Glacier

Glacier Schlatenkees dans les Alpes autrichiennes montrant les zones d'accumulation, de transport et d'ablation.

La zone d'accumulation est celle où les apports en glace (sur-)compensent les pertes. La zone d'ablation est celle où le glacier perd plus de glace qu'il n'en gagne. L'alimentation en glace d'un glacier provient essentiellement des précipitations. Les pertes proviennent de l'évaporation et de la fonte du glacier.

Tout comme chaque rivière est unique par ses caractéristiques, aucun glacier ne ressemble à un autre. Il est cependant possible de distinguer certaines caractéristiques récurrentes et s'appliquant de manière générale.

On distingue généralement deux zones dans un glacier[2] :

• la zone d'accumulation : c'est la partie du glacier où les précipitations de neige se transforment en glace. Elle correspond à la zone des neiges éternelles et par conséquent la glace est rarement mise à nu. La zone d'accumulation correspond en général à 60 à 70 % de la superficie d'un glacier alpin ;
• la zone d'ablation : c'est la partie du glacier où la fonte importante provoque la diminution de l'épaisseur du glacier jusqu'à sa totale disparition au niveau du front glaciaire qui peut prendre la forme d'une falaise, d'une colline, d'un amas désorganisé de glace, etc.

La ligne d'équilibre d'un glacier est la limite qui sépare la zone du glacier où le bilan en masse est excédentaire et la zone du glacier où le bilan en masse est déficitaire. Cette ligne d'équilibre est matérialisée durant les mois chauds par la limite entre neige persistante (les neiges éternelles) et glace apparente. La ligne d'équilibre permet de délimiter la zone d'accumulation d'un glacier[2].

Certaines sources distinguent une troisième zone, intermédiaire entre les deux premières, la zone de transport, où se produirait principalement le transport de la glace des hautes vers les basses altitudes[3].

Les couches successives de neige qui forment le glacier emprisonnent durant leur passage dans l'atmosphère poussières, pollens, polluants et piègent des bulles d'air qui conservent la teneur des gaz composant l'atmosphère à l'époque de piégeage. Ces informations font d'un glacier un véritable livre relatant l'évolution de l'atmosphère durant des centaines de milliers d'années. Des forages (Vostok en Antarctique) permettent de remonter des carottes de glace et d'analyser la composition de l'atmosphère à l'époque de la formation des strates.

Schéma d'un glacier type.

Un glacier possède d'autres caractéristiques qui sont révélatrices de la topographie, du climat, de son activité érosive, de son passé :

• un verrou glaciaire ou une augmentation de la pente peut provoquer en surface la formation de crevasses et de séracs car la glace subit des contraintes supérieures à la limite de sa plasticité ;
• une rimaye peut se former entre la zone d'accumulation et la zone de transport ;
• une fonte de la surface ou un apport d'eau extérieur peuvent former mares de fonte, bédières et moulins ;
• des apports extérieurs ou des remontées de débris rocheux peuvent recouvrir partiellement ou totalement un glacier. Ces débris protègent le glacier du rayonnement solaire et des températures atmosphériques ce qui permet parfois à un glacier dont la langue terminale est entièrement recouverte de débris de descendre plus bas en altitude que s'il en était dépourvu.

On peut définir un bilan hydrique (ou bilan de masse) saisonnier pour un glacier.

Ce bilan fait la différence entre perte et gain d'eau, qu'elle soit sous forme liquide, solide ou gazeuse. Durant les mois les plus chauds, les précipitations sous forme de neige sont au plus bas et la remontée des températures accélère la fonte du glacier en étendant sa zone d'ablation à plus haute altitude. Le bilan hydrique du glacier est alors négatif : sa masse diminue en perdant plus d'eau qu'il n'en reçoit. À l'inverse, les mois les plus froids voient les précipitations neigeuses augmenter et la fonte atteindre son minimum. Le bilan hydrique du glacier est positif : sa masse augmente en reconstituant les stocks de glace perdus durant l'été.

Le bilan hydrique saisonnier d'un glacier définit le régime du torrent émissaire dont le flot est composé des eaux de fonte. Le débit des eaux de fonte est à son maximum les mois les plus chauds et est à son minimum les mois les plus froids. Il faut préciser que ce débit des eaux de fonte, même s'il l'influence fortement, ne correspond pas au débit du torrent émissaire qui peut être grossi par les pluies ou réduit par l'évaporation, la recharge de la nappe phréatique, le prélèvement pour les activités humaines, etc. Le débit des eaux de fonte, s'il est directement lié aux précipitations neigeuses, est beaucoup plus affecté par d'autres facteurs météorologiques (l'intensité et la durée de l'ensoleillement, les températures qui sont des variables plus stables dans l'espace et dans le temps que les précipitations), cosmiques et anthropiques (telle la présence de cryoconite, poussière nivéo-éolienne qui fait passer l'albedo de la glace de glacier de 0,2 à 0,4[4], ce qui accélère la fonte[5]). Ainsi, on peut observer des fluctuations journalières du débit des eaux de fonte : le maximum est atteint dans l'après-midi tandis que le minimum l'est en fin de nuit.

Le glacier, en jouant le rôle de réservoir d'eau douce, régularise le débit des cours d'eau en aval tout au long de l'année. Il permet ainsi à la végétation en aval du glacier de disposer de réserves d'eau constantes et d'être peu ou pas affectée par d'éventuelles périodes de sécheresse.

Un glacier commence à se déformer et est donc capable d'avancer en acquérant une certaine plasticité lorsqu'il dépasse cinquante mètres d'épaisseur. C'est aussi pour cette raison que la surface des glaciers est couverte de séracs et de crevasses : la couche supérieure correspondant aux cinquante premiers mètres du glacier ne se déforme pas mais casse.

Un glacier avance, se déplace à cause de la gravité ou se déforme, flue à cause de son propre poids. La vitesse et la direction du déplacement sont fonction de la topographie, de la température du glacier et notamment à sa base, de sa teneur en air, de la quantité d'eau liquide qu'il contient, de la quantité et de la nature des matériaux rocheux qu'il transporte, de sa réaction face à la rencontre avec d'autres glaciers, etc.

En général, plus la pente est forte et régulière, le glacier lourd, ayant une température élevée et contenant de l'eau liquide, de l'air et peu de grosses roches, plus il ira vite et inversement.

Le fait qu'un glacier soit recouvert ou non d'une couche de débris rocheux peut influencer sa vitesse d'écoulement par le biais des eaux de fonte. Ces eaux de fonte, en s'écoulant entre le glacier et les parois rocheuses, lubrifient la glace qui glisse mieux contre la roche. En comportant des débris rocheux à sa surface sur une épaisseur d'environ 2 cm ou plus, un glacier s'isole des rayonnements solaires et des températures atmosphériques, ce qui réduit par là-même la fonte de la glace à sa surface. En deçà d'environ 2 cm d'épaisseur, la présence de débris en surface augmente la fonte[6]. Disposant de moins d'eau liquide, le glacier avance moins vite que si sa glace était découverte.

La vitesse d'écoulement n'est pas la même en tout point d'un glacier. Elle varie selon la distance avec les parois et le socle rocheux et selon la position le long du glacier[7]. Plus la glace est proche des parois latérales, plus sa vitesse est réduite. Dans la zone d'accumulation et de transport, la vitesse est généralement maximale dans les profondeurs du glacier, tandis qu'elle l'est à la surface du glacier dans la zone d'ablation. Cette vitesse différentielle fait que le litage des couches de neige est horizontal dans la zone d'accumulation, puis devient vertical dans la zone de transport pour redevenir horizontal dans la zone d'ablation.

Les vitesses d'écoulement d'un glacier sont très variables. La vitesse moyenne pour un glacier classique est de l'ordre de quelques centimètres à quelques dizaines de centimètres par jour. Certains glaciers (glaciers suspendus ou glaciers dits « morts ») ont une vitesse d'écoulement proche de zéro. D'autres glaciers comme les courants glaciaires peuvent avancer de plusieurs dizaines de mètres par jour. Ainsi, un glacier du Groenland, le Kangerdlugssuaq (ou Kangerlussuaq situé au sud de Nuuk) a multiplié sa vitesse par trois entre 1996 et 2005 et atteint à cette date plus de quatorze kilomètres par an soit une moyenne de quarante mètres par jour[8]. La vitesse d'écoulement d'un glacier est variable dans le temps : à l'échelle de quelques heures (pluie et fonte via la pression de l'eau sous-glaciaire par exemple), de la saison, années ou décennies (changements de masse et de bilan de masse par exemple)[7].

Le glacier du Rhône avant 1900.

Le glacier du Rhône en 2005.

Le front d'un glacier peut être amené à avancer ou à reculer dans une vallée. Ces mouvements sont le résultat d'un déséquilibre entre apport de neige et fonte : lorsque le bilan hydrique annuel est négatif, le glacier entre dans une phase de recul et réciproquement.

Il faut rappeler que le recul glaciaire ne signifie évidemment pas que le glacier recule, la glace continuant d'avancer vers le bas de la vallée. Lors du recul glaciaire, la position du front glaciaire régresse peu à peu vers l'amont. La « délaissée glaciaire » (espace abandonné à la suite du recul du glacier) se nomme aussi « glarier »[9] ou « fond du glacier »[10].

Si l'apport de neige, et par conséquent de glace, est plus important que la fonte du front glaciaire, le glacier progressera dans la vallée. Ceci peut être provoqué par un refroidissement climatique et/ou une augmentation des précipitations. Les effets inverses seront à l'origine d'un retrait glaciaire. Entre 1850 et 1980, les glaciers des Alpes ont perdu presque le tiers de leur surface.

En Antarctique, de pareils phénomènes existent, les élévations de la température dans ces secteurs très froids se révélant favorables à l'augmentation des précipitations neigeuses donc à terme, à l'augmentation des volumes de glace.

Les conséquences du retrait ou de l'avancée glaciaire dans la morphologie d'un glacier peuvent être spectaculaires et radicales :

• dans le cas d'un retrait glaciaire, la surface du glacier devient concave (en creux) dans la largeur et dans la longueur, sa surface se couvre de bédières, de moulins et d'une moraine de surface qui peut le recouvrir entièrement sous plusieurs mètres de matériaux, les zones d'accumulation et de transport peuvent diminuer en taille au profit de la zone d'ablation, le front glaciaire peut se diviser en digitations dans le cas d'un glacier de piémont ;
• dans le cas d'une avancée glaciaire, la surface devient convexe (en bosse) dans la longueur et la largeur, la glace en surface reste apparente car n'ayant pas le temps de se couvrir de débris, la zone d'ablation diminue au profit des zones d'accumulation et de transport, le front glaciaire se transforme en lobe glaciaire dans le cas d'un glacier de piémont.

Certaines avancées du front glaciaire (jusqu'à plusieurs fois la longueur initiale du glacier) peuvent se faire avec des vitesses de plusieurs mètres par jour avec une augmentation jusqu'à un facteur 1 000 par rapport à la vitesse usuelle et ce sur des périodes très restreintes et relativement cycliques[11]. Cela arrive lors de surges glaciaires, qui n'entraînent toutefois pas nécessairement une avancée du front.

Attention aussi à ne pas confondre progression glaciaire et jökulhlaup qui sont des inondations provoquées par une vidange d'un lac subglaciaire formé au cours d'une éruption volcanique.

La plupart des glaciers alpins à travers le monde sont aujourd'hui dans une phase de retrait rapide[12] :

• les glaciers suisses ont perdu 40 % de leur longueur, plus de la moitié de leur masse et continuent de perdre cinquante centimètres d'épaisseur chaque année ; une centaine ont disparu entre 1850 et 1999[13] ;
• le glacier du Rhône en Suisse a perdu 2,3 kilomètres de longueur entre 1850 et 1999[14] ;
• le glacier d'Aletsch en Suisse a perdu cent mètres d'épaisseur entre 1870 et 2001[15] ;
• les glaciers de Valsorey et de Tseudet en Suisse ont perdu 1,4 kilomètre de longueur entre 1850 et 1998[16] ;
• le glacier inférieur de Grindelwald en Suisse a perdu 1,6 kilomètre de longueur entre 1850 et 2000[17] ;
• le glacier de Gébroulaz, en Vanoise a reculé de 1,63 km depuis le milieu du XIX^e siècle ;
• le glacier Furtwängler (calotte locale du Kilimandjaro) a perdu 80 % de son volume au cours de XX^e siècle et disparaîtra entre 2040 et 2060.

Des ingénieurs tentent depuis quelques années de mettre au point des techniques pour ralentir ou stopper la fonte des glaciers, voire de leur faire regagner de la masse. Ainsi, une expérience a consisté, à l'aide de nombreux forages dans la glace, à injecter de l'eau dans un glacier suisse qui était utilisé pour le ski d'été. Cette eau devait permettre au glacier de regagner de la masse en descendant moins vite dans la vallée. La technique, trop chère et pas assez efficace, a été abandonnée. En 2005, la station de ski d'Andermatt en Suisse a emballé une partie d'un glacier dans des bandes de mousse en PVC. Selon les résultats obtenus, la surface recouverte sera étendue par la suite[18]. Bien qu'elles puissent produire des résultats encourageants, ces techniques ne modifient pas la cause du problème et ne font que retarder la future disparition de ces glaciers.

La fonte des glaciers représente de 25 à 30 % de l’augmentation du niveau de la mer à l’échelle mondiale[19].

Le sixième rapport d'évaluation du GIEC constate l'accélération de la fonte des glaciers — fonte très probablement causée par l'activité humaine à partir de 1990[20] —, la décennie 2010-2019 étant celle durant laquelle leur masse a le plus diminué depuis le début des observations (elle est environ trois fois inférieure à leur masse moyenne durant la décennie 1980-1989). L'amélioration des mesures par satellite et des simulations par ordinateur permet de conclure que quasiment tous les glaciers du monde reculent[20], avec des conséquences sur le niveau des océans et sur l'approvisionnement en eau douce des populations. La masse totale des glaciers atteint ainsi son minimum depuis au moins 2 000 ans[20] - [21] - [22] - [23]. Le GIEC anticipe que la fonte des glaciers va se poursuivre pour plusieurs décennies voire siècles (confiance très élevée)[24] - [25].

Selon une étude de l’Union internationale pour la conservation de la nature (UICN) publiée en avril 2019, près de la moitié des sites du Patrimoine mondial pourraient perdre leurs glaciers d’ici 2100 si les émissions de gaz à effet de serre se poursuivent au rythme actuel[26].

En 2021, les glaciers des Rocheuses, comme le glacier Peyto, situé au nord-ouest de Banff fondent à un rythme alarmant. Les conditions météorologiques et les catastrophes naturelles de l'année 2021 (faibles précipitations de neige, vagues de chaleur extrêmes et feux de forêt) ont accéléré le processus de la fonte des glaciers[27].

Glacier du Nadelhorn, au-dessus de Saas-Fee, Valais, Suisse

Les glaciers peuvent provoquer des catastrophes liées à leur nature (eau solide et liquide), leurs caractéristiques (présence de séracs, de crevasses, etc) et leur capacité (surge glaciaire, barrage, etc).

Les glaciers peuvent provoquer :

• des avalanches par la chute de séracs ou du front glaciaire ;
• des inondations par une fonte excessive, un jökulhlaup, la vidange d'un lac subglaciaire, intraglaciaire, supraglaciaire ou périglaciaire ;
• des chutes de rochers provenant des moraines ;
• la destruction des forêts, champs, villages, etc par ensevelissement lors d'une avancée glaciaire, d'une surge glaciaire ;
• des affaissements de terrain, éboulements, etc lors d'un recul glaciaire sur les parois des vallées qui ne sont plus maintenues par le glacier (exemple : Ruines de Séchilienne) et sur les moraines, notamment latérales, qui ne sont plus protégées de l'érosion par le glacier.

Il existe une multitude de petits glaciers à travers le monde qui s'apparentent plus à de gros névés compactés qu'à de vrais glaciers.

Le plus long glacier du monde est le glacier Lambert en Antarctique avec plus de 400 kilomètres de long et 100 de large.

Le plus grand inlandsis est celui de l'Antarctique avec 13 586 000 km². C'est également le plus épais avec un maximum de 4 700 mètres d'épaisseur. Celui du Groenland fait quant à lui 1 700 000 km² avec un maximum de 3 000 mètres d'épaisseur.

La plus grande calotte glaciaire est celle du Austfonna (Svalbard) avec 8 200 km². Celle du Vatnajökull en Islande atteint 8 100 km² et mille mètres d'épaisseur.

Le plus grand glacier de piémont est le glacier Malaspina en Alaska avec un lobe glaciaire de 3 900 km².

Le plus grand glacier de vallée des Alpes est le glacier d'Aletsch (Suisse) avec 23,6 kilomètres de long (2002).

Le plus grand glacier français est le glacier Cook (îles Kerguelen).

Le plus long glacier français de métropole est la Mer de Glace dans le massif du Mont-Blanc.

Vue panoramique du glacier Perito Moreno en Argentine.

Il s'agit de glaciers dont la morphologie est dépendante du relief. Ils se trouvent en général en montagne et occupent le fond des talwegs.

Le glacier d'Aletsch en Suisse.

Les glaciers de vallée sont la représentation classique que l'on se fait d'un glacier : un bassin d'alimentation en forme de cirque au pied de pics dépassant de la neige, une masse de glace allongée occupant toute la largeur d'une vallée et un front glaciaire donnant naissance à un torrent.

Un glacier de vallée peut se former à partir d'une seule zone d'accumulation ou de plusieurs. Il peut également recevoir des masses de glaces qui proviennent de glaciers adjacents et venant grossir le flot de glace.

Exemples de glacier de vallée :

• la Mer de Glace en France ;
• le glacier d'Aletsch en Suisse ;
• le glacier Bering en Alaska.

Le glacier de la Verte sur la face nord de l'aiguille Verte en France.

Un glacier suspendu est généralement de petite taille et est perché sur les flancs d'une montagne. Il n'est composé que d'une zone d'accumulation, parfois une courte zone de transport mais très rarement d'une zone d'ablation. La glace est évacuée par sublimation ou par chute de séracs, séracs qui peuvent donner naissance à un glacier régénéré en contrebas.

Exemples de glaciers suspendus :

• le glacier de l'Ailefroide en France ;
• le glacier de la Momie sur le Pelvoux en France ;
• le glacier des Grands Couloirs sur la Grande Casse en France.

Il s'agit d'un glacier dont les apports en neige sont fournis par des chutes de séracs provenant d'un glacier suspendu. Un glacier suspendu étant en général de faible superficie, les apports en neige sont limités et les glaciers régénérés sont souvent petits et ne parviennent pas à former des glaciers de vallée. Leur glace s'évacue par la sublimation ou la fonte. Le glacier régénéré est en quelque sorte la zone d'ablation d'un glacier suspendu.

Le glacier Stubaier sur le Jochdohle en Autriche.

Un glacier de cirque est un glacier qui occupe la totalité d'un cirque et ne le quittant pas ou très peu. Il s'agit en fait de la partie correspondant à la zone d'accumulation d'un glacier de vallée. Il possède une zone d'accumulation, une zone de transport réduite et une zone d'ablation.

Exemple de glaciers de cirque :

• le glacier d'Arsine en France ;
• le glacier Stubaier sur le Jochdohle en Autriche ;
• le glacier de Talèfre sous l'aiguille Verte.

Le lobe glaciaire du glacier Malaspina en Alaska.

Il s'agit d'un glacier de vallée qui atteint la plaine au pied de la chaîne de montagne. Il possède une zone d'accumulation et une zone de transport classique mais sa zone d'ablation s'étale dans la plaine soit en digitations, soit en un lobe glaciaire plus ou moins étendu. Devant le lobe glaciaire peut se former un sandur, lieu propice à l'installation de formations glaciaires et péri-glaciaires : drumlins, eskers, kames, kettles, blocs erratiques, moraines, etc.

Exemple de glaciers de piémont :

• le glacier Malaspina en Alaska ;
• certaines langues terminales du Vatnajökull en Islande.

L'Engabreen en Norvège.

Un glacier dont l'une des langues rejoint la mer ou l'océan est généralement qualifié de côtier. Ces situations ne se rencontrent qu'en des latitudes élevées, un tel glacier requérant une température annuelle moyenne atmosphérique au niveau de la mer approchant la température de glaciation. On en rencontre en Norvège et en Alaska où ils se jettent dans des fjords.

Exemple de glaciers côtiers :

• la langue glaciaire Engabreen du glacier Svartisen en Norvège s'arrête à vingt mètres du Svartisvatnet, un petit lac situé juste à côté de l'océan Atlantique ;
• le glacier Brady en Alaska, long de 39 km, il se jette dans la baie Taylor (océan Pacifique) ;
• le glacier Brüggen au Chili qui se jette dans le fjord Eyre (océan Pacifique) ;
• le glacier Taku dans le sud-est de l'Alaska ;
• le glacier Chenega en Alaska qui se jette dans la baie du Prince-William (océan Pacifique).

Le glacier Furtwängler au sommet de Kilimandjaro en 1993.

Ce sont des glaciers qui possèdent certaines caractéristiques des inlandsis : une grande superficie, une forme aléatoire, une grande épaisseur, une pente relativement faible du substrat rocheux, une évacuation de la glace par de larges fronts glaciaires et/ou par des émissions de glaciers. Il s'agit en fait de mini-inlandsis souvent perchés au sommet de montagnes ou de volcans et en partie confinés par les sommets qui composent la montagne. Ce sont bien souvent des reliquats des grandes calottes polaires des anciennes glaciations.

Exemple de calottes locales :

• le glacier Furtwängler Kilimandjaro en Tanzanie ;
• la calotte du Mont Sanford en Alaska ;
• les glaciers de la Vanoise en France.

Leur étendue et leur épaisseur sont tellement importantes que le relief a peu d'incidence sur leur morphologie. Ils se présentent sous la forme d'un immense amas de glace au sommet formant un plateau peu pentu percé de temps à autre par un nunatak, s'écoulant de toute part en produisant des lobes glaciaires, des digitations et des courants glaciaires.

La calotte glaciaire du Vatnajökull en Islande.

Leur étendue est inférieure à 50 000 km².

Exemples de calottes glaciaires :

• le Vatnajökull en Islande ;
• le glacier Cook sur la Grande Terre aux îles Kerguelen (France) ;
• le Austfonna au Svalbard (Norvège) ;
• le champ de glace Sud de Patagonie et le champ de glace Nord de Patagonie.

Le mont Sidley et l'inlandsis en Antarctique.

Leur étendue est supérieure à 50 000 km².

Il n'existe que deux inlandsis au monde :

• celui du Groenland ;
• celui de l'Antarctique.

En plus de la morphologie, on peut classer les glaciers suivant leur température. Celle-ci est évidemment fonction de l'altitude et de la latitude du glacier mais aussi de la présence ou non d'activité volcanique sous le glacier.

• « Glacier tempéré » (dit homéotherme) : un glacier tempéré est un glacier dont les premiers mètres sous la surface (dix à vingt mètres en général) se retrouvent à un moment ou à un autre de l'année susceptibles de dépasser le point de fusion de la glace sous pression. Ils se rencontrent dans les basses et moyennes altitudes des montagnes (Himalaya, Alpes, Rocheuses, etc).
• « Glacier froid » : un glacier froid est un glacier dont la température de la base à la surface du glacier est inférieure à −30 °C tout au long de l'année. Cette température ne permet pas à la glace sous pression de dépasser son point de fusion. Ils se rencontrent aux pôles et sur les sommets des montagnes.
• « Glacier subpolaire » : un glacier subpolaire est un glacier dont la température de la base à la surface du glacier est inférieure à −30 °C tout au long de l'année. Cependant la zone d'accumulation est susceptible de dépasser le point de fusion de la glace les mois les plus chauds.

• Calotte glaciaire de l'île Severny (Russie)
• L'Austfonna (Svalbard/Norvège)
• Le Vatnajökull (Islande)
• Le glacier d'Aletsch (Suisse), plus grand glacier des Alpes (22 kilomètres)
• Le glacier de Fiesch (Suisse)
• Le glacier du Gorner (Suisse)
• La Mer de Glace (France) est le glacier français le plus célèbre, il mesure sept kilomètres de long
• Le glacier des Bossons (France)
• Le glacier d'Argentière (France)

• Le glacier du Siachen (Inde) (75 kilomètres)
• Le glacier du Baltoro (Pakistan) (57 kilomètres)
• Le glacier Fedtchenko (Tadjikistan) (77 kilomètres)
• Le glacier d'Inylchec (Kirghizstan) (54 kilomètres)

• Le glacier Furtwängler (calotte du Kilimandjaro, Tanzanie)

• Le glacier Tasman est le plus long glacier de la Nouvelle-Zélande (29 km) (Nouvelle-Zélande)
• Le glacier Hooker (Nouvelle-Zélande)
• Le glacier Franz Josef (Nouvelle-Zélande)
• Le glacier Fox (Nouvelle-Zélande)

• Le glacier Perito Moreno (Argentine) est célèbre pour se jeter dans un lac et se rompre périodiquement sous la pression de l'eau
• Le glacier Barnard (Alaska)
• Le glacier Malaspina (Alaska)

• Le glacier Lambert, plus grand glacier du monde.
• Le glacier Beardmore
• Le glacier Axel Heiberg mesure 48 kilomètres de long et descend du plateau antarctique jusqu'à la barrière de Ross

: document utilisé comme source pour la rédaction de cet article.

• Centre de recherche sur l'environnement et l'aménagement de l'université de Saint-Etienne
• « Glaciers et Climat site de Robert Vivian », sur virtedit.free.fr
• Le Courrier.ch du 23 juin 2009 : L'invention de la Mer de glace, un article d'Hélène Zumstein.
• Carte des glaciers dans le monde sur PopulationData