C’est en précurseur que Franz-Joseph Hugi mesure l’avance du glacier de l’Aar en 1827 ; puis, ayant la curiosité d’y séjourner en hiver, il constate que, contrairement à une opinion répandue, le mouvement du glacier ne s’interrompait pas. François-Alphonse Forel et Arnold Guyot découvrent, presque en même temps, que le glacier, tout comme un fleuve, s’écoule plus vite au centre que sur les bords, conséquence du frottement contre les parois rocheuses de l’auge glaciaire et de l’épaisseur de la glace en son centre. Enfin, en 1840-42, se déroulent les campagnes de mesures contemporaines d’Agassiz au glacier de l’Aar et de James David Forbes à la Mer de glace.

Ces relevées de surface ont pu être complétées par des mesures exécutées sous le glacier lorsque les compagnies hydroélectriques ont rendu accessible, par le percement de galeries dans le socle rocheux, l’interface glace-roche où il était possible de procéder à des observations scientifiques précises. C'est le cas au glacier d’Argentière où, depuis 1970, la vitesse de glissement du glacier sur son lit a pu être mesurée grâce à différents cavitomètres. Les roues plaquées par le glaciologue Luc Moreau sous la voûte de glace enregistrent les vitesses d’écoulement. Sous la chute de séracs de Lognan, les valeurs enregistrées sont de l'ordre de 2 à 4 cm par heure, soit près d’un m par jour.

La quantité de glace qui transite augmente donc dans la zone d'ac­cumulation au fur et à mesure que l'on descend, mais diminue année après année dans la zone d'ablation. Le maximum est atteint à la limite entre ces deux zones. Le débit d'un fleuve est directement conditionné par sa section et par sa vitesse ; il en est de même pour un glacier. La vitesse d'un glacier idéal est donc maximale là où passe la plus grande quantité de glace, c’est-à-dire à la ligne d'équilibre. Mais la vitesse d’écoulement dépend aussi de la topographie du lit rocheux, de l'épaisseur de la glace, de la pente, etc. Considérons le cas du glacier d’Aletsch : au niveau de sa ligne d'équilibre sur le Jungfraufirn, à 3 100 m d'altitude, la vitesse s’établit à environ 150 m par an ; le glacier n'atteint sa vitesse maximale de 205 m par an qu’à la sortie de Konkordiaplatz à l’altitude de 2650 m, à l’aval de la confluence de quatre appareils qui donnent naissance à la langue terminale du glacier. Cette vitesse demeure dérisoire comparée à celle de certains glaciers groenlandais parmi les plus rapides du monde, comme le glacier d’Illulissat (5-7 km/an), ou le glacier Scoresby : 10 km/an, soit environ 30 m par jour ! Mais il s’agit là d’ice-streams, c’est-à-dire de glaciers émissaires de l'inlandsis, et non de bassins d’accumulation réduits comme ceux des glaciers alpins. De plus, ces glaciers débouchent dans des fjords puis dans l’océan : l'absence de frottement dans la partie terminale est une des raisons de ces vitesses énormes.

Alors qu’Agassiz ou Forbes plaçaient méticuleusement leurs balises sur le glacier de l’Aar ou la Mer de glace, on avait déjà une preuve beaucoup plus spectaculaire du mouvement glaciaire.

En 1820, trois guides de la ca­ravane d’un savant russe, le docteur Hamel, désireux de monter au mont Blanc, étaient ensevelis au-dessus du Grand Plateau. Quarante ans plus tard, l’extrémité du glacier des Bossons, trois kilomètres plus bas, commença à rendre les restes des infortunés, disloqués mais relativement bien conservés par la congélation. En 1867, le glacier du Col-du-Mont, en Tarentaise, rendit les corps de trois soldats français disparus en 1794 lors d’une reconnaissance à la frontière. En 1975, ce sont les restes du Malabar Princess, qui s’était écrasé en 1950 sous le sommet du mont Blanc, qui sont ainsi retrouvés, ayant descendu près de 3500 m en un quart de siècle. Après l’accident Hamel, les restes de l’hélicoptère échoué lors de la tragédie de Vincendon et Henry (1956) et ceux d’un autre avion, le Kangchenjunga (1966) permettent de constater que la vitesse d’écoulement du glacier des Bossons est remarquablement constante, alors même que le front de ce glacier à pente prononcée a connu de nombreuses fluctuations.

Constater et démontrer que les glaciers se déplacent est une chose ; comprendre pourquoi et comment une question, beaucoup plus délicate. Les premières tentatives d’explications invoquent des phénomènes très divers, parfois convergents, parfois contradictoires. Pour Scheuchzer en 1723, c’est la dilatation due au gel. Un an après Scheuchzer, Johann Georg Altman penche pour un glissement sur le lit sous-jacent, idée adoptée par de Saussure ; selon Gruner, en 1760, les glaciers descendent par gravité, la fusion de la glace en contact avec le rocher aidant au glissement. Jean-André Deluc pense que la chaleur de la terre, en chauffant le fond du lit, permet à la glace de couler comme une lave. En 1773 Bordier défend, le premier, l’idée de la plasticité en comparant le glacier à « un amas de matière coagulée, ou de la cire mole, flexible et ductile jusqu'à un certain point. » Et il remarque très justement : « Comme les glaciers avancent toujours dans la plaine et ne disparaissent jamais, il est absolument nécessaire que de la glace nou­velle remplace celle qui a fondu ».

La même année, Marc-Théodore Bourrit, moins perspicace, attribue le mouvement aux vents qui « élèvent de nouvelles glaces sur les anciennes ». On croit aussi encore, communément, que le glacier ne se déplace pas l’hiver. Bref, on ne sait à peu près rien, sinon qu’au dire des montagnards les crevasses s’ouvrent et se referment et que, d’une année à l’autre, les repères (crevasses, tables glaciaires, bédières) ne sont pas les mêmes. En 1787, Kuhn explique le mouvement glaciaire par la déformation des crevasses.

Le déplacement d'un glacier n'est pas homogène. Il s'étire et se déforme ; sa vitesse augmente, passe par un maximum, puis diminue, comportement dicté en partie par la topographie du lit rocheux. Le glacier subit donc des contraintes entre les parties du glacier qui s’écoulent plus vite et celles qui sont freinées : entre le centre et les bords, entre la surface et le fond de l’auge, entre les ruptures de pentes et les zones moins pentues.

Là où le glacier est freiné, la glace est comprimée par l’écoulement des parties en amont ; la base de la chute de séracs du Géant, dans le massif du Mont-Blanc, est un exemple d’une telle zone de compression. Lorsque le glacier accélère, la glace s'étire sous son propre poids ; il s’agit d’une zone de traction. La partie supérieure d'un glacier est globalement une zone de traction, et la partie inférieure, au niveau de la langue terminale, quand le gla­cier ralentit, fait partie de la zone de compression ; mais la réalité est bien souvent plus complexe, du fait de la topographie.

Les mouvements du glacier sont lents, ce qui permet à la glace, élément ductile, de s’adapter aux déformations, mais les contraintes parfois très importantes provoquent dans les zones de traction des étirements tels que la glace se déchire : il en est de même avec la pâte à modeler qui, si on la tire trop brusquement, se casse. Les crevasses visibles à la surface du glacier témoignent de ces différences de vitesses.

La rimaye est la crevasse située le plus en amont, à la limite entre le pied des parois d'un bassin-versant et le glacier. Le mot, savoyard, vient du latin rima, crevasse ; c’est Édouard Desor qui l’adopte en 1839, mais longtemps encore on préférera l’équivalent allemand, Bergschrund. La rimaye sépare la glace adhérant à la paroi rocheuse, de celle du glacier qui, entraîné par le fluage, a tendance à se détacher du rocher ; il est fréquent qu’en fin de saison la rimaye soit si ouverte qu’elle devienne infranchissable. La paroi rocheuse peut y être à nu, et l’alternance gel/dégel, de même que l’humidité de la roche, y déclenche des processus érosifs particulièrement intenses.

Lorsque la pente supérieure est entièrement rocheuse, une fissure profonde peut se former entre la paroi et la neige, surtout si le rocher est régulièrement chauffé par le soleil : c’est la roture, mot savoyard dérivé du latin ruptura. Comme la pente rocheuse est rarement verticale, l’arête du névé forme souvent une lame mince et surplombante, fort dangereuse.

Les crevasses proprement dites peuvent se trouver au centre du glacier comme sur ses bords ; ces fissures, plus ou moins larges, affectent la masse même du glacier, sans toutefois pouvoir dépasser une certaine profondeur. Elles se rencontrent dans les zones où la pente provoque une accélération sou­daine ; la glace se cisaille sous l’effet de la traction, par rapport à laquelle les crevasses sont perpendiculaires. Les crevasses transversales se déploient horizontalement, mais d’autres, les crevasses latérales, sont provoquées par le frottement contre les rives et s’orientent à 45 ° par rapport à l’axe du glacier ; en raison même des vitesses différentielles, puisque le glacier coule moins vite sur ses bords, elles sont incurvées. Il peut résulter de ces phénomènes une véritable découpe en « quadrillage » du glacier. En théorie, à partir d'une loi de déformation de la glace calculée par Louis Lliboutry en 1975, on estime que la profondeur maximale des crevasses en glace vive ne peut dépasser 30 mètres : au-delà, en effet, la glace s’écrase, sa résistance au cisaillement étant dépassée. Cependant dans le névé, moins dense, la profondeur peut atteindre 50 m.

Les glaciers très rapides ont souvent une surface chaotique, formée d’un dédale de crevasses, au contraire des glaciers lents, à surface lisse : l’analogie avec une rivière, aux flots calmes ou bouillonnants selon la violence du courant, est là encore évidente.

Les crevasses sont à nu si la glace est à vif, comme c’est le cas dans la zone d’ablation en fin d’été ; mais, en hiver ou dans la zone d’accumulation, elles sont recouvertes d’un pont de neige plus ou moins solide. Le risque de chute dans une crevasse a de tous temps représenté le plus grand danger pour ceux qui s’aventurent sur les glaciers et les montagnards ont eu très tôt recours à l’encordement pour s’en prémunir. Les accidents ont cependant été nombreux ; l’un des plus anciens attestés, fait état de la mort du jeune poète danois F.A. Eschen, tombé dans une crevasse au mont Buet en 1791 (recouvert d’un glacier actif à cette époque). A peine l’accident connu, le guide Marie Deville est dépêché sur les lieux ; il fallut deux jours pour dégager le corps, coincé au fond de l’étroite fente. Tous les voyageurs, Schopenhauer comme l’impératrice Marie-Louise, iront par la suite se recueillir sur sa tombe, à Servoz, et raconteront l’anecdote, mettant ainsi l’accent sur le danger auquel ils s’exposaient en mettant le pied sur la glace.

Des chutes de séracs se localisent aux franchissements des ruptures de pente brutales. C’est là encore un mot savoyard, que Saussure adopte pour désigner ces « rectangles de glace », « parce qu'ils ont absolument la forme d'une espèce de fromage que l'on comprime dans des caisses rectangulaires où il prend la forme de parallélépipèdes rectangles ». Aux séracs du Géant, l'accélération du glacier est liée à la topographie et à l’amincissement de l'épaisseur de glace, la vitesse peut atteindre près de 900 m par an. Il en résulte un véritable chaos, amoncellement de blocs de glace instables, pouvant s’écrouler à tout moment.

A l’inverse, dans les zones de compression les crevasses auront tendance à se refermer. Elles laissent pourtant derrière elles des cicatrices indélébiles visibles sur le glacier, ce qui confère à sa surface une structure rugueuse particulière.

Les strates annuelles de neige contribuent aussi aux structures de surface et à l'aspect « feuilleté » que peut présenter un glacier. Ces couches sont bien visibles lorsqu'elles sont exposées sur le bord d'une crevasse ou d’un sérac. Au fur et à mesure de leur voyage dans le glacier, elles subissent une déformation plastique qui les plie et les cisaille. Elles peuvent même disparaître complètement, par exemple en aval d'une chute de séracs. La déformation plastique dans l'épaisseur du glacier donne naissance aux foliations, plus serrées et plus discontinues que la stratification du manteau neigeux. Elles sont progressivement mises à nu dans la zone d'ablation. Desmarest les avaient remarquées dès 1765, mais sa véritable découverte revient à James David Forbes. En 1841, celui-ci retrouve Agassiz au col du Grimsel et l’accompagne sur le glacier de l’Aar ; ils font ensemble l’ascension de la Jungfrau. Pour Agassiz les foliations sont superficielles, alors que Forbes remarque qu’on les retrouve au fond des crevasses. Le savant britannique les compare alors aux foliations des roches métamorphiques, et est convaincu qu’elles reflètent la structure du glacier. La controverse entraîne entre les deux hommes une correspondance de plus en plus acrimonieuse, suivie d’une brouille complète et définitive.

On doit à Forbes, l’année suivante, une autre découverte qui porte son nom. De nombreux glaciers montrent des alternances de bandes sombres et claires : celui-ci les a décrites et surtout expliquées lors de ses campagnes de mesure de la Mer de glace, Besson les avait remarquées dès 1777. Ces alternances de bandes claires et sombres se forment à l'aval des zones de séracs. La bande blanche correspond au passage de la glace dans la chute de séracs pendant l'hiver, saison au cours de laquelle une importante quantité de neige tassée s'y accumule, puis au pied de la chute de sérac, les crevasses remplies de neige se referment, il en résulte la formation d’une bande claire ; à l'inverse, la glace qui passe la chute durant l'été n’est par recouverte de neige et comprend de la poussière et des dépôts fins, d’où la formation d’une bande sombre. La déformation en ogives montre bien la viscosité de la glace et son écoulement plus rapide au centre que sur les rives.

La théorie selon laquelle le mouvement du glacier est dû à la pesanteur et au glissement, émise par Altmann et reprise par Saussure, est critiquée par Agassiz en 1847. L'observation démontre que c'est effectivement loin d'être le cas. Alors, quelle explication claire donner au mouvement des glaciers ? Dès 1841 Forbes estime qu' « un glacier est un fluide imparfait, un corps visqueux qui est poussé en avant sur des pentes d'une certaine inclinaison, par la pression naturelle qu'exercent ses parties ». John Tyndall, qui étudie aussi le phénomène, écrit : « il est hors de doute que le glacier se meut comme un corps visqueux. Le milieu avance plus vite que les bords, la surface marche plus rapidement que le fond. » On peut alors s’interroger sur la formation des crevasses : Tyndall s'étonne fort justement de ce que la glace, « d'apparence si visqueuse lorsque elle épouse les formes d'une vallée alpine, se brise comme du verre lorsqu'on la frappe avec un pic à glace ». Le premier à tenter de conjuguer fluidité et fracturation est, en 1841, le chanoine Rendu, futur évêque d’Annecy, dans sa Théorie des glaciers de Savoie ; il y compare le glacier à une rivière, mais aussi à l’argile, à la fois plastique et cassant. La fluidité est modélisée par Tyndall et Huxley en 1857, à l’aide d’un modèle d’argile et d’eau ; mais surtout en 1887 par William Thompson, Lord Kelvin (à qui l’on doit l’échelle de température

 partant du zéro absolu), qui lance alors la plus longue expérience scientifique du monde… puisqu’elle dure encore. Dans une sorte d’escalier de bois (afin de représenter les cassures de pentes qui sont celles d’un glacier réel), il fait s’écouler du goudron. Ce modèle de glacier est toujours visible à l’université de Glasgow, et le « glacier » s’écoule toujours.

La contradiction apparente entre fluidité et cassure va retenir l’attention des scientifiques pendant longtemps. La solution au problème est maintenant connue. Le glacier tempéré d'une vallée alpine flue par une combinaison de glissements sur sa base, où elle est au point de fusion, et de déformations internes. Ce double mécanisme peut être démontré. On a pu ainsi reconstituer le profil des vitesses différentielles, qui montre une augmentation depuis la vitesse de glissement sur le lit rocheux jusqu'à un maximum à la surface du glacier. Le gla­cier n'est pas un corps rigide mais ductile : il se déforme sous son propre poids, comme le ferait une lave coulant le long des pentes d’un volcan. Puisque le poids détermine cette aptitude à se déformer, on a pu démontrer que sa vitesse est maximale là où l'épaisseur du glacier l'est aussi.

L’écoulement des glaciers peut aussi s’accélérer quand ils prennent du volume lors d’une crue ; c’est le cas quand l’eau de fonte de l’été lubrifie l’interface glace-roche, et quand il y a confluence de plusieurs appareils, ou rupture de pente. Ce mouvement est rendu visible par les moraines de surface appelées moraines médianes.

Lorsqu’elles sont parallèles, comme celles du glacier Barnard en Alaska, elles soulignent que les courants de glace ne se mélangent pas, ce qui n’est pas le cas du grand glacier voisin, le Malaspina, qui présente sur son lobe terminal un réseau de moraines chaotiques et zigzagantes.

Mais la déformation ne fait pas tout : le glacier glisse aussi sur les rochers de son soubassement.

Si le glacier n'accélère pas de manière catastrophique comme le craignait Agassiz, c'est à cause des irrégula­rités de son lit, qui le retiennent et lui font atteindre une vitesse d'équilibre. La loi qui régit la force exercée à la base d'un glacier en fonction de sa vitesse est appelée loi de glissement. Son étude est aujourd'hui l'un des thèmes prin­cipaux de recherche en glaciologie.

Il est difficile, on le comprend aisément, d'aller voir de près les phénomènes à l'interface glace-roche. Dans la plupart des cas, les glaciologues profitent d'installa­tions hydroélectriques, ou encore tirent parti de cavités naturelles. Le paradoxe est de constater que, dans ce domaine, « une poi­gnée de physiciens mathématiciens, qui n'ont parfois que rarement mis les pieds sur un glacier, ont bien plus contribué à la compréhension du sujet que les centaines d'observateurs qui ont mesuré des piquets d'ablation ou enregistré l'avance et le recul des langues glaciaires ». En effet c'est un métallurgiste, J. Weertman, qui le premier publia un modèle mathématique du l’écoulement des glaciers, en 1957.

 

Malgré tout, certains phénomènes demeurent difficiles à comprendre. Comment expliquer que les vitesses augmentent à la fonte des neiges et après de violents orages ? Pourquoi décroissent-elles lentement jusqu'à un minimum au début de l'hiver ? Cette évolution au fil des saisons paraît liée à la température extérieure, mais celle-ci ne peut influencer directement l’écoulement d'un glacier tem­péré : celui-ci est toujours à son point de fusion, à l'exception d'une mince couche superficielle de quelques mètres, seule soumise aux varia­tions externes. Ce n'est que récemment qu'une expli­cation a été trouvée. Le développement des méthodes de mesure a permis de mettre en évidence le rôle essentiel joué par le réseau hydraulique glaciaire dans le mouvement des glaciers.

Au retour de la belle saison, la neige se met à fondre. L'eau s'infiltre à travers le névé jusqu'à atteindre la couche de glace sur laquelle elle ruisselle en constituant des ruisseaux glaciaires, nommés bédières, d’un vieux mot celte que l’on retrouve dans l’anglais bed. Dès que les ruisseaux trouvent un point faible, comme une crevasse, ils s'y engouffrent et creu­sent petit à petit leurs chenaux jusqu'au lit glaciaire, formant ainsi un moulin (l’expression est due à James David Forbes), gouffre vertical qui peut parfois atteindre des proportions considérables. A ce volume d'eau s'ajoute l'eau de fonte qui provient de la chaleur du sous-sol et de la déformation de la glace. Le glacier s’apparente ainsi à un karst calcaire, où l’eau s’écoule souterrainement. Mais où va l’eau du glacier ?

C’est Agassiz qui le premier a tenté d’en savoir plus en examinant les moulins du glacier du Gorner, où ce phénomène est particulièrement fréquent, puis en se faisant descendre lui-même dans l’un d’entre eux, cette fois au glacier d’Unteraar. En 1897, Joseph Vallot et Émile Fontaine descendent à 55 mètres dans le grand moulin de la Mer de glace ; près d’un siècle plus tard, en 1987, Jean-Marc Boivin, Jeannot Lamberton et Haroun Tazieff (âgé de 73 ans !) s’y enfoncent à 110 m. Plus récemment encore, Lamberton a établi un record du monde à – 203 m dans un moulin de l’inlandsis groenlandais.

Une fois arrivée en contact avec l’auge glaciaire, l'eau doit se frayer un chemin. Elle creuse des tunnels dans la glace ; ce sont les chenaux de Röthlisberger, du nom du glaciologue suisse qui les identifia dans des cavités sous-glaciaires. Puis elle érode des chenaux dans le rocher, les chenaux de Nye. On peut démontrer que le gradient hydraulique au lit glaciaire, c'est-à-dire la pente « ressen­tie » par le cours d'eau, dépend bien sûr de celle du sous-sol, mais aussi de la pente de surface du glacier qui n'épouse pas forcément celle du sol : il arrive ainsi qu'un chenal de Röthlisberger ne suive pas la ligne de plus grande pente et traverse la vallée ou soit repoussé sur les bords du glacier. Les chenaux de Nye, impliquant l'érosion du substrat, se rencon­trent si la topographie du lit rocheux est favorable. Une partie de l'eau se distribue aussi dans des cavités formées en aval des obstacles et parfois connectées entre elles. Enfin, de l'eau existe sous forme d'un mince film entre le glacier et le soubassement rocheux, voire dans le substrat lorsque celui-ci est perméable (sédiments, fissures...). Tous ces apports convergent finalement en un cours princi­pal qui débouche au portail glaciaire.

Pendant l'hiver, en l'absence d'eau de fonte, les conduits de l'été pré­cédent se bouchent sous la pression de la glace. Au début de chaque saison estivale, l'eau doit donc recommencer son travail de sape. Tant que le réseau n’est pas excavé, le volume de la fonte est supérieur à celui des eaux qui sortent du glacier au portail. Pendant une partie du printemps, l'eau met ainsi le glacier sous pression. La force exercée est importante ; elle est parfois égale voire supérieure au poids du glacier et peut le soulever. Le frottement sur le sol diminue, ce qui a pour effet d’accélérer la vitesse : comme le décrit Amédée Zryd, le glacier « surfe » sur une nappe d'eau. Au cours de l'été, les canaux s’agrandissent et s'adaptent au débit. La contre-pression exercée sur le glacier diminue peu à peu, ainsi que la vitesse. Si un violent orage survient, les canaux sont saturés et n'ont pas le temps de s'adapter à ce nouveau débit d'eau. Le glacier est alors à nouveau sous pression et son écoulement s’accélère.

Le glacier de Findelen à Zermatt a été durant de nombreuses années un véritable laboratoire pour les glaciologues suisses, qui y ont observé ce fonctionnement complexe. Leurs études révèlent qu’au début de la sai­son de fonte le glacier se soulève de près de 50 cm, pour retomber ensuite lentement.

Les mesures du bilan des eaux apportent la preuve qu'au début de l'été le volume des eaux de fonte est plus important que celui des eaux sortant du glacier, alors que ce rapport s'inverse en fin de saison. De l'eau est donc stockée dans la couverture neigeuse et dans le réseau hydraulique pendant une partie de la période de fonte, ce que confirment les résultats de coloration de l'eau de fonte dans les moulins du glacier du Gorner : le temps mis par le colorant pour réappa­raître au portail glaciaire est directement lié à l'état d'ouverture du réseau hydraulique.

C’est aussi le réseau hydraulique qui semble contrôler un phénomène inconnu dans les Alpes, du moins de nos jours : les gla­ciers en crue catastrophique, le surge des auteurs anglo-saxons, appelé aussi « foirage ». Ces gla­ciers atypiques présentent des périodes d'activité pouvant durer entre un et dix ans au cours desquelles leur vitesse d'écoulement devient extrême. Il en résulte une avance subite de la langue qui peut alors progresser de plusieurs kilo­mètres en quelques mois. Suit une période de repos (de quelques cinquante ans, pouvant aller éventuellement jusqu'à cinq cents ans) pendant laquelle la langue se retire jusqu'à la position qui était la sienne avant la crue. De tels gla­ciers se rencontrent entre autres en Asie centrale (Pamir, Karakoram, Tian Shan), en Amérique du Nord (Alaska, Yukon, Colombie Britannique), en Amérique du Sud et dans l'Atlantique Nord (Islande, Svalbard). Les surges de certains glaciers du Karakoram, bloquant la vallée de la Shyok, ont été un obstacle majeur sur l’ancienne route du Karakoram, un des itinéraires de la route de la Soie reliant le Turkestan chinois (Xinjiang) au Cachemire ; leurs surges, barrant la vallée, créaient des lacs de barrage glaciaire aux débâcles dévastatrices. Deux de ces glaciers portent en turki des noms significatifs, le grand et le petit barrage, Kichik Kumdan et Chong Kumdan. Lors du surge du glacier Kutiah, au Pakistan, qui s’est formé par la crue de trois glaciers émissaires en 1953, une vitesse moyenne d’avance de 113 m/jour a été constatée : la langue à progressé de 12 km en trois mois.

On ne comprend toujours pas bien l’origine de ces surges ; il ne semble pas que l'événement dépende de conditions climatiques particulières. La nature du sous-sol, le type de roche, les sédiments et sa configuration sont sans doute des paramètres non négligeables.

Une étude détaillée du Variegated Glacier (Alaska) a per­mis de modéliser le scénario probable d'une crue catastrophique. Durant la phase de repos, la zone d'accumulation grossit considérablement sans que la vitesse d'écoulement augmente. Le glacier se trouve ainsi hors équilibre. Dans le cas du Variegated, ce repos est troublé par plusieurs minicrues dues à une augmentation du glissement sous la pres­sion de l'eau de fonte vraisemblablement prisonnière du glacier, puis relâchée brutalement. La phase de crue débute souvent en hiver. La vitesse du glacier augmente brusquement, passant de 0,5 m à 50 m par jour, et se propage à tra­vers tout le glacier sous forme d'une « onde de vitesse » ou onde de crue. Au passage de celle-ci, le gla­cier se disloque complètement sous l'effet des contraintes énormes dues aux variations de vitesse. Il est probable que cette phase de crue se déclenche lorsque la fonte de la neige de surface accroît la pression dans un réseau hydraulique bouché par l'hiver et donc favorise le glissement. La crue se termine par un relâ­chement de l'eau lorsque le réseau s'est reformé. Mais les foirages glaciaires conservent encore leurs mystères : la glaciologie a encore beaucoup à découvrir.