Dernière modification :
Étymologie
Le terme esker aurait été utilisé initialement par Close (1867) dans sa revue de la géologie glaciaire irlandaise, puis introduit en Amérique du Nord par Upham (1876). Le terme, provenant du mot irlandais eiscir (ou encore du gallois escair) et qui signifie crête, a longtemps été utilisé dans le monde anglo-saxon sans différence avec le terme kame (Levasseur, 1995), lequel revêt une signification différente de nos jours. Les Scandinaves utilisent davantage les termes ås ou ôs et leurs dérivés pluriels osar ou åsar. Les géographes français utilisaient d’ailleurs le terme os jusque dans les années 1950.
Description
Le terme esker est généralement évoqué pour décrire une mince crête rectiligne ou sinueuse en relief positif par rapport à la topographie environnante, et qui a été déposée par des processus fluvioglaciaires. Dans un même corridor fluvioglaciaire, les crêtes peuvent être nombreuses et se couper, formant parfois des réseaux d’apparence anastomosée.
Les eskers sont continus ou discontinus et mesurent quelques centaines de mètres à plusieurs centaines de kilomètres de longueur, quelques centaines de mètres de largeur et jusqu’à 200 mètres de hauteur (Wilson, 1939; Flint, 1971; Shilts et al., 1987; Warren et Ashley, 1994; Benn et Evans, 2010). La hauteur et la largeur sont normalement proportionnelles à la longueur de la construction (Levasseur, 1995). Les flancs des crêtes sont généralement abrupts, mais peuvent être moins pentus suite à l’action de processus gravitaires, de remaniement ou encore à cause de certains paramètres inhérents à la topographie et du substrat de la glace (Allard, 1974; Shreve, 1985a; 1985b). Dans certains cas, ils peuvent être assez plats, par exemple, lorsqu’ils ont été construits tardivement au cours de la déglaciation.
Les sédiments retrouvés dans un esker peuvent être constitués de silt, de sables, de graviers et de blocs fluvioglaciaires (Sugden et John, 1976; Warren et Ashley, 1994; Brennand, 2000; Benn et Evans, 2010), lesquels sont généralement granoclassés et stratifiés. En général, le matériel est arrondi à subarrondi et témoigne d’un transport important par les eaux de fonte. Les eskers montrent typiquement un granoclassement normal, alors que le cœur est constitué de particules plus grossières (cailloux et blocs) et que la surface est formée de sables et de graviers stratifiés. Des failles normales sont observables dans le sédiment, de même que des structures entrecroisées (Terwindt et Augustinus, 1985), respectivement associées à des processus glaciotectoniques et au caractère épisodique des apports en eau de fonte.
Les eskers peuvent être isolés, mais s’organisent le plus couramment en essaims nourris par un réseau dendritique et complexe de chenaux sous-glaciaires (Flint, 1971). Les eskers sont généralement orientés subparallèlement à la direction de l’écoulement glaciaire (Tanner, 1937; Sugden et John, 1976) et situés dans des régions de bas relief (Flint, 1971; Lundqvist, 1979). L’organisation et la répartition spatiale des eskers traduisent d’une manière générale le schéma de retrait de la marge glaciaire, puisqu’ils sont globalement disposés perpendiculairement à celle-ci.
Là où les vallées sont plus encaissées et la glace est moins épaisse, le patron de drainage marqué par des eskers est organisé en fonction du relief (Mannerfelt, 1945), sauf si la direction d’écoulement glaciaire est fortement perpendiculaire à ces vallées (Flint 1971). Le profil des eskers est généralement faiblement incliné vers l’aval glaciaire, mais il est possible de voir certaines crêtes gravir des reliefs modérés (Flint, 1971; Shreve, 1972).
Des kettles bordent typiquement les cordons d’eskers ou sont présents à l’intérieur des segments les plus larges (Flint, 1971). Les eskers se présentent en association avec plusieurs autres formes fluvioglaciaires, comme des kames, des moraines proglaciaires ou des chenaux proglaciaires ou sous-glaciaires (Sugden et John, 1976). Les moraines frontales sont typiquement plus imposantes à la rencontre de cordons d’eskers.
Genèse
Peu d’eskers ont pu être observés au moment de leur formation pour des raisons évidentes d’accès, mais les premières mentions d’observations directes (Lewis, 1949) ont confirmé les théories jusqu’alors préexistantes (Hummel, 1874; De Geer, 1897; Mannerfelt, 1945; Flint, 1947).
Les eskers peuvent se déposer dans un contexte de glace active (Synge, 1950; Barnett et Holdsworth, 1974; Shreve, 1972; 1985; Gorrell et Shaw, 1991) ou de glace en décrépitude et relativement mince (Flint 1930; 1971; Shaw, 1972; Cheel, 1982; Hebrand et Åmark, 1989; Ashley et al., 1991). Sugden et John (1976) suggèrent que tous les eskers sont préservés sous une glace inactive.
Dans l’environnement glaciaire, des systèmes de drainage supraglaciaire, intraglaciaire ou sous-glaciaire peuvent coexister (Röthlisberger, 1972; Sugden et John, 1976; Benn et Evans, 2010). Ces systèmes sont en évolution constante, l’eau pouvant se déplacer spatialement dans le glacier soit par perméabilité primaire (perméabilité de la glace) ou secondaire (système karstique, crevasse, moulin). Par exemple, un chenal supraglaciaire peut transiter vers un tunnel sous-glaciaire en passant par un moulin. L’eau provient de la fusion de la glace des parois de ces tunnels glaciaires. Les chenaux sous-glaciaires qui sont à l’origine des eskers prennent la forme de tunnels se formant à la base d’un glacier où l’eau de fonte est canalisée sous de forte pression, surcreusant la glace surincombante.
Les eskers correspondent au remplissage de ces tunnels par du matériel granulaire qui forment des crêtes sinueuses après le retrait des glaces (figure 1; Benn et Evans, 2010). La pression hydraulique élevée dans les tunnels sous-glaciaires permet à ceux-ci de ne pas se refermer sous la pression cryostatique (figure 2; Röthlisberger, 1972; Shreve, 1972; Sugden et John, 1976). Cette forte pression hydrostatique permet également le transport de grandes quantités de sédiment (Benn et Evans, 2010) qui se déposent dans le tunnel sous-glaciaire lors d’une baisse du débit hydraulique, typiquement à la suite de crues printanières (Flint, 1971). Cette forte pression explique également la construction des segments d’eskers non contrôlés par la topographie (Shreve, 1972; 1985; Sugden et John, 1976; Syverson et al., 1994; Benn et Evans, 2010).
La direction de l’écoulement des eskers est contrôlée par la pression cryostatique et par le potentiel hydraulique. La pression cryostatique est contrôlée par la pente de la surface glaciaire et par la topographie où repose le lit glaciaire (Flint, 1971; Shreve, 1972). Ceci explique que le drainage glaciaire s’effectue favorablement vers les zones de basse pression, comme les contextes de marge glaciaire interlobaire ou de zone de confluence en marge glaciaire (Veillette, 1986; Gustavson et Boothroyd, 1987; Warren et Ashley, 1994; Huddart et al., 1999). La direction des longs trains d’eskers est plus représentative de la direction tardive d’écoulement d’un glacier que celle mesurée à partir de formes glaciaires comme les drumlins (Embleton; 1964; Sugden et John, 1976).
À la marge glaciaire, la pression hydraulique diminue rapidement et les sédiments se déposent en créant des épandages subaériens ou subaquatiques selon le contexte de la marge, c’est-à-dire en contact ou non avec un plan d’eau proglaciaire (Banerjee et McDonald, 1975; Brennand, 2000). Dans le cas des épandages subaquatiques, plusieurs deltas juxtaglaciaires peuvent être répertoriés le long d’un esker, témoignant du retrait successif de la marge glaciaire au contact d’un plan d’eau (figure 3), ce qui produit des eskers d’apparence perlée. Typiquement, la fraction grossière sera déposée dans le tunnel, tandis que la fraction la plus fine sera déposée à l’exutoire de celui-ci, formant ainsi un épandage (Warren et Ashley, 1994). Le retrait subséquent de la marge, et conséquemment l’éloignement de la source granulaire, participera à recouvrir de matériel fin la crête d’esker préalablement déposée.
Utilité
En tant que vecteurs de transport sédimentaire bien définis, les eskers sont couramment utilisés en glacioprospection. Des comptages pétrographiques et l’identification de minéraux indicateurs permettent de tracer les roches sources présentant un potentiel économique pour différents contextes métallogéniques (Lee, 1965; McClenaghan et Kjarsgaard, 2007; Cummings et al., 2010).
De plus, les eskers sont une source de granulat de bonne qualité et peu coûteux, utilisée dans le domaine de la construction (Locat et al., 1990). Les eskers constituent finalement une réserve en eau souterraine de grande qualité pour plusieurs municipalités et entreprises québécoises. En effet, les dépôts à grain fin mis en place sur le flanc des eskers sont peu perméables et donc propices à la formation d’aquifères (Nadeau, 2011).
Répartition spatiale
Les eskers sont des formes ubiquistes dans les régions ayant été englacées (Storrar et al., 2013). Leur présence est en nombre plus important dans les territoires où le socle est rigide, par exemple dans le Bouclier canadien (Shilts et al., 1987; Clark et Walder, 1994), mais on en retrouve aussi sur des substrats d’autres natures (Benn et Evans, 2010). La formation actuelle d’eskers a été observée en Antarctique (Drews et al., 2017) et certaines formes similaires ont même été identifiées sur Mars (Kargel, 1992).
Au Québec, les eskers sont répertoriés dans presque tous les ouvrages régionaux traitant de la géologie du Quaternaire, à l’exception des secteurs non habités et affectés par l’existence d’un lac ou d’une mer postglaciaire. Dans les Basses-Terres de l’Abitibi et de la baie James et dans les Basses-Terres du Saint-Laurent, les eskers observés sont généralement enfouis, partiellement ou en totalité, sous une couche d’argiles ou de sables glaciomarins ou glaciolacustres (Veillette et al., 2007; Nadeau, 2011; Lamarche et Dubé-Loubert, 2017).
Références
Publications accessibles dans SIGÉOM Examine
Autres publications
ALLARD, M., 1974. Géomorphologie des eskers abitibiens. Cahiers de géographie du Québec; volume 18, pages 271-296. doi.org/10.7202/021195ar
ASHLEY, G.M., BOOTHROYD, J.C., BORNS JR, H.W., 1991. Sedimentology of late Pleistocene (Laurentide) deglacial-phase deposits, eastern Maine; An example of a temperate marine grounded ice-sheet margin. Geological Society of America; Special Paper 261, pages107-125. doi.org/10.1130/SPE261-p107
BANERJEE, I., MCDONALD, B.C., 1975. Nature of esker sedimentation. Dans : JOPLING, A.V., MCDONALD, B.C. (Eds), Glaciofluvial and glaciolacustrine sedimentation. Society of Paleontologists and Mineralogists; Special Publication 23, pages 132-154. doi.org/10.2110/pec.75.23.0132
BARNETT, D. M., HOLDSWORTH, G., 1974. Origin, morphology, and chronology of sublacustrine moraines, Generator Lake, Baffin Island, Northwest Territories, Canada. Canadian Journal of Earth Sciences; volume 11, pages 380-408. doi.org/10.1139/e74-036
BENN, D.I., EVANS, D.J.A., 2010. Glaciers and glaciations, second edition. Routledge, Taylor & Francis Group, London and New York, 802 pages. doi.org/10.4324/9780203785010
BRENNAND, T.A., 2000. Deglacial meltwater drainage and glaciodynamics: inferences from Laurentide eskers, Canada. Geomorphology; volume 32, pages 263-293. doi.org/10.1016/S0169-555X(99)00100-2
CHEEL, R.J., 1982. The depositional history of an esker near Ottawa, Canada. Canadian Journal of Earth Sciences; volume 19, pages 1417-1427. doi.org/10.1139/e82-123
CLARK, P.U., WALDER, J.S., 1994. Subglacial drainage, eskers, and deforming beds beneath the Laurentide and Eurasian ice sheets. Geological Society of America Bulletin; volume 106, pages 304-314. doi.org/10.1130/0016-7606(1994)106<0304:SDEADB>2.3.CO;2
CLOSE, M.H., 1867. Notes on the general glaciation of Ireland. Journal of the Royal Geological Society of Ireland; volume 1, pages 207-242.
CUMMINGS, D.I., RUSSELL, H.A.J., SHARPE, D.R., KJARSGAARD, B.A., 2010. Eskers as Mineral Exploration Tools: An Annotated Bibliography. Geological Survey of Canada; Open File 6560, 102 pages. doi.org/10.4095/286002
DE GEER, G.J., 1897. Om rullstensåsarnas bildningssatt. GeologiskaFöreningensi Stockholm Förhandlingar; Bd. 19, pages 366-388. doi.org/10.1080/11035899709448614
DREWRY, D., 1986. Glacial geologic processes. Edward Arnold, Baltimore, 700 pages.
DREWS, R.. PATTYN, F., HEWITT, I.J., NG, F.S.L., BERGER, S., MATSUOKA, K., HELM, V., BERGEOT, N., FAVIER, L., NECKEL, N., 2017. Actively evolving subglacial conduits and eskers initiate ice shelf channels at an Antarctic grounding line. Nature Communications; volume 8, 10 pages. doi.org/10.1038/ncomms15228
EMBLETON, C., 1964. Sub-glacial drainage and supposed ice-dammed lakes in North-East Wales. Proceedings of the Geologists’ Association; volume 75, pages 31-32. doi.org/10.1016/S0016-7878(64)80009-2
FLINT, R.F., 1930. The origin of the irish »Eskers ». Geographical Review; volume 20, pages 615-630. doi.org/10.2307/209015
FLINT, R.F., 1947. Glacial geology and the Pleistocene epoch. New York, John Wiley & Sons, pages 150-155.
FLINT, R.F., 1971. Glacial and Quaternary geology. New York, John Wiley & Sons, 892 pages.
GORRELL, G., SHAW, J., 1991. Deposition in an esker, bead and fan complex, Lanark, Ontario, Canada. SedimentaryGeology; volume 72, pages 285-314. doi.org/10.1016/0037-0738(91)90016-7
GOULET, C., 2010. La prospection glacio-sédimentaire en zone d’écoulements glaciaires multiples comme outil pour l’exploration de gisements aurifères: le cas du secteur de Meadowbank au nord de Baker Lake, Nunavut. Université du Québec à Montréal, mémoire de maîtrise, 107 pages. Source
GUSTAVSON, T.C., BOOTHROYD, J.C., 1987. A depositional model for outwash, sediment sources, and hydrologic characteristics, Malaspina Glacier, Alaska: A modern analog of the southeastern margin of the Laurentide Ice Sheet. Geological Society of America Bulletin; volume 99, pages 187-200. doi.org/10.1130/0016-7606(1987)99<187:ADMFOS>2.0.CO;2
HEBRAND, M., ÅMARK, M., 1989. Esker formation and glacier dynamics in eastern Skane and adjacent areas, southern Sweden. Boreas; volume 18, pages 67-81. doi.org/10.1111/j.1502-3885.1989.tb00372.x
HUDDART, D., BENNETT, M.R., GLASSER, N.F., 1999. Morphology and sedimentology of a high-arctic esker system: Vegbreen, Svalbard. Boreas; volume 28, pages 253-273. doi.org/10.1111/j.1502-3885.1999.tb00219.x
HUMMEL, D., 1874. Om rullstenbildningar. K. Svenska Vetenskaps-Akademiens Förhandlingar, Bihang til; volume 2, 36 pages.
KARGEL, J.S., STROM, R.G., 1992. Ancient glaciation on Mars. Geology; volume 20, pages 3-7. doi.org/10.1130/0091-7613(1992)020<0003:AGOM>2.3.CO;2
LEE, H.A., 1965. Investigation of eskers for mineral exploration. Geological Survey of Canada; Paper 65-14, pages 1-17. doi.org/10.4095/100988
LEVASSEUR, D., 1995. Les eskers : essai de synthèse bibliographique. Géographie physique et Quaternaire; volume 49, pages 459-479. doi.org/10.7202/033066ar
LEWIS, W.V., 1949. An esker in process of formation: Böverbreen, Jotunheimen, 1947. Journal of Glaciology; volume 1, pages 314-319. doi.org/10.3189/S0022143000010066
LOCAT, J., CHAGNON, J.-Y., BRAZEAU, A., BÉRUBÉ, M.-A., BÉLANGER, J., 1990. L’inventaire des granulats au Québec. Bulletin de l’Association Internationale de Géologie de l’Ingénieur, volume 41, pages 107-116. doi.org/10.1007/BF02590211
LUNDQVIST, J., 1979. Morphogenetic Classification of Glacifluvial Deposits. Sverigesgeologiska undersökning: Serie C, Avhandlingar och uppsatser; volume 767. 72 pages.
MANNERFELT, C.M.S., 1945. Några Glacialmorfologiska Formelement: Och Deras Vittnesbörd Om Inlandsisens Avsmält-Ningsmekanik I Svensk Och Norsk Fjällterräng. Geografiskaannaler; volume 27, 239 pages. doi.org/10.1080/20014422.1945.11880732
MCCLENAGHAN, M.B., KJARSGAARD, B.A., 2007. Indicator Mineral and Surficial Geochemical Exploration methods for Kimberlite in Glaciated Terrain; Examples from Canada. Dans: Goodfellow, W.D. (ed), Mineral Deposits of Canada: A Synthesis of Major Deposit-Types, District Metallogeny, the Evolution of Geological Provinces, and Exploration Methods, Geological Association of Canada, Special publication No.5, pages 983-1006. Source
NADEAU, S., 2011. Estimation de la ressource granulaire et du potentiel aquifère des eskers de l’Abitibi-Témiscamingue et du sud de la Baie-James (Québec). Université du Québec à Montréal; mémoire de maîtrise, 34 pages. Source
RÖTHLISBERGER, H., 1972. Water Pressure in Subglacial Channels. Journal of Glaciology; volume 11, pages 177-203. doi.org/10.3189/S0022143000022188
SHARPE, D.R., 1988. Glaciomarine fan deposition in the Champlain Sea. Dans : GADD, N.R. (Ed), The Late Quaternary development of the Champlain Sea Basin. Geological Association of Canada; Special paper 35, pages 63-82.
SHAW, J., 1972. Sedimentation in the ice‐contact environment, with examples from Shropshire (England). Sedimentology; volume 18, pages 23-62. doi.org/10.1111/j.1365-3091.1972.tb00002.x
SHILTS, W.W., AYLSWORTH, J.M., KASZYCKI, C.A., KLASSEN, R.A., 1987. Canadian Shield. Dans : GRAF, W.L. (ed), Geomorphic systems of North America: Boulder Colorado, Centennial Special Volume 2, Geological Society of America, pages 119-161. doi.org/10.1130/DNAG-CENT-v2.119
SHREVE, R.L., 1972. Movement of water in glaciers. Journal of Glaciology; volume 11, pages 205-214. doi.org/10.3189/S002214300002219X
SHREVE, R.L., 1985a. Esker characteristics in terms of glacier physics, Katahdin esker system, Maine. Geological Society of America Bulletin; volume 96, pages 639-646. doi.org/10.1130/0016-7606(1985)96<639:ECITOG>2.0.CO;2
SHREVE, R.L., 1985b. Late Wisconsin ice-surface profile calculated from esker paths and types, Katahdin esker system, Maine. Quaternary Research; volume 23, pages 27-37. doi.org/10.1016/0033-5894(85)90069-9
STORRAR, R.D., STOKES, C.R., EVANS, D.J.A., 2013. A map of large Canadian eskers from Landsat satellite imagery. Journal of Maps; volume 9, pages 456-473. doi.org/10.1080/17445647.2013.815591
SUGDEN, D.E., JOHN, B.S., 1976. Glaciers and landscape, a geomorphological approach. John Wiley and Sons, New York, 376 pages.
SYNGE, F.M., 1950. The glacial deposits around Trim, Co. Meath. Proceedings of the Royal Irish Academy. Section B: Biological, Geological, and Chemical Science; volume 53, pages 99-110. Source
SYVERSON, K.M., GAFFIELD, S.J., MICKELSON, D. M., 1994. Comparison of esker morphology and sedimentology with former ice-surface topography, Burroughs Glacier, Alaska. Geological Society of America Bulletin; volume 106, pages 1130-1142. doi.org/10.1130/0016-7606(1994)106<1130:COEMAS>2.3.CO;2
TANNER, V., 1937. The problems with the eskers; V – The Tälisvuom’puoltsha esker in Enontekis, Lapmark. Fennia; volume 63, 31 pages.
TERWINDT, J.H.J., AUGUSTINUS, P.G.E.F., 1985. Lateral and longitudinal successions in sedimentary structures in the Middle Mause esker, Scotland. Sedimentary Geology; volume 45, pages 161-188. doi.org/10.1016/0037-0738(85)90001-6
UPHAM, W., 1876. On the origin of kames or eskers in New Hampshire. Proceedings of the American Association for the Advancement of Science; volume 25, pages 216-225.
VEILLETTE, J.J., 1986. Former southwesterly ice flows in the Abitibi-Timiskaming region: implications for the configuration of the late Wisconsinan ice sheet. Canadian Journal of Earth Sciences; volume 23, pages 1724-1741. doi.org/10.1139/e86-159
VEILLETTE, J.J., CLOUTIER, V., DE CORTA, H., GAGNON, F., ROY, M., DOUMA, M., BOIS, D., 2007. A complex recharge network, the Barraute esker, Abitibi, Quebec. 60th Canadian Geotechnical Conference and 8th Joint CGS/IAH-CNC Groundwater Conference, October, pages 347-354.
WALDER, J.S., 1982. Stability of sheet flow of water beneath temperate glaciers and implications for glacier surging. Journal of Glaciology; volume 28, pages 273-293. doi.org/10.3189/S0022143000011631
WALDER, J.S., 2010. Röthlisberger channel theory : its origins and consequences. Journal of Glaciology; volume 56, pages 1079-1086. doi.org/10.3189/002214311796406031
WARREN, W.P., ASHLEY, G.M., 1994. Origins of the ice-contact stratified ridges (eskers) of Ireland. Journal of Sedimentary Research; volume A64, pages 433-449. doi.org/10.1306/D4267DD9-2B26-11D7-8648000102C1865D
WEERTMAN, J., 1972. General Theory of Water Flow at the Base of a Glacier of Ice Sheet. Reviews of Geophysics and Space Physics; volume 10, pages 287-333. doi.org/10.1029/RG010i001p00287
WILSON, J.T., 1939. Eskers of north-east of Great Slave Lake. Transactions of the Royal Society of Canada; section IV, volume 33, pages 119-129.
Collaborateurs
Première publication | Olivier Lamarche, géo., M. Sc. olivier.lamarche@mern.gouv.qc.ca, Hugo Raymond, géo. stag., B. Sc. (rédaction); Hugo Dubé-Loubert, géo., Ph. D. (lecture critique); François Leclerc, géo., Ph.D. (conformité du gabarit et du contenu); Simon Auclair, géo., M. Sc. (révision linguistique); Céline Dupuis, géo., Ph.D. (version anglaise); André Tremblay (montage HTML). |