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Étymologie
Les termes felsenmeer et blockmeer, d’origine allemande, signifient littéralement « mer de roches » (Chelius, 1896; Penck, 1924). Dans la littérature anglophone, des équivalents tels que blockfield, boulder field et stone field sont couramment utilisés pour désigner des formations similaires (Rea, 2013). Cette diversité terminologique reflète des usages variés, voire ambigus, qui mêlent considérations morphologiques et génétiques. Au Ministère, le terme felsenmeer (Qf) est généralement réservé aux champs de blocs d’origine périglaciaire mis en place durant le Wisconsinien tardif ou lors de glaciations antérieures (Dyke, 1976; Sugden et John, 1976; Sugden et Watts, 1977; Dionne, 1978; Rea et al., 1996; Marquette et al., 2004), et ne s'applique pas, entre autres, aux différents champs de blocs polygéniques.
Description
Les felsenmeer se présentent sous la forme de champs de blocs monogéniques anguleux à subanguleux et issus de la gélifraction. Ces formations se forment généralement au-dessus de zones de roc subaffleurant, ou encore sur une mince couche de matériel diamictique, et sont couramment associées à des microformes périglaciaires, telles que des cercles de pierres, des ostioles, des sols striés, ainsi que des blocs erratiques dispersés parmi des blocs d’origine locale.
Les felsenmeer se développent préférentiellement sur des surfaces planes ou faiblement inclinées, généralement situées sur de hauts plateaux topographiques, où le roc est affleurant ou subaffleurant. La taille des blocs varie généralement entre 40 cm et 2 m en fonction de la lithologie et de l’intensité des processus de météorisation (Rea, 2013).
Les felsenmeer présentent généralement une faible proportion, voire une absence totale de matrice. Dans les cas où elle est présente, celle-ci est majoritairement constituée de sables et d'une très faible proportion de particules fines (silt et argile). Dans certains contextes, la gélifraction et les processus de météorisation se sont exercés sur de longues périodes, les conditions étant favorables au développement des felsenmeer, ce qui a accentué le degré d’altération de leur matrice.
L’accumulation de blocs peut atteindre une épaisseur de 1 à 2 m (Ballantyne, 1998; Rea, 2013). La composition lithologique des blocs est généralement monogénique, reflétant la nature du socle rocheux sous-jacent.
Genèse
Les felsenmeer se forment dans des environnements périglaciaires, où l’action répétée du gel et du dégel provoque la fragmentation mécanique du roc affleurant. Les blocs ainsi formés sont soulevés durant les phases de gel et redéposés lors du dégel, créant une accumulation anguleuse et stratifiée.
En Amérique du Nord, les felsenmeer préservés dans des contextes glaciodynamiques peu érosifs peuvent constituer des témoins morphosédimentaires de terrains situés sous ou à proximité d’une ligne de partage glaciaire (Dubé-Loubert, 2016), voire constituer des ensembles reliques, dont l’origine prédate la dernière glaciation. Les felsenmeer observés aujourd’hui ne sont pas exclusivement liés à la glaciation wisconsinienne, mais peuvent s’être formés par itération des mêmes processus de gélifraction à travers plusieurs cycles glaciaires. Une matrice diamictique oxydée et altérée peut également être observée dans ces felsenmeer anciens lorsque le couvert de blocs est mince (Dubé-Loubert et al., 2016; 2021; Hébert et al., 2023).
Répartition spatiale
Les felsenmeer sont principalement observés dans les régions froides et montagneuses de l’hémisphère nord, notamment dans l’archipel arctique canadien, le Nord-du-Québec, le Labrador, certaines régions des États-Unis, l’Écosse, le Groenland, l’Islande, la Scandinavie et le Royaume-Uni (Sugden et Watts, 1977; Marquette et al., 2004; Ballantyne, 2010; Rea, 2013).
Dans le Nord-du-Québec, les felsenmeer occupent les hauts plateaux de la région des monts Torngat, dont les sommets atteignent entre 1000 et 1500 m d’élévation (Sugden et Watts, 1977; Marquette et al., 2004), ainsi que sur les plateaux
Références
Publications accessibles dans SIGÉOM Examine
BROUARD, E., ROY, M., DUBÉ-LOUBERT, H., LAMARCHE, O., HÉBERT, S., 2020. Carte des dépôts de surface de la province de Québec, rapport sur les méthodes et les données. UQAM, MERN; MB 2020-10, 42 pages, 1 plan.
DUBÉ-LOUBERT, H., DAUBOIS, V., ROY, M., 2016. Géologie des dépôts de surface de la région du lac Henrietta (24H). MERN, UQAM; RP 2016-01, 32 pages, 1 plan.
DUBÉ-LOUBERT, H., HÉBERT, S., ROY, M., 2019. Géologie des dépôts de surface de la région de la rivière Arnaud (SNRC 25D [moitié sud] et 24M [moitié nord]). MERN, UQAM; RP 2018-04, 20 pages, 1 plan.
DUBÉ-LOUBERT, H., 2019. Géologie des dépôts de surface de la région de la rivière Arnaud (SNRC 24M05 à 24M08, 25D06, 25D07, 34P08, 34P09, 34P16, 35A01 et 35A08), péninsule d'Ungava. MERN; RP 2019-01, 23 pages, 2 plans.
HÉBERT, S., LÉVESQUE, M.-A., PROULX, A., 2023. Géologie des dépôts de surface de la région des lacs Nuvilic, Nunavik, Québec, Canada. MRNF; BQ 2023-01, 1 plan.
Autres publications
Ballantyne, C.K., 1998. Age and significance of mountain‐top detritus. Permafrost and Periglacial Processes; volume 9, pages 327-345. https://doi.org/10.1002/(SICI)1099-1530(199810/12)9:4%3C327::AID-PPP298%3E3.0.CO;2-9
Ballantyne, C.K., 2010. A general model of autochthonous blockfield evolution. Permafrost and Periglacial Processes; volume 21, pages 2890-300. https://doi.org/10.1002/ppp.700
Chelius, C., 1896. Die Bildung der Felsenmeere im Odenwald. Zeitschrift der Deutschen Geologischen Gesellschaft, 644-651.
Dionne, J.-C., 1978. Les champs de blocs en Jamésie, Québec subarctique. Géographie physique et Quaternaire; volume 32, pages 119-144. https://doi.org/10.7202/1000345ar
Dubé-Loubert, H., Roy, M., Veillette, J. J., Brouard, E., Schaefer, J. M., & Wittmann, H., 2021. The role of glacial dynamics in the development of ice divides and the Horseshoe Intersection Zone of the northeastern Labrador Sector of the Laurentide Ice Sheet. Geomorphology; volume 387, 107777. https://doi.org/10.1016/j.geomorph.2021.107777
Dyke, A.S., 1976. Tors and Associated Weathering Phenomena, Somerset Island, District of Franklin. In: Report of Activities Part B, Commission géologique du Canada; Études 76-1B, pages 209-216. https://doi.org/10.4095/104103
Marquette, G.C., Gray, J.T., Gosse, J.C., Courchesne, F., Stockli, L., Marpherson, G., Finkel, R., 2004. Felsenmeer persistence under non-erosive ice in the Torngat and Kaumajet mountains, Quebec and Labrador, as determined by soil weathering and cosmogenic nuclide exposure dating. Canadian Journal of Earth Sciences; volume 41, pages 19-38. https://doi.org/10.1139/e03-072
Penck, W., 1924. Die morphologische Analyse: ein Kapitel der physikalischen Geologie (No. 2). J. Engelhorns nachf. 283 pages.
Rea, B.R., Whalley, W.B., Rainey, M.M., Gordon, J.E., 1996. Blockfields, old or new? Evidence and implications from some plateaus in northern Norway. Geomorphology; volume 15, pages 109-121. https://doi.org/10.1016/0169-555X(95)00118-O
Rea, B.R., 2013. Blockfields (felsenmeer). In: Encyclopedia of quaternary science (pp. 523-534). Elsevier. https://doi.org/10.1016/B978-0-444-53643-3.00103-5
SUGDEN, D.E., JOHN, B.S., 1976. Glaciers and landscape, a geomorphological approach. John Wiley and Sons, New York, 376 pages.
Sugden, D.E., Watts, S.H., 1977. Tors, Felsenmeer, and Glaciation in Northern Cumberland Peninsula, Baffin Island. Canadian Journal of Earth Sciences; volume 14, pages 2817-2823. https://doi.org/10.1139/e77-248
Collaborateurs
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Première publication |
Simon Hébert, géo. stag., M. Sc. Simon.Hébert@mrn.gouv.qc.ca (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). |
19 mai 2026