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10.2 : Types de glaciers - Géosciences

10.2 : Types de glaciers - Géosciences


Il existe deux types généraux de glaciers : les glaciers alpins et les calottes glaciaires. Glaciers alpins se forment dans les zones montagneuses à haute altitude ou à proximité de zones côtières fraîches et humides comme la péninsule olympique de Washington. Un type courant de glacier alpin est un glacier de la vallée qui est confiné à une longue et étroite vallée située dans des zones montagneuses, en particulier à des latitudes plus élevées (plus proches du pôle nord ou sud). La plupart des glaciers alpins sont situés dans les principales chaînes de montagnes du monde telles que les Andes, les Rocheuses, les Alpes et l'Himalaya.

L'autre grand type de glacier est calottes glaciaires (aussi appelé glaciers continentaux). Ce sont d'épaisses accumulations de glace qui occupent une vaste zone géographique. Les principales calottes glaciaires sur la terre aujourd'hui sont situées au Groenland et en Antarctique. La calotte glaciaire du Groenland a une superficie étendue et une épaisseur allant jusqu'à 3 300 mètres (10 800 pieds ou deux miles) et a un volume estimé à près de 3 millions de kilomètres cubes (~ 102 milliards de pieds cubes) [1].

La calotte glaciaire de l'Antarctique est beaucoup plus grande et couvre presque tout le continent. Les parties les plus épaisses de cette calotte glaciaire massive ont plus de 4 000 mètres d'épaisseur (> 13 000 pieds ou 2,5 miles) et son poids abaisse le substrat rocheux antarctique au-dessous du niveau de la mer à de nombreux endroits sous la glace [2]. La calotte glaciaire de l'Antarctique contient le plus de glace, comme l'illustre la figure ci-dessous comparant les vues en coupe transversale des deux calottes glaciaires.

Les anciennes calottes glaciaires, présentes lors du dernier événement glaciaire maximal (également connu sous le nom de dernière période glaciaire) en Amérique du Nord, sont appelées calotte glaciaire Laurentide.

Les références

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Quels sont les deux principaux types de glaciers ?

Les deux principaux types de glaciers sont les glaciers continentaux et les glaciers alpins. Les glaciers continentaux sont également appelés calottes glaciaires car leur forme et leur écoulement ne sont pas significativement affectés par les formations géographiques sous-jacentes. Les glaciers alpins se forment sur les montagnes et descendent des vallées montagneuses.

Les glaciers continentaux couvrent de vastes étendues terrestres, s'écoulant vers l'extérieur dans toutes les directions à partir d'une région centrale. Il n'y a que deux grands glaciers continentaux sur Terre, situés au Groenland et en Antarctique. La calotte glaciaire du Groenland couvre plus de 650 000 miles carrés de terres. La calotte glaciaire de l'Antarctique est beaucoup plus grande, couvrant environ 5,4 millions de miles carrés de terre. Environ 98 pour cent de l'Antarctique est couvert par la calotte glaciaire.

Les glaciers alpins descendent des vallées montagneuses en raison de la pression de leur propre poids et des forces de gravité. Un glacier de piémont est un type de glacier alpin formé où deux ou plusieurs glaciers alpins se rencontrent à la base d'un système de vallée. Lorsqu'un glacier de piémont descend d'une montagne et se jette dans la mer, on l'appelle un glacier de marée.

Les deux types de glaciers se forment par la lente accumulation et le compactage de la neige en une glace glaciaire dense. Lorsque la glace glaciaire s'écoule vers le bas et vers l'extérieur, elle s'approche du pied du glacier, où elle se perd par évaporation, fond ou vêle en icebergs. Cette zone de perte glaciaire est connue sous le nom de zone d'ablation.


Statut des glaciers dans le parc national des Glaciers

Les glaciers du paysage du parc national des Glaciers (PNG) ont une valeur écologique en tant que source d'eau de fonte froide pendant les mois de fin d'été autrement secs, et une valeur esthétique en tant que caractéristique homonyme du parc. Les scientifiques de l'USGS ont étudié ces glaciers depuis la fin des années 1800, construisant un corpus de recherches qui documente les changements généralisés des glaciers au cours du siècle dernier. Les recherches en cours de l'USGS associent des données à long terme à des techniques modernes pour faire progresser la compréhension des processus physiques des glaciers, des impacts sur les écosystèmes alpins et des liens climatiques. En fournissant une surveillance, une analyse et une interprétation scientifiques objectives du changement des glaciers, l'USGS aide les gestionnaires des terres à prendre des décisions de gestion éclairées dans le paysage du parc national des Glaciers.

Emplacement des glaciers nommés de plus de 0,1 km 2 dans les limites du parc national des Glaciers en 1966 (Crédit : USGS. Domaine public.)

QU'EST-CE QU'UN GLACIER ? Un glacier est un corps de neige et de glace qui se déplace sous son propre poids. Le mouvement des glaciers peut être détecté par la présence de crevasses, des fissures qui se forment dans la glace au fur et à mesure que le glacier se déplace. Tous gLes laciers sont dynamiques, changeant en réponse à la température et aux précipitations – ils augmentent lorsque les chutes de neige en hiver dépassent la fonte estivale et diminuent lorsque la fonte dépasse l'accumulation de neige fraîche. La plupart des glaciers du parc national des Glaciers sont des glaciers de cirque relativement petits, occupant des bassins alpins le long de la ligne de partage des eaux. Dans le PNB, les masses de glace sont classées comme glaciers lorsque leur superficie dépasse 0,1 km 2 (100 000 m 2 ), soit environ 25 acres.

SUIVI DES GLACIERS DANS LE TEMPS : Les vastes glaciers de la vallée qui ont sculpté les sommets majestueux du PNB faisaient partie d'une glaciation qui s'est terminée il y a environ 12 000 ans. Les petits glaciers alpins qui s'accrochent aujourd'hui aux flancs des montagnes sont présents dans le paysage depuis au moins 6 500 ans. Ces glaciers se sont considérablement développés au cours du petit âge glaciaire (LIA) qui a commencé vers 1400 après JC et a atteint sa taille maximale vers 1850 après JC. Leurs tailles maximales peuvent être reconstituées à partir des monticules de roche et de terre laissés derrière, appelés moraines. Un inventaire complet des moraines visibles sur l'imagerie satellitaire a révélé qu'il y avait 80 glaciers (>0,1 km 2 ) au sommet du petit âge glaciaire à la limite du PNB. De même, une analyse complète de l'étendue des glaciers modernes documentée par imagerie satellitaire a montré qu'en 2005, le nombre de glaciers >0,1 km 2 avait diminué à 32. Ainsi, au cours des 150 années environ entre le maximum glaciaire LIA du milieu du 19 e siècle et le avènement du 21 ème siècle, le nombre de glaciers >0,1 km 2 dans le PNB a diminué de près de 60%.

Les inventaires complets des glaciers dans le paysage du parc national des Glaciers comprennent des glaciers nommés et non nommés. Pourtant, l'inspection du seul sous-ensemble de glaciers nommés révèle la même tendance à la perte de glaciers. Cette série chronologique de recul des glaciers révèle une perte de glacier et une réduction de la superficie depuis 1966.

Tous les glaciers du parc national des Glaciers ont diminué en superficie, mais les taux de recul ne sont pas uniformes. Des études sur les effets topographiques locaux montrent que les variations de la géométrie des glaciers, de l'épaisseur de la glace, de l'altitude, de l'ombrage, des apports des avalanches et de la contribution de la neige déposée par le vent, expliquent probablement le taux de changement unique de chaque glacier.

Données d'inventaire des glaciers de l'USGS pour les glaciers situés dans les limites des données du parc national des Glaciers (Crédit : USGS. Domaine public.)

COMBIEN DE GLACIERS DANS LE PNB ?

L'USGS utilise des photographies aériennes et des images satellites pour délimiter les marges des glaciers, calculer la superficie des glaciers et suivre l'évolution des glaciers dans la région du parc national des Glaciers. Cette approche permet de réaliser des inventaires qui répondent aux besoins de différents groupes de parties prenantes qui s'intéressent à différents sous-ensembles et critères de coupure de zone en fonction de leur focalisation, de leurs intérêts et de leurs besoins. Le tableau ci-dessous énumère les glaciers selon différents groupes : nommés, complets (y compris les glaciers sans nom), > 0,1 km 2 , > 0,01 km 2 . Le seuil de taille alternatif de 0,01 km 2 inclut de très petits glaciers conformément au Randolph Glacier Inventory, une base de données mondiale que les scientifiques internationaux utilisent pour calculer le volume de glace et modéliser la dynamique des glaciers.

Ces inventaires de glaciers distincts servent à diverses fins scientifiques. Le sous-ensemble « glaciers nommés » et la zone de coupure de plus de 0,1 km 2 restent cohérents avec les études précédentes de l'USGS et soutiennent l'enquête axée sur ce groupe reconnu de glaciers. L'inventaire complet de « tous les glaciers » et le seuil inférieur à 0,01 km 2 capturent la distribution spatiale de tous les glaciers du parc et peuvent être utilisés pour estimer la contribution hydrologique globale de l'eau stockée dans la glace.

La photographie répétée documente la perte de glacier au glacier Grinnell (Crédit : 1911- TW Stanton (USGS), 2016 - L McKeon (USGS) , USGS. Domaine public.)

Les séries chronologiques des marges des glaciers et les évaluations des changements de zone sont relativement simples à générer lorsque des images aériennes ou satellitaires adéquates sont disponibles. Cependant, ces mesures de documentation du changement des glaciers sont limitées, car le suivi de l'empreinte du glacier ne tient pas compte de l'amincissement ou de l'épaississement des glaciers. La capture de cette dimension verticale de changement nécessite des données d'altitude. L'association du changement de superficie du glacier avec le changement d'altitude de la surface du glacier permet d'estimer la perte de volume. Cette information fournit aux chercheurs une compréhension plus importante sur le plan hydrologique de l'ampleur de la perte de glacier dans un espace tridimensionnel complet, et pas seulement au périmètre du glacier. Les recherches en cours de l'USGS utilisent l'imagerie satellitaire et la photogrammétrie pour quantifier le changement de volume des glaciers dans la région plutôt que seulement sur des sites glaciaires individuels.

QUE RÉSERVE L'AVENIR? Prévoir l'avenir des glaciers implique le développement de modèles. La modélisation géospatiale précédente de l'USGS prévoyait la disparition prématurée des glaciers du parc national des Glaciers, car ces modèles ne tenaient pas compte du volume de glace existant et d'autres facteurs physiques qui contrôlent la réponse des glaciers au réchauffement. Des recherches plus récentes menées par le Programme du patrimoine mondial prévoient le sort des glaciers du 21 e siècle sur les sites du patrimoine mondial de l'Organisation des Nations Unies pour l'éducation, la science et la culture (UNESCO). Cette modélisation physique prédit une disparition presque totale des glaciers du Glacier National Park d'ici 2100. L'analyse de l'USGS montre que des facteurs localisés tels que l'épaisseur de la glace, l'ombrage et les effets du vent peuvent influencer le moment exact de la disparition de la glace, mais la petite taille des glaciers du Glacier National Park fournit peu de tampon contre le réchauffement climatique. Cela contraste avec le résultat modélisé pour les glaciers plus grands, qui persistent au-delà de 2100 dans les scénarios climatiques où les émissions de gaz à effet de serre sont atténuées. Les recherches en cours de l'USGS continueront de surveiller les glaciers du parc national des Glaciers et d'autres écosystèmes glaciaires en Amérique du Nord.

Les glaciers du parc national des Glaciers devraient disparaître d'ici la fin du 21 e siècle, quelles que soient les futures voies de concentration représentatives (RCP). Alors que l'ampleur de la disparition des glaciers dans le plus grand parc national olympique varie selon le scénario d'émission. La ligne continue montre la moyenne de 14 modèles climatiques mondiaux et la zone ombrée montre l'incertitude (+/- 1 écart type). L'axe des y montre le volume de glace par rapport aux estimations de 2017. (Figure modifiée de Bosson et al. (2019) voir référence (3) ci-dessous).

Produits USGS

1. Chelsea J. Martin-Mikle & amp Daniel B. Fagre (2019) Récession des glaciers depuis le petit âge glaciaire: implications pour le stockage de l'eau dans un paysage de montagnes Rocheuses, recherche arctique, antarctique et alpine, 51:1, 280-289, https://pubs.er.usgs.gov/publication/70208603.

2. Fagre, DB, McKeon, LA, Dick, KA et Fountain, AG, 2017, Série chronologique de la marge des glaciers (1966, 1998, 2005, 2015) des glaciers nommés du Glacier National Park, MT, États-Unis : US Geological Survey publication des données, https://doi.org/10.5066/F7P26WB1.

Produits non USGS

3. Bosson, J.B., Huss, M. et Osipova, E., 2019, La disparition des glaciers du patrimoine mondial en tant que clé de voûte de la conservation de la nature dans un climat en évolution. L'avenir de la Terre. 7, 469-479, https://doi.org/10.1029/2018EF001139.

Liens connexes:

Old Sun Glacier perché sur le flanc du mont. Merrit dans le parc national des Glaciers. (Crédit : John Scurlock (photographe et pilote), au nom de l'USGS Northern Rocky Mountain Science Center. Domaine public.)


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Caractéristiques des glaciers

La partie supérieure du glacier de Kautz et le sommet du mont Rainier.

Un glacier est une masse de glace assez grande et assez lourde pour s'écouler, comme un fluide très épais. Les glaciers se forment là où s'accumule plus de neige qu'il n'en perd chaque année. Au fur et à mesure que la neige fraîche s'accumule, elle enfouit et comprime la vieille neige. Sous le poids de la neige sus-jacente, la vieille neige se transforme d'une masse pelucheuse de cristaux de glace en une glace dense et dure. Ce processus se produit sur la partie supérieure du glacier, à des altitudes plus élevées, où plus de neige s'accumule qu'il n'en perd chaque année. C'est ce qu'on appelle le zone d'accumulation, et est généralement recouvert de neige toute l'année. Le glacier est en mouvement constant à mesure que la glace de la zone d'accumulation s'écoule vers des altitudes plus basses, dans ce qu'on appelle le zone d'ablation. La zone d'ablation est la partie inférieure du glacier où plus de neige est perdue qu'elle n'en accumule. À la fin de l'été, lorsque la neige saisonnière a fondu des parois de la vallée environnante, la glace nue de la zone d'ablation est exposée.

Tous les glaciers ont des zones d'accumulation et d'ablation. La frontière entre ces deux zones, la ligne d'équilibre, est la transition où l'accumulation équivaut à l'ablation (la même quantité de neige s'accumule au fur et à mesure de la fonte chaque année).

La zone d'accumulation comporte trois couches principales. La couche supérieure est la neige. La couche intermédiaire est la névé, une forme de transition entre la neige et la glace solide en dessous. La couche inférieure est de la glace. Au fur et à mesure que le glacier descend, la couche de neige supérieure s'écoule plus rapidement que la couche de glace inférieure, qui broie et gratte la surface rocheuse de la montagne.

Certaines des caractéristiques clés d'un glacier, en utilisant le glacier Emmons comme exemple.

Anatomie d'un glacier

Le contour bleu marque les bords du glacier Emmons, situé sur les pentes orientales du mont Rainier et vu depuis les emmons Vista Overlooks at Sunrise. Les lettres signalées sur la photo marquent différentes caractéristiques du glacier.

UNE) Crevasses sont des fissures et des ruptures dans la glace du glacier, formées lorsque la glace se déplace de manière inégale sur les pentes du mont Rainier. Le cercle autour de "A" montre une vue agrandie d'une petite partie des crevasses sur le glacier Emmons.

B) Débris de roche couvre la partie inférieure du glacier Emmons. Une grande partie de cette roche provient d'une grande chute de pierres dans les années 1960. La couche rocheuse aide à isoler la glace du glacier de la fonte et aurait contribué à l'avancée du glacier Emmons pendant un certain temps après la chute de pierres.

C) Terminaison, ou la fin, du glacier.

D) Eau provenant de la fonte des glaces glaciaires quitter le terminus du glacier. L'eau de fonte du glacier Emmons est la source de la rivière White. Les ruisseaux qui s'écoulent des glaciers sont assombris de sédiments fins, appelés farine glaciaire, créé par le glacier broyant son lit rocheux. La farine glaciaire donne à l'eau une couleur laiteuse.

E) Plaine de lavage, rempli de sédiments, de roches et d'autres débris laissés derrière le glacier en retrait. Les plaines d'épandage sont en outre façonnées par les cours d'eau de fonte glaciaire, formant lits de rivière tressés par un processus appelé agradation.

F) Moraine terminale, une grande formation en forme de crête de débris rocheux laissés par le terminus du glacier lors de son retrait. Des moraines terminales comme celle indiquée ici marquent des endroits dans la vallée où le glacier s'étendait dans le passé.

G) Les étangs glaciaires peut se former si la glace brisée du glacier principal fond et que l'eau est captée derrière une moraine. Les moraines terminales peuvent également endiguer la vallée, provoquant une accumulation d'eau de fonte.

H) Moraines latérales sont des crêtes de débris qui se forment le long des bords du glacier plutôt qu'à son terminus. Les grandes moraines latérales abruptes près du glacier Emmons indiquées ici ont été laissées par des glaciers beaucoup plus grands de l'ère glaciaire qui ont précédé le glacier Emmons.

Le glacier de l'Inter, petit cirque glaciaire entre les glaciers Emmons et Winthrop.

Types de glaciers

La plupart des glaciers du mont Rainier sont connus sous le nom de glaciers de la vallée. Ces glaciers sont confinés dans une vallée. Trois bons exemples de ce type de glacier sont les glaciers Nisqually, Carbon et Emmons. Les plus petits glaciers du mont Rainier sont glaciers de cirque. Ces petits glaciers occupent un bassin en forme de cuvette à la tête d'une vallée de montagne. Les glaciers du cirque sont généralement les vestiges de glaciers de vallée beaucoup plus grands. Des exemples de ce type de glacier sont les glaciers South Tahoma et Inter.

Un autre type de glacier, appelé glacier continental, est une grande calotte glaciaire qui couvre des milliers de kilomètres carrés. Bien qu'il n'y ait pas de glaciers continentaux dans la région du mont Rainier aujourd'hui, il y a 15 000 ans, une grande partie du Puget Sound à l'ouest du mont Rainier était recouverte d'un glacier continental de plus de 3 300 pieds (1 000 m) de profondeur. Au moins un des glaciers actuels du mont Rainier pourrait avoir été un affluent de cette calotte glaciaire.

Les formations rocheuses de la Roche moutannée laissées par l'activité glaciaire passée peuvent être vues le long du Box Canyon Loop Trail.

Caractéristiques supplémentaires des glaciers

UNE roche moutannée, ou "sheep-rock", est une bosse ou une colline allongée et érodée par les glaciers avec une forme distinctive qui ressemble soi-disant au dos d'un mouton au pâturage. La formation rocheuse a un côté abrupt et rugueux produit par cueillette des glaciers et un côté à faible angle, poli et strié créé par abrasion glaciaire. Au fur et à mesure que les glaciers descendent, ils arrachent les roches de la surface sous le glacier soit en gelant dessus, soit en les cassant des rebords. Les roches arrachées sont entraînées par la glace en mouvement sur la roche restée en place. La glace parsemée de roche agit comme du papier de verre pour broyer le substrat rocheux. Roche moutannées peut être vue autour du mont Rainier sous le glacier Paradise, ou le long du sentier près de Box Canyon.

Pénitentes (à gauche) et coupes de soleil (à droite) à haute altitude sur le mont Rainier.

Pénitents, illustrés à gauche, sont un type de formation de neige qui peut se former sur les glaciers du mont Rainier. Les pénitentes sont des pinacles de neige qui peuvent atteindre plusieurs mètres de haut. Ils apparaissent sur la haute montagne, généralement pendant les mois d'été. À haute altitude pendant l'été, l'air reste froid et sec, mais la lumière du soleil est abondante. La forte exposition au soleil fait que les cristaux de neige se transforment directement en vapeur d'eau sans fondre au préalable. Ce processus est appelé sublimation. Alors que la surface de la neige forme des dépressions, la forme incurvée réfléchit et concentre davantage la lumière du soleil, accélérant le processus de sublimation et formant finalement une forêt de pointes de neige.

Coupes de soleil, sur la photo de droite, sont des "coupes" peu profondes comme des creux dans la surface de la neige qui sont également créés par l'exposition à un fort ensoleillement. Alors que les coupes solaires peuvent être créées par sublimation, elles peuvent également se former en raison de la fonte. Ils sont généralement plus petits que les pénitents et peuvent se produire à des altitudes plus basses.

Un grimpeur à côté d'une haute rimaye près du sommet du mont Rainier

UNE rimaye est une grande crevasse, souvent profonde, qui se forme à l'extrémité supérieure d'un glacier. Parfois, une rimaye se forme entre une partie inférieure du glacier actif et une partie supérieure qui a cessé de couler et devient de la glace ou de la neige stagnante. Le mont Rainier a également des rimayes où les glaciers se détachent du sommet, comme illustré ici.

Un grimpeur longe une portion de glacier brisée par des séracs.

Séracs sont de gros blocs ou colonnes de glace glaciaire créés lorsque des crevasses se croisent. Les grands pinacles de glace peuvent s'effondrer de manière inattendue, ce qui, combiné à la surface accidentée du terrain, rend les séracs très dangereux pour les grimpeurs.

La partie inférieure des glaciers combinés Cowlitz-Ingraham présente des bandes de glace noire appelées ogives. Trois des bandes sombres sont surlignées en rouge.

Ogives sont des bandes alternées de glace claire et sombre sur un glacier. Lorsque le glacier s'écoule sur une crête rocheuse ou une autre caractéristique qui crée une chute de glace, la surface du glacier se fissure et forme des crevasses. Les parois des crevasses accumulent la poussière et la saleté lorsqu'elles sont exposées (généralement en été), ce qui rend la glace plus foncée. Chaque crête de glace plus foncée correspond à une année de croissance du glacier. Les ogives sont rares sur le mont Rainier mais peuvent être vues dans la partie inférieure combinée des glaciers Cowlitz et Ingraham.


10.2 : Types de glaciers - Géosciences

Les glaciers sont des masses de glace formées sur terre par le compactage et la recristallisation de la neige. Au fur et à mesure que la neige est ensevelie par des chutes de neige répétées, les flocons de neige sont convertis en neige granuleuse, puis en névé et enfin en glace glaciaire dans un processus appelé fonte sous pression. La porosité est réduite d'environ 90 pour cent pour la neige fraîchement tombée à près de 0 pour cent pour la glace, la transformation ayant lieu à moins de 30 mètres de la surface.

Les glaciers se développent lorsque l'accumulation est supérieure aux pertes lors de la fonte estivale. Ils sont également influencés par la pente et l'élévation de la topographie. par exemple, une montagne escarpée, même si au-dessus de la ligne de neige n'aura pas de glacier puisque la neige ne peut pas coller et s'accumuler. De même, les montagnes à basse altitude n'auront pas de glaciers.

Terminologie des glaciers (merci au US Geological Survey)

Il existe deux principaux types de glaciers :
Continental: Les calottes glaciaires sont des glaciers en forme de dôme qui s'écoulent d'une région centrale et ne sont en grande partie pas affectés par la topographie sous-jacente (par exemple, les calottes glaciaires du Groenland et de l'Antarctique)
Alpin ou vallée: glaciers dans les montagnes qui descendent des vallées. Lorsque deux ou deux glaciers se rencontrent et fusionnent à la base des montagnes, le nouveau glacier est appelé un glacier de piémont. Si le glacier du piémont se jette dans la mer, on l'appelle un glacier de marée.
1) glacier de cirque - le glacier confiné par une vallée se forme dans un cirque (bassin semi-circulaire en tête de vallée formé par l'arrachement du substrat rocheux par le glacier descendant la colline).
2) glacier de vallée - forme dans une vallée.
3) calottes glaciaires - couvrir les sommets des montagnes.

Structure des glaciers

La région près de la tête du glacier où la neige est convertie en névé, puis la glace est appelée la zone d'accumulation. La région près du pied du glacier est appelée la zone d'ablation c'est là que la glace se perd par fonte, évaporation ou vêlage (pour faire des icebergs). Séparer la zone d'accumulation de la zone d'ablation est la ligne d'équilibre. La ligne d'équilibre se situe au altitude de la ligne d'équilibre (ELA).

Près du sommet du glacier, la glace peut se fracturer en raison des contraintes associées à l'écoulement. Ces fractures sont appelées crevasses. Dans les parties inférieures du glacier, la glace s'écoule comme un fluide cette région est appelée la zone d'écoulement plastique. À la base même du glacier, la glace glisse à la surface (un processus appelé glissement basal). Les vitesses d'écoulement typiques pour les glaciers sont de quelques mm à quelques mètres par jour. Cependant, des surtensions glaciaires se produisent occasionnellement pendant ces périodes, les glaciers peuvent se déplacer jusqu'à 6 km/an. De nombreuses crevasses se forment lors des ondes glaciaires.

Abrasion : meulage de surface
Farine glaciaire : poudre limoneuse qui se développe lorsque les glaciers broient des roches et des cailloux sous eux
Stries glaciaires : rainures et stries causées par des fragments de roche
Cueillette : l'eau gèle et fissure les roches, et ces fragments de roches et emportés par la glace glaciaire
Roche moutonnée : La structure ondulée formée par l'abrasion et le plumage combinés qui est asymétrique (le côté raide est en aval ")
Whaleback : semblable à une roche moutonnée, mais à plus grande échelle.

Glaciers et paysages de montagne

Arête : crêtes acérées entre les vallées glaciaires
Cirque : dépressions courbes formées en tête de vallées glaciaires (les tarns sont des lacs dans des cirques)
Col : ligne de partage basse entre deux cirques produite par l'érosion glaciaire de l'arête
Fjords : cuvettes glaciaires remplies d'eau de mer
Auges glaciaires : vallées glaciaires en forme de U
Vallée suspendue : vallée produite par les glaciers latéraux entrant dans le glacier principal de la vallée. Après le retrait ou la fonte, le fond de la vallée suspendue sera au-dessus de la vallée principale (par exemple, les chutes de Yosemite)
Horn : piton rocheux entouré de cirques
Lacs Pater noster : une chaîne de petits lacs glaciaires dans une vallée
Tarn : un lac de cirque.

Caractéristiques de dépôt (dérive)

Drumlin : colline arrondie faite de till typiquement 2 km de long, 300 m de haut
Esker : lit de cours d'eau formé à partir de cours d'eau sous la fonte du glacier
Bloc erratique glaciaire : rocher déposé par la fonte des glaces
Moraine au sol : "couverture" de till laissée par la fonte des glaciers
Bouilloire : dépression formée après la fonte d'un bloc de glace isolé
Moraine latérale : till recueilli sur les flancs de la vallée par les chutes de pierres et arrachage des parois de la vallée
Moraine médiane : formée par la fusion de moraines latérales lorsque deux glaciers se rencontrent
Moraine : éléments en till
Plaine d'épandage : la région située devant un glacier en train de fondre a généralement des ruisseaux tressés
Moraine terminale : déposée au point le plus éloigné de l'avancée glaciaire
Till : sédiment non trié déposé directement par les glaciers.

The epoch named the Pleistocene is characterized by widespread glacial advance and retreat. The most recent epoch, the Holocene, is the time period since the last major glaciation.

Glaciers depress the surface because of their weight. Once they melt, the ground rebounds, in a process called postglacial rebound. The rate of rebound can be used to determine the viscosity of the mantle. The present rate of rebound is as high as 1 cm/year near Hudson's Bay in Canada.

During ice ages, the cooler climate immediately surrounding the ice sheet or cap produces cool, rainy weather (like Oregon's) that resulted in more precipitation and less evaporation and the formation of pluvial lakes. Some of these lake basins are seen in the western United States - Lake Bonneville and Lahotan (near the current Great Salt Lake).

More water was also locked into the ice sheets lowering the sea level by

130 meters. The lower sea level produced several land bridges that have since been submerged by the rising sea level (e.g., Bering land bridge and English Channel land bridge).

The advancing, and retreating, glaciers also forced flora and fauna to migrate south and north. This forced competition then relaxed it and opened new areas for some communities.

Causes for Glaciation

For glaciation to happen in the first place, we must have sizable land masses near the poles and those land masses must have high elevations.

The land masses get there via plate tectonics.

Once the land masses are situated correctly for glaciers to form, the average temperature must decrease so they do form. This is where the orbit of the earth and it's variations take over.

1930 Milutin Milankovitch proposed that variations in three parameters of the earth's orbit caused glacial fluctuations:


All About Glaciers

Glacial ice can range in age from several hundred to several hundreds of thousands years, making it valuable for climate research. To see a long-term climate record, scientists can drill and extract ice cores from glaciers and ice sheets. Ice cores have been taken from around the world, including Peru, Canada, Greenland, Antarctica, Europe, and Asia. These cores are continuous records providing scientists with year-by-year information about past climate. Scientists analyze various components of cores, particularly trapped air bubbles, which reveal past atmospheric composition, temperature variations, and types of vegetation. Glaciers preserve bits of atmosphere from thousands of years ago in these tiny air bubbles, or, deeper within the core, trapped within the ice itself. This is one way scientists know that there have been several Ice Ages. Past eras can be reconstructed, showing how and why climate changed, and how it might change in the future.

This false-color satellite image shows the Gangotri Glacier, situated in the Uttarkashi District of Garhwal Himalaya. Currently 30.2 kilometers (19 miles) long and between 0.5 and 2.5 kilometers (0.31 to 1.5 miles) wide, Gangotri glacier is one of the largest in the Himalaya. Gangotri has been receding since 1780, although studies show its retreat quickened after 1971. Note that the blue contour lines drawn here to show the recession of the glacier's terminus over time are approximate. Over the last 25 years, Gangotri glacier has retreated more than 850 meters (930 yards), with a recession of 76 meters (83 yards) from 1996 to 1999 alone. —Credit: NASA, based on data provided by the ASTER Science Team. Glacier retreat boundaries courtesy the Land Processes Distributed Active Archive Center.

Scientists are also finding that glaciers reveal clues about global warming. How much does our atmosphere naturally warm up between Ice Ages? How does human activity affect climate? Because glaciers are so sensitive to temperature fluctuations accompanying climate change, direct glacier observation may help answer these questions. Since the early twentieth century, with few exceptions, glaciers around the world have been retreating at unprecedented rates. Some scientists attribute this massive glacial retreat to the Industrial Revolution, which began around 1760. In fact, several ice caps, glaciers and ice shelves have disappeared altogether in this century. Many more are retreating so rapidly that they may vanish within a matter of decades.

Scientists are discovering that production of electricity using coal and petroleum, and other uses of fossil fuels in transportation and industry, affects our environment in ways we did not understand before. Within the past 200 years or so, human activity has increased the amount of carbon dioxide in the atmosphere by 40 percent, and other gases, such as methane (natural gas) by a factor of 2 to 3 or more. These gases absorb heat being radiated from the surface of the earth, and by absorbing this heat the atmosphere slowly warms up. Heat-trapping gases, sometimes called “greenhouse gases,” are the cause of most of the climate warming and glacier retreat in the past 50 years. However, related causes, such as increased dust and soot from grazing, farming, and burning of fossil fuels and forests, are also causing glacier retreat. In fact, it is likely that the earliest parts of the recent glacier retreats in Europe were caused by soot from coal burning in the late 1800s.

As dramatic as the retreat of one glacier may be, scientists learn the most about global climate by studying many glaciers. The World Glacier Monitoring Service (WGMS) tracks changes in more than 100 alpine glaciers worldwide. Forty-two of those glaciers qualify as climate reference glaciers because their records span more than 30 years.

The WGMS reports glacier mass balance changes in millimeters of water equivalence. (There are 25.4 millimeters in an inch.) If all the lost or gained glacial ice were converted to water and spread evenly over glacier surface area, the depth of that water layer is the water equivalence. In State of the Climate in 2018, the American Meteorological Society reported that mean annual glacier mass balance was -921 millimeters for the 42 reference glaciers, and -951 millimeters for all glaciers monitored in 2017.

This graph shows mass balance of the WGMS 37 reference glaciers each year since 1968 (red bars), along with the total mass loss over time (black line).. —Credit: State of the Climate in 2018. Bull. Amer. Meteor. Soc

Chapter 16 Summary

The topics covered in this chapter can be summarized as follows:

16.1 Glacial Periods in Earth’s History There have been many glaciations in Earth’s distant past, the oldest known starting around 2,400 Ma. The late Proterozoic “Snowball Earth” glaciations were thought to be sufficiently intense to affect the entire planet. The current glacial period is known as the Pleistocene Glaciation, and while it was much more intense 20,000 years ago than it is now, we are still in the middle of it. The periodicity of the Pleistocene glaciations is related to subtle changes in Earth’s orbital characteristics, which are exaggerated by a variety of positive feedback processes.
16.2 How Glaciers Work The two main types of glaciers are continental glaciers, which cover large parts of continents, and alpine glaciers, which occupy mountainous regions. Ice accumulates at higher elevations — above the equilibrium line — where the snow that falls in winter does not all melt in summer. In continental glaciers, ice flows outward from where it is thickest. In alpine glaciers, ice flows downslope. At depth in the glacier ice, flow is by internal deformation, but glaciers that have liquid water at their base can also flow by basal sliding. Crevasses form in the rigid surface ice in places where the lower plastic ice is changing shape.
16.3 Glacial Erosion Glaciers are important agents of erosion. Continental glaciers tend to erode the land surface into flat plains, while alpine glaciers create a wide variety of different forms. The key feature of alpine glacial erosion is the U-shaped valley. Arêtes are sharp ridges that form between two valleys, and horns form where a mountain is glacially eroded on at least three sides. Because tributary glaciers do not erode as deeply as main-valley glaciers, hanging valleys exist where the two meet. On a smaller scale, both types of glaciers form drumlins, roches moutonées, and glacial grooves or striae.
16.4 Glacial Deposition Glacial deposits are quite varied, as materials are transported and deposited in a variety of different ways in a glacial environment. Sediments that are moved and deposited directly by ice are known as till. Glaciofluvial sediments are deposited by glacial streams, either forming eskers or large proglacial plains known as sandurs. Glaciolacustrine and glaciomarine sediments originate within glaciers and are deposited in lakes and the ocean respectively.

1. Why are the Cryogenian glaciations called Snowball Earth?2. Earth cooled dramatically from the end of the Paleocene until the Holocene. Describe some of the geological events that contributed to that cooling.

3. When and where was the first glaciation of the Cenozoic?

4. Describe the extent of the Laurentide Ice Sheet during the height of the last Pleistocene glacial period.

5. In an alpine glacier, the ice flows down the slope of the underlying valley. Continental glaciers do not have a sloped surface to flow down. What feature of a continental glacier facilitates its flow?

6. What does the equilibrium line represent in a glacier? Expliquer.

7. Which of the following is more important to the growth of a glacier: very cold winters or relatively cool summers? Expliquer.

8. Describe the relative rates of ice flow within the following parts of a glacier: (a) the bottom versus the top and (b) the edges versus the middle. Expliquer.

9. What condition is necessary for basal sliding to take place?

10. Why do glaciers carve U-shaped valleys, and how does a hanging valley form?

11. A horn is typically surrounded by cirques. What is the minimum number of cirques you would expect to find around a horn?

12. A drumlin and a roche moutonée are both streamlined glacial erosion features. How do they differ in shape?

13. Four examples of glacial sediments are shown here. Describe the important characteristics (e.g., sorting, layering, grain-size range, grain shape, sedimentary structures) of each one and give each a name (choose from glaciofluvial, glaciolacustrine, lodgement till, ablation till, and glaciomarine). [SE photos] />

14. What are drop stones, and under what circumstances are they likely to form?

15. What types of glacial sediments are likely to be sufficiently permeable to make good aquifers?


16.2 How Glaciers Work

Figure 16.2.1 Part of the continental ice sheet in Greenland, with some outflow alpine glaciers in the foreground.

There are two main types of glaciers. Continental glaciers cover vast areas of land in extreme polar regions, including Antarctica and Greenland (Figure 16.2.1). Alpine glaciers (a.k.a. valley glaciers) originate on mountains, mostly in temperate and polar regions (Figure 16.0.1), but even in tropical regions if the mountains are high enough.

Earth’s two great continental glaciers, on Antarctica and Greenland, comprise about 99% of all of the world’s glacial ice, and approximately 68% of all of Earth’s fresh water. As is evident from Figure 16.2.2, the Antarctic Ice Sheet is vastly bigger than the Greenland Ice Sheet it contains about 17 times as much ice. If the entire Antarctic Ice Sheet were to melt, sea level would rise by about 80 m and most of Earth’s major cities would be completely submerged.

Figure 16.2.2 Simplified cross-sectional profiles the continental ice sheets in Greenland and Antarctica – both drawn to the same scale. [Image Description] Figure 16.2.3 Schematic ice-flow diagram for the Antarctic Ice Sheet.

Continental glaciers do not flow “downhill” because the large areas that they cover are generally flat. Instead, ice flows from the region where it is thickest toward the edges where it is thinner, as shown in Figure 16.2.3. This means that in the central thickest parts, the ice flows almost vertically down toward the base, while in the peripheral parts, it flows out toward the margins. In continental glaciers like Antarctica and Greenland, the thickest parts (4,000 m and 3,000 m respectively) are the areas where the rate of snowfall and therefore the rate of ice accumulation are highest.

Figure 16.2.4 Schematic ice-flow diagram for an alpine glacier.

The flow of alpine glaciers is primarily controlled by the slope of the land beneath the ice (Figure 16.2.4). Dans le zone of accumulation , the rate of snowfall is greater than the rate of melting. In other words, not all of the snow that falls each winter melts during the following summer, and the ice surface is always covered with snow. Dans le zone of ablation , more ice melts than accumulates as snow. Le equilibrium line marks the boundary between the zones of accumulation (above) and ablation (below).

Figure 16.2.5 Steps in the process of formation of glacial ice from snow, granules, and firn. [Image Description]

Above the equilibrium line of a glacier, not all of the winter snow melts in the following summer, so snow gradually accumulates. The snow layer from each year is covered and compacted by subsequent snow, and it is gradually compressed and turned into firn within which the snowflakes lose their delicate shapes and become granules. With more compression, the granules are pushed together and air is squeezed out. Eventually the granules are “welded” together to create glacial ice (Figure 16.2.5). Downward percolation of water from melting taking place at the surface contributes to the process of ice formation.

The equilibrium line of a glacier near Whistler, B.C., is shown in Figure 16.2.6. Below that line, in the zone of ablation, bare ice is exposed because last winter’s snow has all melted above that line, the ice is still mostly covered with snow from last winter. The position of the equilibrium line changes from year to year as a function of the balance between snow accumulation in the winter and snowmelt during the summer. More winter snow and less summer melting obviously favours the advance of the equilibrium line (and of the glacier’s leading edge), but of these two variables, it is the summer melt that matters most to a glacier’s budget. Cool summers promote glacial advance and warm summers promote glacial retreat.

Figure 16.2.6 The approximate location of the equilibrium line (red) in September 2013 on the Overlord Glacier, near Whistler, B.C.

Glaciers move because the surface of the ice is sloped. This generates a stress on the ice, which is proportional to the slope and to the depth below the surface. As shown in Figure 16.2.6, the stresses are quite small near the ice surface but much larger at depth, and also greater in areas where the ice surface is relatively steep. Ice will deform, meaning that it will behave in a plastic manner, at stress levels of around 100 kilopascals therefore, in the upper 50 m to 100 m of the ice (above the dashed red line), flow is not plastic (the ice is rigid), while below that depth, ice is plastic and will flow.

When the lower ice of a glacier flows, it moves the upper ice along with it, so although it might seem from the stress patterns (red numbers and red arrows) shown in Figure 16.2.7 that the lower part moves the most, in fact while the lower part deforms (and flows) and the upper part doesn’t deform at all, the upper part moves the fastest because it is pushed along by the lower ice.

Figure 16.2.7 Stress within a valley glacier (red numbers) as determined based on the slope of the ice surface and the depth within the ice. The ice will deform and flow where the stress is greater than 100 kilopascals, and the relative extent of that deformation is depicted by the red arrows. Any deformation motion in the lower ice will be transmitted to the ice immediately above it, so although the red stress arrows get shorter toward the top, the ice velocity increases upward (blue arrows). The upper ice (above the red dashed line) does not flow, but it is pushed along with the lower ice.

The plastic lower ice of a glacier can flow like a very viscous fluid, and can therefore flow over irregularities in the base of the ice and around corners. However, the upper rigid ice cannot flow in this way, and because it is being carried along by the lower ice, it tends to crack where the lower ice has to flex. This leads to the development of crevasses in areas where the rate of flow of the plastic ice is changing. In the area shown in Figure 16.2.8, for example, the glacier is speeding up over the steep terrain, and the rigid surface ice has to crack to account for the change in velocity.

Figure 16.2.8 Crevasses on Overlord Glacier in the Whistler area, B.C.

The plastic lower ice of a glacier can flow like a very viscous fluid, and can therefore flow over irregularities in the base of the ice and around corners. However, the upper rigid ice cannot flow in this way, and because it is being carried along by the lower ice, it tends to crack where the lower ice has to flex. This leads to the development of crevasses in areas where the rate of flow of the plastic ice is changing. In the area shown in Figure 16.2.8, for example, the glacier is speeding up over the steep terrain, and the rigid surface ice has to crack to account for the change in velocity

The base of a glacier can be cold (below the freezing point of water) or warm (above the freezing point). If it is warm, there will likely be a film of water between the ice and the material underneath, and the ice will be able to slide over that surface. This is known as basal sliding (Figure 16.2.9, left). If the base is cold, the ice will be frozen to the material underneath and it will be stuck—unable to slide along its base. In this case, all of the movement of the ice will be by internal flow.

Figure 16.2.9 Differences in glacial ice motion with basal sliding (left) and without basal sliding (right). The dashed red line indicates the upper limit of plastic internal flow.

One of the factors that affects the temperature at the base of a glacier is the thickness of the ice. Ice is a good insulator. The slow transfer of heat from Earth’s interior provides enough heat to warm up the base if the ice is thick, but not enough if it is thin and that heat can escape. It is typical for the leading edge of an alpine glacier to be relatively thin (see Figure 16.2.7), so it is common for that part to be frozen to its base while the rest of the glacier is still sliding. This is illustrated in Figure 16.2.10 for the Athabasca Glacier. Because the leading edge of the glacier is stuck to its frozen base, while the rest continues to slide, the ice coming from behind has pushed (or thrust) itself over top of the part that is stuck fast.

Figure 16.2.10 Thrust faults at the leading edge of the Athabasca Glacier, Alberta. The arrows show how the trailing ice has been thrust over the leading ice. (The dark vertical stripes are mud from sediments that have been washed off of the lateral moraine lying on the surface of the ice.) Figure 16.2.11 Markers on an alpine glacier move forward over a period of time with the ones in the middle moving faster than the ones on the edge.

Just as the base of a glacier moves more slowly than the surface, the edges, which are more affected by friction along the sides, move more slowly than the middle. If we were to place a series of markers across an alpine glacier and come back a year later, we would see that the ones in the middle had moved farther forward than the ones near the edges (Figure 16.2.11).

Figure 16.2.12 Mt. Robson, the tallest peak in the Canadian Rockies, Berg Glacier (centre), and Berg Lake. Although there were no icebergs visible when this photo was taken, the Berg Glacier loses mass by shedding icebergs into Berg Lake.

Glacial ice always moves downhill, in response to gravity, but the front edge of a glacier is always either melting or calving into water (shedding icebergs). If the rate of forward motion of the glacier is faster than the rate of ablation (melting), the leading edge of the glacier advances (moves forward). If the rate of forward motion is about the same as the rate of ablation, the leading edge remains stationary, and if the rate of forward motion is slower than the rate of ablation, the leading edge retreats (moves backward).

Calving of icebergs is an important process for glaciers that terminate in lakes or the ocean. An example of such a glacier is the Berg Glacier on Mt. Robson (Figure 16.2.12), which sheds small icebergs into Berg Lake. The Berg Glacier also loses mass by melting, especially at lower elevations.

Exercise 16.2 Ice advance and retreat

Figure 16.2.13

These diagrams represent a glacier with markers placed on its surface to determine the rate of ice motion over a one-year period. The ice is flowing from left to right.

  1. In the middle diagram, the leading edge of the glacier has advanced. Draw in the current position of the markers.
  2. In the lower diagram, the leading edge of the glacier has retreated. Draw in the current position of the markers.

Image Descriptions

Figure 16.2.2 image description: An east to west cross section of the ice on Antarctica is over 4000 km long and up to 4 km high in some places. An east to west cross section of the ice on Greenland is less than 1000 km long and up to 3 km high. [Return to Figure 16.2.2]

Figure 16.2.5 image description: The comparative density of snowflakes, ice granules, firn, and ice.
Façonner Amount of air Density (grams per centimetres cubed)
Flocon de neige 90% Less than 0.1
Ice Granules 50% From around 0.3 to 0.5
Firn 30% From around 0.5 to 0.7
Glace 20% (as bubbles) Greater than 0.7

Attributions aux médias

  • Figures 16.2.1, 16.2.2, 16.2.3, 16.2.4, 16.2.5, 16.2.7: © Steven Earle. CC PAR.
  • Figure 16.2.6: “Overlord Glacier” by Isaac Earle. Adapté par Steven Earle. CC PAR.
  • Figure 16.2.8: “Crevasses at Overlord Glacier” by Isaac Earle. CC PAR.
  • Figures 16.2.9, 16.2.10, 16.2.11, 16.2.12, 16.2.13: © Steven Earle. CC PAR.

a glacier that covers a significant part of a continent and has an area of at least 50,000 km2

a glacier formed in a mountainous region and confined to a valley (same as valley glacier)

the part of a glacier, above the equilibrium line, where there is net gain of ice mass because not all of the snow that falls each winter is able to melt during the following summer

the part of a glacier, below the equilibrium line, where there is net loss of ice mass due to melting and calving

on a glacier, the line between the zone of accumulation and the zone of ablation (in late summer the equilibrium line is the boundary between snow-covered ice and bare ice)

the granular transitional state between snow and ice within a glacier

an open fissure on the surface of a glacier

the motion of glacial ice along the base of a glacier that is warm enough to have liquid water


Geology of Glacier Bay National Park

Tall mountain peaks illustrate the geologic forces at work in Glacier Bay.

Global Forces
Although many ice ages sculpted the landscape of Glacier Bay, glaciers are only a part of the geologic history and dramatic scenery of the park. Geologic forces still at work created the Fairweather Mountain Range, one of the tallest coastal mountain ranges in the world, with several peaks over 10,000 feet and the tallest peak, Mount Fairweather, reaching just over 15,300 feet. Without these mountains and the abundant snowfall they receive at high elevation, glaciers would not exist at sea level in a temperate rainforest environment.

Glacier Bay National Park sits on the boundary between two of the Earth’s major crustal, or tectonic plates: the oceanic Pacific Plate and the continental North American Plate. These plates are currently sliding past one another at a rate of 5 cm per year along the Fairweather-Queen Charlotte Fault, a crack in the earth’s crust along which plate movement occurs. This is enough motion to cause powerful earthquakes periodically. Today the Pacific Plate is sliding northwest relative to the North American Plate, much like the plate motion along the San Andreas Fault in California. However, many geologists believe that the plate motion was different in the past, with the Pacific Plate moving toward North America and sliding under the North American plate. The Pacific Plate would have acted as a conveyor belt, carrying island chains as big as Japan or New Zealand towards North America where they then crashed against the continent, adding land to it.

Fossils and rock types in Glacier Bay provide evidence for the past motion of the plates. Limestone layers containing seashell fossils are found in Glacier Bay today. Since limestone usually forms in shallow, warm waters, scientists believe that this rock formed around ancient tropical islands near the equator and was then transported toward the North American continent over millions of years by the Pacific Plate’s motion. Similarly, high in the Fairweather Mountains a certain type of igneous rock that forms from cooling magma on the ocean floor is found, indicating that rock was probably scraped off and pushed up onto North America from the Pacific Plate.

The Earth’s crust around Glacier Bay is still rising with these mountain building forces, and much of the dramatic scenery throughout Southeast Alaska was created along ancient, extinct fault zones in the same way. The boundary between the plates moved westward after each new island chain was added onto the edge of the continent, gradually building Southeast Alaska.

As a glacier surges forward, it pushes rocks and trees out of its path.

Glaciers as Bulldozers
As glaciers advance, they bulldoze the land, clearing it of rocks, soil, and vegetation. Glaciers wipe the land clean, often scouring it to the bedrock. This makes land that has been recently exposed by glacial retreat the premier laboratory to study primary plant succession.

The debris visible at the end of the inlet is a glacial moraine and marks the past extent of the glacier. The glacier has since retreated back into the inlet.

Glaciers as Conveyer Belts
As glaciers move, they collect rock and particles from fine silt to huge boulders and transport them like a conveyer belt. A mass of rocks carried and deposited by a glacier is known as a moraine. Terminal moraines form at the terminus, or end, of a glacier and are large piles of rock that have been pushed ahead of the glacier or left behind as the glacier retreats. Terminal moraines can be used to determine the extent of a glacier in the past. Much morainal material has been left behind following the glacial retreat in Glacier Bay, including some piles of rock big enough to form islands. The park headquarters, Bartlett Cove, is situated on the moraine of the glacier that covered the Bay 200 years ago.

This U-shaped valley was carved by a glacier over time.

Glaciers as Sand Paper
All of the rock that is transported by a glacier gives it the force of a giant sheet of sandpaper, grinding away at the landscape it travels through. Glaciers have the power to round out mountains and carve U-shaped valleys and fjords, glacially carved valleys flooded by the sea. Sometimes the larger chunks of rock in the glacier carve out grooves or glacial striations in the surrounding rock in the direction of their motion. Finer rock particles smooth out the bedrock, polishing it.


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