Géologie et physiographie

Le site se trouve dans le bassin Wellesley (figure 6), une zone géologique déprimée dans la partie Ouest de la subdivision Intérieure de la Cordillère Canadienne (Bostock, 1948; Matthews, 1986; Gabrielse et al., 1991). Ce bassin est bordé au sud-ouest par les chaînes de montagnes Nutzonin et Kluane, elles-mêmes annexées à la chaîne majeure des monts St-Elias (figure 6). Les monts St-Elias incluent les plus hauts sommets du Canada (>4000 m). Ils accueillent actuellement le complexe de calottes glaciaires St-Elias (Jackson et al., 1991). Très anguleux, leurs plus hauts sommets forment des nunataks. Les montagnes Nutzonin et Kluane, quant à elles, s’organisent en une chaîne qui longe le pied nord-est des monts St-Elias. Séparant les monts St-Elias du bassin Wellesley, ces deux entités sont très semblables (Matthews, 1986;

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Gabrielse et al., 1991). La chaîne Nutzonin est plus au nord, la chaîne Kluane est plus au sud et leur élévation est de l’ordre des 2000 m (Moffit, 1943; Matthews, 1986; Gabrielse et al., 1991). Ses sommets aussi très anguleux traduisent une érosion glaciaire récente. Encore aujourd’hui, la chaîne Nutzonin accueille quelques petits glaciers de cirque et glaciers rocheux (Moffit, 1943). La chaîne Kluane est similaire (Israel et Cobbett, 2008). De l’autre côté, au nord-est, le bassin Wellesley est bordé par la chaîne de montagnes Dawson (figure 6). Incluse au Plateau du Yukon, ses sommets sont plus bas et arrondis par les plus anciennes glaciations puis ses vallées glaciaires ont été incisées plus récemment (Bostock, 1948).

L’altitude du Bassin Wellesley est plutôt faible (600-700 m) comparée au Plateau du Yukon (1000-1500 m), aux montagnes Nutzonin (2000-2500 m) et aux monts St-Elias (>4000 m – Bostock, 1948). Cette configuration lui attribue le rôle de réceptacle efficace pour les glaciers et sédiments associés (figure 6). Lors de la dernière glaciation, le lobe glaciaire St-Elias était constitué d’un complexe de glaciers de piémont (Denton, 1974; Jackson et al., 1991). Il provenait des monts St-Elias, traversait les montagnes Nutzonin et Kluane et se terminait dans la zone déprimée constituée du bassin Wellesley et de la faille Shakwak (figures 6 et 9). Une partie du complexe glaciaire empruntait le tracé de la rivière White, qui passe à quelque 20 km à l’est du site (Denton, 1974; Turner et al., 2013).

La lithologie sous le bassin est tributaire de la terrane Windy-McKinley, agglomérée au continent autour du Jurassique inférieur (180 Ma – Hart, 2005). Issue d’une croûte océanique, les roches volcaniques et intrusives qui la composent sont ultramafiques. L’assemblage de roches sédimentaires qui s’y joint contient principalement des schistes argileux, cherts et calcaires (Hart, 2005) datant du Dévonien (410 Ma) au Crétacée (65 Ma – Tempelman-Kluit, 1974). De manière générale, l’imposant remplissage de dépôts quaternaires dans le bassin Wellesley (figure 6) empêche la connaissance de sa lithologie exacte. L’affleurement de roche à quelque 3.5 km du site constitue la seule source d’information locale. Cet affleurement est constitué de basalte vert massif aphanitique, de tuffs et de brèches volcaniques (Tempelman- Kluit, 1974). Les montagnes Nutzonin et Kluane représentent la sources principale des épandages glaciaires du bassin Wellesley, elles ont abondament alimenté l’écoulement glaciaire de la rivière White (Denton, 1974). Tous deux appartenant à la terrane Wrangelia, elles sont composées de lits un peu déformés de schiste argileux, arkose, wacke, conglomérat, calcaire et

autres roches détritiques (Moffit, 1943; Israel et Cobbett, 2008). Les plus vieilles roches sont du Dévonien mais la grande majorité provient plutôt du Permien jusqu’au Crétacé (Moffit, 1943; Israel et Cobbett, 2008). Ces lits sédimentaires sont entrecoupés de dykes, sills et autres intrusions de roches magmatiques de la famille des granodiorites (Moffit, 1943). Des épanchements de laves basaltiques et andésitiques recouvrent partiellement le tout (Moffit, 1943). Les épanchements auraient débuté au Paléogène (début du Tertiaire) et continuent toujours de manière intermittente (Moffit, 1943). Les monts St-Elias constituent une source secondaire des épandages glaciaires du bassin Wellesley. Ils appartiennent à la terrane Alexander (Smith et al., 2004). Cette dernière s’est formée en trois phases entre le Cambrien et Trias puis s’est annexée au continent à la fin du Crétacée (Gerhels et Saleeby, 1987). Les roches qui la composent incluent principalement les clastes volcaniques, le calcaire, le marbre, le greenstone, l’argilite, la phylite, la quartzite, le graywacke, le chert, la diorite et la granodiorite (Campbell et Dodd, 1982). En résumé, la diversité lithique potentielle de l’épanchement glaciaire dans le bassin Wellesley apparaît très grande.

Figure 6 – Répartition des épais dépôts quaternaires dans la région, selon les données de la Commission Géologique du Yukon (Lipovsky et Bond, 2014). La couverture de dépôt en ces lieux est trop importante pour

reconnaître la nature du socle rocheux. Le modèle de terrain ombragé en arrière-plan a été généré à partir des données de Ressources Naturelles Canada (RNCan, 2000).

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Le site d’étude se trouve près de la marge sud-ouest du bassin Wellesley, sur la moraine de décrépitude non orientée (figure 12 – Rampton, 1971a; Rampton, 1971b: Lipovsky et Bond, 2014) du lobe glaciaire St-Elias (Jackson et al., 1991). Cette moraine est associée à la glaciation de Mirror Creek (figures 9 et 10 – Rampton, 1971). Le relief y est ondulé (figure 7 – Rampton, 1971a; Rampton, 1971b; Lipovsky et Bond, 2014). La rivière Beaver Creek, située à 2.2 km à l’ouest (figure 7), draine un bassin versant partiellement glaciaire à cheval entre les monts St- Elias et les montagnes Nutzonin, jusqu’au fleuve Yukon, en direction nord-nord-est. Elle a partiellement érodé la moraine sur laquelle se trouve le site d’étude (figure 12). D’une dimension inférieure, la rivière Enger Creek (figure 7) draine les deux massifs rocheux près du site (à l’est). Elle longe le côté est de la moraine qu’elle a érodé (figure 12).

Figure 7 – Élévation aux environs du site d’étude, selon les données de Ressources Naturelles Canada (RNCan, 2000). L’élévation sous le pont (à l’endroit de l’astérisque) est de 667 m; elle est de 722 m au marais Eikland.