La marge proglaciaire est la zone située directement à l’aval du front du glacier et qui est influencée par des processus à la fois glaciaires, gravitaires, fluvio-glaciaires et glacio-lacustres. Dans les Alpes, on délimite la marge proglaciaire active par les moraines du Petit Âge Glaciaire (1350-1850 ap. J.-C.) (fig. 2). La surface des marges proglaciaires est actuellement en augmentation en raison du retrait des glaciers.
On parle de processus fluvio-glaciaires lorsque des dépôts glaciaires sont remodelés par les eaux de fonte. Le secteur de la marge proglaciaire concerné par ces processus est le sandur (terme islandais signifiant « sable »). Il s’agit d’une plaine d’épandage fluvio-glaciaire située à l’aval d’un glacier et qui peut occuper tout ou partie de la marge proglaciaire (fig. 3). Dans les régions polaires, le sandur est souvent très étendu, alors qu’au front des glaciers alpins, il peut être réduit à quelques centaines de mètres carrés. En raison des variations de débit du cours d’eau proglaciaire et des grands volumes de sédiments pouvant être mobilisés, le tracé des cours d’eau du sandur est généralement tressé (fig. 4). Avec le retrait du glacier et/ou des variations de débits et de la charge sédimentaire, le sandur peut être incisé, ce qui amène à la formation de terrasses. Il en est de même plus à l’aval dans les vallées, où le remplissage postglaciaire initial est en général érodé par la suite, donnant naissance à une terrasse, dite fluvio-glaciaire (fig. 5), nettement dénivelée par rapport à l’altitude du lit actuel du cours d’eau et par rapport à des terrasses, dites alluviales, emboîtées dans la terrasse fluvio-glaciaire (par exemple dans la vallée de la Sarine, VD/FR) (fig. 6).
Parmi les formes qui caractérisent une marge proglaciaire, on peut encore distinguer les kames (terme d’origine écossaise), qui sont des accumulations sablo-graveleuses à flancs raides formées par des dépôts supra- ou paraglaciaires. Les kames sont souvent associées aux kettles, petites dépressions au sein des sédiments glaciaires parfois remplies d’eau, provenant de la fonte de glace morte. Les formations appelées terrasses de kame sont, quant à elles, des accumulations de sédiments qui se sont déposés entre le flanc d’une vallée et la bordure d’un glacier. Elles sont souvent confondues avec les terrasses fluvioglaciaires à cause de leur morphologie similaire, notamment la présence d’un talus abrupt. Cependant, elles se distinguent par le talus le plus souvent accidenté par des glissements en marches d’escalier) et parfois par la présence de kettles dus à la fonte de noyaux de glace. Autre forme caractéristiques des marges proglaciaires, les eskers (terme irlandais signifiant « crête ») sont des crêtes sédimentaires résultant du remplissage de tunnels intra- ou sous-glaciaires (fig. 7).
Fig. 1 – Partie frontale, avec portails glaciaires, du glacier de Tourtemagne (Turtmanntal, VS).
Fig. 1 – Partie frontale, avec portails glaciaires, du glacier de Tourtemagne (Turtmanntal, VS).
Fig. 2 – Marge proglaciaire du glacier de Zinal, délimitée par le complexe des moraines préhistoriques et historiques. Les moraines historiques datent du Petit Âge Glaciaire (Val de Zinal, VS).
Fig. 2 – Marge proglaciaire du glacier de Zinal, délimitée par le complexe des moraines préhistoriques et historiques. Les moraines historiques datent du Petit Âge Glaciaire (Val de Zinal, VS).
Fig. 3 – Un sandur au Vatnajökull (Islande).
Fig. 3 – Un sandur au Vatnajökull (Islande).
Fig. 4 – Cours d’eau tressé dans le sandur du glacier de Tourtemagne (Turtmanntal, VS).
Fig. 4 – Cours d’eau tressé dans le sandur du glacier de Tourtemagne (Turtmanntal, VS).
Fig. 5 – Terrasses sur la commune de Haut-Intyamon (Haute Gruyère, FR). Le niveau supérieur correspond à des dépôts d’épandage fluvio-glaciaire du glacier de l’Hongrin, aujourd’hui disparu, tandis que les niveaux inférieurs sont des terrasses alluviales de la rivière de l’Hongrin.
Fig. 5 – Terrasses sur la commune de Haut-Intyamon (Haute Gruyère, FR). Le niveau supérieur correspond à des dépôts d’épandage fluvio-glaciaire du glacier de l’Hongrin, aujourd’hui disparu, tandis que les niveaux inférieurs sont des terrasses alluviales de la rivière de l’Hongrin.
Fig. 6 – Formation de terrasses fluvio-glaciaires (modifié d’après Lowe et Walker, 1984).
Fig. 6 – Formation de terrasses fluvio-glaciaires (modifié d’après Lowe et Walker, 1984).
Fig. 7 – Remplissage fluvio-glaciaire d’un esker de la calotte jurassienne au Brassus (Vallée de Joux, VD).
Fig. 7 – Remplissage fluvio-glaciaire d’un esker de la calotte jurassienne au Brassus (Vallée de Joux, VD).