ÎLES DE LA MADELEINE

Quatre-vingt-quinze pour cent des îles de la Madeleine se situent à moins de 25 m d’altitude.

Les quatre îles principales de la partie sud de l’archipel (îles du Havre Aubert, d’Entrée, du Cap aux Meules et du Havre aux Maisons) émergent de ces basses terres à fleur d’eau, et leur forme plus ou moins conique trahit leur origine volcanique. Les buttes volcaniques se sont formées entre deux et cinq millions d’années lors de la remontée de dômes d’évapo-rites (sel). Ces dômes ont alors soulevé la plate-forme sédimentaire madelinienne. Les noyaux rocheux sont dominés par des basaltes et des calcaires cristallins appartenant à la forma-tion du cap au Diable (335 millions d’années AA). L’altitude maximale de ces dômes, soit 170 m, est atteinte sur l’île d’Entrée (Maillet 1992; Dubois 1992) (figures 2.11 et 2.12).

Des piémonts étroits, très morcelés et bas en altitude (moins de 50 m) sont adossés à la majorité des buttes volcaniques. Ces piémonts sont formés de roches diverses, mais principalement de calcaire et de gypse. Ces matériaux ont tendance à se dissoudre sous l’action des eaux de ruis-sellement, créant ainsi un relief karstique composé de nombreuses dolines (Dubois 1992).

Enfin, des plates-formes sédimentaires gréseuses de moins de 75 m d’altitude entourent les complexes volcano-sédimentaires. Les plates-formes, dominées par des grès de couleur rouge ou gris-vert, se seraient formées dans des mers il y a 250 millions d’années. Elles appartiennent à la formation du cap aux Meules, une formation passablement plus jeune que celles présentes aux îles de Mingan ou encore sur l’île d’Anticosti. La plate-forme est parfois surmontée de crêtes résistantes à l’érosion, formées de grès gris-vert à ciment cal-caire (Sanschagrin 1964; Laverdière, Guimont et Roy-Venne 1976; Maillet 1992; Dubois 1992).

Depuis le début du Quaternaire, qui aurait commencé il y a environ 2,6 millions d’années, plusieurs glaciations ont affecté l’est de l’Amérique du Nord. La plus récente a marqué les îles de Mingan et l’île d’Anticosti. Il en est autrement pour les îles de la Madeleine, où l’on trouve plutôt les traces d’une glaciation plus ancienne. Les glaces n’ont alors envahi que la section sud de l’archipel où l’on trouve des galets sédimentaires striés par contact avec d’autres matériaux à l’intérieur du glacier. À la suite du passage de ce glacier, les îles, déprimées, auraient été submergées. Une mince pellicule discontinue de gravier littoral retrouvée sur plusieurs sommets atteste cette submersion. Généralement, le mince gravier littoral est accompagné de gros blocs cristallins transportés par les glaces de dérive (blocs glaciels) (Laverdière, Guimont et Roy-Venne 1976; Dubois 1992).

Les îles de la Madeleine n’ont donc pas été englacées lors de la dernière poussée glaciaire. À ce moment, le niveau marin devait se situer plus bas que le niveau actuel, puisque les inlandsis de la planète avaient emmagasiné sous forme de glace d’énormes quantités d’eau tirées des mers (Dubois 1992). Le climat devait être relativement froid, et c’est alors qu’ont dû se former des structures périglaciaires, notamment les fentes de gel observées ici et là en bordure des falaises (Laverdière, Guimont et Roy-Venne 1976). Avec la fonte de la calotte glaciaire sur le continent, le niveau marin entourant les îles de la Madeleine a monté, mais sans excéder le niveau actuel.

Enfin, les îles de la Madeleine sont soumises à une subsidence isostatique (enfoncement de la croûte terrestre) depuis au moins 6 500 ans. Cet enfoncement de la plate-forme madelinienne serait de l’ordre de 1 mm/an. La subsidence, et la remontée du niveau de l’eau qui en est son corollaire, est notamment démontrée par la présence, sous quelques mètres d’eau et de sable bordant le littoral, de débris ligneux et de dépôts organiques. Cet enfoncement, lié à la grande fragilité des falaises et à de nombreuses tempêtes, fait en sorte que les îles font l’objet d’une érosion généralisée. Sur une période de 20 ans (1963-1983), les côtes de dépôts meubles, qui correspondent aux deux tiers des 435 km du littoral

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Figure 2.11 - Altitude (m) des îles de la Madeleine

Altitude (m) 0 - 20 20 - 40 40 - 60 60 - 80 80 - 100 100 - 120 120 - 140 140 - 160

Altitude (m) kilomètres10010

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Figure 2.12 - T ypes de relief selon les districts écologiques des îles de la Madeleine

Type de reliefDistrict écologique kilomètres10010

GUIDE DE RECONNAISSANCE DES TYPES ÉCOLOGIQUES DES RÉGIONS ÉCOLOGIQUES 5j • 5k madelinien, ont reculé de près de 28 m, tandis que les côtes de falaises (un tiers du littoral) ont connu un recul de près de 90 m (Grenier et Dubois 1992). Il se peut qu’une partie de la hausse du niveau de l’eau soit liée au réchauffement climatique. Cela dit, il demeure impos-sible de préciser l’ampleur de la remontée du niveau de l’eau comparativement à celle de la subsidence isostatique. « Chose certaine, le résultat donne une inexorable érosion des côtes des Îles de la Madeleine » (Dubois 1992 : 44).

L’érosion des divers matériaux formant l’assise rocheuse des îles, et principalement les grès rouges facilement érosifs, ainsi que l’apport de sable provenant de la mer sont à l’ori-gine de la formation des tombolos. Ces derniers sont entrecoupés de goulets de marée par lesquels l’eau salée pénètre dans les lagunes. À l’origine, toutes les lagunes possédaient leur goulet de marée, mais celui de la lagune nommée baie du Havre aux Basques a été fermé durant plusieurs décennies (de 1956 à récemment) par un remblai de route. L’analyse de cartes anciennes et de photographies aériennes (depuis 1950) révèle une grande insta-bilité dans la position des goulets (Grenier et Dubois 1992; Vigneault et Désilets 1992).

Les dépôts sableux formant les tombolos sont repris en charge par le vent pour former des cordons littoraux parallèles les uns aux autres. Le vent creuse, à même les cordons, des cuvettes de déflation (dépressions que l’on peut dénommer caoudeyre) et forme des dunes longitudinales ou paraboliques pouvant atteindre plus de 10 m de hauteur. Les cordons litto-raux sont localement arqués et entrecoupés de dépôts organiques, formant ainsi des sil-lons, dont le plus bel exemple se situe sur l’île du Havre aux Maisons. Les dépôts organiques s’observent également dans de vastes dépressions humides réparties ici et là dans les bas plateaux. Enfin, les plages actuelles sont alimentées en sable par les sédi-ments des cordons prélittoraux de l’avant-plage, donc venant de la mer (Dubois 1992;

Grenier et Dubois 1992).

Les dépôts des îles de la Madeleine sont principalement constitués d’altérites formées in situ à partir des diverses formations rocheuses (dépôt 8A) (figure 2.13, tableau 2.2). Les dépôts d’altération sont divisés en trois catégories selon leur texture et leur pierrosité. Les dépôts d’altération de pierrosité faible ou modérée et de texture moyenne (loam sableux, 8AL) sont fortement associés à la section centrale des îles (complexes volcano-sédimen-taires). Les dépôts d’altération de pierrosité faible ou modérée et de texture grossière (sable loameux, 8AS) résultent de l’altération des grès des bas plateaux. Enfin, les dépôts d’altération de pierrosité élevée (8AP) sont peu abondants et ne peuvent, selon les con-naissances actuelles, être associés à un substrat rocheux spécifique. Les cordons littoraux sont associés aux dépôts de dune (9A, 9S). Les tourbières forment les dépôts organiques (7T, 7E), alors que les plages actuelles se rapportent au dépôt 6A.

LANDE MARITIME (DÉPÔT 6S) AVEC, À L’ARRIÈRE-PLAN, UNE CRÊTE ROCHEUSE

RECOUVERTE D’UN DÉPÔT 8AL.

ÎLES DE LA MADELEINE, ÎLE DE L’EST

Photo 14

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Figure 2.13 - Dépôts de surface des îles de la Madeleine

Dépôt de surface

7E-7T 8AL-8AP 8AS 9A-9S-6A ND

Dépôt de surface kilomètres10010 (1) La signification des codes est donnée au tableau 2.2

GUIDE DE RECONNAISSANCE DES TYPES ÉCOLOGIQUES DES RÉGIONS ÉCOLOGIQUES 5j • 5k Il est intéressant de noter les étroites relations entre les formations géologiques (Maillet 1992), les dépôts meubles (cartographiés sur les cartes écoforestières) et le type de sol (Tardif 1967). Grosso modo, les dépôts de dune sont liés à des régosols.

Les structures volcaniques et le dépôt 8AL sont associés à des podzols orthiques.

Enfin, les bas plateaux gréseux et le dépôt 8AS sont liés à des podzols à ortstein. La végétation se modèlera sur ces trois grands types de milieux physiques (Grandtner 1967; Beaumont et Chamberland 1976).