Si les eaux de ruissellement constituent un agent d'érosion très important, l'eau sous sa forme solide, la glace, est aussi très efficace pour modeler les surfaces continentales.
Lorsque les températures moyennes d'une région se situent sous 0°C, les précipitations se font le plus souvent sous forme de neige et, surtout, les fontes ne sont pas suffisantes pour empêcher qu'il n'y ait accumulation de neige et de glace. On reconnaît deux grandes zones d'accumulation des glaces : les régions polaires et les régions en hautes altitudes. On aura conséquemment deux grands groupes de glaciers : les calottes polaires, et les glaciers alpins (ou de montagnes), en hautes altitudes.
Les calottes polaires
On estime que les glaces couvrent aujourd'hui à peu près 10% des masses continentales. La calotte polaire de l'Antarctique est la plus grande et la plus épaisse. Elle couvre pratiquement tout le continent antarctique.
A son centre, la glace atteint une épaisseur de 4 000 m. C'est une énorme quantité de glace. Les forages faits à travers ces glaces par les soviétiques en 1988 ont montré que les premiers 2 000 m avaient mis 150 000 ans à s'accumuler, soit un taux annuel moyen d'accumulation de glace de 1,3 cm. Plus récemment, en 1998, un forage a atteint 3623 m de profondeur, représentant 400 000 ans d'accumulation pour un taux annuel moyen de 0,9 cm.
L'autre calotte polaire, celle du Groenland, est un peu plus mince, 3 000 m au centre. Des forages complétés en 1992 par un consortium de 8 pays européens ont montré qu'il a fallu 250 000 ans pour accumuler ces 3 000 m, soit un taux moyen semblable à celui de l'Antarctique de 1,2 cm/an.
 | Les sondages dans les calottes glaciaires |
Cette masse de glace crée une surcharge énorme sur la croûte continentale. Compte tenu de la densité de la glace qui est de l'ordre de 2,7 fois moindre que celle des roches de la croûte terrestre continentale, on peut simplifier en disant qu'ajouter 2 700 m de glace, c'est comme ajouter une épaisseur de 1 000 m de roches à la croûte continentale. Comme la lithosphère continentale "flotte" sur l'asthénosphère, cette surcharge, qui se fait dans un laps de temps géologique très court, a pour effet d'enfoncer le continent.
Les glaciers alpins
On réfère à la glaciation qui se confine aux hautes montagnes comme à la glaciation alpine, différente de la calotte polaire; alpine, parce que c'est dans les Alpes que ce type de glaciation a d'abord été décrit. En hautes montagnes, on aura deux types de glaciers: la calotte alpine formant une grande superficie de glace couvrant les sommets, à partir de laquelle s'écoulent des glaciers alpins confinés aux vallées (on dit aussi glaciers de montagnes, glaciers de vallées). Dans les secteurs montagneux qui se situent au-dessus de la limite des neiges persistantes, c'est-à-dire sous 0°C en moyenne, l'eau s'accumule sous forme de neige qui se compacte en glace. Mais la glace ne peut s'accumuler indéfiniment. Puisque les zones d'accumulation ne sont pas confinées, la glace s'écoule. Il peut paraître difficile de concevoir que la glace s'écoule, mais, en faisant intervenir le facteur temps, la glace se comporte comme un matériau plastique, ou tout au moins semi-plastique. Le poids du matériel à la zone d'accumulation initie et conduit l'écoulement de la glace en poussant sur toute la masse qui s'écoule. Cet écoulement est lent: 180 m/an pour les plus grands glaciers des Alpes, de 90 à 150 m/an pour les glaciers plus petits.
Le schéma suivant illustre le système glaciaire alpin.
Le glacier se répand sur une certaine distance. Rendu à une altitude où les températures moyennes sont au-dessus de 0°C, il y a fonte et évaporation au front du glacier. Si les températures annuelles moyennes et le taux de précipitation demeurent assez constants sur une période de temps assez longue, soit plusieurs dizaines ou même centaines d'années, il s'établit un équilibre entre l'alimentation, la vitesse d'écoulement, et la fonte et évaporation au front, ce qui fait que le front du glacier demeure stationnaire. Si au contraire, il y a augmentation ou diminution des températures moyennes, le front retraite ou avance. Sur le glacier et au front du glacier, la fonte de la glace produit des eaux de circulation qui distribuent les sédiments piégés dans le glacier et forment, à l'avant du glacier, une plaine d'épandage.
Les glaciers alpins sculptent la montagne d'une manière bien caractéristique, facilement reconnaissable. Les schémas qui suivent illustrent ce modelage. Les glaciers empruntent souvent un relief déjà modelé par les cours d'eau. Rappelons que les vallées creusées par les cours d'eau ont un profil en V (voir à la section 3.1.1).
Durant la glaciation, l'écoulement des glaces creuse à nouveau les vallées.
L'épaisseur d'un glacier se mesure généralement en plusieurs dizaines, parfois même jusqu'à quelques centaines de mètres. C'est une masse importante qui agit sur la roche de fond comme un bulldozer. Le creusement n'est pas instantanné, mais se fait progressivement à mesure de l'écoulement sur de longues périodes de temps. Progressivement, vont se creuser des vallées qui peuvent atteindre des centaines de mètres de profondeur. Ces vallées auront un profil bien caractéristique en U (on dit aussi en auge).
Après la fonte des glaces, on aura un paysage de cirques glaciaires (anciennes zones d'accumulation de la glace), de vallées dites en U (auges glaciaires), de pics et d'arêtes délimitant des vallées suspendues résultant du creusement par des glaciers plus petits venant se fondre dans le glacier principal.
Le substrat rocheux porte la marque des glaciers: les roches sont moutonnées (arrondies par le frottement), ou cannelées, ou encore striées par les cailloux entraînés dans la glace, ce qui permet de déterminer la direction et le sens d'écoulement de la glace une fois le glacier disparu.
Le glacier arrache des matériaux au substrat rocheux; tout ce matériel sédimentaire produit directement par l'action de rabotage de la glace sur la roche porte le nom général de moraine. Les eaux de fonte du glacier redistribuent les matériaux glaciaires sur une plaine d'épandage; il y a tout un cortège de dépôts qu'on dit fluvio-glaciaires. Le retrait du glacier laisse sur place tous ces dépôts qui caractérisent les paysages glaciaires.
Voici les principaux dépôts qui caractérisent le paysage post-glaciaire :
Moraine frontale: dépôt formé au front du glacier, quand le glacier a atteint son avancé maximum et qu'il est stationnaire, par l'amoncellement des fragments rocheux de toutes tailles arrachés au substrat par le glacier, ainsi que des sédiments produits par l'abrasion de la glace sur la roche. Ce mélange de sédiments s'appelle un till.
Moraine de fond: dépôt morainique sous le glacier.
Moraine latérale: dépôt morainique aux marges du glacier confiné.
Drumlin: moraine de fond remodelée par l'avancé du glacier.
Esker: dépôt fluvio-glaciaire serpentiforme formé par des cours d'eau confinés qui se situaient à l'intérieur ou sur le glacier; la fonte du glacier laisse un lacet de sédiments.
Kame: dépôt fluvio-glaciaire dans une cavité ou une dépression du glacier qui, après la fonte forme de petits monticules.
Kettle: dépression dans une moraine ou un dépôt fluvio-glaciaire créée par la fonte d'un bloc de glace emprisonné dans les matériaux.
Le Grand Age Glaciaire en Amérique
Présentement, il n'y a pas de glaces persistantes sur le continent nord américain proprement dit, si ce n'est une toute petite calotte alpine, la calotte de Colombia (Colombia Icefield) dans les Rocheuses canadiennes, à mi-chemin entre Jasper et Lac Louise. La seule grande masse glaciaire de l'hémisphère nord se situe au Groenland. Au total on évalue que les deux calottes polaires, celles du Groenland et de l'Antarctique, couvrent environ 10% de la superficie des masses continentales. Elles emmagasinent 2% de l'hydrosphère et 90% des eaux douces de la planète.
Mais il n'en était pas ainsi durant les deux derniers millions d'années (2 Ma) qui sont connus comme le Grand Âge Glaciaire. Cette époque fut marquée par des conditions climatiques changeantes qui ont conduit à une alternance de périodes glaciaires et interglaciaires. En Amérique du Nord, on reconnaît quatre périodes distinctes de glaciation, chacune portant un nom, tout comme les stades interglaciaires les séparant. Ces périodes ont leur pendant en Eurasie où elles portent des noms différents.
Le stade glaciaire wisconsinien ne s'est terminé qu'il y a à peine 6000 ans. Plus près de nous, on parle du Petit Âge Glaciaire qui couvre, en gros, la période qui va du milieu du 16° au milieu du 19° siècle.
Cette succession de période d'englaciations (glaciaires) et de fontes (interglaciaires) fait en sorte que les dépôts les plus anciens sont remobilisés par les glaciations plus récentes. C'est pourquoi la glaciation wisconsinienne nous est la mieux connue. En fait, au Canada, seuls la glaciation wisconsinienne, l'interglaciaire sangamonien et une partie de la glaciation illinoienne nous sont connus. Voici le tableau des âges de cette période.
On a évalué que la glace couvrait par moments jusqu'à 30 % de la superficie des continents durant le Grand Âge Glaciaire. Une grande partie de l'Amérique du Nord a été périodiquement recouverte par une immense masse de glace qui, à certaines époques, s'est étendue jusqu'au sud des Grands Lacs actuels comme le montre cette carte de la distribution des glaces au Wisconsinien.
Au Wisconsinien (période qui s'étend de -80 à -6 Ka), la grande calotte polaire se divisait en quatre inlandsis (inlandsis : épaisses couches de glace couvrant des surfaces continentales importantes près des pôles) : l'inlandsis de la Cordillère, l'inlandsis Innuitien, l'inlandsis du Groenland, et le grand inlandsis Laurentidien. Chez ce dernier, on distingue trois centres d'écoulement des glaces : centres du Labrador, du Keewatin et de Baffin. On a évalué des épaisseurs de glace allant jusqu'à 5 000 m à la hauteur de la Baie d'Hudson. Il existait un étroit passage libre de glace entre les inlandsis de la Cordillère et Laurentidien, et c'est sans doute ce passage qu'ont utilisé les premiers hommes venus de l'Asie pour peupler le continent américain (autour d'il y a 12 000 ans). A l'époque, le continent asiatique (Russie) était relié à l'Amérique au niveau de ce qui est aujourd'hui le détroit de Bering, du fait que le niveau des mers était beaucoup plus bas qu'aujourd'hui à cause du stockage des eaux dans les inlandsis.
L'accumulation des glaces ne causent pas que des surchages et des dépressions importantes à la croûte terrestre. L'alternance des périodes d'englaciations et de fontes causent des fluctuations du niveau des mers. En effet, le stockage des eaux terrestres dans les glaces polaires entraîne un abaissement du niveau marin, alors que la fonte des calottes polaires s'accompagne d'une remontée de ce niveau. Par exemple, on note des abaissements allant jusqu'à 130 m plus bas que le niveau actuel à certaines périodes du Wisconsinien. La courbe qui suit montre qu'il y a 20 000 ans, le niveau marin était plus bas de 100 m qu'aujourd'hui.
Les glaces du Wisconsinien se sont retirées il y a à peine une dizaine de milliers d'années et nous vivons actuellement dans une période post-glaciaire avec un haut niveau marin. Elles ont laissé derrière elles, les Grands Lacs nord-américains et le fleuve St-Laurent.
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| Le retrait des glaces wisconsiniennes, la formation des Grands Lacs, la Mer de Champlain, et le fleuve Saint-Laurent. |
L'ajustement isostatique subséquent au Grand Age Glaciaire
Le poids des glaces de l'inlandsis Laurentidien a fortement déprimé le bouclier précambrien. Depuis la fonte de l'inlandsis, il se produit une remontée du bouclier due à l'ajustement isostatique.
Les courbes de niveau en bleu sur la carte ci-dessus indiquent les taux de remontée de la lithosphère continentale depuis la dernière période glaciaire, taux indiqués en mm/an. Au centre du bouclier canadien, on a des taux qui atteignent les 10 mm (1 cm) annuellement. S'il y a remontée sur l'ensemble du bouclier, à l'autre extrême il y a, en réaction, un enfoncement au pourtour du bouclier (centre des USA et côtes de la Nouvelle-Angleterre), avec des valeurs de -2 mm/année (courbes vertes).
Dans la vallée du St-Laurent, le taux de remontée est de 2 mm/ an, mais il a été beaucoup plus important dans le passé comme le montrent ces deux courbes d'émersion de la côte sud du Saint-Laurent.
Ces courbes ont été construites en utilisant l'altitude à laquelle se trouve des dépôts marins ou estuariens par rapport au niveau marin actuel (en mètres, sur l'axe vertical) et l'âge de ces mêmes dépôts (en milliers d'année, sur l'axe horizontal). Si, par exemple, un dépôt marin datant d'il y a 12 000 ans se retrouve actuellement sur une terrasse à 125 m au-dessus du niveau de la mer (courbe de Lortie et Guilbault, 1984), on déduit qu'il y a eu une émersion de 125 m durant les derniers 12 000 ans. Si des dépôts marins vieux de 9 000 ans se trouvent présentement à une altitude de 20 m (courbe de Dionne, 1988), on en déduit que durant la période entre 12 000 et 9 000 ans, il y a eu une émersion de 125 - 20 = 105 m. Durant la période entre 12 000 et 9 000 ans, on a évalué un taux d'émersion de 3,5 cm/an. Il faut bien voir ici que cette courbe est une courbe d'émersion et non de remontée isostatique, car il faut en plus tenir compte de la montée du niveau des mers reliée à la fonte des glaces. Le taux de remontée isostatique sera donc supérieur aux taux d'émersion, soit égal à la montée du niveau des mers plus l'émersion.
Les argiles de la Mer de Champlain : des argiles sensibles
Un des héritages que nous a légué le Grand Age Glaciaire dans la vallée du Saint-Laurent et le Saguenay-Lac St-Jean est un risque naturel important : les glissements de terrain reliés aux argiles sensibles. En plusieurs endroits, la Mer de Champlain et le Golfe de Laflamme ont laissé d'épais dépôts de boues pouvant atteindre les 50 mètres d'épaisseur. Ces boues sont en fait une farine de roche produite par l'érosion glaciaire, composée à 80-90% de quartz et de feldspath, et à 10-20% de phyllosilicates (des argiles au sens minéralogique du terme). Cette farine de roche a été déposée dans un milieu marin (Mer de Champlain et Golfe de Laflamme), dans des eaux contenant 35 gr/l de sels. Ces sels agissaient comme liant dans le sédiment en développant des forces ioniques entre les particules de quartz et de feldspaths, ce qui contribuait à stabiliser le dépôt. Avec le retrait de la mer, les dépôts ont été traversés par les eaux douces des pluies qui ont lessivé les sels, détruisant par le fait même une grande partie de la cohésion du sédiment. La présence d'agents dispersifs, comme les acides organiques provenant de l'humus des sols, ont contribué aussi à affaiblir la cohésion du dépôt. Il en est résulté que l'équilibre de ces dépôts de boues de la Mer de Champlain et du Golfe de Laflamme est aujourd'hui précaire. Ces boues sont sensibles à la déstabilisation (de là leur nom "d'argiles sensibles", même si en fait il y a très peu d'argiles proprement dit), entre autres, par les séismes ou des activités anthropiques. Ce sont ces "argiles" qui ont été responsables des grands glissements de terrain qu'on a connus à Nicolet en 1955, à Yamaska en 1974 et à St-Jean-Vianny en 1971 où il y a eu 31 morts et des dégâts très importants.
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