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Une typologie classique est établie selon la forme; elle se base sur les interactions avec la topographie et deux grandes familles peuvent être établies:
- Les glaciers non contraints par la topographie s’écoulent généralement dans plusieurs directions différentes, de manière radiale. En fonction de la taille, on distingue les inlandsis (taille supérieure à 50’000 km², en Antarctique et au Groenland) et les calottes glaciaires, de taille inférieure (par exemple, le Vatnajökull, en Islande). Le glacier jurassien pendant les dernières glaciations était également une calotte glaciaire. Des glaciers de calotte sont aussi présents dans les régions de montagne ; ils occupent des sommets (par exemple le Mont Collon, VS) (fig. 1).
- Les glaciers contraints par la topographie s’écoulent dans une vallée. Les glaciers de type alpin sont confinés dans une vallée et se terminent par une langue étroite ; une grande partie des glaciers actuels dans les Alpes appartiennent à ce type (fig. 2). Les glaciers de piémont débouchent d’une vallée et s’étalent en forme de spatule dans une plaine. Des exemples sont actuellement visibles dans les régions arctiques. Le glacier du Rhin au Dernier Maximum Glaciaire appartenait à ce type, tout comme le glacier du Rhône (VS) au Petit ge Glaciaire (fig. 3). Parmi les glaciers contraints par la topographie, nous pouvons encore distinguer les glaciers de cirque, de petite taille, qui restent confinés dans la partie haute des vallées, les glaciers de transection, qui occupent un col et s’écoulent dans deux ou plusieurs vallées et les glaciers de plateau, qui se développent dans une seule direction, mais ne sont pas contraints par les flancs d’une vallée (fig. 4). Ces deux derniers sont des formes de glaciers intermédiaires entre la calotte et le glacier de vallée.
Une nomenclature basée sur la dynamique des glaciers a également été développée:
- Les glaciers suspendus sont accrochés à une paroi (fig. 5). Ils se terminent par un front abrupt dont se détachent des morceaux de glace qui s’accumulent au pied de la paroi pour former, parfois, un glacier régénéré (fig. 5). Le glacier du Giétro a créé un glacier régénéré au Petit Age Glaciaire sur le site du barrage de Mauvoisin actuel. Le 16 juin 1818, la glace s’est rompue et le lac formé à l’arrière de ce barrage naturel s’est déversé, provoquant une crue catastrophique qui a ravagé tout le Val de Bagnes (VS) (fiche glaciers 6.2). Les glaciers se terminant dans un plan d’eau (calving glaciers) flottent et des icebergs s’en détachent (fig. 6). Ils sont typiques des hautes latitudes, mais on en retrouve également dans les Alpes, comme c’est le cas du glacier du Rhône (VS).
- Les Alpes sont actuellement riches en petites surfaces de glace (quelques centaines de mètres carrés), ne bougeant pratiquement pas. Parmi ces glaciers à dynamique faible, nous pouvons distinguer les névés permanents et les glacierets (s’il s’agit véritablement de glace). Un morceau de langue glaciaire qui n’est plus alimenté par le glacier en phase de retrait constitue de la glace morte (fig. 7). En fonction du degré de couverture morainique superficielle, on distingue des glaciers noirs ou couverts (qui sont recouverts d’une couche de moraine superficielle importante qui cache parfois complètement la glace) (fig. 8), voire des glaciers enterrés, dans lesquels la glace n’est plus du tout visible. Certains glaciers enterrés situés en zone de pergélisol, plus ou moins recouverts de moraines sont encore présents dans les Alpes, même s’ils ont perdu leur zone d’accumulation. Ils peuvent être quasiment invisibles à l’œil nu mais leur glace reste détectable par mesures géophysiques.
- La dernière catégorie est représentée par les glaciers à crues catastrophiques (surging glaciers). Il s’agit de glaciers dont la dynamique varie fortement entre des périodes de faible activité (d’une durée de quelques dizaines d’années à plus de 500 ans) et des périodes de crise (1 à 10 ans) durant lesquelles le glacier avance à grande vitesse (fiche glaciers 6.1).