau à une température voisine de zéro : l’expérience montre que la pression abaissera son point de congélation, c’est-à-dire que plus la pression sera forte, plus le degré auquel l’eau se congèlera sera abaissé au-dessous de zéro. Voici l’explication de ce phénomène, prévu théoriquement par Carnot et prouvé expérimentalement par sir William Thomson, professeur de physique à Glasgow. Tout le monde sait que la glace occupe un volume plus grand que celui de l’eau qui lui a donné naissance. C’est ainsi qu’une bouteille et même une bombe remplies d’eau éclatent lorsque celle-ci se congèle. Or la pression augmente la quantité de mouvement nécessaire à la dilatation, c’est-à-dire à l’écartement des molécules de l’eau, qui passe de l’état liquide à l’état solide. Ce mouvement ou, si l’on veut, la force qui le produit est contenue dans l’eau elle-même sous forme de chaleur ; donc, soumise à une pression forte ou faible, cette glace empruntera à l’eau même une quantité de chaleur plus grande que si elle ne supportait aucune pression extérieure, c’est-à-dire si elle était placée sous le vide de la machine pneumatique, car sous une pression forte ou faible le travail nécessaire pour écarter les molécules sera plus considérable. Par conséquent la température de l’eau comprimée doit être plus basse au moment où elle se congèle que celle de l’eau qui n’est soumise à aucune pression. Le calcul donne 3/400 de degré centigrade ou 0°,0075 d’abaissement de la température pour une atmosphère de pression.
Une belle expérience de M. Tyndall prouve la vérité de cette conclusion théorique; il place un prisme de glace à zéro bien compacte et parfaitement transparente entre deux plaques * de buis. A mesure qu’il comprime le prisme, des lames d’eau se forment à l’intérieur. La glace fond parce que sous cette pression la température intérieure du prisme n’étant plus assez basse pour que l’eau reste à l’état de glace, elle repasse à l’état de liquide.
M. Helmholtz, professeur à Heidelberg, l’un des plus grands physiciens et des premiers physiologistes de l’Allemagne, a fait l’expérience inverse, experimentum crucis, comme disaient les anciens. Une grande cornue de verre est remplie d’eau à moitié : on la met sur le feu, l’eau bout, et sa vapeur chasse l’air contenu dans la cornue. Pendant l’ébullition, on ferme le col de cette cornue à la flamme d’une lampe d’émailleur. L’espace au-dessus de l’eau étant entièrement vide, celle-ci se trouve soustraite à la pression atmosphérique. Quand la cornue est complètement refroidie, on la place dans de la glace concassée au milieu d’une chambre dont la température n’est qu’à peu de degrés au-dessus de zéro. La glace extérieure fond lentement, mais au bout de quelques heures on trouve la surface de l’eau intérieure couverte d’une lame de glace adhérente aux bords du vase. Cela doit arriver ainsi. En effet, son point de congélation est à + 0°, 0075, tandis que celui de la glace extérieure fondante est à zéro, parce que celle-ci est soumise à la pression atmosphérique, tandis que l’eau contenue dans la cornue étant soustraite à cette pression gêle à une température un peu supérieure à zéro. La pression abaisse donc le degré de congélation de l’eau pure; voilà un point parfaitement établi. Mais un glacier n’est pas de l’eau pure, c’est un mélange d’eau et de glace. Quand on comprime un pareil mélange dans un cylindre de fonte, la température s’abaisse comme dans le cas précédent; seulement, en passant à l’état de glace, l’eau n’emprunte plus la chaleur nécessaire pour écarter ses molécules uniquement à elle-même, elle l’emprunte encore à la glace avec laquelle elle est mélangée. Cette chaleur fond une portion de cette glace et devient latente. comme on disait autrefois; mais la glace refroidie par cet emprunt congèle à son tour la lame d’eau qui la sépare d’un morceau de glace voisin, et les deux morceaux se soudent d’autant plus intimement que la pression est plus forte. Cette explication est due à M. James Thomson, professeur à Belfast et frère du célèbre physicien que nous avons nommé plus haut.
Un glacier, l’observation l’a prouvé, n’est qu’un mélange d’eau et de glace dont la température est toujours à zéro. Le raisonnement aurait pu le faire prévoir. En effet, d’un côté les températures extérieures supérieures à zéro ne peuvent y pénétrer, car elles deviennent latentes en fondant la surface de la glace ou la neige qui la recouvre. L’eau résultat de cette fusion, s’infiltrant dans les fissures du glacier, finit par imbiber la masse tout entière. Les températures de l’hiver ne pénètrent pas davantage dans le glacier, parce que la neige qui le recouvre dans cette saison est mauvaise conductrice de la chaleur, et d’ailleurs le frottement du glacier contre les parois du couloir dans lequel il se meut engendre encore une quantité de chaleur suffisante pour contre-balancer les froids de l’hiver.
Tous ces phénomènes n’auraient pas lieu, si le glacier n’était qu’un amas de neige sèche, pulvérulente et à température au-dessous de zéro, comme celle qui tombe dans les hautes régions et dans les pays du nord. Les enfans russes et suédois savent très bien qu’on ne peut pas peloter la neige farineuse de leur hiver, mais il a fallu le génie des grands physiciens auxquels on doit la théorie de la transformation des forces pour En donner la raison, et les expériences de Faraday, Tyndall et W. Thomson pour nous expliquer à la fois le regel de la glace des glaciers et leur progression.
La composition de la glace de glacier n’est point homogène; cette glace, on l’a vu, est tantôt spongieuse, légère, remplie de bulles d’air et d’une couleur d’un blanc mat, tantôt plus dure, plus compacte et d’un bleu céleste. Ces bandes bleues au milieu de la glace blanche ont donné lieu à des discussions longues et passionnées qui ne sont pas près de finir. MM. Agassiz, Forbes, Desor, Tyndall, J. Ball, Whewel, W. Thomson, y ont pris part successivement. Elles avaient à peine commencé vers 1841 entre MM. Agassiz et Forbes, que j’essayai de me rendre compte de la structure intime d’un glacier. Je ne m’adressai pas aux grands glaciers de l’Oberland bernois ou de la haute Savoie. J’imitai les anatomistes. Quand ils veulent connaître la structure intime d’un organe complexe, ils ne l’étudient pas sur un animal adulte, où l’organe a acquis un développement qui masque les tissus élémentaires dont il se compose; ils l’examinent d’abord sur l’animal contenu dans le sein de la mère, sur l’embryon, où l’organe naissant se présente dans toute sa simplicité. Mais où trouver un embryon de glacier? Ces glaciers embryonnaires existent : ce sont de petits glaciers rudimentaires cachés dans les hauteurs de la chaîne secondaire des Alpes. J’ai déjà nommé celui qui se trouve à 2,610 mètres au-dessus de la mer, au pied du cône terminal de la montagne du Faulhorn, dans le canton de Berne. La grandeur de ce petit glacier varie, comme celle de tous les autres, suivant l’état météorologique des diverses saisons. De 1841 à 1846, années pendant lesquelles je l’ai observé, il avait en moyenne 58 mètres de long sur 138 mètres de large au bord de l’escarpement terminal, dont la hauteur a oscillé entre 10 et 20 mètres. Logé dans une dépression tournée vers le nord-nord-est, sa surface avait la forme d’un triangle dont le bord de l’escarpement était la base. Je pouvais, sur ce petit glacier, embrasser d’un seul coup d’œil l’ensemble et le détail des transformations qui s’opéraient à la superficie et dans l’intérieur de la masse. Comme il ne présente ni changemens de pente, ni étranglemens, et par conséquent ni crevasses ni cascades, les phénomènes s’y montraient dans toute leur simplicité, exempts des complications qui rendent leur analyse si difficile sur les grands glaciers de la Suisse et de la Savoie.
A la surface, j’observai d’abord quatre de ces lignes paraboliques (dirt bands des Anglais) dont nous avons déjà parlé; la convexité de ces courbes était tournée non pas vers le bas du glacier, mais vers le haut. La courbure de ces ogives n’est donc pas uniquement due, comme le suppose M. Forbes, à la progression du glacier. La fusion de la glace, plus active sur les bords que vers le milieu, explique parfaitement la convexité de ces courbes et leur direction vers le haut du glacier en sens contraire de sa marche. M. Tyndall considère ces courbes paraboliques comme une conséquence de la dislocation du glacier, lorsque celui-ci fait cascade sur une plus forte pente où il se crevasse et se déchire; mais le petit glacier du Faulhorn marche sur une faible pente parfaitement uniforme : ces cascades glaciaires ne sauraient donc être la cause des courbes paraboliques ou bandes noires que l’on remarque sur les parties moins inclinées qui succèdent à de fortes pentes. Presque tous les grands glaciers des Alpes présentant en un point quelconque de leurs parcours les dénivellations subites qui produisent les cascades, et ces courbes étant surtout visibles sur la partie inférieure des glaciers, il est clair qu’elles succèdent bien souvent à ces cascades. Cependant il y a des exemples contraires. Ainsi le glacier du Lauteraar, principal affluent du glacier inférieur de l’Aar, descend sur une pente douce du col compris entre le Schreckhorn et le Berglistock, et présente néanmoins de nombreuses courbes paraboliques.
La formation de ces courbes s’explique très simplement. Un glacier n’est en définitive que l’accumulation des différentes couches de neige de l’hiver de chaque année, qui se superposent et se convertissent en névé, puis en glace, par suite de la fusion, de l’infiltration de l’eau et de la pression des parties supérieures. Les courbes paraboliques sont les bords de ces couches, qui forment comme autant d’écaillés superposées et fondent à mesure qu’elles descendent. Les bords en paraissent noirs, parce qu’elles sont couvertes des impuretés amassées pendant tout le temps que leur surface a été exposée à l’air : cela se voyait avec la dernière évidence sur le petit glacier du Faulhorn, et je suis heureux d’être d’accord sur ce point avec M. Forbes et mon ami M. John Bail, président de l’Alpine club de Londres, si digne de cet honneur par les courses aventureuses et les études qu’il a faites sur les glaciers et la végétation de la Suisse. Si l’on me demande comment il se fait que ces courbes paraboliques apparaissent ou réapparaissent après les cascades dans lesquelles le glacier a été crevassé et déchiré si profondément, je répondrai que je vois dans cette réapparition une des plus belles conséquences du regel de la glace démontré par MM. Faraday et Tyndall. En effet, après la cascade les crevasses se referment, les cubes ou séracs se ressoudent, les pyramides se rejoignent, et la masse du glacier se reconstitue comme auparavant. Alors les couches dont il se compose réapparaissent, et leurs bords, échelonnés les uns au-dessus des autres, prennent la forme d’ogives d’autant plus allongées qu’on les observe plus bas : une fusion plus rapide se joint à la progression et les étire, pour ainsi dire, à mesure qu’elles descendent dans des régions plus chaudes que celles où elles ont pris naissance.
Les bandes bleues qui traversent la glace blanche et aérifère du glacier sont tantôt verticales, tantôt inclinées, tantôt horizontales. Ces bandes bleues étaient des couches de neige qui, par suite de circonstances très variées, ont été pénétrées par l’eau due à la fonte de la couche elle-même ou des couches voisines. L’eau chasse l’air, puis gèle et convertit la glace blanche en glace bleue. J’ai vu sur ce glacier du Faulhorn, que j’observais tous les jours, une couche de glace blanche dans laquelle l’eau coulant sur les rochers voisins s’infiltrait sans cesse, tandis que cette eau ne pouvait pas pénétrer dans la couche située immédiatement au-dessus, qui n’était pas en contact avec le sol. Sous mes yeux, la couche inférieure est devenue de la glace bleue, la supérieure est restée à l’état de glace blanche. Voici une autre preuve. Lorsque j’abordai pour la troisième fois le grand plateau du Mont-Blanc avec mes amis MM. Bravais et Lepileur, nous avions, en déblayant notre tente, rejeté à la pelle la neige récente qui l’obstruait. Cette neige formait des blocs assez volumineux gisant sur le névé. Au bout de trois jours, j’aperçus de petites bandes bleues horizontales de 1 centimètre d’épaisseur qui entraient de 2 à 5 centimètres dans la neige. Le soleil avait fondu légèrement la tranche de certaines couches qui s’étaient infiltrées d’eau, tandis que les autres n’en avaient pas été pénétrées. Les bandes bleues sont donc des couches de plus facile infiltration. Sur le petit glacier du Faulhorn, elles étaient parallèles aux couches stratifiées qui correspondent aux dirt bands, c’est-à-dire presque horizontales sur les bords et vers le haut du glacier; mais elles se rapprochaient de la verticale à mesure qu’elles se trouvaient plus près de l’escarpement terminal. Quand on songe qu’un grand glacier est une masse tourmentée, déformée, gauchie dans sa progression, on comprend que les observateurs aient trouvé des bandes bleues avec toutes les inclinaisons imaginables.
Ici se termine l’exposé des recherches les plus importantes qui se sont faites depuis vingt ans environ sur la structure et la progression des glaciers actuels. En Angleterre, elles ont excité un grand intérêt, d’abord parce que le nombre des voyageurs qui aiment, parcourent ou étudient les glaciers est infiniment plus grand qu’en France ou en Allemagne, ensuite parce que les belles expériences de MM. Faraday, Tyndall et Thomson ont montré comment, dans son étroit laboratoire, le physicien peut reproduire, contrôler et expliquer les phénomènes qui s’accomplissent sous nos yeux dans le grand laboratoire de la nature.
Un glacier, étant un fleuve de glace, avancerait sans cesse dans la vallée où il aboutit, si la fusion de son extrémité inférieure ne compensait les effets de la progression. Pour que le glacier ne marche pas et reste immobile à la même place, il faut nécessairement que la progression et la fusion se contre-balancent mutuellement. Ainsi, pour fixer les idées, si le glacier progresse de 80 mètres par an, il faut que 80 mètres de l’extrémité disparaissent par la fusion pendant la belle saison. Quand la progression l’emporte sur la fusion, le glacier avance; quand c’est l’inverse, il recule : c’est ce qu’on appelle l’oscillation annuelle des glaciers. Sur le petit glacier du Faulhorn, ces effets étaient parfaitement appréciables ; en 1841, il avait 36 mètres de long sur 72 de large, en 1842 60 sur 148. En 1844, il avait crû de 17 mètres en longueur et de 29 en largeur, et son escarpement terminal s’était élevé de 10 à 20 mètres : il avait donc augmenté de volume pendant ces trois années; mais quand je le revis, après l’été très sec et très chaud de 1846, il n’avait plus que 59 mètres de long sur 157 mètres de large. En 1852, M. Hogard en estima la longueur à 91 mètres et la largeur à 154, mesures qui dénotent un nouvel accroissement.
Les glaciers de Chamonix présentent actuellement un exemple de retrait des plus remarquables. Depuis 1846, ils n’avaient cessé de progresser, et en 1854 ils s’avançaient dans la vallée d’une manière inquiétante. Les habitans du hameau des Bossons, menacés par les progrès du glacier du même nom, délibérèrent s’ils abandonneraient leurs maisons; mais à partir de 1854 des étés chauds et surtout des hivers sans neige ont amené un retrait considérable. Ainsi le glacier des Bossons a reculé depuis douze ans de 332 mètres. Loin de toucher au village, il en est actuellement éloigné de plus de 500 mètres. Au lieu d’être hérissé de ces pyramides de glace d’une blancheur éblouissante qui se détachaient sur la noire verdure des sapins et excitaient l’enthousiasme des voyageurs dès leur entrée dans la vallée de Chamonix, le glacier des Bossons n’est plus qu’une langue de glace unie et enterrée entre les deux moraines latérales qu’il dominait autrefois. Pour le peintre, l’effet pittoresque est amoindri, mais le savant s’en réjouit, car l’aspect d’un sol caché si longtemps sous la glace et maintenant à découvert éclaircit tous ses doutes sur la physionomie du terrain qui supporte un glacier : celui des Bois, terminaison de la mer de glace, a reculé de 188 mètres, et la grotte de l’Arveiron est loin de la place où on l’admirait en 1854 ; celui d’Argentières est en retrait de 181 mètres, et celui du Tour de 520 mètres.
Pendant que l’extrémité inférieure du glacier disparaît par la fusion, une épaisseur considérable de la surface tout entière est également enlevée par la même cause : c’est ce qu’on nomme l’ablation du glacier; elle commence en mai pour finir en septembre, et varie suivant la température et le degré d’humidité de l’air, la force et la direction du vent, les chutes de pluie, de neige et de grésil. Des expériences sur le petit glacier du Faulhorn m’ont prouvé que l’ablation de la glace compacte avait été pendant l’été de 1841, du 25 juillet au 4 septembre, de 1m,54. La température moyenne de l’air pendant cette période fut de 4°,6, et l’humidité relative de 76 pour 100. D’une manière générale, j’ai trouvé qu’une augmentation d’un degré dans la température pendant les mois de juillet et d’août correspondait à une fusion de 10 millimètres de glace dans les vingt-quatre heures. En 1845, du 21 juillet au 24 septembre, MM. Agassiz et Desor ont constaté que l’ablation du glacier de l’Aar, au milieu de sa longueur, avait été de 1m, 94, et un géomètre suisse, M. Olz, a calculé que, l’ablation de tout le glacier de l’Aar étant d’un centimètre par jour environ, la quantité d’eau fournie par cette ablation s’élevait à un million quarante mille mètres cubes d’eau en vingt-quatre heures.
L’ablation explique un phénomène qui avait frappé depuis longtemps l’esprit des montagnards : ils avaient remarqué que des pierres surgissaient pour ainsi dire à la surface du glacier comme si celui-ci les rejetait de son sein; ce sont simplement des pierres tombées sur le glacier des montagnes voisines et enterrées sous la neige en hiver. Pendant la belle saison, cette neige se convertit en glace et descend vers la plaine en vertu de la progression du glacier : arrivée dans des régions plus chaudes, la glace fond et la pierre apparaît. Si la fusion continue et que la pierre soit volumineuse, elle protège la glace qu’elle recouvre contre l’action du soleil, et tandis que la glace découverte fond rapidement tout autour, celle qui est cachée sous le bloc fond beaucoup moins, et bientôt celui-ci se trouve élevé au sommet d’un piédestal de glace. Ces blocs perchés sont connus des voyageurs sous le nom de tables de glaciers.
Désireux de savoir quelle était l’ablation qui correspondait au retrait du glacier des Bois dont j’ai parlé, je me rendis au Montanvert le 4 septembre 1865, et je constatai que le glacier avait baissé de 20 à 25 mètres environ : continuant ma route sur la mer de glace, j’arrivai au point où le glacier du Talèfre se jette dans la mer de glace, dont il est le plus puissant affluent; là j’eus une preuve encore plus convaincante de cette diminution d’épaisseur. Les touristes qui se rendent au Jardin, îlot riche en plantes alpines situé au milieu de ce glacier, quittaient jadis à cet endroit la mer de glace pour monter sur le rocher du Couvercle, base de l’Aiguille-du-Moine, et contourner ainsi la cascade du glacier de Talèfre. Maintenant ce trajet est impossible, il faudrait une échelle de 25 mètres de haut pour s’élever du glacier sur le Couvercle, parce que le phénomène de l’ablation a peu à peu abaissé le niveau du glacier de 25 mètres au-dessous du rocher en question. Après avoir passé la nuit sous un bloc appelé Pierre-du-Tacul, je montai par le glacier du Géant sur le col du même nom, situé à 3,362 mètres au-dessus de la mer et illustré par le séjour que de Saussure y fit en 1788 pour étudier les phénomènes météorologiques des hautes régions. De cet observatoire élevé, je voyais à mes pieds le glacier de la Brenva, un des plus considérables du revers méridional du Mont-Blanc. Il avait reculé comme les glaciers de l’autre versant, laissant à découvert une grande surface caillouteuse d’une longueur de 300 mètres environ.
En 1767, quand de Saussure vit pour la première fois le glacier de la Brenva, il avait à peu près les dimensions actuelles; la Doire coulait loin de son extrémité. Il n’en était pas de même en 1818 : le glacier avait traversé la rivière et s’était élevé sur la montagne située de l’autre côté de la vallée; là se trouvait une chapelle miraculeuse, appelée Notre-Dame-de-Guérison, élevée de 100 mètres environ au-dessus de la Doire : le glacier ne la respecta pas, et la détruisit de fond en comble. En 1842, M. Forbes constata que le glacier franchissait encore la rivière, sur laquelle il formait comme un pont, et touchait la base du Mont-Chétif, qui porte la chapelle de Notre-Dame-de-Guérison. En 1846, le même voyageur le revit ; il avait avancé de 31 mètres, s’était élevé le long de la montagne, menaçant d’envahir le sentier qui mène du col de la Seigne à Courmayeur, et la chapelle n’était plus qu’à 30 mètres au-dessus du glacier. Une magnifique aquarelle de M. Hogard prouve qu’en 1849 il dépassait encore la rivière. Depuis cette époque, les renseignemens font défaut ; mais il est probable que le mouvement de retrait date de 1855, comme celui des glaciers de Chamonix.
Sans être astreint à des intervalles égaux, cet avancement et ce retrait des glaciers affectent cependant une certaine périodicité. Suivant Venetz, ceux du Mont-Blanc et du Mont-Rose étaient très petits en 1811 ; de 1812 à 1817, ils s’avancèrent prodigieusement et atteignirent leur maximum d’extension dans la période comprise entre le commencement du siècle et l’époque présente. De 1821 à 1824, ils reculèrent ; ils avancèrent de nouveau de 1826 à 1830, restèrent stationnaires jusqu’en 1833 pour progresser de nouveau en 1836 et 1837. Le mouvement de retrait de 1839 à 1842 fut suivi d’une extension qui, interrompue par quelques arrêts, continua jusqu’en 1854. Quelquefois un glacier marche en une seule année avec une rapidité tout à fait exceptionnelle. Ainsi après les années a été pluvieux de 1815 à 1817 le glacier de Distel dans la vallée de Saas en Valais s’avança de 15 mètres en un an, celui de Lys, sur le revers méridional du Mont-Rose, de 48 mètres ; celui de Zermatt a progressé de 22 mètres en 1853.
Mais le glacier le plus célèbre sous ce rapport est le Vernagtferner, au sommet de la vallée d’Oetz dans le Tyrol autrichien. Dans l’été de 1843, il se réunissait en s’avançant au petit glacier de Rofen, dont il est aujourd’hui séparé par un promontoire. Tous deux, formant une seule masse, descendaient rapidement dans la vallée. Les habitans s’effrayèrent ; ils savaient par la tradition qu’en 1600, 1667 et 1772 ce glacier avait marché avec la même rapidité et barré le cours d’un ruisseau qui s’était transformé en lac : ce lac avait ensuite rompu sa digue de glace et s’était précipité dans la vallée en y causant de grands ravages. Les autorités d’Inspruck, averties par la rumeur publique, nommèrent une commission qui constata quelle était la vitesse de progression du glacier. En 1842, elle fut de 200 mètres en 67 jours, ou de 2m, 98 par jour, puis elle se ralentit pendant les années 1843 et 1844 ; mais dans l’été de 1845 elle était de 9m, 92 par jour. C’était un véritable glissement de la masse tout entière. L’eau s’ouvrit un passage sous la glace le 14 juin, et depuis cette époque jusqu’en juin 1848 le lac se remplissait et se vidait à peu près deux fois par an. Ce glacier a dû, comme tous les autres, entrer en 1854 dans sa période de retrait ; mais il n’est peut-être pas revenu à son état antérieur, car après l’envahissement de 1667 il mit trente-quatre ans à rentrer dans ses limites habituelles.
On aurait tort de croire que tous les glaciers d’une même vallée doivent toujours avancer ou reculer simultanément. Une orientation différente, le nombre et la grandeur relatifs des affluens et des cirques où ils aboutissent, l’absence ou la présence de grandes moraines superficielles, peuvent déterminer la progression d’un glacier et le retrait d’un autre pendant les mêmes années. Ainsi M. de Billy a constaté que le glacier de Zermatt, après avoir progressé depuis soixante ans et envahi des prairies et des pâturages, commençait à peine son mouvement de retrait dans l’automne de 1866, tandis que le glacier de Findelen, distant de 4 kilomètres seulement du premier, reculait sans cesse depuis 1844. M. de Billy rend parfaitement compte de ces différences. Le glacier de Zermatt est tourné vers le nord, à l’abri des rayons solaires, couvert de puissantes moraines qui en affaiblissent l’effet, et alimenté par le concours de six puissans affluens, dont deux, le Gorner et le Grenzgletscher, aboutissent à de vastes cirques remplis de neige. Le glacier de Findelen au contraire est dirigé vers l’ouest, exposé aux rayons du soleil et dépourvu de moraines ; en outre il aboutit seul à un vaste cirque, et ses deux affluens en sont complètement dépourvus : moins alimenté, moins abrité, il recule tandis que l’autre avance. Le glacier de Zmutt, voisin de ceux dont nous venons de parler, couvert de débris, encaissé dans de hautes montagnes, est presque toujours stationnaire ou en voie de progression, quelles que soient les allures des autres glaciers des Alpes.
Rien, excepté les rochers les plus durs, ne peut résister à un glacier en marche. M. Ed. Collomb fut témoin, en septembre 1848, des ravages causés par le glacier d’Aletsch, le plus long de la Suisse, dans une forêt de sapins qui bordait sa rive gauche sur une longueur de quatre kilomètres. « Attaqué par les racines, l’arbre, dit-il, tombe et se trouve entraîné par le mouvement du glacier. Ceux qui sont pris entre la glace et la roche encaissante sont promptement déchirés, ceux qui tombent sur le glacier sont portés par lui, mais ils ne tardent pas à être entraînés dans l’intérieur. Au talus terminal, on les voit sortir de dessous la masse, les uns à moitié engagés dans la glace, d’autres complètement libres ; ceux-ci sont expulsés et précipités dans le torrent. Tous sont entièrement dépouillés de leur écorce et déchirés ; il ne reste que le tronc principal et les grosses branches, pliées et contournées. » M. Collomb estime que les sapins entraînés en septembre 1848 par le glacier d’Aletsch étaient âgés de 200 ans. La même année, le glacier de l’Aar avait envahi, à l’extrémité de sa rive gauche, le flanc d’une montagne appelée Brandlanun et atteint des pins cembro qui y croissaient. MM. Collomb et Dollfus-Ausset s’assurèrent, en comptant le nombre des couches annuelles, que ces arbres avaient 220 ans. On pouvait donc affirmer que ce glacier, depuis plus de deux siècles, ne s’était jamais avancé aussi loin. Quand un glacier arrive sur une prairie, il relève le gazon sous forme de rouleau ; une maison est déchaussée et broyée : aussi la tradition a-t-elle conservé en Suisse le souvenir de chalets et de hameaux qui sont maintenant sous la glace; mais la légende s’en est mêlée, et des faits vrais ou vraisemblables ont été défigurés par des additions qui relèguent ces traditions dans le domaine du merveilleux.
Les oscillations des glaciers nous montrent que la progression et la fusion sont dans un état d’équilibre instable. Le glacier diminue par la fusion de son extrémité et l’ablation de sa surface pendant la belle saison; en hiver, il répare ses pertes par l’addition de couches de neige nouvelles qui se transforment en glace par une suite de fusions et de congélations successives. En été, l’eau qui pénètre le glacier ajoute également à sa masse et contre-balance les effets de la fonte superficielle. Toutes ces actions complexes sont sous la dépendance des influences météorologiques dont l’état du glacier est la résultante finale. Qu’un seul des élémens varie dans le cours de l’année, et la résultante en sera affectée. Les physiciens ne sont pas encore en état de démêler au milieu de causes si diverses celles dont l’action est prépondérante pour les isoler de celles qui sont neutralisées par des influences contraires; mais les géologues constatent dans la période la plus récente de l’histoire du globe une époque où cet équilibre entre la fusion et la progression fut rompu sous l’influence d’un changement permanent et prolongé dans le climat des deux hémisphères. Alors les glaciers des montagnes descendirent dans les plaines; les glaciers arctiques envahissant la moitié septentrionale de l’Europe et de l’Amérique, une calotte de glace continue assiégea le pôle : c’est l’époque de l’ancienne extension des glaciers ou la période glaciaire. Elle fera le sujet d’une étude qui se rattache étroitement à celle que nous venons d’achever.
CH. MARTINS.
* ↑ Voyez, sur l’île Jan Mayen, la Revue du 15 août 1863.
* ↑ Voyez la Revue du 15 janvier 1866.
* ↑ Seemann, Botany of the voyage of H. M. S. Herald, 1852.
* ↑ Sibirische Reisen, t. IV, p. 439.
* ↑ Nestor notabilis et N. Esslingii.
* ↑ Voyez la Revue des Deux Mondes du 15 mars 1305.
* ↑ Voyez les belles cartes du Mont-Blanc du capitaine Mieulet ou de M. Reilly.
* ↑ Voyez l’article sur l’Équivalence de la Chaleur et du Travail mécanique dans la Revue du 1er mai 1863.
* ↑ Voyez, pour plus de détails, Nouvelles observations sur le glacier du Faulhorn, Bulletin de la Société géologique de France, 2e série, t. II, p. 223, 1845.
* ↑ Voyez les planches C et III de l’atlas des nouvelles Études sur les Glaciers, de M. Agassiz.
* ↑ Voyez le récit de cette ascension, Revue des Deux Mondes du 15 mars 1865.
* ↑ Cette expression veut dire que l’air contenait 76 pour 100 de la quantité de vapeur d’eau nécessaire pour le saturer à la température moyenne de 4°,6.
* ↑ Travels through the Alps of Savoy, p. 204.